5

BAB IIKAJIAN PUSTAKA

2.1 Keadaan Umum Perairan Laut Jawa dan Selat Makassar

Laut Jawa terletak hanya 220 mil dari pulau Kalimantan dan perairan

pantai utara Jawa yang meliputi laut teritorial kepulauan. Laut Jawa terkadang

disamakan sebagai “Mediterania/Laut Tengah”nya Indonesia. Perairan Laut Jawa

bertemu di sebelah barat dengan laut Cina melalui Selat Karimata, di sebelah

selatan dengan Samudera Hindia melalui Selat Sunda dan Selat Bali, di timur

dengan Laut Flores dan Laut Sulawesi melalui Selat Makassar (Lubis et al. 2005).

Laut Jawa merupakan Laut yang tidak terlalu dalam. Isodepth 20 m

terletak pada jarak puluhan mil dari laut lepas, sedangkan di selatan Laut Jawa,

yang ditemui pada jarak tersebut adalah Isodepth 200 m. Pada kedalaman rata-rata

40 m, Laut Jawa membentuk lereng yang menurun secara perlahan-lahan menuju

timur, dengan kedalaman 30-an meter di bagian Baratnya dan di bagian kanan dari

Selat Karimata, sekitar 60-an meter di bagian tengahnya dan mencapai 90 m di

sebelah Barat, pada jarak beberapa mil dari Pulau Madura (Lubis et al 2005). Hal

ini seperti suatu daratan yang tergenang dan terhubung dengan perluasan bagian

Timur dangkal Sunda, beberapa kali terbentuk dataran di laut ini pada zaman batu

atau poloelitik (Pleistocene). Garis yang membagi perairan Laut Jawa yang

terletak di Selat Karimata saat ini, yang memisahkan dua daerah aliran sungai

yang besar, yang pertama mengalirkan airnya ke arah utara, ke dalam Laut Cina,

yang kedua mengumpulkan airnya dari selatan Kalimantan, Timur Sumatera, dan

dari utara Jawa, selanjutnya mengalirkannya melalui bentuk lereng yang menurun

secara perlahan – lahan sampai ke Laut Flores di bagian Timur (Potier 1998).

Suhu permukaan Laut Jawa menunjukkan nilai yang stabil dengan rata-

rata tahunan 28 ºC dengan simpangan suhu berkisar antara 2-3 ºC. Tetapi,

terbatasnya fluktuasi tersebut menghasilkan siklus tahunan yang tidak begitu

nyata. Suhu paling rendah ditemukan pada bulan Februari dan Agustus yaitu saat

musim berlangsung dengan baik. Suhu paling tinggi terjadi pada bulan April,

mei, dan November pada saat peralihan musim (Potier 1998).

Arus yang terdapat di Laut Jawa menyebar secara luas di seluruh

perairannya. Dari bulan Mei – September arus laut mengalir ke barat dan

6

sebaliknya dari bulan November- Maret arus laut mengalir ke timur. Bulan April

– Oktober arah arus laut berubah dan biasanya dalam bulan ini terdapat arus

mengalir ke timur di lepas pantai Jawa dan arus mengalir ke barat di lepas pantai

Kalimantan. Di selat – selat sempit antara Kalimantan dan Sumatera seperti di

Selat karimata dan Selat Gaspar, jika angin bertiup keras maka kecepatan arus

permukaan sering mencapai 100 cm/det (Romimohtarto dan Sumiyati 1998).

Sepanjang tahun, arus permukaan di Selat Makassar selalu mengalir ke

selatan dengan kecepatan pada umumnya rendah. Kecepatan minimum terjadi

dalam bulan – bulan Desember, Januari, dan Mei, sedangkan arus terkuat terjadi

dalam bulan Februari, Maret, dan dari bulan Juli September. Selama angin

monsun tenggara, massa air yang keluar dari bagian selatan Selat Makassar

mengalir ke Laut jawa dan Laut Flores (Romimohtarto dan Sumiyati 1998).

2.2 Karakteristik Massa Air2.2.1 Suhu

Suhu perairan bervariasi baik secara horizontal maupun vertikal sesuai

dengan kedalaman. Sebaran/variasi suhu secara vertikal di perairan Indonesia

pada umumnya dapat dibedakan menjadi tiga lapisan, yaitu lapisan homogen

(mixed layer) di bagian atas, lapisan termoklin di tengah, dan lapisan dingin di

bagian bawah.

Menurut McPhaden dan Hayes (1991), adveksi vertikal dan entrainment

dapat mengakibatkan perubahan terhadap kandungan bahang dan suhu pada

lapisan permukaan. Kedua faktor tersebut bila dikombinasi dengan faktor angin

yang bekerja pada suatu periode tertentu dapat mengakibatkan terjadinya

upwelling. Upwelling menyebabkan suhu lapisan permukaan tercampur menjadi

lebih rendah. Pada umumnya pergerakan massa air disebabkan oleh angin. Angin

yang berhembus dengan kencang dapat mengakibatkan terjadinya percampuran

massa air pada lapisan atas yang mengakibatkan sebaran suhu menjadi homogen.

2.2.2 Salinitas

Sebaran salinitas di laut dipengaruhi oleh berbagai faktor seperti pola

sirkulasi air, penguapan, curah hujan dan aliran sungai (Nontji 1987). Ross (1970)

menyatakan bahwa salinitas permukaan laut tergantung pada perbedaan evaporasi

7

dan presipitasi. Salinitas permukaan di laut terbuka, bervariasi antara 33-37‰

dengan nilai rata-rata 35‰. Pada perairan dangkal, lapisan homogen berada

hingga ke dasar dengan salinitas dan suhu yang homogen (Nontji 1987). Nilai

salinitas air laut akan semakin besar dengan bertambahnya kedalaman. Perubahan

terbesar dari salinitas terjadi di kedalaman antara 100-1000 m, daerah dimana

terjadi perubahan salinitas yang sangat cepat disebut lapisan haloklin.

Salinitas di perairan pantai utara Jawa pada bulan Desember erat

hubungannya dengan keadaan sirkulasi air laut. Keadaan nilai salinitas yang

semakin tinggi ke arah timur menunjukkan adanya aliran air laut dari Laut Cina

Selatan masuk ke Laut Jawa, tetapi aliran air dari Laut Cina Selatan tersebut

masih belum mempengaruhi kondisi perairan di sekitar perairan utara Jawa. Hal

ini ditunjukkan oleh masih adanya air yang bersalinitas di atas 33‰. Isohalin

33‰ merupakan indikator massa air Laut Flores yang masuk ke Laut Jawa. Massa

air Laut Cina Selatan yang mengalir ke Laut Jawa pada bulan Desember

mempunyai salinitas yang lebih rendah akibat terjadinya pengenceran oleh curah

hujan dan aliran air sungai di sepanjang pantai timur Sumatera dan pantai barat

Kalimantan (Hadikusumah et.al 1980 dalam Amri 2002).

2.3 Arus Laut

Menurut Gross 1990, arus merupakan gerakan horizontal atau vertikal dari

massa air menuju kestabilan yang terjadi secara terus menerus. Gerakan yang

terjadi merupakan hasil resultan dari berbagai macam gaya yang bekerja pada

permukaan, kolom, dan dasar perairan. Hasil dari gerakan massa air adalah vektor

yang mempunyai besaran kecepatan dan arah. Menurut Nining (2002) sirkulasi

dari arus laut terbagi atas dua kategori yaitu sirkulasi di permukaan laut (surface

circulation) dan sirkulasi di dalam laut (intermediate or deep circulation). Arus

pada sirkulasi di permukaan laut didominasi oleh arus yang ditimbulkan oleh

angin sedangkan sirkulasi di dalam laut didominasi oleh arus termohalin.

Arus permukaan laut umumnya digerakan oleh stress angin yang bekerja

pada permukaan laut. Angin cenderung mendorong lapisan air di permukaan laut

dalam arah gerakan angin. Tetapi karena pengaruh rotasi bumi atau pengaruh gaya

Coriolis, arus tidak bergerak searah dengan arah angin tetapi dibelokan ke arah

kanan dari arah angin di belahan bumi utara dan arah kiri di belahan bumi selatan.

8

Jadi angin dari selatan (di belahan bumi utara) akan membangkitkan arus yang

bergerak ke arah timur laut. Arus yang dibangkitkan angin ini kecepatannya

berkurang dengan bertambahnya kedalaman dan arahnya berlawanan dengan arah

arus di permukaan, teori tersebut dikenal dengan nama spiral Ekman.

Gambar 1. Spiral Ekman yang digerakan angin sebesar 10 m/s di Belahan BumiUtara (Sumber: Oceanworld, Texas A&M University 2004)

Menurut Azis (2006), pada kedalaman yang cukup besar antara 500 - 2000

m, kecepatan arus yang ditimbulkan angin ini menjadi nol. Kedalaman dimana

kecepatan arus sama dengan nol disebut kedalaman tanpa gerakan atau kedalaman

Ekman. Perubahan arah dan kecepatan arus terhadap kedalaman menimbulkan

suatu transpor massa air yang arahnya tegak lurus ke arah kanan arah angin di

belahan bumi utara dan ke arah kiri di belahan bumi selatan. Transpor massa air

ini juga disebut sebagai transpor Ekman. Pengetahuan tentang transpor Ekman ini

dapat digunakan untuk menjelaskan mekanisme timbulnya fenomena laut yang

dikenal dengan nama upwelling dan downwelling. Upwelling adalah naiknya air

dingin dari lapisan dalam ke permukaan laut sedangkan downwelling merupakan

turunnya air permukaan laut ke lapisan lebih dalam. Upwelling memperbesar

jumlah plankton di laut, karenanya daerah upwelling merupakan daerah perikanan

yang kaya.

Upwelling terjadi karena adanya kekosongan massa air di lapisan

permukaan dan harus diganti oleh massa air di lapisan dalam. Downwelling

terjadi karena adanya penumpukan massa di lapisan permukaan yang harus di

9

alirkan ke lapisan dalam. Mekanisme terbentuknya upwelling diperlihatkan pada

Gambar 2.

Gambar 2. Angin yang menimbulkan upwelling di belahan bumi utara (Sumber:Azis 2006)

2.4 Pengaruh Kondisi Oseanografi terhadap Sumberdaya Hayati Laut2.4.1 Pengaruh Upwelling

Tingginya produktivitas di laut terbuka yang mengalami upwelling

disebabkan karena adanya pengkayaan nutrien pada lapisan permukaan tercampur

yang dihasilkan melalui proses pengangkatan massa air dalam. Seperti yang

dikemukakan oleh Cullen et al. (1992) bahwa konsentrasi klorofil-a dan laju

produktivitas primer meningkat di sekitar ekuator, dimana terjadi aliran nutrien

secara vertikal akibat adanya upwelling di daerah divergensi ekuator.

Menurut Nontji (2005), Beberapa daerah upwelling di Indonesia sebagian

sudah diketahui dan dibuktikan dengan pasti, tetapi dibeberapa daerah lainnya

masih merupakan dugaan yang masih perlu dikaji lebih lanjut. Pada gambar 3

ditampilkan empat daerah yang sudah diketahui secara pasti sering terjadi

upwelling yaitu Laut Cina Selatan, perairan Selatan Jawa hingga Sumbawa,

selatan Selat Makassar, dan Laut Banda-Arafuru.

10

Gambar 3. Peta sebaran daerah upwelling di Perairan Indonesia (Sumber: Nontji2005)

2.4.2 Habitat dan Penyebaran Ikan Layang

Menurut Saanin (1968), ikan Layang dapat diklasifikasikan sebagai

berikut:

Kelas : Pisces

Subkelas : Teleostei

Ordo : Percomorphi

Sub Ordo : Percoidea

Divisi : Perciformes

Sub Divisi : Carangi

Genus : Decapterus

Spesies : Decapterus russelli, (Ruppel)

Decapterus macrosoma, (Bleeker)

Decapterus lajang, (Bleeker)

Decapterus curroides, (Bleeker)

Decapterus maruadsi, (Temminck & Schlegel)

Nama Indonesia : Layang

11

Gambar 4. Spesies ikan Layang (Sumber : Isa , et al. 1998 dalam Prihartini2006)

Berdasarkan hasil penelitian Burhanuddin et al. (1983) diketahui bahwa

kehidupan ikan Layang (terutama jenis Decapterus russelli dan Decapterus

lajang) sangat tergantung pada plankton, terutama plankton hewani, oleh karena

itu ikan Layang akan beruaya mencari daerah yang banyak mengandung plankton.

Plankton merupakan salah satu parameter oseanografi yang dapat mempengaruhi

kelimpahan ikan, khususnya ikan Layang.

Ikan Layang juga tergolong stenohaline yang menyukai perairan dengan

bersalinitas 32 ‰ – 34 ‰. Sebagai ikan pelagis yang suka berkumpul dan

bergerombol, pemakan zooplankton, serta senang dengan perairan yang jernih,

12

ikan Layang banyak tertangkap di perairan sejauh 20-30 mil dari pantai

(Hardenberg 1937; Djamali 1971 dalam Astuti 1999).

Lebih lanjut Djamali (1971) dalam Astuti (1999) menjelaskan bahwa ikan

Layang muncul di permukaan karena dipengaruhi oleh ruaya harian dari

zooplankton yang terdapat di suatu perairan. Ruaya ikan Layang di perairan

Indonesia mempunyai hubungan dengan pergerakan massa air laut walaupun

secara tidak langsung.

Ikan Layang sangat peka terhadap perubahan lingkungan dan bisanya

beruaya mengikuti kadar garam dan ketersediaan makanan. Habitat lingkungan

yang disenangi umumnya sekitar umbalan (upwelling), turbulensi (putaran) dan di

perairan dengan kondisi yang sesuai. Faktor-faktor lingkungan yang berpengaruh

terhadap kehidupan dan ukuran kesediaan ikan Layang adalah suhu, salinitas,

oksigen terlarut, curah hujan, tingkat kekeruhan air, arus, dan umbalan (Astuti

1999). Astuti (1999) juga menyatakan tingkat kehidupan larva dan juvenil ikan

Layang dipengaruhi oleh kombinasi antara suhu dan salinitas. Keadaan suhu

rendah dan salinitas rendah sangat tidak disukai. Salinitas tinggi yang disukai

adalah 32‰-35‰.

Umumnya ikan Layang pada siang hari akan relatif jauh di bawah

permukaan dan bergerombol, sedangkan pada waktu malam hari naik ke dekat

permukaan secara terpencar. Terdapat kecenderungan layang bergerombol

berdasarkan kelompok ukurannya. Kebiasaan makan ikan Layang umumnya pada

waktu matahari terbit dan saat matahari terbenam.

Menurut Hardenberg (1971) dalam Djamali (1995) di Laut Jawa

ditemukan tiga macam populasi ikan Layang, yakni ikan Layang utara, ikan

Layang barat, dan ikan Layang timur. Selama Musim Timur, air dengan salinitas

tinggi mengalir dari Laut Flores masuk ke Laut Jawa dan keluar melalui Selat

Gaspar, Selat Karimata, dan Selat Sunda. Pada tahap permulaan ikan Layang yang

masih kecil berasal dari Laut Flores bermigrasi ke barat dan sampai di Pulau

Bawean. Pada Musim Timur pada bulan Juni sampai September terdapat banyak

ikan Layang di Laut Jawa. Populasi ini ikan Layang disebut Ikan Layang Timur.

Menurut Burhanuddin dan Djamali (1978), ikan Layang Timur terdiri dari dua

13

populasi. Populasi pertama berasal dari Selat Makassar dan populasi ke dua

berasal dari Laut Flores.

Pengamatan yang dilakukan Lembaga Oseanologi Nasional LIPI di

perairan seperti Labuhan, Kota Agung (Lampung), Ujung Pandang, Kendari,

Pulau Masalembo, Pulau Bawean, Tegal, Tuban, Situbondo, Banyuwangi dan

Muncar jumlah hasil tangkapan baru tercatat pada Musim Peralihan dan Musim

Timur untuk jenis ikan Layang Decapterus russelli (Astuti 1999). Menurut

catatan Hardenberg (1937) dalam Djamali (1995), ikan Layang di Laut Jawa

tertangkap dalam jumlah banyak pada puncak Musim Timur. Pada saat itu ikan

Layang sudah berukuan besar dan musim relatif tenang sehingga memungkinkan

nelayan tradisional menangkap ikan ini di laut yang agak jauh dari daratan (Astuti

1999).

2.5 Simple Ocean Data Assimilation (SODA) Reanalysis

SODA adalah program berkelanjutan untuk mengembangkan reanalisis

dari upper ocean untuk kepentingan studi iklim sebagai pelengkap reanalisis

atmosfer. Sejauh ini telah tercatat serangkaian percobaan reanalisis mencakup

periode 44-tahun dari 1958-2001 dengan analisis diperpanjang dari tahun 2000-

2004.

Model sirkulasi laut global SODA dibangun dengan menggunakan

pemodelan numerik yang berbasis kepada model Parallel Ocean Program (POP)

dengan rata-rata resolusi horizontal sebesar 0,25ox0,4o dan 40 vertikal level

dengan jarak 10 meter dekat permukaan, sedangkan khusus untuk di wilayah barat

utara Atlantik resolusi spasialnya sebesar 25x25 km2 (Carton et al. 2005). Model

POP sendiri menggunakan metode pendekatan diskritisasi finite difference.

Metode pembentukan grid/mesh yang digunakan adalah structured dengan bentuk

elemen berupa persegi (Carton 2006).

Formulasi dalam model ini menggunakan persamaan dasar gerak fluida

tiga-dimensi, yaitu persamaan hidrostatik dan pendekatan Boussinesq (Smith et

al. 2010). Persamaan-persamaan tersebut secara sederhana dapat dijelaskan

kedalam persamaan gerak dinamika oseanografi dalam arah x dan y (Pond dan

Pickard 1983; Backhaus 1985; Rizal dan Sündermann 1994; Huang et al. 1999

dalam Rizal 2009):

14

Dalam arah z digunakan persamaan hidrostatika yang disederhanakan dalam

bentuk:

Persamaan keadaan air laut:

Persamaan konservasi temperatur:

Persamaan konservasi salinitas:

Persamaan kontinuitas:

di mana u(x,y,z,t), v(x,y,z,t) dan w(x,y,z,t) merupakan kecepatan arus dalam arah x,

y dan z, t waktu, sedangkan f = 2ω sin ϕ adalah parameter Coriolis, ω adalah

kecepatan sudut rotasi bumi, dan ϕ merupakan lintang geografi; ζ(x,y,t)

merupakan elevasi permukaan air yang diukur dari permukaan air tenang, h(x,y)

merupakan kedalaman air yang juga diukur dari permukaan air tenang, g adalah

konstanta percepatan gravitasi, Hxk dan Hyk secara bersamaan merupakan

ketebalan lapisan dalam arah u dan v pada lapisan ke k, dan ∇H adalah operator

gradient horizontal. Ah adalah koefisien pertukaran turbulensi horizontal dan Av

adalah koefisien viskositas eddy vertikal. KH dan KV adalah koefisien difusi eddy

horizontal dan vertikal. ST dan SS adalah suku temperatur dan salinitas.

Persamaan (1), (2), dan (3) digunakan untuk memodelkan dinamika oseanografi

melalui proses diskrisitasi menggunakan metode elemen hingga skema semi-

implisit. Tekanan hidrostatis p (dengan mengabaikan suku gρ0 z dan pa,

15

dikarenakan tidak memiliki kontribusi terhadap gradien tekanan horizontal) pada

arah z dituliskan (Rizal 2009):

Dikarenakan berhubungan dengan syarat stabilitas pada langkah waktu yang harus

dipenuhi oleh simulasi numerik, tekanan pada persamaan (8) dipisahkan menjadi

dua suku yaitu: komponen Barotropik (ζρ1 g) dan komponen Baroklinik (I), di

mana p adalah tekanan hidrostatik, ρ densitas aktual, ρ0 densitas referensi

(reference density) ρ’=ρ- ρ0 adalah densitas anomali (Rizal 2009).

Data yang digunakan dalam reanalisis ini adalah data utama subsurface

temperature dan salinitas dari World Ocean Database 2001 yang diperbaharui

secara online pada bulan Desember tahun 2004. Data angin permukaan diambil

dari prediksi the Europen Center for Medium Range Weather ERA-40 reanalisis

untuk periode 44 tahun dari 1 Januari 1958 sampai 31 Desember 2001. Data sea

level diambil dari satelit GEOSAT pada pertengahan tahun 1980-an dan berlanjut

dengan data dari satelit lainnya seperti ERS/1-2, TOPEX/POSEIDON, dan

JASON yang dimulai pada tahun 1991, selain itu digunakan pula data ADCP

(Acoustic Doppler Current Profiler) untuk keperluan reanalisis arus di daerah

ekuator (Carton et al. 2005).

Algoritma data asimilasi ini didasarkan pada analisis berurutan dengan

siklus update 10 hari. Kemudian simulasi akan berulang dari waktu t dengan

penambahan koreksi suhu dan salinitas secara bertahap pada setiap langkah

waktu. Cara kerja seperti ini akan menghilangkan bias dalam model prediksi

sebesar 50% (Carton et al. 2005). Output yang dihasilkan dari variabel model ini

adalah suhu, salinitas, kecepatan arus, dan tinggi muka air laut (sea level) yang

memiliki resolusi spasial 0,5o x 0,5o x 40-level grid, dan tersimpan pada interval

per lima hari dan perbulan, tersedia dalam bentuk format netCDF (besar file per

lima hari sebesar 157Mb, untuk file berisi data perbulan lebih dari 83Gb). Selain

variabel suhu, salinitas, kecepatan arus, dan level muka air laut, program ini juga

memproduksi data turunan dua-dimensi seperti sifat-sifat material pada

permukaan kepadatan konstan.

16

Carton et al. (2005) membandingkan tinggi muka laut reanalisis dengan

data yang terekam dari 20 tide gauge dengan lama waktu perekaman data rata-rata

37 tahun. Perbandingan dengan data dari satelit altimetri TOPEX/Poseidon

menunjukkan bahwa korelasi altimeter dan tingkat reanalisis kondisi muka laut

ketika siklus musiman yang kuat mencapai nilai tertinggi di daerah tropical

Samudera Pasific dan Samudera Hindia yaitu r = 0,7, dan umumnya menurun

dengan meningkatnya lintang, seperti di perairan Samudera Atlantik dan daerah

lintang tengah lainnya nilai korelasi menjadi 0,4-0,5. Variabilitas tingkat root-

mean-square reanalisis sea level sedikit lebih besar daripada yang diperoleh dari

single-altimeter, namun sesuai dengan hasil dari multiple-altimeter.

Gambar 5. Root-mean-square variabilitas tinggi muka laut di Teluk Meksikodalam periode sembilan tahun (1993-2001) dari dataTOPEX/Poseidon altimetri dan hasil reanalisis dengan data reratabulanan (Sumber: Carton et al. 2006)

Kombinasi data altimetri dari beberapa satelit yang digunakan, terjadi

peningkatan variabilitas tinggi muka laut sebesar 50%, selain itu, telah dilakukan

pula beberapa perbandingan data hasil program reanalisis dengan data observasi

seperti yang ditunjukkan oleh gambar 6 dan 7.

17

Gambar 6. Anomali suhu potensial relatif (oC) di seluruh perairan dunia padakedalaman rata-rata 0/700m selama 40 tahun dengan tampilan datarerata per tahun yaitu: 1960-1969, 1970-1979, 1980-1989, dan 1990-1999. Empat panel disebelah kiri memperlihatkan hasil analisisobservasi dari Levitus et al. (2005). Empat panel di sebelah kananmemperlihatkan hasil reanalisis (Sumber: Carton et al. 2006)

18

Gambar 7. Perbandingan nilai kecepatan zonal pada posisi 0oLU, 140oBT hasilobservasi dengan hasil reanalisis (Sumber: Carton et al. 2006)

Gambar 6 menunjukkan perbandingan nilai hasil observasi yang diperoleh

dari ADCP (warna hitam) dengan hasil reanalisis SODA 1.4.2 (warna merah) dan

percobaan reanalisis SODA 1.4.3 menggunakan data angin QuikSCAT (warna

biru). Interval data yang digunakan adalah rata-rata per lima hari. Nilai korelasi

antara hasil observasi dan hasil reanalisis yaitu sebesar 0,55 untuk kedalaman

25m, 0,69 untuk kedalaman 50m, 0,79 untuk kedalaman 100, dan 0,58 untuk

kedalaman 150m.