DAFTAR ISI KATA PENGANTAR DAFTAR ISI PERMASALAHAN METEOROLOGI LAUT INDONESIA

METEOROLOGI LAUT INDONESIA

Dr. Edvin Aldrian

Badan Meteorologi dan Geofisika

Edvin Aldrian Meteorologi Laut Indonesia / Edvin Aldrian - Jakarta | Badan Meteorologi dan Geofisika, 2008' vii+ 243 hlm; 21 cm ISBN: 978-979-1241-19-9 I. Indonesia -- Iklim.

I. Judul

_______________________________________________________________ 551.6

Penulis

:

Edvin Aldrian

Penerbit

:

Badan Meteorologi dan Geofisika Jl. Angkasa I No 2 Kemayoran, Jakarta, Indonesia 10720 Telp. (+6221)4246321; Facs.(+6221)4246703

(C) Badan Meteorologi dan Geofisika, 2008

KATA PENGANTAR

Benua maritim Indonesia merupakan kawasan kepulauan yang sangat unik dan tidak memiliki kesetaraan dengan kawasan lain di dunia. Selain berada di kawasan tropis, diapit oleh dua samudera dan dua benua juga merupakan pusat dari aktivitas sirkulasi atmosfir serta sirkulasi laut global. Lebih dari dua pertiga benua maritim adalah lautan yang sangat mempengaruhi iklim dan notabene mempengaruhi pola aktivitas kehidupan manusianya. Tidak hanya aktivitas yang langsung bersinggungan dengan laut, tetapi juga kehidupan di daratan. Akibat ribuan pulau kecil yang tersebar serta pipihnya bentuk geografis hampir semua pulau besar maka iklim daratan pun bersifat iklim laut atau pesisir. Ditengahnya terdapat pola pegunungan dan aktivitas geologis yang memberikan warna tersendiri bagi iklim lokal yang sangat heterogen tetapi memiliki ciri khas yang sangat dipengaruhi oleh aktivitas laut lokal maupun regional. Dalam hal demikian hingga saat ini belum ada buku yang mengisi hubungan antara laut dan iklim benua maritim serta pengaruh balik antara iklim dan lautan. Dikotomi ilmu meteorologi dan oseanografi seringkali menjadi momok tersendiri dalam memadukan kedua ilmu tersebut. Padahal hampir semua bukti mengarah bahwa khusus untuk benua maritim, interaksi antara laut dan atmosfir adalah nyata. Kita sebaiknya mempelajari serta mengambil manfaat akan kekhas-an yang dimilikinya. Hasil penelitian pemodelan regional wilayah benua maritim menunjukkan peningkatan kinerja model setelah model iklim atmosfir dipadukan dengan dinamika di laut dengan model iklim laut dinamis. i

Padahal teknik pemodelan regional seperti ini masih belum umum. Bukti tersebut mengarahkan pada kepentingan dari isi buku ini dalam memandang persoalan iklim benua maritim agar mengikutkan pemahaman laut lokal dan sekitarnya. Pada kasus lain saat ini kita tidak menyangkal kuatnya pengaruh dinamika ENSO seperti El Niño dan La Niña terhadap iklim benua maritim dan menyangkut hampir semua aspek kehidupan dari perikanan, pertanian, kebakaran hutan, sumber daya air dan energi dan lain sebagainya. Diperlukan pengetahuan yang memadai untuk dapat melihat penyebab dampak yang ditimbulkan serta membuat proyeksi kedepan. Saat ini dunia sedang menghadapi ancaman yang sangat serius akan dampak pemanasan global dimana lautan memainkan peranan penting. Pengaruh terhadap perubahan iklim lokal yang ditimbulkan tidak lain juga berasal dari peran lautan lokal dan sekitarnya. Bagaimanakah peran laut di benua maritim serta semua pemain iklim lokal serta bagaimana pola iklim di laut dan atmosfir berubah mengikutinya serta bagaimana proyeksi kemuka. Buku ini diharapkan dapat meletakkan dasar pemahaman atas beberapa masalah besar diatas serta memberikan pengetahuan pada level akademis setingkat universitas maupun pasca sarjana. Pemahaman proses secara filosofis lebih diutamakan dibandingkan pemahaman teoritis berdasarkan rumus baku. Hal ini dikarenakan dalam ilmu kebumian, pendekatan teoritis dibuat pada wacana dunia yang sangat ideal dan iklim lebih bersifat chaos dimana ketidak beraturan berperan.

Jakarta, Agustus 2008

ii

DAFTAR ISI

i iii

KATA PENGANTAR DAFTAR ISI BAB 1

PERMASALAHAN METEOROLOGI LAUT INDONESIA

1

BAB 2

KOMPOSISI RADIASI DAN ENERGI BUMI 2. 1. Radiasi Matahari 2. 2. Tekanan Udara dan Angin

11 11 17

BAB 3

HUBUNGAN ANTARA LAUT DAN ATMOSFER 3. 1. Kopling Atmosfer dan Laut 3. 2. Sifat Fisis Air 3. 3. Implikasi Sifat Fisis Air Terhadap Cuaca dan Iklim 3. 4. Peran Angin Terhadap Arus Laut 3. 5. Gaya Coriolis 3. 6. Pergerakan Ekman 3. 7. Salinitas, Curah Hujan, dan Profil Temperatur Laut 3. 8. Stabilitas Isotherm Laut dan Atmosfer 3. 9. Gelombang Gravitasi di Atmosfer dan di Lautan 3. 10. Aliran Perputaran Laut Lintas Samudra (the Great Conveyor Belt) dan Arlindo

21 21 22

IKLIM INDONESIA 4. 1. Sifat Iklim Daerah Tropis 4. 2. Pembagian Iklim Indonesia

43 43 45

BAB 4

iii

23 25 26 27 29 33 36 37

4. 3. 4. 4. 4. 5. 4. 6. 4. 7. BAB 5

BAB 6

Komponen Iklim Indonesia Monsun dan ITCZ ENSO Seruak Dingin (Cold Surge) Diurnal, MJO, Interannual

PROSES INTERAKSI LAUT UDARA LOKAL 5. 1. Bagaimana Interaksi Terjadi 5. 2. Parameterisasi Proses Interaksi 5. 3. Gelombang Angin dan Tekanan Permukaan 5. 4. Perpindahan Molekul Gas 5. 5. Proses di Lapisan Batas 5. 6. Observasi Interaksi Laut Atmosfer 5. 7. Permasalahan Interaksi Laut dan Atmosfer 5. 8. Aplikasi Interaksi Laut Atmosfer 5.8.1. Energi Budget Bumi 5.8.2. Siklon Tropis 5.8.3. Pemanasan Global dan Pengurangan Emisi Karbon 5. 9. Penelitian Interaksi Laut Atmosfer Memakai Model

52 53 55 60 62 65 65 68 69 70 71 71 74 78 78 79 81 82

PROSES INTERAKSI LAUT UDARA REGIONAL 87 6. 1. Telekoneksi Laut dan Atmosfer 87 6. 2. Easterly Waves  MJO di Indonesia 88 6. 3. Hubungan Suhu Muka Laut dan Curah Hujan 90 6. 4. Hadley and Walker Cell 92 6. 5. Enso dan Laut Indonesia 96 6. 6. Indian Dipole dan Iklim Indonesia 100 6. 7. Iklim Laut Regional dan Kebakaran Hutan iv

6. 8. BAB 7

BAB 8

Iklim Laut Regional dengan Pertanian

METEOROLOGI PANTAI DAN PULAU-PULAU KECIL 7. 1. Cakupan Permasalahan 7. 2. Proses Pada Lapisan Batas, Laut Pesisir, dan Interaksi Laut Atmosfer 7. 3. Efek Termal 7. 4. Efek Orografis 7. 5. Interaksi Sistem Skala Regional dengan Pantai 7. 6. Teknik Pengukuran dan Observasi 7. 7. Masalah Terumbu Karang 7. 8. Proses Konveksi Pada Garis Pantai dan PulauPulau Kecil 7. 9. Upwelling dan Downwelling di Garis Pantai 7. 10. Pantai Tempat Bercampurnya Dua Dunia 7. 11. Garam dan Aerosol di Pantai 7. 12. Angin Darat dan Angin Laut 7. 13. Gelombang Pasang 7. 14. Pengelolaan Mata Air Pesisir dan Pulau-Pulau Kecil PERAN IKLIM DAN CUACA LAUT TERHADAP PERIKANAN 8. 1. Modus Pengaruh Cuaca dan Iklim Terhadap Perikanan 8. 2. Iklim Indonesia dan Perikanan 8. 3. Pengaruh Musim Terhadap Tangkapan Ikan di Sekitar Jawa 8. 4. Enso dan Ikan Tangkap v

103 108

113 113 115 120 121 122 123 124 128 131 136 138 140 144 144

149 150 154 156

8. 5. BAB 9

Pemanasan Global dan Perikanan Tangkap

BENTUK BENTUK CUACA EKSTREM 9. 1. Bentuk Bentuk Cuaca Ekstrem di Indonesia 9. 2. Siklon Tropis 9. 3. Siklon Tropis di Sekitar Benua Maritim 9. 4. Tsunami 9. 5. Informasi Cuaca Laut Ekstrem Bagi Pesisir, Perikanan, Asuransi, Pelayaran, dan Pariwisata 9. 6. Observasi Satelit

BAB 10 PEMANASAN GLOBAL 10. 1. Bagaimana Proses Pemanasan Global Terjadi 10. 2. Beberapa Dampak Langsung Pemanasan Global 10. 3. Bagaimana Pengaruh Perubahan Iklim Terhadap Daerah Tropis 10. 4. Catatan Historis Proses Pemanasan Global 10. 5. Faktor yang Menghambat Pemanasan Global 10. 6. Efek Pemanasan Global Terhadap Ekosistem Laut 10. 7. Efek Pemanasan Global Terhadap Populasi Pantai 10. 8. Pemanasan Global dengan Cuaca Ekstrem dan Enso 10. 9. Dampak Sosioekonomi dari Pemanasan Global 10. 10. Prospek Iklim Indonesia Kedepan BAB 11

MODEL IKLIM 11. 1. Dunia Model 11. 2. Komponen Model Iklim 11. 3. Model Iklim Atmosfer vi

164 166 171 171 172 176 178 180 182 189 189 191 193 195 201 202 207 209 212 213 219 219 222

11. 4. Model Iklim Laut 227 11. 5. Model Iklim Lainnya 229 11. 6. Prospek dan Masa Depan Model Iklim untuk 232 Indonesia 234 DAFTAR PUSTAKA 237 BIODATA PENULIS 243

vii

BAB 1

PERMASALAHAN METEOROLOGI LAUT INDONESIA Cuaca adalah kondisi terkini dari atmosfer pada suatu lokasi. Atmosfer selalu bergerak dalam skala waktu yang bervariasi berdasarkan fenomena seperti hembusan angin lokal hingga sirkulasi angin global yang mengelilingi bumi. Energi yang menjaga pergerakan ini didapat dari energi matahari melalui radiasi yang diterima oleh permukaan bumi. Sekitar 71 % dari permukaan bumi ditutupi oleh muka laut sehingga tidak dapat dielakkan bahwa lautan sangat mempengaruhi pergerakan dan sirkulasi atmosfer serta cuaca di daerah manapun di muka bumi. Pada bagian lain pergerakan di atmosfer dan kandungan radiasi yang diterima oleh permukaan laut merupakan sumber utama pergerakan arus laut di permukaan yang mengatur dinamika fisis di lautan. Dalam hal ini hubungan antara laut dan atmosfer bersifat dinamis, saling mempengaruhi dan bergantung pada kondisi lokal dan faktor musiman yang mempengaruhinya.

 

Tujuan dari buku ini adalah memberikan pemahaman atas: proses meteorologi dan iklim yang mempengaruhi dinamika di laut proses di laut yang mempengaruhi dinamika atmosfer

Kedua tujuan di atas merupakan masalah interaksi laut dan atmosfer yang merupakan bagian dari lingkup proses sistem iklim bumi yang terpusat pada siklus air dalam fase yang berbeda yaitu cair, gas dan 1


padat (Gambar 1.1). Permasalahan interaksi laut dan atmosfer mencakup permasalahan mikro fisis dekat permukaan laut dimana terjadi perpindahan aerosol dari air laut ke atmosfer dan perubahan fluks atmosfer dan energi menjadi dinamika laut. Dalam skala makro peristiwa interaksi laut dan atmosfer juga terlihat dari terjadinya interaksi iklim Indonesia dengan peristiwa ENSO di Samudra Pasifik, dipole mode di Samudra Indonesia dan arus lintas Indonesia. Salah satu contoh paling nyata dan penting bagi Indonesia adalah bagaimana peristiwa cuaca terpengaruh oleh panas tidaknya suhu muka laut di sekitar pulau-pulau besar nusantara. Dalam skala kepentingan ekonomi praktis proses interaksi laut dan atmosfer yang paling diminati adalah yang menyangkut dinamika perikanan yang terpengaruh iklim dan bagaimana kita memanfaatkan pengaruh tersebut. Dinamika laut dan atmosfer juga membahas interaksi di daerah pesisir yang berhubungan dengan dinamika sekitar pantai dan juga interaksi di laut dalam. Dinamika laut dan atmosfer dalam berhubungan dengan fenomena skala besar dimulai dengan pembentukan awan potensial, siklon hingga gejala global ENSO dan arus lintas samudra (conveyor belt). Untuk dapat memahami hal-hal tersebut diperlukan pengertian dasar dari ilmu meteorologi dan dinamikanya serta bagaimana aplikasi dinamika tersebut pada media air. Pada dasarnya semua pemahaman dalam ilmu meteorologi atmosfer dapat diaplikasikan dalam dinamika air laut. Perbedaan utama tampak dari jenis fase air yang merupakan media bekerjanya proses fisis tersebut. Dinamika di laut berhubungan dengan media air pada fase cair, sedangkan dinamika di atmosfer berhubungan dengan air pada fase gas. Peristiwa angin barotropik dan baroklinik memiliki persamaan dengan arus laut barotropik dan baroklinik. Rumus dasar timbulnya angin dari perbedaan tekanan juga memiliki persamaan di laut dalam dengan perbedaan tinggi muka laut 2

BAB 1 - PERMASALAHAN METEOROLOGI LAUT INDONESIA

dan densitas laut berdasarkan tingkat salinitasnya. Di balik persamaan tersebut antara laut dan atmosfer memiliki perbedaan mendasar seperti kapasitas memori laut yang besar sehingga perubahan di laut memiliki skala bulanan (di permukaan) hingga ribuan tahun (di dasar laut dalam). Sedangkan atmosfer memiliki kapasitas memori yang relatif kecil dalam skala perubahan jam-jaman sehingga perubahan di atmosfer sangat dinamis dalam skala hariannya. Contoh nyata adalah siklus pertumbuhan dan matinya awan yang terjadi hanya dalam skala jamjaman. Yang menjadi pertanyaan dasar sekarang adalah kepentingan ilmu meteorologi laut. Indonesia sebagai negara kepulauan tropis terbesar di muka bumi dengan garis pantai terpanjang. Rasio wilayah laut terhadap darat di muka bumi rata rata adalah 71.1 % dibanding 28.9 % sedangkan untuk wilayah teritorial Indonesia adalah sekitar 62 % dibanding 38 %. Dengan perbandingan sebesar itu diyakini bahwa iklim Indonesia sangat dipengaruhi oleh laut-laut di dalam kepulauan Indonesia dan di sekitar wilayah geopolitisnya. Pada kenyataannya iklim di wilayah Jawa dan pulau-pulau besar lainnya masih mewakili iklim maritim dan bukan iklim benua dikarenakan bentuk pulau yang pipih. Salah satu aplikasi sifat iklim akibat komposisi permukaan tersebut adalah kuatnya prediksi iklim kita pada waktu bulanan atau musiman dibandingkan dengan prediksi pada skala harian. Jika kita mengingat faktor besarnya daya memori laut seperti disebutkan di atas maka hal ini akan mudah dimengerti. Dari alenia ini dapat disimpulkan bahwa dibutuhkan pengertian dasar dari sistem iklim Indonesia agar dapat memahami bagaimana proses interaksi laut atmosfer terjadi di Indonesia. Kenyataannya lebih dari separuh umat manusia tinggal di daerah pesisir atau wilayah yang masih diklasifikasikan dekat dengan pesisir. 3


Hal ini berdasarkan definisi pesisir (coastal) yaitu wilayah sekitar pantai hingga daratan sejauh 100 km dari garis pantai. Dengan definisi demikian, hampir seluruh daratan Indonesia adalah termasuk wilayah pesisir dan iklim pesisirlah yang sangat mempengaruhi. Dari pemahaman iklim Indonesia dapat kita lihat proses interaksi laut atmosfer yang spesifik terjadi di Indonesia. Proses interaksi laut atmosfer dalam ilmu kebumian merupakan hal terpenting yang sangat mempengaruhi pola kehidupan manusia terutama di daerah pesisir. Ilmu meteorologi di Indonesia merupakan ilmu dasar yang kurang diminati, sehingga perkembangannya dibandingkan ilmu kebumian lainnya seperti geofisika, geologi dan kelautan sangat jauh tertinggal. Pemahaman atas proses fisis kebumian atmosfer Indonesia masih terbilang jauh tertinggal dibandingkan bidang ilmu kebumian lainnya. Kurangnya minat mempelajari meteorologi karena sering dihubungkan dengan salah satu pekerjaan meteorologi, untuk meramal cuaca atau iklim. Padahal pengkajian ilmu meteorologi cukup luas meliputi berbagai aspek. Di negara maju yang berlintang tinggi dengan empat musim, masalah kebumian lain selalu dihubungkan dengan perubahan fisis meteorologi yang terjadi. Karena pada dasarnya hampir semua aspek kehidupan manusia dipengaruhi oleh keempat musim tersebut dan variasinya. Variasi iklim utama di Indonesia adalah faktor musiman yang dikenal dengan istilah monsoon. Faktor musiman ini tanpa disadari sangat mempengaruhi pola kehidupan masyarakat Indonesia. Perhatikan bagaimana pola bercocok tanam petani dan pola melautnya nelayan Indonesia. Perhatikan juga bagaimana wabah penyakit yang bersifat musiman dan banyak pekerjaan yang sifatnya berfluktuatif tergantung musim yang sedang terjadi. Salah satu indikator terpenting dari sifat 4


cuaca dan iklim Indonesia adalah hujan. Di negara lintang tinggi selain hujan, temperatur juga faktor utama lainnya. Sehingga untuk mengetahui proses interaksi dari dan terhadap cuaca dapat dilakukan dengan menghubungkannya dengan indikator cuaca tersebut. Salah satu hubungan tersebut dapat dicapai dengan menghubungkan variasi suhu muka laut dan curah hujan lokal, regional ataupun dengan skala global. Pentingnya interaksi laut dan atmosfer di Indonesia dapat dilihat paling tidak di wilayah yang paling berperan ekonomis yaitu daerah di sekitar garis pantai. Untuk lebih mengenal aspek lokal di pesisir maka diperlukan pemahaman meteorologi pesisir pantai dan peran pulaupulau dalam dinamika proses meteorologi lokal. Kepulauan Indonesia terdiri dari lebih 17.000 pulau yang tersebar di seantero Nusantara. Sebagian besar pulau-pulau tersebut adalah pulau-pulau kecil yang tidak dihuni atau tempat bermukimnya warga yang berpopulasi kecil. Selain itu juga diperlukan pemahaman fungsi meteorologis dari pulau-pulau kecil tersebut terhadap iklim regional Indonesia karena keberadaan pulau-pulau tersebut mengatur arus lintas air laut dan atmosfer disekitarnya. Sebagaimana diulas di atas bahwa daratan memiliki waktu memori yang kecil sehingga radiasi matahari berpengaruh secara lokal dalam hitungan jam sehingga variasi dan fluktuasinya lebih besar dari laut sekitarnya, maka pulau-pulau kecil tersebut berperan sebagai heat source atau heat engine untuk proses konveksi awan lokal. Proses-proses kecil ini terjadi di seantero Nusantara dan berperan penting bagi sifat iklim regional terutama pada musim penghujan. Keberadaan variasi cuaca dan iklim membawa dampak yang terkadang cukup serius bagi kehidupan manusia karena terlalu ekstremnya fluktuasi tersebut. Meskipun demikian karakteristik cuaca regional juga ditentukan selain faktor orografis, juga letak lintang suatu 5


daerah. Beruntunglah bahwa Indonesia berada di daerah khatulistiwa dimana faktor coriolis muka bumi kecil sehingga meski dengan garis pantai yang panjang, tidak akan dilalui oleh siklon tropis tetapi masih menerima dampaknya. Beberapa gejala cuaca ekstrem lainnya yang dapat terjadi di wilayah Indonesia dan bagaimana dampaknya terhadap laut dan kehidupan lain seperti turisme dan perikanan juga menjadi topik penting dalam pembahasan ini. Hal lain yang perlu dibahas adalah bagaimana peran ilmu pengetahuan dalam mitigasi bencana tersebut terutama dengan teknologi sensor jarak jauh (remote sensing).

Gambar 1.1. Sistem iklim muka bumi (IPCC 2007)

Perubahan cuaca akibat variasi dinamika atmosfer ekstrem bersifat sesaat dapat terjadi pada skala harian hingga musiman. Selain itu ada lagi faktor perubahan laten lainnya yang terjadi pada iklim global yang sedang dialami bumi ini. Akibat faktor natural dan antropogenis (hasil perbuatan manusia), cuaca dan iklim berubah secara perlahan dari kestabilan normal tertentu menuju kestabilan baru yang lebih mendekati 6


kondisi ekstrem pada masa lampau. Artinya apabila dahulu kondisi yang sama berada pada bagian kondisi ekstrem, maka kejadian tersebut akan lebih sering terjadi sehingga tersebut akan lebih sering terjadi sehingga merubah rata rata statistik cuaca pada umumnya. Kondisi ini terjadi secara global meskipun tanda tandanya sangat sukar dideteksi karena perubahan yang terjadi berlangsung lambat dalam rentang waktu yang sangat lama.

Gambar 1.2. Energi budget dari atmosfer bumi (IPCC 2007)

Perubahan iklim yang berlangsung lambat dan dalam rentang waktu yang lama ini dikenal dengan istilah perubahan iklim global atau global climate change. Perubahan iklim global bertumpu pada terjadinya perubahan sistem energi budget di atmosfer (Gambar 1.2), dimana lebih banyak energi radiasi matahari yang terperangkap atau terserap akibat efek rumah kaca dan memanaskan atmosfer setempat. 7


Tentu saja dampak dari perubahan iklim global ini juga akan terjadi pada interaksi laut dan atmosfer di wilayah Indonesia. Namun demikian bagaimana dampak sebenarnya masih perlu dikaji lebih lanjut lagi. Hal terpenting untuk diketahui adalah bagaimana mekanisme proses itu dapat terjadi dan proyeksi kedepan akibat perubahan tersebut. Proyeksi kedepan akan dapat menentukan strategi sosio-ekonomis masa depan. Sampai saat ini pemahaman fisis dan biologis atas perubahan global terhadap iklim regional laut dan atmosfer Indonesia masih sangat rendah dan merupakan peluang kajian yang sangat menarik. Kemajuan pesat ilmu pengetahuan di bidang teori, pengamatan dan komputasi membawa dampak semakin matangnya kemampuan umat manusia untuk memahami proses alam dengan membuat model alam tersebut. Model iklim saat ini telah dapat dimasukkan dalam sebuah komputer pribadi dan dijalankan untuk menghitung secara komprehensif kondisi alam yang terjadi. Dengan model iklim, kita dapat mengisi kekosongan titik-titik pengamatan dengan cukup memadai meskipun dengan tingkat bias asumsi teori yang lumayan besar. Hasil dari model iklim seperti ini seringkali berhasil memberikan gambaran skala luas fenomena yang terjadi meski tidak pada skala yang terlalu detail. Meskipun dengan berbagai pendekatan, tingkat keberhasilan manusia dalam komputasi iklim masih jauh dari memuaskan, namun demikian peningkatan pemahaman kita terhadap proses dinamika alam telah meningkat jauh berdasarkan hasil menjalankan model iklim tersebut. Hal ini dikarenakan model iklim menyediakan hasil komprehensif di luar imaginasi manusia sebelumnya dan tidak terbayangkan oleh teori linier dan observasi pada titik titik tertentu di muka bumi. Ambisi manusia dalam pengembangan model iklim saat ini tidak terbatas pada hanya proses fisis tetapi juga proses biologi, kimia dan geologis. Model iklim telah menjadi suatu tren dimana meteorologi 8


menjadi pusatnya. Model iklim telah menjadikan ilmu meteorologi suatu ilmu dan fenomena favorit dari yang tidak terbayangkan sebelumnya. Bagaimanakah aplikasi dan hasil model iklim terhadap kondisi regional Indonesia dan apa permasalahan serta prospeknya?

Pertanyaan: 1. Manakah diantara pulau-pulau besar di Nusantara yang tidak berlaku iklim maritim? 2. Dengan sifat iklim yang unik untuk masing-masing wilayah di muka bumi, pengembangan ilmu meteorologi laut untuk wilayah benua maritim Indonesia juga bersifat unik. Apakah ada wilayah lain dengan kondisi meterologi laut serupa dengan wilayah Nusantara?

9

BAB 2

KOMPOSISI RADIASI DAN ENERGI BUMI

2. 1. RADIASI MATAHARI Tidak dapat dibayangkan kehidupan di dunia tanpa matahari. Bagi mahluk hidup, selain air, maka matahari adalah sumber kehidupan utama di muka bumi. Matahari adalah sumber energi utama pergerakan di atmosfir dan di lautan. Untuk pergerakan di lautan, sebagai tambahan selain radiasi matahari maka perputaran bumi juga membantu timbulnya aliran arus air laut. Matahari mengatur pergerakan di laut dengan membuat dinamika di atmosfer dalam membentuk angin. Energi juga ditransfer dari angin ke lapisan teratas dari laut melalui gaya gesek antara lautan dan atmosfer di permukaan laut. Matahari juga mengatur pergerakan di laut dengan membuat variasi suhu dan salinitas di lautan yang pada akhirnya membedakan densitas masa jenis air laut. Perubahan pada suhu air laut disebabkan oleh aliran energi panas di batas laut atmosfer sedangkan perubahan tingkat salinitas diakibatkan oleh perpindahan air tawar melalui proses hujan dan penguapan. Sedangkan di daerah kutub ditambah lagi dengan proses mengkristalnya air laut menjadi es. Keseluruhan proses tersebut berhubungan secara langsung maupun tidak langsung dengan aktivitas radiasi matahari. Jika permukaan air laut menjadi lebih padat berat jenisnya daripada lapisan air di bawahnya, kondisi menjadi tidak stabil dan air dengan berat jenis 11


besar akan tenggelam. Pergerakan vertikal, sirkulasi akibat beda berat jenis akibat proses pendinginan atau perubahan tingkat salinitas dikenal dengan sirkulasi termohalin atau proses gabungan berat jenis dan perubahan energi panas. Pergerakan air laut akibat perputaran bumi akan dibahas pada bab kemudian. Secara umum jenis energi yang diterima lautan terdiri dari sumber primer yaitu radiasi dari matahari, radiasi gelombang panjang, pertukaran fase air ke gas dan sebaliknya (perpindahan energi sensibel), penguapan dan proses adveksi. Selain sumber primer, laut juga menerima transfer energi dari sumber sekunder yaitu dari proses biokimia di lautan, aktivitas hidrotermal, proses dari friksi arus laut dan dari proses radioaktivitas. Radiasi matahari terdiri dari gelombang pendek yang tersebar pada spektrum energi elektromagnetis. Diantara besaran spektrumnya adalah termasuk sinar gamma, sinar X-ray, sinar ultraviolet, sinar tampak, sinar infra merah, sinar microwave untuk radar dan radiosonde, sinar gelombang radio pendek, sinar gelombang radio AM dan sinar gelombang radio panjang. Semua gelombang elektromagnetis tersebut berjalan pada kecepatan yang sama yaitu kecepatan cahaya. Saat ini hampir seluruh aspek kehidupan manusia tidak terlepas dari pemanfaatan panjang gelombang energi yang disebut di atas. Tidak semua energi matahari mencakup keseluruhan spektrum energi di atas, tetapi terbatas pada panjang gelombang sinar, bukan gelombang radio. Besarnya radiasi matahari yang terpancarkan berhubungan dengan nilai panjang gelombang pangkat empat. Hasilnya adalah kurva penyebaran energi dari radiasi pada suhu sekitar 6000 °K yaitu suhu di permukaan matahari. Radiasi yang diterima bumi pada sumbu normal adalah sebesar 2.00 cal cm-2 min-1. Sedangkan berdasarkan distribusi posisi 12

BAB 2 - KOMPOSISI RADIASI DAN ENERGI BUMI

lintangnya radiasi di khatulistiwa diterima sekitar 1.100 cal cm-2 day-1 dan di daerah kutub sebesar 800 - 900 cal cm-2 day-1. Variasi dari energi yang diterima bumi sangat rendah hanya sekitar 3.34 % dan variasi tersebut dapat diprediksi dengan baik dan menggambarkan perubahan iklim dalam satuan waktu geologis. Sedangkan bentuk gelombang radiasi matahari yang diterima bumi telah mengalami banyak degradasi akibat penyerapan radiasi matahari pada panjang gelombang tertentu. Energi matahari akan terserap pada panjang gelombang dimana radiasi tersebut bertemu partikel yang dimaksud. Sebagai contoh uap air di atmosfir akan menyerap energi matahari pada panjang gelombang sekitar 3 m. sehingga bentuk kurva energi pada panjang gelombang itu akan mengalami degradasi oleh gas-gas rumah kaca seperti O2, H2O, CO2 (Gambar 2.1). Pemanfaatan dari sifat degradasi ini adalah untuk teknologi penginderaan jauh. Sebagai contoh, untuk satelit yang memantau awan dan nilai kandungan uap airnya bekerja dengan sensor yang sensitif pada panjang gelombang 3 m yang sesuai dengan besaran panjang gelombang untuk eksitasi molekul H2O. Metoda yang sama dipakai untuk melihat berbagai kandungan polutan di atmosfer termasuk gas ozon dari sifat degradasi di atas. Distribusi penyebaran energi radiasi matahari di muka bumi beragam menurut posisi lintang. Nilai rata-rata radiasi yang ditangkap muka bumi menurun dari khatulistiwa ke kutub karena daerah lintang rendah menerima energi dalam jumlah besar sepanjang tahun, hal ini dikarenakan sinar matahari menuju daerah ini dengan tegak lurus, sehingga nilai yang terpendar atau terefleksi kecil. Sementara sepanjang garis lintang menuju kutub, nilai sudut inklinasi sinar matahari akan semakin besar dan nilai radiasi yang terpendar atau terefleksi akan semakin besar, akibatnya nilai radiasi matahari yang sampai ke 13


permukaan akan semakin kecil. Selain itu sebagaimana dilukiskan pada Gambar 2.2 distribusi menurut energi yang diterima juga beragam, 16 % darinya diserap oleh atmosfer, 24 % dipantulkan oleh awan, 7 % diradiasikan kembali ke luar angkasa dari atmosfer, sedangkan 4 % dipantulkan oleh permukaan bumi terutama laut dan es di kutub. Secara total sekitar 35 % kembali ke luar angkasa.

Gambar 2.1. Spektral energi radiasi matahari yang dipancarkan benda hitam (black body radiation) dan yang diterima di muka bumi

Dampak radiasi pada air laut juga beragam. Tidak semua radiasi matahari dapat menembus badan air di laut.Sekitar 73 % mencapai kedalaman 1 cm, 44.5 % kedalaman 1 m, 22.2 % kedalaman 10 m, 0.53 m 14


kedalaman 100 m dan 0.0062 % kedalaman 200 m. Akibat dari perbedaan kedalaman tembus spektrum radiasi matahari adalah terserap atau terpantulnya sinar matahari pada gelombang tertentu. Sehingga pantulan sinar matahari dari laut dangkal akan berwarna cerah karena energi yang terpantul masih hampir seluruh spektrum cahaya. Sedangkan pada kedalaman yang lebih banyak lagi spektrum sinar matahari yang terserap atau masih menembus kedalaman air laut sehingga sinar yang terpantul dan terpantau dari atas akan berwarna lebih gelap. Dengan prinsip ini maka tingkat kegelapan warna air laut yang kita lihat dapat menunjukkan tingkat kedalaman dari laut yang kita amati. Teknik memantau tingkat kedalaman laut dengan warna air laut dikenal dengan teknik ocean color pada teknologi inderaja. Energi minimum yang dibutuhkan untuk mensuplai dan menjaga perkembangan pitoplankton untuk proses fotosintesis adalah sekitar 0.003 cal cm-2 min-1. dengan kalkulasi sesuai kedalaman di atas, hal ini dapat tercapai hingga kedalaman 220 m. Bumi tidak hanya menerima energi gelombang pendek matahari tetapi juga menghasilkan balik energi yang diterimanya dalam bentuk radiasi gelombang panjang. Sebagian kecil dari gelombang radiasi panjang akan dipancarkan kembali ke luar angkasa. Biasanya gelombang panjang ini dipancarkan di bagian paling atas atmosfer dan dikenal dengan istilah outgoing long wave radiation. Karena dipancarkan di bagian paling atas dari atmosfer atau dari lapisan awan terluar, maka parameter ini sering dipakai untuk melihat potensi cuaca setempat. Hal ini disebabkan semakin tinggi tempat awan yang memancarkannya akan semakin berpotensi memberikan curah hujan maksimum dengan indikasi suhu gelombang yang dipancarkan semakin rendah. Berbeda dengan panjang gelombang pendek, maka radiasi keluar panjang gelombang panjang tidak memiliki variasi sebagaimana 15


halnya radiasi gelombang datang dengan panjang gelombang pendek. Laut sendiri juga memancarkan energi dengan panjang gelombang panjang, karena suhu muka laut berkisar 283 °K, maka panjang gelombang yang dipancarkan, berdasarkan hukum Wien adalah 10 mikrometer atau panjang gelombang infra merah.

Gambar 2.2. Variasi energi yang dibawa dari daerah tropis menuju daerah subtropis dan kutub pada beberapa samudra di dunia (Trenberth dan Solomon 1994).

Hal ini berarti dari perbandingan energi masuk (gelombang pendek) dan energi keluar (gelombang panjang) terjadi surplus energi masuk di dekat khatulistiwa dan surplus energi keluar di dekat kutub. Meskipun adanya nilai masuk positif di dekat khatulistiwa dan negatif di kutub, tidak pernah ada petunjuk bahwa daerah dekat khatulistiwa terus menerus memanas dan daerah kutub terus menerus mendingin, sehingga pastilah ada transfer energi radiasi antara daerah lintang rendah dan tinggi (Gambar 2.3). Kejadian itu dilakukan oleh angin di atmosfer dan sirkulasi air di lautan. Ada berbagai perdebatan tentang siapa dari 16


keduanya yang lebih penting terhadap pergerakan ke arah kutub dari energi panas di atas, tetapi dipercaya kalau lautan lebih berkontribusi di daerah tropis dan atmosfer lebih di daerah lintang tinggi. Nilai maksimum dari kehilangan energi panas akibat evaporasi terjadi di daerah subtropis akibat proses adveksi di atmosfer pada daerah kering, sedangkan kehilangan energi panas minimum di daerah tropis akibat dari kandungan uap air di udara tropis yang cukup jenuh. Selain itu penghilangan akibat energi panas sensibel kurang lebih sama antara daerah tropis dan subtropis. Sehingga arus laut berfungsi membawa panas dari daerah tropis ke daerah kutub.

Gambar 2.3. Kesetimbangan radiasi gelombang pendek dan panjang dari khatulistiwa ke kutub. (PhysicalGeography.net after Trenberth dan Solomon 1994)

2. 2. TEKANAN UDARA DAN ANGIN Angin menghantarkan kandungan panas terutama dengan proses adveksi masa air hangat ke daerah dingin dan sebaliknya. Sebagian lagi transfer energi panas melalui panas laten yang diambil ketika air laut 17


menguap ke atmosfer dan berkondensasi pada lingkungan yang lebih dingin. Angin dihasilkan oleh perbedaan tekanan dan suhu di atmosfer akibat distribusi energi radiasi matahari, tutupan awan serta dinamika disekitarnya. Pergerakan horisontal angin dinamai adveksi sedangkan yang vertikal disebut konveksi. Proses konveksi biasanya bersifat sangat lokal, sehingga untuk perhitungan neraca energi biasanya diabaikan. Proses konveksi sendiri dapat terjadi untuk skala kecil hingga besar dalam bentuk siklon atau badai tropis. Siklon atau badai tropis dipercaya sebagai media transpor jumlah energi panas dalam jumlah besar menjauh dari lautan khatulistiwa dalam bentuk energi panas laten yang terbawa ke daerah lintang tinggi. Proses pergerakan arus laut juga sangat dipengaruhi oleh angin di atmosfer terutama pada kedalaman hingga sekitar 200 m. Pada lapisan atas yang sangat terpengaruh oleh angin, terdapat lapisan turbulensi, di bawahnya terdapat lapisan termoklin dan lebih ke bawah lagi yang disebut lapisan laut dalam. Terkadang lapisan turbulensi tidaklah dalam, tergantung pada besarnya gelombang laut di permukaan. Akibat turbulensi tersebut, terjadi perpindahan kalor dari muka laut ke batas lapisan turbulensi yang menyebabkan homogenitas suhu air pada lapisan turbulensi. Sedangkan lapisan termoklin adalah lapisan dimana terjadi penurunan suhu air yang sangat drastis dan mencapai kedalaman hingga 200 m. Lapisan laut yang lebih dalam memiliki suhu asimtotik (menuju kesetimbangan) atau menuju pada suhu kesetimbangan air antara suhu, tekanan dan volum yaitu pada suhu sekitar 4 °C. Daerah kedalaman ini tidak tembus dengan sinar matahari sehingga sangat gelap dan bersuhu dingin tetapi tidak membeku. Di laut juga terjadi proses pergerakan vertikal atau konveksi dan peristiwa upwelling dan downwelling. Proses vertikal atau konveksi 18


lebih dominan terjadi pada lapisan turbulensi atau termoklin kecuali ada penyebab khusus dikarenakan proses geologis seperti keberadaan sumber panas di dasar laut. Sedangkan kedua proses terakhir yaitu upwelling dan downwelling biasanya terjadi karena adanya dorongan angin di permukaan. Tergantung pada posisinya, kedua proses tersebut dapat terjadi pada musim yang berbeda. Kedua peristiwa upwelling dan downwelling akan dibahas kemudian. Beberapa sifat lapisan laut seperti dibahas di atas memiliki korelasi atau perbandingannya di atmosfer. Lapisan atmosfer terendah yang sangat dipengaruhi oleh permukaan bumi disebut lapisan batas atmosfer yang sebanding dengan lapisan turbulensi di laut. Lapisan atmosfer di atasnya mengalami penurunan suhu sebagaimana lapisan termoklin di laut dan juga lapisan dimana proses konveksi aktif terjadi.

Pertanyaan: 1. Terangkan proses terbentuknya arus laut dari radiasi matahari! 2. Terangkan kegunaan degradasi spektrum matahari yang diterima permukaan bumi yang berperan penting dalam mengetahui efek gas rumah kaca dan metoda inderaja! 3. Bagaimana distribusi evaporasi dan hujan dari daerah tropis hingga ke kutub, terangkan mengapa? 4. Apa hubungan radiasi matahari dan radiasi dari bumi terhadap aliran energi dari tropis ke lintang yang lebih tinggi?

19

BAB 3

HUBUNGAN ANTARA LAUT DAN ATMOSFER 3. 1. KOPLING ATMOSFER DAN LAUT Interaksi laut dan atmosfer membentuk proses kopling (interaksi dua arah) yang terjadi di pergantian energi dan masa di permukaan laut. Proses yang terjadi adalah perpindahan energi dan masa dalam proses neraca energi dalam hal energi radiasi termasuk energi panas dan momentum dalam hal friksi permukaan. Pergantian energi dalam hal neraca masa terjadi dalam hal penguapan dan hujan, perpindahan mineral dan gas. Gas-gas yang ada di permukaan mengabsorbsi energi radiasi karena gas-gas tersebut menyerap energi matahari pada panjang gelombang khusus. Hasilnya adalah peningkatan dari suhu atmosfer dan mengakibatkan juga peningkatan suhu laut. Salah satu gas penting yaitu CO2, juga banyak terdapat di atmosfer yang kemudian dapat diendapkan di dalam lautan. Kepentingan pengendapan CO2 sangat membantu mengurangi pengaruh pemanasan global. Dalam hal kopling atau interaksi laut dan atmosfir, perlu ditekankan peranan lautanl sebagai pensuplai uap air terbesar bagi atmosfer. Penguapan terjadi akibat tidak jenuhnya atmosfer oleh uap dan akibat cukup hangatnya suhu muka laut. Sebaliknya atmosfer mensuplai energi dan masa dalam bentuk curah hujan dan endapan yang juga melibatkan transfer energi. Ketika lautan mendingin, maka laut akan merespon dengan menghasilkan gerak konveksi vertikal yang akan mensuplai panas ke 21


permukaan. Hal ini terjadi karena persamaan kontinuitas masa membutuhkan air dingin mengendap ke kedalaman dari permukaan tergantikan oleh masa air di bawahnya yang notabene lebih hangat. Air hangat tersebut akan menyembul ke permukaan. Proses perubahan suhu di lautan terjadi jauh lebih lambat daripada di atmosfer. Sebagai akibat maka lautan terus panas meskipun ekuinok atau titik nadir matahari telah menjauhi garis khatulistiwa. 3. 2. SIFAT FISIS AIR Air memiliki sifat yang unik yang membutuhkan panas spesifik (specific heat) dan panas laten (latent heat) yang tinggi. Besaran panas spesifik adalah jumlah yang dibutuhkan untuk merubah suhu suatu unit masa zat sebanyak satu derajat. Panas yang dibutuhkan untuk air dalam hal ini cukup tinggi. Sedangkan panas laten adalah jumlah yang dibutuhkan untuk merubah fase seperti contohnya dari fasa cair menjadi uap. Perubahan fase air terjadi karena pemasukan panas melalui proses pencairan, penguapan atau sublimasi dan karena pelepasan panas ke lingkungan melalui proses pembekuan, kondensasi atau deposisi. Sifat fisis air seperti ini memiliki implikasi penting pada suhu muka laut, suhu air di atas muka laut, perpindahan panas antar lautan dan atmosfer serta sirkulasi atmosfer. Dibandingkan partikel udara, masa jenis air sekitar 1.000 kalinya. Sehingga dibutuhkan lebih banyak massa per volume air untuk menyerap dan memancarkan energi. Sedangkan untuk meningkatkan suhu laut satu derajat dibutuhkan sekitar 6 kali panas dibandingkan udara dengan masa yang sama. Sehingga untuk besar volume yang sama diperlukan sekitar 6.000 kali panas untuk menaikkan suhu pada volume

22

BAB 3 - HUBUNGAN ANTARA LAUT DAN ATMOSFIR

yang sama pada partikel udara. Proses penguapan air dengan demikian akan memakan panas laten yang tinggi dari lingkungannya. Jumlah panas yang besar ini akan dilepaskan pada saat uap air terkondensasi di awan menjadi butiran hujan. Penguapan air laut diikuti oleh kondensasi di atmosfer adalah mekanisme perpindahan panas utama yang terjadi antara laut dan atmosfer. Panas yang dibutuhkan untuk menguapkan air akan dilepaskan ke atmosfer saat uap tersebut berkondensasi membentuk awan. Karena sifat penyerapan dan penyimpanan panas yang tinggi dari air maka dibandingkan atmosfer, laut merupakan penyimpan memori perubahan panas yang lambat atau memakan waktu yang lebih panjang. Perubahan panas lingkungan memberikan variabilitas temporal iklim. Sehingga perubahan iklim karena proses perpindahan panas di laut akan memakan waktu yang lebih lama karena memori perubahan panas yang besar dari lautan. Sebagian besar energi radiasi matahari yang diterima muka laut akan terserap dan selanjutnya dikonversikan menjadi panas kalori pada lapisan dekat permukaan. Angin mendorong sirkulasi laut yang mendistribusikan panas tersebut hingga mencapai kedalaman ratusan meter di bawah laut. Sebagai hasilnya laut menjadi media besar penyimpan panas. 3. 3. IMPLIKASI SIFAT FISIS AIR TERHADAP CUACA DAN IKLIM Sifat besarnya nilai panas spesifik dari air dibandingkan tanah dan udara adalah penyebab utama kenapa lautan menghangat lebih lambat daripada daratan atau udara dan juga mendingin lebih lambat. 23


Dibandingkan dengan daratan terdekat, lautan tidak akan memanas lebih tinggi daripada daratan di siang hari dan juga tidak akan mendingin lebih dari daratan di malam hari. Suhu dari masa udara lebih dipengaruhi oleh permukaan dimana udara tersebut diam atau bergerak. Udara di atas lautan menunjukkan variasi perubahan musiman dan diurnal yang lebih kecil daripada daratan. Selain itu udara di atas muka laut juga lebih lembab. Salah satu konsekuensinya, komunitas di pesisir dengan dominasi angin pantai akan memiliki iklim yang moderat, dengan musim panas yang sejuk dan musim dingin yang tidak terlalu dingin. Badai yang terjadi di laut didorong oleh tenaga berasal dari panas laten yang dilepas ke atmosfer ketika uap air berkondensasi. Uap air tersebut berasal sebagian besar dari penguapan air laut dimana laju penguapannya dikendalikan oleh nilai suhu muka laut. Semakin tinggi suhu muka laut maka akan semakin kuat laju penguapannya. Massa udara dingin dari bawah akan mengurangi kemungkinan pergerakan vertikal yang dibutuhkan pada pertumbuhan hujan atau badai. Daerah yang suhu muka laut lebih dingin dari suhu udara di atasnya, maka hujan atau badai akan jarang terjadi di laut dan daerah pesisir yang menerima angin dari daerah tersebut. Sebaliknya udara panas dari bawah akan menambah kemungkinan pergerakan vertikal udara yang membawa kepada hujan dan badai. Daerah dimana suhu muka laut lebih hangat dari suhu udara di atasnya, hujan atau badai akan sering terjadi di laut dan daerah pesisir yang menerima angin dari daerah tersebut. Sebagai respons terhadap perbedaan suhu terhadap jarak atau gradien suhu maka panas akan di transfer dari tempat yang hangat ke tempat yang dingin. Dalam hal ini udara hangat akan mendingin apabila berpindah dari atas muka laut yang hangat menuju ke muka laut yang 24


dingin. Sebaliknya udara dingin akan menghangat apabila berpindah menuju ke muka laut yang lebih hangat. Konsentrasi uap air di atas muka laut meningkat dengan penguapan. Udara yang hangat dan lembab yang bergerak melalui muka laut yang dingin akan mendingin menuju titik jenuhnya sehingga menyulitkan penguapan lebih lanjut. Uap air berkondensasi dan kabut laut akan terbentuk. Kabut adalah awan yang menyentuh badan air atau daratan. Kabut juga terbentuk ketika massa udara yang sangat dingin melalui muka air yang hangat. Dalam hal ini penguapan ke udara dingin akan menghasilkan kejenuhan dan kabut akan terbentuk seperti uap yang berhembus ke atas. 3. 4. PERAN ANGIN TERHADAP ARUS LAUT Sewaktu angin bertiup di muka laut, energi ditransformasikan dari angin ke permukaan laut. Beberapa dari energi tersebut menjadi gelombang gravitasi permukaan yang mengikuti pergerakan arus permukaan akibat pergerakan angin. Hal yang terakhir ini yang menyebabkan terjadinya arus laut. Proses transfer energi sebenarnya yang terjadi di permukaan laut sangat kompleks. Seberapa besar energi yang terpakai untuk proses penghasilan turbulensi dan seberapa besar yang dikonversi menjadi arus. Akan tetapi aturan umum adalah semakin kuat angin bertiup, semakin besar friksi permukaan yang mendorong arus di bawahnya. Pekerjaan angin yang mendorong arus laut disebut dengan wind stress. Peristiwa dorongan angin terhadap arus laut lebih banyak terjadi pada skala kecil melalui proses turbulensi. Peningkatan kecepatan arus laut dan sebaliknya lebih banyak disebabkan oleh proses turbulensi permukaan. Turbulensi akan mendistribusikan dan menghilangkan 25


energi gerak (kinetik) dan merubahnya menjadi energi panas melalui viskositas molekular. Hal terakhir inilah yang memberikan kontribusi terhadap suhu muka laut. Selebihnya arus laut diatur oleh kondisi salinitas densitas, suhu dan topografi dasar laut. Gesekan antara angin dan muka laut adalah faktor yang mendorong terjadinya pergerakan arus secara horizontal pada muka laut yang disebut arus permukaan. Arus ini meyerupai pola dari angin permukaan. Jika bumi tidak berotasi maka friksi antara angin dan muka laut akan mendorong arus permukaan sesuai dengan dorongan arah angin tetapi dengan faktor kecepatan tertentu. Arus pada lapisan atas ini akan menarik lapisan di bawahnya dan mendorong untuk bergerak juga. Interaksi tersebut akan terus berlanjut melalui lapisan di bawahnya bagaikan lapisan pada kue lapis dimana arus pada lapisan di bawahnya akan bergerak lebih lambat dari lapisan di atasnya karena hilang dengan gaya gesek antar lapisan. 3. 5. GAYA CORIOLIS Bumi berotasi pada sumbunya yang menyebabkan pergerakan sudut (angular) pada setiap tempat di muka bumi sesuai kecepatan rotasi bumi. Kecepatan gerak angular tidak sama dengan kecepatan linier masing-masing tempat karena ditentukan oleh posisi di bumi yaitu oleh garis lintang posisinya. Persamaan sederhana hubungan antara kecepatan angular dan kecepatan linier adalah v   cos 

dimana  adalah kecepatan linier,  adalah kecepatan angular bumi yaitu kecepatan linier di ekuator dan  adalah posisi garis lintang. Dengan gambaran ini maka kecepatan linier yang paling tinggi terjadi di garis 26


khatulistiwa dan menurun menuju daerah kutub. Sehingga dalam sehari atau 24 jam, seseorang yang berada di daerah ekuator akan bergerak secara linier lebih jauh dibandingkan orang yang berada di daerah lintang tinggi. Perbedaan kecepatan linier antar daerah dengan garis lintang yang berbeda menyebabkan gaya dorong ke arah berlawanan dengan arah sumbu putar rotasi bumi yaitu menuju arah Barat. Hal ini sangat dirasakan pada benda yang bergerak pada arah Utara-Selatan atau meridional dimana gaya dorong virtual tersebut disebut sebagai gaya coriolis bumi. Pada daerah dekat khatulistiwa perbedaan kecepatan linier antara garis lintang tidaklah besar dan cenderung mendekati nilai nol, sedangkan menjauh dari ekuator gaya koriolis membesar dan mencapai puncaknya pada daerah kutub. Besaran nilai gaya coriolis memiliki hubungan sebagai berikut Fcor  sinα dimana gaya coriolis pada garis ekuator memiliki nilai nol dan semakin kuat menjauh dari ekuator. Karena perputaran bumi, lapisan laut dangkal yang bergerak karena pengaruh angin akan berbelok ke arah kanan dari arah angin di bumi belahan utara dan ke arah kiri dari arah angin di bumi belahan selatan. Pembelokan ini diakibatkan oleh efek koriolis. 3. 6. PERGERAKAN EKMAN Salah satu proses pergerakan arus laut oleh angin adalah pergerakan ekman yang seringkali mendorong adanya upwelling dan downwelling di tepi pantai. Proses ekman spiral akibat dorongan angin permukaan atau transfer dari momentum gerak angin ke arus laut dan diamati oleh Fridjof Nansen yang melihat bahwa bongkahan es di laut 27


bergerak 20 - 40 derajat ke kanan dari arah angin. Dia memberikan hasil observasinya kepada Vagn Walfrid Ekman. Akibat pengaruh gaya coriolis, arus permukaan bergerak 45 derajat dari arah angin dan energi dinamis di salurkan ke lapisan laut yang lebih dalam. Energi diserap oleh gesekan pada kedalaman dimana kecepatan menurun menurut kedalaman dan akhirnya kecepatan masa air adalah 0 pada kedalaman ekman (Gambar 3.1). Gaya coriolis menyebabkan penyimpangan

Gambar 3.1. Proses spiral Ekman akibat tiupan angin permukaan.

berturut-turut ke kedalaman sementara juga menyalurkan energi ke lapisan lebih dalam lagi (spiral ekman). Gerak masa air secara umum mengarah 90 derajat dari arah angin. Asumsi utama dari pergerakan Ekman adalah luas wilayah yang sangat luas dan sangat dalam (tidak ada friksi dengan dasar laut atau pantai). Kedalaman proses ini dapat terjadi hingga 200 m di bawah muka laut. Sifat pergerakan Ekman ini dapat diilustrasikan dengan pola perubahan atas kue lapis apabila kita memberikan tekanan pada salah satu ujung pada lapisan paling atas dari 28


kue lapis tersebut. Akibat tekanan yang ada akan terjadi pembelokan gaya tekan (deflection) antara lapisan teratas dengan lapisan di bawahnya dan di bawahnya lagi. Secara umum ada empat faktor yang menyebabkan terjadinya efek spiral Ekman pada arus laut yaitu: angin, gaya antar lapisan dari atas, pengaruh arah terhadap aliran per lapisan, efek coriolis. Secara lokal pergerakan Ekman dapat terjadi pada garis pantai karena hembusan angin darat dan laut, tergantung pada musim saat angin bertiup. Pada kenyataannya angin monsun yang bergerak sejajar dengan garis pantai seperti pantai selatan Pulau Jawa sering memberikan efek coriolis yang menyebabkan aliran menjauh garis pantai pada muka laut dan menyebabkan proses upwelling. 3. 7. S A L I N I TA S , C U R A H H U J A N , D A N P R O F I L TEMPERATUR LAUT Lautan merupakan badan air terbesar di dunia. Sekitar 96.5 % adalah air dan hampir 3.5 % nya adalah garam yang terlarut. Distribusi salinitas atau tingkat kegaraman dan suhu adalah aspek penting bagi pergerakan arus laut. Sebagian besar perbedaan distribusi suhu dan salinitas terdapat di permukaan laut atau sekitar kedalaman 200 m. sedangkan sisa bagian laut terisi oleh air dengan suhu dan tingkat salinitas yang seragam. Sekitar 75 % air laut memiliki tingkat salinitas antara 3.4 dan 3.5 % dan suhu antara 0 °C hingga 4 °C dengan suhu rata rata 3.8 °C (Gambar 3.2). Di khatulistiwa, rata-rata suhu air laut hanya 4.9 °C. Lapisan dimana suhu berubah dengan cepat terhadap kedalaman ditemukan antara suhu 8 - 15 °C dan disebut lapisan termoklin yang kedalamannya antara 150 - 400 m di khatulistiwa dan antara 400 hingga 1000 m di daerah subtropis. 29


Gambar 3.2 Persentase sebaran salinitas dan suhu air laut.

Jika suhu permukaan sangat rendah proses konveksi dari pendinginan air laut dapat mencapai daerah yang dalam. Pada umumnya di samudra-samudra besar di dunia, mulai kedalaman 1000 m, suhu dan salinitas laut sudah seragam. Penurunan suhu mengakibatkan peningkatan berat jenis sehingga stratifikasi suhu akan menghasilkan stratifikasi berat jenis yang teratur. Penurunan salinitas menghasilkan penurunan berat jenis. Sehingga stratifikasi salinitas justru akan menimbulkan stratifikasi yang tidak stabil. Pada umumnya di lautan, efek dari penurunan suhu lebih kuat dari efek penurunan salinitas sehingga laut terstratifikasi lebih stabil. Tingkat salinitas dan suhu sangat dipengaruhi oleh aktivitas di permukaan laut dimana curah hujan dan penguapan memegang peranan paling besar. Sekitar 51 % dari energi yang diserap lautan akan diambil oleh proses penguapan. Selain itu, penguapan juga memberikan kontribusi terbesar dari neraca masa air di lautan dimana terjadi pengurangan besar besaran akibat penguapan. Proses penguapan terjadi saat udara menjadi tidak jenuh dengan uap. Semakin hangat suhu udara, semakin kuat penguapan yang terjadi. Dalam kondisi normal perpindahan panas langsung adalah dari laut ke udara dengan asumsi 30


panas dialirkan dari lapisan paling bawah. Pada situasi normal tersebut udara menjadi jenuh dengan kelembaban dan penguapan yang terjadi. Selanjutnya udara hangat akan terkondensasi apabila bertemu dengan lapisan udara tinggi yang dingin atau bertemu badan air yang dingin. Pada kasus pertama akan turun sebagai hujan, sedangkan pada kasus kedua akan terbentuk kabut. Pada kedua kasus tersebut, energi yang dihasilkan dari proses kondensasi akan lebih terserap di atmosfer, sehingga kontribusi kondensasi terhadap neraca energi panas di laut sangat kecil.

Gambar 3.3. Nilai rata-rata stratifikasi suhu dan salinitas terhadap kedalaman (dalam m) di Kepulauan Indonesia pada bulan Januari hasil keluaran model laut dan dirata-rata antara

31


tahun 1979 - 1993 (Aldrian 2003).

Gambar 3.4. Distribusi global tahunan (Schmitt, 2008) dari (a) penguapan dikurangi curah hujan berdasarkan data klimatologis dari Yu dan Weller (2007) dan estimasi curah hujan berdasarkan citra satelit dari proyek The Global Precipitation Climatology Program (GPCP). (b) rerata besaran salinitas permukaan air laut mengacu pada The World Ocean Database of NODC.

Pada kondisi global seperti disampaikan pada bab terdahulu, energi di lautan lebih banyak dipakai di daerah sub tropis untuk pergerakan arus menjauh khatulistiwa. Energi panas yang diterima menurun dekat khatulistiwa akibat pantulan dari awan-awan yang banyak terdapat di daerah tersebut. Proses evaporasi terjadi maksimum di daerah sub tropis karena adveksi udara dingin yang salah satunya 32


disebabkan oleh Hadley cell (Gambar 3.4). Evaporasi di daerah tropis sangat minimum karena sudah jenuhnya udara di daerah tersebut yang salah satu dikarenakan tutupan awan yang sangat tinggi. Sedangkan curah hujan tinggi di daerah dekat khatulistiwa di sebelah utara akibat bentuk rupa bumi dan distribusi darat dan lautan serta di daerah dekat kutub pada lintang 50. Distribusi perpaduan evaporasi dikurangi hujan akan menyerupai distribusi melintang tingkat salinitas laut. Secara umum jumlah evaporasi di dunia mencapat 440 x 103 km3 per tahun, curah hujan mencapai 411 x 103 km3 per tahun dan volume aliran permukaan di sungai danau dll. mencapai 29 x 103 km3 per tahun. 3. 8. STABILITAS ISOTHERM LAUT DAN ATMOSFER Stratifikasi di laut dan atmosfer terjadi akibat perbedaan suhu dan tekanan. Di laut perbedaan tekanan dikonversikan dalam hal salinitas atau kerapatan masa jenis. Pada lapisan bawah di atmosfer, suhu di lapisan lebih bawah akan lebih hangat daripada lapisan di atasnya. Lapisan atmosfer dimana sifat perlapisan demikian itu disebut lapisan troposfer. Batas lapisan ini dengan lapisan di atasnya dimana terjadi kenaikan suhu di lapisan di atasnya disebut daerah batas tropopause. Lapisan tropopause ini bervariasi dan paling tinggi terdapat di daerah ekuator karena suhu di permukaan tanah di wilayah ini sangat tinggi. Biasanya ketinggian lapisan ini berkisar antara 14 hingga 18 km dari muka laut. Pada daerah lapisan bawah atmosfer, tropopause adalah lapisan dengan suhu udara paling rendah. Dengan sifat seperti digambarkan di atas untuk lapisan troposfer maka secara normal udara di lapisan bawah akan cenderung bergerak di atas berdasarkan prinsip udara hangat akan mengambang karena ringan dan udara dingin akan turun karena berat. 33


Secara alamiah maka atmosfer di muka bumi akan cenderung bersifat instabil dimana udara di bawah akan bergerak ke atas. Peristiwa pergerakan secara vertikal masa udara tersebut dikenal dengan istilah konveksi. Tanpa dibantu oleh sebab lainnya maka pergerakan vertikal masa udara jauh lebih sedikit daripada aliran udara horizontal atau peristiwa adveksi. Pada waktu musim hujan tambahan suplai uap air memberikan tambahan daya apung di atmosfer akibat tambahan masa yang lebih mendorong ke atas. Masa uap air akan bergerak terus ke atas mencari titik stabilitas hingga mencapai daerah atau level dimana terjadi kondensasi atau uap air berubah menjadi butir yang lebih besar seperti butiran awan. Pada saat tersebut, aktivitas konveksi mencapai puncaknya. Rangkaian peristiwa tersebut ditambah dengan suplai angin yang lebih memberikan suplai udara basah ke titik-titik perkumpulan awan. Besarnya energi apung di atmosfer tiap lapisan dapat dihitung dari berbagai faktor di atas seperti suhu per lapisan dan kandungan uap air per lapisan. Perhitungan energi apung biasanya dilakukan dengan pengukuran nilai tersebut per lapisan memakai alat observasi seperti radiosonde. Pada waktu musim kemarau udara cenderung lebih stabil karena berbagai faktor di atas tidak terjadi. Angin yang kencang pada lapisan atas cenderung memecah lapisan instabilitas atmosfer sehingga seringkali ditemukan lapisan isotherm yaitu lapisan dimana suhu tidak berubah terhadap ketinggian atau lapisan inversi dimana suhu malah menaik terhadap ketinggian. Kedua jenis lapisan tersebut akan membuat udara cenderung stabil. Hal ini biasanya ditambah lagi dengan kurangnya suplai uap air dari permukaan karena suhu muka laut yang cenderung lebih dingin di musim kemarau. Dinginnya suhu muka laut diakibatkan pada musim kemarau titik kulminasi matahari tidak berada 34


di wilayah Indonesia melainkan jauh disebelah utara sehingga tingkat radiasi matahari yang diterima di wilayah maritim Indonesia berkurang. Proses yang terjadi di laut tidak serupa seperti di atmosfer. Peristiwa konveksi jauh lebih jarang terjadi dan sebagian besar aliran terjadi karena aliran horizontal. Hal ini disebabkan karena stratifikasi di laut lebih stabil dibandingkan di atmosfer. Masa udara di atmosfer juga lebih bouyant (memiliki daya apung tinggi) dibandingkan masa air laut. Oleh karena itu, di laut proses adveksi memberikan dampak yang lebih kuat daripada konveksi. Hal ini dapat dilihat apabila kita membuat

hubungan antara perubahan suhu muka laut yang disebabkan oleh aliran arus air. Gambar 3.5. Ilustrasi kolom air laut dimana terjadi perpindahan masa dan suhu secara adveksi (Aldrian 2003).

Aliran arus laut akan membawa perubahan suhu kolom udara yang dilewatinya. Hal ini karena proses adveksi arus laut membawa suhu baru yang bercampur pada daerah yang dilaluinya. Setelah terjadi perubahan suhu laut di kolom air tersebut, maka akan segera merubah 35


suhu di permukaan laut. Dengan pergantian suhu muka laut akibat aliran konveksi maka akan terjadi dinamika di lautan. Aliran arus laut dari peristiwa adveksi sendiri diakibatkan oleh tekanan angin permukaan yang mendorong aliran horizontal atau adveksi tersebut (Gambar 3.5). Hasil simulasi dari model menunjukkan adanya perbedaan waktu sekitar 3 bulan antara aliran adveksi dan perubahan suhu pada kolom air yang dilewatinya. Dari perubahan suhu pada kolom air, terdapat perbedaan 0.5 - 1 bulan untuk merubah suhu permukaan laut. Hasil dari simulasi wilayah Maluku Utara tersebut menunjukkan adanya pengaruh

dari pola monsunal yang diartikan adanya perubahan fluks dalam lag waktu 3 bulan akibat fluktuasi sinusoidal (Gambar 3.6). Gambar 3.6. Variabilitas dari arus permukaan laut di daerah Maluku Utara, menunjukkan berbagai komponen budget dari pergerakan horizontal (adveksi), perubahan energi di kolom air dan perubahan suhu muka laut di permukaan (Q_{surf} dxdy, Aldrian 2003).

3. 9. GELOMBANG GRAVITASI DI ATMOSFER DAN DI LAUTAN Apabila gelombang horizontal mengalir baik di laut maupun di 36


atmosfer dan terbentur pada sebuah bukit atau gunung, maka gelombang tersebut akan terpecah di balik bukit dari arah datangnya. Gelombang yang tercipta di balik bukit seringkali disebut sebagai gelombang gravitasi karena gelombang itu terbentuk akibat gaya gravitasi bumi yang mempengaruhi perjalanan gelombang tersebut. Di atmosfer, gelombang gravitasi dapat menjadi pusat pertumbuhan awan daerah bayangan hujan, sementara di laut dapat menggangu dinamika lautan dan membentuk gelombang besar pada kedalaman tertentu. Salah satu penyebab lain adanya gelombang gravitasi di laut adalah saat gelombang di laut dalam melewati celah lembah yang sempit dan dangkal. Setelah keluar dari celah ini, maka akan tercipta gelombang tersebut. Pada dasarnya gelombang ini tidak terasa di permukaan tetapi pada laut dalam akan terasa berlipat-lipat akibat dari menjalarnya gelombang secara vertikal dan tumbuh menjadi besar. Gelombang gravitasi sejenis ini sangat ditakuti terutama bagi kapal selam yang mengarungi lautan dalam. 3.10. ALIRAN PERPUTARAN LAUT LINTAS SAMUDRA (THE GREAT CONVEYOR BELT) DAN ARLINDO Walapun dinamika di lautan yang mendorong arus laut lebih banyak terbentuk oleh angin lokal. Tetapi akibat bentuk morfologi atau rupa muka bumi maka lautan juga memiliki arus laut yang terbentuk akibat tekanan dari morfologi dasar laut. Arus yang terbentuk lebih karena tekanan di dalam laut ini menyebabkan adanya aliran yang mengitari bumi. Arus yang ditemukan sebagai hasil utama dari proyek penelitian Wolrd Ocean Circulation Experiment (WOCE) sekitar dekade 90an dikenal dengan arus perputaran sabuk dunia atau the Great Ocean Conveyor Belt (Gambar 3.7). Arus ini mengalir di permukaan dari 37


Samudra India menuju Samudra Atlantik, lalu berputar di Atlantik bagian utara sekitar pulau Greenland dan masuk ke laut dalam (the North Atlantic over turning) ke Atlantik Selatan dan mengalir menuju Samudra Pasifik Utara dan sebelah barat Samudra Indonesia (Indian Ocean) dimana arus ini akan menyembul di sana. Arus menyembul yang merupakan gejala upwelling terbesar ini membawa arus dingin dari laut dalam dan menjadi sumber nutrisi serta konsentrasi karbon ke permukaan setempat. Arus laut di Samudra Pasifik yang merupakan samudra terluas akan mengalir ke arah barat akibat dari tekanan momentum akibat perputaran bumi pada rotasinya ke arah timur. Prinsip serupa terlihat pada arah angin pasat akibat tekanan gaya serupa dan gaya coriolis yang mengarahkannya ke barat. Arus muka air laut di daerah Pasifik yang mengalir ke barat ini akan berkumpul di daerah ekuator sekitar daerah kolam hangat (warm pool) atau sebelah utara Pulau Papua. Karena tempat ini merupakan tempat mengumpulnya arus permukaan yang notabene hangat akibat radiasi matahari maka panas yang terbawa arus laut ini akan mengumpul dan menciptakan daerah yang lebih hangat dari sekitarnya atau kolam hangat. Selain menciptakan kolam hangat, arus yang mengumpul tersebut juga akan menumpuk sehingga menciptakan tinggi muka laut yang lebih tinggi di bandingkan di Samudra Indonesia dan menimbulkan tekanan geostrofis. Akibatnya akan terjadi aliran arus lintas Indonesia. Penumpukan massa air laut di daerah warm pool menyebabkan tekanan geostropis (tekanan akibat perbedaan tinggi muka laut) antara samudra Pasifik dengan samudra Indonesia. Akibatnya arus dari samudra Pasifik kemudian kembali mengalir menuju samudra Indonesia melalui kepulauan benua maritim. Arus yang mengalir melewati 38


kepulauan Indonesia ini disebut sebagai Arus Lintas Indonesia atau Arlindo yang polanya sangat persisten atau terus menerus (Gambar 3.8). Masa air yang dibawa oleh Arlindo ini adalah masa air hangat yang terkumpul di kolam air hangat di sebelah utara Pulau Irian. Daerah kolam hangat (warm pool) terbentuk karena pengumpulan arus muka laut yang relatif hangat. Variabilitas aliran masa laut ini kurang dipengaruhi oleh gejala lokal, tetapi untuk fenomena regional seperti aliran Kelvin wave dari Samudra India serta gejala El Niño, variabilitas dari aliran ini cukup terganggu terutama hingga lapisan termoklin. Aliran arus laut lintas Indonesia ini dari Samudra Pasifik terutama melewati Selat Makassar dan menuju Selat Lombok dan Selat Ombai dekat Pulau Timor. Selain itu juga mengalir lewat Selat Lifamatola antara Maluku Utara dan Sulawesi

Tengah dan juga mengalir melewati Selat Ombai setelah melalui Laut Banda. Gambar 3.7. Arus perputaran sabuk dunia (the Great ocean conveyor

39


belt) yang mengitari bumi dalam ± 2000 tahun. Arus permukaan masuk ke dalam di Atlantik utara, sementara arus dalam menyembul di barat samudra Indonesia (Indian Ocean) dan utara samudra Pasifik.

Gambar 3.8. Arus utama dari arus lintas Indonesia dengan nilai satuan aliran persatuan waktu yaitu Sv (juta m3/detik) berdasarkan nilai rerata tahunan (Gordon, 2005).

Sebagaimana akan di paparkan pada Bab berikutnya, arus lintas 40


Indonesia ini sangat mengendalikan sistim iklim di daerah Indonesia bagian timur terutama akan dampak dari fenomena regional di daerah Pasifik yaitu ENSO. Hal ini dapat mudah dimengerti karena sinyal perubahan laut yang terjadi di daerah Pasifik akan dengan mudah terbawa oleh arus lintas Indonesia. Akibatnya akan terlihat pengaruh langsung terhadap iklim di benua maritim. Pengendali lain yang mempengaruhi daerah ini hanya sifat monsunal dari arus laut. Sifat monsunal juga mempengaruhi dari sistem dampak dari ENSO terhadap benua maritim Indonesia. Dengan kuatnya pengaruh ENSO terhadap iklim Indonesia, deteksi dini dari ENSO diharapkan datang dari informasi yang dibawa oleh arus lintas ini. Selain itu lautan membawa sinyal yang jauh lebih stabil di bandingkan oleh sinyal yang dibawa oleh atmosfer yang cuma bertahan relatif lebih singkat. Diperlukan studi yang lebih seksama lagi dimana dapat dilakukan pemantauan perubahan arus laut baik suhu, tinggi muka laut atau salinitas untuk dapat mendeteksi sedini mungkin kedatangan gejala El Niño yang menimbulkan dampak negatif terutama bagi pertanian dan kebakaran hutan.

Pertanyaan: 1. Bagaimana distribusi evaporasi dan hujan dari daerah tropis hingga ke kutub, terangkan mengapa? 2. Bagaimana struktur di daerah perbatasan laut dan atmosfer untuk salinitas dan temperatur, serta hubungan dengan atmosfer. 3. Terangkan terbentuknya pergerakan Ekman? 4. Bagaimana tingkat salinitas di lautan dipengaruhi oleh aktivitas di 41


atmosfer? 5. Apa peran inversi di atmosfer dan peran isotherm di lautan. 6. Bagaimana tingkat salinitas di lautan dipengaruhi oleh aktivitas di atmosfer? 7. Bagaimana pengaruh gaya coriolis terhadap pergerakan siklon di bumi belahan utara dan selatan? Apa akibatnya bila bumi itu berbentuk silinder dan bukan bulat bundar? 8. Akibat sifat geostropis laut maka terjadi arlindo dari Samudra Pasifik menuju Samudra Indonesia, apakah mungkin terjadi sebaliknya dimana arus lintas mengalir dari Samudra Indonesia menuju Samudra Pasifik, mengapa?

42

BAB 4

IKLIM INDONESIA 4. 1. SIFAT IKLIM DAERAH TROPIS Seperti telah diuraikan pada Bab terdahulu, iklim daerah tropis ditandai dengan tingginya curah hujan dan evaporasi dimana untuk wilayah Indonesia curah hujan lebih tinggi daripada evaporasi. Akibat dari kedua proses tersebut, daerah tropis memiliki tutupan awan yang tinggi yang mengakibatkan rendahnya jumlah radiasi di permukaan. Sebenarnya jumlah radiasi dalam bentuk energi gelombang pendek terbanyak diterima di daerah tropis. Akan tetapi tutupan awan menghalangi radiasi masuk. Selain itu awan berfungsi sebagai cermin dimana nilai albedo yang sangat kecil sehingga jumlah radiasi yang dipantulkan oleh awan sangat tinggi dan hanya lebih kecil daripada tutupan es di daerah kutub. Karena pesatnya proses curah hujan dan evaporasi, maka daerah tropis merupakan daerah yang paling lembab di muka bumi, terutama daerah tropis yang berada diatas pulau. Hal ini karena pulau-pulau berfungsi sebagai pusat aktivitas konveksi atau pusat pertumbuhan awan terutama di daerah pesisir. Untuk lautan, kuatnya proses hujan dan evaporasi mengakibatkan daerah tropis memiliki nilai salinitas yang rendah terutama pada waktu musim hujan dimana terdapat tambahan kontribusi besar dari aliran sungai dari daratan. Perbedaan nilai salinitas antara puncak musim hujan dan puncak musim kering tidak terlalu drastis jika dibandingkan oleh perbedaan 43


suhu muka laut. Meskipun demikian perbedaan suhu muka laut di daerah tropis tidak sedemikian besar dibandingkan dengan daerah non tropis. Perbedaan terbesar dari rentang normal untuk suhu muka laut lebih disebabkan oleh faktor luar seperti cold surge di Laut Cina Selatan pada bulan Januari hingga Maret, ENSO atau Indian Dipole. Meskipun perbedaan suhu muka laut maksimum dan minimum tidak terlalu besar, tetapi pengaruh terhadap jumlah curah hujan sangat besar. Peningkatan suhu muka laut sedikit dapat mengakibatkan besarnya suplai uap air yang mendorong tingginya curah hujan. Dapat dikatakan, daerah tropis berada di ambang kritis suhu muka laut yang mendorong curah hujan maksimum dan minimum. Karena faktor luar sangat tidak dominan, seperti siklon tropis, maka pengaruh perubahan suhu muka laut terhadap curah hujan lebih dominan. Sebagai hasilnya kemampuan perubahan atau peramalan cuaca dan iklim di daerah tropis jauh lebih baik untuk skala bulanan hingga semi tahunan dibandingkan untuk skala harian hingga bulanan. Selain tingginya nilai curah hujan dan evaporasi, daerah tropis ditandai dengan lemahnya angin permukaan dan tingginya tekanan udara permukaan. Perubahan tekanan udara juga relatif kecil dibandingkan skala perubahan waktu sehingga sulit terjadi pembentukan angin kencang. Hal yang terakhir ini juga didukung oleh lemahnya gaya coriolis bumi di daerah tropis yang menyebabkan tidak mungkinnya di daerah tropis terbentuk atau menjadi lintasan siklon tropis. Daerah yang bebas siklon tropis biasanya terletak diantara 10 LU dan 10 LS. Meski tidak menjadi tempat tumbuh dan lintasannya, daerah tropis mendapat pengaruh dari siklon tropis yang lewat pada ekornya. Biasanya hal ini menyebabkan angin kencang dan curah hujan tinggi di daerah ekor siklon. Sedangkan daerah yang jauh dapat mengalami kekurangan awan karena tertarik kedaerah siklon. 44

BAB 4 - IKLIM INDONESIA

Angin permukaan untuk daerah tropis umumnya lemah, hal ini berlawanan dengan angin pada level atas yang umumnya relatif kencang. Salah satu penyebab lemahnya angin permukaan adalah karena kecilnya perbedaan tekanan udara permukaan di daerah tropis. Pada musim hujan, akibat kuatnya suplai udara basah dan konveksi udara, sirkulasi angin kencang pada level atas terganggu sehingga angin pada level tersebut lebih lemah daripada pada musim kemarau. Lemahnya angin permukaan di daerah tropis membawa konsekuensi lemahnya sirkulasi arus laut di daerah tropis jika dibandingkan dengan daerah non tropis. Pengaruh faktor luar dapat merubah ini. Seperti contohnya arus lintas Indonesia yang konsisten selalu mengalir dari Samudra Pasifik ke Samudra India melewati benua maritim Indonesia. Arus ini mengalir lebih bukan karena pengaruh angin permukaan tetapi karena tekanan masa air permukaan di daerah kolam hangat (warm pool) disebelah utara Pulau Irian. Meskipun angin permukaan lemah, tetapi pola tahunannya berubah ubah mengikuti pola monsun, sehingga pola sirkulasi arus laut Indonesia secara umum dapat diprediksi. 4. 2.

Pembagian Iklim Indonesia

Pola iklim Indonesia didominasi sifat monsunal karena pergerakan titik kulminasi matahari dari bumi belahan utara ke selatan dan sebaliknya dalam skala setengah tahunan (Gambar 4.1 dan 4.2). Hal ini mengakibatkan nilai kontras akumulasi hujan pada puncak musim hujan dan puncak kemarau. Sesuai dengan kriteria yang dikembangkan oleh Badan Meteorologi dan Geofisika (BMG), jika hujan diatas 150 mm, maka dikategorikan bulan basah, sebaliknya apabila curah hujan dibawah 150 mm per bulan akan disebut bulan kering. Meskipun dipengaruhi monsun, tidak semua daerah Indonesia memiliki pola iklim tahunan yang serupa (Gambar 4.3). Untuk daerah selatan Indonesia, 45


Gambar 4.1. Pergerakan tahunan musim hujan wilayah Indonesia

46


Gambar 4.2. Pola musiman angin dan hujan di wilayah Indonesia.

47


memiliki satu puncak hujan dan satu puncak kemarau. Sedangkan untuk daerah sebelah utaranya dapat memiliki dua puncak hujan dan dua puncak bawah. Pada daerah tengah dan utara Indonesia, terkadang disebut daerah iklim ekuatorial dimana tidak jelas nampak perbedaan puncak musim kemarau dan hujan pada pola tahunannya. Kedua puncak atas terjadi pada saat titik kulminasi matahari melewati daerah tersebut. Dan kedua puncak bawah terjadi pada saat titik kulminasi meninggalkan daerah tersebut. Puncak musim hujan terjadi pada saat pergantian tahun dan puncak musim kemarau pada pertengahan tahun. Wilayah Indonesia bagian selatan hanya memiliki satu puncak atas dan bawah karena pergerakan monsun berhenti di daerah tersebut. Hal ini karena di Samudra Indonesia sebelah selatan Kepulauan Indonesia tidak terdapat pulau-pulau lagi yang menjadi pusat konveksi.

Gambar 4.3. Pembagian wilayah Iklim Indonesia berdasarkan pola curah hujan tahunan dengan pola hujan tahunan (gambar inset). Pembagian wilayah adalah pola monsunal (A), pola semi monsunal atau ekuatorial (B) dan pola anti monsunal (C).

48


Selain variasi utara selatan, terdapat variasi barat timur pola iklim di wilayah Indonesia. Untuk wilayah bagian selatan, semakin ke timur maka musim kemarau akan semakin panjang. Hal ini dikarenakan lebih cepatnya pusat konveksi meninggalkan daerah tersebut mengikuti pola kulminasi matahari. Selain bergerak utara selatan, pergerakan suhu laut di wilayah maritim Indonesia sebenarnya juga bergerak dari arah barat laut tenggara. Sehingga daerah ini lebih banyak mengalami musim kemarau. Perkecualian dari pola iklim diatas terjadi di wilayah Maluku Utara dimana pola iklimnya bertolak belakang dari pola iklim monsunal umum wilayah lain Indonesia. Puncak dari musim hujan bukannya terjadi pada akhir tahun tetapi pada tengah tahun. Apabila diteliti lebih lanjut, ternyata anomali iklim ini lebih disebabkan oleh aliran arus laut di daerah tersebut (Gambar 4.4). Pada pertengahan tahun, arus laut hangat mengalir dari daerah kolam hangat di utara Pulau Irian masuk ke laut utara Maluku. Akibatnya daerah ini mengalami puncak musim hujan. Pada pertengahan tahun yang lain, arus laut dingin mengalir ke daerah ini dan menghambat pertumbuhan daerah konvektif di wilayah ini. Akibatnya pola iklim tahunan lebih diatur oleh pola arus laut permukaan dan menunjukkan pola kebalikan dan pola monsun umumnya. Arus laut yang bersifat bolak-balik di Kepulauan Maluku ini mengacu pada arus permukaan hingga lapisan termoklin pada kedalaman sekitar 200 m. Untuk arus dari arlindo pada kedalaman yang lebih tidak terlihat pengaruh sifat bolak-balik namun adalah pergerakan arus yang persisten dari Samudra Pasifik menuju Samudra Indonesia. Jauh sebelum era satelit pada akhir tahun 60an, telah dibuat studi mengenai sistem arus laut wilayah Indonesia oleh beberapa riset Belanda dengan proyek Snellius I dan Snellius II. Hasil dari proyek penelitian ini 49


Gambar 4.4. Pola arus laut tahunan di Indonesia timur pada muka laut.

50


Gambar 4.5. Arus laut wilayah sekitar Indonesia pada bulan Juni (atas) dan Desember (bawah) menurut Wyrtki (1961).

51


dapat dilihat pada laporan Naga Report oleh Wirtky (1961) sebagaimana terlihat di Gambar 4.5. Hasil laporan Naga tersebut tidak jauh berbeda dengan gambaran arus hasil keluaran model pada gambar sebelumnya. Hal ini karena apa yang digambarkan lebih pada komponen iklim tahunan yang secara klimatologis tidak berubah. Hingga saat ini Naga Report masih menjadi acuan utama dari beberapa studi kelautan wilayah Indonesia baik untuk observasi maupun dalam pemodelan arus laut. 4. 3. KOMPONEN IKLIM INDONESIA Meskipun tidak pernah disebut secara eksplisit pada berbagai penelitian terdahulu apa yang menjadi komponen pembentuk iklim Indonesia, berikut ini adalah beberapa komponen iklim utama yang membentuk variabilitas iklim Indonesia disarikan dari beberapa penelitian terdahulu.  Pergerakan utara selatan ITCZ  Arus Lintas Indonesia (Arlindo)  Aktivitas El Niño Southern Oscillation  Indian Dipole Mode  Indian Summer Monsoon  Cold Surge (seruak dingin) dan cross equatorial advection  Variabilitas Intra Seasonal (MJO), gelombang Easterly Kelvin dan equatorial jet  Proses adveksi dan konveksi lokal  Angin darat dan laut serta variabilitas diurnal  Siklon tropis

52


 Variabilitas pada frekuensi lain seperti: osilasi quasi biennial, variabilitas dekade dan skala panjang perubahan iklim. 4. 4. MONSUN DAN ITCZ Monsun adalah fenomena iklim global dimana terjadi perubahan iklim di atmosfer dan laut. Penyebab utama dari fenomena ini adalah pergerakan titik kulminasi matahari terhadap bumi yang bergerak utara selatan dan terciptanya kontras tekanan dan suhu antara benua dan samudra. Fenomena monsun selain mengikuti fungsi kulminasi matahari juga mengikuti pola garis pantai karena pada daerah tersebut terjadi pusat-pusat konveksi dan juga diakibatkan oleh pola kontras antara benua dan samudra. Sehingga pergerakan daerah fenomena monsun tidak murni bergerak arah utara selatan. Untuk wilayah Indonesia terjadi pergerakan masuk dan keluarnya monsun dari barat laut menuju tenggara. Hal ini dikarenakan mengikuti posisi benua dan samudra yang mengapit wilayah benua maritim.

Gambar 4.6. Peta daerah monsun muka bumi berdasarkan definisi dari

53


Ramage 1971.

Pergerakan titik pusat konveksi membawa akibat daerah pumpunan awan konvektif lintas benua yang dikenal dengan istilah Inter Tropical Convergence Zone (ITCZ, daerah konvergensi lintas tropis). Daerah ini memiliki ciri, tempat kumpulan awan, tempat bertemunya angin pasat timur laut dan tenggara dan daerah dengan suhu muka laut maksimum. Tempat bertemunya kedua angin pasat ini ditandai dengan angin arah timuran sekaligus merupakan daerah konvergensi yang disebut sabuk ITCZ. Kontras antara Benua Asia dan Australia yang semakin memperkuat pergerakan utara selatan dari ITCZ. Apabila salah satu benua tersebut tidak ada maka pergerakan utara selatan dari ITCZ akan tidak sekuat yang terjadi selama ini. Jikalau kita perhatikan wilayah monsunal lain di muka bumi (Gambar 4.6) maka jelas sekali posisi daerah monsun yang mengikuti garis pantai dari benua. Apabila tidak terdapat benua Australia maka pergerakan monsun di benua maritim Indonesia tidak akan mencapai wilayah selatan Indonesia. Selain itu juga diamati bahwa musim penghujan di wilayah selatan Indonesia jauh lebih pendek daripada musim penghujan di sebelah utara Indonesia karena wilayah selatan adalah wilayah puncak selatan dari pergerakan ITCZ. Sedangkan wilayah tengah dan utara mengalami dua kali dilewati oleh ITCZ sehingga memiliki sifat curah hujan tahunan dua puncak. Sifat lebih pendeknya musim penghujan di wilayah selatan juga dikarenakan oleh sifat masuk dan keluarnya ITCZ ke wilayah Indonesia dari barat laut menuju tenggara dan sebaliknya yang mengikuti kontras sebaran benua dan samudra. Definisi monsun menurut Khromov (1957) daerah monsun 54


merupakan daerah dimana arah angin yang dominan berbalik arah paling sedikit 120° antara bulan Januari dan Juli. Januari adalah maksimum musim dingin di belahan bumi utara (BBU) dengan suhu rata-rata terendah di BBU dan Juli adalah maksimum musim panas dengan suhu rata-rata tertinggi di BBU. Ramage (1971) memberikan definisi monsun dengan menambahkan kriteria kekuatan angin (wind strength) dan mengidentifikasi daerah-daerah yang meliputi Afrika, Asia, dan Australia sebagai daerah yang memenuhi kriteria angin yang berbalik arah dan kriteria hujan monsun. Definisi modern dari monsun sebagaimana yang diusulkan oleh Wang et al. (2001) memakai sifat kontras antar benua dan samudra. Prinsip ini dipakai Wang et al. (2001) untuk definisi indeks dari Monsun India yaitu memakai dua kotak aliran angin zonal pada ketinggian level 850 hPa di tengah sub kontinen India dan di laut Arab atau sebelah barat laut Samudra Indonesia. Untuk wilayah Indonesia, hingga saat ini belum ada definisi indeks monsun yang dipakai, salah satu penyebabnya adalah ada beberapa tipe monsunal di benua maritim dan sifat lokal yang sangat mempengaruhi variabilitas iklim akibat orografis dan rupa bumi. Pergerakan arus laut yang diakibatkan oleh pola monsunal yang mengikuti titik kulminasi matahari menyebabkan perubahan distribusi ikan pada kedua musim tersebut. Perubahan di laut juga terjadi karena penurunan suhu laut permukaan pada musim kemarau yang mengakibatkan beberapa jenis ikan dalan naik ke level kedalaman laut yang lebih tinggi. Pada waktu musim kemarau lautan jauh lebih tenang sehingga mengakibatkan tingkat turbiditas yang rendah. Sifat terakhir ini lebih disukai oleh ikan-ikan di lautan sehingga potensi tangkap di musim kemarau lebih tinggi dibandingkan di musim hujan.

55


4. 5. ENSO El Niño Southern Oscillation (ENSO) adalah sebuah fenomena interaksi laut atmosfer yang berpusat di wilayah ekuatorial Samudra Pasifik (Philander, 1983, 1990). El Niño sendiri berarti bayi laki-laki dalam bahasa Peru (Spanyol) karena puncak dampak yang dirasakan di wilayah tersebut terasa pada saat mendekati Natal atau akhir tahun dengan matinya banyak ikan di laut lepas Pantai Peru. Dampak dari fenomena ini terasa secara global. Osilasi dari fenomena ini membawa dua fenomena yaitu El Niño dan La Niña, yaitu berhubungan berturut-turut dengan fase hangat dan dingin di wilayah ekuator Pasifik. Secara normal terdapat kolam hangat (warm pool) di sebelah utara Pulau Papua yang merupakan tempat berkumpulnya arus permukaan dari aliran sabuk dunia sebelum dihantar melalui arlindo melalui wilayah benua maritim menuju Samudra Indonesia. Kolam hangat ini juga tempat sirkulasi Walker dimana terjadi pengangkatan masa udara (convection center). Pada saat El Niño, terjadi perpindahan daerah warm pool menuju ke timur daerah ekuator Pasifik dan meninggalkan daerah subsidensi (berlawanan dengan daerah konveksi) di utara Irian. Daerah warm pool mendingin dan dengan arlindo membawa arus dingin ke benua maritim yang juga menyebabkan kekeringan akibat terhambatnya penguapan akibat dinginnya laut. Gejala sebaliknya pada saat La Niña terjadi lebih penghangatan di daerah warm pool. Penumpukan massa air di daerah warm pool tersebut menyebabkan aliran geostropis massa air dari Samudra Pasifik menuju Samudra Indonesia melalui Indonesia yang dikenal sebagai arus lintas Indonesia (arlindo). Penumpukan di warm pool tersebut menyebabkan ketinggian muka laut di daerah warm pool di atas daripada di Samudra 56


Indonesia. Penumpukan panas di permukaan membawa implikasi pada penumpukan panas di bawah permukaan yang menebalkan lapisan termoklin di daerah warm pool (Gambar 4.7). Pada saat El Niño terjadi perpindahan massa air hangat ke timur di permukaan dan di bawahnya, sehingga terjadi perubahan lapisan termoklin yang menipis di daerah barat Samudra Pasifik dan massa air hangat mengalir ke timur. Penyebab utama aliran massa air hangat ke timur hingga saat ini belum diketahui

tetapi kemungkinan akibat perbedaan gradien suhu dan energi akibat 57


penumpukan energi di daerah warm pool dibandingkan dengan di Pasifik tengah. Gambar 4.7. Perubahan tinggi muka laut dan kedalaman termoklin akibat angin pasat tenggara dan sewaktu terjadi El Niño

Gambar 4.8. Anomali curah hujan Indonesia (dalam %) pada saat El Niño memakai analisa komposit tahun El Niño antara 1960 - 1993 (Aldrian, 2003).

Menurut analisa Aldrian dan Djamil (2007) terhadap curah hujan wilayah Jawa Timur, ditemukan bahwa pengaruh ENSO merupakan sinyal terkuat kedua setelah monsun. Hal ini dapat dipahami karena kuatnya pengaruh ENSO terhadap iklim wilayah Indonesia disebabkan oleh kuatnya pengaruh wilayah warm pool dan arlindo terhadap iklim benua maritim. Selanjutnya penelitian dari Aldrian et al. (2007) juga 58


menemukan bahwa model iklim global berkinerja baik untuk wilayah Indonesia pada saat tahun tahun ENSO. Diluar tahun tahun ENSO kinerja model iklim menurun drastis. Dampak utama selain kekeringan yang terasa di Indonesia adalah maraknya kebakaran hutan dan gangguan suplai air permukaan yang dirasakan pada beberapa waduk utama di Indonesia. Gambar 4.9. Anomali curah hujan Indonesia (dalam %) pada saat La Niña memakai analisa komposit tahun La Niña antara 1960 1993 (Aldrian, 2003).

Fenomena monsun adalah gejala alam umum yang terjadi pada skala waktu tahunan di Indonesia. Variasi pola umum ini berubah akibat proses pemanasan global atau karena fluktuasi gejala ENSO. ENSO adalah fenomena global laut atmosfer yang memiliki dampak global terhadap iklim di muka bumi. Gejala ENSO membawa implikasi laut 59


Indonesia lebih dingin pada kejadian El Niño dan lebih hangat pada kejadian La Niña. Akibatnya terjadi peningkatan jumlah hujan pada tahun La Niña dan penurunannya pada tahun El Niño (Gambar 4.8 dan 4.9). Untuk wilayah Indonesia, akibat pola monsunal yang mengatur pola sirkulasi arus laut permukaan, pengaruh El Niño dan La Niña ternyata dibatasi hanya pada musim kemarau. Karena pada musim inilah arus laut dari Pasifik mengalir masuk ke wilayah Indonesia (Gambar 4.4) dengan implikasi perubahan akibat kedua fenomena global tersebut.

Sedangkan pada musim hujan pengaruh dari kedua fenomena global tersebut dihambat oleh tidak mendukungnya pola arus laut, dimana pola arus permukaan menuju keluar wilayah Indonesia. Berdasarkan kriteria di atas, maka pengaruh El Niño akan lebih memperburuk iklim Indonesia karena pengurangan jumlah hujan terjadi pada puncak musim kemarau, sedangkan La Niña lebih bukan merupakan bencana karena 60


terjadi juga di musim kemarau yang tidak terlalu kering. Gambar 4.10. Beberapa proses di atmosfer saat terjadinya El Niño

4. 6. SERUAK DINGIN (COLD SURGE) Pengaruh arus laut terhadap pola iklim tahunan juga terjadi pada wilayah lainnya. Pada bulan Januari hingga Maret, di wilayah laut Cina Selatan terjadi peristiwa cold surge (seruak dingin) dimana arus laut dingin mengalir dari sebelah utara dan membawa akibat penurunan curah hujan secara drastis di wilayah ini. Apabila cold surge tidak terjadi, daerah ini akan mengalami pola ekuatorial seperti daerah lainnya. Dengan adanya cold surge ini, wilayah sekitar laut Cina Selatan tersebut akan mengalami perbedaan pola curah hujan yang mencolok pada bulan bulan sekitar kejadi cold surge. Cold surge terjadi karena di Siberia pada puncak musim dingin (winter) memiliki tekanan udara yang tinggi. Tekanan udara tinggi ini mendorong aliran angin permukaan ke selatan yang mendorong aliran arus ke selatan. Aliran arus laut permukaan ini bersifat dingin karena di bumi belahan utara sedang mengalami puncak musim dingin.Dari uraian di atas kita melihat peranan laut dalam membentuk pola iklim di wilayah Indonesia dan berfungsi sebagai interaksi laut atmosfer. Saat ini untuk menentukan indeks cold surge dipakai kondisi cuaca di Hongkong. Cold surge dikatakan sampai di Hongkong apabila: 1) Suhu di Hongkong turun 5 ºC atau lebih selama 24 jam. 2) Angin meridional minimal 10 knot / 5 ms-1. 3) Beda tekanan udara di 30 ºLU - 115 ºBT dan Hongkong sama dengan 61


atau lebih besar dari 10 mb. Beberapa dampak dari penjalaran cold surge ke wilayah Indonesia adalah kebakaran hutan di Propinsi Riau, penundaan atau tekanan ITCZ ke wilayah selatan yang sering mengakibatkan banjir di wilayah Sumatera Selatan serta banjir di Jakarta apabila cold surge diserta oleh fase aktif MJO (diterangkan kemudian) dan sebuah vorteks di barat daya Jawa.

Gambar 4.11. Contoh penjalaran dari sebuah episode cold surge antara tanggal 18 dan 30 Desember 1999 berdasarkan angin meridional. Gambar menunjukkan pergerakan setiap dua harian pada level ketinggian 925mb (Aldrian dan Utama 2007).

62


4. 7. DIURNAL, MJO, INTERANNUAL Selain faktor tahunan tersebut, pola iklim Indonesia juga dipengaruhi oleh faktor-faktor non tahunan seperti pada frekuensi yang lebih tinggi seperti harian intraseasonal dan frekuensi rendah seperti faktor inter tahunan. Wilayah tropis memiliki ciri faktor harian yang kuat karena tidak adanya perbedaan suhu permukaan dan tekanan yang besar antar selang waktu berbeda. Konsekuensinya adalah sirkulasi angin permukaan yang lemah di daerah ini. Kekurangan dari faktor angin permukaan yang lemah akan menyebabkan kuatnya pengaruh angin lokal seperti angin darat dan laut, angin lembah dan gunung dan angin danau. Angin angin ini ditambah dengan besarnya perbedaan radiasi matahari menyebabkan dominannya faktor harian diurnal. Faktor diurnal merupakan perbedaan antara siang dan malam akibat kondisi lokal di atas. Untuk skala intra seasonal atau antara 30 - 90 hari, terdapat dominasi pengaruh pergerakan daerah konveksi dari Samudra India ke arah timur. Pergerakan variabilitas intra seasonal ini membawa akibat daerah hujan yang tinggi pada daerah yang dilaluinya. Variabilitas atau osilasi intra seasonal ini dikenal dengan istilah Madden Julian Oscillation sesuai nama pencetusnya (Madden dan Julian 1994). Pergerakan MJO lebih mengikuti keberadaan ITCZ, yaitu ke daerah selatan pada waktu puncak musim hujan dan ke arah utara pada waktu puncak musim kemarau. Fenomena MJO akan dibahas lebih lanjut pada Bab berikutnya. Pengaruh dari osilasi inter-tahunan lebih terjadi pada skala panjang seperti 2 tahunan (osilasi biennial) akibat perubahan atmosfer atas, 11 tahunan akibat perubahan aktivitas matahari, osilasi dekadal 63


skala antara 10 hingga 30 tahunan dan lebih panjang lagi akibat perubahan iklim global karena proses pemanasan di muka bumi.

Pertanyaan: 1. Monsun terjadi karena kontras antara benua dan samudra. Andaikan bumi merupakan planet aqua atau planet tanpa daratan, seperti apa pergerakan utara selatan dari ITCZ? 2. Bagaimana peran benua Australia terhadap sifat monsun benua maritim Indonesia. 3. Dengan keberadaan dua benua dan dua samudra sekitar wilayah benua maritim, apakah mungkin terjadi kekeringan panjang diatas tahunan di benua maritim Indonesia? 4. Dengan keberadaan dua benua dan dua samudra sekitar wilayah benua maritim, apakah dampak pemanasan global yang dapat terjadi? 5. Mengapa dampak ENSO hanya terasa di musim kemarau? 6. Meskipun pergerakan equinoks matahari adalah utara selatan, tetapi pola masuk musim di Indonesia lebih bersifat dari barat laut menuju tenggara. Apa penyebab perbedaan ini?

64

BAB 5

PROSES INTERAKSI LAUT UDARA LOKAL 5. 1. BAGAIMANA INTERAKSI TERJADI Lapisan batas antara laut dan atmosfer sangat dinamis. Materi dan energi secara terus menerus di transfer antara kedua media ini dalam dua arah. Kopling antara angin dengan muka laut akan menggerakkan gelombang dan arus. Udara di atas laut akan memperoleh atau kehilangan panas dari laut tergantung pada perbedaan suhu antara muka laut dan lapisan udara di atasnya. Air laut menguap ke atmosfer dan uap air di atmosfer akan berkondesasi membentuk kabut, awan, dan hujan yang mengembalikan massa air ke lautan. Interaksi antara laut dan atmosfer terjadi di permukaan air laut dengan terjadinya perpindahan energi, massa air, momentum, dan partikel gas yang menyertainya. Proses fundamental yang menghubungkan laut dan atmosfer adalah input energi ke laut dari angin, perpindahan massa air (water flux) yaitu hujan dikurangi evaporasi dan net surface heat flux (energy flux). Kesemua proses ini terjadi pada skala mikro level molekul. Akhir dari proses interaksi ini adalah pengetahuan bagaimana proses mikro tersebut berpengaruh terhadap lapisan turbulen laut atau lapisan campur (mixing layer) laut dan lapisan batas atmosfer yang juga dipenuhi oleh turbulensi. Selanjutnya proses tersebut berpengaruh terhadap lapisan termoklin dan laut dalam serta lapisan atmosfer bebas melalui proses konveksi di laut dan atmosfer. Lebih 65


lanjut lagi pada skala regional dan global proses ini memberikan pengaruh pada daerah lain yang jauh tetapi dihubungkan dengan proses tele-connection yang dibantu sirkulasi di atmosfer atau di laut.

Gambar 5.1. Proses pembentukan butir uap air dari laut (a) dan pengangkatan orografis di darat (b) serta pembentukan jalur awan (c)

Proses interaksi laut atmosfer diawali oleh penyerapan energi radiasi matahari oleh angin. Radiasi matahari menyebabkan perbedaan tekanan udara yang membawa akibat perpindahan masa udara dari 66

BAB 5 - PROSES INTERAKSI LAUT UDARA LOKAL

tekanan tinggi menuju ke daerah tekanan rendah. Sebagaimana pertama diungkap oleh Charnock (1951) bahwa hanya sebagian kecil energi radiasi yang dibawa angin dipindahkan ke permukaan laut, tetapi arus laut yang terbentuk akibat angin menentukan daerah laut mana yang memberikan kembali energi dari laut ke atmosfer dalam bentuk suplai uap air dan pembentukan awan (Gambar 5.1). Distribusi awan-awan inilah yang kemudian menentukan distribusi radiasi matahari di muka bumi akibat proses penyerapan dan pemantulannya (albedo). Pada akhirnya kembali lagi menentukan arah dan kecepatan pergerakan angin di permukaan. Radiasi matahari yang terserap di permukaan laut sendiri tersimpan dalam bentuk suhu laut terutama pada lapisan beberapa meter paling atas. Apabila ada tekanan angin, maka molekul air laut mulai bergerak melakukan perpindahan dan distribusi suhu laut baru secara horizontal dan vertikal mencapai kedalaman termoklin (sekitar 200 meter). Perbedaan suhu permukaan laut inilah yang menentukan daerah mana yang terjadi penguapan lebih kuat dibandingkan daerah lainnya. Sehingga dapat dikatakan bahwa secara intrinsik laut dan atmosfer berhubungan secara interaksi dua arah (coupling). Proses yang secara prinsip secara sederhana dan gamblang ini tidak demikian pada kenyataan di permukaan dimana sangat tergantung pada variabilitas dan distribusi spatial dan temporal yang ada. Sehingga kita tidak mengetahui secara pasti berapa energi yang terdistribusi pada keduanya. Beberapa hal penting yang hingga kini masih menjadi masalah besar bagi proses interaksi laut atmosfer adalah penyebab distorsi terhadap aliran massa air dan udara. Untuk mengatasi masalah ini dilakukan pengukuran di laut terbuka yang dicoba dengan teknologi inderaja satelit dan hubungan dari pengukuran di satu titik dengan situasi regional (point to spatial distribution). Meskipun demikian daerah tidak terukur (blank spot) tetap menjadi masalah utama karena proses interaksi 67


terjadi secara lokal dan dalam skala mikro fisis dimana kadangkala peristiwa lokal tersebut sedemikian dominan dalam pembentukan proses yang lebih luas. Secara global distribusi proses interaksi laut atmosfer tergantung pada posisi lintang di bumi dan titik kulminasi matahari saat terjadinya proses. Seperti dijelaskan sebelumnya pada distribusi aliran masa air yang memiliki ketergantungan pada posisi lintang dimana pada daerah khatulistiwa lebih banyak terjadi hujan dibandingkan penguapan. Selain itu juga radiasi sebagai faktor sentral dari aliran energi juga sangat tergantung pada posisi kulminasi matahari atau pada musim dalam tahun berjalan. Dengan kata lain, daerah khatulistiwa adalah wilayah dimana proses interaksi laut dan atmosfer terjadi paling intensif. Khusus untuk wilayah benua maritim Indonesia yang terletak di khatulistiwa, peristiwa interaksi laut atmosfer akan menjadi lebih penting dalam hal prediksi dan pengendalian iklim skala regional. Hal khusus yang juga berperan penting pada benua maritim adalah distribusi pulau pulau kecil pada interaksi laut atmosfer dan sebaliknya. Permasalahan ini akan dibahas lebih detail pada Bab selanjutnya. 5. 2. PARAMETERISASI PROSES INTERAKSI Pengamatan berbagai parameter interaksi laut atmosfer secara global adalah sesuatu kemustahilan karena membutuhkan upaya dan biaya yang tidak terhingga. Salah satu cara adalah melakukan pendekatan agar proses yang diukur di suatu tempat dapat di interpolasikan dalam situasi regional memakai proses parameterisasi berdasarkan data in situ atau inderaja (Katsaros et al., 1994). Prinsip dasar yang dipakai adalah dapat menghubungkan fluks massa, gas dan energi di permukaan dengan kuantitas rata-rata parameter lain. Fluks 68


pada suatu area permukaan ditentukan oleh angin permukaan, suhu, kelembaban pada suatu titik di permukaan dengan memakai sebuah koefisien transfer (bulk transfer coefficients) dari energi, kelembaban dan momentum. Bulk parameterization saat ini dipakai dalam berbagai pemodelan arus laut dalam penyerapan energi, masa air dan momentum dari atmosfer. Parameterisasi mengalami hambatan terutama di daerah tropis dimana angin permukaan sangat rendah dan muka laut menjadi licin (Bradley et al. 1991; Miller et al. 1992). Bradley et al. (1991). Hasil perbandingan dari kerja Bradley et al. (1991) menunjukkan bahwa parameterisasi Liu et al. (1979) dapat bekerja baik dibawah kecepatan angin 4 m/det pada daerah barat Samudra Pasifik. Dalam hal ini terjadi modifikasi faktor gust pada formulasi umumnya. Parameterisasi juga membutuhkan estimasi dari suhu tepat permukaan (skin temperature) di laut yang biasanya tidak tersedia. Hasil pengukuran satelit biasanya berkurang akurasinya di daerah tropis akibat terserapnya radiasi gelombang panjang oleh kandungan uap air di atmosfer. Pengukuran dengan kapal riset juga biasanya mengukur pada ketinggian 2m di atas muka laut yang harus dikoreksi dengan suhu laut dan laju penguapan yang memproduksi skin efek. Lapisan uap air pada ketinggian permukaan hingga 2 m menyerap energi laten yang mengambil hingga setengah dari radiasi matahari di lapisan ini. Dua hal di atas menunjukkan faktor kesulitan utama menentukan parameterisasi di daerah tropis. 5. 3. GELOMBANG ANGIN DAN TEKANAN PERMUKAAN Gelombang angin dan tekanan permukaan menentukan perpindahan momentum dari atmosfer ke laut. Beberapa permasalahan 69


dalam hal ini adalah transfer koefisien dari tekanan permukaan ke momentum yang berhubungan dengan drag coefficient dan kondisi laut (Smith et al. 1992). Masalah selanjutnya adalah pengaruh perpindahan massa air, dalam hal ini hujan, terhadap momentum. Le Méhauté and Khangaonkar (1990) menunjukkan bahwa hujan yang terjadi pada kondisi tenang akan mengurangi gelombang angin, sebaliknya hujan yang terjadi pada kondisi angin kencang akan menambah momentum di laut. Masalah pada tekanan permukaan diakibatkan oleh terbentuknya lapisan muka laut (surface film) yang mengurangi dampak radiasi gelombang pendek dan aliran molekul gas sehingga mengurangi tekanan permukaan itu sendiri. Terakhir, tekanan permukaan juga dipengaruhi oleh pembentukan butiran halus (spray) molekul kecil uap air di permukaan laut yang menyerap energi laten (sensible heat flux) dan menganggu stabilitas tekanan permukaan disekitarnya. 5. 4. PERPINDAHAN MOLEKUL GAS Hingga saat ini diperkirakan sekitar setengah emisi CO2 di atmosfer diserap oleh laut. Sebaliknya lautan juga mengemisikan gas NO2 ke atmosfer. Erikson (1993) menunjukkan bahwa proses penyerapan CO2 oleh laut tergantung pada stabilitas termal di muka laut. Saat ini penyerapan CO2 oleh laut dianggap memainkan peran penting dalam siklus biogeokimia global dan proses pemanasan global. Berbagai proses perindahan gas lainnya saat ini juga menarik perhatian akibat semakin berkembangnya spesies gas yang berada di atmosfer bumi. Selanjutnya dipercaya bahwa kurangnya pemahaman akan proses perindahan gas ini menjadi salah satu faktor kesalahan parameterisasi proses interaksi. 70


5. 5. PROSES DI LAPISAN BATAS Dari proses skala molekul, gejala interaksi laut atmosfer akan berakibat langsung pada lapisan batas di dekatnya. Proses pembentukan turbulensi dan konveksi di laut dan di atmosfer sedikit banyak diatur oleh perpindahan massa air, energi, dan momentum di muka laut. Di atmosfer, proses turbulensi dan konveksi mendorong pembentukan awan, sementara di laut proses serupa mendorong perpindahan kalori akibat arus laut. Pembentukan awan di atmosfer dipengaruhi oleh labilitas atmosfer akibat suplai uap air yang terdorong ke atas. Proses serupa terjadi di laut seperti contohnya proses upwelling di dekat garis pantai akibat proses Ekman pumping. Proses sebaliknya dapat terjadi yang menyebabkan downwelling di sekitar garis pantai juga. Selanjutnya juga penjalaran dari gelombang gravitasi di laut atau di atmosfer yang notabene juga dipengaruhi oleh proses interaksi laut atmosfer. 5. 6. OBSERVASI INTERAKSI LAUT ATMOSFER Observasi dan pengukuran di lapangan menyangkut pada beberapa parameter utama di atas seperti suhu udara di permukaan, kelembaban, kecepatan angin, radiasi, dan suhu laut. Pengukuran umumnya dilakukan dengan kapal riset untuk pengukuran in situ. Pengukuran lain dengan teknologi inderaja memakai pesawat terbang dan satelit yang dilengkapi berbagai sensor. Teknik scanning memakai lidar pada pesawat dan satelit dapat dipakai untuk melihat struktur vertikal dari lapis batas atmosfer dan kecepatan angin. Berbagai pengukuran dengan teknik radar dipakai untuk menentukan arah gelombang dengan memakai radar kontur permukaan (Walsh, 1991), radar ocean wave spectrometer (ROWS; Jackson, 1991), 71


C-band synthetic aperture radar (SAR; Tilley 1991) dan multimode airborne radar altimeter (Walsh et al. 1994). Hasil dari berbagai pengukuran dengan berbagai instrumen tersebut telah dibandingkan oleh Tilley (1991) dalam proyek riset Labrador Sea Extreme Waves Experiment (LEWEX). the Scanning Multichannel Microwave Radiometer (SMMR) dan the Special Sensor Microwave Imager (SSMI) dapat dipakai untuk penentuan dan memantau latent heat flux secara global. Selanjutnya SMMR dapat dipakai untuk mengukur total potensi air tercurah (column integrated water vapor atau precipitable water), kecepatan angin dan suhu muka laut, dan SSMI menyediakan vektor angin permukaan (atau stress). Pengukuran satelit untuk total potensi air tercurah dapat diandalkan. Estimasi dari fluks permukaan membutuhkan nilai kelembaban permukaan. Liu (1986) memberikan hubungan antara rata-rata bulanan total air tercurah dan kelembaban spesifik sehingga kalkulasi kasar dari latent heat fluxes dapat diperoleh juga dari data air tercurah sebagai proxi-nya. Proyek-proyek observasi proses interaksi laut atmosfer lainnya telah dikompilasi oleh Geernaert (1990) dari eksperimen sejak tahun 1950 dimana studi dan pengukuran mengenai tekanan angin and fluks di muka laut diperlukan pada eksperimen skala besar. Berbagai proyek riset tersebut diantaranya Barbados Oceanographic and Meteorology Experiment (BOMEX), Atlantic Trade Winds Experiment (ATEX), Global Atmospheric Research Program Atmospheric Tropical Experiment (GATE), Joint Air-Sea Interaction Experiment (JASIN), Marine Remote Sensing Experiment (MARSEN), Storm Transfer and Response Experiment (STREX), Humidity Exchange Over the Sea (HEXOS), Marginal Ice Zone Experiment (MIZEX), Frontal Air-Sea Interaction Experiment (FASINEX), the Tropical Ocean Global 72


Atmosphere Coupled Ocean Atmosphere Response Experiment (TOGA COARE), the Surface of the Ocean, Fluxes and Interactions and Atlantic Stratocumulus Transition SOFIA/ ASTEX and World Ocean Circulation Experiment (WOCE). Proyek terakhir yang disebut di atas (WOCE) bertujuan melihat proses sirkulasi laut global yang telah menemukan sabuk perputaran arus dunia (the Great Conveyor Belt). Salah satu proyek penelitian yang sedang berjalan saat ini adalah SOLAS Project (Surface Ocean and Lower Atmosphere Study) yang membahas berbagai masalah air sea interaction. Fokus utama dari proyek penelitian ini adalah:  interaksi biogeokimia dan mekanisme coupling antara laut dan atmosfer  proses pertukaran pada permukaan laut atmosfer dan peran dari mekanisme transport dan transformasi di atmosfer dan lapis batas laut (mixing layer)  fluks CO2 antara laut dan atmosfer dan gas-gas lain yang berumur radiasi panjang. Saat ini berbagai data hasil pengukuran secara in situ dan inderaja tersedia di internet, diantaranya, tekanan angin (wind stress), kecepatan angin, suhu muka laut, kandungan air di atmosfer (atmospheric moisture), heat flux, tinggi muka laut. Keseluruhan data tersebut juga telah diintegrasikan pada beberapa produk re-analysis dunia seperti keluaran NCEP/NCAR dari Amerika dan ECMWF dari konsorsium Eropa. Sebagai contoh untuk tekanan angin (wind stress) keluaran Jet Propulsion Laboratory NASA tersedia hingga resolusi 0.250 dan data tersedia harian (contoh Draper dan Long, 2002).

73


Gambar 5.2. Skema pemikiran Proyek SOLAS.

5. 7. PERMASALAHAN INTERAKSI LAUT DAN ATMOSFER Sebagaimana disampaikan terdahulu bahwa lapisan batas antara laut dan atmosfer adalah dinamis. Masukan dari sifat fisis air dan pengaruh dari kejadian upwelling dan downwelling membawa dampak yang nyata kepada dinamika proses laut dan atmosfer. Namun demikian dunia interaksi laut dan atmosfer jauh lebih kompleks dan sulit untuk dimodelkan dengan sebuah model yang sederhana. Ketika mendengar atau melihat fenomena badai laut, seringkali kita tidak menghubungkan dengan peristiwa upwelling dan downwelling. Padahal sebenarnya mereka seringkali berasosiasi dengan kejadian badai tersebut. Permasalahan dari interaksi laut atmosfer dan proses yang seringkali berasosiasi dengannya dapat diterangkan sebagai berikut. 74


5.7.1. Lapisan Batas Laut Angin meningkat kecepatannya seiring dengan ketinggian dari permukaan. Pada bagian atas dari lapisan batas, arah dan kecepatan angin ditentukan oleh pola tekanan udara. Kecepatan angin di lapisan batas akan berkurang akibat gesekan antara atmosfer dengan daratan atau lautan. Laju perubahan di lapisan dekat permukaan tergantung pada tingkat kekasaran dari permukaan yang bervariasi tergantung pada jenis orografis. Sedangkan di lautan yang permukaannya relatif halus, kecuali pada keadaan gelombang pasang. Di laut pada kondisi netral (stabil atau tidak stabil), peningkatan angin terhadap ketinggian di dekat muka laut pada lapisan batas (kurang lebih hingga 60 m) digambarkan dengan hubungan logaritma. Laju perubahannya tergantung pada ketidakstabilan atmosfer. Semakin stabil kondisinya berarti angin lebih merata secara vertikal, sehingga terdapat lebih sedikit perubahan dari satu level ke atasnya. Pada kondisi stabil, ada sedikit perpindahan momentum dari satu lapisan ke lapisan lain sehingga angin menjadi lebih rendah ke arah muka laut. 5.7.2. Proses Inversi di Laut Pada kasus aliran masa udara hangat yang terus menerus dari selatan (pada bumi belahan utara) di atas laut dingin, sebuah situasi stabil akan terbentuk. Jika aliran terus menerus ini bertahan cukup lama, akan terjadi pembentukan inversi di lautan, apabila ada sedikit pergerakan uap air atau momentum pada lapisan stabil tersebut. Angin dapat menjadi lemah di bawah daerah inversi daripada di atasnya. Kelembaban yang diambil dari laut oleh angin dekat permukaan akan tetap berada pada lapisan inversi tersebut, sehingga udara menjadi jenuh dan kabut segera terbentuk. 75


5.7.3. Kabut Laut Biasanya terdapat di wilayah pesisir ketika suhu masih cukup sejuk di daratan dan masa udara hangat memasuki daerah air dingin tersebut. Proses ini membentuk lapisankabut yang tetap bertahan di air pada siang hari, terkadang bergerak ke daratan pada malam hari dan kembali ke lautan di siang hari pada saat daratan menghangat. 5.7.4. Awan Berpusar Dengan proses serupa seperti pembentukan kabut laut, udara mengalir melalui laut dingin mengambil uap air dan mendingin. Jika ini terjadi pada waktu yang lama, awan rendah dan kabut akan terbentuk. Sebagai contohnya, angin berhembus antara jam-jaman dan harian akan menciptakan kondisi ini hingga berakhirnya aliran udara tadi. 5.7.5. Percikan Air Hal ini terbentuk biasanya pada lautan hangat ketika suhu muka laut masih hangat dan datang massa udara dingin di permukaannya. Situasi udara dingin diperlukan untuk membuat kondisi tidak stabil untuk menciptakan percikan air tersebut. 5.7.6. Jalur Awan Dapat terbentuk apabila massa udara dingin berhembus pada laut hangat. Massa udara dingin mengambil uap air hangat dari muka laut. Hal ini menyebabkan udara tidak stabil pada lapisan bawah sehingga uap air tersebut mulai terangkat. Setelah itu uap air tersebut berkondensasi dan membentuk awan. Terkadang awan yang terbentuk sangat panjang dengan didampingi jalur bersih dimana terjadi subsidensi. Hal ini jelas terlihat dari foto satelit sebagai jalur panjang awan. Biasanya hal ini juga 76


terbentuk pada awal pembentukan pusat daerah tekanan rendah yang sedang berubah menuju ke tekanan tinggi. Jika konveksi dari awan ini cukup kuat mereka dapat turun sebagai hujan gerimis.

Gambar 5.3. Proses pembentukan barisan buih lautan akibat proses tiupan angin dan proses Ekman. Perhatikan kemiripan proses tersebut dengan pembentukan barisan atau jalur awan.

5.7.7. Angin Laut Angin laut dapat mempengaruhi cuaca di pesisir sebagaimana udara di atas daratan mengangkat dan air mulai mengalir dari laut untuk menggantikannya. Angin laut meningkat ketika terjadi situasi pola sinoptik regional yang mendukung angin dari daratan pada level atas, sehingga ada massa udara balik yang kemudian akan membentuk sirkulasi sel. Batas antara udara di atas daratan yang hangat dan angin laut yang datang dari laut disebut sebagai fron angin laut. Fron ini dapat 77


menjangkau jarak hingga beberapa kilometer masuk ke daratan di siang hari dan mendukung terjadinya hujan dan kilat yang bertahan di daratan dan tidak bergerak ke laut sebagaimana biasanya terjadi. Kebalikannya dari angin laut terjadi di malam hari, ketika kontras suhu berbalik dan daratan menjadi lebih dingin relatif dibandingkan lautan dan ditandai dengan udara cerah. Kejadian ini dinamai angin darat yang membawa hembusan angin ke laut dari daratan. 5.7.8. Gelombang Muka Laut Ini adalah hasil dari interaksi laut atmosfer yang cukup dikenal. Angin pada level permukaan memberikan tekanan pada muka laut yang mendorong terbentuknya gelombang. Gelombang tumbuh tinggi seiring dengan panjangnya pada jarak lokasi dengan asal gelombang dan lamanya angin berhembus. Pada angin lepas pantai, gelombang akan tumbuh tinggi menjauh dari pantai. Gelombang dapat mencapai antara10 hingga 15 meter ketinggian di tengah badai. Gelombang secara individu dapat mencapai ketinggian dua kalinya. Ketinggian gelombang diukur dengan jarak antara puncak dan lembah gelombang. 5. 8. APLIKASI INTERAKSI LAUT ATMOSFER 5.8.1. Energi Budget Bumi Aplikasi utama dari proses interaksi laut atmosfer adalah variabilitas iklim seperti gejala panjang dalam dekadal (sepuluh tahunan), tahunan berupa musim (monsunal), seasonal (bulanan atau tiga bulanan), intraseasonal (30 - 90 harian) hingga gejala cuaca seperti siklon tropis dan gejala cuaca ekstrem lainnya. Proses yang bermain dalam hal ini adalah perpindahan massa air dalam siklus air dan 78


perpindahan energi dalam hal variabilitas energi budget. Proses interaksi laut atmosfer pada belakangan ini menjadi lebih kompleks akibat semakin berperannya faktor yang merupakan kontribusi perbuatan manusia (anthropogenic). Pengaruh anthropogenic saat ini secara nyata telah merubah energi budget bumi dengan menambah pemanasan global. Artinya lebih banyak lagi energi yang terserap di atmosfer dan berakibat pada perubahan pola temporal iklim dan cuaca. Apabila tadinya radiasi matahari yang merupakan sumber energi utama di atmosfer, sekarang ada peran baru yang kekuatannya semakin besar yaitu energi sisa pembakaran dari tenaga fosil yang ditambang dari dalam bumi. Sebenarnya laut memiliki kemampuan luar biasa dalam menyerap energi dari emisi gas buang ini. Tetapi dikuatirkan kemampuan menyerap laut akan tidak memadai lagi. Upaya untuk menyerap kelebihan energi di atmosfer dilakukan dengan berbagai cara seperti penyerapan sebagai energi angin atau memasukkan ke dalam bumi (energy sequestration) kembali. 5.8.2. Siklon Tropis Siklon tropis terjadi di lautan akibat beberapa kondisi yang mendukung terjadinya yaitu: suhu muka laut hangat di atas 26.5 °C, kolom udara tempat terjadinya cukup labil dan berpotensi konveksi, lapisan udara lembab pada lapisan troposfer tengah (5 km). daerah yang gaya coriolis-nya memadai (kurang lebih 500 km atau diatas lintang 10 dari tropis) dan cukupnya terbentuk gaya vortisitas dan konvergensi di permukaan laut. Salah satu akibat dari kelebihan energi di atmosfer ini adalah bertambahnya frekuensi dan kecepatan siklon tropis. Perubahan iklim global membawa pengaruh akan semakin kuatnya frekuensi dan 79


intensitas siklon tropis dan mengakibatkan panjangnya ekor dari siklon yang terjadi. Mengapa hal ini dapat terjadi? Peristiwa pemanasan iklim global merupakan akibat dari eksplorasi energi dari dalam perut bumi untuk dipakai di muka bumi dan sisa energi dibuang ke atmosfer dalam bentuk gas gas rumah kaca serta energi berlebih. Gas-gas rumah kaca tersebut juga menyerap energi radiasi matahari dan menyimpannya di atmosfer. Selama paradikma pemanfaatan energi di muka bumi masih seperti demikian dan belum ada upaya membalik proses tersebut (reversible process) seperti menyerap energi dari atmosfer dan mengendapkannya ke dalam perut bumi (contoh pemanfaatan energi angin) maka proses pemanasan global akan terus terjadi. Beberapa kasus penyerapan secara natural selama ini terasa belum memadai untuk mengurangi dampak pemanasan global tersebut. Sesuai hukum kekekalan energi, maka energi yang berlebih di atmosfer tersebut akan tetap berada di atmosfer atau berubah bentuk menjadi bentuk energi lainnya. Beberapa bentuk energi di atmosfer seperti energi laten yang terbentuk akibat perubahan fase air menjadi uap dan es, energi kinetik seperti angin, siklon dan pergerakan awan serta uap air, energi potensial seperti butir air yang jatuh sebagai hujan dan energi panas yang tersimpan pada gas-gas di atmosfer yang menambah panasnya atmosfer bumi. Seperti digambarkan di atas, salah satu bentuk energi yang mungkin terjadi adalah energi kinetik yang berupa angin kencang dan siklon. Sehingga dengan lebih banyaknya energi yang beredar kemungkinan terjadinya siklon tropis akan lebih besar dan dengan energi yang lebih besar maka intensitas serta ekornya secara otomatis akan lebih besar pula. Konsekuensi dari lebih kuatnya intensitas siklon ini adalah akan berakibat terjadi penyerapan awan dan uap air yang lebih besar di daerah sekitar siklon sedangkan di daerah yang jauh akan terjadi 80


pengurangan secara drastis jumlah awan dan uap air yang beredar. Konsekuensi dari hal ini adalah berkurangnya jumlah hari hujan di daerah tropis yang mana dengan hari hujan yang sedikit diikuti oleh intensitas yang lebih besar dibanding beberapa dekade lalu. Sehingga jumlah hari hujan turun tetapi kejadian hujan maksimum harian meningkat. 5.8.3. Pemanasan Global dan Pengurangan Emisi Karbon Potensi serap karbon oleh laut dikenal dengan potensi biogeokimia laut. Ilmu yang diterapkan dalam pemahaman ini merupakan gabungan ilmu dari berbagai disiplin ilmu. Selain pemahaman ilmu biologi, geologi, dan kimia, juga diperlukan pemahaman ilmu kelautan, meteorologi, fisika dinamik, dan inderaja. Ilmu kelautan diperlukan untuk memahami proses dinamika laut seperti arus laut, ilmu meteorologi diperlukan untuk mengetahui proses dinamika atmosfer lokal yang mendorong dinamika di laut. Ilmu fisika dinamik diperlukan untuk pemahaman sifat dinamika di laut dan atmosfer di atasnya sedangkan teknologi inderaja diperlukan untuk mengetahui kandungan plankton baik phytoplankton dan zooplankton serta mikro biota lainnya dipermukaan yang merupakan agen penyerap karbon utama di muka laut. Proses penyerapan karbon dapat diterangkan berikut ini. Gas-gas rumah kaca yang terserap di atmosfer akan diserap oleh proses fotosintesis plankton dan turun ke dasar samudra setelah berasosiasi dengan elemen berat hasil metabolisme di tubuh plankton tersebut. Proses sederhana ini terjadi di permukaan laut dan membutuhkan beberapa syarat seperti cukupnya sinar matahari untuk proses fotosintesis dan nutrisi di permukaan laut untuk mendukung pertumbuhan plankton di permukaan laut. Dua zat penting yang 81


mendukung keberadaan populasi plankton adalah zat nitrat dan fosfat. Selain itu juga dikenal peran dari silika dan zat besi. Keberadaan zat nitrat dapat diketahui dengan data satelit inderaja seperti data AVHRR (Advance Very High Resolution Radiometer). Sebagai sumber nutrisi utama, sumber nitrat dan fosfat dapat dari proses dinamika di lautan seperti proses upwelling, tambahan dari partikel yang terbang seperti debu dari gurun pasir dan letusan gunung berapi, atau dari sumbangan polusi industri manusia yang bermuara di laut. Dari data di atmosfer telah diketahui bahwa letusan gunung berapi selalu berfungsi menurunkan suhu di atmosfer secara global, meski penelitian belum mencapai kesimpulan peran dari debu gunung berapi terhadap produksi plankton serta metabolismenya di permukaan laut. 5. 9. PENELITIAN INTERAKSI LAUT ATMOSFER MEMAKAI MODEL Meskipun dasar dari pemodelan iklim akan dijelaskan kemudian, berikut ini ada beberapa teknik pemodelan yang umum dipakai untuk mempelajari atau meneliti sifat interaksi laut atmosfer secara lokal dengan memakai pemodelan iklim atmosfer atau gabungan (kopel) laut dan atmosfer. Cara termudah untuk melakukan penelitian masalah interaksi laut atmosfer adalah dengan melakukan gangguan terhadap nilai suhu muka laut yang akan di suplai ke model atmosfer, beberapa tehnik pemodelan adalah sebagai berikut: 1. Memakai nilai suhu muka laut rata-rata atau biasa disebut klimatologis untuk melihat kondisi klimatologis tanpa adanya gangguan fenomena besar regional. 2. Memberikan gangguan suhu muka laut dengan mengganti dengan 82


nilai suhu muka laut pada kasus tahun lain atau kasus khusus. 3. Memberikan nilai tambahan atau konstanta atau variabel acak pada suhu muka laut pada daerah tertentu untuk melihat pengaruh dari gangguan di lokasi tertentu 4. Memberikan nilai rata-rata pada tahun-tahun dengan kasus khusus seperti pada tahun tahun El Niño dan kemudian membuat sebaran spasial dengan memakai hubungan korelasi antara indeks El Niño dengan nilai suhu muka laut pada masing-masing lokasi. 5. Melakukan simulasi dengan mematikan proses kopling antara laut dengan atmosfer dengan maksud melihat pengaruh dari kopling terhadap atmosfer atau melihat pengaruh lokal interaksi laut atmosfer.

Gambar 5.4. Gambaran hasil simpangan hujan jenis stratiform (regional) dan convective (lokal) akibat perubahan suhu muka laut di daerah Maluku utara (Oktivia, 2008)

Untuk meningkatkan nilai signifikansi dari hasil pemodelan biasanya dibuat simulasi dengan memberikan gangguan pada masa 83


inisiasi (waktu awal) atau dengan memakai simulasi dengan beberapa model. Teknik seperti ini dikenal sebagai ensemble modeling. Hasil penelitian pengaruh lokal dari interaksi laut atmosfer wilayah Indonesia tidak terlalu banyak. Hal ini karena animo penelitian ke arah ini kurang diminati. Oktovia (2008) menemukan bahwa dengan melakukan simulasi pemutusan pengaruh interaksi laut atmosfer di lokal wilayah Maluku Utara didapat bahwa sensitivitas curah hujan terhadap laut terasa pada jenis hujan konvektif (lokal) daripada jenis hujan stratiform. Fenomena ini terlihat pada hasil rata-rata pengaruh pada hampir setiap bulan dari Januari hingga November, pada bulan Desember perubahan suhu muka laut lebih memberikan pengaruh pada hujan jenis stratiform. Selain itu terdapat sifat musiman dari pengaruh interaksi laut atmosfer lokal yang terjadi di wilayah Maluku Utara dimana sensitivitas atmosfer paling kuat terjadi pada bulan April atau pada musim Maret hingga Mei (Gambar 5.4). Pada bulan-bulan tersebut gangguan pada nilai suhu muka laut akan memberikan perubahan paling besar terhadap curah hujan dibandingkan dengan pengaruh perubahan suhu muka laut yang sama pada bulan yang lain terhadap curah hujan lokal. Sebaliknya pengaruh pada perubahan suhu muka laut akan tidak dirasakan pada curah hujan di bulan Agustus dan September dimana sensitivitas atmosfer terhadap perubahan suhu muka laut terjadi paling kecil. Implikasi dari hasil studi ini adalah perlunya untuk memperhatikan nilai observasi suhu muka laut pada bulan-bulan tertentu karena nilai kesalahan observasi pada bulan tersebut dapat memberikan hasil pemodelan yang sangat bias. Selain itu peran dari interaksi lokal dari laut ke atmosfer untuk wilayah Maluku Utara lebih memberikan dampak pada cuaca lokal atau hujan tipe lokal (konvektif) daripada cuaca regional. 84


Tabel 5. 1 Rekapitulasi hubungan antara beberapa variabel-variabel SST dengan curah hujan, panas laten dan radiasi gelombang pendek di permukaan di Maluku Utara yang memiliki koefisien korelasi diatas tingkat signifikan 95%. Interaksi bertanda  dan  menunjukkan proses terjadi karena laut mempengaruhi atmosfer dan sebaliknya (Oktivia, 2008). Korelasi Bentuk Korelasi Interaksi Musim parameter lag oleh Oktivia lead (2008) juga dipaparkan Pada studi yang sama Curah Hujan vs hubungan interaksi lokal antara beberapa parameter 1 SONmuka laut dan SST atmosfer untuk melihat keterkaitan dan proses fisis dari interaksi laut atmosfer yang terjadi. Beberapa parameter laut DJF dan atmosfer berhubungan satu arah dari laut ke atmosfer atau sebaliknya dan Panas Laten vs beberapa diantaranya terjadi hubungan dua MAM arah dan saling 2 SST mempengaruhi. Analisis hubungan antar parameter laut dan atmosfer JJA pada waktu dilakukan dengan melakukan analisis korelasi temporal bersamaan (lag 0) dan memakai korelasi temporal jeda waktu atau SON tertinggal (lag) dan mendahului (lead) sebagaimana tertera pada Tabel 5.1. DJF No

3

Radiasi Gelombang Pertanyaan: Pendek vs SST

MAM SON

1. Bagaimana pengaruh sifat interaksi laut atmosfer di daerah Maluku Utara terhadap kemampuan pemodelan iklim regional? 2. Proses apa saja yang terjadi saat transfer massa dan energi dari laut ke atmosfer? 3. Proses apa saja yang terjadi saat transfer massa dan energi dari 85


atmosfer ke laut?

86

BAB 6

PROSES INTERAKSI LAUT UDARA REGIONAL 6. 1. TELEKONEKSI LAUT DAN ATMOSFER Gejala telekoneksi terjadi akibat pengaruh sirkulasi di lautan dan di atmosfer yang menyebabkan gejala iklim di suatu tempat memiliki dampaknya di tempat lain yang tidak berdekatan dengan lokasi tersebut. Sirkulasi laut yang paling bertanggung jawab terhadap telekoneksi di muka bumi adalah arus lintas sabuk benua (the great conveyor belt) yang mengitari bumi dengan waktu resolusi sekitar 2.000 tahun. Tidak seluruhnya arus ini mengalir di permukaan dan di laut dalam, melainkan dipercaya ada kala di permukaan samudra dan adakalanya di dalam samudra. Pengaruh nyata dari arus sabuk bumi tersebut contohnya adalah hangatnya daerah pantai timur Amerika dan benua Eropa karena aliran permukaan di samudra Atlantik. Pengaruh dari aliran arus sabuk ini di benua maritim Indonesia adalah berlakunya pengaruh El Niño dan La Niña terhadap iklim di Indonesia dan pengaruh tidak langsung seperti kemarau panjang, kekeringan dan resiko kebakaran hutan. Sedangkan untuk atmosfer sirkulasi yang bertanggung jawab adalah sirkulasi Walker dan Hadley untuk daerah tropis. Dari kedua sirkulasi tersebut juga pengaruh El Niño dan La Niña tersebar ke belahan bumi lainnya. Sirkulasi Walker lebih pada arah telekoneksi timur barat (zonal) dan sirkulasi Hadley lebih pada arah telekoneksi utara selatan (meridional). 87


6. 2. EASTERLY WAVES  MJO DI INDONESIA Gambar 6.1. Kondisi pergerakan osilasi Madden Julian dari akhir

Agustus hingga akhir Januari. Selang antara kontur positif/perioda basah (kontur garis sambung) adalah sekitar 50 harian di wilayah Indonesia (antara bujur 90 hingga 145). Terlihat bahwa wilayah Indonesia adalah wilayah paling aktif. Sumber gambar BMRC Australia.

Easterly waves atau terjemahannya gelombang ke timur terjadi di berbagai belahan dunia. Penjalaran gelombang di timur yang dikenal dengan easterly waves terjadi sebenarnya di Samudra Atlantik dari 88

BAB 6 - PROSES INTERAKSI LAUT UDARA REGIONAL

benua Amerika Selatan menuju pantai Afrika. Penjalaran gelombang ditandai dengan timbulnya siklon tropis yang menjalar ke arah timur. Peristiwa easterly wave yang digambarkan disini biasanya terjadi di permukaan laut yang merupakan gejala interaksi laut atmosfer dimana selain tekanan udara juga terjadi perubahan suhu permukaan laut yang pada akhirnya menghasilkan siklon tropis. Untuk daerah lain seperti di daerah dekat kutub (diatas lintang 60 derajat) dikenal juga gelombang menjalar ke timur yang disebut dengan rossby wave. Penjalaran gelombang ini ditandai dengan perubahan tekanan udara naik dan turun dalam perioda sekitar 10 harian ditandai dengan kenaikan dan turunnya tekanan permukaan. Dengan kenaikan maka udara menjadi cerah dan sebaliknya akan menyebabkan udara dalam kondisi hujan. Penyebab udara cerah karena pada pusat tekanan tinggi masa udara akan menjauh dan uap air juga sehingga tidak ada suplai udara basah yang mendukung turunnya hujan. Untuk daerah benua maritim Indonesia, penjalaran gelombang ke timur juga terjadi yang dikenal dengan istilah Madden Julian Oscillation yang merupakan istilah dari kedua nama penemu gelombang ini (Madden dan Julian, 1994). Serupa dengan yang terjadi di Samudra Atlantik, gejala ini juga terjadi di Samudra India dan peristiwa yang dimulai di laut akan berakibat pada daerah hujan yang mana daerah hujan ini akan bergerak ke arah timur masuk di Kepulauan Indonesia melalui propinsi Sumatera Barat dan terus bergerak ke Timur. Apabila peristiwa tersebut terjadi pada bulan musim hujan maka pergerakan akan lebih ke arah selatan mengikuti jalur ITCZ yang sedang berada di bumi belahan selatan. Apabila penjalaran terjadi pada saat musim kemarau maka akan bergerak ke utara juga mengikuti jalur ITCZ. Peristiwa penjalanan dengan gelombang ini terjadi dengan periode antara 30 - 90 hari atau periode seasonal dan intraseasonal sehingga gejala MJO ini 89


dikenal juga dengan istilah intraseasonal wave. Pergerakan gelombang ini membawa implikasi ke laut dan atmosfer seperti perpindahan suhu laut hangat menuju timur dan daerah konvektif yang juga searah. 6. 3. HUBUNGAN SUHU MUKA LAUT DAN CURAH HUJAN Hubungan antara suhu muka laut dan hujan menunjukkan hubungan antara laut dan atmosfer dengan hubungan langsung atau interaksi antara keduanya. Dari data lokal Indonesia terdapat hubungan antara suhu muka laut dan hujan dengan ciri-ciri yang tidak linier seperti diperlihatkan pada Gambar 6.2. Hubungan antara keduanya dapat dibagi dalam tiga jarak yaitu antara dibawah sekitar 28 °C, antara 28 hingga 29.6 °C dan diatas 29.6 °C. Apabila dilihat dari gambar tersebut, apabila suhu muka laut naik maka kemungkinan nilai curah hujan akan lebih tinggi dan demikian juga sebaliknya. Pada suhu muka laut diatas 29.6 °C terdapat penurunan curah hujan pada saat kenaikan suhu muka laut. Dari gambaran tersebut terlihat puncak curah hujan tercapai pada saat suhu muka laut mencapai 29.6 °C dimana suhu di atas atau di bawahnya menurunkan nilai curah hujan. Hubungan yang digambarkan ini hanya memberikan nilai curah hujan maksimum dimana dimungkinkan curah hujan di bawahnya karena faktor cuaca lain seperti angin laju evaporasi dll. Kenaikan suhu laut yang membawa implikasi naiknya curah hujan karena naiknya suhu muka laut menunjukkan peningkatan energi di laut yang memberikan kemungkinan naiknya tingkat penguapan di atmosfer. Dengan demikian ada hubungan yang tidak langsung antara kenaikan suhu muka laut dan curah hujan serta evaporasi. Hubungan suhu muka laut dengan evaporasi sulit ditemukan karena sulitnya observasi nilai evaporasi yang ada terutama untuk daerah lautan. Hingga 90


saat ini nilai evaporasi diperhitungkan secara tidak langsung berdasarkan nilai parameter lain yang terukur seperti neraca energi permukaan laut dan suhu muka laut. Gambar 6.2. Hubungan suhu muka laut (SST) dengan curah hujan lokal

di daerah Maluku Utara (atas) mewakili tipe anti monsunal/tipe lokal dan daerah Maluku Selatan (bawah) mewakili tipe monsunal.

91


Dengan nilai suhu muka laut di Indonesia berada di nilai kritis seperti 29.6 °C di atas, maka dengan dampak pemanasan global, suhu muka laut di Indonesia tidak akan meningkat lebih jauh lagi tetapi kenaikan suhu bumi akan lebih berdampak pada peningkatan suhu di daratan. Permasalahan hubungan antara suhu muka laut dengan curah hujan akan berdampak pada sifat hubungan keduanya dalam jangka panjang akibat pemanasan global terutama pada kemungkinan perubahan musim akibat perubahan hubungan antara keduanya. 6. 4. HADLEY AND WALKER CELL Di wilayah Indonesia ada dua aliran udara regional global yang terjadi. Proses sirkulasi barat timuran (zonal) disebut sebagai sirkulasi walker, sementara proses sirkulasi udara utara selatan (meridional) disebut dengan sirkulasi Hadley. Proses pembentukan sirkulasi barat timuran terjadi karena distribusi laut dan benua di daerah khatulistiwa yaitu berturut turut benua Afrika, Samudra Indonesia, benua maritim Indonesia, Samudra Pasifik, Benua Amerika Selatan, dan Samudra Atlantik. Indonesia sebagai benua maritim memiliki kekhasan dengan menjadi pusat konveksi aktif karena panjangnya daerah pesisir atau garis pantai yang memicu konveksi di pinggir laut dan peran pulau-pulau yang tersebar sebagai heat engine. Sementara di sebealah barat dan timur wilayah Indonesia terdapat dua samudra luas yang merupakan badan air terluas di dunia. Dengan sistim tersebut maka akan terjadi udara naik di daerah maritim Indonesia dan udara turun di daerah lautan Pasifik dan India. Pusat aliran udara naik disekitar wilayah Indonesia terjadi disebelah utara Pulau Irian atau dikenal dengan istilah kolam hangat (Warm Pool). Daerah kolam hangat ini selain menjadi pusat sirkulasi 92


atmosfer akibat keberadaan sirkulasi Walker juga karena peran dari aliran lintas sabuk dunia. Di wilayah Samudra Pasifik aliran sabuk dunia akan mengalir ke barat akibat tekanan momentum perputaran bumi yang bergerak ke arah timur. Akibatnya terjadi pengumpulan massa air laut permukaan di daerah kolam hangat dari penumpukan massa muka air laut dari Pasifik Ekuatorial dan Pasifik Selatan. Wilayah dengan suhu muka laut hangat ini juga berfungsi sebagai heat engine terbesar yang menjadikannya sebagai pusat kendali sirkulasi Walker untuk daerah Pasifik dan Samudra Indonesia. Proses aliran udara dari sirkulasi Walker ini lebih banyak dikendalikan oleh perbedaan suhu muka laut di daerah pasifik. Pada kondisi normal sirkulasi terjadi dengan naiknya udara di daerah kolam hangat (barat Pasifik) dan menurun di timur Pasifik. Pergerakan dari sirkulasi Walker ini dapat terlihat dan juga terasa pada aliran laut di sebelah timur Indonesia dengan aliran masa air laut menuju kolam hangat dari daerah ekuator Samudra Pasifik.

Gambar 6.3. Aliran udara dalam sirkulasi walker di daerah Pasifik tropis dengan massa udara naik di daerah kolam hangat (kiri) dan gerakan massa udara ke arah barat di wilayah ekuatorial (kanan).

93


Pada kondisi tidak normal seperti pada Gambar 6.3 kanan yang lebih dikenal dengan El Niño terjadi pergeseran pusat naik atmosfer dari kolam hangat menuju ke timurnya dan mengakibatkan terjadinya dua sirkulasi di daerah Pasifik. Sebagaimana tampak pada Gambar 6.3, akibat dari dua sirkulasi yang ada akan memberikan daerah subsidensi di benua maritim Indonesia. Daerah subsidensi atau daerah dimana terjadi aliran udara turun akan menandakan daerah sulit terjadinya hujan atau pertumbuhan awan. Terbentuknya daerah subsidensi ini erat berkaitan dengan dinginnya suhu muka laut di wilayah benua maritim akibat arus lintas Indonesia yang relatif dingin sehingga menyulitkan terjadinya penguapan.

Gambar 6.4. Sistem sirkulasi Walker dan lapisan termoklin di Samudra Pasifik pada kondisi normal (kiri) dan kondisi El Niño (kanan). Kedalaman termoklin di bawah laut menggambarkan besar suhu muka laut dimana termoklin dalam berarti suhu muka laut hangat dan sebaliknya.

Selain pola sirkulasi tersebut, ada juga sirkulasi utara selatan yang dikenal dengan sirkulasi Hadley. Pola sirkulasi ini terjadi akibat dari gaya coriolis akibat rotasi bumi dan posisi titik ekuinok puncak radiasi matahari yang selalu berpindah utara selatan. Selain itu juga disebabkan oleh kesetimbangan neraca energi akibat sebagian besar 94


energi bumi diterima di daerah ekuator sehingga terjadi sirkulasi yang mengalirkan energi tersebut ke wilayah sub tropis. Sebagaimana sistem arus sabuk bumi yang juga mengalirkan energi dalam jumlah besar, maka sistem sirkulasi atmosfer utara selatan ini merupakan satu sistem ventilasi muka bumi yang mengalirkan energi dari daerah ekuator menuju daerah kutub. Sistem sirkulasi Hadley bertanggung jawab atas pembentukan daerah gurun di wilayah sub tropis akibat daerah subsidensi Hadley. Aliran udara yang telah kering ini turun di wilayah ini dan mengalir di permukaan dalam bentuk angin pasat menuju ke daerah ekuator.

Gambar 6.5 Pola sirkulasi utara selatan bumi

Sirkulasi Hadley di daerah tropis merupakan bagian dari beberapa sirkulasi lain pada lintang tinggi yang merupakan sistim ventilasi bumi yang terbentuk secara alamiah yaitu sirkulasi Ferrel dan 95


sirkulasi Kutub. Sering menjadi kesalahan bahwa sirkulasi Hadley tergantung pada posisi garis lintang absolut, tetapi kenyataannya sirkulasi ini tergantung pada puncak ekuinok matahari yang memberikan radiasi maksimum. Salah satu akibat dari sirkulasi ini adalah angin pasat tenggara (northeast Trade) di bumi belahan utara dan angin pasat barat laut (Southeast Trades) di bumi belahan selatan (Gambar 6.4). Angin passat bergerak menuju ekuator tetapi dalam perjalannya selalu berbelok ke sebelah barat akibat gaya coriolis bumi. Pusat pertemuan dari kedua angin pasat tersebut dikenal sebagai daerah ITCZ (Inter Tropical Convergence Zone) atau daerah konvergensi lintas tropis. Akibat hukum kekekalan momentum, maka kesetimbangan arah gerak ke barat dari angin pasat akan teratasi dengan gerak ke arah timuran di pusat pertemuan angin pasat di ekuator. Indikasi ini sering dipakai untuk menetapkan daerah ITCZ yaitu daerah dimana terdapat angin zonal (barat timuran) terbesar. Pada beberapa kasus aliran timuran ini dikenal sebagai aliran jet timuran tropis (equatorial easterly jet). 6.5. ENSO DAN LAUT INDONESIA Peristiwa El Niño sendiri diakibatkan oleh proses interaksi laut atmosfer di daerah Pasifik yang tidak hanya merubah arah sirkulasi atmosfer tetapi juga pola arus dan iklim di benua maritim Indonesia. Penyebab utama dari kejadian El Niño hingga saat ini masih diperdebatkan. Pada penganut paham penyebab akibat kejadian di atmosfer seringkali beranggapan ada hembusan ke arah timur (easterly yang mendorong perpindahan kolam hangat ke arah timur. Sementara penganut paham fenomena laut memakai indikasi bahwa kejadian El Niño selalu dimulai dengan terjadinya lidah hangat yang berfluktuasi 96


menjulur ke arah timur. Lidah hangat ini terjadi pada kedalaman lapisan termoklin sekitar 300 m di bawah muka laut. Pada saat fase awal gejala El Niño lidah hangat pada lapisan ini menjalar jauh ke timur dan berdiam disana selama episode El Niño. Gejala seperti ini sudah terdeteksi pada kasus El Niño parah tahun 1997/1998 dengan program pemasangan buoy di lepas Samudra Pasifik pada proyek riset TOGA COARE. ENSO atau El Niño Southern Oscillation adalah fenomena alam global yang berpusat di Samudra Pasifik. Fluktuasi atau osilasi dari ENSO terdiri dari tiga fenomena yaitu kondisi normal, El Niño dan La Niña. Pembagian kriteria pada masing masing tergantung pada nilai suhu muka laut pada daerah acuan yang dikenal sebagai daerah Nino1, Nino2, Nino3, dan Nino4. Daerah tersebut tersebar dari yang paling timur (Nino1) hingga mendekati daerah warm pool di sebelah utara Papua Nugini (Nino4). Apabila anomali suhu muka laut di daerah Nino tersebut bersifat positif atau lebih hangat melebihi 1 °C dari normalnya maka akan terjadi El Niño, sedangkan peristiwa sebaliknya disebut dengan La Niña. Peristiwa El Niño merupakan peristiwa yang terjadi di atmosfer dan laut. Pemicu dari El Niño ini hingga saat ini belum diidentifikasi secara pasti. Pada fase awal El Niño akan terjadi tiupan angin ke timur yang dikenal dengan easterly wind burst dan pergeseran kolam hangat ke timur sehingga terjadi perubahan pola arus laut dan angin. El Niño banyak membawa dampak terhadap iklim dan laut di wilayah Indonesia terutama di Indonesia bagian timur. Perpindahan kolam hangat ke sebelah timur Samudra Pasifik akan berakibat dinginnya kolam hangat yang biasanya mengalir ke wilayah Indonesia Timur. Aliran arus dingin ini membawa konsekuensi berkurangnya evaporasi dan sekaligus berkurangnya curah hujan. Pada kondisi El Niño 97


ekstrem seperti kasus tahun 1997, perubahan yang terjadi membawa akibat kemarau panjang dan resiko kebakaran hutan tinggi karena keringnya udara saat itu. Salah satu peluang dari masuknya arus dingin selama gejala El Niño ini adalah naiknya ikan-ikan laut dalam ke atas permukaan laut karena suhu di lapisan atasnya mendukung lingkungan hidup mereka (peristiwa upwelling). Ikan tuna sebagai contoh ikan laut dalam yang ternyata lebih mudah ditangkap pada tahun-tahun El Niño yang dikarenakan lebih dinginnya laut di wilayah Indonesia bagian timur.

Gambar 6.6. Perubahan anomali suhu muka laut dan upwelling di Laut Banda selama perioda El Niño dan La Niña (Gordon dan Susanto 2001).

Dari gambar diatas dapat terlihat bahwa dampak atau pengaruh El Niño tidak seragam dalam tahun kejadian El Niño. Ada bulan-bulan dimana dampak tersebut menjadi maksimal dan ada saat kapan dampak tersebut mulai terasa. Episode El Niño mulai terasa pada bulan April dan berkembang hingga mencapai puncaknya pada bulan Agustus dan September. Setelah itu dampak dari El Niño tersebut akan menghilang pada akhir tahun. Karena dampak dari ENSO sangat terasa pada saat 98


Indonesia mengalami musim kemaran, maka dari gejala alam di atas, yaitu El Niño dan La Niña, kasus El Niño akan memberikan dampak yang lebih merusak. Hal ini dikarenakan sifat dari El Niño yang akan memberikan kekeringan yang lebih pada saat benua maritim Indonesia mengalami musim yang telah kering. Sedangkan pada kasus tahun La Niña, kekeringan di musim kemarau akan berkurang dengan kejadian sebaliknya dari El Niño. Dampak ENSO akan tidak terasa pada puncak musim hujan karena sistem monsun dan arus laut menghambat pengaruh tersebut. Besarnya dampak El Niño pada musim kemarau dan menghilangnya dampak tersebut pada musim hujan lebih disebabkan oleh sirkulasi laut wilayah Indonesia. Pada pertengahan musim kemarau, arus laut akan mengalirkan masa laut dari wilayah kolam hangat ke wilayah timur Indonesia. Pada saat El Niño, sirkulasi arus laut ini membawa masa air dingin yang menghambat hujan ke wilayah Indonesia. Pada paruh setengah tahun berikutnya, sirkulasi arus laut akan membawa massa air dari wilayah Indonesia keluar menuju kolam hangat dan menghambat dampak ENSO bagi wilayah Indonesia. Permasalahan lain dari gejala El Niño adalah kemampuan untuk melakukan prediksi kedatangan El Niño seperti kasus El Niño ekstrem. Mengingat dampak yang sangat luas yang terasa di wilayah Indonesia, maka prediksi kedatangan El Niño merupakan hal yang sangat penting untuk membuat penataan kerja dan manajemen lapangan bagi pertanian, pariwisata, transportasi energi dan berbagai sektor ekonomi lainnya. Upaya untuk menghasilkan prediksi yang handal sering dilakukan dengan memakai berbagai metode peramalan seperti secara statistik atau dinamis memakai model iklim. Kesulitan utama dari berbagai peramalan tersebut adalah turunnya kinerja peramalan pada waktu musim peralihan 99


ENSO yaitu pada bulan Maret April dan Mei. Pada masa peralihan ini belum jelas nampak kecendrungan El Niño, apakah menuju ke situasi normal, El Niño atau La Niña. Kondisi yang tidak jelas ini biasanya menghambat kinerja berbagai teknik peramalan yang ada. Setelah melewati masa tersebut, kinerja model akan menjadi lebih baik dan kita dapat memperoleh gambaran apakah tahun ini kita melewati masa El Niño ekstrem atau tidak. 6.6. INDIAN DIPOLE DAN IKLIM INDONESIA Selain pengaruh dari Samudra Pasifik, Indonesia, terutama wilayah bagian barat dipengaruhi oleh aktivitas lautan di Samudra India. Sama seperti di Samudra Pasifik, indikator pengaruh tersebut dinyatakan dengan besarnya nilai suhu permukaan laut. Di Samudra India dikenal sebuah gejala yang disebut sebagai Indian Ocean Dipole (IOD) yang agak berbeda dengan gejala yang di Pasifik. Untuk gejala yang di Samudra India, dipole mengacu pada dua tempat sehingga aktivitas gejala tersebut ditandai dengan anomali dari perbedaan suhu muka laut kedua tempat tersebut. Perbedaan perubahan suhu muka laut untuk wilayah 50°E - 70°E / 10°S - 10°N (tengah Samudra India) dikurangi 90°E - 110°E / 10°S equator (sebelah barat Pantai Sumatera) adalah indikator dari gejala ini (Gambar 6.7). Apabila terjadi indeks sangat negatif (dibawah standar deviasi historis) yang berarti suhu di tengah Samudra Indonesia lebih hangat daripada di pantai barat Sumatera, maka wilayah Indonesia barat bagian selatan mendapat resiko kekeringan akibat terjadi subsidensi dan aliran massa udara menjauh daerah ini. Apabila yang terjadi sebaliknya, maka wilayah yang sama akan mengalami curah hujan tinggi. 100


Gambar 6.7. Daerah indeks IOD pada dua kutub di lepas pantai Benua Afrika dan barat daya benua maritim Indonesia didapat dari hasil analisis Empirical Orthogonal Function ke dua (Saji et al., 1999).

Gambar 6.8. Situasi konveksi (merah) dan subsidensi (biru) pada periode IOD negatif dan positif (http:// www. Jamstec. Go. Jp/ frcgc/research/d1/iod/IOD1.html)

Variasi dari indeks IOD memberikan implikasi pada perubahan iklim terutama di wilayah Indonesia bagian barat. Pada saat IOD negatif akan terjadi tumpukan awan atau daerah konvektif tinggi di wilayah Indonesia bagian barat dan sebaliknya akan terjadi subsidensi di wilayah 101


yang sama sebagaimana terlihat pada Gambar 6.8. pusat konveksi dan subsidensi terbentuk akibat perubahan pola suhu muka laut di daerah yang menjadi indeks IOD. Pada Gambar 6.9 ditampilkan kekuatan pengaruh kekuatan Indian dipole terhadap lamanya musim kemarau pada beberapa waduk di Pulau Jawa yang mewakili daerah wilayah Indonesia barat bagian selatan (Aldrian dan Asril, 2005). Lamanya musim kemarau atau bulan kering diukur dari jumlah debit minimum atau dibawah 90 m3/detik untuk waduk Saguling dan dibawah 30 m3/detik untuk waduk Kedung Ombo. Nilai ambang batas ini masih dibawah nilai aliran dasar inflow kedua waduk tersebut yaitu 92.5 m3/detik untuk inflow waduk Saguling dan 42.97m3/detik untuk waduk Kedung Ombo. Dari hasil perhitungan tersebut didapat hubungan yang kuat yang menunjukkan hubungan telekoneksi antara aktivitas IOD dan aliran inflow di kedua waduk tersebut.

Gambar 6.9. Hubungan regresi linier antara lamanya musim kemarau (dalam satuan bulan kering) dan indeks Indian dipole pada inflow waduk Saguling (kiri) dan waduk Kedung Ombo (kanan).

Melihat hubungan antara El Niño di Samudra Pasifik dan dipole mode di Samudra Indonesia merupakan hal yang kompleks. Seringkali 102


kejadian dipole mode terjadi bersamaan dengan kejadian El Niño. Hal seperti ini dapat dimengerti dari aliran arus lintas Indonesia yang pada saat El Niño membawa arus dingin ke benua maritim. Selain membuat subsidensi dengan pengurangan curah hujan di wilayah benua maritim, pada outlet dari arus lintas tersebut juga terdapat aliran arus dingin terutama terlihat pada muara selatan Selat Lombok. Selain itu pada saat El Niño juga berpotensi pada peningkatan upwelling di selatan Jawa yang mendorong kejadian upwelling dengan membawa arus dingin ke permukaan. Kombinasi antara keduanya yaitu antara outlet dingin dari arus lintas dan upwelling dengan arus dingin permukaan menjadikan daerah indeks dipole mode timur menjadi rendah dan cenderung menjadi episode dipole mode positif. Pada kasus sebaliknya saat La Niña juga seringkali ditemui kejadian bersamaan dengan kasus dipole mode negatif dengan penjelasan yang hampir serupa tetapi upwelling bukan digantikan dengan downwelling melainkan tidak terjadi atau pelemahan. Adakalanya terjadi kombinasi yang tidak umum seperti El Niño dengan Indian dipole negatif atau La Niña dengan dipole mode positif meski kedua kombinasi ini sangat jarang terjadi. 6.7. IKLIM LAUT REGIONAL DAN KEBAKARAN HUTAN Meskipun sudah dipahami bahwa mekanisme utama kebakaran hutan dan lahan di Indonesia adalah akibat ulah manusia, tetapi pola yang ditemukan menunjukkan kuatnya pengaruh dari iklim dalam pola variabilitas titik kebakaran hutan berdasarkan data hotspot. Akibat kuatnya kesesuaian pola iklim dan titik api, sudah ada beberapa kajian untuk menerapkan metode prediksi titik api berdasarkan indeks iklim. Pemahaman hubungan iklim dengan kebakaran hutan di wilayah Indonesia sangatlah penting karena dampak merugikan yang 103


ditimbulkan oleh kebakaran hutan sangatlah besar. Sehingga prediksi yang lebih baik akan memberikan upaya mitigasi yang lebih memadai. Titik api biasanya marak apabila terjadi kekeringan hebat dan berlangsung pada waktu lama. Pada pola yang umum setelah terjadi kekeringan atau tiada hujan diatas satu minggu akan mulai terjadi penyebaran titik api berdasarkan data hotspot keluaran pemantauan satelit NOAA beresolusi tinggi. Kekeringan terjadi apabila ada gejala regional yang mendukung tingkat kekeringan udara. Untuk kasus Indonesia ada tiga fenomena regional yang seringkali dihubungkan dengan peningkatan kekeringan baik sesaat maupun dalam jangka panjang diatas musiman yaitu seruak dingin (cold surge), indian ocean dipole (IOD) dan El Niño. Dari ketiga fenomena tersebut maka El Niño adalah fenomena regional yang paling konsisten dan memberikan pola titik api kebakaran hutan. Dari hasil studi Aldrian (2008) ditemukan bahwa selama periode El Niño (La Niña), suhu muka laut dingin (hangat) akan membawa lebih sedikit (lebih banyak) penguapan sehingga membawa kekeringan (kelembaban) di udara yang mendorong (menghambat) kejadian kebakaran. Fenomena ini dapat terlihat pada kasus kebakaran awal tahun 2005 di Riau dimana kebakaran saat itu lebih dipicu oleh episode seruak dingin yang membawa arus muka laut dingin di wilayah perairan sekitarnya. Pada saat itu hanya Riau yang mengalami peningkatan jumlah titik api cukup signifikan. Kontribusi titik api dari propinsi ini terhadap keseluruhan titik api di Pulau Sumatera pada bulan Februari dan Maret tahun tersebut adalah, berurut-turut 86 % dan 77%. Pada kebalikannya di kasus tahun 1998 dimana terjadi nilai titik api terendah yang diakibatkan hangatnya perairan di sekitar propinsi tersebut dan angin meridional sekitar propinsi tersebut juga melemah. 104


Sebelum dapat melihat situasi antar tahunan gejala iklim dari jumlah titik api, perlu dipelajari bagaimana pola bulanan dari titik api yang ada. Dalam hal ini karena kebakaran hutan hanya terpusat di dua pulau besar yaitu Sumatera dan Kalimantan maka pembahasan akan terutama pada penyebaran titik api di kedua pulau tersebut. Dari data kebakaran hutan sejak tahun 1997 hingga 2007 terlihat bahwa puncak kebakaran terjadi pada bulan Agustus dan September yang merupakan puncak kering atau puncak musim kemarau, hal ini diperparah pada kasus tahun-tahun El Niño seperti pada tahun 1997, 2006, 2002 dan 2004. Pengecualian dengan jumlah titik api besar pada awal tahun 1998 juga lebih disebabkan oleh perpanjangan fenomena El Niño dari tahun sebelumnya yang tetap berlangsung hingga bulan Mei 1998. Sehingga dari nilai-nilai tersebut tampak terjadinya telekoneksi antara peristiwa kebakaran hutan dengan ENSO. Selanjutnya pada Gambar 6.10 ditampilkan hubungan variabilitas nilai antar tahunan jumlah titik api di Sumatera dan Kalimantan dengan nilai indeks El Niño pada daerah NINO3. Pada gambar atas diperlihatkan hubungan antara nilai parameter tersebut pada nilai akumulasi tahunan dan pada nilai parameter untuk nilai antara bulan Juli hingga Desember. Juli hingga Desember seringkali ditenggarai sebagai periode dimana puncak jumlah titik api tercapai hal ini dikarenakan pada periode inilah terjadi puncak musim panas di wilayah Indonesia. Hasil dari hubungan antara kedua parameter yaitu nilai titik api dan nilai indeks iklim ENSO ditampilkan pada Tabel 6.1 dimana terdapat hubungan yang kuat atau signifikan antara besaran variabilitas titik api dan indeks iklim ENSO. Kenyataan pada gambar dan tabel tersebut menunjukkan adanya pengaruh yang kuat antara kejadian kebakaran di Sumatera dan Kalimantan dengan kondisi iklim di Samudra Pasifik. Pemilihan tampilan memakai dua indeks yang berbeda 105


yaitu akumulasi tahunan dan setengah tahunan untuk mengurangi bias dari hubungan yang kurang nyata pada bulan-bulan tertentu.

Gambar 6.10. Pola antar tahunan titik api di Sumatera dan Kalimantan serta hubungannya dengan indeks ENSO untuk total nilai sepanjang tahun (atas) dan nilai antara bulan Juli ke Desember (bawah) dari Aldrian, 2008.

Hubungan empiris antara jumlah titik api di Sumatera dan 106


Kalimantan dengan anomali iklim mencapai 0.83 dan 0.94 (berdasarkan 2 nilai R ) secara berturut-turut. Nilai korelasi yang tinggi tersebut mengindikasikan hubungan yang kuat antara kedua paramater pada periode 1997 hingga 2004, apabila memakai data lanjutan hingga 2007, maka korelasi tersebut turun sedikit. Salah satu penyebabnya adalah maraknya kebakaran pada awal tahun 2005 diakibatkan oleh fenomena seruak dingin. Hal ini terbukti bahwa apabila memakai nilai paruh tahun kedua akan tampak kenaikan nilai korelasi tersebut. Tabel 6.1. Koefisien korelasi antara nilai titik api dan variabilitas iklim yang ditampilkan pada nilai akumulasi tahunan dan hanya pada bulan Agustus hingga Desember terhadap nilai indeks iklim ENSO.

Anomali tahunan Anomali Aug-Dec Kalimantan Sumatera Kalimantan Sumatera Dari berbagai hasil di atas terlihat bahwa nilai jumlah titik api 1997-2004 0.94 0.83 0.95 0.93 pada data antar tahunan menunjukkan hubungan yang sangat erat dengan 1997-2005 0.90 0.80 0.94 0.93 indikator iklim, akan tetapi terlihat ada anomali pada nilai hotspot pada 1997-2006 0.77 0.75 0.84 0.90 tahun 2005 dan 2006. Terlihat juga 0.77 nilai hotspot 0.85 pada tahun 0.87 2006 0.80 1997-2007

mencapai sekitar 92.8 % dari nilai tahunan pada tahun 1997 padahal nilai indikator iklim pada tahun tersebut tidak sedemikian parah seperti tahun 1997. Data diatas juga menunjukkan peningkatan korelasi apabila hubungan dilakukan pada paruh kedua tahunan dimana terjadi puncak dampak ENSO terhadap wilayah Indonesia. Dalam hal ini ada potensi besar untuk prediksi jumlah titik api kebakaran hutan memakai data iklim di Pasifik. 6. 8. IKLIM LAUT REGIONAL DENGAN PERTANIAN Serupa dengan kondisi sumber daya air yang mempengaruhi besar tampung air di waduk, kondisi kekeringan yang mengarahkan 107


kepada kebakaran hutan, demikian juga kepentingan iklim regional terhadap kondisi pertanian di wilayah Indonesia lebih banyak terpengaruh oleh aktivitas ENSO. Indikasi hubungan antara aktivitas ENSO terhadap pertanian Indonesia menunjukkan pola hubungan yang kuat antara iklim laut regional terhadap pertanian. Pengaruh dari iklim dapat berupa perubahan pola musim tanam, pola kedatangan musim dan pola panjang musim. Gambar 6.11. Hubungan antara jumlah area panen padi nasional dengan kejadian ENSO dan Indian Ocean Dipole positif (dm+) pada empat dekade terakhir (Amien, 2004).

Hasil penelitian dari Amien (2004) menunjukkan bahwa tingkat produksi padi sejak awal Repelita I tahun 1968 hingga saat ini selalu meningkat, akan tetapi peningkatan tersebut seringkali terganggu oleh aktivitas ENSO (Gambar 6.11) dimana pada saat El Niño terjadi pengurangan peningkatan dan ada beberapa tahun yang terjadi pengurangan absolut. Sehingga meskipun terjadi peningkatan produksi pangan akibat program intensifikasi dan ekstensifikasi lahan pertanian, 108


tetapi terjadi penurunan produksi pada tahun-tahun dimana El Niño melanda. Gambar 6.12. Hubungan antara nilai panen padi dengan indeks kekeringan iklim (Palmer Drought Severity Index, PDSI) dari D'Arrigo et al 2007.

Selanjutnya hasil studi oleh D'Arrigo et al. (2007) sebagaimana Gambar 6.12 dengan memakai nilai hasil panen padi di Jawa menunjukkan tingkat kesesuaian yang tinggi dengan indeks kekeringan berdasarkan indeks kekeringan Palmer. Hasil tersebut didapat setelah melakukan beberapa penyaringan dari data asli dengan membuang nilai pola tahunan dan trend akibat perubahan iklim. Dengan metoda ini nilai 109


indeks kekeringan dapat dipakai sebagai prediktor besarnya jumlah area panen pada musim tanam berikutnya. Sebagaimana diketahui sebelumnya telah terdapat hubungan yang kuat antara ENSO dengan kekeringan di Indonesia.

Pertanyaan:

1. Bagaimana pergerakan MJO ketika melewati benua maritim Indonesia pada musim kemarau dan musim hujan, mengapa? 2. Terangkan hubungan empiris hujan dan suhu muka laut di daerah tropis. Mengapa kecenderungan hujan tidak selalu menaik pada suhu muka laut tinggi atau mengapa ada nilai kritis suhu atas? 3. Iklim Indonesia sangat terpengaruh oleh keberadaan kolam hangat di utara Pulau Irian. Bagaimana pembentukan kolam hangat ini ditinjau dari the great conveyor belt? 4. Sebutkan pengaruh dari osilasi indeks ENSO dan Indian dipole terhadap iklim Indonesia dan sebutkan mekanisme serta dampaknya terhadap iklim (hujan) di wilayah Indonesia? 5. Terangkan proses terbentuknya Hadley dan Walker cell? 6. Pada waktu El Niño seringkali gejala kebakaran hutan meningkat. Kira kira apa hubungan El Niño dengan kebakaran hutan? 7. Gambarkan proses coupling atau interaksi laut atmosfer antara beberapa parameter meteorologis di atmosfer dan lautan dalam bentuk sebuah siklus hubungan! 110


111

BAB 7

METEOROLOGI PANTAI DAN PULAU-PULAU KECIL 7. 1. CAKUPAN PERMASALAHAN Permasalahan meteorologi pantai atau pesisir mencakup area dari 100 km lepas pantai hingga 100 km masuk ke daratan. Berdasarkan definisi ini dan melihat situasi di negara maritim Indonesia maka hampir seluruh wilayah Indonesia berada dalam cakupan meteorologi pantai. Sehingga pemahaman dari meteorologi dari zona pantai adalah kombinasi antara pengetahuan interaksi lapisan batas atmsofer di laut dan daratan, interaksi laut atmosfer, dinamika atmosfer skala besar dan sirkulasi dari arus di sekitar pantai. Secara global zona pantai merupakan hampir 20 % dari total area bumi didiami oleh lebih dari 45 % populasi dunia, tempat sekitar 75 % dari megapolitan dengan populasi diatas 10 juta, tempat penghasil ikan hingga 90 % produksi dunia, menghasilkan sekitar 25 % produksi biologis lainnya, tempat pengendapan utama dari sedimen, tempat dengan intensitas proses biogeokimia antara sedimen dan nutrisi, sangat dinamis dan penuh diversitas dan variabilitas. Laut dangkal pada zona pantai didominasi oleh plankton, bentos dalam mikro dan makro alga, rumput laut, terumbu karang, dan hutan bakau. Zona pantai adalah wilayah yang paling rentan akibat hasil interfensi manusia dan 113


perubahan iklim dimana buangan dari aktivitas di daratan akan lebih mudah ditemukan pada muara-muara sungai di zona pantai.

Gambar 7.1. Diagram perpindahan energi dan air dalam berbagai fase antara daratan, lautan, dan atmosfer (siklus hidrologi). Nilai-nilai yang tertera adalah rasio dari nilai rata-rata hujan tahunan di bumi yaitu 1.040 mm.

Meskipun sudah ada pemahaman proses yang homogen tentang lapisan batas atmosfer di laut dan daratan, aplikasi permasalahan meteorologi pantai sering menemui kesulitan dari keragaman karakter pesisir. Kebanyakan lingkungan pesisir telah berubah oleh laut sekitarnya, topografi pantai dan kontras dari daratan terhadap laut. Selain itu terdapat interaksi balik antara atmosfer, laut, dan daratan. Efek kontras termal antara daratan dan laut membuat angin darat dan angin laut, front udara pesisir, aliran arus pesisir dan upwelling. Sementara itu konvergensi dari udara di laut sepanjang jalur pesisir menyebabkan proses konveksi dengan hujan lebat dan aliran permukaan tinggi. Sementara itu lapisan batas orografis pegunungan dapat menambah kuat 114

BAB 7 - METEOROLOGI PANTAI DAN PULAU PULAU KECIL

hembusan angin sementara juga menghambat aliran angin yang paralel sepanjang pesisir. Kompleksitas dari pegunungan sekitar pesisir menyebabkan variabilitas temporal yang tinggi dalam proses pertukaran massa udara laut atmosfer yang mendominasi proses yang mengikutinya hingga puluhan atau ratusan kilometer jauhnya dari pesisir. Proses-proses pada meteorologi pantai dapat digolongkan sebagai akibat dari sirkulasi yang didorong perbedaan suhu, didorong akibat pengaruh orografis dan badai yang mendarat di pantai. Sebagai tambahan adalah proses yang dimodifikasi akibat interaksi dengan lautan sepanjang pantai. 7. 2. PROSES PADA LAPISAN BATAS, LAUT PESISIR, DAN INTERAKSI LAUT ATMOSFER Pengetahuan mengenai daerah lapisan batas atmosfer di atas laut terbuka dan di atas daratan belumlah memadai, akan tetapi saat ini sudah dipahami berbagai proses fisis mengenai interaksi diantaranya. Hal ini terutama juga didapati untuk kasus benua maritim Indonesia dimana hasil riset mengenai daerah lapisan batas masih minim. Hasil penelitian yang didapat dari daerah lapisan batas di atas laut terbuka atau di atas daratan belum tentu dapat dipakai untuk wilayah pesisir. Davidson et al. (1992) menunjukkan bahwa prediksi angin pantai yang akurat membutuhkan pengetahuan response lokal atau pantai terhadap gejala regional. Hasil tersebut menyatakan bahwa efek dari kekasaran permukaan terhadap angin permukaan ketinggian 15 m sekitar 25% lebih kuat pada perairan pantai dibandingkan di atas laut terbuka. Kebanyakan parameterisasi pada aliran permukaan didapat dari riset di wilayah daratan dan di modifikasi pada situasi laut terbuka. Sementara itu kebanyakan riset mengenai interaksi angin dan gelombang dilakukan 115


pada situasi pantai dimana kompleksitas interaksi dari koefisien transfer permukaan menjadi rumit. Smith et al (1992) menunjukkan adanya hubungan antara umur gelombang dan tinggi kekasaran permukaan, yang berkontribusi pada koefisien gesek angin permukaan. Sehingga, umur gelombang yang berhubungan dengan nilai pendorong dan kedalaman air, lebih sensitif pada arah angin dibandingkan dengan batas pantai dan dasar batas atmosfer. Daerah lapis batas atmosfer dari pantai sangatlah beragam, di dominasi oleh topografi, gradien suhu yang besar, dan perubahan pola kekasaran permukaan yang kuat. Laut pantai ditandai dengan variasi yang besar dari suhu muka laut dan kekasaran muka laut akibat gelombang dan situasi laut yang dinamis. Kondisi ini membawa interaksi antara angin laut, pusaran eddy dan angin akibat topografi pantai yang menyebabkan kompleksitas arus pantai. Aliran air upwelling seringkali lebih dingin dari suhu lingkungan di permukaan, sehingga terjadi front suhu yang drastis antara arus air dingin dekat pantai dan air hangat di lepas pantai. Karakter suhu muka laut yang koheren diamati di wilayah pantai yang terjadi upwelling menunjukkan kompleksitas struktur dari atmosfer di atasnya. Daerah ini adalah wilayah dimana interaksi laut atmosfer terjadi intensif karena dinamika dan besarnya keragaman di muka laut. Struktur dari lapisan batas atmosfer menjadi sangat kompleks di wilayah front muka laut. Perubahan dari stabilitas lapisan batas mempengaruhi interaksi yang terjadi antara permukaan laut dan keseluruhan lapisan batas. Selanjutnya akan mempengaruhi angin permukaan, aliran uap air, perawanan dan pola ketebalan lapisan batas. Pengaruh front suhu muka laut sebesar 2 ºC dalam 5 km akan membawa penurunan sekitar 50 % dari aliran angin permukaan ketika aliran udara mengalir di daerah bersuhu dingin Friehe 116


et al (1991). Apabila kejadian front berkepanjangan maka sirkulasi angin yang koheren akan terbentuk dan menciptakan keragaman di batas daratan dan laut. Lapisan batas yang stabil dapat terbentuk ketika aliran udara hangat mengalir dari daratan ke laut dingin. Gelombang gravitasi, yang berasosiasi dengan pengaruh pegunungan, mengalir sepanjang arah angin permukaan di daerah lapis batas. Gelombang ini akan memperkuat medan angin dan tekanan permukaan dalam skala sekitar 20 km dan menghasilkan perubahan yang tidak nampak pada front suhu laut akibat kestabilan di atas front tersebut. Seringkali pola pertumbuhan skala meso terjadi akibat konfigurasi pantai dan pola suhu muka laut di sekitarnya. Sirkulasi angin lintas pantai adalah penting untuk proses mendorong terjadinya upwelling dan downwelling serta mempengaruhi pola suhu muka laut dan aliran angin yang mengalir ke atmosfer. Upwelling sebagai mana akan dijelaskan kemudian terjadi apabila ada aliran searah garis ekuator di pantai selatan ke arah barat, misalnya selatan Jawa, membentuk aliran menjauh dari pantai ke arah selatan melalui mekanisme Ekman dan menarik aliran dari bawahnya, upwelling. Sehingga aliran ke selatan tadi akan di kompensasi oleh aliran dari laut dalam yang membentuk fenomena upwelling yang membawa aliran air dingin dan kaya nutrisi ke permukaan. Aliran arus pantai seperti ini sangat bergantung pada durasi aliran angin yang menyebabkannya. Jika tekanan angin permukaan cukup periodik, upwelling terjadi hanya ketika periode dari forcing lebih panjang daripada karakter skala waktu, yaitu jumlah dari periode inersia dan waktu friksi gelombang. Upwelling terjadi pada region horizontal pada radius deformasi gelombang Rossby. Gradien dari stres permukaan secara horizontal menjadi lebih penting dalam menentukan daerah upwelling dibandingkan dengan deformasi gelombang Rossby. 117


Gambar 7.2. Berbagai skema pembentukan lapisan batas atmosfer dan pembentukan daerah mixing di darat dan di laut.

Pertumbuhan awan tipe stratus dan strato cumulus sangat berasosiasi dengan pola suhu dingin akibat upwelling di pantai. Lapisan batas atmosfer yang tipis dan kekuatan inversi suhu atmosfer 118


menunjukkan bahwa pertumbuhan awan sangat sensitif pada perubahan kecil di struktur lapis batas. Sinyal harian besar pada awan strato cumulus di pantai ketika terjadi pemanasan di siang hari meningkatkan tinggi dasar awan dan menumbuhkan lapisan awan tipis dan memisahkannya dari permukaan. Hal ini akan meningkatkan aliran permukaan dan divergensi fluks panas antara lapisan awan di atas dan di bawah awan dengan permukaan. Variasi harian dari jumlah awan juga dihubungkan dengan perubahan ketinggian atas awan, besar droplet awan dan aliran titik kondensasi di awan. Sehingga meskipun angin laut mengalir ke darat, tetapi terkadang awan tetap bertahan di lepas pantai. Hal terakhir ini diakibatkan oleh efek baroklinik (perbedaan tekanan) yang berhubungan dengan pertumbuhan awan dan menghasilkan sirkulasi yang menahan awan di lepas pantai atau terperangkap di lepas pantai (coastally-trapped).

Gambar 7.3. Beberapa skala lapisan batas atmosfer dan definisinya pada daerah rata dan terbuka.

119


7. 3. EFEK TERMAL Efek termal yang paling kuat antara daratan dan lautan mendorong aliran sirkulasi angin laut, yang mengakibatkan pertemuan antara aliran angin dari laut dengan angin di daratan. Angin laut berhubungan dengan banyak proses yang berkontribusi dengan sirkulasi ulang dan penjebakan dari polutan, pertumbuhan proses hujan pada awan konvektif, yang membuat efek kontras dekat pantai, gradien kelembaban, dan aerosol serta pembentukan dan transport dari kabut, awan rendah pada wilayah pantai (Gambar 7.4). Polutan seringkali terjebak di daratan pantai akibat aliran angin laut dari wilayah pantai yang dingin serta dangkal. Lapisan batas atmosfer di atas laut dapat bergerak menuju daratan hingga 20 atau 50 km dalamnya. Lapisan batas dengan ketebalan 100 hingga 200 m dapat bervariasi hingga kilometer di atas daratan. Front suhu muka laut adalah batas skala meso yang memisahkan udara air lembab dengan udara dingin serta kering dari daratan. Front suhu yang tercipta dapat terjadi sepanjang 1.000 km dengan kontras suhu mencapai 20 °C dan bertahan selama beberapa hari. Mekanisme inisiasi dari pola ini termasuk perbedaan gradien friksi, perbedaan gradien pemanasan diabatis , dan sirkulasi darat laut. Front suhu seperti ini biasanya seringkali diasosiasikan dengan proses pembentukan badai dan hujan lebat. Seringkali ditemukan hubungan yang kuat antara aliran udara angin laut dengan front suhu muka laut dan dengan timbulnya curah hujan lebat di sepanjang pantai yang diakibatkan olehnya. Faktor konvergensi angin laut juga seringkali dihubungkan dengan kekuatan pembentukan awan yang menyebabkan curah hujan tinggi seperti badai. Hujan yang dihasilkan di pantai dapat masuk ke daratan dan menciptakan curah hujan tidak lebat yang hangat. 120


Gambar 7.4. Contoh terjadinya interaksi laut daratan dalam pembentukan zona mixing akibat angin laut dengan dibantu cerobong asap untuk menggambarkan arah aliran angin dan daerah mixing (daerah dimana turbulensi kuat) dan diperlihatkan juga dimana terjadinya jebakan polutan di daratan.

7. 4. EFEK OROGRAFIS Pegunungan di pantai membentuk halangan terhadap aliran angin yang mempengaruhi aliran turun maupun naik dari angin laut. Permasalahan ini dihubungkan dengan dua parameter bebas yaitu angka Froude (Fr) dan angka Rossby (Ro) yang merupakan fungsi kecepatan angin, koefisien coriolis, frekuensi Brunt-Vaisala, nilai potensial suhu dan tinggi dari halangan tersebut (bukit). Nilai potensial suhu adalah suhu dari kolom udara yang turun secara adiabatis kering ke level tekanan 1.000 mb. Region lokal dengan tekanan tinggi dan rendah yang terjadi di sepanjang wilayah pantai dapat terjebak dan bergerak di sepanjang pantai akibat efek orografis. Efek seperti ini dapat diamati terjadi pada skala dua hingga enam harian dan memiliki panjang hingga 1.000 km sepanjang pantai dan lebar mencapai hingga 100 - 300 km. Efek yang dihasilkan dapat berupa pergantian udara cerah dengan kabut dan awan yang menyebabkan pergantian aliran angin di sepanjang pantai. 121


Ketika aliran di pantai menjadi seragam yang ditandai dengan angka Froude yang kecil dan menemui halangan pantai berupa pegunungan akan menghasilkan front tekanan yang bersifat membendung. Medan tekanan yang dihasilkan oleh halangan pegunungan akan menghasilkan halangan jet. Kasus serupa dapat terjadi ketika aliran yang datang tidak seragam seperti pada saat kedatangan badai di pantai. Interaksi antara perbedaan medan tekanan skala meso dan skala regional dengan topografi akan membawa medan angin dan turbulensi yang kompleks di zona pantai. Angin ageostropic yang terjadi akibat kontur pegunungan akan membentuk kanal aliran yang dapat mempercepat aliran angin di antara pegunungan di pantai. Fenomena ini pada skala lokal dapat menjadi bibit dari puting beliung apabila gejala ini terjadi pada skala waktu jam-jaman yang lama. 7. 5. INTERAKSI SISTEM SKALA REGIONAL DENGAN PANTAI Sebagaimana telah digambarkan sebelumnya, banyak fenomena cuaca di zona pantai yang berhubungan dengan gangguan skala meso atau regional. Waktu respon dari fenomena cuaca di zona pantai sangat singkat sehingga perubahan dari sirkulasi di daratan dapat dikendalikan oleh perubahan aliran udara yang singkat. Waktu respons dari skala cuaca di daratan pada zona pantai sekitar 3 hingga 12 jam. Sebuah badai yang mendarat di pantai akan diubah akibat situasi di daratan dimana akibat kekurangan suplai dari panas laten yang biasanya ada di atas lautan, akan melemahkan badai itu sendiri. Akan tetapi halangan pegunungan dapat dengan secara tidak sengaja memperkuat efek dari badai dengan menimbulkan hujan lebat dan angin kencang di zona 122


pantai. Peningkatan friksi antara badai dengan daratan akan memperlebar radius dari batas mata badai. Hal ini akan menyebabkan peningkatan dari gesekan angin vertikal yang menyebabkan peningkatan kejadian tornado dari kedatangan badai ini. Sementara itu badai akan meluruh saat menghampiri daratan akibat gesekan tersebut. Ekosistem pantai akan pulih dalam waktu lama dimana erosi hebat akibat badai terjadi dan juga terjadi kerusakan terumbu karang di laut dangkal. Selain itu badai juga dapat menyebabkan penurunan dari daerah penangkal pantai (buffer zone). Erosi dan kerusakan struktural dikendalikan oleh sifat morfologis pantai, komposisi sedimen, jenis terpaan gelombang, dan angin serta keberadaan dari struktur bangunan di zona pantai. Seperti dapat di duga maka kerusakan hebat dapat terjadi apabila tidak ada daerah penangkal (buffer zone) yang dapat merupakan hutan bakau atau penangkal gelombang di pantai. Peningkatan kerusakan dari badai belakangan ini dan kehilangan materi dalam jumlah besar membuat beberapa perusahaan asuransi untuk mencari hubungan antara perubahan iklim dengan badai. Hasil penelitian terakhir sebagaimana dilaporkan pada IPCC 2007 menunjukkan hubungan yang positif, meski masih terus diperdebatkan, antara peningkatan kejadian badai tropis dan perubahan iklim. 7. 6. TEKNIK PENGUKURAN DAN OBSERVASI Skala waktu dan ruang yang kecil yang berhubungan dengan zona pantai menumbuhkan kebutuhan untuk sistem pengukuran dan observasi yang memadai. Peralatan inderaja (remote sensing) dengan satelit dapat mengukur kejadian secara langsung akan fenomena yang terjadi di daratan dan di lautan pada zona pantai. Pada dasarnya satelit inderaja yang dipakai saat ini masih memiliki kesulitan akan resolusi 123


temporal dikarenakan sistem orbital polar yang hanya kembali pada selang dua kali sehari untuk tempat yang sama (hal ini hanya pada kasus tertentu). Sedangkan satelit geostationer yang memiliki resolusi waktu yang tinggi hingga tiap jam memiliki resolusi ruang yang terkadang kurang memadai dibandingkan dengan satelit dengan orbit polar. Selanjutnya pengukuran angin dengan skala resolusi tinggi juga diperlukan. Metode Scatterometry dan synthetic aperture radar (SAR) dapat menampilkan profil atau data angin dan gelombang, sementara resolusi ruang dari SAR cukup memadai untuk keperluan pemantauan. Pemantauan daerah laut di zona pantai juga dapat dilakukan dengan memakai teknik ocean color. 7. 7. MASALAH TERUMBU KARANG Daerah pantai merupakan tempat ikan bertelur dan menaruh larva terutama di daerah terumbu karang. Terumbu karang terdapat di daerah tropis dimana salinitas air rendah dan di kedalaman mixing dimana masih terdapatnya pengaruh radiasi matahari sebagai sumber energi bagi proses fotosintesis. Daerah lapisan laut dimana masih terdapat pengaruh cahaya matahari dikenal sebagai lapisan euphotic zone. Kerusakan terumbu karang disebabkan oleh shock psikologis akibat respons dari perubahan mendadak dari temperatur, salinitas dan turbiditas. Kerusakan ini merupakan kehilangan ganggang simbiotik (symbiotic algae) yang penting untuk penyuburan sumber makanan dan warna terumbu karang tersebut. Proses kerusakan dapat terjadi sementara akibat kondisi lingkungan dan hilang jika tekanan lingkungan meluruh. Brown et al. (2000) mengindikasikan bahwa beberapa koral di Lautan Hindia, Karibia dan Pasifik mengalami pemutihan (bleach) 124


secara rutin tiap tahun sebagai variasi dari temperatur dan radiasi. Kerusakan serius terjadi apabila penyimpangan suhu terjadi diatas 1 ºC (Brown et al., 1996). Lebih lanjut Hoegh-Guldberg (1999) menemukan bahwa kerusakan dari terumbu karang pada 20 tahun terakhir berasosiasi dengan peristiwa El Niño pada waktu temperatur maksimum penyimpang lebih dari 1 ºC. Kerusakan permanen terumbu karang terjadi apabila penyimpangan temperatur terjadi lebih dari 3 ºC selama beberapa bulan (Brown dan Suharsono, 1990). Sebagaimana juga diuraikan di atas bahwa terumbu karang sangat rentan terhadap aksi cuaca ektrem seperti badai yang menghampiri pantai. Akibat dari kedatangan badai adalah peningkatan turbiditas dan kerusakan ekologis akibat terciptanya pusaran air dan gelombang yang merusak struktur ekosistem pantai. Dalam hubungan dengan perubahan iklim, maka posisi terumbu karang akan menjadi penting karena terumbu karang merupakan obyek pada penelitian paleo iklim atau studi iklim untuk skala abad atau ratusan tahunan. Dengan teknik pengukuran yang memadai akan diperoleh nilai yang berkorelasi dengan suhu muka laut sekitar, kandungan oksigen sekitar, serta pola musim apakah basah atau kering. Dalam teknik paleo iklim akan diperoleh sampel terumbu karang dengan melakukan pemotongan melintang dari badan terumbu karang. Karena biasanya terumbu karang hidup pada lapisan laut dangkal dengan kuatnya pengaruh cuaca di muka laut maka pengambilan sampel terumbu karang tidak diperlukan teknik dan kondisi khusus atau penyelaman laut dalam. Dari data terumbu karang akan juga diperoleh nilai isotop karbon yang dapat dikonversi kepada umur lapisan dari terumbu karang yang diperoleh. Dari nilai konversi umur dan diasosiasikan dengan parameter lain seperti besaran nilai isotop tertentu akan diperoleh gambaran iklim di masa lampau berupa perkiraan (proxi) musim, perkiraan suhu muka 125


laut dan perkiraan kandungan oksigen terlarut. Penelitian paleo iklim dengan terumbu karang merupakan satu dari beberapa pilihan lain untuk penelitian iklim seperti memakai lapisan es serta sedimentasi tanah di danau dan gua. Dibandingkan dengan pilihan lainnya, terumbu karang dapat menghasilkan nilai proxi pada skala hingga satu atau dua abad. Sedangkan dari analisis lapisan es dan sedimen dapat dihasilkan nilai proxi hingga skala waktu ribuan tahun. Walaupun demikian analisis proxi dari terumbu karang cukup menggambarkan iklim yang relatif kuat untuk satu hingga dua abad yang lampau. Hubungan antara terumbu karang dengan perubahan iklim juga penting bagi neraca karbon dalam hal daya serap dan emisi CO2 ke atmosfer. Menurut Ware et al. (1991) terumbu karang adalah sumber emisi CO2 diakibatkan oleh proses presipitasi dari kalsium karbonat yang mengubah pH (peningkatan pH lebih ke nilai skala basa sehingga lebih meningkatkan produksi CO2) dari terumbu karang dan pada akhirnya menghasilkan CO2. Perubahan pH akan mengakibatkan peningkatan karbon terlarut (dissolved inorganic carbon) yang berasosiasi langsung dengan satuan CO2. Pada pemahaman sebelumnya proses presipitasi dari kalsium karbonat dianggap sebagai proses pengendapan dari zat tersebut yang berarti terjadi proses penyerapan CO2. Pada ekosistem keseluruhan di sekitar terumbu karang dari tempat pemijahan ikan, hewan-hewan mikro, dan rantai makanan disekitarnya, terumbu karang ekosistem dapat merupakan sumber penyerapan CO2, tetapi terumbu karangnya sendiri merupakan suatu unit dimana terjadi pelepasan atau emisi dari CO2 ke atmosfer. Permasalahan berikutnya dari terumbu karang adalah ancaman perubahan iklim akibat naiknya suhu muka laut dan naiknya tinggi muka laut. Meskipun pengaruh dari fenomena yang pertama yaitu peningkatan 126


suhu muka laut akan jauh lebih dirasakan bagi kerentanan terumbu karang terhadap iklim sebagaimana terlihat akibat dari badai atau gejala El Niño. Pada kasus fenomena kedua dimana terjadi perubahan tinggi muka laut akan juga terjadi perubahan sifat air laut yang menyelimuti ruang hidup terumbu karang. Peningkatan suhu muka laut sebagaimana terdeteksi pada hasil analisis proxi masa lampau menunjukkan adanya kemungkinan bleaching atau pemutihan. Pemutihan terumbu karang yang menunjukkan kerusakan akibat kematian lapisan terluar tidak hanya terjadi pada kasus peningkatan suhu muka laut melainkan juga pada penurunan suhu muka laut sebagaimana pada kasus El Niño dimana terjadi penurunan suhu muka laut secara drastis. Terumbu karang juga sensitif terhadap peningkatan mikro organisma seperti alga yang dapat bersaing dengan terumbu karang dalam mendapatkan suplai oksigen. Apabila terjadi ledakan (blooming) dari mikro organisme seperti ini yang dikenal sebagai eutrophication maka akan terjadi perusakan terumbu karang selama periode ehthropication. Apabila periode tersebut berlangsung lama dikuatirkan akan terjadi total bleaching atau kerusakan total dari terumbu karang. Sumber dari eutrophication dapat dari berbagai sumber seperti sumber nutrisi dari limpahan sungai dari daratan, kelimpahan nutrisi dari sebaran di laut akibat ledakan gunung berapi atau akibat sebaran zat-zat logam dari hasil kebakaran hutan. Pertumbuhan mikro organisme mengacu pada tingkat kesuburan lingkungan yaitu pada kesetimbangan nilai nutrisi beberapa zat penting seperti karbon, nitrogen, pospor, dan silikat. Nilai kesetimbangan nutrisi yang dikenal dengan istilah nilai rasio Redfield akan menjaga nilai kesetimbangan nutrisi dan populasi mikro organisme di perairan. Apabila terjadi kelebihan salah satu zat nutrisi di atas maka akan terjadi kelimpahan pada mikro organisme yang menjadi pemakan utama dari nutrisi yang berlebih tersebut. Jika hal ini 127


terjadi maka akan terjadi eutrophication sebagaimana digambarkan di atas. Kerusakan dari terumbu karang akibat persaingan akan suplai oksigen juga tidak hanya merusak terumbu karang melainkan juga ikanikan yang memanfaatkan ekologi terumbu karang bagi kehidupannya. Hal terakhir yang dapat mengganggu pertumbuhan terumbu karang adalah kekurangan suplai radiasi matahari akibat tertutupnya muka air laut oleh lapisan tertentu. Hal seperti ini dapat terjadi akibat penutupan oleh mikro organisme yang sedang melimpah atau tertutup oleh perawanan atau lapisan zat akibat letusan gunung berapi atau akibat kebakaran hutan. 7. 8. PROSES KONVEKSI PADA GARIS PANTAI DAN PULAUPULAU KECIL Pulau-pulau kecil berperan penting bagi proses konveksi di lapisan batas atmosfer. Proses konveksi seringkali dimulai dari tepi pantai karena besarnya suplai uap air dari wilayah laut oleh proses evaporasi. Suplai uap air besar apabila kondisi muka laut mendukung seperti adanya radiasi matahari yang cukup, angin yang berhembus, dan suhu muka laut yang mendukung. Diperlukan suhu muka laut antara 28 s.d. 29.6 C untuk daerah tropis seperti Indonesia agar terjadi kondisi yang mendukung terjadinya evaporasi. Radiasi matahari diperlukan untuk memberikan energi perubahan fase cair ke gas. Radiasi ini tidak harus radiasi langsung, tapi dapat juga akibat radiasi tidak langsung dari pantulan awan awan di langit. Angin diperlukan untuk mengurangi saturasi udara di atas muka laut tempat evaporasi untuk memberikan peluang evaporasi lebih lanjut. Angin yang terlalu lemah dapat mengakibatkan proses evaporasi berpengaruh sangat lokal dan proses konveksi yang dapat terjadi juga bersifat lokal. Angin kecepatan sedang 128


antara 3 - 8 knot merupakan angin ideal bagi suplai udara basah yang kontinu ke daerah konveksi di pantai. Apabila angin terlalu kencang, proses konveksi awan sulit terbentuk, akibatnya tidak ada pertumbuhan awan di daerah pantai. Angin yang seringkali berpengaruh bagi peristiwa konveksi di pantai di siang hari berhubungan dengan angin laut yaitu aliran angin dari laut ke daratan. Apabila suhu dibawah 28 ºC evaporasi sulit terjadi karena radiasi yang diterima muka laut masih dipakai untuk pemanasan air laut sehingga akumulasi hujan yang terjadi juga rendah. Diatas 29.6 ºC suhu muka laut juga tidak mendukung karena hujan yang turun seringkali tidak sampai di muka bumi tetapi langsung menguap dalam perjalanan jatuhnya. Tanpa bantuan fenomena global, kecepatan angin ini sangat ideal (tidak terlalu cepat dan lambat) bagi pertumbuhan awan konvektif. Fenomena alam global seperti siklon tropis bisa memberikan suplai uap air berlebih dan membentuk awan-awan, tetapi awan yang terbentuk adalah awan skala luas yang tipis pada lapisan tinggi yaitu 10.000 kaki atau sekitar 3.500 m. Awan jenis ini terbentuk tidak di siang atau sore hari seperti pembentukan awan-awan konvektif tetapi adalah awan yang bertahan lama hingga di malam hari. Seringkali awan ini cukup tebal untuk dapat memberikan curah hujan tinggi di malam hari. Pada skala luas akibat dari pembentukan awan jenis ini, peristiwa monsun memiliki jangkauan awan hingga jauh ke daratan benua. Sebuah teluk atau estuari biasanya berfungsi sebagai daerah tangkapan hujan dimana terjadi penumpukan atau konvergensi masa udara basah. Di daerah Palopo di Teluk Bone hal ini terjadi dimana antara Palopo dan Luwuk terjadi penumpukan hujan pada saat angin timuran mengalir dari tenggara. Bentuk orografis teluk yang cekungan menjebak aliran massa udara dan mengangkatnya menjadikan udara basah tersebut 129


terkondensasi. Hal ini tentu saja akan lebih dibantu apabila orografis pantai disertai pegunungan atau perbukitan. Daerah Bogor merupakan daerah tangkapan hujan bagi teluk Jakarta. Tetapi pada akhir-akhir ini daerah tangkapan hujan di Bogor berkurang. Bogor tidak lagi mengalami hujan sepanjang tahun akibat polusi. Industri di wilayah Jabotabek. Polusi Industri membawa dampak meningkatnya kadar aerosol di udara. Aerosol industri biasanya menghambat pembentukan awan-awan konvektif. Hanya awan konvektif kuat di musim hujan tetap terbentuk di daerah Bogor. Padahal sebelumnya penumpukan awan orografis dapat berarti bagi pembentukan awan di Bogor. Untuk pulau-pulau kecil, peristiwa konvektif kecil-kecil merupakan ventilasi energi dan siklus hidrologi yang paling vital bagi muka bumi. Peristiwa perubahan fase cair menjadi gas, menyerap energi atmosfer dan mendinginkannya. Peristiwa pendinginan ini menjaga suhu muka laut tidak mendidih akibat panas radiasi matahari. Selebihnya energi kinetik mentransfer suplai uap air ke daerah lain. Pada skala global peristiwa evaporasi di daerah tropis di transfer ke daerah lintang tinggi dan energi laten yang terkandung di suplai uap air tersebut mentransfer energi dari daerah tropis ke daerah lintang tinggi. Siklus hidrologi atmosfer terjadi akibat penguapan membawa potensi hujan ke daerah konvektif lainnya dan mendorong proses pada siklus hidrologi berikutnya. Keberadaan pulau-pulau kecil tidak hanya berarti bagi konveksi di atmosfer tetapi juga mempengaruhi jalur lintasan arus permukaan. Akibat dominasi angin di wilayah Indonesia yang monsunal atau berbalik arah dalam kurun waktu setengah tahun. Sifat pola arus sekitar pulau-pulau kecil di sebagian besar wilayah Indonesia sudah dapat diperkirakan. Keberadaan pulau-pulau kecil tersebut sangat 130


berpengaruh bagi penentuan arus dan volume transport massa air keseluruhan. Hal inilah yang seringkali menjadi faktor kesalahan yang mendominasi pemodelan laut dan atmosfer wilayah Indonesia. Kedua faktor diatas yaitu proses konveksi dari pulau-pulau kecil bagi pemodelan atmosfer dan arus lintas sepanjang pulau kecil yang dipengaruhi keberadaannya bagi pemodelan laut. Kedua masalah tersebut merupakan problem utama bagi wilayah kita yang memiliki ribuan pulau pulau kecil. Dengan turut memperhitungkan keberadaan pulau-pulau kecil menggunakan model resolusi tinggi akan membutuhkan kemampuan komputer dan memori yang besar, mengabaikannya akan memberikan faktor kesalahan yang besar. 7. 9. UPWELLING DAN DOWNWELLING DI GARIS PANTAI Apabila angin permukaan berhembus searah garis pantai maka proses Ekman akan mendorong upwelling atau downwelling menuju daerah pantai. Upwelling membawa unsur hara dari pitoplanton di permukaan laut dari laut dalam. Pada laut dangkal peristiwa upwelling yang terjadi lebih banyak merupakan proses mixing dari laut yang lebih dalam. Peristiwa upwelling dengan unsur hara terjadi apabila garis pantai terjal hingga dalam beberapa ratus meter ke tengah laut kedalaman laut mencapai lebih dalam dari daerah thermocline. Peristiwa upwelling dengan menaiknya unsur hara makanan seringkali dihubungkan dengan tempat berkumpulnya ikan-ikan. Akan tetapi hubungan langsung dari hal tersebut masih diperdebatkan. Salah satu argumen yang timbul adalah pengaruh dari rantai makanan dari pitoplanton ke ikan-ikan kecil dan ikan besar. Rantai makanan tersebut membutuhkan waktu untuk berlangsungnya dan hal ini yang menyulitkan membuat hubungan korelasi langsung peristiwa upwelling 131


dan keberadaan ikan-ikan tangkap. Karena sifat dari daerah upwelling yang membawa unsur hara dihubungkan dengan garis pantai yang berdekatan dengan laut dalam, maka lokasi terjadinya peristiwa ini adalah di sekitar laut-laut dalam seperti barat Sumatera, selatan Jawa, atau disekitar Laut Banda. Peristiwa upwelling membawa pengaruh terhadap mixing di permukaan karena air dari laut dalam biasanya mengandung kadar garam tinggi (salinitas tinggi) dan suhu rendah. Pengaruh peristiwa upwelling terjadi hingga tidak jauh dari garis pantai (beberapa ratus meter) tetapi cukup berarti bagi nelayan untuk penambahan penangkapan ikan mereka. Salah satu fenomena upwelling yang paling terkenal adalah peristiwa El Niño dimana di pantai Peru terjadi upwelling dalam periode yang lama pada akhir bulan Desember. Waktu itu merupakan puncak peristiwa El Niño. Saat tersebut nelayan setempat panen ikan akibatnya. Karena peristiwa tersebut terjadi bersamaan dengan peristiwa Natal maka nelayan setempat menamakan fenomena tersebut dengan El Niño yang berarti anak laki-laki untuk juga memperingati kelahiran anak lakilaki yaitu Yesus yang dirayakan pada akhir bulan tersebut. Untuk mengetahui kapan peristiwa upwelling terjadi di wilayah Indonesia perlu diketahui situasi angin dominan di muka laut dan posisi geografis apakah di belahan bumi utara atau selatan. Faktor terakhir mempengaruhi putaran Ekman transport akibat dari gaya coriolis bumi. Untuk daerah upwelling di pantai selatan Jawa. Kemungkinan terjadinya adalah pada saat angin timuran bertiup yang membawa konsekuensi upwelling mengalir dari selatan Jawa. Hal ini terjadi pada bulan Juni, Juli, dan Agustus dimana terjadi puncak angin timuran. Akibat tiupan angin permukaan tersebut, proses Ekman akan mendorong arus menjauhi garis 132


pantai. Arus muka laut menjauhi pantai akan menyebabkan kekosongan masa air di pantai dan diisi oleh aliran masa air dari laut dalam. Kejadian sebaliknya apabila angin di pantai selatan jawa mengalir dari barat maka akan terjadi downwelling. Peristiwa upwelling akan jelas sekali terlihat dari satelit inderaja laut. Dengan satelit ini seperti SeaWif, warna daerah mixing dari daerah upwelling akan jelas terlihat dan berbeda dari daerah lainnya. Akan tetapi peristiwa mixing di garis pantai juga biasa terjadi akibat turunnya hujan di garis pantai. Air hujan yang jauh lebih tawar dari laut sekitarnya akan menandai proses mixing yang terlihat dari satelit inderaja. Hal ini seringkali menjadi faktor kesalahan dari data satelit inderaja. Cara paling praktis mengetahui peristiwa upwelling dengan melihat data suhu muka laut. Proses upwelling dan mixing yang diakibatkannya akan menambah unsur variabilitas rata-rata data suhu muka laut. Dengan mengambil data suhu muka laut historis dan membandingkannya dengan nilai rata-rata bulanan dapat diketahui kecenderungan wilayah yang terjadi upwelling. Metode ini baik untuk mendeteksi peristiwa upwelling yang terjadi akibat angin di permukaan laut dari peristiwa monsunal yang berlangsung dalam beberapa bulan. Untuk peristiwa upwelling dalam hitungan hari, metoda ini tidak layak untuk dilakukan, melainkan dengan memakai data satelit inderaja lebih baik lagi. Pada daerah pantai, kombinasi antara angin yang persisten,rotasi bumi, dan orientasi letak pantai dapat menimbulkan sirkulasi vertikal dari air laut. Pada lokasi dimana angin menyebabkan perpindahan massa air permukaan (pada kedalaman dari permukaan hingga sekitar ratusan meter) menjauh dari garis pantai maka massa air tersebut akan 133


tergantikan oleh massa air dari laut dalam yang relatif lebih dingin. Peristiwa dalam proses inilah yang dikenal sebagai upwelling. Pada daerah lain ketika angin menyebabkan perpindahan massa air mendekati pantai, tumpukan air di permukaan di dekat pantai akan tenggelam dan suhu muka laut akan menghangat. Peristiwa ini dikenal sebagai downwelling. Rotasi dari pergerakan bumi membelokkan massa air dan udara yang bergerak di semua tempat kecuali di dekat garis ekuator. Pembelokan ini dikenal sebagai efek coriolis. Efek coriolis ini dan dengan kombinasinya dengan angin dan air laut menyebabkan perpindahan massa air dekat permukaan. Perpindahan air itu akan terjadi dengan sudut 90º dari arah sebenarnya akibat dari efek Ekman. Dengan pemahaman ini maka apabila ada hembusan angin di selatan Pulau Jawa yang searah dengan garis pantai ke arah barat akan menyebabkan terjadinya upwelling. Sebaliknya jika ada hembusan angin searah garis pantai ke arah timur akan menyebabkan terjadinya downwelling. Peristiwa upwelling dan downwelling di pantai mempengaruhi cuaca dan iklim dengan mengubah suhu muka laut, seperti upwelling yang membawa air dingin dari dalam laut yang mempengaruhi pembentukan kabut sebagaimana air hangat mengalir di atas badan air yang dingin. Selain itu peran dari badan air dingin di permukaan yang menghentikan pembentukan awan dan kemungkinan terjadinya badai di zona pantai. Proses upwelling yang terjadi di bagian timur Samudra Pasifik atau Pantai Ekuador dan Peru berhubungan dengan pembentukan padang pasir di daratan pantainya. Perlemahan dari upwelling yang berhubungan dengan sirkulasi di atmosfer dan di lautan yang berulang ulang pada periode tiga hingga tujuh tahunan dikenal sebagai El Niño. 134


Suhu muka laut yang hangat akan membawa hujan sepanjang daratan pantai tersebut. Daerah yang riskan terhadap terjadinya upwelling dan downwelling adalah wilayah studi yang menarik bagi peneliti untuk mencari hubungan antara arus muka laut yang terdorong angin, arus dalam yang terdorong oleh beda massa jenis dan sirkulasi di atmosfer. Ada kemungkinan bahwa pengaruh dari upwelling dan downwelling dapat berdampak pada variabilitas cuaca dan iklim di seputar bumi. Pengaruh perputaran bumi dan gaya atau efek coriolis akan menyebabkan pengaruh pembelokan di bumi belahan utara dan bumi belahan selatan bertolak belakang. Pada prinsipnya semua gerakan menuju ke arah garis ekuator akan dibelokkan ke arah barat. Sehingga di bumi belahan utara apabila massa air dan massa udara menuju ke garis ekuator maka akan dibelokkan ke barat atau ke arah kanan. Sedangkan untuk bumi belahan selatan apabila ada pergerakan massa udara ke arah ekuator akan dibelokkan ke kiri atau juga ke barat. Demikian juga untuk kasus di pantai selatan Jawa dimana arah garis pantai melintang dari barat ke timur, apabila ada angin di permukaan akan menyebabkan terjadinya efek Ekman yang mendorong arus bergerak ke kiri atau ke arah selatan. Akibat perbelokan tersebut maka massa air atau udara yang mengalir tersebut akan digantikan oleh massa udara atau air lain yang dapat menyebabkan terjadinya upwelling atau downwelling. Fenomena upwelling dan downwelling sangat penting dalam menghasilkan perubahan besar pada suhu muka laut yang dapat bertahan hingga skala beberapa harian. Seringkali fenomena ini dihubungkan dengan tingkat kenyamanan pariwisata pantai atau untuk dunia penangkapan ikan. Sebagai contoh, untuk keperluan daerah pariwisata akan menghindari daerah upwelling dimana suhu lautan menjadi dingin 135


akan tetapi untuk keperluan penangkapan ikan upwelling lebih disukai karena akan dapat menyebabkan kemudahan menangkap ikan, karena ikan akan berenang lebih dekat permukaan. Selain suhu di dekat permukaan yang memberi kenyamanan bagi ikan, juga karena upwelling memberikan nutrisi yang mengalir ke permukaan untuk makanan ikan. Daerah yang sering terdapat upwelling akan merasakan suasana yang sejuk dimana seringkali timbul kabut di pantai. Selain itu curah hujan juga tidak lebat karena proses konveksi akan terhambat dengan suhu muka laut yang dingin dan petir serta kilat akan jarang terjadi pada daratan pantai seperti demikian. 7.10. PANTAI TEMPAT BERCAMPURNYA DUA DUNIA Pantai merupakan akhir dari mengalirnya aliran (runoff) dari sungai yang membawa banyak sedimentasi dan limbah dari daratan. Air tawar dan asin bercampur di muara sungai yang letaknya di tepi pantai. Aliran air sungai membawa sedimentasi daratan dan limbah antropogenik atau hasil perbuatan manusia. Sedimentasi biasanya menambah kadar garam di laut, meski kadar garam dalam sedimen air sungai sangat minim. Selain sedimentasi yang menciptakan pendangkalan, kejadian sebaliknya dapat terjadi yaitu erosi garis pantai. Erosi garis pantai merupakan bahaya nyata dalam dekade kedepan akibat munculnya gejala pemanasan global yang membawa dampak menaiknya tinggi muka air laut sehingga erosi adalah bahaya nyata untuk negara dengan garis pantai terbanyak seperti Indonesia. Perlu dihitung berapa banyak warga masyarakat yang bermukim di garis pantai dan dalam ketinggian daratan tertentu. Perlu diperhatikan bahwa pemanasan global adalah fenomena iklim dengan skala variabilitas yang sangat lambat. 136


Beban muara sungai bertambah akibat bertumpuknya limbah, sehingga banyak merusak terumbu karang di dekat muara sungai. Rusaknya terumbu karang tersebut dan kondisi penangkapan ikan berlebihan akan mengakibatkan habisnya stok ikan di sekitar muara sungai. Limbah kotor yang berisi zat kimia seringkali merusak tidak hanya terumbu karang tetapi juga ikan-ikan kecil dan tempat tumbuhnya ikan tersebut. Hal ini membahayakan habisnya stok ikan secara lebih cepat. Untuk wilayah tertentu dimana arus air laut terpengaruh pada pola monsun dimana terjadi aliran berbalik arah, seringkali ikan akan datang pada suatu periode dan hilang pada periode lain. Hal ini biasa melengahkan para nelayan sehingga beranggapan tidak ada pengaruh kerusakan ekosistem setempat. Eutropication adalah contoh rusaknya muara sungai akibat pencemaran air laut. Eutrophication adalah fenomena dimana mengalirnya material Nitrogen dan Fosfat dari urea hasil fertilisasi pupuk buatan manusia. Pupuk merupakan penyubur untuk upaya intensifikasi pertanian yang intensif dipakai hingga saat ini. Pemakaian pupuk yang berlebihan akan terbuang ke dalam aliran sungai dan akhirnya mengalir ke laut. Kasus eutropication ini turut membantu rusaknya ekosistem garis pantai karena senyawa kimia ini tidak diproduksi secara natural dan tidak berurai secara natural di laut melainkan sumber hara atau makanan bagi berbagai fitoplankton berbahaya atau beracun. Eutrophication merupakan salah satu faktor yang menyebabkan negara maju menghentikan pemakaian pupuk non biologis atau alamiah dalam intensifikasi pertanian mereka. Kasus pencemaran lain adalah limbah dari badan manusia yaitu bakteri e-coli yang terdapat dalam tinja atau kotoran manusia. Akibat sistem drainasi di Indonesia tidak terkoordinir secara rapi. Limbah ini 137


dibuang di halaman rumah dan dibiarkan meresap ke tanah. Tetapi akibat aliran air tanah atau ground water, kotoran tersebut juga mengalir ke dalam aliran sungai yang mengalir ke laut. Keberadaan bakteri ini di muara sungai membuktikan daya tahan hidup yang lama untuk mengarungi dari buangan manusia hingga ke muara sungai. Kemungkinan lain adalah terjadinya mutasi dari bakteri ini untuk dapat terdeteksi di muara sungai. Hal yang menarik adalah dalam beberapa tahun terakhir terjadi pergeseran tempat bakteri ini di muara sungai hingga menjangkau jarak yang lebih jauh dari garis pantai. Kemungkinan adanya tingkat kejenuhan bakteri ini di muara sungai hingga akhirnya keberadaannya dapat terdeteksi hingga jauh di tengah laut. Pola penyebaran bakteri ini di muara sungai juga terpengaruh oleh sistem iklim kita yaitu pada waktu musim basah dimana hujan sering turun, konsentrasi bakteri ini di muara sungai menurun. Pada waktu musim kering keberadaan bakteri ini memiliki konsentrasi tinggi. 7.11. GARAM DAN AEROSOL DI PANTAI Meskipun kandungan garam di laut hanya 3 %, tetapi garam membentuk sifat fisis yang khusus bagi air laut. Sifat fisis yang dinyatakan dengan tingkat salinitas dan tingkat dielektris karena garam seringkali berupa ion lepas bermuatan listrik statis positif atau negatif. Di permukaan laut pada lapisan kulit udara dan muka air, terjadi mixing dari laut ke udara dimana partikel garam terlepas ke udara dalam bentuk aerosol garam. Aerosol adalah partikel di udara selain partikel air dalam fase cair, padat atau gas. Aerosol garam ini terbawa dengan angin ke daerah lain dan sangat mempengaruhi kondisi iklim di tepi pantai. Wilayah Indonesia dimana hampir semua pulau (termasuk hampir semua pulau besar) memiliki iklim maritim. Salah satu ciri iklim maritim 138


adalah terdapatnya aerosol garam di udara. Hal termudah yang dapat terlihat adalah mudahnya terjadi karat pada besi-besi di kota-kota di pinggir pantai Indonesia. Salah satu penyebabnya adalah keberadaan aerosol garam baik itu merupakan senyawa garam maupun ion-ion garam lepas.

Gambar 7.5. Proses pembentukan angin darat dan angin laut.

Hal lain yang perlu diperhatikan adalah sifat iklim wilayah Indonesia berupa pengangkatan udara, dimana wilayah tropis adalah pusat pergerakan hadley cell yang mengirimkan energi dari tropis ke daerah lintang tinggi. Di daerah tropis terjadi pengangkatan udara. Pengangkatan udara inilah yang membantu peristiwa mixing aerosol 139


garam di udara sehingga aerosol garam terangkat dan dibawa angin. Peristiwa pengangkatan udara juga terjadi di darat dimana aerosol tanah terangkat dalam bentuk debu sehingga kota-kota besar di Indonesia sering kumuh karena kepulan debu di udaranya. Hal ini tidak terdapat pada kota-kota besar di lintang tinggi dimana tidak terjadi proses pengangkatan sebagaimana digambarkan dalam hadley cell. Meskipun tingkat salinitas di daerah tropis rendah di bawah permukaan laut, tetapi peristiwa pengangkatan aerosol cukup membuat masalah. Perpaduan antara sifat angkat, aerosol garam dan tingkat kelembaban tinggi membuat manusia Indonesia sebenarnya memiliki daya tahan yang tinggi terhadap iklim tropis. Manusia non tropis memiliki kesulitan besar untuk beradaptasi untuk lingkungan demikian. 7.12. ANGIN DARAT DAN ANGIN LAUT Peristiwa pembentukan angin darat dan angin laut sangat berhubungan dengan sifat daya hantar panas air dan daratan. Air memiliki sifat daya hantar panas yang kecil atau lambat sedangkan daratan memiliki sifat daya hantar besar dan cepat. Sifat kedua media tersebut berperan penting dalam lamanya pembentukan panas daratan dan lautan. Akibat daratan lebih cepat hangat maka di siang hari suhu permukaan di daratan lebih tinggi daripada di laut dan udara yang lebih hangat tersebut merenggangkan udara di atasnya dan udara renggang tersebut mengapung dan naik. Udara naik tersebut diisi oleh aliran udara dari muka laut yang mengalir ke daratan. Fenomena di siang hari inilah yang disebut sebagai angin darat. Pada malam hari suhu daratan lebih cepat mendingin dan pada saat ini suhu muka laut lebih hangat dari daratan sehingga proses sebaliknya terjadi. Akibat dari aliran bolakbalik angin darat dan laut maka cuaca di garis pantai sangat diurnal 140


dimana terjadi pergantian suasana udara siang malam. Angin malam di tepi pantai akan lebih segar karena mengalirkan udara yang tidak mengandung garam, sebaliknya di siang hari udara akan terasa lengket di kulit karena kandungan garamnya.

Gambar 7.6. Proses terjadinya awan-awan konvektif di Laut Cina Selatan, Selat Karimata, dan Pulau Kalimantan dan peran angin darat dan angin laut (Houze et al. 1981)

Penelitian mengenai efek angin darat dan angin laut di benua maritim Indonesia dimulai dari catatan penelitian pada era penjajahan Belanda oleh Bemmelen (1922) yang mengamati pengaruh dari angin 141


laut di pada cuaca di Kota Jakarta (waktu itu Batavia). Selanjutnya penelitian mengenai pengaruh angin darat dan laut kurang diminati hingga akhir abad 20 dimana mulai dipasangnya alat pemantau angin di selatan kota Jakarta yaitu radar lapis batas atmosfer (Boundary layer radar, BLR) pada tahun 1992 di Serpong selatan Jakarta. Pemasangan BLR yang merupakan kerjasama beberapa institusi Indonesia dengan Universitas Kyoto menghasilkan beberapa penelitian termasuk mengenai angin darat dan angin laut seperti oleh Hashiguti et al. (1995), Hadi et al. (2000; 2002), Mori et al. (2004), Sakurai et al. (2005) dan Araki et al. (2006). Selain studi mengenai situasi angin darat dan laut di Jakarta, juga ada studi mengenai hal serupa di Pulau Sumatera oleh Nitta dan Seine (1994) memakai data satelit cuaca geostasioner. Selain itu Ichikawa dan Yasunari (2006) melakukan studi memakai data satelit TRMM pada kasus serupa untuk Pulau Kalimantan. Pada proyek penelitian Winter Monsoon Experiment (WMONEX) di Laut Cina Selatan, Houze et al (1981) menemukan sistem konvergensi antara monsun timur laut dengan angin darat yang berhubungan dengan sifat curah hujan di lepas pantai barat laut Kalimantan. Hal serupa juga diperoleh dari Kusumayanti (2008) yang studinya menemukan sifat diurnal dari pertumbuhan awan di daratan dan di lautan Pulau Jawa dari hasil perhitungan rata-rata jam-jaman setahun dari data gradien pertumbuhan awan berdasarkan data satelit cuaca geostasioner MTSAT (Gambar 7.7). Perhitungan tersebut dilakukan dengan mengambil nilai rata-rata perbedaan nilai suhu puncak awan antara dua jam yang berbeda. Hasil dari perbedaan yang diperoleh menunjukkan pertumbuhan awan apabila perbedaan tersebut positif dan menunjukkan hujan turun apabila perbedaan tersebut negatif. Efek dari pengaruh kontras daratan dan lautan dapat diamati dengan melihat bahwa pada siang dan sore hari pertumbuhan awan terjadi di lepas pantai 142


tetapi curah hujan lebih banyak terjadi di daratan. Sedangkan di malam hari curah hujan lebih banyak terjadi di lepas pantai sedangkan pertumbuhan awan lebih banyak terjadi di daratan.

Gambar 7.7. Sifat diurnal pertumbuhan awan (diatas nol) dan hujan (dibawah nol) antara daratan (106.5-108.5 °BT dan 6.5-7.5 °LS) dan lautan (108.5-110.5 °BT dan 5.5-6.5 °LS) di Pulau Jawa berdasarkan nilai gradien suhu puncak awan dari data satelit geostasioner. Sumbu x menunjukkan waktu WIB.

Mengacu pada sifat angin darat dan angin laut serta kontras suhu antara daratan dan lautan maka sifat pertumbuhan di daratan dan lepas pantai seperti ini dapat mudah dimengerti. Pada siang hari daratan akan lebih panas dibandingkan lautan dan proses konveksi akan lebih mudah terjadi di daratan. Akibatnya udara akan terdorong ke atas dan angin akan mengalir dari laut (angin laut) yang membawa uap air. Proses mengalirnya uap air ini akan serta merta membawa pertumbuhan awan akibat penumpukan uap air yang menyebabkan jenuhnya udara. Sebaliknya pada malam hari lautan akan lebih hangat dibandingkan dengan di daratan sehingga peristiwa sebaliknya akan terjadi. Apabila kita perhatikan pola pada Gambar 7.6, terlihat bahwa lebih banyak 143


awan terbentuk di laut di siang hari daripada di daratan di malam hari dan juga lebih banyak hujan terbentuk di daratan pada siang hari daripada di lautan di malam hari. Fakta terakhir ini dapat dimengerti karena sumber utama uap air lebih banyak di lautan daripada dari daratan. 7.13. GELOMBANG PASANG Selain berbagai fenomena yang telah diuraikan, di atas garis pantai juga mengalami gelombang pasang dan surut (tides) akibat peristiwa astronomik karena daya tarik gravitasi bumi dan bulan. Hubungan dan posisi bumi dan bulan telah diketahui secara pasti sejak dulu dan perhitungan kekuatan gelombang pasang dapat dilakukan untuk masa mendatang. Hal ini menjadikan tides adalah salah satu fenomena laut yang paling susah dimengerti. Bentuk panjang gelombang dari fluktuasi tides adalah sebesar lama periode evolusi atau rotasi bulan yaitu 29.45 hari. Yang menjadi rumit adalah interferensi dari masing-masing tides tersebut akibat pantulan dan refleksinya dikarenakan rumitnya orografis garis-garis pantai terlebih di kepulauan maritim Indonesia. Dengan bantuan program komputer hal ini dapat di kalkulasi. Yang membantu adalah sifat tides itu yang berulang-ulang akibat posisi bumi dan bulan berulang-ulang dalam rotasinya sehingga dengan analisa fourier, karakteristik tides suatu daerah dapat diinterpolasikan untuk jangka waktu yang lebih lama kedepan dan ramalan bentuk tides yang akan datang dapat dihitung secara pasti. 7. 14. PENGELOLAAN MATA AIR PESISIR DAN PULAUPULAU KECIL Ketersediaan sumber air tawar pulau kecil dipengaruhi oleh curah hujan lokal tahunan yang jatuh di pulau tersebut, lapisan geologi 144


pembentuk pulau dan tutupan vegetasi setempat. Hal ini berbeda dengan kondisi di pulau besar dimana ketersediaan air dapat berasal dari curah hujan yang berasal dari daerah lain yang kemudian di transfer melalui sistem akuifer air tanah ke dalam suatu cekungan air tanah (ground water basin) atau melalui aliran permukaan sungai yang kemudian meresap masuk sistem air tanah di bagian hilirnya atau tertampung kedalam sistem danau. Dengan demikian ketersediaan air di pulau kecil ini sangat bergantung dari besarnya curah hujan sebagai pasokan utama sumber air tawar serta kemampuan pulau tersebut menyimpan sumber air secara alami. Pada umumnya ketebalan lapisan air di pulau kecil berkisar antara 1 - 2 m. Ketersediaan air di pulau kecil juga dipengaruhi oleh bentuk pulau itu sendiri, pasang surut dan kekuatan serta arah arus laut. Dilaporkan dalam suatu pulau kecil yang memanjang, keberadaan sumber air tawar terletak salah satu atau kedua ujung pulau, tidak mengikuti panjang pulau dengan titik berat berada di bagian tengah pulau sebagaimana umumnya. Hal ini dapat terjadi karena adanya arah arus laut yang menuju tegak lurus pulau sehingga air tawar mendapat tekanan ke salah satu atau kedua ujung pulau akibatnya terjadi akumulasi resapan air di bagian tersebut. Tabel 1. Contoh neraca air Pulau Bira Besar di Kepulauan Seribu No.

Keseimbangan air dibandingkan Volume dengan air Keunikan sumber daya air Jumlah pulau kecil 3/hari) (mm/tahun) (m pulau besar adalah karena luas kawasan yang kecil menyebabkan 1 Curah hujan 1768 1409 volume air yang tertampung sangat sedikit. Hal ini menyebabkan 2 Evapotranspirasi 1433 1142 ketersediaan sumber air sangat terbatas, terisolasi dan 3 Resapan 335 267 mudah terkontaminasi air asin. Permasalahan 514 yang dihadapi adalah pada saat 4 Kebutuhan 410 5 Defisit dimana secara alami hujan 179 sebagai sumber143 musim kemarau utama air

145


tawar relatif sangat rendah, sehingga ketersediaan air juga sangat terbatas, disisi lain kebutuhan air relatif tetap. Oleh karena itu pengelolaan dan pengambangan sumber air di kawasan ini harus terproteksi dari pencemaran baik secara alami maupun pengaruh manusia, alokasi pengambilan dibatasi pada batas aman dan pemanfaatan air yang rasional untuk menjaga pemanfaatan yang terusmenerus. Intrusi air laut di kawasan pulau kecil menjadi sangat menentukan dibandingkan di pulau besar dimana di pulau besar ada tekanan air tanah yang selalu menjaga keseimbangan antara air tawar dan air asin. Berkurangnya pasokan air hujan sebagai sumber air tawar di pulau kecil menyebabkan terjadinya intrusi air laut sehingga menyebabkan berkurangnya lapisan lensa air tawar dengan terjadinya fluktuasi air tawar. Pengambilan air tanah melalui pemompaan yang berlebihan merupakan penyebab utama terjadinya intrusi air asin. Selain itu adanya kegiatan pembangunan dermaga marina dan jalur air di pulau kecil dapat menyebabkan terjadinya intrusi air laut.

Pertanyaan: 1. Bagaimana proses terbentuknya angin darat dan angin laut? 2. Mana yang lebih banyak, hujan di laut atau di pesisir atau di tengah benua? 3. Garam di laut dapat melayang di atmosfer sebagai aerosol, bagaimana proses terjadinya dan dampaknya terhadap kehidupan kita? 146


4. Coba jelaskan pembentukan upwelling dan downwelling di sepanjang garis pantai! 5. Apa aspek meteorologis gelombang pasang surut di laut? 6. Sebutkan peran pulau-pulau kecil pada proses konveksi dan heat budget.!

147

BAB 8

PERAN IKLIM DAN CUACA LAUT TERHADAP PERIKANAN Cuaca dan iklim memiliki peran besar terhadap kondisi ekologis dan lingkungan di laut terutama pada lapisan permukaan hingga lapisan termoklin atau hingga kedalaman ratusan meter. Hingga saat ini aktivitas utama dari perikanan tangkap juga masih melakukan eksploitas penangkapan pada lapisan ini, sehingga sangat relevan untuk membicarakan peran dari iklim dan cuaca terhadap aktivitas perikanan. Dengan semakin kuatnya tekanan dari demografi yaitu tingkat populasi dunia untuk kebutuhan akan ikan tangkap dan perubahan iklim dan cuaca terhadap laut, maka diperlukan pengertian yang lebih memadai terutama mengenai kondisi perikanan di benua maritim Indonesia. Meskipun demikian, studi mengenai hubungan permasalahan iklim dan cuaca terhadap perikanan tangkap di Indonesia masih sangat jarang. Padahal seperti sama-sama diketahui bahwa para nelayan tradisional sudah memakai tanda-tanda cuaca bagi keperluan melaut mereka sehari-hari. Tanda-tanda yang merupakan kearifan lokal tersebut bukan hanya merupakan insting belaka, tetapi jika dicermati lagi merupakan pengetahuan dengan dasar ilmiah yang cukup baik. Kesulitan utama dari baik studi maupun penelitian pengaruh iklim dan cuaca terhadap perikanan lebih kepada buruknya sistem pencatatan hasil perikanan tangkap nasional dan pada tingkat lokal. 149


Hanya ada beberapa tempat pelelangan ikan atau catatan syah bandar pelabuhan yang dapat dipakai sebagai dasar catatan. Selain untuk keperluan studi, sebenarnya catatan yang baik dapat dipakai untuk melihat trend dari stok ikan dan perubahannya. Catatan yang diharapkan selain dari jenis ikan juga pada ukuran untuk melihat tren stok kelimpahan pada masa mendatang. Karena dikuatirkan beberapa zona penangkapan ikan nasional telah mencapai situasi over fishing atau kelebihan penangkapan. Kasus over fishing di wilayah Atlantik utara telah memaksa komisi Uni Eropa untuk melarang dan mengurangi armada perikanan beberapa negara Eropa untuk melindungi pertumbuhan dan stok ikan di wilayah tersebut. 8. 1. MODUS PENGARUH CUACA DAN IKLIM TERHADAP PERIKANAN Evaluasi dari pengaruh perubahan cuaca dan iklim terhadap perikanan memerlukan pemahaman proses fisis dibalik pengaruh tersebut. Pengaruh terbesar dari cuaca dan iklim terjadi pada permukaan laut dimana interaksi antara atmosfer dan laut terjadi. Pengaruh cuaca akan berhubungan dengan perilaku penangkapan yaitu nelayan dan kapal tangkap, perilaku ikan yaitu dari perubahan yang terjadi di laut. Pengaruh cuaca dapat terjadi untuk masalah keamanan nelayan dan kondisi ikan di laut. Sebagai contoh kejadian badai akan membahayakan nelayan untuk melaut dan juga merupakan saat ikan berenang lebih dalam untuk menghindari turbiditas di permukaan. Seringkali ditemukan bahwa data badai di laut memiliki hubungan yang erat dengan laporan hasil tangkap ikan. Selain itu kabut juga merupakan faktor yang seringkali dihindari oleh nelayan dalam melaut.

150

BAB 8 - PERAN IKLIM DAN CUACA LAUT TERHADAP PERIKANAN

Cuaca juga mempengaruhi perilaku ikan di laut, kelimpahannya, penyebaran dan migrasi melalui efek cuaca dan iklim terhadap laut. Faktor-faktor cuaca seperti cahaya radiasi, angin, serta curah hujan merupakan faktor dominan yang mempengaruhi perilaku ikan. Angin dengan pengaruh pada proses turbiditas dan mixing di permukaan laut akan menyebabkan ikan berenang lebih dalam. Pencahayaan yang seringkali berhubungan dengan tutupan awan akan sangat berpengaruh terhadap distribusi ikan pada kedalaman khususnya spesies ikan yang melakukan migrasi diurnal (siang-malam) secara vertikal. Peran angin pada muka laut juga bertanggung jawab atas kejadian gelombang, pembentukan lapisan mixing dan pembentukan arus laut di permukaan. Perubahan aliran energi panas dan aliran massa udara maupun air di muka laut juga lebih banyak berhubungan dengan peran angin di permukaan. Angin juga berperan pada proses upwelling dan downwelling dimana terjadi transport nutrisi dari dan ke permukaan yang mempengaruhi keberadaan ikan. Pengaruh suhu air sangat besar bagi tingkat kenyamanan ekologis ikan dimana ikan akan berenang pada kondisi yang sesuai tingkat kenyamanannya. Akibatnya perubahan dari suhu air laut akan menyebabkan perubahan lokasi tempat ikan berenang. Dengan pengetahuan ini maka peristiwa upwelling dan downwelling serta perubahan suhu laut akibat gejala regional maupun global seringkali berhubungan dengan situasi perikanan tangkap. Sebagai contohnya, gejala global El Niño menyebabkan tingkat kehangatan yang luar biasa di daerah Pasifik tengah dan timur yang membawa bahaya kematian terhadap ikan- ikan di lepas Pantai Peru. Perubahan mendadak dari suhu muka laut juga seringkali menjadi sumber kematian bagi ikan di pesisir. 151


Gambar 8.1. Peta pembagian Zona Wilayah Pengelolaan Perikanan (WPP) Indonesia, sumber Badan Riset Kelautan dan Perikanan.

152


Perubahan suhu air juga dapat terjadi di laut dalam terutama pada lapisan termoklin atau perubahan ketebalan lapisan mixing. Sumber dari perubahan suhu muka laut terdiri dari adveksi yaitu penjalaran energi panas secara horizontal atau akibat pertukaran massa dan energi antara laut dan atmosfer. Fenomena pertama yaitu adveksi lebih mendominasi di laut lepas sedangkan fenomena kedua yaitu pertukaran energi akan lebih terasa di perairan pantai atau laut tertutup. Hal seperti adveksi dalam skala luas terjadi pada fenomena El Niño dimana terjadi perpindahan massa air hangat pada lapisan termoklin dari daerah warm pool menuju ke Pasifik tengah dan timur. Perubahan tersebut tentu saja membawa konsekuensi migrasi ekologi ikan pada lapisan tertentu. Perubahan suhu dapat mempengaruhi biologis ikan dalam hal memodifikasi proses metabolisme (laju konsumsi dan pertumbuhan), memodifikasi aktivitas gerak dan stimulus syaraf. Karena perubahan suhu air laut juga merupakan indikasi perubahan kecepatan angin, upwelling, dan arus sehingga perubahan ekosistem ikan dapat dihubungkan dengan perubahan suhu. Pengaruh arus laut juga sering diasosiasikan dengan perubahan lokasi keberadaan ikan. Ikan-ikan yang bergerombol (school of fish) seringkali memanfaatkan arus laut yang menghantarkan massa air laut dengan suhu dan salinitas tertentu bagi keperluan perpindahannya. Keberadaan makanan atau rantai makanan juga berpengaruh pada populasi ikan, sementara makanan ikan beserta rantai makanannya juga memiliki sifat yang tergantung pada kondisi cuaca dan iklim. Sebagai contohnya populasi organik dasar yaitu fitoplanton sangat tergantung pada ketersediaan dari nutrisi pembatas (limiting nutrient), kadar sinar matahari, kedalaman lapisan mixing, suhu, dan perpindahan oleh arus laut. Nutrisi pembatas adalah rasio kecukupan bahan dasar nutrisi seperti karbon, fosfat, nitrogen, dan silikat dengan rasio 153


kecukupan yaitu redfield. Apabila rasio Redfield tidak terpenuhi dimana ada salah satu unsur nutrisi yang berlebih, maka akan terjadi eutrophication (blooming) bagi biota yang menjadi pemakan unsur yang berlebih tadi. Eutrophication tadi akan membahayakan populasi ikan karena biasanya akan terjadi kompetisi dalam hal konsumsi oksigen terlarut dan juga populasi biota mikro yang blooming tadi akan menghalangi sinar matahari masuk ke laut dan menyebabkan ikan kesulitan respirasi dan bergerak. Hal lain yang berpengaruh pada mekanisme peningkatan populasi ikan adalah aliran nutrisi dari daratan atau fluks dari darat ke laut. Selain nutrisi, fluks dari darat juga dapat membawa polutan yang membahayakan biota di laut. Fluks atau aliran sungai ke laut adalah proses yang secara tidak langsung dipengaruhi oleh berbagai parameter cuaca seperti hujan. Wilayah pantai juga berguna bagi pemijahan ikan dan tempat pengembangbiakan serta pertumbuhan ikan kecil. Sehingga aliran fluks serta kondisi ekologi pantai sangat berpengaruh pada kondisi populasi ikan. 8. 2. IKLIM INDONESIA DAN PERIKANAN Kondisi monsun wilayah benua maritim Indonesia merupakan interaksi reguler dari laut dan atmosfer lokal. Sumber utama dari monsun yang dikenal sebagai monsun Asia-Australia adalah sifat kontras benua antara benua Asia dan Australia dengan dua samudra yang mengapit benua maritim Indonesia. Sifat kontras dihasilkan dari pergerakan titik ekuinok matahari secara meridional (utara selatan). Secara umum pada saat puncak matahari menyinari akan terjadi suplai radiasi matahari yang meningkatkan suhu muka laut dan 154


memberikan potensi evaporasi dan peningkatan curah hujan. Pada saat ini benua maritim akan memasuki periode musim hujan dan sebaliknya periode musim kemarau. Dengan demikian musim hujan lebih berasosiasi dengan suhu muka laut hangat dan musim kering lebih berasosiasi dengan suhu muka laut dingin. Peristiwa konveksi yang didukung oleh suplai uap air yang cukup terkadang membawa pengaruh pada gelombang tinggi di laut. Pada musim penghujan gelombang di laut akan membawa konsekuensi pada keengganan nelayan untuk melaut dan juga ikan akan berenang lebih dalam. Angin pada kedua musim di atas juga sangat bertolak belakang. Pada musim penghujan angin bersifat lambat karena terganggu dengan aliran konveksi vertikal sehingga aliran horizontal akan terganggu. Pada musim kering angin berhembus lebih kencang akan tetapi lebih kering dikarenakan oleh kurangnya suplai uap air dari muka laut yang bersuhu dingin. Konsekuensi dari kondisi musiman seperti di atas adalah potensi perikanan yang lebih tinggi di musim kering atau kemarau dibandingkan dengan di musim penghujan. Beberapa faktor yang mendukung adalah rendahnya suhu muka laut sehingga ikan akan berenang lebih dekat permukaan karena sudah pada level kenyamanan yang memadai. Selain itu musim kemarau ditandai dengan kurangnya gejolak gelombang dan badai di laut yang membahayakan nelayan serta ikan. Pada saat badai, ikan akan berenang lebih dalam, selain karena suhu muka laut hangat juga terjadi peningkatan turbiditas di permukaan yang menyulitkan respirasi ikan. Faktor lainnya adalah sistem angin di wilayah benua maritim dimana pada musim kemarau seringkali terjadi peristiwa 155


upwelling yang membawa nutrisi dari laut dalam ke permukaan yang sangat dibutuhkan oleh ikan. Dalam sub bab berikut ini akan disampaikan contoh studi kasus mengenai pengaruh musim terhadap tangkapan ikan di laut sekitar Pulau Jawa berdasarkan studi oleh Hendiarti et al. (2005). Meskipun studi dilakukan terbatas memakai data hasil tangkapan beberapa pelabuhan utama di Jawa tetapi sudah cukup memadai untuk dapat memberikan gambaran mengenai pengaruh iklim terhadap potensi perikanan tangkap. 8.3. PENGARUH MUSIM TERHADAP TANGKAPAN IKAN DI SEKITAR JAWA Estimasi dari stok ikan nasional termasuk di dalam wilayah ZEE sekitar 6.4 juta ton/tahun dengan estimasi kemampuan produksi 63% dari nilai tersebut (BRKP, 2001). Stok ikan tersebut terdiri dari 5.14 juta ton/tahun yang berpotensi ditangkap di wilayah benua maritim dan 1.26 juta ton/tahun di wilayah ZEE. Ikan pelagis adalah jenis yang paling utama bagi perikanan tangkap di Indonesia karena sekitar 75% dari total ikan yang tersedia atau sekitar 4.8 juta ton/tahun adalah termasuk jenis ini. Data yang dipakai diambil dari empat pelabuhan utama yang dianggap mewakili jenis pengaruh yang berbeda karena letak dari pelabuhan yang menghadap laut yang berbeda yaitu Laut Jawa, Samudra Indonesia, Selat Bali, dan Selat Sunda. Data penangkapan ikan yang tersedia adalah data 20 tahun dari keempat pelabuhan utama tersebut. Menurut beberapa studi terdahulu, penangkapan ikan pelagis masih sekitar 50 % di selatan Jawa akan tetapi untuk di Laut Jawa sudah dieksploitasi penuh (Luong, 1997). 156


Gambar 8.2. Sebaran kloropil-a di sekitar Pulau Jawa pada 24 Agustus 2004 berdasarkan pantauan inderaja satellit (Hendiarti et al. 2005)

Variabilitas dari sirkulasi di muka laut seperti Laut Jawa akan merubah distribusi spasial dari lapisan termohalin atau lapisan temperature dan salinitas. Perubahan dari distribusi termohalin terutama tingkat salinitas memiliki pengaruh kuat terhadap jenis ikan pelagis kecil. Sebagai contoh distribusi dan kelimpahan dari ikan layang yang merupakan jenis pelagis kecil di Laut Jawa sangat dipengaruhi oleh distribusi salinitas yang dikendalikan oleh sistim monsun regional (Potier et al, 1989). Untuk melihat pengaruh iklim terhadap potensi perikanan di empat wilayah sekitar Jawa perlu diperhatikan proses yang 157


mendominasi daerah pesisir seperti pengaruh arus laut dalam migrasi ikan, pengayaan nutrisi dengan upwelling yang mempengaruhi rantai makanan dari fitoplankton hingga ikan serta dengan melihat kemungkinan pengaruh dari aliran sungai dari daratan ke muara pantai. Metode observasi yang dapat dipakai dengan melihat data dari satelit ocean color seperti dari Moderate Resolution Imaging Spectroradiometer (MODIS) Aqua atau Sea-viewing Wide Field-of-view Sensor (SeaWiFS) untuk data konsentrasi kloropil.

Gambar 8.3. Pola musiman suhu muka laut dan kloropil-a di sekitar Jawa (atas) dan data tangkapan ikan dari Pelabuhan Sarang Rembang Jawa Tengah yang menunjukkan pola musiman (Hendiarti et al., 2005).

158


Kelimpahan dari fitoplankton didapat dari data observasi kloropil-a. Pada periode monsun kering (Juni hingga Oktober) massa air arlindo dari Indonesia timur yang kaya nutrisi masuk menuju Laut Jawa. Pada akhirnya dalam periode ini terjadi peningkatan konsentrasi kloropil-a di Laut Jawa dan Selat Sunda. Pada sisi selatan terjadi peningkatan konsentrasi kloropil-a akibat proses upwelling yang terjadi di selatan Jawa. Kekuatan dari proses dinamis ini bervariasi tergantung pada kekuatan monsun. Pengaruh El Niño seperti pada tahun 1997 jelas nampak pada aktivitas upwelling di selatan Jawa seperti dilaporkan oleh Susanto et al., 2001. Pada saat tahun La Niña seperti 1998 terjadi konsentrasi tinggi dari kloropil-a di Laut Jawa dan Selat Sunda pada saat kekuatan upwelling di selatan Jawa jauh lebih lemah dari rata rata 1999 hingga 2004. Proses fisis di Laut Jawa Ada sekitar 30 jenis ikan pelagis yang terdapat di Laut Jawa dimana sekitar 11 dari padanya adalah 90% dari keseluruhan ikan tangkap. Jenis ikan pelagis yang ditemukan adalah Carangids (Decapterus russelli dan D. macrosoma; trevallies, S. crumenophthalmus), Clupeids (sardinella, S. gibbosa, A. sirm), dan Scrombids (mackerels, R. kanagurta). Spesies lainnya yang terdapat di sekitar pantai adalah Selaroides leptolepis, Sardinella brachysoma, Rastrelliger brachysoma dan Stolephorus spp. Ikan pelagis kecil di laut ini dibagi dalam tiga kelompok yaitu populasi laut dalam yang banyak terdapat pada saat arus dari Laut Banda mengalir ke Laut Jawa, populasi neritik yang banyak terdapat setiap saat dan populasi pantai yang terdapat di sekitar garis pantai dengan populasi rendah. Secara umum variasi jumlah tangkapan ikan terdapat dua puncak maksimum di bulan September dan November serta puncak minimum di bulan Maret dan April. 159


Pengaruh iklim terhadap tangkapan ikan yang musiman tersebut dipengaruhi oleh sifat arus permukaan yang mengalir sesuai dengan aliran angin monsun. Aliran arus permukaan yang mendorong arah dari migrasi ikan pelagis kecil Untuk ikan pelagis besar, ikan layang dan deles (Decapterus russelli dan D. macrosoma) adalah jenis yang paling dominan sekitar 50 % di Laut Jawa. Maksimum waktu penangkapan adalah bulan September dan November. Jenis ikan lainnya adalah Sardinella gibbosa pada bulan Mei dan Juni, ikan selar ditemukan dalam populasi rendah, bawal hitam dan tuna pantai kecil. Fluktuasi tangkap musiman dari berbagai spesies mencapai puncak sekitar bulan September-November di Laut Jawa, sementara bulan Maret- April di Selat Makassar. Pada bulan Mei dan Juni air dengan tingkat salinitas rendah mencapai ke arah timur dan mencapai puncaknya. Selanjutnya Sadhotomo dan Potier (1995) menyebutkan adanya evolusi besar ikan pelagis kecil di sekitar Jawa, ikan besar terletak disebelah timur, yang menunjukkan jenis ikan laut dalam. Selanjutnya juga terdapat pengaruh dari fluks aliran sungai dari daratan ke lautan sepanjang musim hujan (Desember ke Maret). Proses fisis di Selat Sunda Karakter dari Selat Sunda bervariasi secara waktu dan ruang dengan pengaruh masukan massa air dari Laut Jawa dan dari Samudra Indonesia. Masukan aliran massa air dari Laut Jawa terjadi pada saat monsun tenggara atau musim kemarau dengan suhu massa air sekitar 29.5 C dan mengandung konsentrasi kloropil tinggi dan salinitas rendah yang mungkin diakibatkan oleh aliran fluks sungai dari daratan. Populasi ikan di selat ini dibagi dalam dua yaitu ikan pelagis kecil yang berasal 160


dari selat tersebut dan ikan besar dari samudra. Ikan pelagis kecil terdiri dari ikan tembang (Sardinella fimbriata), kembung (Rastrelliger spp.), selar (Selaroides leptolepis), layang (Decapterus spp.) dan lemuru (Sardinella longiceps) dari Laut Jawa, sedangkan ikan pelagis besar terdiri dari tongkol (Auxis thazard) dan tenggiri (Scomberomorus spp.) dari Samudra Indonesia. Ketika massa air hangat dari laut Jawa mengalir akan membuat kondisi nyaman bagi ikan pelagis kecil. Di selat ini puncak penangkapan terjadi di bulan Juni sedangkan di bulan September-Oktober penangkapan menurun. Proses fisis di selatan Jawa, Samudra Indonesia Proses upwelling mendominasi proses fisis bagi penangkapan ikan di selatan Pulau Jawa disaat di mana terjadi kelimpahan fitoplankton. Wilayah ini sangat cocok untuk ikan karena memberikan kondisi nutrisi yang baik untuk larva, anak ikan hingga ikan dewasa. Jenis ikan pelagis besar di daerah ini terdiri dari Skipjack (Katsuwonus pelamis), Tuna (Thunnus albacores), Layar (Istiophorus spp.), Tenggiri (Scomberomorus spp,) Cucut (Isurus glaucus), Tongkol (Euthynnus spp), dan BlueMarlin (Thunnus spp.). Pada saat monsun tenggara atau musim kemarau, peningkatan konsentrasi kloropil-a biasanya diikuti oleh jumlah penangkapan ikan cakalang. Hal serupa tidak terjadi pada kasus penangkapan ikan tuna. Dari Pelabuhan Banyuwangi tangkapan ikan pelagis kecil seperti sardinella ditemukan di daerah upwelling di selatan Jawa Timur yang ditandai dengan laut yang dingin dan konsentrasi kloropil tinggi. Ikan tuna (Thunnus sp.) yang memakan ikan pelagis kecil biasanya terdapat dalam jumlah besar disekitar populasi ikan pelagis kecil. Sehingga kelimpahan tuna juga seringkali dijumpai pada area upwelling yang produktif. 161


Proses fisis di Selat Bali Ikan Sardinella lemuru adalah jenis yang paling dominan ditangkap di daerah ini. Puncak tangkapan terjadi di bulan September hingga November dan puncak kecil terjadi pada bulan Maret-April. Fluktuasi dari tangkapan ini juga terpengaruh oleh proses di laut terutama pada saat terdapat upwelling. Masa pemijahan terjadi pada bulan Juni dan Juli dimana terjadi puncak proses upwelling di selatan dari Selat Bali. Pada bulan Agustus terdapat puncak kelimpahan dari "semenit" yaitu anak dari ikan Lemuru yang berumur satu hingga dua bulan. Sedangkan ikan dewasa mulai nampak pada bulan Mei setelah berumur lebih dari setahun. Hasil dari keempat jenis laut di sekitar Pulau Jawa menunjukkan proses fisis penting yang berhubungan dengan iklim yang mendukung keberadaan ikan tangkap. Pertumbuhan dari fitoplankton pada daerah tertentu berhubungan dengan kejadian proses pantai dan laut yang didorong angin. Bantuan dari teknologi inderaja dari ocean color sangat membantu bagi pemahaman proses fisis yang terjadi. Proses fisis yang terjadi adalah aliran arus permukaan, aliran fluks dari sungai di darat yang keduanya terjadi di pantai Laut Jawa dan Selat Sunda. Sedangkan upwelling yang ditandai dengan konsentrasi tinggi kloropil dan suhu muka laut rendah dijumpai di selatan Jawa dan Selat Bali. Fenomena monsun adalah pendorong utama dari terjadinya proses yang menentukan variabilitas penangkapan ikan di sekitar Pulau Jawa. Umumnya periode tangkap terjadi pada musim kemarau. Pada keempat wilayah perairan di sekitar Pulau Jawa terdapat kemiripan waktu puncak penangkapan ikan walaupun di masing-masing region monsun mempengaruhi proses fisis yang berbeda. Sementara itu proses 162


yang mendorong pengaruh dari fenomena global El Niño dan La Niña pada berbagai proses fisis tersebut belum dibahas. Table 1. Karakter dari ikan pelagis dan proses fisis laut (Hendiarti et al., 2005). Regions Spesies Dominan Karakter musim dan proses 8.Laut 4. ENSO Jawa DAN IKAN SmallTANGKAP pelagic: a) Max.: Sept Warm and oceanic: D. Nov (SE rich surface Fenomena El Niño seringkali dihubungkan dengan perubahan macrosoma, A. monsoon) current, fisis dan biologis di lautan yang mempengaruhi Beberapa sirm, R. kanagurta; Min.: distribusi March ikan. b) neritic: D. April perubahan penting yang diakibatkan adalah perubahan pada suhu muka russelli; c) coastal: laut, pergerakan vertikal, struktur thermal laut (terutama di pesisir) dan S. perubahan arus upwelling di pesisir. Perubahan tersebut dapat secara crumenophthalmus, langsung mempengaruhi komposisi dan kelimpahan ikan. Pada wilayah S. gibbosa Selatmengalami Sunda - Small pelagic: Max.: June water yang peningkatan suhu permukaan akibat ElSurface Niño, spesies Sardinella spp., (SE and ikan akan berenang lebih ke daerah sub tropis menjauhi wilayah hangat Rastrelliger spp., monsoon) upwelling atau berenang lebih dalam. Ikan yang bertahan akan mengalami Selaroides pelambatan pertumbuhan, reproduksi, dan daya tahan. leptolepis, Decapterus spp. Pada saat El- Big Niño tahun 1997 terjadi pelagic: Min.: pergerakan ikan dalam jumlah besar menjauhi daerah tropis dan December mengurangi tangkapan ikan di Auxis thazard, Scomberomorus wilayah pasifik timur seperti pantai barat Amerika Serikat. Ikan tropis seperti mahi- mahi,spp. ikan pedang, marlin garis, dan marlin biru terlihat Indian Ocean Big pelagic Max.: June Upwelling berada di lepas pantai Alaska hingga Oregon. Sept.Ikan (SE lain seperti whitebait smelt, thresher shark, finescale triggerfish, spotted cuskeel, pacific monsoon) Min.:fantail Nov ragfish, saury, common dolphinfish, white seabass, halfmoon, Jan ocean sunfish, barracuda, california tonguefish, dan california lizardfish Bali Strait Small pelagic: S. Max.: Sept.- Influenced by terpantau pada daerah yang bukan daerah asal(SE mereka. indirect Selain itu juga lemuru Nov. terjadi pergerakan ke utara dari cumi-cumi dan gangguan terhadap monsoon) upwelling Min.: March pertumbuhan ikan salmon di Samudra Pasifik. Dalam -pengertian ini April terjadi penurunan tangkapan ikan yang berarti kehilangan potensi 163


ekonomi. Kasus pada saat El Niño akan sangat berguna karena potensi perubahan iklim di masa mendatang akan seperti kemiripan dengan gejala El Niño dan mengetahui proses migrasi ikan akan berguna bagi peningkatan potensi perikanan tangkap. Gambar 8.4. Perpindahan ikan skijpack tuna ditandai, dimana a.) tuna yang dilepas bulan April 1991 dan ditangkap sebelum Februari 1992. b.) Tuna dilepas bulan Mei 1991, dan ditangkap sebelum Februari 1992. c.) Trpindahan ikan skipjack tuna yuna dilepas bulan Maret 1992 dan ditangkap bulan Oktober 1992. Garis panah menunjukkan arah dan besaran perpindahan dari ikan tuna beserta metoda pusat gravity selama masa penangkapan.

Untuk wilayah benua maritim Indonesia, El Niño berarti aliran massa air permukaan yang dingin karena berpindahnya warm pool ke timur. Aliran massa air dingin terdeteksi oleh aliran ikan tuna menuju wilayah perairan utara Indonesia (Lehodey et al., 1997). Dengan sifat iklim seperti ini maka benua maritim Indonesia sangat diuntungkan oleh kondisi El Niño dimana terdapat aliran ikan dari laut dalam menuju permukaan dan potensi pergeseran migrasi ikan masuk ke perairan wilayah Indonesia. Selain itu juga terdapat potensi upwelling akibat angin permukaan yang juga mendukung kelimpahan ikan di muka laut. Kondisi di dunia perikanan benua maritim tersebut sangat bertolak belakang dibandingkan dengan kondisi pertanian sebagai dampak kejadian El Niño dimana kekeringan hebat terjadi saat puncak pengaruh El Niño yaitu pada saat puncak musim kemarau. Akan tetapi keuntungan di sektor perikanan ini tidak serta merta dapat berdampak positif bagi perekonomian karena mayoritas mata pencaharian masih di bidang pertanian dibandingkan perikanan.

164


8.5. PEMANASAN GLOBAL DAN PERIKANAN TANGKAP Pemanasan global serta akibatnya yaitu perubahan iklim membawa dampak yang kuat terhadap perikanan tangkap. Perubahan suhu muka laut menyebabkan ikan akan berenang lebih dalam, selain itu terjadinya kerusakan pada terumbu karang yang merupakan tempat pemijahan ikan membawa implikasi yang parah pada rantai makanan 165


dan siklus hidup ikan. Perubahan lain yang ditimbulkan adalah kuatnya potensi kejadian siklon tropis yang menyulitkan aktivitas ikan di laut dan perubahan tingkat salinitas serta angin permukaan yang dibawanya. Ikan-ikan muda terumbu karang setelah berumur tertentu akan pergi ke dunia lepas dan setelah beberapa minggu kembali ke terumbu karang tempatnya berasal. Aktivitas tersebut biasanya dipandu dari sinyal suara yang diperoleh dari ekologis terumbu karang. Ikan muda tersebut akan kembali dengan mengandalkan suara frekuensi tinggi dari invertebrata seperti udang dan binatang terumbu karang lainnya dan dapat membedakan suara tersebut dari sinyal frekuensi rendah gelombang laut dan ikan dewasa. Hasil penelitian dari Monica Gagliano dari Australian Institute of Marine Science di Townsville, Queensland menyebutkan bahwa setengah dari ikan damselfish Ambon memiliki masalah dengan pendengaran akibat memanasnya lautan. Dapat dikatakan bahwa banyak diantara mereka menjadi tuli akibat memanasnya air laut. Penyebabnya adalah tulang telinga mereka tidak tumbuh akibat peningkatan derajat keasaman air laut yang menyebabkan berkurangnya kalsium yang diserap ikan untuk pembentukan tulang. Pada akhirnya pemanasan global mengurangi kemampuan ikan untuk kembali kepada habitat aslinya di terumbu karang dan merusak sistem ekosistem tersebut. Daerah upwelling yang mengandung nutrisi yang kaya adalah mewakili hanya sekitar satu persen lautan dunia tetapi menyumbang pada 20 % hasil tangkap ikan dunia. Temuan terakhir menyebutkan pengaruh dari pemanasan global pada proses upwelling yang memiliki nilai implikasi ekonomis. Hasil penelitian Helen McGregor yang dipublikasikan di jurnal sains menyebutkan bahwa perubahan yang diakibatkan oleh iklim terhadap laut tidak pernah sedramatis saat ini 166


sehingga suhu muka laut di wilayah Samudra Atlantik di baratlaut Afrika telah menurun hingga 1,2 derajat dalam abad yang lalu. Dari hasil penelitian terumbu karang hingga rekonstruksi suhu muka laut hingga 2.500 tahun lampau di lepas pantai Maroko mereka menemukan pendinginan yang drastis dari muka laut di abad yang lalu sebagai sinyal peningkatan angin pantai yang beraosiasi dengan proses upwelling. Meskipun upwelling berakibat pada peningkatan nutrisi yang berpotensi pada peningkatan kelimpahan ikan tetapi kekuatan arus menjauh pantai yang terjadi kemungkinan terlalu kuat bagi ikan. Selain itu proses upwelling juga telah membawa akibat pada peningkatan karbon terlarut di permukaan akibat upwelling yang membawa implikasi pada peningkatan CO2 di atmosfer. McGregor memberikan jawaban atas peningkatan upwelling di wilayah tersebut yang diakibatkan oleh kombinasi perputaran bumi dan peningkatan angin permukaan akan mendorong lebih kuatnya proses upwelling di pesisir. Sehingga semakin kuat pemanasan global dan peningkatan angin permukaan semakin dingin laut di lepas pantai Maroko tersebut. Kejadian serupa mungkin juga dijumpai pada kasus pantai selatan Pulau Jawa dimana belakangan ini semakin sering terjadi penurunan suhu muka laut yang berasosiasi dengan upwelling dan juga dengan dipole mode positif. Upwelling yang terjadi di daerah ini pada musim kemarau diakibatkan oleh angin pemukaan dari tenggara yaitu dari Benua Australia yang mengalir sepanjang jalur pantai selatan Pulau Jawa. Dengan proses efek Ekman yang mirip di garis Pantai Maroko maka dapat terjadi dampak serupa untuk wilayah ini yaitu peningkatan upwelling di selatan Pulau Jawa yang dapat berdampak pada perikanan dan pemanasan global. Pada studi lain diamati pengaruh dari kondisi iklim mendatang 167


hasil prediksi pada kapasitas kondisi metabolisme hewan kecil. Hasil riset mengumpulkan contoh fitoplankton dari laut dan di inkubasi pada kondisi laut prediksi tahun 2100 yaitu dengan suhu dan konsentrasi karbon terlarut yang dikondisikan sesuai prediksi pada tahun tersebut. Hasil penelitian ini dipublikasikan di jurnal Marine Ecology Progress Series. Peneliti menemukan bahwa kondisi air tersebut lebih mendukung daya hidup fitoplankton skala kecil dan merugikan diatoms. Sebagaimana diatoms menjadi langka, binatang predator yang memangsa mereka akan juga mati. Kelangkaan diatoms juga menjadi simalakama bagi pemanasan global karena sebenarnya diatoms-lah yang paling besar menyerap dan menyimpan karbon ke laut dalam sewaktu mereka mati dan tertimbun di dasar samudra. Jika mereka punah maka binatang yang lebih kecil lainnya kemungkinan tidak dapat menyerap lebih kuat dan menurunkan daya serap laut akan gas karbon di atmosfer.

Pertanyaan: 1. Apa pengaruh arlindo terhadap perikanan tangkap terutama perikanan di laut sebelah selatan Pulau Jawa? 2. Bagaimana kemungkinan pengaruh kebakaran hutan terhadap potensi perikanan tangkap? 3. Bagaimana kemungkinan pengaruh buangan lahan pertanian terhadap perikanan tangkap?

168


169

BAB 9

BENTUK-BENTUK CUACA EKSTREM 9.1. BENTUK-BENTUK CUACA EKSTREM DI INDONESIA Negara maritim Indonesia memiliki beberapa bentuk cuaca ekstrem di laut diantaranya siklon tropis, gelombang laut, pasang surut, alun atau swell, dan tsunami. Dari ketiga jenis gangguan tersebut, maka yang merupakan fenomena meteorologi hanyalah siklon tropis. Sedangkan gelombang laut merupakan fenomena astronomis yang tergantung pada posisi bumi, matahari, dan bulan. Alun atau swell adalah gelombang laut dengan panjang gelombang yang sedemikian panjang sehingga dapat bergerak ribuan kilometer jauhnya. Gangguan ini dapat diakibatkan oleh badai yang terjadi di atmosfer. Bentuk gangguan terakhir atau tsunami yang sangat jarang tetapi sangat mencelakakan adalah bentukan gangguan hasil dari gangguan tektonik di dasar samudra. Dengan resiko tsunami yang sangat kecil maka waktu periode ulang kejadian tsunami mencapai hingga ratusan tahun. Di Indonesia dipakai standar bahwa bahaya tsunami adalah apabila terjadi gempa diatas 6.3 skala richter dan pada kedalaman di bawah 10 km. Untuk gangguan siklon tropis, sebenarnya Indonesia bukanlah merupakan wilayah tempat terbentuknya siklon maupun tempat jalur lintasannya, tetapi Indonesia menerima imbas dari ekor siklon tersebut yang panjang ekornya dapat mencapai ribuan kilometer. Hal ini karenakan wilayah tropis memiliki efek gaya coriolis yang minimal dan 171


sulit untuk mendukung pertumbuhan siklon dan sulit untuk mendukung laju gerak siklon. Siklon tropis membawa akibat timbulnya badai di laut berupa hujan dengan intensitas tinggi disertai angin kencang dan gelombang laut tinggi. Selain gangguan di laut yang ektrem tersebut, di laut dapat terjadi jenis badai laut kecil seperti angin puting beliung. 9.2. SIKLON TROPIS Isitilah "hurricane" dan "typhoon" adalah istilah regional yang berarti "tropical cyclone" atau siklon tropis. Istilah lain yang dipakai adalah taifun yang berasal dari bahasa Jepang yang berarti angin besar dan istilah ini menjadi typhoon dalam bahasa Inggris. Siklon tropis adalah istilah umum untuk sebuah sistim tekanan rendah yang tidak frontal pada skala sinoptik di atas badan air di daerah tropis dengan organisasi teratur konveksi (dengan adanya kejadian thunderstorm) dan sirkulasi angin kencang di sekitarnya (Holland 1993). Siklon tropis dengan kecepatan angin maksimum kurang dari 17 m/s (atau 34 knot, 39 mil per jam) disebut depresi tropis. Pada saat kecepatan angin mencapai diatas 17 knot maka disebut siklon tropis dengan sebuah nama khusus. Jika angin mencapai diatas 33 m/s maka mereka disebut:  "hurricane" (untuk wilayah Samudra Atlantik bagian utara, timur laut Samudra Pasifik di timur garis tanggal dan di selatan daerah Pasifik timur garis 160°E)  "typhoon" (di daerah barat laut Samudra Pasifik dan sebelah barat garis batas tanggal) “  "severe tropical cyclone" (sebelah barat daya Samudra Pasifik sebelah barat 160 °E dan tenggara Samudra India sebelah timur garis 90 °E) 172

BAB 9 - BENTUK BENTUK CUACA EKSTRIM

 "severe cyclonic storm" (sebelah utara Samudra India)  "tropical cyclone" (sebelah barat daya Samudra India) Bagaimana terbentuknya siklon tropis? Untuk terbentuknya sebuah siklon tropis ada beberapa kondisi pendukung yang harus terdapat di lingkungan (Gray 1968,1979):  Suhu muka laut yang hangat (paling kurang 26.5 ºC) dalam kedalaman yang cukup (tidak tahu kedalaman pasti, tetapi paling tidak 50 m). Air hangat diperlukan sebagai heat engine dari siklon tropis.  Kolom udara yang mendingin secara cepat dengan ketinggian yang cukup berpotensi tidak stabil untuk proses konveksi lembab. Aktivitas kilat dan petir yang menyebabkan energi panas tersimpan di air laut dan dilepaskan ke atmosfer untuk perkembangan siklon tropis.  Lapisan lembab relatif dekat lapisan troposfer tengah (5 km), lapisan udara kering pada lapisan tengah tidak mendukung pembentukan dari aktivitas kilat.  Jarak minimal dari garis ekuator sekitar 500 km. Untuk siklon tropis, dibutuhkan keberadaan gaya coriolis untuk memberikan kesetimbangan gradien angin. Tanpa adanya gaya coriolis tersebut keberadaan tekanan rendah tidak dapat terjaga.  Keberadaan di dekat permukaan dari gangguan dengan cukup gaya vortisitas dan konvergensi. Siklon tropis tidak dapat terjadi seketika. Untuk berkembang, mereka membutuhkan sistem yang terorganisasi lemah dengan pusaran yang berukuran dan daya hisap pada lapisan bawah.  Nilai gesekan angin vertikal yang kecil (kurang dari 10 m/s) antara 173


permukaan dan lapisan troposfer atas. Gesekan angin vertikal adalah besaran perubahan angin terhadap vertikal. Nilai gesek angin vertikal yang besar akan mengganggu aktivitas siklon dan menghalangi pertumbuhan, atau, jika sebuah siklon tropis telah terbentuk, gesekan vertikal yang besar akan memperlemah atau menghancurkan siklon tropis dengan mengintervensi pembentukan konveksi tinggi pada sekitar pusat siklon.

Gambar 9.1. Proses pusaran atmosfer (seperti siklon tropis) dan efeknya di bawah laut

Dengan memenuhi kriteria ini adalah kebutuhan, tetapi tidak cukup sebagaimana banyak kemungkinan gangguan yang timbul yang mengganggu pertumbuhan. Pada penelitian terakhir (Velasco and Fritsch 1987, Chen and Frank 1993, Emanuel 1993) telah mengidektifikasikan bahwa sistim badai besar (disebut sebagai 174


mesoscale convective complexes [MCC]) seringkali menghasilkan sebuah pusat pusaran yang stabil dan hangat dengan ekor altostratus dari pusat MCC. Vortisitas skala meso ini dapat mencapai hingga 100 atau 200 km, yang terkuat di lapisan atmosfer tengah (5 km) dan tidak memiliki bekas apapun di permukaan.

Gambar 9.2. Efek perubahan tinggi muka laut dan lapisan termokline pada saat terjadinya pola siklonik seperti siklon tropis.

175


Zehr (1992) memberikan hipotesis kemungkinan pembentukan siklon tropis dalam dua tahap 1. terjadi ketika MCC menghasilkan vortisitas / pusaran skala meso. 2. terjadi ketika tiupan kedua dari konveksi pada skala meso menghasilkan proses penguatan atau penurunan tekanan udara permukaan dan kekuatan angin pusaran. 9.3. SIKLON TROPIS DI SEKITAR BENUA MARITIM Dengan mengacu kepada berbagai kriteria di atas, maka dapat dilihat bahwa wilayah Indonesia sebenarnya bukanlah jalur tempat pembentukan dan pergerakan siklon tropis. Namun demikian, bukannya siklon tropis yang menjadikan bahaya, akan tetapi ekor dari siklon tropis dapat membawa bahaya seperti badai, angin kencang, dan gelombang tinggi. Besar kecilnya gelombang di laut lebih banyak ditentukan oleh posisi bumi dan bulan serta distribusi kepulauan. Besarnya gelombang laut yang dihasilkan oleh badai tropis akan meningkatkan turbiditas di lapisan laut bagian atas di daerah pesisir. Turbiditas adalah tingkat kekeruhan air laut yang sangat membahayakan kehidupan ikan-ikan di laut. Penyebab turbiditas ini karena besarnya gelombang permukaan dan lapisan mixing di laut menjadi lebih tebal (Gambar 9.2). Pada Gambar 9.3 ditunjukkan rekapitulasi kejadian siklon tropis disekitar benua maritim yang menunjukkan bahwa Indonesia bukan merupakan jalur lintasan siklon tropis dimana siklon sepertinya berada pada daerah lintang di atas 10 derajat. Hanya ada satu siklon yang melintas wilayah Sumatera yaitu siklon Vameii yang terjadi pada Desember 2001 setelah terbentuk di daerah Laut Cina selatan dan bergerak ke arah Singapura dan terus ke arah barat. 176


Gambar 9.3. Kejadian siklon tropis disekitar benua maritim Indonesia pada tahun 1995 hingga 2006 di lintang utara (atas) dan di lintang selatan (bawah), sumber Mustika, 2008.

177


Dari data yang sama ditunjukkan bahwa kejadian siklon lebih banyak di bumi belahan utara dibanding belahan selatan. Puncak kejadian siklon dikedua belahan bumi tersebut berlawanan yaitu di musim kemarau (Juli sampai Oktober) pada bumi belahan utara dan di musim hujan benua Maritim pada bumi belahan selatan (Januari sampai Maret). Kesuburan kejadian siklon tropis pada musim kemarau seringkali membawa berkah tersendiri bagi benua maritim terlebih dengan dampak pemanasan global dimana terjadi peningkatan kekuatan siklon tropis. Ekor dari siklon tropis akan lebih jauh dikarenakan lebih kuatnya energi dinamis yang dimilikinya. Dengan kuatnya energi dinamis ini semakin menguatkan daya tarik siklon yang akan memperpanjang ekor yang terbentuk. Sehingga daerah yang berpotensi hujan akan semakin meluas. Terbentuknya siklon di utara ekuator pada musim kemarau membawa hujan di wilayah Indonesia yang terkena dampak ekor siklon tersebut. Dari hasil rekapitulasi yang ada juga terlihat bahwa tidak terdapat hubungan dari kejadian siklon tropis dan fenomena El Niño. Hal ini dikarenakan dua hal yaitu siklon tropis terbentuk dan mengalir pada daerah sub tropis sedangkan El Niño adalah fenomena di jalur ekuator. Selain itu daerah pembentukan siklon tropis lebih dominan pada daerah antara 120 hingga 160 derajat bujur timur yang merupakan daerah netral dari dampak El Niño. Dengan demikian kasus pembentukan siklon tropis tidak terpengaruh oleh fenomena El Niño. 9. 4. TSUNAMI Istilah tsunami berasal dari Bahasa Jepang yang berarti gelombang besar. Salah satu gelombang laut yang sering ditakuti adalah gelombang tsunami. Gelombang tsunami terjadi karena peristiwa 178


geologis dan tektonik seperti pergeseran lempengan dan gempa. Meskipun terjadi gempa di dasar samudra, belum tentu akan terbentuk gelombang tsunami. Tsunami biasanya terjadi apabila di permukaan tanah di dasar samudra terjadi patahan yang menurunkan lempeng dasar samudra secara mendadak. Apabila gempa terjadi di bawah dasar samudra maka kecil kemungkinan terjadinya tsunami. Orang sering menyalah artikan tsunami karena badai atau peristiwa meteorologis, padahal tidak demikian. Selain itu sering dipertanyakan apakah gelombang tsunami membawa akibat perubahan angin dan suhu muka laut mengikuti penyebaran gelombangnya. Gelombang tsunami adalah gelombang longitudinal bukan transversal. Gelombang longitudinal memiliki ciri bahwa arah pergerakan gelombang berbeda dengan arah penjalaran energi. Pada kasus tsunami, energi menjalar secara horizontal, tetapi pergerakan gelombang naik turun atau vertikal. Sehingga suhu muka air laut setempat tidak menjalar, karena pada dasarnya tidak terjadi pergeseran masa air laut, tetapi terjadi penjalaran energi tsunami. Peristiwa tsunami biasanya ditandai dengan surutnya muka air laut dipantai sesaat setelah patahan di dasar samudra turun. Surutnya muka air laut disebabkan massa volume air tertarik ke daerah gelombang tinggi yang datang yang akan mengancam garis pantai disekitar daerah gempa. Gelombang tsunami dapat mencapai ketinggian hingga di atas 20 m di permukaan laut dan dapat mengikis garis pantai hingga jauh ke pedalaman dan menghabiskan semua yang ada di atasnya. Peristiwa tsunami terakhir yang paling dashyat terjadi setelah gempa di lepas pantai barat laut Pulau Sumatera tanggal 26 Desember 2004 yang merenggut sekurangnya 300.000 jiwa di berbagai negara di kawasan lautan India terutama di Propinsi Aceh dan Sumatera Utara. 179


9. 5. INFORMASI CUACA LAUT EKTREM BAGI PESISIR, P E R I K A N A N , A S U R A N S I , P E L AYA R A N , D A N PARIWISATA. Pemanfaatan data cuaca untuk keperluan maritim seringkali dihubungkan dengan keperluan perikanan, asuransi keselamatan, bidang pelayaran, dan turisme. Sasaran utama dari pelayanan tersebut adalah memberikan pemantauan dan laporan terhadap bahaya dari kondisi cuaca ekstrem yang berdampak buruk terhadap berbagai sektor tersebut. Biasanya sebuah kapal besar akan dilengkapi dengan radio komunikasi dan tidak jarang dengan radar cuaca serta informasi data satelit seperti penerima satelit NOAA. Jenis jenis informasi yang dapat disediakan dari pelayanan cuaca seperti data satelit bagi keperluan di atas termasuk diantaranya kondisi per-awanan, kandungan uap air yang menunjukkan potensi cuaca buruk, kondisi hujan, angin, suhu permukaan laut, tutupan salju di laut. Pemanfaatan data meteorologi untuk perikanan membantu penempatan nelayan pada lokasi tempat berkumpulnya ikan dan menghindarkannya dari lokasi dimana terjadinya cuaca ektrem. Pemanfaatan data cuaca sangat membantu perusahaan asuransi dalam menghadapi klaim kecelakaan di laut. Seringkali faktor cuaca dijadikan alasan diluar faktor kesalahan manusia. Informasi cuaca sangat penting dilakukan untuk menyingkap yang bertanggung jawab terhadap kecelakaan di laut dan membantu pihak perusahaan asuransi dalam mengatasi klaim. Untuk tujuan pelayaran, informasi cuaca sangat penting untuk mencapai suatu tujuan pelayaran dalam waktu yang singkat tanpa risiko yang berat. Industri pariwisata juga sangat berkepentingan terhadap informasi cuaca dalam mendukung keberhasilan program-program pariwisata terutama untuk wisata bahari dan pesisir. 180


Berikut ini adalah jenis informasi cuaca dan iklim bagi keperluan pengembangan daerah pesisir, perikanan, pelayaran dan pariwisata bersumber dari Badan Meteorologi dan Geofisika. Jenis informasi cuaca dan iklim bagi daerah pesisir:  Info tentang kondisi ekstrem cuaca kelautan (gelombang tinggi, angin, arah dan pergerakan siklon tropis)  Sistem peringatan dini cuaca ekstrem  Informasi iklim/cuaca wilayah pesisir,  Informasi swell (keluaran model)  Peta rawan tsunami dan petir  Informasi wind rose utk pertimbangan arsitektur (desain coastal airport, run way)  Model gelombang dan arus laut untuk desain pelabuhan  Informasi dan model pasang surut (dari AWS maritim) untuk pertimbangan desain kolam pelabuhan  Kelembaban dan suhu udara untuk pergudangan di pesisir Jenis informasi cuaca dan iklim bagi perikanan:  Buletin cuaca perairan harian  Prakiraan gelombang harian (setiap 3 jam)  Isoterm suhu muka laut dan suhu permukaan yang menunjukkan kaitan dengan upwelling  Prakiraan gelombang mingguan (sampai 7 hari ke depan)  Informasi daerah gelombang tinggi  Prakiraan musim hujan/musim kemarau  Peringatan dini tsunami 181


 Informasi suhu muka laut  Peta rawan gempa bumi dan tsunami Jenis informasi cuaca dan iklim bagi pelayaran:  Buletin cuaca untuk pelayaran perairan harian  Prakiraan gelombang harian (setiap 3 jam)  Frekuensi angin, gelombang, hari hujan, peta seismisitas bagi pelabuhan  Prakiraan gelombang mingguan (sampai 7 hari ke depan)  Informasi peringatan gelombang tinggi  Informasi cuaca ekstrem dan peringatan dini Jenis informasi cuaca dan iklim bagi pariwisata:  Peta panjang musim, informasi suhu, kelembaban (diagram kenyamanan) dan curah hujan  Informasi jumlah hari hujan, lama hari siang, intensitas matahari  Frekuensi hari nyaman wisata (suhu, angin, hujan, asap)  Peta rawan gempa, tsunami, dan petir 9. 6. OBSERVASI SATELIT Tidak dapat dipungkiri lagi bahwa pengetahuan meteorologi dewasa ini tidak terlepas dari kemajuan teknologi inderaja satelit dalam melakukan observasi atmosfer bumi. Observasi satelit dilakukan dengan memakai prinsip inderaja aktif dan pasif. Pada sistim aktif seperti halnya pada teknologi radar, instrumen inderaja selain mendeteksi sinyal yang datang juga mengeluarkan sinyal. Pada sistim pasif, instrumen inderaja hanya menerima sinyal elektromagnetis berupa radiasi yang 182


dipancarkan oleh benda-benda angkasa. Benda yang berfungsi menyerap total energi radiasi disebut sebagai benda hitam (black body). Kebanyakan benda di angkasa bukan merupakan benda hitam sehingga masih berfungsi memancarkan radiasi.

Gambar 9.4 Daya serap (absorbsi) beberapa gas terhadap spektrum radiasi matahari

Pada prinsip inderaja satelit pasif dimanfaatkan hasil pantulan energi radiasi matahari. Energi matahari yang dipancarkan dari benda dengan suhu sekitar 6.000 K memiliki spektrum energi yang sangat luas. 183


Pancaran radiasi yang dikeluarkan ini tidak semuanya diterima oleh permukaan bumi karena sebagian terserap di atmosfer oleh gas-gas tertentu yang berfungsi sebagai gas rumah kaca. Selain diserap, sebagian radiasi matahari juga dipantulkan oleh benda-benda di atmosfer seperti awan atau oleh permukaan. Radiasi yang dipantulkan inilah yang kemudian dipakai sebagai materi sinyal pasif dan diterima oleh sensor inderaja. Pada dasarnya semua benda memancarkan sinyal elektromagnetis dengan kekuatan energi setara dengan pangkat empat dari suhu benda tersebut dan dengan variasi panjang gelombang yang berbeda-beda. Berdasarkan panjang gelombangnya daerah operasi satelit inderaja dibagi dalam batasan berikut ini: - Gelombang tampak (visible) yang memanfaatkan hampir keseluruhan radiasi terpantul dari matahari pada panjang gelombang tampak dan infra merah dekat (0.4 hingga 1.1 µm). - Gelombang infra merah yang memanfaatkan radiasi gelombang panjang bumi dan atmosfer yang melingkupinya pada panjang gelombang termal infra merah (10 hingga 12 µm) - Gelombang uap air yang memanfaatkan emisi radiasi dari uap air di atmosfer (6 hingga 7 µm) - Gelombang 3.7 µm yang merupakan panjang gelombang mencakup kedua region antara radiasi matahari dan bumi yang sering dikenal sebagai gelombang infra merah dekat. Berdasarkan jenis orbitnya maka satelit inderaja dikenal dengan tipe: - Satelit orbit polar Jenis satelit ini mengitari bumi pada jarak orbit dekat sekitar 184


850 km di atas muka laut. Dengan kecepatan orbitnya biasanya satelit ini mengitari bumi 14 kali dalam 24 jam. Dengan sistim orbit seperti ini satelit dapat memberikan pantauan seluruh bumi sekitar 2 kali sehari. Daya pantau satelit ini sekitar 2600 km (swath distance) tepat di bawah lintasannya. Keunggulan utama dari tipe satelit ini adalah resolusi spasial dari daerah yang dipantaunya sangat tinggi, karena rendahnya orbit yang dipakai. Contoh satelit jenis ini adalah satelit NOAA yang memiliki resolusi tinggi hingga satuan kilometer. - Satelit orbit geostationer Jenis satelit ini berada pada titik orbit dimana terjadi kesetimbangan gaya tarik bumi dan luar angkasa sehingga satelit ini berputar atau mengorbit mengikuti periode orbit bumi. Titik orbit ini dikenal sebagai titik orbit geostationer. Pada hasilnya wilayah yang dipantau satelit ini selalu pada titik yang sama. Ketinggian orbit dari satelit ini adalah sekitar 35.800 km dari muka laut. Biasanya satelit geostationer ini diletakkan di garis ekuator. Prinsip kerja dari satelit ini yang biasanya berupa drum berputar akan melakukan scan dari citra bumi dari hasil putaran drum yang berisikan sensor. Diperlukan sekitar 25 menit untuk menyelesaikan scan seluruh muka bumi. Keuntungan dari satelit tipe ini adalah resolusi temporal yang tinggi karena hanya dibutuhkan kurang dari setengah jam untuk melakukan sekali scan posisi bumi dan dapat memantau sekitar sepertiga muka bumi sekaligus. Dibandingkan dengan tipe orbit polar maka tipe satelit ini kurang baik pada resolusi spasial. Jenis satelit baik polar maupun geostationer sering dipakai untuk memantau fenomena meteorologis dan juga pengamatan laut. Dengan 185


kemampuan satelit dan kurangnya kemampuan observasi di tengah laut maka teknologi satelit inderaja dapat memberikan pantauan banyak parameter di laut seperti suhu muka laut, angin, gelombang, tingkat kesuburan, tingkat kekeruhan, tingkat sedimentasi dan curah hujan di laut. Dengan satelit geostationer dapat dipantau misalnya ketinggian awan berdasarkan nilai suhu yang dipantulkan oleh awan yang menunjukkan nilai suhu benda hitam (Black Body Temperature). Semakin dingin suhu yang dipantau akan semakin tinggi awan yang dipantau yang berasosiasi dengan curah hujan tinggi. Dengan memanfaatkan citra satelit jenis ini pada temporal berurutan akan diperoleh gambaran pergerakan awan dan uap air dan juga dapat digambarkan gejala sinoptik (regional) yang bekerja. Pada akhirnya dapat digambarkan bagaimana perubahan tekanan, suhu dan angin secara regional. Pemantauan badai serta siklon tropis sangat dibantu oleh kemajuan teknologi inderaja satelit. Kemajuan teknologi satelit dalam hal ini sangat membantu upaya peringatan dini untuk mengurangi resiko cuaca ekstrem di laut dan dampak di daratan. Untuk pemantauan gelombang di laut diperlukan teknologi satelit tipe polar untuk memberikan data dengan resolusi tinggi. Akan tetapi tipe satelit ini memeiliki kekurangan pada resolusi temporal dimana seringkali tidak memadai untuk memberikan waktu respon yang cukup untuk analisis, pengambilan keputusan dan evakuasi. Aplikasi dari pemantauan swell akan sangat berguna terutama apabila pemantauan dilakukan pada swell yang terjadi sangat jauh dari garis pantai. Untuk pemantauan tsunami, hingga saat ini juga kurang efektif karena pemantauan gelombang tsunami dengan tipe satelit orbital tidak memiliki waktu yang cukup untuk mengambil keputusan. 186


Gambar 9.5. Kondisi citra satelit geostationer MTSAT mengenai kondisi awan pukul 6 WIB 6 Oktober 2005. Kumpulan awan tinggi di sebelah barat pulau Jawa menunjukkan aktivitas aktif MJO yang akan dirasakan seminggu kemudian setelah pergerakan kearah timur.

Aplikasi jenis lain dari pemantauan inderaja satelit seperti pemantauan asap kebakaran hutan maupun sebaran aerosol dari gurun pasir. Untuk keperluan dua di atas ini biasanya memakai tipe satelit polar karena jenis bahaya bagi keduanya tidak terlalu ekstrem sehingga dapat memakai data yang tersedia dua kali sehari. Akhir-akhir ini kemajuan teknologi inderaja satelit memadukan teknologi satelit dengan teknologi radar sehingga terjadi inderaja aktif. Pada proses ini hambatan seperti pada pemantauan terdahulu yaitu tidak dapat menembus cuaca buruk seperti awan tebal dapat diatasi. Awan memiliki prinsip menyerap panjang gelombang uap air sehingga daya pantau satelit menurun. Penurunan ini terutama dirasakan pada satelit pemantau tingkat kesuburan laut dimana tutupan awan seringkali menggangu pemantauan. 187

BAB 10

PEMANASAN GLOBAL 10.1. BAGAIMANA PROSES PEMANASAN GLOBAL TERJADI Proses pemanasan global terjadi akibat akumulasi emisi gas-gas rumah kaca di atmosfer dimana gas-gas tersebut menghambat keluarnya radiasi matahari dari atmosfer bumi, sehingga mengakibatkan energi radiasi tersebut terserap atmosfer dan memanaskannya. Prinsip memanaskan atmosfer dengan mengisolasikan energi akibat terserap gas-gas tersebut serupa dengan isolasi panas pada rumah kaca, sehingga gas-gas tersebut disebut sebagai gas-gas rumah kaca. Gas-gas rumah kaca terdiri dari gas-gas hasil buangan pembakaran industri, rumah tangga dan transportasi. Gas-gas tersebut diantaranya adalah CO2 (karbon dioksida), CH4 (metana), N2O (nitrous oxide), HFCs (hydrofluorocarbons), PFCs (perfluorocarbons) dan SF6 (Sulphur hexafluoride). Proses akumulasi gas-gas tersebut diatmosfer dimulai sejak adanya revolusi industri dan usaha manusia melakukan mekanisasi dan industrialisasi besar-besaran sejak pertengahan abad 19. pada akhir perang dunia II, terjadi pengurangan besar-besaran emisi rumah kaca karena terjadi kekosongan industri dan sejak beberapa saat kemudian terjadi peningkatan kembali. Proses peningkatan gas-gas tersebut di atmosfer dapat dilacak dari data spektrum sinar matahari. Pada panjang gelombang tertentu 189


dimana absorpsi sinar matahari terjadi akibat penyerapan radiasi matahari oleh gas-gas tersebut menyebabkan adanya kekosongan sinyal pada panjang gelombang tersebut. Metode ini telah dipakai luas untuk melihat peningkatan akumulasi gas-gas tersebut dan melihat kerusakan lapisan ozon.

Gambar 10.1. Gambaran efek rumah kaca (IPCC 2007)

Terkadang sering terjadi salah pengertian antara pemanasan global dan perubahan iklim. Perubahan iklim adalah dampak yang terjadi akibat pemanasan global dengan proses yang terjadi secara langsung dan tidak langsung. Proses pemanasan global lebih 190

BAB 10 - PEMANASAN GLOBAL

menyebabkan pada dampak langsung yaitu peningkatan suhu bumi terutama suhu laut dan peningkatan tinggi muka air laut akibat mencairnya es di kutub dan ekspansi volume air akibat naiknya suhu bumi. Proses perubahan iklim diakibatkan oleh terjadinya proses tidak langsung akibat peningkatan energi di atmosfer dan perubahan yang mengikutinya. 10. 2. BEBERAPA DAMPAK LANGSUNG PEMANASAN GLOBAL

Gambar 10.2. Catatan historis pemanasan global terhadap beberapa parameter utama yaitu suhu muka bumi, tinggi muka air laut serta area tutupan salju di bumi belahan utara.

191


Akibat akumulasi gas-gas tersebut, maka selain terjadi proses pemanasan global, juga terjadi kerusakan lapisan ozon di lapisan stratosfer dan troposper bumi. Gas ozon atau O3 merupakan lapisan pelindung bumi yang konsentrasinya sangat sedikit tetapi berfungsi sebagai pelindung terhadap radiasi ultra violet dan radiasi dengan panjang gelombang yang di atasnya. Ozon terbentuk dari reaksi fotokimia dari proses alamiah. Radiasi ultra violet bersifat merusak kulit dan menyebabkan kanker kulit. Kerusakan lapisan ozon terutama nyata di daerah kutub utara dimana terjadi akumulasi gas di lapisan ionosfer karena daerah tersebut sirkulasi atmosfer tidak intensif berpindah tempat. Gas perusak lapisan ozon adalah freon yang pada dekade 1960an sering dipakai untuk zat hair foam, pendingin ruangan dan kulkas. Sejak diketahuinya dampak negatif pemakaian freon, maka sejak tahun 1988 (Protokol Montreal) pemakaian freon telah dilarang dan berbagai produk yang memakai freon telah diganti gas lain yang lebih ramah lingkungan. Akibat pelarangan tersebut, telah terjadi perbaikan lapisan ozon hingga awal dekade 2000 lapisan ozon di kutub mulai menutup. Peningkatan energi di atmosfer bumi selain meningkatkan suhu atmosfer juga meningkatkan suhu muka laut rata-rata. Akibatnya terjadi ancaman mencairnya es di kutub. 2.5 % air yang ada di muka bumi adalah air tawar yang mana diantaranya 0.3 % adalah air tawar di danau dan sungai, sementara 29.9 % adalah air tanah dan 0.9 % terdapat di kandungan tanah lapisan atas dan rawa-rawa. Sebagian besar air tawar atau 68.9 % berada di glasier, dan lapisan es permanen seperti di kutub. Apabila terjadi pemanasan global dan peningkatan suhu permukaan laut dan atmosfer, maka es di kutub dapat mencair dan pencairan tersebut memberikan kontribusi yang relatif besar terhadap peningkatan volume air laut yang akhirnya adalah peningkatan tinggi muka air laut. peningkatan muka air laut merupakan ancaman nyata bagi komunitas 192


yang tinggal di tepi pantai. Peningkatan tinggi muka air laut merupakan kontribusi dari dua proses yaitu mencairnya es di kutub dan ekspansi volume air laut akibat peningkatan suhu air muka laut. Dari kedua hal tersebut sekitar 1.4 mm/tahun diakibatkan oleh mencairnya es di kutub sementara 0.4 mm/tahun merupakan kontribusi dari ekspansi volume air laut akibat peningkatan suhu (IPCC 2007). 10. 3. BAGAIMANA PENGARUH PERUBAHAN IKLIM TERHADAP DAERAH TROPIS Sistim sirkulasi laut atmosfer dapat dianalogikan dengan sebuah bola kaca yang diisi air setengahnya dan dipanasi di bawahnya (lilin) dan dibekukan di atasnya (es). Sirkulasi di tengah bola kaca serupa sirkulasi di daerah ekuator dan sirkulasi di atmosfer termasuk proses penguapan dan hujan. Inilah sistim sirkulasi laut dan atmosfer secara normal.

Gambar 10.3. Situasi pengembangan daerah tropis akibat pemanasan global yang digambarkan pada bola kristal kaca sebelum (kiri) dan setelah pemanasan global (kanan). Wilayah tropis terletak ditengah bola, di lapisan atas terdapat bunga es yang menyebabkan kondensasi uap air menjadi hujan. Selain itu juga terlihat peningkatan sirkulasi air ditandai dengan lebih besarnya volume air yang bersirkulasi.

193


Apabila terjadi pemanasan global dengan penambahan suhu bumi, dalam hal ini digambarkan dengan penambahan lilin pemanas di bawah bola kaca tersebut, maka akan meningkatkan sirkulasi laut dan atmosfer, serta luas daerah tropis meningkat ke sebelahnya atau terjadinya daerah tropis baru. Peningkatan sirkulasi menunjukkan pola kuatnya intensitas cuaca ekstrem di daerah tropis baik di laut maupun di atmosfer. Sirkulasi laut global di wilayah Indonesia yang dikenal sebagai arus lintas Indonesia (arlindo) akan meningkat, demikian juga sirkulasi atmosfer yang berdampak pada cuaca ekstrem. Berikut ini akan diberikan beberapa akibat yang ditimbulkan dari perubahan sistim iklim bumi untuk daerah tropis seperti yang digambarkan pada bola kaca di atas. Berubahnya pola iklim dan curah hujan dengan meningkatnya gas-gas rumah kaca membawa beberapa konsekuensi seperti: 1. Curah hujan di daerah tropis baru meningkat. 2. Salinitas di daerah tropis baru menurun akibat penambahan curah hujan. 3. Sirkulasi laut global menurun akibat kurangnya dorongan perbedaan termohalin. 4. Perbedaan suhu permukaan antara daerah tropis baru dan tropis menurun. 5. Sirkulasi angin global menurun yang mengakibatkan menurunnya aktivitas angin darat dan laut dan aktivitas upwelling dan downwelling di pesisir. 6. Cuaca lebih ekstrem (lebih banyak siklon) di daerah tropis baru akibat lebih banyak uap air dan energi. 7. Jumlah hari hujan di ekuator berkurang akibat uap air yang 194


berjumlah tetap terbagi antara daerah tropis dan tropis baru. Selain itu lebih banyak siklon akan lebih banyak menarik uap air dari daerah tropis. 8. Menambah keasaman di laut dan atmosfer dengan penambahan curah hujan (sirkulasi di tropis) yang mengikat karbon di atmosfer dan turun sebagai hujan asam. Selanjutnya dampak daerah tropis baru dan peningkatan suhu bumi akan berakibat pada berbagai sektor kehidupan seperti contoh yang dapat digambarkan berikut ini: 1. Daerah subtropis beriklim tropis dan menjadi saingan lahan pertanian dan perkebunan daerah tropis, saingan baru bagi hasil pertanian Indonesia. 2. Peningkatan suhu permukaan berdampak pada daya tahan bibit dan benih yang dapat bertahan pada ekosistem yang memiliki suhu baru. 3. Penyakit tropis menyebar, juga penyakit daerah pantai naik ke pegunungan (malaria) akibat meluasnya pemanasan global. 4. Perubahan pola musim tahunan akibat perubahan pola iklim akan berakibat pada perubahan pola tanam dan manajemen waduk. Dalam hal ini diperlukan benih dan bibit baru yang menyesuaikan dengan pola tanam dan suhu yang baru. 10. 4. CATATAN HISTORIS PROSES PEMANASAN GLOBAL Peneliti memakai data proxy yang tercatat di alam untuk merekonstruksi kembali iklim di masa lampau diantaranya untuk melihat catatan historis pemanasan global. Ilmu untuk rekonstruksi iklim lampau ini dikenal sebagai paleoclimate yang melihat perubahan 195


iklim dari catatan di es, lingkaran pohon, lingkaran di terumbu karang, atau lapisan sedimen di danau. Catatan batang es seperti dari Antartika, Greenland di Denmark, atau di glasier abadi lain dianalisa untuk melihat gas yang terjebak, rasio isotop stabil, serbuk sari yang terjebak untuk melihat iklim masa lampau. Lingkaran pohon dapat dipakai untuk menentukan umur. Ketebalan dari masing-masing lingkaran menunjukkan fluktuasi dari suhu dan curah hujan atau musim, karena kondisi yang optimal bagi spesies tertentu akan menghasilkan pertumbuhan lingkaran yang tebal pada tahun tertentu, sebaliknya kebakaran di masa lampau juga dapat terlihat dari catatan lingkarang pohon. Lapisan sedimen di dasar danau dapat dianalisa dengan berbagai cara. Laju sedimentasi dapat terpancar dari jenis laminasi sedimen yang terjadi. Arang yang terperangkap di sedimen menunjukkan kasus kebakaran hutan atau lahan. Peninggalan mikroorganisme tertentu seperti diatoms, foraminifera, mikrobiota, dan serbuk sari dapat menunjukkan kondisi iklim masa lampau karena masing masing organisme tersebut memiliki ruang ekologis untuk habitat pertumbuhannya. Ketika biota tersebut terbenam ke dasar sedimen mereka dapat terkubur selamanya di lapisan tersebut. Sehingga perubahan iklim dapat dilihat dari komposisi sedimen yang dianalisa. Terumbu karang membentuk skeletons dengan mengeluarkan (ekstraksi) calcium carbonate dari air laut. Ketika suhu berubah, densitas dari kalsium karbonat di skeleton juga berubah. Terumbu karang yang terbentuk di musim panas memiliki densitas berbeda dibandingkan karang yang tumbuh di musim dingin sehingga mereka membentuk semacam lingkaran umur seperti lingkaran pohon. Selanjutnya dapat dilihat bagaimana musim iklim dari tiap tahun. 196


Foraminifera dan diatoms dikenal sebagai salah satu sumber proxy iklim lampau. Mereka adalah mikroorganisme yang ditemukan di lingkungan laut. Mereka tersebar di permukaan sebagai plankton, melayang di kolam air laut, dan bentos atau mengendap di dasar laut. Kulit tubuhnya terbentuk dari karang yang terbentuk dari calcium carbonate (CaCO3) sementara diatom terbentuk dari silicon dioxida (SiO2). Isotop oksigen yang stabil biasanya dipakai untuk analisa suhu masa lampau. Isotop oksigen ini ditemukan di alam baik di atmosfer dan di air laut dalam bentuk terlarut. Air hangat lebih banyak menguapkan isotop yang mengandung oksigen ringan sehingga menyisakan isotop oksigen berat di pertumbuhan karang. Sebaliknya terjadi pada saat suhu laut dingin. Pengukuran isotop stabil dari plankton dan bentos foraminifera serta karang diatom dari dasar laut dan dekat permukaan dipakai untuk melakukan rekonstruksi suhu dan iklim pada masa lampau. Dari data paleoclimate diketahui bahwa perubahan suhu permukaan global telah meningkat 0.6  0.2 ºC sejak akhir abad ke 19 dengan perkecualian pada masa perang dunia II. Perubahan suhu global ini membawa dampak peningkatan suhu di lapisan laut atas (hingga 300 m) dengan laju peningkatan 0.04 ºC / dekade. Hasil pengamatan satelit dan observasi balon menunjukkan peningkatan suhu muka bumi pada laju 0.1 ºC / dekade. Pengamatan perubahan suhu sebelum era industrialisasi dilakukan dengan catatan proxy berupa catatan iklim yang tercatat pada paleo data dari data batang pohon, terumbu karang, es di kutub, dan data historis dari catatan sejarah sejak tahun 100- an masehi. Selain suhu pengamatan perubahan curah hujan dan kadar uap air di atmosfer juga telah dilakukan. Peningkatan terjadi pada curah hujan daerah lintang tinggi di belahan bumi utara antara 0.5 hingga 1.0 % per 197


dekade. Sedangkan diperkirakan jumlah total kandungan uap air telah meningkat beberapa persen dalam beberapa dekade dari banyak region di belahan bumi utara. Perubahan dari kandungan uap air telah dianalisa dari berbagai region dengan data lapangan dan pengukuran lapisan bawah troposfer dari data satelit dan balon cuaca. Perubahan jumlah kandungan uap air membawa konsekuensi peningkatan jumlah tutupan awan di daerah lintang tinggi yang meningkat sekitar 2 % dari awal abad 20 dan berakibat pada turunnya peredaan temperatur siang dan malam atau mengakibatkan turunnya kapasitas angin darat dan angin laut. Analisa terbaru menyebutkan bahwa pada daerah yang terjadi peningkatan curah hujan juga terjadi peningkatan curah hujan berintensitas tinggi. Selain itu juga karakter dari tropikal storm juga berubah pada intensitas dan frekuensinya.

Waktu (sebelum tahun 2005)

Gambar 10.4. Catatan perubahan komposisi atmosfer dari konsentrasi atmosfer CO2, CH4 dan N2O dalam 1000 tahun terakhir. Data dari analisa es kutub dan beberapa tempat lain di Antartika dan Greenland ditambah data pengukuran atmosfer langsung pada beberapa dekade terakhir. Gambar bawah menunjukkan data yang serupa bagi konsentrasi sulfat.

Perubahan suhu juga mengakibatkan penurunan lahan tertutup salju dan laju perubahan tutupan lahan bersalju berkorelasi dengan 198


menariknya suhu permukaan. Dari data satelit terlihat bahwa terjadi penurunan sekitar 10% dari tutupan salju sejak tahun 1960 yang berhubungan erat dengan laju peningkatan suhu permukaan daratan di belahan bumi utara. Jumlah tutupan es di bumi belahan utara menurun, tetapi tidak ada tren yang jelas pada laju penurunan tutupan es di Antartika. Meski demikian kemunduran tutupan bongkahan es di Arktik pada musim semi dan musim panas sebesar 10 hingga 15 % sejak tahun 1950 konsisten dengan peningkatan suhu permukaan pada musim panas di belahan bumi utara. Dari data instrumen muka laut (tide gauge), laju peningkatan muka laut pada abad 20 ada pada kisaran 1.0 hingga 2.0 mm/tahun. Laju peningkatan muka laut ini bukan hanya diakibatkan oleh mencairnya glasier dan es di kutub tetapi juga karena ekspansi termal akibat peningkatan suhu air laut itu sendiri. Karena perubahan ekspansi termal air laut berlangsung lama terutama pada laut dalam, maka dikuatirkan apabila masalah konsentrasi gas rumah kaca di atmosfer telah selesai diatasi perlu waktu agak lama agar termal ekspansi di laut juga berhenti. Selain itu distribusi geografis dari perubahan muka laut juga dipengaruhi oleh perubahan salinitas, angin, sirkulasi lautan, dan perpindahan masa air dari daratan menuju laut atau dari kandungan lapisan es di darat atau laut ke laut. Mencairnya glasier dan es di kutub memberikan kontribusi terbesar setelah ekspansi termal. Perubahan muka laut juga ditentukan oleh faktor geologis yang tidak terkait dengan iklim yang bervariasi dalam skala ribuan tahun. Faktor perubahan pemanfaatan kandungan air di dalam tanah juga berpengaruh terhadap laju perubahan muka laut. Terakhir, pada skala seasonal, interannual dan dekadal, muka laut terpengaruh pada perubahan di atmosfer dan laut dengan contoh nyata adalah gejala El Niño. 199


Pemanasan global juga disinyalir berpengaruh terhadap perubahan sirkulasi laut yang pada akhirnya menyebabkan perubahan karakter El Niño dan fenomena besar lainnya seperti osilasi Atlantik Utara. Terjadi peningkatan anomali pada suhu muka laut di Pasifik yang memicu terjadinya El Niño terbesar abad ini pada tahun 1997/1998 yang diduga akibat peningkatan suhu muka laut akibat rumah kaca dimana energi yang tersimpan di muka bumi meningkat.

Gambar 10.5. Sinyal pemanasan global yang terlihat dari peningkatan suhu muka laut di daerah laut Cina Selatan dengan proyeksi peningkatan 0.0208 ºC per tahun.

Sinyal pemanasan global di wilayah Indonesia belum banyak terdeteksi karena observasi perubahan iklim membutuhkan waktu pengamatan yang panjang diatas 30 tahun untuk dapat mendeteksi sinyal perubahan yang ada. Dari dua parameter utama perubahan iklim global yaitu peningkatan suhu dan tinggi muka air laut, maka perubahan suhu laut lebih mudah diamati berdasarkan data observasi satelit. Dari hasil deteksi data series yang panjang maka pengaruh perubahan iklim akan lebih tampak terlihat pada laut marginal yang dangkal karena laut ini tidak memiliki perbedaan suhu antara permukaan dan kedalaman serta tidak adanya sirkulasi arus vertikal. Sehingga perubahan suhu muka laut dapat dikatakan mewakili apa yang terjadi di atmosfer. Deteksi 200


pemanasan global lebih mudah dilakukan pada laut dangkal seperti Laut Cina Selatan (0-5LU, 105-110BT). Pada daerah ini terjadi peningkatan suhu muka laut tahunan di daerah ini adalah 0.0208 ºC atau 2.08 ºC dalam seratus tahun. Dengan proyeksi ini maka dalam tahun 2.105 (seratus tahun kemudian) diproyeksikan suhu laut di daerah tersebut mencapai 31.3 ºC. 10. 5. FAKTOR YANG MENGHAMBAT PEMANASAN GLOBAL Selain terjadi proses pemanasan global akibat kegiatan manusia, beberapa faktor lainnya dapat mengurangi terjadinya pemanasan global. Perubahan fluks di permukaan laut dan atmosfer mendorong terpendamnya aerosol beberapa gas-gas rumah kaca seperti misalnya CO2 dan NO2 dalam lautan. Sehingga lautan bisa dianggap sebagai penyerap panas atmosfer terbesar dan penyimpan sedimen dari dua gas rumah kaca terbesar yaitu uap air dan CO2 dengan proses berikut ini. Lautan juga berfungsi sebagai tempat berfotosintesis pitoplankton dan respirasi zooplankton dimana terjadi perubahan gas-gas dari CO2 menjadi O2 (pada proses fotosintesis pitoplankton) dan dari O2 menjadi CO2 (pada proses respirasi zooplankton). Beberapa faktor tersebut menjadikan laut sebagai peredam efek pemanasan global. Kedua fungsi lautan sebagai peredam dampak pemanasan global tersebut sering diistilahkan sebagai faktor biogeochemistry lautan. Selain lautan, proses fotosintesis juga terjadi pada tanaman di darat seperti hutan belantara. Hutan berfungsi sebagai paru-paru bumi dan peredam pemanasan global menjadikan hutan sebagai daya tarik dalam perdagangan emisi karbon untuk mengikuti konsep protokol Kyoto . Salah satu konsep yang ditawarkan adalah debt swap atau 201


pengganti hutang negara dengan emisi negatif dari hutan karena hutan mengurangi emisi gas-gas rumah kaca. Yang belum dibahas oleh pemerintah adalah peran dari kemampuan menyerap dari lautan yang merupakan kontribusi nyata dan bagian dari wilayah yang luas dari negara ini. Faktor pengurang lain adalah dari letusan gunung berapi yang berfungsi mengurangi jumlah kadar air di atmosfer. Gas SO2 yang dihasilkan dari letusan gunung berapi akan bereaksi dengan uap air dan menyerap energi yang ada di atmosfer dan turun dalam bentuk hujan asam. Terkondensasinya uap air menjadi butir-butiran hujan membantu mengurangi energi di atmosfer. Selain itu aerosol letusan gunung berapi juga menjadi penghalang radiasi matahari masuk ke muka bumi dan mengurangi terserapnya energi radiasi matahari yang berada di permukaan bumi. Energi tersebut malah tertahan di lapisan atas atmosfer (stratosfer) dan memanaskan suhu di sana. Biasanya perubahan suhu di stratosfer berbanding terbalik dengan perubahan suhu di lapisan troposfer atau lapisan paling bawah di muka bumi, apabila suhu di stratosfer meningkat maka suhu di troposfer menurun dan sebaliknya. 10. 6. EFEK PEMANASAN GLOBAL TERHADAP EKOSISTEM LAUT Proses pemanasan global akan mempengaruhi karakter fisis, biologis dan biogeokimia dari lautan dan pantai, memodifikasi struktur ekologisnya dan fungsi dari struktur tersebut terhadap ekosistem. Dampak global dari pemanasan tersebut meliputi peningkatan tinggi muka laut dan suhu muka laut, penurunan tutupan es di laut dan perubahan salinitas, alkalinitas, meteorologi gelombang laut, dan 202


sirkulasi air laut. Akibatnya terjadi umpan balik terhadap sistem iklim dengan perubahan daerah mixing di laut, produksi laut dalam, dan upwelling di garis pantai yang pada akhirnya akan mempengaruhi terhadap status, kesetimbangan, produktivitas, dan biodiversivitas zona pantai dan ekosistem laut. Perubahan distribusi suhu muka laut akan berakibat dengan perubahan distribusi biota laut dan biodiversitas. Perubahan habitat laut termasuk meningkatnya suhu muka laut, pelemahan sirkulasi laut, tutupan es di laut dan tinggi muka laut. Perubahan frekuensi gejala ekstrem juga akan terjadi. Kejadian El Niño juga diperkirakan akan meningkat intensitas dan frekuensinya seiring dengan perubahan iklim global. Hal ini akibat meningkatnya energi di atmosfer. Jika terjadi penurunan beda suhu di ekuator dan di kutub akibat pemanasan global maka terjadi pelemahan sirkulasi atmosfer di banyak tempat (bukan daerah siklon) dan mengakibatkan berkurangnya upwelling. Pengamatan dan penelitian tentang angin dan gelombang menunjukkan peningkatan tinggi gelombang laut di lautan Atlantik meski belum ada keyakinan penuh apakah akibat dari pemanasan global. Habitat laut juga terganggu akibat meningkatnya siklon tropis dan peningkatan hujan di daerah lintang tinggi akibat menyebarnya daerah tropis. Akibat dari kasus terakhir ini adalah berkurangnya perbedaan salinitas laut di daerah tropis dan lintang tinggi, sehingga mengurangi laju sirkulasi arus laut. Tutupan es di laut mempengaruhi albedo, salinitas, dan proses transfer energi laut atmosfer. Hal terakhir mempengaruhi peristiwa konveksi di dalam laut dan pada akhirnya mempengaruhi daya serap terhadap CO2 dan penimbunannya. Selain itu melemahnya sirkulasi arus laut itu sendiri juga mengurangi kemampuan menyerap CO2 di permukaannya karena mengurangi wilayah tempat menyerapnya CO2. Sedangkan albedo mempengaruhi besarnya 203


intensitas energi radiasi matahari yang dipantulkan oleh muka bumi seperti tutupan awan di daerah tropis. Proses biologi berperan penting dalam menyerap CO2 dan membuang karbon dari atmosfer ke laut dalam melalui partikel organik dan dengan arus laut yang melarutkan partikel organik. Proses ini dikenal dengan nama pompa biologis yang memompa kandungan karbon di permukaan laut dan mengendapkannya di kedalaman. Proses ini seringkali dipengaruhi oleh kondisi biocalcification di terumbu karang dan kandungan organisme di lautan. Peningkatan suhu muka laut akan mengakibatkan peningkatan degradasi biologis laut. Perubahan iklim diperkirakan akan mempengaruhi proses yang mengontrol siklus dari berbagai elemen. Proses fotosintesis sebagai faktor utama biota laut dalam menyerap CO2 dikontrol oleh keberadaan zat besi. Perubahan runoff dari sungai ke laut akibat pemanasan global akan mempengaruhi nutrisi dan kandungan besi ke laut sehingga mengakibatkan perubahan daya serap CO2 di laut. Dampak nyata kemungkinan terdapat di laut semi tertutup dan teluk. Salah satu penelitian akhir menunjukkan bahwa kandungan zat besi dalam jumlah beberapa ton saja dapat menyebabkan pertumbuhan biota organisme laut yang menyerap CO2 meningkat pesat. Hal ini diramalkan akan dapat membuat kondisi atmosfer menjadi jauh lebih dingin dan sehingga dapat menyebabkan timbulnya iklim era es seperti beberapa ribu tahun yang lalu. Sudah lama diketahui bahwa ada hubungan erat antara distribusi ikan dan perubahan iklim. Perubahan suhu, salinitas, nutrisi, tinggi muka laut kondisi arus, dan tutupan es diyakini mempengaruhi distribusi tersebut. Suhu laut juga mempunyai efek langsung dengan pertumbuhan dan kelangsungan hidup larva ikan dan ikan muda. Suhu laut juga mempengaruhi laju produksi biologis dan akhirnya ketersediaan 204


makanan di lautan yang merupakan regulator utama dari distribusi dan berkumpulnya ikan. Sebagai contoh adalah penyebaran ikan tuna di utara dan timur laut Pulau Irian yang erat terkait dengan peristiwa El Niño dan La Niña. Keterkaitan penyebaran tuna dengan suhu muka laut tersebut diyakini akan berpengaruh pula jika terjadi proses pemanasan global. Jumlah penangkapan ikan sarden di Pasifik Utara sebagai contoh berikutnya juga terpengaruh dengan variabilitas iklim dekadal di daerah tersebut. Hal ini dirasakan pada penangkapan ikan sarden di Laut Jepang, California, dan Chile. Di Tasmania dan Australia, berkurangnya stress angin permukaan di perairannya mengurangi produksi zooplankton secara besar-besaran dan mempengaruhi densitas ikan Jack Makerel. Peningkatan suhu muka laut di laut utara Pasifik diyakini akan menahan distribusi Sokeye Solmon keluar Lautan Pasifik utara dan menuju Laut Bering. Hal serupa mirip dengan kasus tahun El Niño di wilayah Pasifik Timur. Dari beberapa fakta di atas, efek dari pemanasan global terhadap distribusi ikan di wilayah perairan Indonesia masih banyak belum diketahui. Salah satu faktor seperti telah dibahas di atas yang mungkin adalah pengurangan gradien suhu muka laut antara daerah tropis dan kutub sehingga memperlemah angin dan mengurangi potensi upwelling dan berakibat pada distribusi nutrisi dan distribusi ikan. Perubahan iklim global akan membawa efek perubahan fisis dan ekosistem di lingkungan laut dan air tawar. Tinggi muka air dan suhu permukaan akan meningkat di daerah lintang tinggi dengan konsekuensi memanjangnya masa pertumbuhan ikan budidaya dan kerang-kerangan. Perubahan ini akan memberi dampak positif untuk laju pertumbuhan dan angka efisiensi rantai makanan. Akan tetapi peningkatan suhu muka laut akan berakibat juga seperti perubahan level kandungan oksigen yang dihubungkan dengan intensitas dan frekuensi menyebarnya penyakit perairan seperti seringnya algal blooms di perairan pantai. Peningkatan 205


suhu laut dan cuaca ektrem akan mempengaruhi produksi ikan budidaya dan merusak infra struktur produksi. Peningkatan tinggi muka laut akan berakibat negatif pada rumpon-rumpon. Peningkatan suhu muka laut juga berakibat positif akan lebih luasnya peta penyebaran ikan-ikan yang aslinya dari daerah bersuhu tinggi.

Gambar 10.6. Kondisi strata suhu pada kedalaman laut sebelum (kiri) dan sesudah (kanan) pemanasan global terjadi pergeseran ke suhu tinggi di lapisan permukaan, mixing, dan termoklin.

Keberadaan mamalia laut dan burung burung pantai juga banyak dipengaruhi oleh pola iklim. Perubahan komposisi mamalia dan burung pantai di laut Pasifik utara dipercaya dipengaruhi oleh variasi iklim. Penyelidikan menemui penyebaran ikan paus berhubungan erat dengan situasi El Niño. Pengurangan tutupan es di kutub akan mempersulit beruang kutub untuk memangsa-mangsa mereka. Lebih lamanya masa 206


musim panas di kutub akan juga mempengaruhi waktu berburu beruang kutub sehingga memperlama waktu berpuasa mereka. Hal ini justru menambah peluang hidup mangsanya seperti anjing laut. 10. 7. EFEK PEMANASAN GLOBAL TERHADAP POPULASI PANTAI Paling kurang 20% dari populasi dunia hidup dalam jarak 30 km dari garis pantai dan dua kalinya pada jarak 100 km dari laut. Sehingga perubahan terhadap sistim ekologi dan ekosistem pantai akan berpengaruh besar terhadap populasi di daerah pantai. Daerah-daerah pantai dunia telah mendapat tekanan daeri berbagai faktor seperti peningkatan jumlah penduduk, perusakan habitat, dan peningkatan polusi dari atmosfer, yang bersumber dari daratan dan sungai. Dengan tambahan meningkatnya radiasi sinar ultra violet akibat rusaknya ozon akan membawa konsekuensi yang jauh lebih parah. Perubahan pada curah hujan, pH, suhu laut, angin terlarutnya Co2, dan salinitas akan mempengaruhi kualitas air di kestuari dan perairan pantai. Beberapa organisme penyakit dan spesies algae terpengaruh pada faktor-faktor fisis tersebut. Pada dekadal terakhir ditemui penyakit yang mempengaruhi organisme laut seperti terumbu karang dan rumput laut. Kerusakan terparah terumbu karang pada tahun 1997 - 1998 berhubungan erat dengan gejala El Niño. Dilaporkan juga penyakit baru pada penyebaran terumbu karang foraminifera dengan implikasi sedimentasi pantai. Siklus ENSO dan peningkatan suhu laut berkorelasi dengan peningkatan penyakit Dermo (akibat parasit bakteri protozoa) dan MSX (multinucleated spore) pada pembudidayaan oyster sepanjang pantai timur Amerika. Beberapa penyakit tersebut di transfer kepada manusia akibat mengkonsumsi oyster tersebut. Bakteri Vibrio 207


vulnificus yang ditemukan di oyster juga mematikan bagi manusia dan menjadi meningkat populasinya akibat naiknya suhu muka laut. Epidemi kolera (Vibrio cholerae) sering diasosiasikan dengan meningkatnya suhu muka laut dan tinggi muka air seperti di Banglades. Beberapa masalah pantai yang mungkin timbul diantaranya peningkatan banjir akibat badai, peningkatan erosi pantai, intrusi air laut ke dalam air tanah, menyeruaknya daerah pasang surut hingga estuari dan sistim sungai dan peningkatan tinggi muka laut dan suhu daratan. Dalam 100 tahun terakhir sekitar 70 % pantai pasir dunia telah mundur akibat erosi dan sekitar 20 - 30 % stabil dan sekitar 10% bertambah luas ke laut. Dengan pemanasan global dan peningkatan suhu muka laut akan terjadi tendensi erosi lebih lanjut. Pendekatan multi disiplin diperlukan untuk menggabungkan beberapa faktor seperti morfologi pantai, suplai sedimen, tekstur pantai, dan komposisi, sejarah tektonik dan keberadaan proteksi pantai biologis seperti hutan bakau. Pada saat El Niño laju peningkatan erosi pantai menjadi lebih nyata. Keberadaan hutan bakau penting untuk tempat produksi makanan laut dan sumber produk kayu dan perlindungan laut. Di Thailand, 50 % hutan bakau telah hilang dalam 35 tahun terakhir. Hutan tersebut diganti oleh penumpukan sedimen di pantai, pada akhirnya hutan bakau tersebut menjalar jauh ke tengah laut. Dalam berbagai penelitian disebutkan bahwa hutan bakau juga terpengaruh oleh kenaikan tinggi muka laut. Terumbu karang merupakan sumber utama biodiversitas dan mereka merupakan tempat lebih dari 25 % dari seluruh jenis ikan dan mengandung lebih banyak spesies dari hutan tropis. Terumbu karang penting bagi kepulauan atoll, perlindungan pantai, sumber pasir laut, daya tarik turisme, dan masa depan bioteknologi laut. Lebih dari 80% terumbu karang di asia dalam bahaya akibat perbuatan manusia seperti 208


industrialisasi, polusi, turisme, urbanisasi, buangan pertanian, buangan limbah air perkotaan, sedimentasi, penangkapan berlebihan penambangan pasir, reklamasi pantai, penyakit, dan predator. Proyeksi kerusakan akibat kenaikan tinggi muka laut dianggap kecil tetapi kenaikan suhu muka laut yang diprediksikan diatas 1 - 2 ºC pada tahun 2100 akan menyebabkan terumbu karang berada diatas ambang toleransi hidupnya. Dengan meningkatnya kandungan CO2 akan menurunkan kadar kapur (CaCO3) pada terumbu karang tersebut sehingga membahayakan kelangsungan hidupnya. 10. 8. PEMANASAN GLOBAL DENGAN CUACA EKSTREM DAN ENSO Perubahan iklim global membawa pengaruh akan semakin kuatnya frekuensi dan intensitas siklon tropis dan mengakibatkan panjangnya ekor dari siklon yang terjadi. Mengapa hal ini dapat terjadi? Peristiwa pemanasan iklim global merupakan akibat dari eksplorasi energi dari dalam perut bumi untuk dipakai di muka bumi dan sisa energi dibuang ke atmosfer dalam bentuk gas-gas rumah kaca serta energi berlebih. Gas-gas rumah kaca tersebut juga menyerap energi radiasi matahari dan menyimpannya di atmosfer. Selama paradikma pemanfaatan energi di muka bumi masih seperti demikian dan belum ada upaya membalik proses tersebut (reversible process) seperti menyerap energi dari atmosfer dan mengendapkannya ke dalam perut bumi (contoh pemanfaatan energi angin) maka proses pemanasan global akan terus terjadi. Beberapa kasus penyerapan secara natural selama ini terasa belum memadai untuk mengurangi dampak pemanasan global tersebut. Sesuai hukum kekekalan energi, maka energi yang berlebih di atmosfer tersebut akan tetap berada di atmosfer atau berubah bentuk menjadi 209


bentuk energi lainnya. Beberapa bentuk energi di atmosfer seperti energi laten yang terbentuk akibat perubahan fase air menjadi uap dan es, energi kinetik seperti angin, siklon dan pergerakan awan serta uap air, energi potensial seperti butir air yang jatuh sebagai hujan dan energi panas yang tersimpan pada gas-gas di atmosfer yang menambah panasnya atmosfer bumi. Seperti digambarkan di atas, salah satu bentuk energi yang mungkin terjadi adalah energi kinetik yang berupa angin kencang dan siklon. Sehingga dengan lebih banyaknya energi yang beredar kemungkinan terjadinya siklon tropis akan lebih besar dan dengan energi yang lebih besar maka intensitas serta ekornya secara otomatis akan lebih besar pula. Konsekuensi dari lebih kuatnya intensitas siklon ini adalah akan berakibat terjadi penyerapan awan dan uap air yang lebih besar di daerah sekitar siklon sedangkan di daerah yang jauh akan terjadi pengurangan secara drastis jumlah awan dan uap air yang beredar. Konsekuensi dari hal ini adalah berkurangnya jumlah hari hujan di daerah tropis yang mana dengan hari hujan yang sedikit diikuti oleh intensitas yang lebih besar dibanding beberapa dekade lalu. Sehingga jumlah hari hujan turun tetapi kejadian hujan maksimum harian meningkat. Dampak nyata dari peningkatan cuaca ekstrem adalah frekuensi dan intensitas siklon tropis meningkat. Dengan intensitas siklon yang tinggi maka dapat menarik awan dari daerah yang lebih jauh dari sebelumnya karena energi kinetis yang lebih kuat pada siklon sekarang ini. Hal ini terlebih dapat dilihat kombinasinya pada tahun El Niño ekstrem dimana pada tahun tersebut maka terjadi siklon tropis dengan intensitas sangat kuat. Pada saat terjadinya siklon seperti ini maka awan berkumpul lebih banyak di daerah dengan aktivitas/dinamika atmosfer 210


yang tinggi yaitu disekitar jalur siklon. Karena kumpulan awan tersebut tidak merata, sehingga di Indonesia dapat terjadi banjir dan kekeringan (kebakaran hutan) dalam waktu bersamaan. Selanjutnya karena daya hidup siklon hanya berlangsung rata-rata 4 hari hingga seminggu, maka terjadi variabilitas mingguan yang ektrem pada kondisi cuaca Indonesia.

Gambar 10.7 Salah satu indikator prediksi kejadian El Niño adalah dengan melihat siklus anomali suhu pada lapisan termoklin di sepanjang garis ekuator di Samudra Pasifik. Pemantauan dilakukan dengan memakai hasil observasi triton buoy.

Pengaruh pemanasan global terhadap fenomena El Niño dapat dilihat dari mekanisme kerja El Niño itu sendiri. Penumpukan yang menciptakan kolam hangat (warm pool) di utara Pulau Papua juga membentuk kolam hangat di laut dalam pada lapisan termoklin di daerah tersebut pada kedalaman hingga 300 m. lapisan termoklin ini apabila terdapat gradien suhu yang tinggi dengan daerah di Pasifik tengah akan menyebabkan terjadinya perpindahan kolam hangat di dalam laut ke arah timur. Kondisi inilah yang kemudian dikenal sebagai fenomena El Niño. Pengaruh dari pemanasan global terhadap hal ini adalah pada penumpukan panas dimana pemanasan global dapat memberikan kontribusi akan lebih cepatnya terkumpul energi di kolam hangat baik di 211


permukaan maupun di lapisan termoklin. Sehingga dapat diperkirakan bahwa pemanasan global akan memberikan percepatan terjadinya atau peningkatan frekuensi kejadian El Niño karena proses penumpukan panas akan semakin cepat. 10. 9. DAMPAK SOSIOEKONOMI DARI PEMANASAN GLOBAL Untuk daerah pesisir, dampak nyata dari segi sosioekonomis akan terasa pada beberapa sektor seperti turisme, kualitas dan suplai air bersih, perikanan dan pembudidayaannya, pertanian, pemukiman, lembaga keuangan, dan kesehatan. Jumlah manusia yang akan terpengaruh oleh banjir di pesisir akibat badai akan berlipat dua kali pada akhir abad ini tanpa faktor pertambahan penduduk. Proteksi untuk daerah pesisir bagi daerah pantai rendah seperti Negara Belanda akan menjadi sangat mahal. Sayangnya beberapa penelitian sosioekonomi tidak selalu dihubungkan dengan faktor atau mekanisme biologis dan fisis dari dampak yang ditimbulkan oleh proses pemanasan global tersebut. Penelitian pada garis Pantai Amerika bahwa pada akhir abad ini kerugian akibat kenaikan tinggi muka air laut akan mengakibatkan kerugian sebesar US$ 20.4 billion. Penelitian dampak potensi kenaikan tinggi muka laut 0.5 m di Montevideo, Uruguay menyebutkan angka kerugian hingga US$ 23 juta. Penelitian di Venezuala menunjukkan angka potensi kerugian dengan kenaikan muka laut 0.5 m adalah US$ 30 billion untuk sepanjang pantai mereka. Diperkirakan akibat erosi pantai di Amerika sekitar 1500 rumah akan hanyut dengan angka kerugian properti US$ 530 juta per tahun. Sementara itu untuk Jepang diperkirakan kenaikan muka laut 0.5 m akan mengakibatkan kerusakan 212


US$ 3.4 billion per tahun. Di Inggris, untuk proteksi garis pantai sebesar 4300 km diperlukan biaya sekitar US$ 500 juta per tahun. Total biaya untuk proteksi dan membuat pelabuhan pelabuhan di Jepang tetap bekerja seperti sekarang (1.000 pelabuhan) diperkirakan sekitar US$ 110 billion untuk kenaikan muka laut 1 m. Hampir keseluruhan beban biaya tersebut akan ditanggung oleh lembaga keuangan dan asuransi. 10.10. PROSPEK IKLIM INDONESIA KEDEPAN Akibat pemanasan global dan peningkatan suhu muka laut dan tinggi muka air laut maka akan berakibat terhadap berubahnya pola iklim di Indonesia. Seperti sudah digambarkan sebelumnya, terjadi proses penyebaran daerah tropis menuju iklim subtropis. Konsekuensinya adalah berubahnya iklim di daerah subtropis menjadi lebih menyerupai tropis. Sementara di wilayah Indonesia hubungan antara suhu muka laut dan hujan sudah berada pada titik puncaknya sehingga peningkatan suhu muka laut hanya akan menyebabkan berkurangnya akumulasi curah hujan. Dikuatirkan akan terjadi penurunan volume curah hujan tahunan di Indonesia dan penurunan hari hujan. Hal ini juga berakibat semakin banyaknya hari dengan intensitas hujan tinggi yang membawa resiko banjir lebih besar. Dengan berkurangnya hari-hari hujan maka resiko kekeringan juga terus mengancam untuk iklim Indonesia. Perubahan pola iklim tersebut tentu berakibat perubahan pula terhadap pola iklim tahunan dimana diperkirakan akan terjadi perlambatan masuknya musim hujan dan melambatnya kedatangan musim kering. Selain itu periode musim hujan juga diperkirakan akan lebih pendek. Laporan IPCC 2007 menyebutkan bahwa akibat pemanasan global terjadi peningkatan penguapan di lautan sebesar 5 %. Salah satu 213


akibat yang dapat di timbulkan terutama untuk benua maritim di daerah tropis adalah fenomena kemarau basah. Fenomena ini semakin sering terjadi saat ini seperti pada tahun 2003, 2005, 2007, dan 2008. Memang El Niño /La Niña dan DM merupakan dua fenomena regional utama yang mempengaruhi iklim Indonesia. Kalau El Niño (atau La Niña) akan mengurangi (atau menambah) curah hujan pada musim kemarau di Indonesia terutama di wilayah timur hingga selatan Indonesia. Sedangkan DM positif (atau negatif) akan mempengaruhi curah hujan di wilayah Barat seperti Sumatera bagian selatan dan Jawa dengan mengurangi (atau menambah) pada musim kemarau. Berdasarkan hasil pemantauan karakteristik curah hujan tahunan Indonesia, ada kecenderungan bahwa setelah terjadi tahun El Nino (tahun kering) biasanya diikuti dengan peningkatan curah hujan pada kemarau tahun berikutnya. Hal ini terbukti terjadi pada tahun 1998/1999 setelah El Niño kuat 1997/1998 dan pada tahun 2003/2004 setelah El Niño lemah 2002. Padahal tahun 2006 lalu kita mengalami juga El Niño lemah yang berawal agak telat di sekitar bulan November. Selain itu DM kuat positif tahun 2004 juga diikuti oleh tahun kemarau basah 2005. Secara teoretis pendapat itu dapat dipahami karena berdasarkan konsep neraca energi klasik, termasuk uap air akan selalu mencapai keseimbangan setelah mengalami kondisi ekstrem tertentu akan berbalik ke kondisi ekstrem lainnya. Dengan pola yang sama, maka kemungkinan besar tahun 2007 ini adalah tahun kemarau basah. Salah satu penyebab lain yang belum dan kurang dibahas adalah pengaruh dari pemanasan global. Hasil kajian dari NASA menunjukkan bahwa 5 tahun terpanas sejak pengukuran tahun 1890 berturut turut adalah tahun 2005, 1998, 2002, 2003, dan 2004. Dari data tersebut, hanya tahun 1998 yang merupakan tahun La Nina, tahun 2004 adalah 214


tahun dengan DM kuat positif, sedangkan sisanya tidak ada indikasi jelas La Nina ataupun DM kuat. Suatu tahun diindikasikan mengalami La Nina apabila suhu laut di wilayah Pasifik Barat semisal daerah NINO3 mengalami penurunan di bawah rata-ratanya melebihi nilai standar deviasinya (stdev) yaitu 1 ºC sedangkan kondisi DM dinyatakan setelah ada perbedaan antara dua wilayah kutub (dipole) di Samudra Hindia dengan perbedaan melebihi 0.52 ºC (stdev). Sedangkan hasil kajian data DM sepuluh tahun terakhir menunjukkan bahwa kutub wilayah timurlah yang lebih berpengaruh terhadap iklim Indonesia yang kondisi terakhir masih jauh di bawah nilai stdev-nya. Dapat disimpulkan bahwa akhir-akhir ini bahwa apabila El Niño /La Niña dan DM lemah maka pemain ketiga yang menentukan iklim Indonesia adalah pemanasan global. Akibat dari pemanasan global ini suhu laut di wilayah Indonesia masih relatif hangat (di atas 28 ºC) sehingga memberikan suplai uap air yang cukup bagi proses konveksi dari curah hujan tinggi di beberapa wilayah Indonesia. Hal ini terbukti oleh beberapa peristiwa banjir yang dilaporkan dibeberapa wilayah Indonesia pada musim kemarau. Pelajaran yang dapat diambil dari tahun 2005 atau tahun terpanas lainnya menunjukkan bahwa kemarau basah akan berlangsung hingga awal musim hujan tahun tersebut atau kemarau kering yang relatif pendek. Pada bulan Juni dan Juli 2005 tercatat bahwa Jakarta mengalami banjir akibat intensitas hujan tinggi. Selain itu jumlah titik api akibat kebakaran hutan pada musim kemarau tahun-tahun tersebut relatif sedikit dibandingkan tahun tahun lainnya. Sebagaimana diterangkan sebelumnya bahwa prospek iklim ke depan bahwa kejadian upwelling di selatan Jawa akan lebih sering terjadi 215


atau indikasi ke arah dipole mode positif akan lebih kuat sehingga wilayah selatan Indonesia akan lebih sering mengalami kekeringan. Sedangkan untuk wilayah lainnya prospek ke depan adalah peningkatan kemarau basah. Melihat kondisi iklim mendatang seperti inilah terlihat prospek perubahan iklim di Indonesia dimana terjadi potensi peningkatan di seluruh wilayah untuk musim kemarau tetapi untuk bagian selatan Indonesia dari Sumatera Selatan hingga Nusa Tenggara, kemungkinan terjadi penurunan curah hujan.

Pertanyaan: 1. Jelaskan proses terjadinya pemanasan global akibat gas-gas rumah kaca! 2. Apa fungsi dan peran spektrum radiasi matahari dalam menjelaskan konsep gas- gas rumah kaca? 3. Pemanasan global berakibat pada terbentuknya daerah tropis baru, sebutkan akibat fisis di laut dan atmosfer dari pembentukan daerah tropis baru tersebut! 4. Apa dampak menguntungkan dan merugikan akibat pemanasan global terhadap pariwisata dan lembaga keuangan? 5. Jelaskan dampak pemanasan global terhadap frekuensi terjadinya siklon tropis dan kekuatan angin darat dan angin laut! 6. Bagaimana proses pemanasan global dapat terhambat di permukaan laut?

216


7. Selain volume es di kutub yang mencair faktor apalagi yang membuat lautan meluap akibat pemanasan global? 8. Suhu muka laut di Indonesia sudah berada di ambang batas kritis mendekati 300C yaitu titik evaporasi air laut. Apa yang terjadi apabila terjadi pemanasan global dan suhu muka laut global meningkat 20C? 9. Dengan adanya pemanasan global apakah Indonesian through flow (arus lintas Indonesia) akan bertambah kuat atau lemah? Mengapa?

217

BAB 11

MODEL IKLIM 11. 1. DUNIA MODEL Dalam dunia ilmu pengetahuan terdapat tiga sumber acuan informasi yaitu dari data hasil pengamatan instrumen, hasil kajian teoritis, dan data hasil model. Ketiga jenis sumber informasi tersebut membuat trikotomi yang nyata dari peneliti ilmu pengetahuan. Masingmasing grup mengklaim bahwa sumber acuan mereka yang paling baik daripada yang lainnya. Yang paling bernilai dari ketiga dunia tersebut adalah hasil observasi instrumen pengamatan karena semua analisis ilmiah akan dikembalikan kepada acuan tersebut. Akan tetapi pengamatan dengan instrumentasi apapun memiliki keterbatasan dari resolusi fisis alat dan tutupan spasial dan temporal. Selain itu keusangan alat akibat terlalu lama dipakai seringkali jarang dikalibrasi dan meyumbang faktor kesalahan berikutnya. Hasil pengamatan tersebut biasanya ditumpahkan dalam hubungan teoritis dalam bentuk bentuk formula. Kelemahan formula tersebut biasanya bekerja pada asumsi dan keterbatasan teoritis akibat penyederhanaan yang dilakukan. Asumsi dan penyederhanaan tersebut tidak dapat dielakkan tetapi juga menyumbang pada faktor kesalahan teoritis. Setelah mendapatkan persamaan teoritis berbagai parameter, maka dilakukan penghubungan masing-masing parameter dalam suatu model yang lebih komprehensif. Model dapat dibuat dengan dimensi 219


waktu atau dan salah satu dimensi ruang. Kelebihan utama model adalah dapat memberikan solusi secara komprehensif dan memberikan visual yang lebih baik untuk hubungan beberapa parameter yang ada. Kekurangan dari model biasanya terletak dari resolusi temporal dan spasial. Kemampuan model mensimulasikan fenomena iklim dan cuaca akan meningkat pada fenomena berskala spasial dan temporal yang sesuai dengan kemampuan model.

Gambar 11.1. Contoh representasi grid T42 (kiri) dan T106 (kanan dari model iklim atmosfer global. Panel di atas menggambarkan perbedaan representasi grid sedangkan panel bawah menggambarkan besarnya kesalahan terhadap data observasi penakar pada resolusi T106 dari kedua representasi model tersebut. Panel bawah menunjukkan adanya pengurangan kesalahan dengan meningkatkan resolusi model. Gambar diatas memakai hasil model iklim global ECHAM4.

Pada perkembangan saat ini model telah dapat mengakomodir rumusan teoritis untuk bekerja pada dimensi waktu dan ruang secara 3 220

BAB 11 - MODEL IKLIM

dimensi. Akibat kemajuan dunia komputasi, maka saat ini hampir tidak ada masalah untuk menjalankan model berbagai parameter secara komprehensif dan massive (dalam jumlah besar). Kemampuan terakhir inilah yang dibutuhkan untuk dunia model iklim yang membutuhkan perhitungan yang massive dan komprehensif. Saat ini hampir semua komputer tercanggih di dunia dipakai untuk perhitungan pemodelan iklim dan cuaca.

Gambar 11.2. Representasi model iklim atmosfer regional REMO yang merupakan model keluaran Max Planck Institute for Meteorology dengan resolusi spasial 0.5 derajat. Dengan resolusi ini mulai terlihat adanya kesesuaian grid dengan bentuk pulau-pulau besar.

Pemodelan iklim seringkali juga terbentur oleh ketersediaan data pengamatan, sehingga model iklim lebih banyak bekerja dengan data yang terinterpolasi. Saat ini data pengamatan harian dari seluruh penjuru dunia dikumpulkan secara elektronis untuk kepentingan pemodelan 221


iklim. Saat ini ada dua pemakai utama dari data tersebut yaitu dari European Centre for Medium Weather Forecast (ECMWF) yaitu konsorsium Eropa untuk masalah cuaca dan iklim. Pemakai kedua adalah dari NCEP/NCAR yaitu dari Amerika Serikat. Selain kedua pemakai utama tersebut Jepang, Australia, dan Kanada juga mengadakan pemodelan iklim mereka sendiri. Data data observasi meteorologi pada umumnya bersifat terbuka dan boleh dipakai oleh siapa saja untuk kepentingan khalayak umum. 11. 2. KOMPONEN MODEL IKLIM Metoda numerik matematika merupakan engine matematis utama dalam pemodelan 3 dimensi. Parameter fisika secara spasial akan didekati oleh dua pendekatan yaitu metode elemen hingga (finite element), finite difference dan metode spektral. Karena unsur atmosfer bumi yang bersifat global dan kontiniu, metode spektral yang berbasis pada penerapan fungsi-fungsi matematis spektral sinusoidal lebih dipakai. Pada persepsi spektral, semua fungsi dapat direpresentasikan dalam bentuk spektral frekuensinya sehingga dapat didekati dengan pendekatan fungsi-fungsi sinusoidal. Untuk pendekatan temporal, kedua metoda di atas juga dapat dipakai. Untuk kestabilan model diperlukan bahwa resolusi temporal dibagi resolusi spasial jauh lebih kecil dari satu. Perhitungan kekekalan energi dan momentum dan hukum kontinuitas masa merupakan basis hukum dinamika alam. Diperlukan perhitungan yang seimbang antara energi yang masuk dan keluar serta kekekalan momentum. kekekalan momentum menjamin perhitungan energi kinetis sedangkan hukum kontinuitas masa menjamin perhitungan energi potensial. Sebagai sumber utama energi di atmosfer yang pada akhirnya menjalankan angin adalah energi radiasi matahari 222


dan bumi. Sumber utama dinamika laut adalah angin permukaan, sehingga akhirnya seluruh dinamika atmosfer dikendalikan oleh perhitungan energi radiasi matahari dan bumi yang tepat. Biasanya dalam sebuah model iklim atmosfer, perhitungan energi ini memakai hingga 30% dari sumber daya komputer yang ada.

Gambar 11.3. Salah satu penerapan grid sistem curvilinear untuk model iklim laut global dimana memakai perhitungan detail pada wilayah tertentu. Pada model grid ini kutub utara dipindahkan ke wilayah Cina dan kutub selatan ke wilayah Australia agar mendapatkan detail untuk benua maritim Indonesia. Kedua kutub, karena dilingkari oleh zona kutub dan menghindari singularitas, harus diletakkan di daratan, sehingga posisi yang paling praktis adalah di kedua wilayah tersebut.

223


Perbedaan utama dari dinamika laut dan atmosfer adalah lama adaptasi atau waktu memori diantara keduanya dimana atmosfer memiliki ingatan yang cepat dan laut yang lama. Sifat ini diperlukan untuk memulai suatu model iklim atmosfer dan laut. Sebuah model iklim akan dimulai pada masa inisiasi tertentu dan dijalankan menurut kondisi saat tertentu. Untuk atmosfer, peran dari masa lalu terhadap iklim saat ini tidak terlalu besar sehingga diperlukan masa inisiasi yang pendek. Sedangkan untuk lautan diperlukan masa inisiasi yang panjang. Biasanya untuk keperluan model atmosfer hanya butuh jam-jaman, sedangkan inisiasi model laut global membutuhkan hingga 30 tahun. Daya ingat yang cepat dari atmosfer memiliki kerugian dalam hal gangguan yang sangat lokal sekalipun untuk model iklim global. Pengaruh sekecil apapun berpengaruh terhadap cuaca suatu saat. Fenomena ini dikenal dengan nama butterfly effect. Prinsip serupa tidak terjadi di laut karena resistensi masa laut akibat memori yang lama menahan pengaruh lokal dalam waktu singkat untuk berperan besar. Semua model iklim bekerja pada sistem grid tertentu. Banyak terdapat grid sistem dan pemilihannya berdasarkan kebutuhan dan berbagai kriteria lainnya. Pembagian grid yang paling sederhana dan umum adalah kotak-kotak seperti papan catur. Akan tetapi pemilihan sistem grid ini hanya baik untuk daerah tropis. Untuk daerah kutub, misalnya, pemilihan tetap kotak-kotak papan catur yang direpresentasikan dalam koordinat kartesius bujur dan lintang bumi. Sehingga dalam perhitungan bujur dan lintang terlihat tidak kotak-kotak. Selain itu daerah kutub juga bermasalah karena bersebrangan dengan berbagai belahan bumi (barat dan timur) serta terkadang memotong garis penanggalan. Diperlukan perhitungan tambahan untuk mengkoreksi berbagai reinterpretasi tersebut. Cara grid terbaru memakai sistem curvilinear grid, dengan cara ini sebuah model dapat memiliki kutub 224


dimana saja diinginkan dan memiliki beberapa kutub sekaligus. Keuntungan dengan sistem ini model dapat memiliki daerah yang lebih detail pada wilayah tertentu tanpa mengabaikan aspek dinamika global. Aspek perbedaan grid merupakan perhatian utama para pemodelan iklim dimana mereka membutuhkan metoda agar antara model iklim dapat berkomunikasi pada grid yang berbeda.

Gambar 11.4. Salah satu penerapan penggabungan model iklim laut (MPI-OM) dan atmosfer (REMO) dengan memakai perangkat lunak penggabung (OASIS) dan data atmosfer yang sama (ERA/NCEP). Skema ini telah dipakai untuk membuat model atmosfer laut yang dapat berinteraksi diantara keduanya pada permukaan laut. Penggabungan hanya terjadi diwilayah Indonesia sedangkan di luar wilayah tersebut hanya model iklim laut global yang bekerja.

225


Dalam mengaplikasikan teori-teori fisika dan dinamika kedalam model perlu dilakukan pendekatan dengan berbagai parameterisasi seperti proses pembentukan awan yang merupakan media sentral transfer energi dan masa udara serta proses turbulensi dan berbagai gelombang. Pada model iklim laut juga proses turbulensi atau mixing serta gelombang laut akibat angin adalah faktor penting untuk di parameterisasi. Pada model laut yang berdiri sendiri, proses fluks uap air dan energi antara atmosfer dan laut juga memegang peranan penting sehingga perlu diparameterisasi dengan benar karena akan mempengaruhi nilai SST dan besarnya mixing di lapisan permukaan. Data untuk model iklim tergantung pada modus peruntukan modelnya. Ada dua modus pengoperasian model yaitu modus iklim dan modus forecasting atau peramalan. Modus iklim mengacu pada pengkajian cuaca atau iklim yang sudah berlalu, sedangkan modus ramalan untuk cuaca mendatang. Model iklim regional dapat dipakai untuk kedua modus tersebut, karena fungsi dari model iklim regional adalah sebagai alat kaca pembesar kondisi iklim global. Hasil dari model iklim global biasanya diberikan sebagai input untuk model iklim regional dimana dinamika proses yang terjadi kembali dihitung dalam skala regional. Sedangkan untuk model global dapat juga dipakai untuk modus iklim tetapi untuk modus forecast memiliki keterbatasan. Untuk modus forecast dibutuhkan kedua model iklim laut dan atmosfer yang dijalankan sekaligus dimana terjadi feedback antara keduanya. Masingmasing model tersebut tidak dapat jalan sendiri-sendiri untuk modus ramalan karena masing-masing saling membutuhkan untuk data di permukaan laut. Untuk modus ramalan hanya membutuhkan data awal atau inisial dan model akan berjalan dengan sendirinya setelah itu. Untuk data awal biasanya dipakai data kondisi terakhir saat ini. Untuk model 226


non ramalan dan non global, data dipenuhi dengan kebutuhan di daerah batas. Untuk model atmosfer global biasanya membutuhkan data SST, sedangkan untuk model laut global membutuhkan data atmosfer di permukaan laut. Sedangkan untuk model iklim regional baik model laut maupun atmosfer membutuhkan juga data di daerah batas domain di laut atau di atmosfer pada masing-masing lapisan. Untuk keperluan pemodelan atmosfer data tersebut biasanya didapat dari hasil reanalisis cuaca terdahulu. Selain data tersebut yang bersifat dinamis, diperlukan juga data statis permukaan seperti data orografi dan tutupan lahan. Data tutupan lahan berisi data jenis vegetasi yang mana darinya akan diambil informasi albedo, leaf area index, rasio tutupan hutan dan kekasaran permukaan.

11. 3. MODEL IKLIM ATMOSFER Dari berbagai model iklim yang tersedia sekarang ini, model iklim atmosfer adalah yang paling tua dan dipakai sejak manusia memakai komputer untuk komputasi numerik sejak penemuan oleh von Neumann di Princeton. Pekerjaan pioner untuk pemodelan iklim global dilakukan oleh Smagorinsky pada tahun 1965. sebelumnya beberapa perhitungan komputasi cuaca juga dilakukan oleh Edward N Lorentz pada awal dekade 1960-an. Pemodelan iklim atmosfer, berkembang dari perhitungan sederhanan perubahan dan prediksi tekanan permukaan, aliran masa udara hingga proses konvektif di awan. Dalam perkembangannya terdapat beberapa varian pemodelan iklim atmosfer diantaranya model iklim global, model iklim regional atau limited area model, model perawanan dan model lokal skala resolusi tinggi untuk proses di permukaan tanah dan lapis batas atmosfer. Dari jenis dinamika 227


perlapisan model atmosfer dan demikian juga model laut dibedakan dengan model hidrostatik dan model non hidrostatik. Model hidrostatik mengacu pada perubahan minimal antar lapisan sehingga diasumsikan tidak terjadi proses perpindahan masa secara vertikal dan aliran masa udara bersifat laminar mengikuti orografi bumi. Konsep hidrostatis ini bersifat sangat idealis dan membantu perhitungan untuk tidak terlalu rumit, tetapi kekurangan utama adalah konsep ini menafikan bentuk orografi bumi yang curam. Dengan konsep non hidrostatis, model dapat bekerja dengan orografi yang curam dan biasanya bagus dipakai untuk model resolusi tinggi yang sangat memperhatikan aspek lokal. Model iklim global dan regional biasanya bersifat hidrostatis, sedangkan model yang sangat lokal bersifat non hidrostatis, contohnya adalah model proses permukaan untuk model iklim bagi pertanian dan perkotaan. Resolusi kerja model iklim global hingga lokal bervariasi dan biasanya ditentukan oleh nilai spektralnya. Nilai spektral adalah berapa banyak gelombang spektral dalam satuan radius bumi yang direpresentasikannya. Contohnya model resolusi T42 bekerja dengan nilai spektral 42 yaitu bisa menyelesaikan 42 gelombang melingkari bumi atau dengan resolusi sekitar 3.875 derajat atau 400 km persegi di daerah ekuator. Pada perhitungan awal dipakai model resolusi T21, tetapi saat ini sudah banyak model iklim global bekerja pada resolusi T106, T256 dan resolusi yang lebih tinggi lagi. Contoh pada resolusi T106 bekerja pada resolusi 110 km persegi di daerah ekuator. Pada model regional dan lokal, bisa bekerja pada 0.5, 1/6 derajat atau hingga 1 km persegi. Perkembangan model iklim atmosfer saat ini telah jauh untuk mengakomodir perkembangan ilmu pengetahuan sehingga dalam model 228


atmosfer dilengkapi dengan modul proses kimia untuk masalah polusi, pemanasan global, ekonomi, dan kesehatan. Pemanfaatan model iklim juga telah diperluas dari sekedar untuk melakukan prediksi cuaca dan iklim ke depan dan ke belakang, juga untuk pengkajian skenario perubahan iklim global, peristiwa ledakan nuklir, penyebaran polutan, dan skenario geografis seperti perubahan lahan akibat aforestasi dan deforestasi. 11. 4. MODEL IKLIM LAUT Sebagai basik utama model iklim laut adalah proses dinamika laut dimana persamaan gerak adalah fokus utamanya. Sama seperti model atmosfer, model laut juga dapat dibagi sebagai model hidrostatik dan non hidrostatik dengan pemakaian yang serupa. Pada model dengan tingkat detail yang tinggi dan skala lokal maka model non hidrostatik lebih dibutuhkan. Sedangkan untuk skala global model hidrostatik lebih disukai. Permasalahan konveksi daerah turbulensi batas seperti di atmosfer juga dikenal di model laut. Persamaan fisis dari lapisan mixing tempat utama turbulensi dan konveksi sangat kompleks sehingga banyak pendekatan yang telah diupayakan. Proses konveksi lebih berhubungan dengan perpindahan masa dan energi secara vertikal, sedangkan proses serupa dalam skala horizontal dikenal dengan proses adveksi. Parameter input utama bagi daerah lapisan atas adalah fluks air dan energi dari atmosfer serta aliran air dari daratan. Perbedaan utama model laut dan atmosfer adalah skala waktu gerak yang lebih cepat untuk atmosfer. Parameter utama dalam dinamika laut adalah profil salinitas dan temperatur. Sehingga proses dinamika laut sering disebut sebagai thermohaline circulation. Sedangkan parameter utama untuk muka laut adalah suhu dan tinggi muka laut. 229


Sama halnya dengan atmosfer, laut juga memiliki daerah batas. Perbedaan utamanya adalah batas laut yang terdiri dari batas atas (muka laut), batas daerah domain dan batas dasar laut. Yang terakhir adalah perbedaan utama antara laut dan atmosfer dimana atmosfer sering dianggap tidak memiliki batas atas. Batas bawah laut sangat penting untuk mengetahui arah aliran masa air laut sehingga berperan penting pada proses konveksi dan adveksi yang akhirnya mempengaruhi profil salinitas dan temperatur. Batas lapis dasar laut juga penting bagi proses sedimentasi daerah pesisir. Karena daerah batas dasar laut sudah bersifat statis dengan data topologi laut, maka input utama model laut ada di permukaan laut. Untuk model laut regional membutuhkan juga parameter di daerah batas domain. Untuk hal ini biasanya model laut mendapatkan data daerah domain dari rata-rata klimatologi lautan. Data klimatologi didapat dari data rata-rata iklim 30 tahunan dan data yang sering dipakai saat ini adalah koleksi Levitus. Untuk atmosfer data daerah batas domain didapat dari data observasi harian terutama data satelit, sedangkan di bawah laut, data serupa tidak ada sehingga hal ini adalah salah satu masalah utama untuk model laut. Model laut global mendapatkan informasi permukaan dari reanalisis atmosfer permukaan atau dari keluaran model atmosfer global. Parameter laut permukaan yang dibutuhkan oleh model laut adalah tekanan permukaan, suhu permukaan yang biasa diwakili oleh suhu 2 m, angin permukaan, stress angin permukaan, tutupan awan, radiasi matahari di permukaan, dan curah hujan permukaan. Aplikasi model laut sering dipergunakan untuk kajian aliran massa air laut untuk kepentingan fisika laut dan perikanan. Model laut regional sering dipakai untuk pengkajian daerah pesisir untuk masalah sedimentasi dan polutan. Model iklim laut adalah komponen utama untuk melakukan prediksi iklim bulanan dan tiga bulanan karena sifat 230


Gambar 11.5. Sistem arus laut permukaan akibat angin monsun di Indonesia bagian barat dari hasil keluaran model iklim laut global.

231


lautan yang lama bereaksi dalam dinamikanya. Pemakaian kedepan dari model laut adalah pengembangan untuk masalah biogeokimia laut seperti proses pelarut gas-gas rumah kaca dan model biologi laut untuk perikanan serta hubungan proses biologi dan fisika laut. Sebagai contoh telah diketahui hubungan keberadaan zat besi di muka laut terhadap populasi zooplanton dan pada akhirnya mendinginkan lapisan atmosfer permukaan yang menghambat proses pemanasan global. Keberadaan proses biologi juga dicurigai sebagai pemicu gejala El Niño dan La Niña. 11. 5. MODEL IKLIM LAINNYA Beberapa varian lain dari model iklim yang juga dipakai adalah model es laut, model hidrologi permukaan, model proses permukaan tanah, model transport kimia laut dan atmosfer, model biogeokimia dan model iklim sosioekonomi. Masing-masing model juga terdapat dalam skala regional dan global. Kecendrungan model selalu mengarah ke perhitungan global dalam tujuan untuk membuat suatu model sistem iklim dunia. Sehingga pendekatan untuk menggabungkan beberapa model merupakan suatu trend pemakaian model iklim tersendiri. Penggabungan dua buah model iklim tidak selalu mulus karena banyak faktor terkait. Sebagai contoh antara model iklim laut dan atmosfer dapat terjadi proses redam yang mengalir ke kedua model tersebut. Hal ini karena proses tarik-menarik dua gelombang yang berbeda fase dan frekuensinya. Proses redam tersebut dapat berarti positif karena pada model iklim yang lepas satu sama lain, biasanya tidak ada kontrol dinamis di daerah lapis batas model sehingga seringkali hasil keluaran model bersifat terlalu ektrem seperti curah hujan yang terlalu tinggi. Semakin tingginya kompleksitas model iklim sebenarnya memberikan bahaya tersendiri pada interpretasi hasil karena 232


kompleksitas berarti semakin banyak faktor turunan kesalahan dari asumsi teori yang dipakai. Pemakaian model-model yang kompleks lebih kepada penggunaan sebagai modeling an sich yaitu pemakaian model sebagai alat untuk mengerti proses komprehensif di belakang dari parameter yang diinginkan. Diperlukan proses panjang agar dapat diambil umpan balik dari proses tersebut untuk memperbaiki model yang dipakai. Sehingga lebih sering hasil model hanya dipakai untuk verifikasi data lapangan daripada dipakai untuk prediksi proses-proses kompleks. Pemakaian model untuk prediksi lebih banyak untuk model atmosfer. Pemakaian model untuk, lebih banyak, verifikasi ini sering dipakai sebagai media kontrol untuk eksperimen berbagai skenario ilmiah. Pemakaian model untuk jenis ini jelas berbahaya karena hasil yang didapat sering mengabaikan proses kompleks yang terjadi di alam dan seringkali menyederhanakannya dengan melihat perbedaan antara hasil model kontrol dan model skenario belaka. Apalagi apabila kita melihat aspek turunan asumsi kesalahan teori. Walau demikian model adalah satu satunya alat eksperimen yang paling murah dan aman bagi lingkungan dan mudah dilakukan. Proyek perpaduan berbagai model iklim adalah upaya besar yang saat ini dilakukan untuk memahami lebih komprehensif berbagai isu iklim dan lingkungan global. Masalah terbesar adalah resolusi model dan sistim parameterisasi proses. Saat ini sebuah komputer tercanggih di dunia telah dipasang di Earth Simulator project di Yokohama Jepang untuk melakukan penelitian tersebut. Diharapkan dapat dilakukan simulasi iklim dunia pada resolusi 1 hingga 3 km dengan model global. Model ini diharapkan dapat memberikan proses konvektif laut atmosfer yang sesuai dengan realitas di alam meskipun hanyalah pendekatan.

233


11. 6. PROSPEK DAN MASA DEPAN MODEL IKLIM UNTUK INDONESIA Pemakaian model iklim atmosfer dan laut untuk Indonesia relatif masih baru. Keterbatasaan sumber daya manusia dan komputer untuk masalah ini merupakan hambatan tersendiri. Untuk kebutuhan wilayah yang sedemikian luas, Indonesia membutuhkan pengamatan iklim terpadu yang cukup mencakup seluruh wilayah Indonesia. Hal tersebut membutuhkan biaya yang sangat besar. Data hujan sendiri yang merupakan model utama verifikasi berbagai model iklim tidak tersusun rapi dan memadai. Kebutuhan komputer mungkin dapat diatasi dengan teknologi murah seperti linux cluster, tetapi untuk data membutuhkan kerjasama internasional yang handal untuk kelangsungan model tersebut. Kompleksitas masalah lingkungan dan iklim di Indonesia dewasa ini mendorong kita cepat atau lambat untuk mengadopsi pemakaian model iklim. Saat ini tersedia banyak model iklim di internet yang dapat diakses secara gratis dan dipakai sebagai model iklim komunitas.

Pertanyaan: 1. Sebutkan beberapa keuntungan dan kerugian dari pemakaian teori, hasil pengamatan dan model! 2. Apa hubungan dari pemakaian model iklim hidrostatis dan non hidrostatis terhadap topologi dan orografi bumi? 3. Uraikan beberapa komponen utama model iklim! 4. Mengapa cuaca tidak dapat diramalkan dengan tepat? 234


5. Sebutkan 2 metode numerik untuk penyelesaian persamaan pada model iklim dan apa keuntungan masing masing? 6. Sebutkan beberapa modus pemakaian model iklim dan kebutuhan apa yang membedakan modus tersebut?

235


REFERENSI Aldrian, E. 2003, Simulation of Indonesian Rainfall with hierarchy of climate model, Dissertasi Max Planck Institute for Meteorology - Universitas Hamburg Jerman. Aldrian, E., R. D. Susanto, 2003, Identification of three dominant rainfall regions within Indonesia and their relationship to sea surface temperature, Intl. J. Climatol., 23, 1435-1452. Aldrian, E., L. D. Gates, D. Jacob, R. Podzun, D. Gunawan, 2004, Long term simulation of the Indonesian rainfall with the MPI Regional Model, Climate Dynamics, 22, 8, 794-814. Aldrian, E., D. Sein, D. Jacob, L. Dümenil-Gates, R. Podzun, 2005, Modelling Indonesian Rainfall with a Coupled Regional Model, Climate Dynamics, 25, 1-17. Aldrian, E., Asril, 2005, Influences of Indian Ocean Dipole and ENSO on variability of summer inflow of several dams and lakes in Indonesia. Alami- diterbitkan oleh BPPT, 10, 19-26. Aldrian, E. and G S A Utama, 2007, Identifikasi dan karakteristik seruak dingin (Cold Surge) tahun 1995-2003. J. Sains Dirgantara- diterbitkan oleh LAPAN, 4, No 2, 107-127. Aldrian, E:, L. D. Gates, F. H. Widodo, 2007, Seasonal Variability of Indonesian Rainfall in ECHAM4 Simulations and in the Reanalyses: Roles of ENSO, Theoretical and Applied Climatology, 87, 41-59. Aldrian, E., Y. S. Djamil, 2008, Spatio-temporal climatic change of rainfall in East Java Indonesia, International Journal of Climatology, 28, Issue 4, 435 - 448. Aldrian, E., 2008, Peat carbon, fire and climate interactions, Jurnal Teknologi Lingkungan- diterbitkan oleh BPPT, submitted. Amien I., Redjekiningrum, P., Kartiwa, B dan Estiningtyas, W. 1999, Simulated rice yields as affected by interannual climate variability and possible climate change in Java. Climate Research 12: 145-152. Araki, R., M.D. Yamanaka, F. Murata, H. Hashiguchi, Y. Oku, T. Sribimawati, M. Kudsy, and F. Renggono, 2006, Seasonal and interannual variations of diurnal cycles of wind and cloud activity observed at Serpong, West Jawa, Indonesia, J. Meteor. Soc. Japan, 84A, 171-194.

237


Badan Riset Kelautan dan Perikanan (BRKP). 2001. Report on Indonesia Fish Stock Assessment, National Fish Stock Assessment Commission, Indonesia. Bemmelen, W van, 1922, Land und seebrise in Batavia, Beitr. Phys. Frei Atmos., 10, 169-177. Bradley, E. F., P. A. Coppin, and J. S. Godfrey, 1991, Measurements of sensible and latent heat flux in the western equatorial Pacific Ocean, J. Geophys. Res., 96, 3375-3389. Brown, B.E. and Suharsono, 1990, Damage and recovery of coral reefs affected by El Niño-related seawater warming in the Thousand Islands, Indonesia. Coral Reefs, 8, 163-170. Brown, B.E., R.P. Dunne, M.S. Goodson, and A.E. Douglas, 2000, Bleaching patterns in reef corals. Nature, 404, 142-143. Bryan K. 1969, A numerical method for the study of the world ocean. Journal of Computational Physics 4: 347-376. Charnock, H. 1951, Energy transfer between the atmosphere and the ocean. Sci. Prog, Oxf 39, 80-95. Chen, S.A., and W.M. Frank 1993, "A numerical study of the genesis of extratropical convective mesovortices. Part I: Evolution and dynamics" J. Atmos. Sci., 50, pp.2401-2426. Davidson, K. L., P. J. Boyle, and P. S. Guest, 1992, Atmospheric boundary-layer properties affecting wind forecasting in coastal regions, J. Appl. Meteorol., 31, 983-994 D'Arrigo D., R. Wilson, 2008, El Niño and Indian Ocean influences on Indonesian drought: implications for forecasting rainfall and crop productivity, International Journal of Climatology, 28 (5),.611-616. Draper D. W., and D. G. Long, 2002, An assessment of SeaWinds on QuikSCAT wind retrieval, J. Geophys. Res., 107 (C12), 3212. Ekman V.W. 1905, On the influence of the Earth's rotation on ocean currents. Arkiv for Matematik, Astronomi, och Fysik: 2 (11). Emanuel, K.A. 1993, "The physics of tropical cyclogenesis over the Eastern Pacific. Tropical Cyclone Disasters J. Lighthill, Z. Zhemin, G. J. Holland, K. Emanuel (Eds.), Peking University Press, Beijing, 136-142

238


Erickson, D. J., 1993, A stability dependent theory for air-sea gas exchange, J. Geophys. Res., 98, 8471-8488. Ffield, A., K. Vranes, A. L. Gordon, R. D. Susanto, 1999, Temperature variability within Makassar Strait, Geophys. Res. Lett., 27, 237-240. Friehe, C. A., W. J. Shaw, D.P. Rogers, K. L. Davidson, W. G. Large, S. A. Stage, G. H. Crescenti, S. J. S. Khalsa, G. K. Greenhut, and F. Li, 1991, Air-sea fluxes and surface layer temperatures around a sea-surface temperature front, J. Geophys. Res., 96, 8593-8609 Geernaert, G. L., 1990, Bulk parameterizations for the wind stress and heat fluxes, in Surface Waves and Fluxes, Volume 1---Current Theory, edited by G. L. Geernaert, and W. J. Plant, pp. 91-172, Kluwer Academic Publishers. Gordon, A.L., R. D. Susanto, A. Ffield, 1999, Throughflow within Makassar Strait, Geophys. Res. Lett., 26, 33253328. Gordon, A. L.; Susanto, R. D., 2001, Banda Sea surface-layer divergence, Ocean Dynamics, 52,. 2-10. Gordon, A.L., R. D. Susanto, 2001, Banda sea surface layer divergence., Ocean Dyn., 52, 2-10. Gordon, A.L., R. D. Susanto, K. Vranes, 2003, Cool Indonesian throughflow as a consequence of restricted surface layer flow., Nature, 425, 824-828. Gordon, A.L., 2005, The Oceanography of the Indonesian seas and their throughflow, Oceanography, 18, 14-27. Gray, W.M. 1968, "A global view of the origin of tropical disturbances and storms" Mon. Wea. Rev., 96, pp.669-700. Gray, W.M. 1979, "Hurricanes: Their formation, structure and likely role in the tropical circulation" Meteorology Over Tropical Oceans. D. B. Shaw (Ed.), Roy. Meteor. Soc., James Glaisher House, Grenville Place, Bracknell, Berkshire, RG12 1BX, pp.155-218. Hadi, T. W., T. Horinouchi, T. Tsuda, H. Hashiguchi, S: Fukao, 2002, Sea-breeze circulation over Jakarta, Indonesia: A climatology based on boundary layer radar observations, Month. Wea. Rev., 130, 2153-2166. Hadi, T. W., T. Tsuda, H. Hashiguchi, and S. Fukao, 2000, Tropical sea-breeze circulation and related atmospheric phenomena observed with L-band boundary layer radar in Indonesia, J. Meteor. Soc. Japan, 78, 123-140.

239


Hamada, J. I., M. D. Yamanaka, J. Matsumoto, S. Fukao, P. A. Winarso, T. Sribimawati, 2002, Spatial and temporal variations of the rainy season over Indonesia and their link to ENSO., J of Meteorol. Soc. Japan, 80, 285-310. Hashiguchi, H., M. D. Yamanaka, T. Tsuda, M. Yamamoto, T. Nakamura, T. Adachi, S. Fukao, T. Sato, and D. L. Tobing, 1995, Diurnal variations of the planetary boundary layer observed with an L-band clear-air Doppler radar, Bound.-Layer Meteor., 74, 419-424. Hendiarti N., Suwarso, E. Aldrian, R. A Ambarini, S. I. Sachoemar, I. B. Wahyono, K. Amri, 2005, Seasonal Variation of Coastal Processes and Pelagic Fish Catch around the Java, Oceanography, 18, No 4, 112-123. Hendon, H. H., 2003, Indonesian rainfall variability: Impacts of ENSO and local air sea interaction, J. Clim., 16, 1775-1790. Hoegh-Guldberg, O. 1999, Coral bleaching, Climate Change and the future of the world's Coral Reefs. Review, Marine and Freshwater Research, 50:839-866. Holland, G.J. 1993, "Ready Reckoner" - Chapter 9, Global Guide to Tropical Cyclone Forecasting, WMO/TC-No. 560, Report No. TCP-31, World Meteorological Organization; Geneva, Switzerland. Houze, R.A., Geotis, S.G., Marks, F. D., West, A. K., 1981, Winter Monsoon Convection in the vicinity of North Borneo. Part I: Structure and Time Variation of the Clouds and Precipitation, Monthly Weather Review, 109, 1595-1614. Ichikawa H, Yasunari T. 2006, Time-space characteristics of diurnal rainfall over Borneo and surrounding oceans as observed by TRMM-PR. J Clim. 19, 1238-1260. IPCC, 2007, Climate Change 2007: The Physical Science Basis. Contribution of Working Group I to the Fourth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change [Solomon, S., D. Qin, M. Manning, Z. Chen, M. Marquis, K.B. Averyt, M.Tignor and H.L. Miller (eds.)]. Cambridge University Press, Cambridge, United Kingdom and New York, NY, USA. Jackson, F. C., 1991, Directional spectra from radar ocean wave spectrometer during LEWEX, in Direction Ocean Wave Spectra, edited by R. C. Beal, pp. 91-97, The Johns Hopkins University Press. Katsaros, K. B., W. M. Drennan, and M. A. Donelan,

240


1994, Flux gradient measurements from a catamaran buoy in SEMAPHORE, in Preprints of the Second International Conference on Air-Sea Interaction and on Meteorology and Oceanography of the Coastal Zone, pp. 306-307, American Meteorological Society, Boston, Mass. Khromov, S. P., 1957, Die geographische Verbreitung der Monsune. Petermanns Geographische Mitteilung. 101, 234-237. Kusumayanti Y., 2008, Variasi Spasial dan Temporal Hujan Konvektif di Pulau Jawa, Skripsi sarjana Departemen Agrometeorologi Institut Pertanian Bogor. Le Méhauté, B., and T. Khangaonkar, 1990, Dynamic interaction of intense rain with water waves, J. Phys. Oceanogr., 20, 1805-1812. Lehodey, P., Bertignac, M., Hampton, J., Lewis, A., Picaut J., 1997, El Niño Southern Oscillation and tuna in the western Pacific, Nature, 389, 716-718. Liu, W. T., 1986, Statistical relation between monthly precipitable water and surface-level humidity over global oceans, Mon. Wea. Rev., 114, 15911602. Liu, W. T., K. Katsaros, J. A. Businger, 1979, Bulk parameterization of air-sea exchanges of heat and water vapor including the molecular constraints at the surface, J. Atmos. Sci., 36, 1722-1735. Luong, N., 1997, Java Sea pelagic fishery assessment project (ALA/INS/87/17), Scientific and technical document No. 30, Research Institute for marine fisheries, Badan Riset Kelautan dan Perikanan. Madden, R. A., and P. R. Julian, 1994, Observations of the 40-50-day oscillation-A review. Mon. Wea. Rev., 122, 813-837. Miller, M. J., A. C. M. Beljaars and T. N. Palmer, 1992, The sensitivity of the ECMWF model parameterization of evaporation from the tropical oceans, J. Climate, 5, 418-434. Mori, S., J. Hamada, Y.I. Tauhid, M.D. Yamanaka, N. Okamoto, F. Murata, N. Sakurai, H. Hashiguchi, and T. Sribimawati, 2004, Diurnal land-sea rainfall peak migration over Sumatera Island, Indonesia maritime continent observed by TRMM satellite and intensive rawinsonde soundings, Mon. Weather Rev., 132, 2021-2039. Munk W.H. 1950, On the wind-driven ocean circulation. Journal of Meteorology 7 (2): 79-93. Munk W.H., and E. Palmen. 1951. A note on the dynamics

241


of the Antarctic Circumpolar Current. Tellus 3: 5355. Mustika A., 2008, Karakteristik Siklon Tropis sekitar Indonesia, Skripsi sarjan Departemen Agrometeorologi Insitut Pertanian Bogor. Nitta T, Sekine S. 1994, Diurnal variation of convective activity over the tropical western Pacific. J Meteor Soc Japan 72, 627-641. Oktivia R., 2008, studi interaksi laut-atmosfir Terhadap curah hujan Menggunakan skenario model kopel, Thesis Magister Departemen Geofisika dan Meteorologi Insitut Teknologi Bandung. Philander S.G.H. 1983, El Niño southern oscillation phenomena. Nature, 302, 295-301. Philander, S. G. H., 1990, El Niño, La Niña and the Southern Oscillation. Academic Press, San Diego, 293 pp. Potier, M. et L. Marec. 1989, Note sur l'utilisation des messages ship en mer de Java. Veille Climat. Satel., 28, 42-46. Ramage, C.S., 1971, Monsoon Meteorology, Academic Press, New York and London, 296pp. Sadhotomo, B. and M. Potier. 1995, The exploratory scheme for the recruitment and migration of the main pelagic species of the Java Sea. In: M. Potier and S. Nurhakim (Eds.), BIODYNEX, Biology, Dynamics, Exploitation of the Small Pelagic Fishes in the Java Sea. AARD/ORSTOM, 155-168. Saji, N.H., Goswami, B.N., Vinayachandran, P.N., Yamagata, T., 1999, A dipole mode in the tropical Indian Ocean, Nature, 401, 360-363. Sakurai, N., F. Murata, M. D. Yamanaka, S. Mori, J. Hamada, H. Hashiguchi, Y.I. Tauhid, T. Sribimawati, and B. Suhardi, 2005, Diurnal cycle of cloud system migration over Sumatera Island, J. Meteor. Soc. Japan, 83, 835-850. Schmitt, R.W., 2008, Salinity and the global water cycle, Oceanography, 21, 1219. Semtner A.J. & R.M. Chervin 1988, A simulation of the global ocean circulation with resolved eddies. Journal of Geophysical Research 93: 15: 50215,522 & 15,767-15,775. Semtner A.J. & R.M. Chervin 1992, Ocean general circulation from a global eddy-resolving model. Journal of Geophysical Research 97: 5,493-

242


5,550.Stommel H. 1948. The westward intensification of wind-driven ocean currents. Transactions American Geophysical Union 29 (2): 202206. Smith, S. D., R. J. Anderson, W. A. Oost, C. Kraan, N. Maat, J. DeCosmo, K. B. Katsaros, K. L. Davidson, K. Bumke, L. Hasse, and H. M. Chadwick, 1992, Sea surface wind stress and drag coefficients: The HEXOS results, Bound.-Layer Meteorol., 60, 109-142. Susanto, R.D., Gordon, A.L., Zheng, Q., 2001, Upwelling along the coasts of Java and Sumatra and its relation to ENSO. Geophysical Research Letters, 28, 15991602. Tilley, D. G., 1991, SAR scattering mechanisms as inferred from LEWEX spectral Intercomparisons, in Direction Ocean Wave Spectra, edited by R. C. Beal, pp. 110-116, The Johns Hopkins University Press. Trenberth, K.E., Solomon, A., 1994, The global heat balance: heat transports in the atmosphere and ocean, Climate Dynamics, 10, 107134. Velasco, I., and J.M. Fritsch 1987, "Mesoscale convective complexes in the Americas" J. Geophys. Res., 92, pp.9561-9613. Walsh, E. J., 1991, Surface contour radar directional wave spectra measurements during LEWEX, in Direction Ocean Wave Spectra, edited by R. C. Beal, pp. 86-90, The Johns Hopkins University Press. Walsh, E., D. Hagan, D. Rogers, D. Vandermark, R. Swift, and J. Scott, 1994, Scanning radar altimeter measurements of sea surface mean square slope during TOGA COARE and its relationship to SST and internal waves, paper presented at International Geoscience and Remote Sensing /ISEE Symposium, Caltech, Pasadena, California, August. Wang, B., R. Wu, K.-M. Lau, 2001, Interannual variability of Asian summer monsoon: Contrast between the Indian and western North Pacific-East Asian monsoons. Journal of Climate, 14, 4073-4090. Ware, J. R., Smith, S. V., Reaka-Kudla, M. L. 1992, Coral reefs: sources or sinks of atmospheric CO,? Coral Reefs 11: 127-130. Wyrtki, K., 1961, Physical Oceanography of the Southeast Asian waters, in Scientific results of Maritime investigations of the South China Sea and Gulf of Thailand 1959-1961., Naga Report 2, Univ. of California Scripps Inst. of Oceanography, 195 pp.

243


Yu, L., and R.A. Weller, 2007, Objectively analyzed air-sea heat fluxes for the global ice-free oceans (1981-2005). Bulletin of the American Meteorological Society 88:527-539. Zehr, R.M. 1992, "Tropical cyclogenesis in the western North Pacific. NOAA Technical Report NESDIS 61, U. S. Department of Commerce, Washington, DC 20233, 181 pp.

244


INDEKS adveksi, 11, 15, 17, 32, 33, 34, 35, 54, 155, 235 aerosol, 1, 125, 135, 144, 145, 146, 152, 193, 207, 208 Afrika, 56, 91, 96, 106, 173 angin darat, 28, 54, 65, 82, 145, 146, 147, 149, 152, 200, 203, 223 angin laut, 81, 119, 121, 125, 126, 127, 145, 146, 147, 148, 149, 152, 203, 204, 223 Angin laut, 81

El Niño, 39, 40, 54, 57, 59, 60, 62, 63, 86, 90, 98, 101, 102, 103, 104, 105, 109, 110, 111, 114, 117, 130, 132, 137, 140, 155, 156, 164, 168, 169, 170, 172, 184, 206, 209, 211, 213, 214, 215, 217, 218, 220, 221, 238, 243, 245, 246 energi latent, 73 ENSO, 1, 40, 44, 57, 60, 62, 66, 101, 103, 104, 105, 110, 112, 113, 114, 115, 116, 117, 169, 214, 216, 242, 244, 245, 247

anthropogenic, 82

equinok, 21, 99

arlindo, 37, 39, 42, 52, 54, 58, 59, 61, 164, 175, 200

Eropa, 77, 90, 154, 226

Asia, 55, 56, 159 Australia, 55, 56, 66, 93, 159, 174, 211, 226, 229 bakau, 118, 129, 215 biota, 85, 156, 157, 202, 209, 210 blooming, 133, 156 BMG, 48 Bulk parameterization, 72, 246

eutrophication, 133, 142, 156 evaporasi, 15, 19, 32, 41, 43, 44, 68, 94, 102, 134, 136, 159, 223 fitoplankton, 143, 164, 166, 167, 174 fosfat, 85 Fosfat, 143, 156 fotosintesa, 85, 130, 208, 210 freon, 197

cold surge, 43, 63, 64, 65, 109

gas gas rumah kaca, 12, 83, 195, 208, 216, 222, 238

conveyor belt, 2, 38, 90, 117

gelombang gravitasi, 37

Conveyor Belt, 37, 76

geostationer, 129, 148, 149, 190, 191, 192

Dipole Mode, 2, 108, 222 downwelling, 18, 27, 75, 78, 108, 123, 137, 138, 139, 140, 141, 152, 155, 200 Easterly waves, 91 ekman, 27, 75, 81, 137, 138 Ekman, 25, 26, 27, 28, 41, 123, 139, 141, 174, 243 ekuator, 26, 33, 38, 57, 97, 99, 100, 123, 139, 140, 178, 184, 190, 200, 218

geostropis, 38, 39, 42, 59 glasier, 197, 201, 206 gravitasi, 24, 36, 75, 123, 150 gunung berapi, 85, 133, 208 gurun pasir, 85, 193 Hadley, 32, 90, 96, 99, 117, 145 hidrostatis, 233, 241 Ikan pelagis, 161, 165, 166

245


Ikan Tuna, 167

220, 221, 238, 246

indeks kekeringan Palmer, 115

laut Cina Selatan, 183

inderaja, 14, 19, 71, 72, 75, 77, 85, 129, 138, 139, 162, 167, 188, 189, 191, 192, 193

laut Jawa, 161, 162, 164, 165, 166, 167

India, 42, 56, 97, 117, 185 Indian Ocean Dipole, 105, 115, 242 ITCZ, 54, 55, 56, 64, 66, 92, 100 Jakarta, 64, 135, 147, 222, 244

Laut Jawa, 168 Levitus, 235 Lombok, 39, 108 Madden Julian Oscillation, 66, 91 Maluku, 35, 36, 39, 50, 52, 87, 88, 89, 96

Jawa, 3, 28, 60, 64, 106, 107, 108, 115, 123, 137, 138, 139, 141, 148, 149, 160, 161, 162, 163, 164, 165, 166, 167, 168, 174, 175, 192, 220, 222, 242, 245

matahari, 1, 5, 8, 10, 11, 13, 14, 17, 18, 19, 20, 21, 22, 34, 38, 48, 49, 54, 57, 65, 66, 69, 71, 72, 73, 82, 83, 85, 99, 130, 133, 134, 136, 156, 159, 176, 188, 189, 191, 195, 208, 210, 216, 222, 227, 236

kabut, 23, 79

mixing layer, 68, 77

karbon, 37, 84, 131, 133, 174, 195, 200, 208, 210 Karbon, 156

model iklim, 8, 61, 87, 104, 225, 226, 227, 228, 229, 230, 231, 232, 233, 234, 238, 239, 240, 241

kebakaran hutan, 40, 61, 64, 90, 103, 109, 110, 114, 117, 133, 175, 193, 202, 217, 222

monsun, 28, 40, 48, 49, 50, 56, 57, 60, 62, 96, 159, 162, 164, 165, 166, 168

Kelvin, 39, 54

Monsun, 66

khatulistiwa, 5, 11, 13, 14, 16, 17, 21, 26, 29, 32, 72, 96

musim hujan, 33, 43, 44, 47, 48, 50, 52, 57, 63, 66, 92, 104, 116, 135, 159, 165, 184, 187, 220, 222

kondensasi, 21, 22, 32, 34, 125, 199

musim kemarau, 34, 45, 48, 49, 57, 62, 63, 66, 92, 104, 107, 108, 110, 116, 151, 159, 160, 166, 167, 168, 172, 174, 184, 187, 220, 222

konveksi, 5, 17, 18, 20, 29, 33, 34, 36, 43, 45, 49, 54, 55, 58, 65, 68, 74, 80, 83, 92, 96, 106, 107, 119, 134, 136, 141, 149, 152, 159, 177, 178, 179, 180, 210, 221, 234, 235

NASA, 77, 221

konvergensi, 55, 83, 119, 126, 135, 148, 178

nitrat, 85

NCEP, 77, 226, 232

kopling, 20, 86, 238

Nitrogen, 143, 156

koriolis, 5, 25, 26, 27, 28, 38, 42, 44, 83, 99, 100, 127, 138, 139, 140, 176, 178

NOAA, 102, 109, 186, 190, 248

La Niña, 57, 61, 62, 63, 90, 101, 103, 104, 105, 108, 110, 164, 168, 211,

246

nutrisi, 37, 85, 118, 124, 133, 155, 156, 157, 160, 163, 164, 166, 173, 210, 211


ocean color, 14, 129, 164, 167 Ombai, 39 orografis, 5, 57, 70, 79, 119, 127, 135 ozon, 12, 195, 197, 214 paleo iklim, 131

49, 52, 56, 58, 59, 65, 91, 96, 97, 105, 108, 161, 166, 177, 221 samudera Pasifik, 2, 37, 39, 42, 48, 52, 57, 59, 96, 97, 98, 101, 102, 105, 108, 113, 140, 170, 177, 218

Papua, 38, 39, 48, 52, 57, 97, 102, 117, 211, 218

satelit, 12, 32, 53, 71, 73, 75, 76, 80, 85, 109, 129, 138, 139, 148, 149, 164, 186, 188, 189, 190, 191, 192, 193, 194, 203, 204, 207, 235

parameterisasi, 72, 73, 74, 120, 230, 240

sequestration, 83

pemanasan global, 20, 62, 66, 74, 82, 84, 95, 117, 142, 173, 174, 175, 184, 195, 196, 197, 198, 199, 201, 206, 207, 208, 209, 210, 211, 213, 215, 216, 218, 219, 220, 221, 222, 223, 234, 238

siklon tropis, 5, 44, 82, 83, 84, 91, 135, 172, 176, 177, 178, 179, 180, 181, 182, 183, 184, 187, 192, 194, 210, 216, 217, 223

pangan, 115

seruak dingin, 54, 63, 109, 113

siklon Vamei, 183

penguapan, 10, 11, 20, 21, 23, 30, 32, 58, 71, 72, 73, 94, 99, 110, 136, 199, 220

sill, 39

Peru, 57, 138, 140, 155

simulasi, 36, 86, 87, 238, 240

pesisir, 2, 3, 4, 23, 43, 79, 81, 97, 118, 119, 120, 150, 152, 155, 163, 169, 174, 182, 186, 187, 200, 218, 235, 236 plankton, 85, 86, 118, 202 polutan, 12, 125, 126, 157, 234, 236 proxi, 76, 131, 132 pulau pulau kecil, 5, 72, 118, 134, 136, 152 radiasi, 10, 11, 69, 71, 88, 134, 189, 197 Redfield, 133, 156 Rossby, 124, 127 rossby wave, 91

Silikat, 156

sirkulasi Hadley, 90, 96, 99 sirkulasi Walker, 97, 98 spektrum, 11, 13, 18, 189, 191, 195, 222 subsidensi, 58, 80, 99, 105, 106, 107, 108 suhu muka laut, 2, 4, 14, 20, 21, 23, 24, 34, 35, 36, 43, 55, 76, 77, 80, 83, 86, 87, 89, 94, 95, 96, 97, 98, 99, 101, 103, 105, 106, 110, 116, 121, 123, 125, 126, 131, 132, 134, 136, 138, 139, 140, 141, 146, 155, 159, 160, 163, 168, 169, 172, 173, 174, 185, 187, 191, 197, 206, 207, 209, 210, 211, 212, 214, 215, 219, 223, 238

salinitas, 10, 24, 28, 29, 30, 31, 32, 33, 40, 41, 42, 43, 130, 137, 144, 146, 156, 162, 165, 166, 172, 200, 206, 209, 210, 211, 214, 235

Sumatera, 64, 91, 105, 106, 110, 111, 112, 113, 114, 137, 148, 183, 185, 220, 222, 246, 247

samudera Hindia, 2, 37, 38, 39, 42, 48,

terumbu karang, 118, 128, 130, 131, 132, 133, 142, 172, 173, 201, 203,

247

210, 214, 215 thermocline, 17, 18, 52, 59, 60, 68, 71, 153, 155, 156, 213, 218 Timor, 39 tropopause, 33 troposfir, 33, 83, 178, 179, 209 tsunami, 176, 184, 185, 187, 188, 193 turbiditas, 57, 130, 154, 160, 182 turbulensi, 17, 18, 24, 68, 74, 126, 128, 230, 234 upwelling, 18, 27, 28, 37, 75, 78, 85, 103, 108, 119, 122, 123, 124, 125, 137, 138, 139, 140, 141, 152, 155, 156, 160, 164, 166, 167, 168, 169, 172, 173, 174, 187, 200, 209, 210, 212, 222 Walker, 58, 90, 96, 97, 117 warm pool, 38, 39, 48, 97 Wien, 14 zona pantai, 118, 128, 129, 140, 209

248


BIODATA PENULIS Dr. Edvin Aldrian adalah Peneliti Utama bidang Meteorologi di Badan Pengkajian dan Penerapan Teknologi dan juga dosen Meteorologi Laut di Universitas Indonesia dan beberapa mata kuliah di Institut Pertanian Bogor. Selain itu juga memberikan kuliah pasca sarjana di Insitut Pertanian Bogor. Gelar sarjana diperoleh di Mc Master University di Canada dalam bidang Teknik Fisika, gelar master diperoleh di Nagoya University di Jepang dalam bidang Earth Science yaitu radar atmosfer, sedangkan gelar doctor diperoleh di Max Planck Institut for Meteorology, Jerman dalam hal pemodelan iklim. Selain itu juga telah mengikuti hingga 15 training spesialis di mancanegara. Hingga pertengahan 2008 telah mempublikasikan 10 karya ilmiah di jurnal internasional bidang meteorologi dan carbon cycle, 30 karya ilmiah di jurnal nasional, publikasi sebuah buku internasional (Indonesian Rainfall), 5 bagian buku nasional dan buku pemerintah. Telah menjadi pembicara seminar nasional sebanyak 26 kali, serta seminar/konferensi internasional sebanyak 26 kali. Selain itu juga aktif menulis di surat kabar nasional sebanyak 6 kali. Atas karyanya telah dianugerahi START International Young Scientist Award pada tahun 2004. Penulis adalah satu dari hanya tiga ilmuwan Indonesia yang memberikan kontribusi (jurnal ilmiah internasional) pada IPCC report 2007 yang mendapatkan hadiah Nobel bidang perdamaian 2007.

249

DAFTAR ISI KATA PENGANTAR DAFTAR ISI PERMASALAHAN METEOROLOGI LAUT INDONESIA

Recommend Documents