https://journal.ipb.ac.id/index.php/jurnalikt

## ALTERNATIF PENGUKURAN KONSENTRASI OKSIGEN TERLARUT DI LAUT INDONESIA BAGIAN BARAT PADA MUSON TENGGARA

## ALTERNATIVE MEASURING OF DISSOLVED OXYGEN IN THE WESTERN INDONESIAN SEAS DURING SOUTHEAST MONSOON
Faisal Hamzah 1* , Teguh Agustiadi 1 , Mukti Trenggono 2 , Eko Susilo 3 , & Iis Triyulianti 4
1 Pusat Riset Oseanografi, Badan Riset Inovasi Nasional, Jakarta, 14430, Indonesia
2 Program Studi Ilmu Kelautan, Fakultas Perikanan dan Ilmu Kelautan, Universitas Jenderal Soedirman, Purwokerto, 53122, Indonesia
3 Balai Pengelolaan Informasi Sumber Daya Kelautan dan Perikanan, Kementerian Kelautan dan Perikanan, Negara, 82251, Indonesia
4 Pusat Riset Laut Dalam, Badan Riset Inovasi Nasional, Jakarta, 14430, Indonesia
* E-mail: faisal.hamzah@brin.go.id

## ABSTRACT
The  measurement  of  dissolved  oxygen  (DO)  using  the  Winkler  method  has  weaknesses,  but  can  be solved by the spectrophotometric method. The purpose of this study was to measure the concentration of  dissolved  oxygen  based  on  the  spectrophotometric  method  in  the  western  Indonesian  Seas  during the  southeast  monsoon  of  June  2015.  The  concentration  of  DO  was  measured  according  to  the Lambert-Beer  law  using  a  wavelength  of  466  nm. The  results  show  that  the  oxygen  concentration  is high in the  western  of the  Karimata  Strait  and  low  in  the  middle of the  strait  due  to  respiration  and oxidation  of  organic  matter.  The  oxygen  concentration  tends  to  be  homogenous  the  entire  of  water column  of  western  part  of the  Java  Sea  which  indicates  water  well  mixed  and their  concentration  in the  surface  layer  of  the  Sunda  Strait  was  similar  and  gradually  decreased  with  depth.  The  western Indonesian Seas is generally oversaturated corresponding to a quick oxygen air-sea water exchange. The results of the correlation of oxygen measurements between the spectrophotometric method and the sensor  show  a  good  performance,  so  that  it  can  be  used  as  an  alternative  in  measuring  dissolved oxygen concentrations and can be used over a wide range of oxygen concentrations in oceanic, fresh water and coastal areas.
Keywords: dissolved oxygen, spectrophotometry, water mass mixing

## ABSTRAK
Pengukuran oksigen terlarut dengan metode Winkler memiliki kelemahan, namun bisa diatasi dengan metode  spektrofotometri.  Tujuan  dari  penelitian  ini  adalah  mengukur  konsentrasi  oksigen  terlarut berdasarkan  metode  spektrofotometri  di  bagian  barat  laut  Indonesia  pada  muson  tenggara  Juni  2015. Konsentrasi  oksigen  diukur  berdasarkan  hukum  Lambert-Beer  dengan  panjang  gelombang  466  nm. Hasil pengukuran menunjukkan bahwa konsentrasi oksigen tinggi di bagian barat Selat Karimata dan rendah  pada  bagian  tengah  selat  yang  dimungkinkan  karena  tingginya  proses  oksidasi  bahan  organik dan  respirasi.  Konsentrasi  oksigen  cenderung  seragam  di  seluruh  kolom  air  Laut  Jawa  bagian  barat, hal tersebut mencerminkan proses pencampuran sempurna. Konsenstrasi yang sama juga terlihat jelas pada  lapisan  permukaan  di  Selat  Sunda  dan  berkurang  dengan  bertambahnya  kedalaman.  Laut Indonesia bagian barat cenderung supersaturasi pada lapisan permukaan dan mengindikasikan adanya pertukaran yang cepat antara oksigen pada lapisan permukaan air laut dengan atmosfer. Hasil korelasi pengukuran  oksigen  antara  metode  spektrofotometri  dan  sensor  menunjukkan  hubungan  yang  baik sehingga dapat dijadikan alternatif dalam mengukur konsentrasi oksigen terlarut dan dapat  digunakan pada berbagai rentang konsentrasi oksigen yang luas di wilayah laut, air tawar, dan pesisir.
Kata kunci: oksigen terlarut, pencampuran massa air, spektrofotometri

## I. PENDAHULUAN
Oksigen  terlarut  ( dissolved  oxygen atau  DO)  merupakan  konsentrasi  atau kandungan  gas  oksigen  ekosistem  perairan yang  dibutuhkan  oleh  seluruh  biota  perairan serta proses biogeokimia (North et al ., 2014; Schindler,  2017).  Oksigen  terlarut  menjadi salah  satu  parameter  kimia  perairan  penting yang  diukur  untuk  mengetahui  daya  dukung ekosistem  perairan  melalui  produktivitas primer ataupun status suatu perairan (Jalukse et  al. ,  2008;  Triyulianti et  al .,  2017; Espinosa-Diaz et al ., 2021; Zhu et al ., 2021). Informasi konsentrasi DO perairan diperlukan  bagi  kepentingan  pengelolaan, ekstensifikasi lahan budidaya terutama pengembangan  usaha  budidaya  perikanan dan  mitigasi  bencana  ekosistem  pesisir (hipoksia).  Konsentrasi  oksigen  perairan global mengalami penurunan sebagai dampak  dari  peningkatan  polusi  perairan, masukan nutrien yang berlebih serta pemanasan  global  (Stramma et  al .,  2008; Breitburg et  al .,  2009;  2018).  Rendahnya konsentrasi  oksigen  perairan  membahayakan kelangsungan  hidup  biota  perairan  serta aktivitas masyarakat yang memiliki ketergantungan  pada  sumberdaya  hayati perairan  dan  jasa  kelautan,  oleh  karena  itu penting  untuk  melakukan  monitoring  dan mengukur  DO  secara  berkala  agar  dapat segera  diketahui  kualitas  dan  status  perairan tersebut  (Breitburg et  al., 2018 ;  Sanchez- Perez et al ., 2021).
Pengukuran DO juga dilakukan untuk mengetahui  jejak  asal  usul  massa  air  pada bidang  oseanografi  fisika  (Ramesh et  al ., 2013; Hamzah & Trenggono, 2014). Dinamika  konsentrasi  oksigen  terlarut  suatu perairan  dipengaruhi  oleh  proses  fisika seperti difusi dan aerasi serta proses biokimia (Espinosa-Díaz et  al .,  2021).  Difusi  dan aerasi (proses fisika) terkait dengan dinamika konsentrasi oksigen terlarut dipengaruhi oleh suhu, tekanan atmosfer dan proses hidrodinamika,  sedangkan  masukan  nutrien, polusi  dan  aktivitas  biologi  terlibat  pada
proses  biokimia  (Nakova et  al .,  2009; Banerjee et al ., 2019).
Berbagai  metode  telah  diterapkan untuk mengukur nilai DO, antara lain mikro- gasometrik, spektrometrik massa, kromatografi  gas  dan  modifikasi  Winkler. Metode  umum  yang  digunakan  untuk kepentingan  studi  oksigen  adalah  modifikasi Winkler.  Metode  ini  banyak  digunakan dikarenakan tidak memerlukan kalibrasi serta dapat  dipercaya  hasilnya  ( reliable )  (Jalukse et  al .,  2008;  Carvalho et  al .,  2021).  Selain itu, metode ini juga sering digunakan sebagai kalibrasi  pada  pengukuran  oksigen  dengan menggunakan  elektrode  ( probe )-DO  meter (Labasque et  al. ,  2004;  Carvalho et  al ., 2021),  sehingga  didapatkan  keakuratan  serta optimasi ketidakpastian ( uncertainty ) terhadap  hasil  pengukuran  (Jalukse et  al. , 2008;  Carvalho et  al .,  2021).  Metode modifikasi  Winkler  memiliki  kelemahan diantaranya  menggunakan  larutan  bersifat tidak  stabil  ( unstable  solution )  seperti Mn(OH) 2 sesaat pemberian H 2 SO 4 serta tidak adanya kalibrasi hasil pengukuran (Pai et al ., 1993;  Helm et  al .,  2012),  dan  hasil  titrasi sampel  dengan  volume  1  mL  memiliki  nilai bias  (Shriwastav et  al .,  2017).  Hasil observasi oleh Riley et al . (1975)
menunjukkan  bahwa  penggunaan  tiosulfat teridentifikasi sebagai sumber ketidakakuratan.  Tejadinya  kontaminasi  atau interaksi  sampel  dengan  udara/atmosfer, penggunaan reagen yang kurang dari standar, serta  volatilisasi  iodine  juga  kelemahan  dari metode ini (Pai et  al ., 1993; Labasque et  al .,
2004;  Helm et  al .,  2012).  Carpenter  (1965) dan  Wong  &  Li  (2009)  lebih  lanjut menjelaskan  kelemahan  metode  modifikasi Winkler  diantaranya  adalah  oksidasi  udara terhadap  iodide,  votalisasi  iodine,  adanya oksigen  dalam  reagen,  kontaminasi  iodate terhadap  larutan  iodide,  konsumsi  atau produksi  iodine  oleh  reagen  yang  telah terkontaminasi,  dan  terdapat  perbedaan  titik akhir  ( end  point )  dan  titik  kesamaan  ( the equivalence  point ).  Semua  kelemahan  yang telah  disebutkan  bisa  diminimalisir  dengan
menggunakan  metode  spektrofotometri  yang menggunakan pump dan flow cell dan sampel dialirkan  ke  dalam  spektrofotometer  tanpa adanya kontak langsung dengan udara (Pai et al .,  1993;  Labasque et  al .,  2004).  Prinsip kerja pengukuran oksigen dengan menggunakan  spektrofotometri  berdasarkan hukum  Lambert-Beer  dengan  menggunakan panjang gelombang 466 nm (Labasque et al ., 2004;  Horskotte et  al .,  2010).  Selain  itu, prinsip  kerja  metode  ini  adalah  dengan mendeteksi  titik  akhir  ( end-point )  (Bryan et al .,  1976;  Jalukse et  al .,  2008;  Horskotte et al ., 2010).
Pengukuran  DO  di  laut  Indonesia umumnya dilakukan dengan metode modifikasi Winkler serta DO meter, sedangkan pengukuran dengan menggunakan metode  spektrofotometri  belum  banyak dilakukan.  Tujuan  dari  penelitian  ini  adalah mengukur  konsentrasi  DO berdasarkan metode  spektrofotometri  di  Laut  Indonesia bagian barat pada muson tenggara Juni 2015. Ruang  lingkup  penelitian  ini  akan  mengulas pengukuran DO dengan metode spektrofometri termasuk didalamnya membahas  mengenai  pembuatan  larutan, kurva  standar,  serta  pengendalian  mutu ( quality  control )  dan  penjaminan  kualitas ( quality assurance ) hasil pengukuran. Penerapan  metode  ini  dilakukan  pada pengukuran konsentrasi DO di Laut Indonesia  bagian  barat  yang  meliputi  Selat Karimata, Selat Sunda dan Laut Jawa bagian barat.  Daerah  penelitian  di  atas  merupakan bagian  dari  ekosistem  besar  perairan  Laut Indonesia  ( Indonesian  Sea  Large  Marine Ecosystem )  dengan  karakteristik  topografi serta oseanografi yang khas.

## II. METODE PENELITIAN
2.1. Waktu dan Lokasi Penelitian
Kegiatan penelitian dilaksanakan pada  tanggal  7-17  Juni  2015  menggunakan wahana  kapal  riset  Baruna  Jaya  VIII  yang dikelola  oleh  Pusat  Penelitian  Oseanografi  - Lembaga Ilmu Pengetahuan Indonesia.
Pengukuran  DO  dilakukan  pada  31  stasiun pengamatan  yang tersebar di Selat Karimata, Selat  Sunda  dan  Laut  Jawa  bagian  barat (Gambar  1b-1d).  Sampel  diambil  mulai kedalaman  5  m  hingga  40-50  m  di  Selat Karimata  dan  Laut  Jawa  bagian  barat  dan kedalaman 5-900 m di Selat Sunda. Penelitan ini merupakan bagian kegiatan “ South China Sea-Indonesian  Seas  Transport/Exchange (SITE) and Dynamics of Sunda and Karimata Straits” program  yang  merupakan  penelitian bersama antara Balai Penelitian dan Observasi  Laut  (BPOL),  BRSDM  KP-KKP, Indonesia  dengan the  First  Institute  of Oceanography (FIO), SOA-Tiongkok.
Selat Karimata, Selat Sunda dan Laut Jawa  bagian  barat  merupakan  perairan penting di bagian barat Indonesia menghubungkan  Laut  Tiongkok  Selatan  dan Samudra  Hindia.  Selat  Karimata  dilintasi massa  air  3,6±0,8  Sv  (1  Sv  =  10 6 m 3 /s)  dari Laut  Tiongkok  Selatan  menuju  Laut  Jawa pada  musim  muson  barat  dan  1,2±0,6  Sv pada  muson  tenggara  (Fang et  al .,  2010; Susanto et al ., 2013), sedangkan Selat Sunda dilintasi  oleh  massa  air  0,7±0,83  Sv  dan 0.24±0.1 Sv dari Laut Jawa menuju Samudra Hindia  pada  muson  tenggara  dan  muson barat  (Putri,  2005;  Susanto et  al .,  2016). Beberapa  sungai  besar  bermuara  di  barat Indonesia berasal dari pulau Jawa, Kalimantan  dan  Sumatra  antara  lain:  Sungai Kapuas,  Sungai  Ciujung,  Sungai  Cisadane, Sungai  Ciliwung,  Sungai  Citarum,  dan Sungai Way Sekampung (Gambar 1a). Suplai air  sungai  beserta  bahan  organik  tersebut tinggi  pada  musim  muson  barat  bertepatan dengan  musim  penghujan.  Pada  musim muson  timur,  angin  zonal  (timur-barat) berhembus  dari  timur  menuju  barat  Laut Jawa, mencampur seluruh kolom air dikarenakan  batimetri  yang  dangkal  dan sebagian  menuju  Samudra  Hindia  dan  Laut Tiongkok  Selatan  (tanda  panah  biru  pada Gambar  1a)  dan  menuju  Laut  Jawa  pada musim  muson  barat  (tanda  panah  magenta pada Gambar 1a).
Gambar 1.  Lokasi pengambilan sampel ditandai oleh persegi panjang merah yang dilalui oleh pertukaran  massa  air  dari  Laut  Jawa  ke  Laut  Tiongkok  Selatan  dan  Samudra Hindia  dan  sebaliknya  pada  musim  muson  timur  (biru)  dan  barat  (magenta). Stasiun pengambilan sampel di Selat Karimata (b), Laut Jawa bagian barat (c) dan Selat Sunda (d). Isodepth dalam satuan meter.
2.2. Pembuatan Larutan dan Kurva
Standar Secara umum, larutan yang digunakan  untuk  analisis  oksigen  terlarut dengan metode spektrofotometri sama dengan yang digunakan dengan menggunakan  metode  modifikasi  Winkler, namun  hanya  berbeda  konsentrasi  dan adanya  larutan  KIO 3 (Tabel  1).  KIO 3 digunakan untuk proses standardisasi. Perbandingan  konsentrasi  larutan  antara metode  modifikasi  Winkler  dengan  metode spektrofotometri disajikan pada Tabel 1.
Kurva standar dibuat sebelum analisis sampel  dilakukan.  Kurva  standar  penting dibuat dalam perhitungan nilai akhir konsentrasi oksigen yang membutuhkan nilai slope hasil regresi antara volume konsentrasi I 2 dengan nilai koreksi absorbansi. Pembuatan  kurva  standar  dengan  metode
spektrofotometri difokuskan pada pengukuran  konsentrasi  I 2 dan  triiodide  (I 3 - ) dan  didapat  melalui  proses  oksidasi iodide dengan  iodate  (Pai et  al .,  1993;  Labasque et al ., 2004) . Berbeda dengan metode modifikasi  Winkler,  perhitungan  konsentrasi oksigen  hanya  berdasarkan  konsentrasi  I 2 (Labasque et  al .,  2004).  Reagen  yang dijadikan  sebagai  larutan  standar  adalah KIO 3 dengan  konsentrasi  0,005  mol/L dengan  volume  0  ml,  1  ml,  2  ml  dan  3  ml. Tiap  volume  larutan  standar  dibuat  dalam  3 rangkap  botol.  Botol Biological  Oxygen Demand (BOD)  berukuran  60  ml  diisi dengan  akuades/milliQ  dan  ditambahkan  0,5 ml  H 2 SO 4 dan  0,5  ml NaOH-KI.  Sampel dikocok dengan sempurna dan dimasukan ke dalam thermostatic bath (suhu kamar 25  °C) selama  30  menit.  Dalam  menghindari terjadinya interaksi sampel dengan udara,
Tabel 1.  Perbandingan konsentrasi larutan pada metode modifikasi Winkler dan spektofotometri.
No. Nama Larutan Metode Modifikasi Winkler a Spektofotometri b 1. MnSO 4. 4H 2 O a ; MnCl 2 b 2,15 mol/L 3 mol/L 2. NaOH 12,5 mol/L 8 mol/L 3. KI 0,9 mol/L 4 mol/L 4. H 2 SO 4 98% 28% 5. Na 2 S 2 O 3 0,04 mol/L 0,2 mol/L 6. KIO 3 - 0,005 mol/L
a Konsentrasi larutan berdasarkan standar nasional Indonesia (SNI):06-6989.14-2004 (Badan Standar Nasional, 2004).
b Konsentrasi larutan berdasarkan metode spektrofotmetri (Labasque et al ., 2004).
aquades/milliQ ditambahkan pada tutup botol BOD.  Setelah  waktu  tunggu  selesai,  larutan KIO 3 sesuai dengan  volume kurva standar (0 ml,  1  ml,  2  ml,  dan  3  ml)  ditambahkan menggunakan pipet volumetrik yang sebelumnya telah dibersihkan dengan aqudes/milliQ  dan  sampel  berubah  warna menjadi  kuning.  Sampel  kemudian  diaduk sempurna menggunakan stirer dan selanjutnya ditambahkan 0,5 ml MnCl 2 . Nilai absorbansi sampel diukur dengan menggunakan spektrofotometer pada panjang gelombang  466  nm  (Labasque et  al .,  2004).
Setelah  seluruh pengukuran  dilakukan, tahap selanjutnya adalah koreksi absorbansi. Koreksi absorbansi merupakan selisih absorbansi setiap pengukuran volume standar dengan  nilai  rata-rata  absorbansi  volume larutan standar (KIO 3 ) 0 ml (Pai et al ., 1993; Labasque et al ., 2004).
............................. (1)
Keterangan: Abs ni =  koreksi  absorbansi  ke-i; Abs i =  nilai  absorbansi  ke-i; Abs 0 =  rata-rata absorbansi vol. KIO 3 0 ml.
Konsentrasi I 2 didapatkan melalui persamaan (2) (Pai et al ., 1993; Labasque et al ., 2004):
............................. (2)
Keterangan: I 2 =  konsentrasi  I 2 (mol/L), C KIO3 =  konsentrasi  KIO 3 (mmol/L), V KIO3 = volume  KIO 3 (mmol/L), Vol akhir =  Volume akhir KIO 3 (ml).
Nilai DO merupakan konversi nilai absorbansi  hasil  perekaman  spektofotometri dan  nilai  pendukung  lainnya  berdasarkan persamaan dibawah (Labasque et al ., 2004):
.. (3)
Keterangan: DO =  oksigen  terlarut  (μmol  kg - 1 ); As =  nilai  absorbansi  sampel; Ab =  nilai absorbansi blank ; a =  slope  hasil  pengukuran kurva  standar  (AU  μmol -1 ), V f =  volume sampel  (ml), V r =  volume  reagen,  R1+R2 (ml), ρ =  densitas  air  laut  (kg  dm -3 )  dan O 2reagen =  penambahan  reagen DO (0,5  μmol l -1 ).

## 2.3. Pengambilan dan Analisis Sampel
Sampel  DO  diambil  menggunakan Rossette  Niskin botol  volume  10-liter  yang terangkai  pada  alat  pengukur  dan  perekam konduktivitas, suhu dan kedalaman ( Conductivity, Temperature-Depth atau CTD)-Seabird 911 plus. Sampel diambil dari kedalaman  5  m  hingga  40-50  m  di  Selat Karimata  dan  Laut  Jawa  bagian  barat  dan kedalaman  5-900  m  di  Selat  Sunda. Pengambilan  sampel  mewakili  permukaan,
tengah  dan  dasar  kolom  perairan.  Setelah CTD  sampai  di  permukaan,  pengambilan sampel  DO  siap  dilakukan.  Sampel  air  laut dialirkan  dari Niskin botol  ke  botol  BOD dengan  menggunakan  selang  silikon  dan setiap  kedalaman  dibuat  menjadi  2  botol (Hamzah et  al., 2020).  Selama  pemindahan sampel pastikan tidak ada gelembung air baik pada  selang  maupun  pada  botol  BOD. Sampel  kemudian  ditambahkan  0,5  ml MnCl 2 dan  0,5  ml  NaOH-KI  dan  kocok dengan  sempurna  hingga  berubah  warna menjadi cokelat. Sampel kemudian dimasukan  ke  dalam thermostatic  bath pada suhu  kamar  (25  °C).  Untuk  menghindari terjadinya  interaksi  sampel  dengan  udara, aquades/milliQ ditambahkan pada tutup botol BOD.  Sampel  didiamkan  selama  ±30  menit dan  setelah  itu  dikocok  kembali  untuk menghindari interaksi oksigen didalam sampel  dengan  udara.  Simpan  kembali sampel  dalam thermostatic  bath minimal  2 jam sejak dimasukkan atau maksimal 24 jam sejak  pengambilan  sampel.  Setelah  masa penyimpanan selesai, 0,5 ml H 2 SO 4 ditambahkan  kedalam  sampel,  kocok,  dan nilai  absorbansi  siap  diukur. Turbidity  blank dilakukan  jika  sampel  mengandung  bahan
tersuspensi dengan cara menambahkan Na 2 S 2 O 3 .  Absorbansi  sampel  diukur  pada panjang gelombang 466 nm.

## 2.4. Skema Pengukuran Konsentrasi Oksigen
Skema  pengukuran  oksigen  dengan menggunakan metode spektrofotometer dapat dilihat pada Gambar 2. Peralatan ini memiliki tiga saluran terhubung ( 3-way stopcock ) yaitu katup S-Sample , C- C uvette, dan  katup DW- Destillation  Water /milliQ  (Gambar  2A). Sampel  (60  ml)  yang  telah  siap  dianalisis dihubungkan  pada  katup  S.  Pada  kondisi katup  S  dan  C  terbuka/terhubung,  sampel dalam  kondisi  di stirer mengalir  menuju kuvet.  Selama  pengaliran  sampel,  nilai absorbansi  sampel  (As)  akan  terbaca  oleh spektrofotometer  dan  sampel  akan  keluar kuvet  menuju  pembuangan  ( waste ).  Setelah absorbansi sampel didapat, dilanjutkan pengukuran  nilai  absorbansi blank sampel ( Ab ).  Sampel  yang  digunakan  adalah  DW. Pengukuran dilakukan dengan cara mengatur posisi  katup  DW  dan  C  terbuka/terhubung dan  DW  akan  mengalir  menuju  kuvet. Spektrofotometer akan membaca nilai absorbansi ( Ab ), selanjutnya DW keluar
Gambar 2.  Skema pengukuran DO dengan menggunakan metode spektrofotometer (A), katup penutup yang terhubung 3 selang (sampel ( S-Sample ), kuvet ( C-Cuvette ) dan DW ( DW-Destillation  Water/milliQ ))  (B)  dan  kuvet  yang  terhubungan  dua  selang (input dan output) (C) (Pai et al ., 1993).
kuvet  menuju  pembuangan  ( waste ).  Durasi pengaliran  sampel  dan  DW  dihentikan apabila nilai absorbansi yang  terbaca konstan.
2.5. Pengendalian Mutu ( Quality Control ) dan Penjaminan Kualitas ( Quality Assurance )
Pengendalian  mutu  ( quality  control ) dan  penjaminan  kualitas  ( quality  assurance ) dilakukan selama pengukuran. Dalam hal ini, pengendalian  mutu  dilakukan  pada  hasil kurva standar, sedangkan penjaminan kualitas  dilakukan  pada  hasil  pengukuran sampel.  Kurva  standar  yang  didapatkan  dari hubungan  linear  antara  nilai  absorbansi dengan  konsentrasi  I 2 akan  menghasilkan koefiesien determinasi yang akan menentukan  baik  buruknya  kurva  standar yang  dibuat.  Nilai slope dari  persamaan kurva standar dapat digunakan sebagai bahan inputan perhitungan nilai akhir DO. Penjaminan  kualitas  pengukuran  ( quality control ) mensyaratkan nilai koefisien korelasi (r) harus  lebih  besar dari 0,9999 (r> 0,9999).  Apabila  nilai  r  di  bawah  nilai tersebut,  maka  pembuatan  kurva  standar harus diulang sesuai dengan prosedur di atas. Pembuatan  kurva  standar  dilakukan  setiap hari  selama  pengambilan  sampel  dilakukan. Penjaminan  mutu  hasil  pengukuran  sampel dilakukan  jika  nilai  eror  setiap  sampel  (tiap stasiun  tiap  kedalaman  dua  botol  sample) kurang  dari  1,25%.  Apabila  nilai  eror  setiap sampel  lebih  besar,  maka  data  hasil pengukuran tidak bisa digunakan.

## III. HASIL DAN PEMBAHASAN

## 3.1. Kurva Standar, Pengendalian
Mutu dan Penjaminan Kualitas

## Hasil Pengukuran
Hasil  pengukuran  larutan  strandar didapatkan  nilai  absorbansi,  absorbansi terkoreksi  dan  konsentrasi  I 2 yang  disajikan pada Tabel 2. Terlihat bahwa semakin tinggi volume KIO 3, maka nilai raw absorbansi dan konsentrasi  I 2 juga  akan  tinggi.  Konsentrasi
I 2 pada  penelitian  ini  berkisar  antara  0-720 μmol/L oksigen dan lebih rendah dibandingkan  dengan  hasil  pengukuran Labasque et  al .  (2004)  yaitu  0-892  μmol/L. Rendahnya proporsi iodine dan iodate sangat tergantung  pada  konsentrasi  awal  iodide  (I - ), konsentrasi  oksigen  terlarut  dan  suhu.  Nilai iodide sendiri sangat tergantung pada pH dan suhu (Nowaczyk Jr. et al ., 1993). Suhu yang digunakan  dalam  pengukuran  adalah  suhu kamar (25 °C). Telah diketahui bahwa iodide bersifat  volatil,  sehingga  dalam  hal  ini proporsi  keduanya  sangat  tergantung  pada konsentrasi  oksigen.  Proses  standardisasi maupun  pengukuran  sampel  dilakukan  pada panjang gelombang yang sama yaitu 466 nm. Hal ini terkait dengan sensitivitas pengukuran  oksigen  (Labasque et  al .,  2004). Apabila  dilakukan  pada  panjang  gelombang dibawah  itu,  maka  akan  terjadi  peningkatan penyerapan  I 3 - dan  berkurangnya penyerapan I 2 (Labasque et  al .,  2004).  Pai et  al .  (1993) mengukur  konsentrasi  I 3 - pada  panjang gelombang 353-356 nm, dan hasilnya adalah terjadi  absorpsi  maksimum  I 3 - pada  kisaran panjang  gelombang  tersebut.  Namun,  untuk mengukur  konsentrasi  iodine,  Pai et  al . (1993)  menggunakan  panjang  gelombang 456  nm  dan  mendekati  panjang  gelombang dalam penelitian ini.
Persamaan kurva standar y=810,95x – 0,0002  dengan  nilai  koefisien  korelasi (r) adalah  0,999924  dan  koefisien  determinasi (r 2 ) sebesar 0,999848 diperoleh dari hubungan  regresi  antara  koreksi  absorbansi dengan  konsentrasi  I 2 (Tabel  2,  Gambar  3). Nilai  koefisien  korelasi  tersebut  telah memenuhi kriteria sehingga nilai slope kurva standar  (810,95)  dapat  digunakan  dalam perhitungan konsentrasi DO.

## 3.2. Hidrologi Perairan
Karakteristik  hidrologi  perairan  Selat Karimata, Selat Sunda, dan Laut Jawa bagian barat  divisualisasikan  dari  hasil  pengukuran salinitas dan suhu. Hasil pengukuran salinitas dan  suhu  di  Selat  Karimata  disajikan  dalam profil cross section (Gambar 4a dan 4c).
Tabel 2.  Nomor  dan  volume  botol  BOD,  konsentrasi  KIO 3 dan  nilai  absorbansi  hasil pengukuran larutan standar.
No. Botol BOD Volume Botol (mL) Konsentrasi KIO 3 (mmol/L) Vol. KIO 3 (mL) Vol. akhir (mL) Raw Absorba nsi Absorbansi terkoreksi Konsentrasi I 2 (mol/L) 261 57,48 5,0047 0,00 57,98 0,002 0,000 0,000000 226 57,26 5,0047 0,00 57,76 0,002 0,000 0,000000 276 58,53 5,0047 0,00 59,03 0,001 0,000 0,000000 222 57,46 5,0047 1,00 58,96 0,210 0,209 0,000255 203 57,44 5,0047 1,00 58,94 0,208 0,207 0,000255 210 57,74 5,0047 1,00 59,24 0,204 0,203 0,000253 208 59,18 5,0047 2,00 61,68 0,400 0,399 0,000487 205 57,60 5,0047 2,00 60,10 0,400 0,399 0,000500 255 58,43 5,0047 2,00 60,93 0,401 0,400 0,000493 255 58,43 5,0047 3,00 61,93 0,588 0,587 0,000727 241 57,10 5,0047 3,00 60,60 0,606 0,605 0,000743 238 59,10 5,0047 3,00 62,60 0,587 0,586 0,000720
Gambar 3. Hubungan antara konsentrasi I 2 (mol/L) dengan koreksi absorbasi (nm).
Salinitas  rendah  31,3  –  31,9  PSU  ditemukan di  bagian  timur  Selat  Karimata  mulai  dari stasiun  09  hingga  stasiun  08  dari  lapisan permukaan  hingga  kedalaman  18-20  m. Rendahnya nilai salinitas tersebut dipengaruhi  oleh  Sungai  Kapuas  terlihat plume Sungai Kapuas bisa mencapai ±70 km atau  stasiun  B3  (Gambar  4a).  Salinitas meningkat menuju tengah Selat Karimata dan Selat  Gaspar  terutama  pada  kedalaman  8  m hingga 38 m antara stasiun B4 hingga stasiun 03.  Nilai  suhu  tinggi  pada  stasiun  yang berdekatan  dengan  daerah  pesisir  terutama
stasiun  B4  dan  09.  Nilai  suhu  pada  stasiun B4 tinggi dari kedalaman 3 m  hingga ~14 m yang  mencapai  30  °C.  Berbeda  dengan stasiun  09,  nilai  suhu  tinggi  terlihat kedalaman  18  m  hingga  dasar  perairan  (~26 m). Di bagian tengah Selat Karimata, terlihat bahwa  nilai  suhu  cenderung  seragam  dari permukaan  hingga  kedalaman  dasar  dengan kisaran  29,35–29,55  °C.  Secara  umum,  hasil pengukuran  suhu  di  Selat  Karimata  sama dengan  penelitian  Xu et  al. (2021)  (~29.5 °C).
Gambar  4.  Penampang  melintang  ( cross  section )  vertikal  suhu  (°C),  salinitas  (PSU),  dan oksigen terlarut (μmol kg -1 )  di  Selat  Karimata (kiri  panel)  dan  Laut  Jawa  bagian barat (kanan panel). B (Belitung), Br (Borneo), SJ (Selatan Jawa) dan NJ (Utara Jawa)  menunjukkan  lokasi cross  section pada  kedua  lokasi  penelitian  (lihat Gambar 1b-1d) .
Pola cross  section salinitas  di  Laut Jawa  bagian  barat  menunjukkan  nilai  yang seragam  (Gambar  4b).  Salinitas  mulai  dari permukaan hingga kedalaman dasar cenderung  memiliki  konsentrasi  yang  sama. Hal  ini  dikarenakan  angin  mengaduk  secara sempurna  bagian  barat  Laut  Jawa  sehingga massa  air  pada  daerah  tersebut  tercampur sempurna  (Susanto et  al., 2016).  Nilai salinitas pada  lokasi  ini  berkisar antara 32,5- 32,8  PSU.  Pengaruh  Samudra  Hindia  yang masuk  melalui  Selat  Sunda  tampak  terlihat pada  stasiun  26,  27,  dan  28.  Nilai  salinitas pada  ketiga  stasiun  tersebut  di  kolom perairan  cenderung  seragam  yang  berkisar antara  32,8–33  PSU.  Nilai  suhu  pada  utara Laut  Jawa  bagian  barat  (stasiun  10  dan  11) cenderung lebih rendah di bagian permukaan dibandingkan  dengan  bagian  dasar  (Gambar 4d).  Nilai  suhu  pada  kedua  stasiun  tersebut
berkisar antara 29,5–29,8 °C. Nilai suhu pada bagian  tengah  (stasiun  28-31)  cenderung seragam  di  seluruh  lapisan  permukaan. Pengaruh  sinar  matahari  diduga  mampu menembus sampai kedalaman dasar dikarenakan  kedalaman  cukup  dangkal  (25 m).  Suhu  cenderung  tinggi  mendekati  Selat Sunda dan pada permukaan hingga kedalaman  10  m  lebih  tinggi  (29,8-30  °C) dibandingkan dengan kedalaman dasar. Nilai suhu  cenderung  seragam  pada  kedalamaan dasar  dengan  kisaran  rata-rata  adalah  29,7 °C.
Profil  salinitas  dan  suhu  di  Selat Sunda  ditampilkan  penampang  melintang ( cross  section )  pada  4  stasiun  yaitu  SW,  18, 20,  dan  22  (Gambar  5a  dan  5b).  Salinitas rendah  ~31,5  PSU  ditemukan  pada  stasiun SW dipengaruhi oleh  intrusi  Laut Jawa pada kedalaman  ~10-20  m.  Intrusi  massa  air  Laut
Gambar 5.  Penampang  melintang  ( cross  section )  (a)  vertikal  suhu  (°C),  (b)  salinitas  (PSU), dan  (c)  oksigen  terlarut  (μmol  kg -1 )  di  Selat  Sunda.  SJ  (Selatan  Jawa)  dan  IO (Indian  Ocean)  menunjukkan  lokasi cross  section pada  lokasi  penelitian.  Data ditampilkan sampai kedalaman 300 m.
Jawa  di  Selat  Sunda  dapat  mencapai  30  km mendekati  stasiun  20  (Gambar  5a)  dan bahkan bisa lebih jauh terutama pada puncak musim  muson  timur.  Nilai  salinitas  pada lapisan  permukaan  cenderung  seragam  ~  33 PSU  kedalaman  5  m  hingga  50  m.  Kondisi sebaliknya,  pada  stasiun  dekat  dengan  laut lepas  (St.  22),  salinitas  rendah  ini  hanya ditemukan  hingga  kedalaman  ~35  m.  Nilai salinitas  meningkat  pada  lapisan  yang  lebih dalam terutama kedalaman 50  m  hingga 150 m  (33,5–34,5  PSU).  Massa  air  dengan kisaran  nilai  salinitas  tersebut  ditemukan pada  stasiun  18  dan  jauh  lebih  dalam dibandingkan di stasiun 20 dan 22. Pengaruh massa  air  dari  Samudra  Hindia  terlihat  pada stasiun  22  dengan  nilai  salinitas  tinggi terukur mulai kedalaman 60 m hingga 300 m. Nilai  suhu  cenderung  seragam  pada  lapisan permukaan  (kedalaman  3-50  m),  kemudian mengalami perubahan yang dimulai kedalaman  75  hingga  300  m.  Nilai  suhu mengalami  perubahan  yang  kecil  dimulai kedalaman  300  m.  Suhu  pada  permukaan sekitar 30 °C, kemudian pada kedalaman 75- 300 m berkisar antara 10–27,5 °C.
Hasil  pengukuran  salinitas  dan  suhu memperlihatkan  proses  yang  berbeda  pada lokasi  studi  dan  dipengaruhi  oleh  sistem monsun  (Susanto et  al., 2016;  Xu et  al., 2021).  Perairan  Selat  Karimata,  dipengaruhi
massa  air  dari  laut  Tiongkok  Selatan  dan Laut  Jawa  (Susanto et  al., 2013;  Xu et  al., 2021) serta Sungai  Kapuas dengan dinamika proses  fisik  yang  unik  setiap  musimnya.  Hal tersebut  diperlihatkan  pada  hasil  perekaman data accoustic  doppler  current  profiler (ADCP)  di  Selat  Karimata  rentang  waktu Desember 2007  - November 2008 oleh Fang et al . (2010) dan Susanto et al . (2013). Awal Oktober  hingga  akhir  Maret  ( boreal  winter ), massa  air  dari  Laut  Tiongkok  Selatan bergerak  menuju  Perairan  Indonesia  (Laut Jawa)  melalui  Selat  Karimata.  Massa  air  ini mengisi  seluruh  kolom  perairan  Selat Karimata  sehingga  profil  suhu  dan  salinitas seragam.  Sebaliknya,  pada  Mei  hingga September  ( boreal  summer ),  massa  air  dari Perairan  Indonesia  khususnya  Laut  Jawa bergerak  menuju  Laut  Tiongkok  Selatan dikarenakan  angin  zonal,  namun  hanya  di bagian  permukaan  hingga  kedalaman  30  m. Walaupun  massa  air  dominan  bergerak menuju  Laut  China  Selatan,  pada  lapisan yang lebih dalam (~40-45 m), kolom perairan Selat  Karimata  diisi  oleh  massa  air  Laut China Selatan yang mengalir menuju ke Laut Jawa (Fang et al., 2010; Susanto et al., 2013; Xu et  al., 2021).  Proses  ini  mengakibatkan parameter  biogeokimia  di  Selat  Karimata seperti  karbon  juga  memiliki  dinamika  yang unik (Hamzah et al ., 2020).
Proses  pengadukan  massa  air  oleh angin  zonal  di  Laut  Jawa  bagian  barat  lebih dominan dibandingkan dengan proses lainnya dikarenakan perairan dangkal (Anwar et  al., 2018). Pada bulan  Juni, angin sudah  mulai  bergerak  dari  dari  Australia menuju  daratan  Asia  (Hamzah et  al .,  2020). Proses  terjadinya  percampuran tersebut dimulai  dari  arus  yang  dibangkitkan  oleh angin  ( wind  stress )  kemudian  secara  tidak langsung  menengaruhi  kolom  perairan  dan parameter  didalamnya,  kemudian  massa  air tersebut  bergerak  sesuai  dengan  arah  angin (Gambar  1a).  Karakteristik  massa  air  pada lapisan  permukaan  di  Selat  Sunda  lebih dominan  dipengaruhi  massa  air  Laut  Jawa (Hamzah et  al., 2020;  Susanto et  al., 2016). Massa air Samudra Hindia masuk ke perairan Selat  Sunda  dibangkitkan  oleh  gelombang Kelvin  yang  berasal  dari  bagian  tengah ekuator  Samudra  Hindia  terutama  pada musim  barat.  Massa  air  di  sekitar  barat Sumatera  termasuk  didalamnya  di  sekitar Selat Sunda, didominasi oleh massa air North Indian
Central Water (NICW) dan Australasian Mediterranean Water (AAWM) (Putri, 2005).
3.3. Konsentrasi Oksigen Terlarut
3.3.1.   Distribusi Horisontal
Distribusi
horisontal DO
memperlihatkan  variasinya  di  lokasi  studi (Gambar  4e-f  dan  Gambar  6).  Di  Selat Karimata,  konsentrasi  DO  tinggi  ditemukan pada  daerah  pesisir  khususnya  pada  St.09 yang  mendapat  pengaruh  masukan  dari Sungai  Kapuas.  Sungai  Kapuas  tersebut membawa  massa  air  tawar  ( plume )  yang mengandung bahan-bahan organik dan nutrien,  terdistribusi  hingga  ~70  km  ke tengah Selat Karimata (St. B3) yang dicirikan oleh nilai  salinitas kurang dari 32 PSU (lihat cross  section  salinitas  pada  Gambar  4a). Plume tersebut akan menstimulasi pertumbuhan
fitoplankton yang memproduksi oksigen melalui proses fotosintesis  sebagai  salah  satu  produk  akhir (Dai et  al .,  2008)  sehingga  nilai  DO  pada
daerah tersebut menjadi tinggi. Nilai oksigen pada stasiun 09 kedalaman 5 m adalah 210,6 μmol  kg -1 .  Konsentrasi  oksigen  terlihat rendah  pada  bagian  tengah  Selat  Karimata terutama  pada  stasiun  B3  dan  stasiun  8  (204 μmol  kg -1 ).  Hal  ini  diduga  karena  oksigen yang ada digunakan untuk proses dekomposisi bahan organik dan respirasi.
Di  Laut  Jawa  bagian  barat,  nilai  DO mempunyai  variasi  rendah  antara  bagian utara,  tengah  dan  selatan  yang  mendekati Selat  Sunda  (Gambar  6).  Nilai  DO  tampak rendah  pada  stasiun  11  (199,8  μmol  kg -1 ), meningkat  pada  bagian  tengah  hingga  ke stasiun  26  dengan  kisaran  adalah  207–211,9 μmol  kg -1 .  Jika  dilihat  penampang  vertikal kedalaman  5  m  (Gambar  4f),  DO  tinggi (>207  μmol  kg -1 )  antara  stasiun  15  hingga stasiun  27.  Proses  ini  diduga  sebagai  hasil pengadukan  massa  air  pada  stasiun  ini, sehingga  massa  air  tercampur  dan  oksigen cenderung  seragam.  Selain  itu,  dikarenakan perairan  yang  dangkal,  penetrasi  sinar matahari  mampu  mencapai  dasar  perairan, sehingga  proses  fotosintesis  berlangsung sempurna  di  seluruh  kolom  perairan.  Hal yang  sama  juga  dengan  konsentrasi  DO  di Selat  Sunda,  namun  konsentrasinya  lebih rendah  dibandingkan  dengan  Laut  Jawa bagian  barat.  Nilai  DO  di  Selat  Sunda  pada kedalaman  5  m  berkisar  antara  205–112,5 μmol kg -1 . Secara umum, konsentrasi oksigen pada  kedalaman  5  m  tidak  menunjukkan perbedaan  yang  signifikan  dan  konsentrasi cenderung  seragam  berkisar  antara  199,8- 211,9 μmol kg -1 .

## 3.3.2.   Distribusi Vertikal
Distribusi  vertikal  DO  di  Selat Karimata,  Laut  Jawa  bagian  barat,  dan  Selat Sunda  disajikan  pada  Gambar  4e,  4f  dan  5c. Nilai cross  section DO  di  Selat  Karimata menunjukkan bahwa pada lapisan permukaan, terdapat massa air yang memiliki nilai  DO  rendah  dengan  kisaran  konsentrasi adalah 159-169  μmol kg -1 (Gambar 4e). Jika dilihat  lebih  lanjut,  antara  stasiun  09  sampai dengan B3, nilai oksigen pada lapisan dasar
Gambar 6.  Distribusi horisontal kandungan oksigen terlarut (μmol kg -1 ) di Laut Indonesia bagian barat. Sampel diambil pada kedalaman 5 m.
tampak lebih rendah dibandingkan dengan di permukaan.  Rendahnya  konsentrasi  pada interior  laut  lapisan  dasar  diduga  adanya pemanfaatan  oksigen  untuk  menguraikan bahan organik dan pemanfaatan oksigen oleh komunitas  bakteri  (peningkatan  respirasi)  di sedimen  dan  lapisan  air  diatasnya  (Hamzah et al ., 2020; Lachkar et al ., 2022; Lévy et al ., 2022).  Stasiun  09  dekat  dengan  Sungai Kapuas,  sehingga  suplai  bahan  organik dengan  cepat  akan  terdeposisi  kelapisan  di atas  sedimen.  Pada  stasiun  lainnya,  nilai oksigen  cenderung  sama,  hal  ini  bisa  dilihat pada  kedalaman  3-18  m  antara  stasiun  B3 dan  09.  Pada  kedalaman  5-30  m  stasiun  6 hingga stasiun B4, konsentrasi DO cenderung seragam.
Konsentrasi  DO  di  Laut  Jawa  bagian barat  cenderung  seragam  di  seluruh  kolom perairan  (Gambar  4f).  Pada  bagian  utara, nilai  oksigen  cenderung  lebih  tinggi  dan seragam  dengan  konsentrasi  berkisar  antara 180-184  μmol  kg -1 .  Pada  bagian  tengah, konsentrasi  oksigen  juga  memperlihatkan nilai  yang  cenderung  seragam  yaitu  175-179 μmol  kg -1 .  Nilai  tersebut  terlihat  mulai  dari
permukaan hingga dasar perairan, mengindikasikan bahwa proses fisik memainkan peranan penting dalam mendistribusikan  oksigen  (Hamzah et  al ., 2020;  Lévy et  al .,  2022;  Lachkar et  al.,
2022).  Pada  stasiun  yang  berdekatan  dengan Selat Sunda, nilai oksigen juga memperlihatkan  konsentrasi  tinggi,  namun pada  kedalaman  20-40  m,  nilai  oksigen terlihat cenderung rendah (170-173  μmol kg - 1 ).  Hal  ini  diduga  oksigen  digunakan  untuk oksidasi  bahan  organik  yang  berasal  dari Laut  Jawa  ataupun  bahan  organik  yang berasal  dari  daerah subsurface akibat pengangkatan  massa  air  (Hendiarti et  al ., 2004).
Proses  pengadukan  oleh  angin  di lokasi penelitian menyebabkan massa air dan konsentrasi  DO  seragam.  Perairan  yang mendapat  pasokan  nutrien  tinggi  seperti  di sekitar  muara  sungai  atau  daerah  pesisir lainnya,  proses  pengadukan  oleh  angin  bisa menyebabkan  terjadinya  hipoksia  terutama pada  lapisan  dasar,  namun  proses  terjadinya tidak secara langsung (seketika) dan terdapat jeda  waktu  dan  perairan  terstratifikasi  (Ni et
al .,  2016).  Sebagai  contoh  pada  pengamatan pengadukan  oleh  angin  terhadap  konsentrasi oksigen  di  Estuari  Changjiang,  Tiongkok. Terdapat dua kemungkinan terhadap stratifikasi  massa  air  yaitu  kolom  perairan terstratifikasi  sempurna  dan  hanya  sebagian. Dampak  lainnya  akibat  pengadukan  oleh angin  dan  diikuti  terjadinya  hipoksia  (Ni et al ., 2016; Lincoln, et al ., 2021).
Distribusi vertikal DO di Selat Sunda menunjukkan  nilai  tinggi  di  daerah  selat (stasiun  SW)  dan  rendah  konsentrasinya menuju Samudra Hindia (stasiun 22) (Gambar 5c dan 7a). Pada lapisan permukaan kedalaman  5  m,  antara  stasiun  SW  hingga stasiun  18  dan  mendekati  stasiun  22, konsentrasi  oksigen  cenderung  tinggi  dan seragam  (>180  μmol  kg -1 ).  Namun  seiring dengan bertambahnya  kedalaman,  nilai oksigen cenderung berkurang. Hal ini terlihat mulai kedalaman 40 m. Bahkan, pada stasiun yang dekat dengan Samudra Hindia, konsentrasi  oksigen  tertinggi  hanya  terdapat pada  kedalaman  5  m  hingga  kedalaman  ~25 m (>175 μmol kg -1 ). Pada lapisan yang lebih dalam  (>100  m),  nilai  oksigen  cenderung menurun  konsentrasinya,  namun  perubahan yang terjadi cenderung kecil (~ 80-105 μmol kg -1 ).
Oksigen saturasi diukur untuk mengukur  seberapa  besar  interaksi  antara oksigen  di  laut  dengan  atmosfer.  Oksigen saturasi  didapatkan  dengan  cara  membagi konsentrasi  oksigen  terlarut  dengan  tingkat kelarutan  oksigen  ( oxygen  solubility )  dan tingkat  kelarutan  oksigen  sendiri  sangat dipengaruhi  oleh  suhu  (Benson  &  Krause, 1984;  Murray et  al .,  1968;  de  Verneil et  al ., 2021).  Selain  suhu,  keberadaan sea  surafce microlayer atau  surfaktan  juga  menghambat pertukaran  gas  dari  permukaan  perairan  ke atmosfer.  Hasil  perhitungan  oksigen  saturasi (DO saturation )  memperlihatkan  sebagian besar lapisan permukaan pada Laut Indonesia bagian  barat  cenderung  oversaturasi  yang artinya terdapat pertukaran yang cepat antara konsentrasi  oksigen  pada  lapisan  permukaan air  laut  dengan  atmosfer.  Kondisi  ini
didukung  oleh  nilai  suhu  dan  salinitas  pada lokasi  penelitian  cenderung  seragam  pada kedalaman  tersebut  (Gambar  4a-d;  5a-b). Hasil  pengukuran  oksigen  saturasi  terhadap salinitas  menunjukkan  pola  yang  sama dengan  konsentrasi  DO  (Gambar  7b).  Pada lapisan  permukaan  khususnya  di  Selat karimata  dan  Laut  Jawa  bagian  barat,  nilai oksigen saturasi berkisar antara 100 – 109,78 %  (oversaturasi).  Nilai  oksigen  saturasi  di Selat  Sunda  bisa  mencapai  22%  pada kedalaman  900  m.  Rendahnya  nilai  saturasi tersebut  juga  sangat  dipengaruhi  oleh  suhu yang mencapai 5 °C (data tidak ditampilkan). DO  saturasi  prosentasenya  semakin  kecil dengan  bertambahnya  kedalaman  (suhu rendah dan salinitas tinggi) dan terlihat mulai salinitas  33  PSU.  Nilai  salinitas  33  PSU merupakan  ciri  khas  massa  air  Selat Karimata  dan  Laut  Jawa  bagian  barat  dan instrusi  massa  air  Laut  Jawa  kedalaman diatas  40  m  di  Selat  Sunda  (Gambar  7a,  DO >200  μmol  kg -1 ).  Konsentrasi  oksigen terlarut  pada  interior  laut  (lapisan  bawah permukaan) merupakan hasil dari keseimbangan  proses  respirasi  dan  ventilasi advektif dari proses percampuran atau mixing process (Lachkar et  al .,  2022;  Levy et  al., 2022).
Secara umum, nilai saturasi memperlihatkan  dalam  kondisi  normal  dan hanya  sebagian  melebihi  100%.  Nilai  DO saturasi  yang  melebihi  nilai  tersebut  diduga terjadi  proses  transfer  oksigen  dari  laut  ke atmosfer yang jauh lebih cepat dibandingkan dengan  karbondioksida  (CO 2 )  (Zhai et  al ., 2009). Millero & Sohn (1992) mengungkapkan  bahwa  pada  daerah  eufotik, kondisi  oversaturasi  terjadi  karena  adanya produksi  biologi  bersih  ( net  biological production )  oleh  fitoplankton.  Jika  di  laut lepas, terdapat perbedaan densitas yang kuat, maka akan menghambat pengadukan vertikal ( vertical  mixing )  sehingga  akan  mengisolasi lapisan permukaan dan atmosfer dan kondisi menjadi  saturasi  (100%)  (Millero  &  Sohn, 1992;  Hamzah  &  Trenggono,  2014).  Hal yang berbeda ditemukan di lokasi penelitian,
Gambar 7.  Distribusi vertikal oksigen terlarut (a) dan oksigen saturasi (b) di Selat Karimata, Laut Jawa bagian barat, dan Selat Sunda, Juni 2015. Pengukuran kedua parameter dilakukan hingga kedalaman 900 m.
perairan  cenderung  dangkal  dan  terjadi pengadukan  secara  total  (lihat  distribusi vertikal  salinitas  pada  Gambar  4a  dan  4b), sehingga  menyebabkan  kelebihan  ( excess ) oksigen  dan  terlihat  pada  nilai  oksigen saturasi.
Secara  umum,  perubahan  konsentrasi oksigen  kolom  perairan  selain  dipengaruhi oleh  suhu,  juga  dipengaruhi  oleh  tekanan atmosfir,  kelimpahan  fitoplankton,  proses pengadukan massa air oleh angin (Simanjutak,  2009;  Hamzah et  al .,  2020; Buchanan  &  Tagliabue , 2021;  de  Verneil et al .,  2022),  proses  percampuran  massa  air ( mixing  process ),  serta  proses  biogeokimia perairan yang akan berdampak pada peningkatan  kebutuhan  oksigen  terlarut akibat  tingginya  proses  respirasi  oleh organisme  (Buchanan  &  Tagliabue , 2021; Levy et al ., 2022; Lachkar et al ., 2022; Melet et  al .,  2022).  Pada  lapisan  permukaan  (5  m) di Selat Karimata, nilai oksigen terlarut hasil pengukuran  menunjukkan  konsentrasi  lebih besar dibandingkan dengan hasil pengukuran Simanjuntak  (2009)  di  Perairan  Timur Belitung  baik  pada  lapisan  permukaan (186,89 μmol kg -1 ; S = 32,84 PSU; T = 29,19 °C)  maupun  kedalaman  10  m  (174,58  μmol kg -1 ;  S  =  33,15  PSU;  T  =  28,82  °C).
Konsentrasi oksigen menunjukkan nilai yang tidak  jauh  berbeda  di  Selat  Sunda.  Hasil pengukuran  oksigen  pada  kegiatan  JUVO 2012  cruise  mulai  Selat  Sunda  hingga Samudra  Hindia  (data  tidak  dipublikasikan) menunjukkan bahwa pada lapisan permukaan kedalaman  0-25  m,  konsentrasi  oksigen berkisar  3-4  ml/l  (±130-175  μmol  kg -1 )  dan 4-4,5  ml/l  (±175-195  μmol  kg -1 )  pada kedalaman 25-60 m.
Selain  itu,  perairan  Laut  Indonesia sangat  dipengaruhi  oleh  sistem  muson  atau yang  dikenal  dengan  istilah  sistem  iklim lokal  (Gordon,  2005).  Pengaruh  tersebut ditunjukkan  melalui  sistem  angin  dan pergerakan  massa  air  (permukaan)  yang ditandai oleh pergerakan  massa air dari  Laut Tiongkok  Selatan  dan  Samudra  Hindia  ke perairan  Indonesia  melalui  Selat  Karimata dan  Selat  Sunda  dan  sebaliknya  (Wyrtki, 1961; Putri, 2005; Fang et al ., 2010; Susanto et  al .,  2013).  Pengaruh  dari  daratan  yang ditunjukkan  oleh  banyaknya  sungai  yang bermuara di bagian barat Laut Indonesia dari ketiga pulau (Jawa, Kalimantan dan Sumatera) secara langsung akan memengaruhi  nilai  salinitas  dan  DO.  Hasil penelitian Falcón et al., (2020) menunjukkan adanya  aliran  karbon  organik  dari  pantai  ke
laut  lepas  ( offshore )  yang  mengakibatkan peningkatan  respirasi  mikroba  (Barthelmeß et  al .,  2021).  Perairan  Selat  Karimata  dan Laut  Jawa  bagian  barat  memiliki  nilai salinitas yang cenderung homogen di seluruh kolom  perairan  (Gambar  7a).  Hal  ini  terlihat jelas di Selat Karimata yang  memiliki  massa air  ( plume )  Sungai  Kapuas  bisa  mencapai ±70  km  walaupun  hanya  berada  lapisan permukaan (kedalaman 0 - 18m). Dikarenakan  suplai  bahan  organik  dan nutrien yang tinggi dari sungai, sesaat sampai di  pesisir  akan  menstimulusi  pengkayaan fitoplankton sehingga akan berpengaruh pada tingginya  (oversaturasi)  konsentrasi  oksigen dan  berkurangnya  tekanan  parsial  karbon dioksida ( p CO 2 ) (Dai et al ., 2008; Zhai et al ., 2009).  Namun,  pada  perairan  yang  subur terutama  dipengaruhi  oleh  sungai,  proses metabolisme seperti produktivitas primer dan respirasi umumnya mempunyai korelasi yang negatif dengan konsentrasi oksigen dan p CO 2 (Dai et  al .,  2008;  Zhai et  al .,  2009).  Di daerah  tersebut,  nilai  oksigen  akan  tinggi, tetapi  nilai p CO 2 akan  rendah  (proses respirasi-fotosintesis). Hal ini juga ditunjukkan  oleh  Zhai et  al. (2009)  di  hulu Zhujiang  River  (Pearl  River),  nilai p CO 2
tinggi  dan  konsentrasi  DO  rendah.  Hal  yang berbeda  di  daerah  bagian  hilir  (estuari) memiliki p CO 2 rendah  dan  konsentrasi  DO tinggi.  Hal  yang  sama  juga  terlihat  pada lokasi  penelitian  di  Selat  Karimata  terutama stasiun  08  dan  stasiun  09  yang  mendapat pengaruh plume Sungai  Kapuas.  Walaupun p CO 2 tidak  diukur,  namun  konsentrasi  DO pada  kedua  stasiun  tersebut  menunjukkan nilai  yang  lebih  tinggi  (>210  μmol  kg -1 ) dibandingkan  dengan  stasiun  lainnya.  Selain pengaruh  dari  sungai,  tinggi  rendahnya konsentrasi  oksigen  terlarut  juga  ditentukan oleh  proses  fotosintesis,  respirasi,  proses pencampuran  ( mixing )  dan  proses  fisis lainnya.

## 3.4. Perbandingan Hasil Pengukuran
Korelasi data antara hasil pengukuran DO  dengan  metode  spektrofotometri  dan sensor  oksigen  (sensor  elektroda  yang terangkai  pada  CTD)  dilakukan  untuk mengetahui seberapa akurat hasil pengukuran.  Hasil  analisis  menunjukkan bahwa  nilai  korelasi  antara  keduanya  adalah tinggi  (r  =0.98  dan  r 2 =  0,97)  dengan persamaan linear y=0,866x + 2,377 (Gambar 8a). Korelasi tersebut menunjukkan bahwa
Gambar 8.  Hubungan antara konsentrasi oksigen terlarut hasil pengukuran dengan sensor (a) dan  profil  vertikal  konsentrasi  oksigen  terlarut  hasil  pengukuran  dengan  sensor (b).
nilai  DO  cenderung  sama  atau  mempunyai keakuratan  dengan  hasil  pengukuran  DO menggunakan  sensor.  Jika  kedua  metode ditampilkan  dalam  bentuk  sebaran  vertikal, hasil  pengukuran  keduanya  menunjukkan pola yang sama (Gambar 8b).
Hasil perbandingan juga menunjukkan
bahwa
metode spektrofotometri  bisa  digunakan  sebagai metode  alternatif  untuk  mengukur  DO.  Jika dilakukan  pengukuran  dengan  menggunakan metode lainnya, perlu diperhatikan kekurangan  ataupun  kelemahan  dari  metode tersebut  sehingga  dapat  dimaksimalkan tingkat  keakuratan  dan  ketelitian  hasil pengukuran.  Hal  yang  sama  juga  dengan hasil  pengukuran  dengan  sensor  pada  CTD, nilai  yang  didapat  perlu  dibandingkan  atau distandardisasi  dengan  nilai  hasil  metode Winkler  ataupun  spektrofotometri.  Sensor oksigen  yang terangkai pada CTD umumnya dilakukan  kalibrasi  1  tahun  sekali  bahkan lebih,  sehingga  perlu  adanya validasi terhadap hasil pengukuran tersebut.

## IV. KESIMPULAN
Pengukuran  oksigen  terlarut  dengan menggunakan  metode  spektrofotometri  telah dilakukan  di  Laut  Indonesia  bagian  barat. Konsentrasi  oksigen  bervariasi  di  setiap lokasi  penelitian.  Adanya plume Sungai Kapuas  di  bagian  barat  Selat  Karimata membuat  konsentrasi  DO  tinggi  yang distimulasi  oleh  proses  fotosintesis.  Kondisi berbeda  dijumpai  di  Laut  Jawa  bagian  barat dengan  konsentrasi  DO  yang  homogen  di seluruh kolom perairan yang disebabkan oleh pengadukan  yang  sempurna.  Adanya  instrusi massa  air  Laut  Jawa  tampak  terlihat  di  Selat Sunda  yang  dicirikan  oleh  nilai  DO  lebih tinggi,  namun  pada  stasiun  yang  berhadapan dengan  Samudra  hindia,  konsentrasi  DO semakin  berkurang  dan  hanya  tinggi  pada lapisan  permukaan  hingga  kedalaman  25  m. Terdapat  korelasi  yang  baik  antara  hasil pengukuran  dengan  menggunakan  metode spektrofotometri dan sensor, sehingga
memungkinkan  metode  ini  bisa  dijadikan sebagai  metode  alternatif  yang  sangat disarankan  dalam  pengukuran  DO,  terutama bagi  keperluan  penelitian  yang  memerlukan akurasi yang tinggi hasil. Metode spektrofotometri ini sangat efisien waktu dan mudah  dilakukan  di  pesisir  maupun  di  laut lepas  dalam  jumlah  sampel  yang  banyak. Selain  itu,  metode  ini  bisa  digunakan  pada berbagai  rentang  konsentrasi  oksigen  yang luas  baik  sampel  yang  berasal  dari  laut,  air tawar, maupun pesisir.

## UCAPAN TERIMA KASIH
Ucapan terima kasih kami  sampaikan kepada Balai Riset dan Observasi Laut (Balai Pengelolaan Informasi Sumberdaya Kelautan dan  Perikanan,  Kementerian  Kelautan  dan Perikanan)  dan Ocean  Carbon  Group (Prof. Minhan  Dai),  State  Key  Laboratory  of Marine  Environmental  Science,  Xiamen University, Tiongkok yang telah menyediakan fasilitas dan peralatan penelitian  pada  kegiatan  pelayaran  SITE 2015.  Kami  juga  mengucapkan  terima  kasih kepada  Liguo  Guo  dan  Yan  Li  yang  telah mengajarkan  metode  spektrofotometri  dan membantu persiapan cruise serta crew Kapal Riset  Baruna  Jaya  VIII  yang  membantu selama di lapang.

## DAFTAR PUSTAKA
Anwar,  I.P.,  M.R.  Putri,  &  A.  Setiawan. 2018. Ocean numerical model experiment on estimating volume and heat transport in Karimata Strait. IOP Conf.  Ser.:  Earth  Environ . Sci .,  162: 012001.  https://doi.org/10.1088/1755- 1315/162/1/012001
Benson,  B.B.  &  D.  Krause.  1984.  The concentration
and isotopic
fractionation  of  oxygen  dissolved  in fresh water and seawater in equilibrium  with  the  atmosphere. Limnol. Oceanogr , 29: 620-632.
https://doi.org/10.4319/lo.1984.29.3.0
620
Badan  Standar  Nasional.  2004.  Air  dan  air limbah.  Bagian  14:  Cara  uji  oksigen terlarut  secara  yodometri  (modifikasi azida). 10p.
Banerjee,  A.,  M.  Chakrabarty,  N.  Rakshit, A.R.  Bhowmick,  &  S.  Ray.  2019. Environmental factors as indicators of dissolved  oxygen  concentration  and zooplankton
abundance: deep
learning  versus  traditional  regression approach. Ecol. Indic , 100: 99-117. https://doi.org/10.1016/j.ecolind.2018 .09.051
Barthelmeß,  T.,  F.  Schütte,  &  A.  Engel. 2021.  Variability  of  the  sea  surface microlayer  across  a  filament’s  edge and  potential  influences  on  gas exchange. Front.  Mar.  Sci., 8: 718384. https://doi.org/10.3389/fmars.2021.71 8384
Breitburg, D.L., D.W. Hondorp, L.A. Davias, & R.J. Diaz. 2009. Hypoxia, nitrogen, and  fisheries:  integrating  effects across  local  and  global  landscapes.
Annu.  Rev.  Mar.  Sci .  1:  329–349. https://doi.org/10.1146/annurev.marin e.010908.163754
Breitburg, D.L., L.A. Levin, A. Oschlies, M. Grégoire,
F.P.  Chavez,  D.J.  Conley,  V.  Garçon,  D. Gilbert, D. Gutiérrez, K. Isensee, G.S. Jacinto, K.E. Limburg, I. Montes, S.W.A. Naqvi, G.C. Pitcher,  N.N.  Rabalais,  M.R.  Roman,  K.A. Rose,  B.A.  Seibel,  M.  Telszewski,  M. Yasuhara, & J. Zhang. 2018. Declining oxygen in the global ocean and coastal waters. Science , 359(6371): eaam7240. https://doi.org/10.1126/science.aam7240
Bryan,  J.R.,  J.P.  Riley,  B.  Le,  &  P.J.
Williams. 1976. A Winkler procedure for  making  precise  measurements  of oxygen concentration for productivity and related studies. J. Exp. Mar. Biol. Ecol ., 21: 191-197.
https://doi.org/10.1016/0022-
0981(76)90114-3
Buchanan,  P.J.  &  A.  Tagliabue.  2021.  The regional importance of oxygen demand  and  supply  for  historical ocean  oxygen  trends.  Geophysical Research Letters, 48: e2021GL094797. https://doi.org/10.1029/2021GL09479
7
Carpenter,  J.H.  1965.  The  Chesapeake  Bay  Institute technique  for  the  Winkler  dissolved  oxygen method. Limnol.  Oceanogr. ,  10(1):  141-143. https://doi.org/10.4319/lo.1965.10.1.0141
Carvalho, A., R. Costa, S. Neves., C.M Oliveira, R.J.N
Buttencourt,  &  Silva.  2021.  Determination of Dissolved Oxygen  in Water by The Winkler Method: Performance modelling and optimisation  for  enviromnental  analysis. Microchemical Journal , 165: 106109. https://doi.org/10.1016/j.microc.2021. 106129
de  Verneil,  A.,  J.A.  Burt,  M.  Mitchell,  &  F. Paparella.  2021  Summer  Oxygen Dynamics  on  a  Southern  Arabian Gulf  Coral  Reef.  Front.  Mar.  Sci.  8: 781428. https://doi.org/10.3389/fmars.2021.78 1428
Dai, M., W. Zhai, W.-J. Cai, J. Callahan, B. Huang, S. Shang, T. Huang, X. Li, Z. Lu, W. Chen, & Z. Chen.  2008.  Effects  of  an  estuarine  plume- associated  bloom  on  carbonate  system  in  the lower reaches of the Pearl River estuary and the coastal zone of the northern South China Sea.
Continental  Shelf  Research ,  28(12):  1416- 1423. https://doi.org/10.1016/j.csr.2007.04.018
Espinosa-Díaz,  L.F.,  Y-T.  Zapata-Rey,  K. Ibarra-Gutierrez,  &  C.A.  Bernal. 2021. Spatial and temporal changes of dissolved  oxygen  in  waters  of  the Pajarales  complex,  Ciénaga  Grande de  Santa  Marta:  Two  decades  of monitoring. Sci.  Total  Environ .,  785: 147203.
https://doi.org/10.1016/j.scitotenv.202 1.147203
Falcón, Y.S., E. Mason, & J. Arístegui. 2020.
Offshore  transport  of  organic  carbon by  upwelling  filaments  in  the  Canary
Current System. Progress in Oceanography , 186: 102322. https://doi.org/10.1016/j.pocean.2020.
102322
Fang.  G.,  R.D.  Susanto,  S.  Wirasantosa,  F. Qiao, A. Supangat, B. Fan, Z. Wei, B. Sulistiyo,  &  S.  Li.  2010.  Volume, heat,  and  freshwater  transports  from the  South  China  Sea  to  Indonesian Seas  in  the  boreal  winter  of  2007- 2008. Journal of Geophysical Research , 115: 1-11. https://doi.org/10.1029/2010JC00622 5 Gordon,  A.L.  2005.  Oceanography  of  the Indonesian
seas and their throughflow. Oceanography, 18(4): 14–27. https://doi.org/10.5670/oceanog.2005. 01
Grasshoff, K. 1976. Determination of oxygen (chapter  4).  In:  Grasshoff,  K., Ehrhardt,  M.,  Kremling,  K.  (eds.).
Methods of seawater analysis. Second, revised and extended edition. Verlag Chemie, New York. 75-89 pp.
Hamzah, F. & M. Trenggono. 2014. Oksigen terlarut  di  Selat  Lombok. Jurnal Kelautan  Nasional ,  9(1):  21-35. https://doi.org/10.15578/jkn.v9i1.619 9
Hamzah, F., T. Agustiadi, R.D. Susanto, Z. Wei, L. Guo,
Z.  Cao,  &  M.  Dai.  2020.  Dynamics  of  the carbonate  system  in  the  western  Indonesian Seas during the southeast monsoon. Journal of Geophysical Research: Oceans , 125:
e2018JC014912. https://doi.org/10.1029/2018JC014912
Hendiarti,  N.,  H.  Siegel,  &  T.  Ohde.  2004. Investigation  of  different  coastal processes  in  Indonesian  waters  using SeaWiFS  data. Deep  Sea  Research Part II: Topical Studies in Oceanography , 51: 85-97. https://doi.org/10.1016/j.dsr2.2003.10 .003
Helm,  I.,  L.  Jalukse,  &  I.  Leito.  2012.  A
highly accurate method for
determination  of  dissolved  oxygen: Gravimetric
Winkler method.
Analytica  Chimica  Acta,  741:  21-23. https://doi.org/10.1016/j.aca.2012.06. 049
Horskotte,  B.,  J.C.  Alonso,  M.  Miro,  &  V. Cerda.  2010.  A  Multisyringe  flow injection
Winkler-based
spectrophotometric  analyzer  for  in- line  monitoring  of  dissolved  oxygen in  seawater.  Talanta,  80(3):  1341- 1346. https://doi.org/10.1016/j.talanta.2009. 09.034
Jalukse,  L.,  I.  Helm,  O.  Saks,  &  I.  Leito. 2008.  On  the  accuracy  of  micro Winkler  titration  procedures: a case study.
Accred. Qual. Assur. , 13: 575-579.
https://doi.org/10.1007/s00769-008-
0419-1
Labasque, T., C. Chaumery, A. Aminot, & G. Kergoat.  2004.  Spectrophotometric Winkler  determination  of  dissolved oxygen:  re-examination  of  critical factors and reability. Marine Chemistry , 88(1): 53-60. https://doi.org/10.1016/j.marchem.20
04.03.004
Lachkar,  Z.,  M.  Mehari,  M.  Le ́vy,  F. Paparella,  &  J.A.  Burt.  2022.  Recent expansion  and  intensification  of hypoxia  in  the  Arabian  Gulf  and  its drivers. Front.  Mar.  Sci .  9:  891378. https://doi.org/10.3389/fmars.2022.89 1378.
Lévy,  M.,  L.  Resplandy,  J.B.  Palter,  D. Couespel,  &  Z.  Lachkar.  2022.  The Chapter 13 – The crucial contribution of mixing to present and future ocean oxygen  distribution. Ocean  Mixing:
Drivers, Mechanism and Impact , 329- 344.  https://doi.org/10.1016/B978-0- 12-821512-8.00020-7
Lincoln,  S.,  P.  Buckley,  E.L.  Howes,  K.M.
Maltby,  J.K.  Pinnegar,  T.S.  Ali,  Y. Alosairi,  A.  Al-Ragum,  A.  Baglee, C.O. Balmes, et  al. 2021. A Regional Review  of  Marine  and  Coastal
Impacts  of  Climate  Change  on  the
ROPME Sea Area. Sustainability , 13: 13810. https://doi.org/10.3390/su132413810
Melet,  A.V.,  R.  Hallberg,  &  D.P.  Marshall. 2022.  Chapter  2  –  The  role  of  ocean mixing  in  the  climate  system. Ocean Mixing:  Drivers,  Mechanism  and Impacts , 5: 24. https://doi.org/10.1016/B978-0-12-
821512-8.00009-8
Millero,  F.J.  &  M.L.  Sohn.  1992.  Chemical oceanography.  CRC  Press  Inc.  Boca Ruton. Ann Arbor USA. 571 p.
Murray,  C.M.,  J.P.  Riley,  &  T.R.S.  Wilson. 1968.  The  solubility  of  oxygen  in Winkler  reagents  used  for  the determination  of  dissolved  oxygen.
Deep-Sea Res ., 15: 237–238.
https://doi.org/10.1016/0011-
7471(68)90046-6
Nakova, E., F.E. Linnebank, B. Bredeweg, P. Salles, & Y. Uzunov. 2009. The river Mesta case study: a qualitative model of  dissolved  oxygen  in  aquatic ecosystems. Eco.  Inform., 4(5):  339- 357. https://doi.org/10.1016/j.ecoinf.2009. 09.015
Ni,  X,  D.  Huang,  D.  Zeng,  T.  Zhang,  H.  Li, & J. Chen. 2016. The impact of wind mixing  on  the  variation  of  bottom dissolved  oxygen  off  the  Chanjiang Estuary  during  Summer. Journal  of Marine System , 154: 122-130. https://doi.org/10.1016/j.jmarsys.2014 .11.010
Nowaczyk  Jr,  F.J.,  R.L.  Schnaare,  C.M. Ofner  III,  &  R.J.  Wigent.  1993.  A spectrophotometric  modification  the Winkler  method  for  measurement  of dissolved oxygen. Pharm. Res., 10(2): 305-308. https://doi.org/10.1023/A:10189116 00034
North,  R.P.,  R.L.  North,  D.M.  Livingstone, O.  Köster,  &  R.  Kipfer.  2014.  Long- term  changes  in  hypoxia  and  soluble
reactive phosphorus in the hypolimnion  of  a  large  temperate lake:  consequences  of  a  climate regime  shift. Glob.  Change Biol., 20: 811-823. https://doi.org/10.1111/gcb.12371 Pai,  S-C.,  G-C.  Gong,  &  K.K.  Liu.  1993. Determination of dissolved oxygen in seawater  by  direct  spectrophotometry of total iodine. Marine Chemistry , 41:
343-351.
https://doi.org/10.1016/0304- 4203(93)90266-Q
Parsons,  T.R.,  M.  Yoshiaki,  &  C.M.  Lalli. 1984.  A  manual  of  chemical  and biological  methods  for  seawater analysis. Pergamon Press, New York. 188 p.
Putri,  M.R.  2005.  Study  of  ocean  climate variability  (1959-2002)  in  the  eastern Indian  Ocean,  Java  Sea  and  Sunda Strait  using  the  HAMburg  Shelf Ocean  Model.  Dissertation.  Hamburg Univ. 117 p.
Ramesh,
S., G.A. Ramadass, M.
Ravichandran,  &  M.A.  Atmanand. 2013.  Dissolved  oxygen  as  a  tracer for intermediate water mixing characteristics  in  the  Indian  Ocean. Current Science , 105(12): 1724-1729. https://www.jstor.org/stable/2409975 4
Riley,  J.P.,  D.E.  Robertson,  J.W.R.  Dutton, N.T. Mithcell, P.J. Williams, & B. Le. 1975. Analytical chemistry of seawater. In: J.P. Riley. & G. Skirrow (Eds.) (2 nd ed.). Chemical
oceanography,  Vol.  3.  Academic Press. London.193-514p.
Sanchez-Perez,  ED.  L.  Sanchez-Velasco, E.D.  Ruvalcaba-Aroche,  A.  Ornelas- Vargas,  E.  Beier,  E.D.  Barton,  M.A. Pen ̃a, V.M. Godínez, & F. Contreras- Catala. 2021. Temperature and dissolved oxygen concentration in the Pacific  Ocean  at  the  northern  region of  the  oxygen  minimum  zone  off Mexico  between  the  last  two  PDO
cool  phases. Journal  of  Marine System , 222: 103607. https://doi.org/10.1016/j.jmarsys.2021 .103607
Schindler, D. 2017. Warmer climate
squeezes  aquatic  predators  out  of their  preferred  habitat. Proc.  Natl
Acad.  Sci . USA .  114:  9764-9765. https://doi.org/10.1073/pnas.1712818 114
Shriwastav,  A.,  G.  Sudarsan,  P.  Bose,  &  V. Tare.  2017.  A  modified  Winkler’s method for determination of dissolved oxygen concentration in water: Dependence  of  method  accuracy  on sample  volume. Measurement ,  106: 190-195. https://doi.org/10.1016/j.measurement
.2017.05.004 Simanjuntak,  M.  2009.  Hubungan  faktor lingkungan  kimia,  fisika  terhadap distribusi plankton di Perairan
Belitung  Timur,  Bangka  Belitung.
Jurnal  Perikanan ,  11(1):  31-45. https://doi.org/10.22146/jfs.2970 Susanto,  R.D.,  Z.  Wei,  R.T.  Adi,  B.  Fan,  S. Li,  &  G.  Fang.  2013.  Observation  of Karimata  Strait  throughflow  from December  2007  to  November  2009. Acta  oceanol.  Sin. ,  32(5):  1-6. https://doi.org/10.1007/s13131-013- 0307-3
Susanto, R. D., Z. Wei, R. T. Adi, Q. Zheng, G. Fang, F. Bin,  A.  Supangat,  T.  Agustiadi,  S.  Li,  M. Trenggono, & A. Setiawan. 2016. Oceanography  surrounding  Krakatau  volcano in the Sunda Strait, Indonesia. Oceanography, 29(2): 228-237. https://doi.org/10.5670/oceanog.2016.31
Stramma,  L.,  G.C.  Johnson,  J.  Sprintall,  & V.  Mohrholz.  2008.  Expanding Oxygen  Minimum  Zones  in  the Tropical  Ocean. Science ,  320:  655-
658.
https://doi.org/10.1126/science.11538 4
Triyulianti,  I., I.  Hermawan,  A.  Yunanto,  N. A.  Pradisty,  A.C.  Raymonza,  F.
Islamy,  &  N.C  Magdalena.  2017. Profil  Vertikal  Kandungan  Oksigen Terlarut  dan  Fluoresen  in  vivo Sebagai  Indikator  Keberlangsungan Kehidupan  di  Perairan  Laut  Maluku dan  Laut  Sulawesi. Jurnal  Kelautan Nasional , 12(2): 59-71. https://doi.org/10.15578/jkn.v12i2.62 22
Wyrtki, K. 1961.  Scientific results of  marine investigations of the South China Sea and  the  Gulf  of  Thailand  1959-1961. Naga  Report ,  2.  University  of California, Scripps Institute of Oceanography, La Jolla, California.195 pp. Wong  G.T.F.  &  K.-Y.  Li.  2009.  Winkler’s method overestimates dissolved oxygen in seawater:
Iodate
interference  and  its  oceanographic implications. Marine Chemistry ,
115(1): 86-91.
https://doi.org/10.1016/j.marchem.20 09.06.008
Xu, T.F., Z.X. Wei, R. D. Susanto, S.J. Li, Y. G.  Wang,  Y.  Wang,  X.Q.  Xu,  T.
Agustiadi, M. Trenggono, B.
Sulistyo, A. Setiawan, A.
Kuswardani,  &  G.H.  Fang.  2021. Observed  water  exchange  between the  South  China  Sea  and  Java  Sea through  Karimata  Strait. Journal  of Geophysical  Research:  Oceans ,  126:
e2020JC016608.
https://doi.org/10.1029/2020JC01660 8
Zhai.  W.D.,  M.  Dai,  &  W.-J.  Cai.  2009. Coupling  of  surfaces p CO 2 and dissolved  oxygen  in  the  northern South China Sea: impacts of contrasting coastal
processes.
Biogeosciences, 6: 2589-2598. https://doi.org/10.5194/bg-6-2589-
2009
Zhu,  N.,  Ji,  X.,  Tan,  J.,  Jiang,  Y.,  Guo,  Y.,
2021.  Prediction  of  dissolved  oxygen concentration  in  aquatic  systems based  on  transfer  learning. Comput.
Electron. Agric . 180: 105888. https://doi.org/10.1016/j.compag.202 0.105888 Submitted  :   19 May 2022 Reviewed  :   04 September 2022 Accepted  :  17 December 2022

## FIGURE AND TABLE TITLES
Figure 1. The  study  area  of  a  cruise  denoted  by  red  rectangles  which  passed  the throughflow from the Java Sea to the South China Sea and the Indian Ocean and its  reversal  during  the  southeast  monsoon  (blue)  and  northwest  monsoon (magenta) (a). Stations  where  samples  were obtained in  the Karimata  Strait (b), western Java Sea (c) and the Sunda Strait (d). Isodepth are in meters.
Figure 2.   Dissolved  oxygen  measurement  scheme  using  spectrophotometric  method  (a), shut-off valve connected three hoses (sample, cuvette, and DW/milliQ) and cuvette connected by two hoses (input and output) (Source: Pai et al., 1993).
Figure 3.  The  relationship  between  the  concentration  of  I 2 (mol/L)  vs.  the  correction absorbance (nm) .
Figure 4. Cross section of vertical profile of temperature ( ), salinity (PSU), dan dissolved oxygen  (μmol  kg -1 )  in  the  Karimata  Strait  (left  panel)  and  the  western  Java  Sea (right panel). B (Belitung), Br (Borneo), SJ (Selatan Jawa) dan NJ (Utara Jawa) denote cruise transects (see Figure 1b-1d).
Figure 5. Crosss section of vertical  profiles of (a) temperture ( 0 C), (b) salinity (PSU), and (c)  dissolved  oxygen  (μmol  kg -1 )  in  the  Sunda  Strait.  SJ  (Selatan  Jawa)  and  IO (Indian  Ocean)  denote  cruise  transect  in  this  study.  Data  are  shown  to  a maximum 300 m depth.
Figure 6. Horizontal  distribution  of  dissolved  oxygen  in  the  western  Indonesian  Seas. Samples were obtained at depth of 5 m.
Figure 7.   Vertical  distributions  of  dissolved  oxygen  (a)  and  oxygen  saturation  (b)  in  the Karimata  Strait,  western  Java  Sea,  and  the  Sunda  Strait  in  June  2015.  The measured both paramaters are carried out to a maximum 900 m depth.
Figure 8.   The  relationship  between  the  measured  dissolved  oxygen  between  the spectrophometric method vs. sensor (a) and their vertical profiles (b).
Table 1. Comparison  of  solution  concentration  used  in  the  modified  Winkler  and spectrophotometric methods.
Table 2. Number  and  volume  of BOD  bottles,  KIO 3 concentration,  and  absorbance  value of standard solution measurement.