Modul

1. ANALISIS THORPE
(Modul Pelatihan)
Pendahuluan
Turbulen atau percampuran masaa air dalam fluida berlapis terjadi secara acak dimana salah
satunya adalah pecahnya (rupturing) gelombang internal. Adanya fluida berlapis memungkinkan
timbulnya shear yaitu adanya perbedaan sifat dinamik antar lapisan. Adanya shear menyebabkan
sistem fluida tersebut menjadi tidak stabil. Jika ketidakstabilan tersebut dibiarkan terus, maka akan
terjadi turbulen dan jika variabelnya kecepatan maka ketidakstabilan tersebut sering dinamakan
ketakstabilan Kelvin-Helmhotz. Suatu gangguan yang menjalar dalam sistem tersebut dinamakan
gelombang internal. Semakin besar shear yang terjadi semakin kuat gelombang internal yang
ditimbulkannya. Pada suatu saat shear akan mengalami kondisi kritis dan akhirnya setelah melewati
kondisi kritis ini yang ditandai dengan pecahnya gelombang internal, terjadilah turbulensi atau
proses mixing telah terjadi (Monin, A.S dan R.V Ozmidov, 1985 dalam Sulaiman A. 2000).
Kondisi fluida yang tidak stabil di laut akan menyebabkan fluida mengalami proses
percampuran (Stewart, 2002). Menurut Pond dan Pickard (1983) pada saat fluida berdensitas tinggi
berada di atas fluida berdensitas rendah, maka akan terjadi pergerakan secara vertikal untuk mencari
posisi stabil. Stewart (2003) menyatakan bahwa keadaan lautan yang mengalami ketidakstabilan akan
membawa fluida dalam proses percampuran yang dikelompokkan ke dalam dua bagian diantaranya
adalah stabilitas statik dan double-diffusion. Stabilitas statik ini menunjukkan perubahan densitas
terhadap kedalaman sedangkan stabilitas dinamik untuk shear kecepatan. Selanjutnya double-
diffusion ini berkaitan dengan gradien salinitas dan suhu lautan. Pergerakan massa air yang
diakibatkan oleh variasi aliran turbulen dapat membentuk percampuran fluida dengan fluktuasi yang
sangat tinggi dan adanya proses pelapisan atau stratifikasi massa air dipengaruh oleh perbedaan suhu,
salinitas dan densitas lautan. Stratifikasi vertikal sangat ditentukan oleh nilai stabilitas vertikal dengan
menguji gradien densitasnya secara vertikal.
Salah satu pendekatan untuk menentukan percampuran massa air adalah dengan
menggunakan metode skala Thorpe yang melakukan estimasi nilai percampuran turbulen berdasarkan
profil vertikal massa air yang diperoleh dari data CTD (Conductivity Temperature Depth). Pemilihan
penggunaan data CTD ini dilakukan berdasarkan Ffield dan Gordon (1996) yang menegaskan bahwa
percampuran turbulen yang terjadi di perairan Indonesia disebabkan oleh adanya pasut internal,
dimana salah satu cara untuk mengetahui adanya pasut internal ini adalah melalui pengukuran data
CTD secara deret waktu (minimal satu siklus pasut).
Tujuan
Adapun tujuan dari analisis Thorpe ini adalah :
a. Menganalisis percampuran massa air sebagai pengaruh interaksi proses fisik dengan
kontur dasar perairan terhadap frekuensi apung (Brunt-Vaisala) dan difusivitas vertikal
eddy
b. Menghitung nilai percampuran turbulen
Alat danBahan
Alat dan bahan yang digunakan dalam pelatihan ini terdiri dari :
1. Personal Computer (PC)atau Laptop

2. 2. Data mentah CTD (Raw Data) yang telah diunduh beserta file configurasinya (ekstensi
file mentah CTD umumnya adalah *.HEX sedangkan file konfigurasi berekstensi
*.xmlcon).
3. Perangkat lunak (software) yang terdiri dari aplikasi SBE Data Processing, Ocean Data
View(ODV), MATLAB,danMicrosoftExel
ProsedurKerja
1. Pengolahan Data CTD
Data yang diolah hanya berasal dari data downcast yaitu pengukuran profil sewaktu
CTD diturunkan pada kedalaman tertentu. Data yang didapatkan dari hasil pengukuran di
lapangan dengan menggunakan CTD tidak dapat dianalisis langsung, maka harus dilakukan
pengolahan data terlebih dahulu karena data yang diperoleh dari keluaran CTD dalam bentuk
format HEX. Pengolahan data CTD dilakukan dengan menggunakan perangkat lunak SBE
Data Processing. Tahap pengolahan data adalah sebagai berikut :
a. Konversi
Konversi berfungsi untuk mengubah data mentah keluaran dari CTD dalam format
HEX ke data dalam format ASCII (American Standard Code for Information Interchange)
dalam bentuk CNV. Pengkonversian data ini bertujuan agar data hasil perekaman CTD
dapat diolah menggunakan berbagai perangkat lunak, diantaranya adalah ODV, Microsoft
Exel dan Matlab 2015a.
b. Align CTD
Align CTD berfungsi untuk mensinkronkan semua parameter yang diukur berada
dalam waktu, takanan, dan massa air yang sama. Proses Align hanya dapat dilakukan pada
data oksigen sebesar 5 detik tergantung dari tekanan (McTaggaart et al., 2010).
c. Wild edit
Wild edit berfungsi untuk memperbaiki data yang memiliki nilai ekstrim setiap 100
scan bin. Proses perbaikan data dilakukan melalui dua tahap, diantaranya adalah dengan
cara memperbaiki data yang nilainya lebih besar dari dua kali standar deviasi rata-rata.
Selanjutnya dengan cara memperbaiki data hasil fase pertama yang lebih besar dari 20 kali
standar deviasi dari nilai rata-rata yang baru (McTaggaart et al., 2010).
d. Cell thermal mass
Cell thermal mass berfungsi untuk penapisan recursive untuk mengoreksi temperatur
pada sel konduktivitas pada saat pengukuran berlangsung. Nilai alfa (anomali amplitudo
temperatur) yang digunakan adalah 0.03 dan nilai beta (anomali kosntanta waktu
temperatur) adalah 7 (McTaggaart et al., 2010).
e. Filter
Filter yang digunakan adalah low pass filter yang berfungsi untuk menghilangkan
bias (noise) berupa frekuensi tinggi pada data tekanan. Cut-off frekuensi yang digunakan
adalah 0.03 detik pada low pass filter A dan 0.15 detik pada low pass filter B. Hal ini
berarti perekaman data yang lebih cepat dari Cut-off frekuensi akan melemahkan/

3. dihilangkan dan proses penapisan hanya dilakukan pada data tekanan dengan menerapkan
low pass filter B (McTaggaart et al. 2010).
f. Loopedit
Loopedit berfungsi untuk memperbaiki data CTD ketika penurunan CTD bergerak
kurang dari kecepatan minimum atau CTD bergerak naik turun akibat adanya guncangan
pada kapal. Kecepatan minimum yang dipakai adalah 0.25 ms-1 (McTaggaart et al., 2010).
g. Derive
Drive digunakan untuk menurunkan parameter selain yang sudah dikeluarkan
dikonversi data. Parameter yang diturunkan yaitu densitas (kg m-3), salinitas (psu),
kecepatan suara (ms-1), dan temperatur potensial ITS-90 (0C).
h. Bin avarage
Bin avarage digunakan untuk merata-ratakan data pada tekanan yang diinginkan.
Ukuran bin yang akan dipakai adalah 1 bin tanpa mengikutkan bin permukaan, sehingga
selang tekanan pada data adalah 1 db.
i. Koreksi Manual
Tahap manual ini dilakukan untuk memeriksa dan memperbaiki hasil keluaran dari
bin avarage untuk menghilangkan spike/ noise dan missing data, maka harus diinterpolasi
pada data yang mengalami error tersebut. Data error umumnya berada pada semua
ulangan terutama pada lapisan tercampur dan lapisan dalam dengan data error 1-3 m. Pada
umumnya dari data CTD yang dihasilkan banyak memiliki noise adalah pada salinitas,
sehingga perlunya koreksi manual dalam filter tambahan selain dari perangkat lunak SBE
Data Processing 7.21e.
j. Metode Filtering dari Medfilt Matlab
Tahap filtering dari Medfilt ini dilakukan untuk menghilangkan spike/ noise dan
missing data, terutama pada data salinitas yang kemudian hasil dari data tersebut disusun
kembali sehingga akan menghasilkan grafik yang smoothing. Metode medfilt pada Matlab
dengan panjang n, akan menggantikan setiap titik pada data ke-n dengan median dari
kumpulan data asli yang terdapat pada jendela data dengan panjang n yang titik tengahnya
terletak di titik yang akan diganti. Hal ini biasanya berkaitan dengan panjang jendela filter
yang ganjil. Jika digunakan Medfil dengan panjang jendela filter genap, maka dipakai rata-
rata dari 2 titik tengah sebagai keluaran filter (D. Jhonlighten, 2010).
3. Menghitung Percampuran Massa Air
Difusivitas Vertikal Eddy(𝐾𝜌)
Sebelum perhitungan nilai difusivitas vertikal eddy (𝐾𝑝), terlebih dahulu ditentukan nilai
Thorpe displacement (d), skala Thorpe (𝐿 𝑇), skala Ozmidov (𝐿 𝑜), frekuensi Brunt Vaisala (N2),
dan tingkat energi kinetik disipasi turbulen eddy (𝜀). Nilai d ditentukan dari penyusunan ulang
densitas dalam bentuk stabilitas statis sesuai dengan densitas awal atau kedalaman, dimana
posisi massa air dengan densitas rendah berada di atas densitas tinggi sesuai konsep densitas
(Gambar 4). Thorpe displacement (d) dapat dihitung dengan persamaan (Dillon, 1982; Finnigan
et al., 2002; Thompson et al., 2007):

4. 𝑑 = 𝑧 𝑎 − 𝑧 𝑏 (4)
Nilai 𝑧 𝑎 menyatakan posisi tekanan awal dan 𝑧 𝑏 menyatakan tekanan setelah penyusunan ulang.
Nilai d positif menunjukkan bahwa massa air akan bergerak ke atas untuk mencari kestabilan
statis, dimana kondisi ini terjadi jika massa air berdensitas rendah berada di bawah massa air
berdensitas tinggi dan nilai d negatif menunjukkan massa air bergerak ke bawah, hal ini terjadi
jika massa air densitas tinggi berada di atas massa air densitas rendah. Nilai d merupaka nilai
nol sehingga jika profil densitas pada kondisi stabilitas statis (𝑧 𝑎 = 𝑧 𝑏), maka nilai d dari
kedalaman tersebut tidak diikutsertakan untuk menghitung nilai 𝐿 𝑇 (Suteja, 2012).
Gambar 1. Ilustrasi proses pencarian nilai Thorpe displacement. Data densitas sebenarnya dengan
kondisi instabilitas statis (kotak dengan garis titik-titik), disusun ulang untuk mencari
densitas kondisi stabilitas statis (garis putus-putus merah). Jarak dari kedalaman 𝑧 𝑎 ke
kedalaman 𝑧 𝑏 merupakan nilai Thorpedisplacement(Suteja,2011).
Setelah kalkulasi nilai d, selanjutnya dilakukan estimasi ketebalan minimal displacement
dari resolusi vertikal CTD. Hal ini bertujuan agar nilai d merupakan nilai displacement yang
sesungguhnya dan bukan berasal dari noise CTD. Prinsip estimasi ini dilakukan berdasarkan
pada kenyataan bahwa CTD memiliki keterbatasan kemampuan untuk mendeteksi pembalikkan
massa air. Hal ini mengacu pada Teori sampling Nyquist, dimana bila pembalikkan yang terjadi
adalah dua kali lebih rendah dibandingkan resolusi vertikal, maka pembalikkan tersebut tidak
dapat diukur. Penentuan pembalikan yang lebih kuat dapat dilakukan jika terdapat jumlah
sampel yang lebih banyak, berdasarkan pada peraturan jumlah sampel minimum yaitu lima
sampel (Koch et al., 1983) atau 7-8 sampel (Levitus, 1982 dalamGalbraith dan Kelley, 1996).
Selanjutnya penentuan batasan nilai pembalikan dari data yang telah disusun ulang
dengan menggunakan metode GK (Galbraith dan Kelley, 1996), berdasarkan metode GK nilai
yang kurang (5 𝑚) akan diabaikan dan tidak akan diikutkan untuk perhitungan selanjutnya.
Interval kedalaman vertikal ( 𝜕𝑧) data CTD dibuat 1 meter untuk mendukung batas pembalikkan
massa air berdasarkan metode GK :
𝐿 𝑧 = 5𝜕𝑧 (5)

5. Penentuan nilai turbulen energi kinetik disipasi digunakan untuk menggamarkan jumlah energi
kinetik yang hilang atau berubah bentuk dalam perairan. Perhitungan besaran energi kinetik
yang mengalami proses disipasi berdasarkan skala Ozmidov (1965) dalam Part et al (2008)
adalah sebagai berikut :
𝜀 = 𝐿 𝑜
2 𝑁𝑖
3
(6)
dimana 𝐿 𝑜 dan 𝜀 masing-masing menyatakan skala panjang ozmidov dan disipasi energi kinetik
turbulen.
Metode perhitungan percampuran massa air secara vertikal dari lapisan dalam perairan,
sebagai analisis awal dengan menghitung nilai frekuensi Brunt Vaisala dengan persamaan :
𝑁2 =
𝑔
𝜌0
𝑑𝜌
𝑑𝑧
(7)
dimana 𝜌0 menunjukkan rata-rata densitas perairan seluruh ulangan (1026,52 kg m-3), 𝑑𝜌
adalah perubahan (gradien) densitas terhadap perubahan kedalaman 𝑑𝑧 (1 m), dan 𝑔 adalah
percepatan gravitasi bumi (9,79423 m s-2). Menurut Ferron et al. (1998) nilai densitas yang
dipakai pada frekuensi Brunt Vaisala berasal dari data densitas yang sudah disusun dalam
kondisi stabil, yang berarti nilai Brunt Vaisala yang didapat dari perhitungan ini akan selalu
bernilai positif.
Untuk menghitung Persamaan (6), terlebih dahulu menentukan nilai skala panjang
ozmidov 𝐿 𝑜 pada setiap lapisan digunakan skala Thorpe ( 𝐿 𝜏)dengan menggunakan persamaan
(Dilion, 1982) :
𝐿 𝑜
𝐿 𝜏
= 0.8 (8)
𝐿 𝑜 = 0.8 ∙ 𝐿 𝜏 (9)
Perhitungan skala Thorpe diperoleh dengan menggunakan persamaan (Dillon, 1962;
Finnigan et al., 2002; Cisewki et al., 2005; Park et al., 2008) :
𝐿 𝑇 = (
1
𝑛
∑ 𝑑𝑖
2
𝑛
𝑖=1
)
1/2
(10)
dimana 𝑑𝑖 adalah Thorpe displacement pada kedalaman i dan n adalah jumlah sampel. Setiap
nilai 𝐿 𝑇 didapatkan dari hasil rata-rata n buah sampel pada kedalaman yang diinginkan. Rata-
rata nilai 𝐿 𝑇 pada penelitian ini dilakukan dengan caara membagi kedalaman perairan menjadi
tiga lapisan dengan ketebalan masing-masing lapisan sebesar H (m). ketiga lapisan tersebut
adalah lapisan tercampur, lapisan termoklin, dan lapisan homogen di bagian dalam. Kedalaman
setiap lapisan pada masing-masing ulangan berbeda-beda tergantung dari profil vertikal massa
air.

6. Nilai difusivitas vertikal eddy (𝐾𝜌) pada tiap kedalaman diperoleh melalui persamaan
berikut (Cisewski et al., 2005; Park et al., 2008 ; Osborn, 1980 dalamSuteja, 2012) :
𝐾𝜌𝑖 =
Γ𝜀𝑖
𝑁𝑖
2 (11)
dimana Γ menyatakan efesiensi percampuran (0.2) (Osborn, 1980).
Langkah-Langkah Menghitung Percampuran Massa Air
1. Tahap awal dalam penentuan percampuran massa air adalah mencari nilai potensial
densitas dengan menyusun data kedalaman, temperatur dan densitas seperti di bawah ini :
2. Setalah nilai potensial didapatkan, maka langkah selanjutnya adalah mencari nilai Brunt
Vaisaladengan langkah sebagai berikut
a. Susun data kedalaman, temperatur, salinitas, densitas dan potensial densitas seperti
pada gambar di bawah ini :

7. b. Kemudian disimpan dalam format .txt untuk dipanggil menggunakan aplikasi MATLAB
c. Buka aplikasi MATLAB, dengan menuliskan sintak seperti pada gambar di bawah ini :
d. Kemudian dijalankan akan tampak seperti pada gambar berikut :

8. 3. Tahap selanjutnya adalah menentukan nilai dari ThorpeDisplacement
a. Data yang dipakai untuk mencari nilai ini adalah data densitas dari CTD, dimana dari
data densitas sebenarnya dengan kondisi instabilitas statis disusun ulang untuk mencari
densitas kondisi stabilitas statis (Gambar 1).
b. Jarak kedalaman awal (𝑧 𝑎)ke kedalaman pada saat kondisi stabilitas statis (𝑧 𝑏)
merupakan nilai Thorpedisplacement,yangdidapatkan dengan cara :
c. Ploting hasil displacement terhadap kedalaman menggunakan MATLAB dimana
sintaknya sama seperti plot hasil Brunt Vaisala pada point 2c yang hasilnya
didapatkan seperti pada gambar di bawah ini :

9. 4. Langkah selanjutnya setelah didapatkan nilai displacement yaitu mencari nilai skala thorpe
menggunakan Persamaan (9) yang bisa dihitung dari MATLAB dengan menyusun ulang data
kedalaman, Brun Vaisala dan displacement yang telah didapatkan sebelumnya, seperti pada
contoh berikut :
Selanjutnya simpan dalam format .txt untuk dipanggil menggunakan program MATLAB sama
seperti cara sebelumnya.
Kemudian disusun ulang dengan format sebagai berikut :

10. Langkah untuk menghitung epsilon tersebut terlihat pada gambar berikut, dimana stelah
didapatkan masing-masing nilai disusun kembali seperti tabel yang telah ditentukan di atas,
kemudian di plot nilai epsilon (𝜀) terhadap kedalaman.
5. Terakhir adalah menentukan nilai difusivitas vertikal eddy (𝐾𝑧), dimana untuk menghitung
nilai dari 𝐾𝑧 menggunakan Persamaan 11 dari hasil Brun Vaisala, epsilon dan efesiensi
percampuran (0.2) yang hasilnya juga diplotkan terhadap kedalaman.

11. DAFTAR PUSTAKA
Atmadipoera A. dan Widyastuti. 2014. A Numerical Modeling Study On Upwelling Mechanism In
Southern Makassar Strait. Jurnal Ilmu dan Teknologi Kelautan Tropis, Vol. 6, No. 2,
Hlm. 355-371.
Atmadipoera A. et al. 2015. Observation Of Coastal Front And Circulation In The Northeastern
Java Sea, Indonesia. Jurnal Ilmu dan Teknologi Kelautan Tropis, Vol. 7, No. 1, Hlm. 91-
108
Atmadipoera A, et al. 2009. Characteristics and variability of the Indonesian Throughflow water
at the outflowstraits.Deep-Sea Research I. 56:1942-1954
Dillon TM. 1982. Vertical overturns: a comparation of Thorpe and Ozmidov length scale. J
Geophys Res
Ffield A, AL Gordon. 1996. Tidal mixing signature in the Indonesian Seas. J Phys Oceanogr
26:1924-1936
Ffield A. 1994. Tidal Mixing in the Indonesia Seas. Paper presented at Internasional Scientific
symposium at the IOC-WESTPAC,IOCBali. Indonesia
Galbraith PS, E Kelley. 1996. Identifying overturn in CTD profiles. J Atmos Ocean Tech 13:688-
702
Finnigan TD, DS Luther, R Lukas. 2002. Observation of enhanced diapycnal mixing near the
Hawaiian Ridge. J Phys Oceanogr32:2988-3002
Hatayama T. 2004. Transformation of the Indonesian Throughflow Water by Vertical Mixing and
Its Relation to Tidally GeneratedInternal Waves. Japan Agency for Marine-Earth Science
and Technology, Yokohama Institute for Earth Sciences, Showa-machi, Kanazawa-ku,
Yokohama, Kanagawa 236-0001, Japan. Journal of Oceanography , Vol. 60, pp. 569 to
585
Kaharuddin, 2012. Kajian Fluks Nutrien dan Kandungan Klorofil-a Serta Keterkaitannya dengan
ProsesPercampurandi SelatanSelat Makasar.[Tesis]. IPB Bogor
Koch-Larrouy A. et al. 2008. Physical processes contributing to the water mass transformation of
the Indonesian Throughflow. Laboratoire d’Océanographie et du Climat:
Expérimentations et Approches Numériques (LOCEAN),
Koch-Larrouy A, et al. 2007. On the transformation of Pacific Water into Indonesian
Throughflow water by internal tidal mixing. Geophys Res Lett 34:1-6
Koch-Larrouy A. et al. 2006. On the transformation of Pacific Water into Indonesian ThroughFlow
Water by internal tidal mixing. Laboratoire d'Océanographie Dynamique et de
Climatologie (LOCEAN,ex LODYC),boite1004 place jussieu 75252 Paris, France
Koch SE, et al. 1983. An interactive Barnes objective map analysis scheme for use with
satellite and conventionaldata. J Climate Appl Meteor 22:1487-1503

12. Lane-Serff G F. 2004. Topographic and boundary effects on steady and unsteady flow through
straits.Topical Studies in Oceanography.Deep-Sea Research II
McTaggart K.E., et al. 2010. Notes on CTD/O2 Data Acquisition and Processing Using Sea-Bird
Hardware and Software (as available). U.S.A
Pond S, GL Pickard. 1983. Introductory Dynamical Oceanography.Ed ke-2. Oxford: Pergamon
Press.
Purwandana A. 2012. Transformasi dan Percampuran Massa Air di Perairan Selat Alor pada
Bulan Juni 2011. [Tesis]. IPBBogor
Stewart RH. 2003. Introduction to Phisycal Oceanography. Departement of Oceanography. Texas
A & M University.
Sulaiman A. 2000. Turbulensi Laut Banda. Direktorat Teknologi Inventarisasi Sumberdaya Alam
(TISDA).Badan Pengkajian dan Penerapan Teknologi (BPPT).Jakarta
Susanto R. et al. 2012. Variability of Indonesian throughflow within Makassar Strait, 2004–2009.
Lamont-Doherty Earth Observatory, Columbia University, Palisades, New York,
USA.JOURNALOF GEOPHYSICALRESEARCH,VOL. 117
Suteja Y. 2011. Percampuran Turbulen Akibat Pasang Surut Internal Dan Implikasinya Terhadap
Nutrien DiSelat Ombai.[Tesis]. IPB Bogor
Thompson AF, et al. 2007. Spatial and temporal patterns of small-scale mixing in Drake Passage.J
PhysOceanogr 37:572-592
Wyrtki, K. 1961. The physical oceanography of south east Asian waters. Naga Report Vol. 2.
University California Press. La Jolla, California. 195p