gravatar

MIGRASI VERTIKAL ZOOPLANKTON DAN KAITANNYA DENGAN ARUS LINTAS INDONESIA (ARLINDO)


PENDAHULUAN

Zooplankton memiliki peranan yang sangat penting di lautan, dimana zooplankton merupakan kunci tingkatan trofik terendah (fitoplankton) ke tingkatan trofik tertinggi (sumberdaya ikan) dalam rantai makanan di lautan. Atmosfer dan lautan saling berinteraksi, artinya perubahan yang terjadi pada atmosfer (iklim) akan berpengaruh pada proses-proses yang terjadi di lautan dan sebaliknya. Perubahan karakteristik massa air laut yang disebabkan pengaruh iklim seperti perubahan lapisan homogen (mixed layer) akan berpengaruh pada dinamika biota laut khususnya zooplankton. Sebaliknya, zooplankton memiliki peranan penting dalam menyeimbangkan iklim dimana zooplankton merupakan kunci pembawa karbon dioksida ke laut dalam karena mereka dapat berenang 500 meter ke atas dan bawah (migrasi vertikal) dalam sehari. Seperti yang kita ketahui bahwasannya karbon dioksida merupakan senyawa yang menyebabkan pemanasan global. Aliran massa air yang melalui Perairan Indonesia atau disebut Arus Lintas Indonesia (Arlindo) merupakan aliran yang menghubungkan dua massa air yang memiliki karakteristik berbeda. Arlindo berperan sebagai bagian yang tak terpisahkan dari sirkulasi termohalin dan fenomena iklim dunia.

Gambar 1. Siklus karbon di lautan.


POLA MIGRASI VERTIKAL


Lapisan penghambur suara (sound scattering) yang berada beberapa ratus meter dari permukaan (kolom perairan), bermigrasi ke arah permukaan saat matahari terbenam dan bermigrasi keperairan yang lebih dalam saat matahari terbit disebut sebagai deep scattering layers (DSL) (Johnson, 1977 in Kaltenberg, 2004). Pergerakan ini dikenal sebagai diel vertical migration (DVM), DVM indentik dengan migrasi hewan karena pergerakannya lebih cepat di siang hari dan mengurangi tingkat predasinya dibandingkan malam hari ketika makanan melimpah (Kaltenberg, 2004).

Gambar 2. Migrasi vertikal harian zooplankton


Pada awalnya ADCP digunakan untuk mengukur kecepatan arus terhadap kedalaman, namun karena echo strength setara dengan volume scattering organisme di setiap bin, maka sinyal backscatter dapat digunakan untuk melihat DVM yaitu pola migrasi vertikal yang ditunjukkan oleh zooplankton dalam siklus 24 jam (Kaltenberg, 2004). Terdapat dua hipotesis penyebab pola migrasi (Lampert, 1989 in Barbiero, 2000): faktor metabolisme dan menghindari area permukaan untuk mengurangi kehilangan akibat predator. Hipotesis pertama mengasumsikan bahwa, pada suhu yang rendah organisme dapat mencapai ukuran tubuh maksimum saat dewasa sehingga berhubungan dengan fecundity. Hipotesis kedua lebih banyak digunakan karena lebih berdasar, dimana faktor yang mempengaruhi migrasi vertikal adalah cahaya, suhu dan untuk menghindari predator (Heywood, 2001 in Kaltenberg, 2004). Cahaya (matahari dan bulan) merupakan tanda visual, berpengaruh besar terhadap tingkah laku untuk menghindari predator (Liu et al., 2003 in Tsiu, 2006). Rendahnya tingkat level cahaya untuk predator visual, pada malam hari mengurangi kemampuan/insting memangsa. Pola yang dibentuk oleh DVM dapat berubah-ubah baik antar maupun intra spesies, dan juga dipengaruhi oleh faktor lingkungan perairan (Tsui, 2006). Perbedaan pola migrasi intra spesies disebabkan oleh faktor ukuran, umur dan jenis kelamin (Stich, 1989 in Barbiero, 2000). Setiap spesies memiliki pola kedalaman migrasi tersendiri yang akan berubah setara dengan pertumbuhan, masa reproduksi dan waktu setiap tahun. Variasi penyusun organisme seperti ukuran tubuh, pigmen serta faktor lingkungan seperti kesedian makanan, kedalaman perairan, penetrasi cahaya, dan topografi dasar perairan menyebabkan perbedaan tingkah laku migrasi. Terdapat tiga pola DVM yaitu:


a. Migrasi nokturnal

Migrasi ini paling umum terjadi, dimana pola migrasi ke arah permukaan pada waktu petang dan sebelum fajar bermigrasi ke lapisan yang lebih dalam (Gambar 6). Organisme yang memiliki pola migrasi nokturnal maupun twilight berlindung di perairan yang lebih dalam dari predator karena pengaruh cahaya matahari, aktif pada malam hari di daerah permukaan yang kaya akan makanan.

Gambar 3. Migrasi nokturnal


b. Migrasi twilight

Adalah pola migrasi ke arah permukaan menjelang petang dan bermigrasi ke perairan yang lebih dalam saat tengah malam, diikuti migrasi kembali ke arah permukaan kemudian kembali bermigrasi perairan yang lebih dalam pada saat fajar (Cohen dan Forward, 2002 in Tsui, 2006). Saat tengah malam sebagian dari hewan tersebut bergerak ke arah yang lebih dalam, disebabkan oleh komposisi zooplankton lebih padat dari pada air maka ketika aktivitas berkurang, menyebabkan cenderung tenggelam.


Gambar 4. Migrasi twilight.


c. Migrasi reverse

Migrasi ini merupakan kebalikan dari migrasi nokturnal, yaitu bermigrasi ke arah permukaan pada siang hari dan ke arah yang lebih dalam pada malam hari. Migrasi ini dapat dicirikan oleh spesies kopepoda dengan ukuran yang besar

maupun kopepoda yang berwarna (Tsiu, 2006), yaitu individual kopepoda dengan ukuran tubuh yang besar dan kopepoda yang memiliki pigmen tubuh. Menurut Tsui (2006) penyebab utama pergerakan individu kopepoda untuk DVM disebabkan oleh kondisi tubuh. Bedasarkan hal tersebut dan juga diindikasi oleh faktor lingkungan, maka kopepoda memodifikasi pola pergerakan migrasi sebagai reaksi terhadap predator.

Gambar 5. Migrasi reverse


Suhu merupakan faktor penting dalam mengontrol kecepatan migrasi (Wade dan Heywood, 2001). Data kecepatan migrasi vertikal zooplankton secara langsung sangat terbatas. Kecepatan migrasi kopepoda meningkat sebagai respon terhadap massa air hangat (Rudyakov, 1975 in wade dan Heywood, 2001 yang bervariasi antara 1-4 cm/det (Plueddemann dan Pinkel’s, 1989 in Wade dan Heywood, 2001). Menurut Smith et al. (1989) in wade dan Heywood (2001) kecepatan migrasi ke arah permukaan saat matahari terbenam adalah 5-8 cm/det dan migrasi keperairan yang lebih dalam saat matahari terbit yaitu 3-4 cm/det, meskipun pada umumnya simetris. Rerata kecepatan migrasi vertikal perairan yang lebih dalam saat matahari terbit yaitu 6,6 cm/det dan ke arah ke arah permukaan saat matahari terbenam adalah 6,1 cm/det (Kaltenberg, 2004).


SELAT LOMBOK


Selat Lombok adalah selat antara Pulau Bali dan Pulau Lombok, yang menghubungkan Laut Flores dengan Samudra Hindia. Menurut Arief (1997), panjang Selat Lombok sekitar 60 km dengan kedalaman airnya lebih dari 1000 m di bagian utara dan menjadi sekitar 250 m di daerah ambang (sill) di bagian selatan Selat Lombok. Lebar Selat Lombok sekitar 30 km dibagian utara dan menyempit menjadi sekitar 18 km diujung selatan akibat adanya Pulau Nusa Penida.Selat Lombok memegang peran penting dalam fenomena ARLINDO (Arus Lintas Indonesia) dan juga dihubungkan dengan Selat Makassar oleh alur kedalaman 600–1000 m sepanjang sisi timur Paparan Sunda (Arief, 1997). Perairan Indonesia bagian barat merupakan bagian dari Paparan Sunda mempunyai kedalaman kurang dari 75 m dan dipengaruhi curah hujan yang tinggi, yaitu 2–4 m/tahun. Wilayah Indonesia bagian timur merupakan perairan yang jeluk (dalam) dengan kedalaman air lebih dari 1000 m serta data curah hujan tahunan yang relatif rendah, yaitu kurang dari 1,5 m/tahun.Berdasarkan profil rata – rata suhu dan salinitas, perairan Selat Lombok di bagi menjadi 3 zona (Arief, 1997), yaitu:

a) Lapisan permukaan yang mempunyai kisaran suhu musiman hingga 2,0 0C. Ketebalan permukaan bervariasi dengan waktu dan lokasi, ketebalan lapisan isothermal mempunyai kisaran antara 2 m dibagian selatan Selat Lombok hingga 70 m di bagian utara Selat Lombok.

b) Lapisan thermoklin terletak di antara lapisan permukaan dengan kisaran suhu 28 0C di bagian atasnya dan 7 0C di bagian bawahnya. Daerah dengan gradien suhu paling besar umumnya terletak pada kedalaman 100 – 150 m.

c) Lapisan dibawah lapisan thermoklin, suhu air laut menurun secara lambat dengan bertambahnya kedalaman yaitu pada 500 m suhu air laut adalah 7 – 8 0C.

Menurut Illahude dan Gordon (1996), suhu di lapisan permukaan sampai kedalaman tertentu pasa Musim Barat lebih hangat dibandingkan Musim Timur. Pada Musim Timur, di Selat Lombok suhu perairan menjadi lebih dingin dimana proses pengadukan pada musim timur lebih besar dari pada Musim Barat (Utami, 2006). Menurut Utami (2006), sebaran suhu di perairan Selat Lombok memperlihatkan bahwa pada Musim Timur terbentuk lapisan homogen yang lebih tebal dari pada Musim Barat.


ARUS LINTAS INDONESIA (ARLINDO)


Menurut Sidharta (1995) perairan laut Indonesia berperan penting dalam menjaga keseimbangan volume air, salinitas dan suhu di samudera Pasifik dan Hindia. Terdapat dua jalur utama ARLINDO yaitu melalui celah Timor dan Selat Makassar yang diteruskan ke Selat Lombok, massa air tersebut keluar menuju Samudera Hindia melalui cara langsung dan tidak langsung (Gambar 6). Secara langsung, yaitu melalui Selat Lombok dengan kedalaman sekitar 350 m dan cara tidak langsung,yaitu melalui Laut Banda kemudian ke Laut Timor. Selat Lombok merupakan akhir dari profil batimetri yang dalam terhubung dengan Selat Makassar, dengan rerata kecepatan massa air berkisar antara 50-60 cm/det yang terkonsentrasi di atas kedalaman 200 m (Sidharta, 1995). Kecepatan massa air yang melalui Selat Lombok cenderung berubah tiap musim. Hasil penelitian Murray dan Arief (1988), menunjukkan bahwa pada Musim Timur kecepatan arus lebih kuat dibandingkan pada Musim Barat. Arus di Selat Lombok menurut arah mengalirnya dapat dibagi menjadi 2 yaitu, arus menuju utara (arus utara) dan arus menuju selatan (arus selatan). Namun persentase massa air yang melalui Selat Lombok pada tiap musim cenderung didominasi oleh massa air dari Samudera Pasifik. Hal ini disebabkan karena sepanjang tahun pergerakan massa air di Selat Lombok pada lapisan permukaan sampai kedalaman 200 m tetap menuju selatan.

Gambar 6. Arus Lintas Indonesia (ARLINDO).


Profil Suhu dan Salinitas


Sebaran menegak dan melintang suhu ditunjukkan pada Gambar 7 dan 8. Kedua gambar memperlihatkan adanya perbedaan pola pelapisan suhu pada kedua waktu pengukuran. Dari sebaran suhu pada Musim Barat pada kedua transek terlihat lapisan permukaan tercampur yang relatif tipis. Sementara pada Musim Timur, lapisan homogen lebih tebal. Sebaran suhu pada lapisan dalam di bawah lapisan termoklin memperlihatkan pola yang hampir sama pada kedua waktu pengukuran, terutama mulai dari kedalaman 400 m ke bawah (dari isotermal 9 oC ke bawah). Perbedaan suhu permukaan antara kedua waktu pengamatan tidak terlalu besar yakni suhu pada Januari 2004 lebih tinggi 0,43 oC dari suhu pada Juni 2005. Namun lebih lebih tebalnya lapisan permukaan tercampur dan sedikit lebih dingin pada Juni 2005 diperkirakan karena Angin Muson Tenggara yang mulai bertiup bulan Juni lebih kuat mencampur massa lapisan permukaan dibanding Angin Muson Barat Daya yang bertiup bulan Januari di Selat Lombok. Kemungkinan lain adalah pada bulan Juni 2005 aliran ke selatan dengan membawa massa air dari Laut Flores lebih kuat dibading aliran bulan Januari (Wyrtki, 1961). Sebagai akibatnya, lapisan permukaan cenderung akan lebih tebal. Bertiupnya Angin Muson Tenggara yang umumnya membawa udara yang dingin akan mendinginkan suhu permukaan laut.

Gambar 7. Sebaran menegak suhu.


Secara spasial, terlihat bahwa sebaran suhu lebih heterogen dibanding. Secara teoritis, upwelling dapat terjadi bila terdapat aliran ke arah utara yang mengakibatkan turunnya muka air di sisi kanan aliran (pantai P. Nusa Penida) untuk menyeimbangkan gaya tegak lurus arah aliran (Pedlosky, 1987). Pada sebaran melintang suhu, terlihat lereng isotermal pada lapisan permukaan dan termoklin menaik. Hal ini juga mengindikasikan upwelling yang mungkin terbentuk akibat aliran ke selatan yang kuat sehingga muka air meninggi di sisi kanan (pantai P. Lombok) dan kekosongn air di sisi kiri (pantai P. Bali) mengakibatkan terjadinya upwelling.

Gambar 8. Sebaran melintang suhu.


Perbedaan suhu permukaan antara kedua waktu pengamatan tidak terlalu besar yakni lebih tinggi 0,43 oC dari. Namun lebih lebih tebalnya lapisan permukaan tercampur diperkirakan karena Angin Muson Tenggara yang mulai bertiup bulan Juni lebih kuat mencampur massa lapisan permukaan dibanding Angin Muson Barat Daya yang bertiup di Selat Lombok. Kemungkinan lain adalah aliran ke selatan dengan membawa massa air dari Laut Flores lebih kuat (Wyrtki, 1961). Sebagai akibatnya, lapisan permukaan cenderung akan lebih tebal. Bertiupnya Angin Muson Tenggara yang umumnya membawa udara yang dingin akan mendinginkan suhu permukaan laut.

Gambar 9. Sebaran menegak salinitas.


Salinitas di lapisan permukaan(sampai sekitar 100m) yang lebih rendah pada Musim Timur dibanding Musim Barat mengindikasikan dua hal. Indikasi pertama adalahMusim Timur, massa air dari Laut Flores sudah mulai masuk ke Selat Lombok. Akan tetapi massa air tersebut diperkirakan masih merupakan sisa massa air dari Laut Jawa yang pada Musim Barat sebelumnya bergerak ke timur memasuki Laut Flores. Massa air Laut Jawa pada Musim Barat mempunyai salinitas yang rendah akibat presipitasi dan masukan air tawar dari sungai di Indonesia bagian barat (Wyrtki, 1961). Indikasi kedua adalah pada Musim Barat massa air dari Indonesia bagian barat (umumnya mempunyai salinitas rendah) belum sepenuhnya sampai di Selat Lombok, sehingga salinitas permukaannya lebih tinggi.

Gambar 10. Sebaran melintang salinitas.


Percampuran dengan massa air dengan salinitas relatif rendah yang masuk ke Selat Lombok pada Musim Timur mengakibatkan salinitas massa air NSLW lebih rendah dibanding Musim Barat. Hal yang sama juga diperoleh Arief (1997) pada hasil pengukuran salinitas Juni 1985 di Selat Lombok yang memperlihatkan salinitas maksimum pada Juni 1985 lebih rendah dari pengkuran Januari 1985. Massa air dengan salinitas minimum ini diperkirakan merupakan sisa dari North Pacific Intermediate Water (NPIW) (Wyrtki, 1961). .

Gambaran umum karakteristik massa air di Selat Lombok ditunjukkan pada diagram T – S (Gambar 11) yang dapat juga digunakan untuk mengidentifikasi berbagai jenis massa air. Dari Gambar 11 dapat dibedakan 4 jenis massa air yakni (i) lapisan permukaan, (ii) lapisan salinitas maksimum, (iii) lapisan salinitas minimum dan (iv) lapisan dalam. Lapisan permukaan yang hangat dengan suhu sekitar 29 oC dan salinitas rendah sekitar 32, 5 – 34,0 psu. Massa air ini merupakan massa air tropis yang dicirikan suhu hangat akibat pemanasan yang intensif dan salinitas rendah akibat presipitasi dan masukan dari sungai yang melebihi evaporasi (Wyrtki, 1961). Massa air lapisan permukaan dengan jelas berbeda antara massa air Januari 2004 dengan salinitas lebih tinggi dan Juni 2005 dengan salinitas lebih rendah.

Gambar 11. Diagram T-S.


Lapisan salinitas maksimum dengan salinitas 34,60 – 34, 62 psu (Musim Barat) dan 34,53 – 34,54 psu (Musim Timur) diperkirakan merupakan NSLW yang terletak posisi sigma-t 24,8 – 25,4 kg/m3. Massa air NSLW dengan jelas dapat dibedakan pada kedua pengukuran dimana perbedaan salinitasnya mengakibatkan kurvanya jelas terpisah. Hal ini mengindikasikan adanya pengaruh percampuran massa air setempat terhadap massa air NSLW yang bervariasi intensitas mengikuti perubahan musim. Arief (1997) juga menemukan NPIW pada kisaran salinitas dan kedalaman yang sama di Selat Lombok. Berbeda dengan massa air NSLW, massa air NPIW ini susah dibedakan antara kedua pengukuran, karena kurva nya hampir berimpit. Hal ini mengindikasikan proses percampuran lokal tidak banyak mempengaruhi salinitas pada kedalaman dimana NPIW terletak.


Variasi temporal siklus harian SV (2004)


Gambar 12 dan 13 merupakan pola sebaran harian SV terhadap waktu (jam) dan kedalaman (m) dimana nilai SV ditunjukkan oleh warna dalam satuan count. Berdasarkan kedalamannya, pantulan SV yang kuat berada dibawah kedalaman 200 m dan bergerak vertikal sejauh 50-200 m dikenal sebagai deep scattering layer (DSL) sedangkan SV pada kedalaman 50-100 m dikenal sebagai mid scattering layer (MSL). Dilihat dari waktu, terjadi penaikan dan penurunan SV, yakni naik menjelang pagi dan menjelang malam (migrasi nokturnal). Migrasi ini diasumsikan sebagai pergerakan dari zooplankton, dapat dibedakan menjadi dua bagian berdasarkan nilai intensitas gema yaitu 130 dan 140 count. Sebaran MSL saat matahari terbenam, membentuk lapisan partikel penghambur yang terkonsentrasi di daerah permukaan, dan saat matahari terbit bermigrasi hingga kedalaman 200 m dan menyatu dengan DSL dengan demikian tidak terlihat adanya peak migrasi (Gambar 12). Kedalaman di bawah 150 m, sebaran DSL terdiri dari dua lapisan SV yaitu 130 count dan 140 count dengan pergerakan migrasi sejauh 50-100 m, maka peak migrasi saat matahari terbit dan terbenam terlihat dengan jelas (Gambar 12). Colorbar memberikan informasi tentang intensitas nilai SV di dalam kolom perairan baik MSL maupun DSL, dimana warna biru menunjukkan nilai intensitas yang paling rendah sedangkan warna merah memiliki intensitas tertinggi. Pada kedalaman 0-50 m memberikan nilai pantulan SV yang rendah (tidak terdapat partikel penghambur ), hal ini disebabkan karena pengaruh area permukaan dan bin yang terlalu dekat dengan permukaan telah dihilangkan pada saat analisis data. Pada kedalaman di bawah 300 m juga tidak memberikan nilai intensitas disebabkan oleh transduser yang digunakan dalam penelitian ini adalah transduser konveks yang menghadap ke arah permukaan (upward), sehingga area yang terdeteksi berkisar pada kedalaman ≤350 m. Kontur nilai intensitas gema dari Gambar 12, dimana SV 130 count (biru) dan 140 count (merah) dengan menampilkan grid, untuk sumbu x (waktu dalam satuan jam) dan sumbu y (kedalaman dalam satuan m) sehingga dapat diketahui nilai kedalaman, jarak migrasi serta waktu terjadinya migrasi saat matahari terbit dan terbenam. Pada sumbu x, garis grid digunakan sebagai patokan untuk menentukan jarak migrasi saat dan sesaat (setengah jam) setelah peak migrasi terjadi, hal ini dimaksudkan agar diperoleh kecepatan migrasi yang sesuai dengan waktu perekaman data ADCP. Rerata peak migrasi terjadi pukul 05:30-06:00 WITA pagi dan pukul 18:30-19:00 WITA malam (Gambar 12).



Gambar 12. Rerata siklus harian tahun 2004 (A) bulan Januari, (B) bulan Februari, (C) bulan Maret, (D) bulan April, (E) bulan Mei, (F) bulan Juni.


Berdasarkan waktu terjadinya peak migrasi (Gambar 13), ada dua bagian dengan jarak migrasi yang ditempuh berkisar antara 100-200 m. Pada bulan Juli, Agustus, dan September rerata peak terjadi pada pukul 05:30-06:00 WITA pagi dan pukul 18:00-18:30 WITA malam dengan jarak migrasi DSL 130 count menyatu dengan MSL, oleh sebab itu sebaran SV tampak maksimum. Peak migrasi bulan Oktober, November, dan Desember adalah pukul 05:00-05:30 WITA pagi dan pukul 18:30 WITA malam tampak sebaran SV mulai berkurang baik MSL maupun DSL. Jarak migrasi yang ditempuh berkisar antara 100-200 m. Berdasarkan sebaran lapisan partikel penghambur di dalam kolom perairan, bulan Juli sebaran SV 130 count membentuk sebuah lapisan yang tebal mulai dari kedalaman 50 m hingga 250 m. Pada bulan Agustus lapisan tersebut terbagi menjadi dua bagian yaitu pada kedalaman 50-120 m dan 150-250 m, sedangkan bulan September lapisan SV 130 count kembali membentuk satu lapisan lapisan partikel penghambur yang tebal mulai dari kedalaman 50-250 m dan tampak pula SV 140 count mencapai sebaran maksimum. Sebaran SV 130 count dan 140 count pada bulan Oktober berkurang secara signifikan baik di daerah permukaan maupun pada kedalaman 150-300 m. Sebaran SV baik 130 count maupun 140 count untuk bulan November dan Desember membentuk pola migrasi yang serupa, yaitu SV 140 count terbagi menjadi dua bagian yang terkonsentrasi saat matahari terbit dan terbenam. Pada bulan November SV 140 count terpisah menjadi dua bagian dengan komposisi yang sebanding saat matahari terbit dan terbenam. Pada bulan Desember SV 140 count mendominasi area pada pukul 05:00-07:00 WITA pagi (komposisi yang lebih sedikit) dan mulai pukul 12:00 WITA siang hingga 20:00 WITA malam. Nilai intensitas yang dipantulkan oleh partikel penghambur lebih dipengaruhi oleh jumlah partikel persatuan volume. Nilai yang dipantulkan oleh partikel penghambur di dalam kolom perairan bervariasi berdasarkan waktu dan kedalaman. Berdasarkan waktu, nilai intensitas yang tinggi terdapat pada saat matahari terbit dan terbenam disebabkan oleh partikel penghambur bermigrasi ke area yang lebih menguntungkan bagi proses kelangsungan hidupnya. Berdasarkan kedalaman, intensitas yang tinggi terdapat pada perairan yang lebih dalam dibandingkan yang dekat permukaan hal ini dikarenakan sifat dari partikel penghambur (zooplankton) itu sendiri cenderung tenggelam. Gambar 16 dan 17, DSL yang terbentuk tampak memberikan pantulan nilai yang tidak signifikan secara keseluruhan adalah 140 count, namun pada area saat matahari terbit dan terbenam memiliki pantulan yang lebih tinggi dari 140 count berkisar antara 145-160 count. Tabel 1 merupakan nilai kedalaman maksimum (ke arah permukaan) dan minimum (ke perairan yang lebih dalam) yang dapat ditempuh oleh partikel penghambur , dimana pada SV 130 count kedalaman maksimum terdapat pada bulan September yaitu 40 m sedangkan kedalaman minimum pada bulan November yaitu 300 m. Pada SV 140 count, kedalaman maksimum terdapat pada bulan September yaitu 145 m sedangkan kedalaman minimum pada bulan November yaitu 320 m. Musim timur memiliki kedalaman maksimum dan minimum yang lebih tinggi dibandingkan pada musim barat. Kedalaman maksimum umumnya terjadi sesaat sebelum matahari terbit, sedangkan kedalaman minimum terjadi pada siang hari. Hal ini disebabkan oleh intensitas matahari yang tinggi selain itu radiasi UV berbahaya/fatal bagi kelangsungan hidup organisme (zooplankton).


Tabel 1. Kedalaman maks dan min migrasi harian DSL nilai intensitas gema 130 dan 140 count tahun 2004.




Tabel 2 merupakan peak kedalaman maksimum yang ditempuh oleh DSL 130 count dan 140 count saat matahari terbit dan terbenam. Pada SV 130 count, peak kedalaman maksimum migrasi partikel penghambur saat matahari terbit, yakni pada bulan Juli adalah 48,14 m, sedangkan kedalaman minimum pada bulan Februari yaitu 202,27 m. Peak kedalaman maksimum dan minimum saat matahari terbenam adalah bulan September yaitu 40,22 m dan bulan Februari yaitu 189,62 m. Peak kedalaman maksimum SV 140 count saat matahari terbit, pada bulan September yakni 145,29 m dan kedalaman minimum yaitu 222,34 m pada bulan februari. Peak kedalaman maksimum saat matahari terbenam terdapat pada bulan September yaitu 162,65 m sedangkan kedalaman minimum pada bulan Maret yakni 213,62 m.



Gambar 13. Rerata siklus harian tahun 2004 (A) bulan Juli, (B) bulan Agustus, (C) bulan September, (D) bulan Oktober, (E) bulan November, (F) bulan Desember .


Tabel 2. Peak kedalaman migrasi harian DSL tahun 2004.




Pola sebaran harian SV (Gambar 16-15) memperlihatkan adanya pantulan partikel penghambur di permukaan (50-100 m) dan DSL pada kedalaman 150-350 m. Nilai dari SV yang dipantulkan oleh partikel penghambur berbeda-beda, sehingga tampilan pola siklus harian tampak memberikan warna yang berbeda pula. Faktor yang mempengaruhi adalah ukuran dan komposisi partikel penghambur (Hay,1983 in Kaneko et al, 1996). Ukuran dari partikel penghambur berbanding lurus terhadap nilai SV, demikian juga bila komposisi penyusunnya terdiri dari materi yang keras (skeleton berupa kitin). Pembedaan nilai SV menjadi 130 dan 140 count dimaksudkan sebagai nilai yang mewakili sebaran partikel penghambur di lokasi pengamatan. SV 140 count dihasilkan oleh organisme yang lebih besar atau memiliki skeleton yang lebih keras di bandingkan dengan SV 130 count. Menurut Kaltenberg (2004), migrasi vertikal konsisten dalam pergerakannya, dimana pergerakan migrasi terbagi menjadi dua yaitu bergerak secara horizontal dan vertikal. DVM disebabkan oleh pergerakan migrasi vertikal dari mesozooplankton dan mikronekton. Pergerakan migrasi ini disebabkan oleh pengaruh faktor fisik dan biologi yaitu penetrasi cahaya, yang dapat memudahkan partikel penghambur terdeteksi oleh predator selain itu ketersediaan makanan didalam kolom perairan lebih banyak ketika malam hari dibandingkan siang hari. MSL (50-100 m) lebih dipengaruhi oleh intensitas cahaya, daripada lapisan partikel penghambur DSL pada kedalaman ≥150 m. sebab lapisan tersebut selain karena pengaruh cahaya juga mengikuti pergerakan migrasi lapisan yang ada di atasnya. Perbedaan lapisan partikel penghambur di dalam kolom perairan disebabkan oleh kecepatan dari masing-masing individu (cepat atau lambat) atau jarak migrasi yang dapat ditempuh, sehingga

berhenti pada kedalaman yang berbeda. Partikel penghambur yang berada di daerah permukaan (mix layer) hanya berasal dari SV 130 count, namun SV 130 count juga berada pada lapisan dalam, hal ini mengindikasikan bahwa organisme yang memantulkan SV 130 count dapat terdiri dari beberapa jenis dengan pola migrasi yang berbeda dan kemampuan yang berbeda pula dalam bermigrasi (kedalaman/jarak migrasi). DSL pada kedalaman (>150 m) umumnya tidak berbeda secara signifikan dari bulan ke bulan, karena sirkulasi massa air di perairan dalam jauh lebih sedikit dibandingkan massa air di permukaan. Perbedaan jarak migrasi partikel penghambur disebabkan oleh pengaruh musim. Pada bulan Januari yang merupakan puncak dari musim barat, terjadi pergerakan massa air hangat memasuki Selat Lombok yang berasal dari samudera Pasifik. Suhu perairan di wilayah katulistiwa memiliki stratifikasi thermal akibat mendapat sinar matahari terus-menerus sepanjang tahun (Nybakken, 1992). Menurut Utami (2006), sebaran suhu di perairan Selat Lombok memperlihatkan bahwa pada musim timur terbentuk lapisan homogen yang lebih tebal dari pada musim barat. Perbedaan densitas antara lapisan permukaan dan lapisan dalam yang disebabkan oleh stratifikasi thermal dapat menimbulkan kendala bagi organisme (zooplankton) untuk bermigrasi (Gambar 12 (B) dan (C)). Pada musim peralihan 1, kekuatan angin musim berkurang dimana angin bertiup tidak teratur sehingga laut akan lebih tenang.

Musim peralihan 1 sebaran SV membentuk pola dengan jarak migrasi yang secara signifikan tidak berbeda, hal ini mengindikasikan bahwa kondisi perairan relatif konstan terhadap waktu (bulan) pada area yang diamati. Jarak migrasi yang mampu ditempuh oleh partikel penghambur pada musim peralihan 1 lebih jauh dibandingkan dengan musim barat (bulan Januari dan Februari) (Gambar 12). Pola migrasi yang ditunjukkan oleh bulan Juni (Gambar 12 (F)), memberikan pola yang sama dengan musim peralihan 1, hal ini dapat disebabkan oleh pengaruh musim peralihan 1 masih berperan. Bulan Juli dan Agustus, angin timur mencapai maksimum, tingginya jarak migrasi DSL mencapai maksimum terutama untuk SV 130 count yang mampu menyatu dengan MSL. Menurut Illahude dan Gordon (1996), suhu di lapisan permukaan sampai kedalaman tertentu pasa musim barat lebih hangat dibandingkan musim timur. Pada musim timur, suhu perairan menjadi lebih dingin, proses pengadukan pada musim timur lebih besar dari musim barat (Utami, 2006), sehingga perbedaan densitas berkurang dengan demikian zooplankton dapat bermigrasi lebih jauh. Berkurangnya perbedaan densitas dapat meningkatkan jarak migrasi partikel penghambur . Jarak migrasi bulan September mencapai maksimum dari seluruh pengamatan pada tahun 2004, disebabkan karena pengaruh musim timur dan mulai memasuki musim peralihan 2 dimana laut akan kembali tenang. Banyaknya partikel penghambur di dalam kolom perairan tidak dapat diprediksikan secara pasti karena Indonesia merupakan perairan tropis yang mendapatkan sinar matahari sepanjang tahun, dengan produktifitas yang lebih rendah namun konstan sepanjang tahun (Nybakken, 1992). Dari hasil pengamatan tampak bahwa pada musim timur, sebaran partikel penghambur mencapai maksimum. Selain itu musim timur adalah musim kemarau, yakni intensitas matahari akan lebih tinggi dan dapat berpenetrasi lebih jauh kedalam kolom perairan akibatnya proses fotosintesis fitoplankton akan maksimum. Produktifitas fitoplankton memiliki korelasi positif terhadap zooplankton.

Sebaran MSL lebih fluktuatif terhadap waktu dibandingkan dengan DSL hal ini disebabkan oleh massa air dipermukaan memiliki resident time yang lebih cepat dan perbedaan densitas yang tinggi menjadi kendala bagi massa air untuk terjadi pengadukan. Pergantian massa air yang lebih cepat di dearah permukaan, dapat berpengaruh terhadap komposisi partikel penghambur karena sumber makanan (fitoplankton) dan faktor fisik lingkungan yang juga lebih fluktuatif.


6.5. Kecepatan migrasi siklus harian ( 2004)


Kecepatan migrasi yang pernah terukur menunjukkan nilai yang sebanding atau tidak berbeda jauh saat matahari terbit dan terbenam (Wade dan Heywood, 2001), yakni kopepoda membutuhkan waktu 1-4 cm/det untuk migrasi vertikal (Plueddemann dan Pinkel’s, 1989 in Wade dan Heywood, 2001). Plankton tropis memiliki ukuran tubuh yang lebih kecil sehingga hambatan permukaannya menjadi lebih besar (Nybakken, 1992), hal ini dimaksudkan agar plankton yang cenderung untuk tenggelam dapat memiliki waktu yang lebih lama untuk beraktivitas (makan). Kecepatan migrasi 130 count (Tabel 3) bervariasi setiap bulannya, kecepatan maksimum saat matahari terbit yakni 4,21 cm/det pada bulan September dan minimum pada bulan Februari yaitu 0,14 cm/det, dengan rata-rata kecepatan migrasi 1,61 cm/det. Pada saat matahari terbenam, kecepatan maksimum terjadi pada bulan September yakni 5,80 cm/det dan kecepatan minimum terjadi pada bulan Juni yaitu 0,47 cm/det, dengan rata-rata kecepatan migrasi 1,70 cm/det. Pada intensitas gema 130 count rerata kecepatan migrasi saat matahari terbenam lebih cepat daripada saat matahari terbit.


Tabel 3. Kecepatan migrasi harian pada intensitas gema 130 count tahun 2004.



Kecepatan migrasi 140 count (Tabel 4) bervariasi setiap bulannya, kecepatan maksimum saat matahari terbit yakni 1,92 cm/det pada bulan Desember dan minimum pada bulan April yaitu 0,28 cm/det, dengan rata-rata kecepatan migrasi 1,19 cm/det. Pada saat matahari terbenam, kecepatan maksimum terjadi pada bulan Januari yakni 1,50 cm/det dan kecepatan minimum terjadi pada bulan April yaitu 0,09 cm/det, dengan rata-rata kecepatan migrasi 0,80 cm/det. Pada intensitas gema 140 count rerata kecepatan migrasi saat matahari terbit lebih cepat daripada saat matahari terbenam.


Tabel 4. Kecepatan migrasi harian pada intensitas gema 140 count tahun 2004.



Kecepatan migrasi kearah permukaan pada waktu matahari terbenam lebih lambat dibandingkan saat matahari terbit (Tabel 6). Pada siang hari mereka bergerak cepat terhadap kedalaman karena adanya aktivitas untuk menghindar dari predator, dimana zooplankton cenderung memisahkan diri dan memberikan kesempatan pada fitoplankton untuk berfotosintesis. Pengaruh dari perubahan suhu di dalam kolom perairan juga dapat mempengaruhi kecepatan migrasi (Wade dan Heywood, 2001), pada suhu yang tinggi kecepatan migrasi juga meningkat.


Siklus harian 6 bulan pertama tahun 2005


Peak migrasi untuk bulan Januari, Februari hingga bulan Juni adalah pukul 05:30-06:00 WITA pagi dan pukul 18:00-19:00 WITA malam dengan jarak migrasi 50-200 m (Gambar 14). Sebaran SV 140 count mulai dari bulan Januari hingga bulan Juni terbagi menjadi dua bagian yang masing-masing terkonsentrasi pada area saat matahari terbit dan terbenam. Berdasarkan sebaran lapisan DSL di dalam kolom perairan, pada bulan Januari, jumlah SV 130 count lebih dominan dibandingkan SV 140 count pada kedalaman 200-300 m. Bulan Februari, MSL 130 count tampak bertambah tebal dan MSL 140 count mulai menguat. Sebaran MSL dan DSL 130 count pada bulan Maret menurun jumlahnya, sehingga SV 140 count lebih mendominasi kolom perairan. Pada bulan April sebaran MSL 130 count membentuk lapisan partikel penghambur yang sangat tipis, sedangkan DSL 130 count dan 140 count stabil dalam pergerakannya. Sebaran MSL 130 count pada bulan Mei membentuk lapisan yang tidak begitu tebal dan DSL 140 count memberikan pantulan yang kuat. Pada bulan Juni, lapisan sebaran DSL 130 count di daerah permukaan dan kedalaman 200-250 m membentuk lapisan yang cukup tebal . Tabel 5 merupakan nilai kedalaman maksimum (ke arah permukaan) dan minimum (ke perairan yang lebih dalam) yang dapat ditempuh oleh partikel penghambur , dimana pada SV 130 count kedalaman maksimum terdapat pada bulan Mei yaitu 111 m sedangkan kedalaman minimum pada bulan Maret yaitu 330 m. Pada SV 140 count, kedalaman maksimum terdapat pada bulan Mei yaitu 201 m sedangkan kedalaman minimum pada bulan Maret dan April yaitu 330 m.

Tabel 6 merupakan peak kedalaman maksimum yang ditempuh oleh DSL 130 count dan 140 count saat matahari terbit dan terbenam. Pada SV 130 count, saat matahari terbit peak kedalaman maksimum migrasi partikel penghambur dalah pada bulan Mei yaitu 111,69 m dan kedalaman minimum pada bulan Maret yaitu 202,65. Saat matahari terbenam peak kedalaman maksimum pada bulan Mei yaitu 175,55 m dan kedalaman minimum pada bulan Maret yaitu 205,99 m. Pada SV 140 count peak kedalaman maksimum saat matahari terbit, adalah pada bulan Mei yakni 201,79 m dan kedalaman minimum pada bulan Maret yaitu 224,91 m. Saat matahari terbenam, kedalaman maksimum dan minimum berturut-turut adalah bulan Januari yaitu 210,94 m dan bulan Maret yaitu 228,39 m.


Tabel 5. Kedalaman maksimum dan minimum migrasi harian DSL nilai intensitas gema 130 dan 140 count tahun 2005.




Tabel 6. Peak kedalaman migrasi harian DSL 6 bulan pertama tahun 2005.



Pengaruh musim pada tahun 2005 terhadap jarak migrasi vertikal tidak berpengaruh secara nyata, dimana sebaran partikel penghambur pun memiliki komposisi yang hampir sama. Migrasi vertikal konsisten dalam pergerakannya, namun menunjukkan pola yang sedikit berbeda bila dibandingkan dengan pola yang terbentuk pada tahun 2004 terutama untuk SV 140 count. Perbedaan pola sebaran menunjukkan bahwa Selat Lombok memiliki karakteristik yang unik sepanjang tahun, sehingga diperlukan pengamatan yang lebih lama untuk mengetahui pola yang umumnya terjadi sepanjang tahun.




Gambar 14. Rerata siklus harian tahun 2005 (A) bulan Januari, (B) bulan Februari, (C) bulan Maret, (D) bulan April, (E) bulan Mei, (F) bulan Juni.


6.7. Kecepatan migrasi siklus harian 6 bulan pertama tahun 2005


Kecepatan migrasi 130 count (Tabel 7) bervariasi setiap bulannya, kecepatan maksimum saat matahari terbit yakni 2,90 cm/det pada bulan Mei dan minimum pada bulan Januari yaitu 1,00 cm/det, dengan rata-rata kecepatan migrasi 2,11 cm/det. Saat matahari terbenam, kecepatan maksimum terjadi pada bulan Februari yakni 1,58 cm/det dan kecepatan minimum terjadi pada bulan Januari yaitu 0,14 cm/det, dengan rata-rata kecepatan migrasi 0,90 cm/det. Pada intensitas gema 130 count rerata kecepatan migrasi saat matahari terbit lebih cepat daripada saat terbenam.


Tabel 7. Kecepatan migrasi harian 130 count 6 bulan pertama tahun 2005.



Kecepatan migrasi SV 140 count (Tabel 10), kecepatan maksimum saat matahari terbit yakni 1,99 cm/det pada bulan Februari dan minimum pada bulan januari yaitu 0,02 cm/det, dengan rata-rata kecepatan migrasi 1,25 cm/det. Pada saat matahari terbenam, kecepatan maksimum terjadi pada bulan April yakni 1,73 cm/det dan kecepatan minimum terjadi pada bulan Januari yaitu 1,02 cm/det, dengan rata-rata kecepatan migrasi 1,31 cm/det. Pada intensitas gema 130 count rerata kecepatan migrasi saat matahari terbenam lebih cepat daripada saat matahari terbit.


Tabel 8. Kecepatan migrasi harian 140 count 6 bulan pertama tahun 2005.




Variasi temporal siklus bulanan


Gambar 15 merupakan siklus bulanan yang diperoleh dengan cara merata-ratakan data nilai SV selama satu setengah tahun. Sumbu x merupakan satuan waktu dalam bulan sedangkan sumbu y merupakan satuan waktu dalam meter, dimana colorbar menunjukkan nilai intensitas jejak migrasi yang dibagi berdasarkan intensitasnya yaitu 130 count dan 140 count. Pada bulan Januari, Februari dan Maret SV berada pada kedalaman yang relatif sama yaitu 225-350 m. Bulan April, Mei dan Juni mulai menunjukkan adanya kenaikan jarak migrasi SV yakni pada kedalaman 200-350 m, sedangkan jarak migrasi mencapai kondisi maksimum mulai dari kedalaman 50-350 m pada bulan Juli, Agustus dan September terutama SV 130 count maupun 140 count. Bulan Oktober, November dan Desember terlihat penurunan jarak migrasi SV baik 130 maupun 140 count di dalam kolom perairan pada kedalaman 200-350 m.




Gambar 15. Siklus bulanan.

Jarak migrasi pada bulan Januari, Februari dan Maret jauh dari permukaan. Menurut Illahude dan Gordon (1996), suhu di lapisan permukaan sampai kedalaman tertentu pada Musim Barat lebih hangat dibandingkan Musim Timur. Massa air laut tropik pada lapisan permukaan menerima cahaya matahari sepanjang tahun karena dekat dengan garis katulistiwa, sehingga menyebabkan suhu permukaan lebih tinggi daripada massa air perairan dalam (Nybakken, 1992). Pada musim barat suhu perairan di Selat Lombok lebih hangat, hal ini dapat mengakibatkan semakin besarnya perbedaan suhu antara lapisan permukaan dan lapisan dalam. Perbedaan kerapatan antara lapisan permukaan dan perairan dalam sangat besar, sehingga mempengaruhi migrasi vertikal partikel penghambur di dalam kolom perairan untuk bergerak dari massa air yang padat ke massa air yang lebih renggang maupun sebaliknya.

Pada bulan April, Mei dan Juni jarak migrasi yang ditempuh oleh partikel penghambur mulai meningkat sejauh 25 m. Pada musim peralihan 1 pengaruh angin musim mulai berkurang dan arah angin tidak beraturan sehingga laut akan lebih tenang (Wirtky, 1961). Kondisi perairan Selat Lombok yang relatif stabil pada musim perlaihan 1 ini, dapat dimanfaatkan oleh partikel penghambur (zooplankton) untuk menambah jarak migrasi vertikalnya.

Pada bulan Juli, Agustus dan September jarak migrasi vertikal yang ditempuih oleh partikel penghambur (zooplankton) mencapai maksimum. Pada musim timur, di Selat Lombok suhu perairan menjadi lebih dingin dimana proses pengadukan pada Musim Timur lebih besar dari pada Musim Barat (Utami, 2006). Proses pengadukan ini dimanfaatkan oleh partikel penghambur (zooplankton) untuk mencapai kedalaman maksimum untuk migrasi vertikal ke arah permukaan dimana tersedia makanan (fitoplankton). Stratifikasi thermal di dalam kolom perairan berkurang, sehingga perbedaan densitas pun berkurang antara massa air permukaan dan massa air perairan dalam. Menurut Utami (2006), sebaran suhu di perairan Selat Lombok memperlihatkan bahwa pada Musim Timur terbentuk lapisan homogen yang lebih tebal dari pada Musim Barat.

Kecepatan massa air yang melalui Selat Lombok cenderung berubah tiap musim. Hasil penelitian Murray dan Arief (1988), menunjukkan bahwa pada Musim Timur kecepatan arus lebih kuat dibandingkan pada Musim Barat. Massa air yang bergerak lebih cepat ini dapat mendorong partikel penghambur (zooplankton) bergerak lebih jauh dibandingkan dengan Musim Barat. Pada musim peralihan 2, jarak migrasi yang ditempuh oleh partikel penghambur (zooplankton) menurun hal ini disebabkan oleh pengaruh kecepatan massa air mulai berkurang dan laut menjadi lebih tenang


KESIMPULAN


Karakter massa air memperlihatkan perbedaan yang jelas terutama pada lapisan permukaan dan lapisan termoklin antara pengukuran Januari 2004 dan Juni 2005. Akan tetapi pada lapisan dalam, karakter massa air antara dua pengkuran tidak jauh berbeda. Perbedaan karakter massa air antara dua pengukuran kemungkinan berkaitan dengan perubahan musim dimana curah hujan, angin yang bertiup mengakibatkan perubahan karakter massa air. Tibanya massa air tersebut di Selat Lombok juga dipengaruhi pola pergerakan massa air yang juga berubah mengikuti perubahan pola angin. Akan tetapi pengaruhnya hanya dirasakan sampai kedalaman batas bawah lapisan termoklin.

Variasi temporal pola siklus harian, dimana ditunjukkan oleh adanya pergerakan migrasi dari organisme yang diduga sebagai zooplankton dengan pergerakan migrasi ke arah perairan yang lebih dalam saat matahri terbit dan ke arah permukaan saat matahari terbenam dikenal dengan istilah Diel Vertical Migration (DVM), menunjukkan variasi yang berbeda selama pengamatan, dengan peak migrasi terjadi pada pukul 05:30-06:00 pagi dan pukul 18:00-19:00 malam.

Variasi temporal siklus bulanan dipengaruhi oleh pengaruh musim dan ARLINDO, dimana pada Musim Timur jarak migrasi mencapai kedalaman maksimum. Kecepatan arus lebih tinggi pada musim timur sehingga dapat membantu migrasi vertikal zooplankton dan suhu perairan yang lebih dingin meminimalisir perbedaan kerapatan antara massa air permukaan dan massa air di lapisan dalam.

Rerata kecepatan migrasi tahun 2004 untuk SV 130 count saat matahari terbit dan terbenam berturut-turut yaitu 1,61 cm/det dan 1,70 cm/det, sedangkan SV 140 count 1,19 cm/det dan 0,80 cm/det. Pada tahun 2005 kecepatan migrasi rerata SV 130 count saat matahari terbit dan terbenam adalah 2,11 cm/det dan 0,90 cm/det, sedangkan SV 140 count 1,25 cm/det dan 1,31 cm/det. Kecepatan migrasi DVM di Selat Lombok bervariasi sepanjang tahun.


DAFTAR PUSTAKA


  1. Arief, D. 1997. Perubahan Musiman Karakteristik Massa Air Selat Lombok. J. Oseano dan Limno. Res., 30: 13-31.
  2. Arief, D. and S. P. Murray. 1996. Low-frequency fluctuations in the Indonesian Throughflow through Lombok Strait. J. Geophys. Res., 101, 12,455-12,464.
  3. Barbiero, R. P, Lori L. S,dan Mark A. 2001. Effects of the Vertical Distribution of Zooplankton on the Estimation of Abundance and Biovolume Using Deep and Shallow Tows.
  4. http://www.coreocean.org/nopp/project-reports/reports/02steinb.pdf.
  5. Clarke, A.J., and X. Liu. 1993. Observations and dynamics of semi-annual and annual sea levels near the eastern equatorial Indian Ocean boundary. J. Phys. Oceanogr., 23, 386-399.
  6. Ffield, A., dan A. L. Gordon. 1992. Vertical Mixing in the Indonesian Thermocline. J. Phys. Oceanogr. Res., 22(2): 184-195.
  7. Gordon, A.L., R.D. Susanto, and A.L. Ffield. 1999. Throughflow within Makassar Strait. Geophys. Res. Lett., 26: 3325-3328.
  8. Gustamila, Monia. 2006. Variasi harian dan bulanan acoustic volume backscattering strength (sv)Lapisan penghambur laut dalam di Selat Lombok. Skripsi (tidak dipublikasikan). Program Studi Ilmu dan Teknologi Kelautan, Fakultas Perikanan dan Ilmu Kelautan, Institut Pertanian Bogor, Bogor.
  9. Hautala, S. L., J. Sprintall, J. Potemra, A. G. Ilahude, J.C. Chong, W. Pandoe and N. Bray. 2001. Velocity structure and transport of the Indonesian Throughflow in the major straits restricting flow into the Indian Ocean. J. Geophys. Res., 106, 19,527-19,546.
  10. Illahude, A. G, dan A. L. Gordon. 1996. Thermocline Stratification Within The Indonesian Seas. J. Geophys. Res. 101(C5):12,401-12,409.
  11. Indonesian Throughflow: The Indonesian Throughflow is made up of a series of ocean currents which flow from the tropical Western Pacific Ocean through the Indonesian Seas into the South Indian Ocean.http://www.marine.csiro.au/LeaftletsFolder/pdfsheets/64indothroughflow/flow.pdf [21 Juni 2006]
  12. International Nusantara Stratification and Transpor (INSTANT). 2004. Laporan Kegiatan ekspedisi INSTANT Leg 1 dan 2. Pusat Riset Wilayah Laut dan Sumberdaya Nonhayati. Badan Riset Kelautan dan Perikanan. Departemen Kelautan dan Perikanan. Jakarta.
  13. Kaltenberg, A. M. 2004. 38-kHz ADCP Investigation of Deep Scattering Layers in Sperm Whale in the Northern Gulf of Mexico. Thesis, Texas A&M University.
  14. Kaneko, A. et al. 1996. Diurnal Variability and Its Quantification of Subsurface Sound Scatterers in the Western Equatorial Pasific. Journal of Oceanography. Vol 52. pp 655-674.
  15. Medwin, H, dan Clerences. S. C. 1998. Fundamentals of Acoustical Oceanography. Academic Press. California.
  16. Murray, S. P dan D. Arief. 1988. Throughflow into The Indian Ocean Through The Lombok Strait, January 1985-January 1986. Nature, 333: 444-447.
  17. Pedlosky, J. 1979. Geophysical Fluids Dynamics. Springer-Verlag, New York.
  18. Pickard, G. L. dan W. J. Emery. 1990. Deskriptive Physical Oceanography. Pergamon Press. New York.
  19. Pond, S. dan G. L. Pickard. 1983. Introduction Dynamical Oceanography. Pergamon Press. New York.
  20. 17

    Purba, M dan A. S. Atmadipoera. 2005. Variabilitas Anomali Tinggi Paras Laut (TPL) dan Arus Geostropik Permukaan Antara L. Sulawesi, S. Makassar dan Selat Lombok dari Data Altimeter TOPEX/ERS2. J. Ilmu-Ilmu Per. dan Perik. Ind., 12 (2): 139 – 152.
  21. Quadfasel, D. and G. Cresswell, 1992. A Note on the Seasonal Variability of the South Java Current. J. Geophys. Res., 97, 3685-3688.
  22. RDI. 1996. Acoustic Doppler Current Profilers. Principles of Operation: A Practical Primer. R.D. Instruments, San Diego.
  23. Sidharta, B. R. 1995. Lombok Strait: An Indonesian Throughflow Passage. Oseana, Vol XX. Hal 33-40.
  24. Sprintall, J., J. Chong, F. Syamsudin, W. Morawitz, S. Hautala, N. Bray and S. Wijffels. 1999. Dynamics of the South Java Current in the Indo-Australian Basin. Geophys. Res. Lett., 26: 2493-2496.
  25. Stewart, R. H. 2003. Introduction to Phisycal Oceanography. Departement of Oceanography. Texas A & M University.
  26. Tsiu, N. Vertical migration of marine copepods in the Galapagos Islands in relation to size and color. http://www.scielo.org/scielo.php?pia=s1519-69842004000200015&scriptsci_artext&tlng=en. [24 Juli 2006]
  27. Urick, R. J. 1983. Principle of Underwater Sound, 3d ed.;Peninsula Publishing; Los Altos, California.
  28. Utami, I. N. 2006. Studi Karakteristik dan Aliran Massa Air pada Musim Barat dan Musim Timur di Perairan Selat Lombok. Skripsi (tidak dipublikasikan). Program Studi Ilmu dan Teknologi Kelautan, Fakultas Perikanan dan Ilmu Kelautan, Institut Pertanian Bogor, Bogor.
  29. Wade, I.P, dan K.J. Heywood. 2001. Acoustic Backscatterer Observation of Zooplankton Abundance and Behaviour and the Influence of Oceanic Fronts in the Northeast Atlantic. Deep-Sea Research II 48. pp 899-924.
  30. Workhorse: Longranger ADCP http://www.com_tec.com/prods/mfgs/rdi/brochures/longranger202.pdf [27 April 2006]
  31. Wyrtki, K. 1961. Physical Oceanography of the Southeast Asian Waters. NAGA Report, 2. Scripps Institution of Oceanography, La Jolla, California.
  32. Zooplankton Lecture 3: Diel Vertical Migration http://www.zooplankton.lsu.edu/web_2008/zooplankton/zooplankton_lecture3/zoop_lecture3.html. [14 Maret 2006]