Buku Meteorologi Laut-libre

8/9/2019 Buku Meteorologi Laut-libre

1/232

Meteorologi laut Indonesia

i

Kata Pengantar

Benua maritim Indonesia merupakan kawasan kepulauan yang sangatunik 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 atmosfer sertasirkulasi laut global. Lebih dari dua pertiga benua maritim adalahlautan yang sangat mempengaruhi iklim dan notabene mempengaruhi pola aktivitas kehidupan manusianya. Tidak hanya aktivitas yanglangsung bersinggungan dengan laut, tetapi juga kehidupan di daratan.Akibat ribuan pulau kecil yang tersebar serta pipihnya bentukgeografis hampir semua pulau besar maka iklim daratan pun bersifatiklim laut atau pesisir. Ditengahnya terdapat pola pegunungan danaktivitas geologis yang memberikan warna tersendiri bagi iklim lokalyang sangat heterogen tetapi memiliki ciri khas yang sangatdipengaruhi oleh aktivitas laut lokal maupun regional.

Dalam hal demikian hingga saat ini belum ada buku yang mengisihubungan antara laut dan iklim benua maritim serta pengaruh balikantara iklim dan lautan. Dikotomi ilmu meteorologi dan oseanografiseringkali menjadi momok tersendiri dalam memadukan kedua ilmutersebut. Padahal hampir semua bukti mengarah bahwa khusus untuk benua maritim, interaksi antara laut dan atmosfer adalah nyata. Kitasebaiknya mempelajari serta mengambil manfaat akan ke-khas-anyang dimilikinya.

Hasil penelitian pemodelan regional wilayah benua maritim

menunjukkan peningkatan kinerja model setelah model iklim atmosferdipadukan dengan dinamika di laut dengan model iklim laut dinamis.Padahal teknik pemodelan regional seperti ini masih belum umum.Bukti tersebut mengarahkan pada kepentingan dari isi buku ini dalammemandang persoalan iklim benua maritim agar mengikutkan pemahaman laut lokal dan sekitarnya.


2/232

ii

Pada kasus lain saat ini kita tidak menyangkal kuatnya pengaruhdinamika ENSO seperti El Niño dan La Niña terhadap iklim benuamaritim dan menyangkut hampir semua aspek kehidupan dari perikanan, pertanian, kebakaran hutan, sumber daya air dan energi danlain sebagainya. Diperlukan pengetahuan yang memadai untuk dapat

melihat penyebab dampak yang ditimbulkan serta membuat proyeksikedepan.

Saat ini dunia sedang menghadapi ancaman yang sangat serius akandampak 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 atmosfer berubah mengikutinya serta bagaimana proyeksi kemuka.

Buku ini diharapkan dapat meletakkan dasar pemahaman atas beberapa masalah besar diatas serta memberikan pengetahuan padalevel akademis setingkat universitas maupun pasca sarjana.Pemahaman proses secara filosofis lebih diutamakan dibandingkan pemahaman teoritis berdasarkan rumus baku. Hal ini dikarenakandalam ilmu kebumian, pendekatan teoritis dibuat pada wacana duniayang sangat ideal dan iklim lebih bersifat chaos dimana ketidak beraturan berperan.

Jakarta, Agustus 2008


3/232


iii

Daftar Isi

BAB 1 Permasalahan Meteorologi Laut Indonesia ........................ 1 BAB 2 Komposisi radiasi dan energi bumi .................................... 9

2. 1. Radiasi matahari ................................................................. 9

2. 2.

Tekanan Udara dan Angin ................................................ 15

BAB 3 Hubungan antara laut dan atmosfir ................................... 17 3. 1. Kopling atmosfir dan laut ................................................. 17 3. 2. Sifat fisis air ...................................................................... 18 3. 3. Implikasi sifat fisis air terhadap cuaca dan iklim ............. 19 3. 4. Peran angin terhadap arus laut .......................................... 21 3. 5. Gaya koriolis ..................................................................... 22 3. 6. Pergerakan Ekman ............................................................ 23 3. 7. Salinitas, curah hujan dan profil temperatur laut .............. 25 3. 8. Stabilitas isotherm laut dan atmosfir ................................ 29 3. 9. Gelombang gravitasi di atmosfir dan di lautan. ................ 32

3. 10.

Aliran perputaran laut lintas samudera (the GreatConveyor Belt) dan Arlindo ............................................................ 33

BAB 4 Iklim Indonesia ................................................................. 38 4. 1. Sifat Iklim Daerah Tropis ................................................. 38 4. 2. Pembagian Iklim Indonesia .............................................. 42 4. 3. Komponen iklim Indonesia............................................... 47 4. 4. Monsoon dan ITCZ........................................................... 47 4. 5. ENSO ................................................................................ 50 4. 6. Seruak Dingin (Cold Surge) ............................................. 55 4. 7. Diurnal, MJO, interannual ................................................ 57

BAB 5 Proses interaksi laut udara lokal ....................................... 59

5. 1.

Bagaimana interaksi terjadi .............................................. 59 5. 2. Parameterisasi proses interaksi ......................................... 62

5. 3. Gelombang angin dan tekanan permukaan ....................... 63 5. 4. Perpindahan molekul gas .................................................. 64 5. 5. Proses di lapisan batas ...................................................... 64 5. 6. Observasi interaksi laut atmosfir ...................................... 65


4/232

iv

5. 7. Permasalahan interaksi laut dan atmosfer......................... 67 5. 8. Aplikasi interaksi laut atmosfir ......................................... 71

5.8.1. Energi budget bumi ........................................................... 71 5.8.2. Siklon tropis ...................................................................... 72 5.8.3. Pemanasan global dan pengurangan emisi karbon ........... 73

5. 9. Penelitian interaksi laut atmosfir memakai model............ 75

BAB 6

Proses interaksi laut udara regional .................................. 79

6. 1. Telekoneksi laut dan atmosfir ........................................... 79 6. 2. Easterly waves -> MJO di Indonesia ................................ 79 6. 3. Hubungan suhu muka laut dan curah hujan ...................... 82 6. 4. Hadley and Walker cell .................................................... 84 6. 5. ENSO and laut Indonesia ................................................. 88 6. 6. Indian Dipole dan iklim Indonesia ................................... 92 6. 7. Iklim laut regional dan kebakaran hutan .......................... 95 6. 8. Iklim laut regional dengan pertanian ................................ 99

BAB 7 Meteorologi pantai dan pulau pulau kecil ...................... 103 7. 1. Cakupan permasalahan ................................................... 103 7. 2. Proses pada lapisan batas, laut pesisir dan interaksi lautatmosfer. ........................................................................................ 105 7. 3. Efek thermal. .................................................................. 109 7. 4. Efek orografis. ................................................................ 110 7. 5. Interaksi sistim skala regional dengan pantai. ................ 112 7. 6. Teknik pengukuran dan observasi. ................................. 113 7. 7. Masalah terumbu karang................................................. 113 7. 8. Proses konveksi pada garis pantai dan pulau pulau kecil 117 7. 9. Upwelling dan downwelling di garis pantai ................... 120 7. 10. Pantai tempat bercampurnya dua dunia .......................... 124 7. 11. Garam dan aerosol di pantai ........................................... 126 7. 12. Angin darat dan angin laut .............................................. 128 7. 13. Gelombang pasang.......................................................... 132 7. 14. Pengelolaan mata air pesisir dan pulau-pulau kecil ........ 132

BAB 8 Peran iklim dan cuaca laut terhadap perikanan .............. 135 8. 1. Modus pengaruh cuaca dan iklim terhadap perikanan ... 136


5/232


v

8. 2. Iklim Indonesia dan perikanan ....................................... 140 8. 3. Pengaruh musim terhadap tangkapan ikan di sekitar Jawa 141 8. 4. ENSO dan ikan tangkap ................................................. 149 8. 5. Pemanasan global dan perikanan tangkap ...................... 151

BAB 9 Bentuk bentuk cuaca ekstrim .......................................... 155

9. 1.

Bentuk bentuk cuaca ekstrim di Indonesia ..................... 155

9. 2. Siklon tropis .................................................................... 156 9. 3. Siklon tropis di sekitar benua maritim ............................ 160 9. 4. Tsunami .......................................................................... 162 9. 5. Informasi cuaca laut ektrim bagi pesisir, perikanan,asuransi, pelayaran dan pariwisata. ............................................... 163 9. 6. Observasi satelit .............................................................. 166

BAB 10 Pemanasan global ........................................................... 172 10. 1. Bagaimana proses pemanasan global terjadi .................. 172 10. 2. Beberapa dampak langsung pemanasan global .............. 173 10. 3. Bagaimana pengaruh perubahan iklim terhadap daerahtropis 175 10. 4. Catatan historis proses pemanasan global ...................... 178 10. 5. Faktor yang menghambat pemanasan global .................. 184 10. 6. Efek pemanasan global terhadap ekosistim laut ............. 185 10. 7. Efek pemanasan global terhadap populasi pantai ........... 189 10. 8. Pemanasan global dengan cuaca ekstrim dan ENSO ..... 191 10. 9. Dampak sosioekonomi dari pemanasan global............... 193 10. 10. Prospek iklim Indonesia kedepan ............................... 194

BAB 11 Model Iklim .................................................................... 199 11. 1. Dunia model ................................................................... 199 11. 2. Komponen model iklim .................................................. 202 11. 3. Model iklim atmosfir ...................................................... 206 11. 4. Model iklim laut ............................................................. 208 11. 5. Model iklim lainnya ........................................................ 211 11. 6. Prospek dan masa depan model iklim untuk Indonesia .. 213


6/232


7/232


1

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 sirkulasiangin global yang mengelilingi bumi. Energi yang menjaga pergerakan ini didapat dari energi matahari melalui radiasi yangditerima oleh permukaan bumi. Sekitar 71 % dari permukaan bumiditutupi oleh muka laut sehingga tidak dapat dielakkan bahwa lautansangat mempengaruhi pergerakan dan sirkulasi atmosfer serta cuaca didaerah manapun di muka bumi. Pada bagian lain pergerakan diatmosfir dan kandungan radiasi yang diterima oleh permukaan lautmerupakan sumber utama pergerakan arus laut di permukaan yangmengatur dinamika fisis di lautan. Dalam hal ini hubungan antara lautdan 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 dilaut

• proses di laut yang mempengaruhi dinamika atmosfir

Kedua tujuan diatas merupakan masalah interaksi laut dan atmosfiryang merupakan bagian dari lingkup proses sistim iklim bumi yangterpusat pada siklus air dalam fase yang berbeda yaitu cair, gas dan padat (Gambar 1.1). Permasalahan interaksi laut dan atmosfir

mencakup permasalahan mikro fisis dekat permukaan laut dimanaterjadi perpindahan aerosol dari air laut ke atmosfir dan perubahanfluxes atmosfir dan energi menjadi dinamika laut. Dalam skala makro peristiwa interaksi laut dan atmosfir juga terlihat dari terjadinyainteraksi iklim Indonesia dengan peristiwa ENSO di samudera Pasifik,Dipole Mode di samudera Hindia dan arus lintas Indonesia. Salah satu


8/232

2

contoh paling nyata dan penting bagi Indonesia adalah bagaimana peristiwa cuaca terpengaruh oleh panas tidaknya suhu muka lautdisekitar pulau-pulau besar nusantara. Dalam skala kepentinganekonomi praktis proses interaksi laut dan atmosfir yang palingdiminati adalah yang menyangkut dinamika perikanan yangterpengaruh iklim dan bagaimana kita memanfaatkan pengaruh

tersebut. Dinamika laut dan atmosfir juga membahas interaksi didaerah pesisir yang berhubungan dengan dinamika sekitar pantai dan juga interaksi di laut dalam. Dinamika laut dan atmosfir dalam berhubungan dengan fenomena skala besar dimulai dengan pembentukan awan potensial, siklon hingga gejala global ENSO danarus lintas samudera (conveyor belt ).

Untuk dapat memahami hal hal tersebut diperlukan pengertian dasardari ilmu meteorologi dan dinamikanya serta bagaimana aplikasidinamika tersebut pada media air. Pada dasarnya semua pemahamandalam ilmu meteorologi atmosfir dapat diaplikasikan dalam dinamikaair laut. Perbedaan utama tampak dari jenis fase air yang merupakanmedia bekerjanya proses fisis tersebut. Dinamika di laut berhubungandengan media air pada fase cair, sedangkan dinamika di atmosfir 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 jugamemiliki persamaan di laut dalam dengan perbedaan tinggi muka lautdan densitas laut berdasarkan tingkat salinitasnya. Dibalik persamaantersebut antara laut dan atmosfir memiliki perbedaan mendasar sepertikapasitas memori laut yang besar sehingga perubahan di laut memilikiskala bulanan (di permukaan) hingga ribuan tahun (di dasar lautdalam). Sedangkan atmosfir memiliki kapasitas memori yang relatifkecil dalam skala perubahan jam – jaman sehingga perubahan diatmosfir sangat dinamis dalam skala hariannya. Contoh nyata adalahsiklus pertumbuhan dan matinya awan yang terjadi hanya dalam skala jam-jaman.


9/232


3

Yang menjadi pertanyaan dasar sekarang adalah kepentingan ilmumeteorologi laut. Indonesia sebagai negara kepulauan tropis terbesardimuka bumi dengan garis pantai terpanjang. Rasio wilayah lautterhadap 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 didalam kepulauanIndonesia dan di sekitar wilayah geopolitisnya. Pada kenyataannyaiklim di wilayah Jawa dan pulau pulau besar lainnya masih mewakiliiklim maritim dan bukan iklim benua dikarenakan bentuk pulau yang pipih. Salah satu aplikasi sifat iklim akibat komposisi permukaantersebut adalah kuatnya prediksi iklim kita pada waktu bulanan ataumusiman dibandingkan dengan prediksi pada skala harian. Jika kitamengingat faktor besarnya daya memori laut seperti disebutkan diatasmaka hal ini akan mudah dimengerti. Dari alenia ini dapatdisimpulkan bahwa dibutuhkan pengertian dasar dari sistim iklimIndonesia agar dapat memahami bagaimana proses interaksi lautatmosfir terjadi di Indonesia.

Kenyataannya lebih dari separuh umat manusia tinggal di daerah pesisir atau wilayah yang masih diklasifikasikan dekat dengan pesisir.Hal ini berdasarkan definisi pesisir (coastal) yaitu wilayah sekitar pantai hingga daratan sejauh 100 km dari garis pantai. Dengan definisidemikian, hampir seluruh daratan Indonesia adalah termasuk wilayah pesisir dan iklim pesisirlah yang sangat mempengaruhi.

Dari pemahaman iklim Indonesia dapat kita lihat proses interaksi lautatmosfir yang spesifik terjadi di Indonesia. Proses interaksi lautatmosfir dalam ilmu kebumian merupakan hal terpenting yang sangatmempengaruhi pola kehidupan manusia terutama di daerah pesisir.Ilmu meteorologi di Indonesia merupakan ilmu dasar yang kurangdiminati, sehingga perkembangannya dibandingkan ilmu kebumianlainnya seperti geofisika, geologi dan kelautan sangat jauh tertinggal.Pemahaman atas proses fisis kebumian atmosfir Indonesia masih


10/232

4

terbilang jauh tertinggal dibandingkan bidang ilmu kebumian lainnya.Kurangnya minat mempelajari meteorologi karena seringdihubungkan dengan salah satu pekerjaan meteorologi, untuk meramalcuaca atau iklim. Padahal pengkajian ilmu meteorologi cukup luasmeliputi berbagai aspek.

Di negara maju yang berlintang tinggi dengan empat musim, masalahkebumian lain selalu dihubungkan dengan perubahan fisis meteorologiyang terjadi. Karena pada dasarnya hampir semua aspek kehidupanmanusia dipengaruhi oleh keempat musim tersebut dan variasinya.Variasi iklim utama di Indonesia adalah faktor musiman yang dikenaldengan istilah monsoon. Faktor musiman ini tanpa disadari sangatmempengaruhi pola kehidupan masyarakat Indonesia. Perhatikan bagaimana pola bercocok tanam petani dan pola melautnya nelayanIndonesia. Perhatikan juga bagaimana wabah penyakit yang bersifatmusiman dan banyak pekerjaan yang sifatnya berfluktuatif tergantungmusim yang sedang terjadi. Salah satu indikator terpenting dari sifatcuaca dan iklim Indonesia adalah hujan. Di negara lintang tinggiselain hujan, temperatur juga faktor utama lainnya. Sehingga untukmengetahui proses interaksi dari dan terhadap cuaca dapat dilakukandengan menghubungkannya dengan indikator cuaca tersebut. Salahsatu hubungan tersebut dapat dicapai dengan menghubungkan variasisuhu muka laut dan curah hujan lokal, regional ataupun dengan skalaglobal.

Pentingnya interaksi laut dan atmosfir di Indonesia dapat dilihat paling tidak diwilayah yang paling berperan ekonomis yaitu daerah disekitar garis pantai. Untuk lebih mengenal aspek lokal di pesisir makadiperlukan pemahaman meteorologi pesisir pantai dan peran pulau pulau dalam dinamika proses meteorologi lokal. Kepulauan Indonesiaterdiri dari lebih 17000 pulau yang tersebar seantero nusantara.Sebagian besar pulau pulau tersebut adalah pulau pulau kecil yangtidak dihuni atau tempat bermukimnya warga yang berpopulasi kecil.Selain itu juga diperlukan pemahaman fungsi meteorologis dari pulau


11/232


5

pulau kecil tersebut terhadap iklim regional Indonesia karenakeberadaan pulau pulau tersebut mengatur arus lintas air laut danatmosfir disekitarnya. Sebagaimana diulas diatas bahwa daratanmemiliki waktu memori yang kecil sehingga radiasi matahari berpengaruh secara lokal dalam hitungan jam sehingga variasi danfluktuasinya lebih besar dari laut sekitarnya, maka pulau pulau kecil

tersebut berperan sebagai heat source atau heat engine untuk proseskonveksi awan lokal. Proses-proses kecil ini terjadi seantero nusantaradan berperan penting bagi sifat iklim regional terutama pada musim penghujan.

Keberadaan variasi cuaca dan iklim membawa dampak yangterkadang cukup serius bagi kehidupan manusia karena terlaluekstrimnya fluktuasi tersebut. Meskipun demikian karakteristik cuacaregional juga ditentukan selain faktor orografis, juga letak lintangsuatu daerah. Beruntunglah bahwa Indonesia berada di daerahkhatulistiwa dimana faktor koriolis muka bumi kecil sehingga meskidengan garis pantai yang panjang, tidak akan dilalui oleh siklon tropistetapi masih menerima dampaknya. Beberapa gejala cuaca ekstrimlainnya yang dapat terjadi di wilayah Indonesia dan bagaimanadampaknya terhadap laut dan kehidupan lain seperti turisme dan perikanan juga menjadi topik penting dalam pembahasan ini. Hal lainyang perlu dibahas adalah bagaimana peran ilmu pengetahuan dalammitigasi bencana tersebut terutama dengan teknologi sensor jarak jauh(remote sensing).

Perubahan cuaca akibat variasi dinamika atmosfir ekstrim bersifatsesaat dapat terjadi pada skala harian hingga musiman. Selain itu adalagi faktor perubahan laten lainnya yang terjadi pada iklim globalyang sedang dialami bumi ini. Akibat faktor natural dan antropogenis(hasil perbuatan manusia), cuaca dan iklim berubah secara perlahandari kestabilan normal tertentu menuju kestabilan baru yang lebihmendekati kondisi ekstrim pada masa lampau. Artinya apabila dahulukondisi yang sama berada pada bagian kondisi ekstrim, maka kejadian


12/232

6

Gambar 1.1. Sistim iklim muka bumi (IPCC 2007)

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


13/232


7

tersebut akan lebih sering terjadi sehingga merubah rata rata statistikcuaca pada umumnya. Kondisi ini terjadi secara global meskipuntanda tandanya sangat sukar dideteksi karena perubahan yang terjadi berlangsung lambat dalam rentang waktu yang sangat lama.

Perubahan iklim yang berlangsung lambat dan dalam rentang waktu

yang lama ini dikenal dengan istilah perubahan iklim global atauglobal climate change. Perubahan iklim global bertumpu padaterjadinya perubahan sistim energi budget di atmosfir (Gambar 1.2),dimana lebih banyak energi radiasi matahari yang terperangkap atauterserap akibat efek rumah kaca dan memanaskan atmosfer setempat.Tentu saja dampak dari perubahan iklim global ini juga akan terjadi pada interaksi laut dan atmosfir di wilayah Indonesia. Namundemikian bagaimana dampak sebenarnya masih perlu dikaji lebihlanjut lagi. Hal terpenting untuk diketahui adalah bagaimanamekanisma proses itu dapat terjadi dan proyeksi kedepan akibat perubahan tersebut. Proyeksi kedepan akan dapat menentukan strategisosio-ekonomis masa depan. Sampai saat ini pemahaman fisis dan biologis atas perubahan global terhadap iklim regional laut danatmosfir Indonesia masih sangat rendah dan merupakan peluangkajian yang sangat menarik.

Kemajuan pesat ilmu pengetahuan dibidang teori, pengamatan dankomputasi membawa dampak semakin matangnya kemampuan umatmanusia untuk memahami proses alam dengan membuat model alamtersebut. Model iklim saat ini telah dapat dimasukkan dalam sebuahkomputer pribadi dan dijalankan untuk menghitung secarakomprehensif kondisi alam yang terjadi. Dengan model iklim, kitadapat mengisi kekosongan titik titik pengamatan dengan cukupmemadai meskipun dengan bias tingkat asumsi teori yang lumayan besar. Hasil dari model iklim seperti ini seringkali berhasilmemberikan 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


14/232

8

memuaskan, namun demikian peningkatan pemahaman kita terhadap proses dinamika alam telah meningkat jauh berdasarkan hasilmenjalankan model iklim tersebut. Hal ini dikarenakan model iklimmenyediakan hasil komprehensif diluar imaginasi manusiasebelumnya dan tidak terbayangkan oleh teori liniar dan observasi pada titik titik tertentu dimuka bumi. Ambisi manusia dalam

pengembangan model iklim saat ini tidak terbatas pada hanya prosesfisis tetapi juga proses biologi, kimia dan geologis. Model iklim telahmenjadi suatu tren dimana meteorologi menjadi pusatnya. Modeliklim telah menjadikan ilmu meteorologi suatu ilmu dan fenomenafavorit dari yang tidak terbayangkan sebelumnya. Bagaimanakahaplikasi dan hasil model iklim terhadap kondisi regional Indonesia danapa 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 wilayahlain dengan kondisi meterologi laut serupa wilayah nusantara?


15/232


9

BAB 2

BAB 2 Komposisi radiasi dan energi bumi

2. 1. Radiasi matahari

Tidak dapat dibayangkan kehidupan didunia tanpa matahari. Bagimahluk hidup, selain air, maka matahari adalah sumber kehidupanutama dimuka bumi. Matahari adalah sumber energi utama pergerakandi atmosfir dan di lautan. Untuk pergerakan di lautan, sebagaitambahan selain radiasi matahari maka perputaran bumi jugamembantu timbulnya aliran arus air laut. Matahari mengatur pergerakan di laut dengan membuat dinamika di atmosfir dalammembentuk angin. Energi juga ditransfer dari angin ke lapisan teratasdari laut melalui gaya gesek antara lautan dan atmosfir di permukaanlaut. Matahari juga mengatur pergerakan di laut dengan membuatvariasi suhu dan salinitas di lautan yang pada akhirnya membedakan

densitas masa jenis air laut. Perubahan pada suhu air laut disebabkanoleh aliran energi panas di batas laut atmosfir sedangkan perubahantingkat salinitas diakibatkan oleh perpindahan air tawar melalui proseshujan dan penguapan. Sedangkan di daerah kutub ditambah lagidengan proses mengkristalnya air laut menjadi es. Keseluruhan prosestersebut berhubungan secara langsung maupun tidak langsung denganaktivitas radiasi matahari. Jika permukaan air laut menjadi lebih padat berat jenisnya daripada lapisan air dibawahnya, kondisi menjadi tidakstabil dan air dengan berat jenis besar akan tenggelam. Pergerakanvertikal, sirkulasi akibat beda berat jenis akibat proses pendinginanatau perubahan tingkat salinitas dikenal dengan sirkulasi thermohaline

atau proses gabungan berat jenis dan perubahan energi panas.Pergerakan air laut akibat perputaran bumi akan dibahas pada babkemudian.

Secara umum jenis energi yang diterima lautan terdiri dari sumber primer yaitu radiasi dari matahari, radiasi gelombang panjang,


16/232

10

pertukaran fase air ke gas dan sebaliknya (perpindahan energisensibel), penguapan dan proses adveksi. Selain sumber primer, laut juga menerima transfer energi dari sumber sekunder yaitu dari proses biokimia di lautan, aktivitas hidrothermal, proses dari friksi arus lautdan dari proses radioaktivitas.

Radiasi matahari terdiri dari gelombang pendek yang tersebar padaspektrum energi elektromagnetis. Diantara besaran spektrumnyaadalah termasuk sinar gamma, sinar X-ray, sinar ultraviolet, sinartampak, sinar infra merah, sinar microwave untuk radar dan radiosonde, sinar gelombang radio pendek, sinar gelombang radio AM dansinar gelombang radio panjang. Semua gelombang elektromagnetistersebut berjalan pada kecepatan yang sama yaitu kecepatan cahaya.Saat ini hampir seluruh aspek kehidupan manusia tidak terlepas dari pemanfaatan panjang gelombang energi yang disebut diatas. Tidaksemua energi matahari mencakup keseluruhan spektrum energi diatas,tetapi terbatas pada panjang gelombang sinar, bukan gelombang radio.Besarnya radiasi matahari yang terpancarkan berhubungan dengannilai panjang gelombang pangkat empat. Hasilnya adalah kurva penyebaran energi dari radiasi pada suhu sekitar 6000 °K yaitu suhudipermukaan matahari. Radiasi yang diterima bumi pada sumbunormal adalah sebesar 2.00 cal cm

-2 min

-1. Sedangkan berdasarkan

distribusi posisi lintangnya radiasi di khatulistiwa diterima sekitar1100 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 hanyasekitar 3.34 % dan variasi tersebut dapat diprediksi dengan baik danmenggambarkan perubahan iklim dalam satuan waktu geologis.Sedangkan bentuk gelombang radiasi matahari yang diterima bumitelah mengalami banyak degradasi akibat penyerapan radiasi matahari pada panjang gelombang tertentu. Energi matahari akan terserap pada panjang gelombang dimana radiasi tersebut bertemu partikel yangdimaksud. Sebagai contoh uap air di atmosfir akan menyerap energi

matahari pada panjang gelombang sekitar 3µm. sehingga bentuk kurvaenergi pada panjang gelombang itu akan mengalami degradasi oleh


17/232


11

gas gas rumah kaca seperti O2, H2O, CO2 (Gambar 2.1). Pemanfaatandari sifat degradasi ini adalah untuk teknologi penginderaan jauh.Sebagai contoh, untuk satelit yang memantau awan dan nilaikandungan uap airnya bekerja dengan sensor yang sensitif pada

panjang gelombang 3 µm yang sesuai dengan besaran panjanggelombang untuk eksitasi molekul H2O. Metoda yang sama dipakai

untuk melihat berbagai kandungan polutan di atmosfir termasuk gasozon dari sifat degradasi diatas.

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

Distribusi penyebaran energi radiasi matahari di muka bumi beragammenurut posisi lintang. Nilai rata-rata radiasi yang ditangkap muka bumi menurun dari khatulistiwa ke kutub karena daerah lintang


18/232

12

rendah menerima energi dalam jumlah besar sepanjang tahun, hal inidikarenakan sinar matahari menuju daerah ini dengan tegak lurus,sehingga nilai yang terpendar atau terefleksi kecil. Sementarasepanjang garis lintang menuju kutub, nilai sudut inklinasi sinarmatahari akan semakin besar dan nilai radiasi yang terpendar atauterefleksi akan semakin besar, akibatnya nilai radiasi matahari yang

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

Dampak radiasi pada air laut juga beragam. Tidak semua radiasimatahari dapat menembus badan air di laut. Sekitar 73 % mencapaikedalaman 1 cm, 44.5 % kedalaman 1 m, 22.2 % kedalaman 10 m,0.53 m kedalaman 100 m dan 0.0062 % kedalaman 200 m. Akibat dari perbedaan kedalaman tembus spektrum radiasi matahari adalahterserap atau terpantulnya sinar matahari pada gelombang tertentu.Sehingga pantulan sinar matahari dari laut dangkal akan berwarnacerah karena energi yang terpantul masih hampir seluruh spektrumcahaya. Sedangkan pada kedalaman yang lebih lebih banyak lagispektrum sinar matahari yang terserap atau masih menembuskedalaman air laut sehingga sinar yang terpantul dan terpantau dariatas akan berwarna lebih gelap. Dengan prinsip ini maka tingkatkegelapan warna air laut yang kita lihat dapat menunjukkan tingkatkedalaman dari laut yang kita amati. Teknik memantau tingkatkedalaman laut dengan warna air laut dikenal dengan teknik oceancolor pada teknologi inderaja. Energi minimum yang dibutuhkanuntuk mensuplai dan menjaga perkembangan pitoplankton untuk proses fotosintesis adalah sekitar 0.003 cal cm

-2 min

-1. dengan

kalkulasi sesuai kedalaman diatas, hal ini dapat tercapai hinggakedalaman 220 m.


19/232


13

Bumi tidak hanya menerima energi gelombang pendek matahari tetapi juga menghasilkan balik energi yang diterimanya dalam bentuk radiasigelombang panjang. Sebagian kecil dari gelombang radiasi panjangakan dipancarkan kembali ke luar angkasa. Biasanya gelombang panjang ini dipancarkan di bagian paling atas atmosfir dan dikenaldengan istilah Outgoing Long wave Radiation (OLR). Karena

dipancarkan di bagian paling atas dari atmosfir atau dari lapisan awanterluar, maka parameter ini sering dipakai untuk melihat potensi cuacasetempat. Hal ini disebabkan semakin tinggi tempat awan yangmemancarkannya akan semakin berpotensi memberikan curah hujanmaksimum dengan indikasi suhu gelombang yang dipancarkansemakin rendah. Berbeda dengan panjang gelombang pendek, makaradiasi keluar panjang gelombang panjang tidak memiliki variasisebagaimana halnya radiasi gelombang datang dengan panjanggelombang pendek. Laut sendiri juga memancarkan energi dengan panjang gelombang panjang, karena suhu muka laut berkisar 283 °K,maka panjang gelombang yang dipancarkan, berdasarkan hukumWien adalah 10 mikrometer atau panjang gelombang infra merah.

Hal ini berarti dari perbandingan energi masuk (gelombang pendek)dan energi keluar (gelombang panjang) terjadi surplus energi masuk didekat khatulistiwa dan surplus energi keluar di dekat kutub. Meskipunadanya nilai masuk positif di dekat khatulistiwa dan negatif di kutub,tidak pernah ada petunjuk bahwa daerah dekat khatulistiwa terusmenerus memanas dan daerah kutub terus menerus mendingin,sehingga pastilah ada transfer energi radiasi antara daerah lintangrendah dan tinggi (Gambar 2.3). Kejadian itu dilakukan oleh angin diatmosfir dan sirkulasi air di lautan. Ada berbagai perdebatan tentangsiapa dari keduanya yang lebih penting terhadap pergerakan ke arahkutub dari energi panas diatas, tetapi dipercaya kalau lautan lebih berkontribusi di daerah tropis dan atmosfir lebih di daerah lintangtinggi. Nilai maksimum dari kehilangan energi panas akibat evaporasiterjadi di daerah subtropis akibat proses adveksi di atmosfir padadaerah kering, sedangkan kehilangan energi panas minimum di daerah


20/232

14

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

Gambar 2.3: Kesetimbangan radiasi gelombang pendek dan panjang darikhatulistiwa ke kutub. (Trenberth dan Solomon 1994)


21/232


15

tropis akibat dari kandungan uap air di udara tropis yang cukup jenuh.Selain itu penghilangan akibat energi panas sensibel kurang lebihsama antara daerah tropis dan subtropis. Sehingga arus laut berfungsimembawa panas dari daerah tropis ke daerah kutub.

2. 2. Tekanan Udara dan Angin

Angin menghantarkan kandungan panas terutama dengan prosesadveksi masa air hangat ke daerah dingin dan sebaliknya. Sebagianlagi transfer energi panas melalui panas laten yang diambil ketika airlaut menguap ke atmosfir dan berkondensasi pada lingkungan yanglebih dingin. Angin dihasilkan oleh perbedaan tekanan dan suhu diatmosfir akibat distribusi energi radiasi matahari, tutupan awan sertadinamika disekitarnya. Pergerakan horisontal angin dinamai adveksisedangkan yang vertikal disebut konveksi. Proses konveksi biasanya bersifat sangat lokal, sehingga untuk perhitungan neraca energi

biasanya diabaikan. Proses konveksi sendiri dapat terjadi untuk skalakecil hingga besar dalam bentuk siklon atau badai tropis. Siklon atau badai tropis dipercaya sebagai media transpor jumlah energi panasdalam jumlah besar menjauh dari lautan khatulistiwa dalam bentukenergi panas laten yang terbawa ke daerah lintang tinggi.

Proses pergerakan arus laut juga sangat dipengaruhi oleh angin diatmosfir terutama pada kedalaman hingga sekitar 200 m. Pada lapisanatas yang sangat terpengaruh oleh angin, terdapat lapisan turbulensi,dibawahnya terdapat lapisan thermokline dan lebih ke bawah lagiyang disebut lapisan laut dalam. Terkadang lapisan turbulensi tidaklahdalam, tergantung pada besarnya gelombang laut di permukaan.Akibat turbulensi tersebut, terjadi perpindahan kalor dari muka laut ke batas lapisan turbulensi yang menyebabkan homogeneitas suhu air pada lapisan turbulensi. Sedangkan lapisan thermokline adalah lapisandimana terjadi penurunan suhu air yang sangat drastis dan mencapaikedalaman hingga 200 m. Lapisan laut yang lebih dalam memiliki


22/232

16

suhu asymtotic (menuju kesetimbangan) atau menuju pada suhukesetimbangan air antara suhu, tekanan dan volume yaitu pada suhusekitar 4 °C. Daerah kedalaman ini tidak tembus dengan sinarmatahari sehingga sangat gelap dan bersuhu dingin tetapi tidakmembeku.

Dilaut juga terjadi proses pergerakan vertikal atau konveksi dan peristiwa upwelling dan downwelling. Proses vertikal atau konveksilebih dominan terjadi pada lapisan turbulensi atau thermokline kecualiada penyebab khusus dikarenakan proses geologis seperti keberadaansumber panas di dasar laut. Sedangkan kedua proses terakhir yaituupwelling dan downwelling biasanya terjadi karena adanya doronganangin di permukaan. Tergantung pada posisinya, kedua proses tersebutdapat terjadi pada musim yang berbeda. Kedua peristiwa upwelling dan downwelling akan dibahas kemudian.

Beberapa sifat lapisan laut seperti dibahas diatas memiliki korelasiatau perbandingannya di atmosfir. Lapisan atmosfir terendah yangsangat dipengaruhi oleh permukaan bumi disebut lapisan batasatmosfir yang sebanding dengan lapisan turbulensi di laut. Lapisanatmosfir diatasnya mengalami penurunan suhu sebagaimana lapisantermoklin di laut dan juga lapisan dimana proses konveksi aktif terjadi.

Pertanyaan1. Terangkan proses terbentuknya arus laut dari radiasi matahari2. Terangkan kegunaan degradasi spektrum matahari yang diterima

permukaan bumi yang berperan penting dalam mengetahui efekgas rumah kaca dan metoda inderaja.

3. Bagaimana distribusi evaporasi dan hujan dari daerah tropishingga ke kutub, terangkan mengapa?

4. Apa hubungan radiasi matahari dan radiasi dari bumi terhadapaliran energi dari tropis ke lintang yang lebih tinggi.


23/232


17

BAB 3 Hubungan antara laut dan atmosfir

3. 1. Kopling atmosfir dan laut

Interaksi laut dan atmosfir membertuk proses kopling (interaksi duaarah) yang terjadi di pergantian energi dan masa di permukaan laut.Proses yang terjadi adalah perpindahan energi dan masa dalam prosesneraca energi dalam hal energi radiasi termasuk energi panas danmomentum dalam hal friksi permukaan. Pergantian energi dalam halneraca masa terjadi dalam hal penguapan dan hujan, perpindahanmineral dan gas. Gas gas yang ada di permukaan mengabsorbsi energiradiasi karena gas gas tersebut menyerap energi matahari pada panjang gelombang khusus. Hasilnya adalah peningkatan dari suhuatmosfir dan mengakibatkan juga peningkatan suhu laut. Salah satugas penting yaitu CO2, juga banyak terdapat di atmosfir yang

kemudian dapat diendapkan di dalam lautan. Kepentingan pengendapan CO2 sangat membantu mengurangi pengaruh pemanasanglobal. Dalam hal kopling atau interaksi laut dan atmosfir, perluditekankan peranan lautanl sebagai pensuplai uap air terbesar bagiatmosfir. Penguapan terjadi akibat tidak jenuhnya atmosfir oleh uapdan akibat cukup hangatnya suhu muka laut. Sebaliknya atmosfirmensuplai energi dan masa dalam bentuk curah hujan dan endapanyang juga melibatkan transfer energi.

Ketika lautan mendingin, maka laut akan merespon denganmenghasilkan gerak konveksi vertikal yang akan mensuplai panas ke

permukaan. Hal ini terjadi karena persamaan kontinuitas masamembutuhkan air dingin mengendap ke kedalaman dari permukaantergantikan oleh masa air dibawahnya yang notabene lebih hangat. Airhangat tersebut akan menyembul ke permukaan. Proses perubahansuhu di lautan terjadi jauh lebih lambat daripada di atmosfir. Sebagai


24/232

18

akibat maka lautan terus panas meskipun equinok atau titik nadirmatahari 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 panasspesifik adalah jumlah yang dibutuhkan untuk merubah suhu suatuunit masa zat sebanyak satu derajat. Panas yang dibutuhkan untuk airdalam hal ini cukup tinggi. Sedangkan panas laten adalah jumlah yangdibutuhkan untuk merubah fase seperti contohnya dari fasa cairmenjadi uap. Perubahan fasa air terjadi karena pemasukan panasmelalui proses pencairan, penguapan atau sublimasi dan karena pelepasan panas ke lingkungan melalui proses pembekuan, kondensasiatau deposisi. Sifat fisis air seperti ini memiliki implikasi penting padasuhu muka laut, suhu air diatas muka laut, perpindahan panas antar

lautan dan atmosfer serta sirkulasi atmosfer.

Dibandingkan partikel udara, masa jenis air sekitar 1000 kalinya.Sehingga dibutuhkan lebih banyak massa per volume air untukmenyerap dan memancarkan energi. Sedangkan untuk meningkatkansuhu laut satu derajat dibutuhkan sekitar 6 kali panas dibandingkanudara dengan masa yang sama. Sehingga untuk besar volume yangsama diperlukan sekitar 6000 kali panas untuk menaikkan suhu padavolume yang sama pada partikel udara. Proses penguapan air dengandemikian 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 adalahmekanisme perpindahan panas utama yang terjadi antara laut danatmosfer. Panas yang dibutuhkan untuk menguapkan air akan


25/232


19

dilepaskan ke atmosfer saat uap tersebut berkondensasi membentukawan.

Karena sifat penyerapan dan penyimpanan panas yang tinggi dari airmaka dibandingkan atmosfir, laut merupakan penyimpan memori perubahan panas yang lambat atau memakan waktu yang lebih

panjang. Perubahan panas lingkungan memberikan variabilitstemporal 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 akanterserap dan selanjutnya dikonversikan menjadi panas kalori padalapisan dekat permukaan. Angin mendorong sirkulasi laut yangmendistribusikan panas tersebut hingga mencapai kedalaman ratusanmeter dibawah 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 danudara adalah penyebab utama kenapa lautan menghangat lebih lambatdaripada daratan atau udara dan juga mendingin lebih lambat.Dibandingkan dengan daratan terdekat, lautan tidak akan memanaslebih tinggi daripada daratan di siang hari dan juga tidak akanmendingin lebih dari daratan di malam hari.

Suhu dari masa udara lebih dipengaruhi oleh permukaan dimana udaratersebut diam atau bergerak. Udara diatas lautan menunjukkan variasi perubahan musiman dan diurnal yang lebih kecil daripada daratan.Selain itu udara di atas muka laut juga lebih lembab. Salah satukonsekuensinya, komunitas di pesisir dengan dominasi angin pantai


26/232

20

akan memiliki iklim yang moderat, dengan musim panas yang sejukdan musim dingin yang tidak terlalu dingin.

Badai yang terjadi di laut didorong oleh tenaga berasal dari panaslaten yang dilepas ke atmosfer ketika uap air berkondensasi. Uap airtersebut berasal sebagian besar dari penguapan air laut dimana laju

penguapannya dikendalikan oleh nilai suhu muka laut. Semakin tinggisuhu muka laut maka akan semakin kuat laju penguapannya. Massaudara dingin dari bawah akan mengurangi kemungkinan pergerakanvertikal yang dibutuhkan pada pertumbuhan hujan atau badai. Daerahyang suhu muka laut lebih dingin dari suhu udara diatasnya, makahujan atau badai akan jarang terjadi di laut dan daerah pesisir yangmenerima angin dari daerah tersebut. Sebaliknya udara panas dari bawah akan menambah kemungkinan pergerakan vertikal udara yangmembawa kepada hujan dan badai. Daerah dimana suhu muka lautlebih hangat dari suhu udara diatasnya, hujan atau badai akan seringterjadi di laut dan daerah pesisir yang menerima angin dari daerahtersebut.

Sebagai respons terhadap perbedaan suhu terhadap jarak atau gradiensuhu maka panas akan di transfer dari tempat yang hangat ke tempatyang dingin. Dalam hal ini udara hangat akan mendingin apabila berpindah dari atas muka laut yang hangat menuju ke muka laut yangdingin. Sebaliknya udara dingin akan menghangat apabila berpindahmenuju 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 yangdingin akan mendingin menuju titik jenuhnya sehingga menyulitkan penguapan lebih lanjut. Uap air berkondensasi dan kabut laut akanterbentuk. Kabut adalah awan yang menyentuh badan air atau daratan.Kabut juga terbentuk ketika massa udara yang sangat dingin melaluimuka air yang hangat. Dalam hal ini penguapan ke udara dingin akan


27/232


21

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 di transformasikan dariangin ke permukaan laut. Beberapa dari energi tersebut menjadigelombang gravitasi permukaan yang mengikuti pergerakan arus permukaan akibat pergerakan angin. Hal yang terkahir ini yangmenyebabkan terjadinya arus laut. Proses transfer energi sebenarnyayang terjadi di permukaan laut sangat kompleks. Seberapa besarenergi yang terpakai untuk proses penghasilan turbulensi dan seberapa besar yang dikonversi menjadi arus. Akan tetapi aturan umum adalahsemakin kuat angin bertiup, semakin besar friksi permukaan yangmendorong arus di bawahnya. Pekerjaan angin yang mendorong aruslaut disebut dengan wind stress.

Peristiwa dorongan angin terhadap arus laut lebih banyak terjadi padaskala kecil melalui proses turbulensi. Peningkatan kecepatan arus lautdan sebaliknya lebih banyak disebabkan oleh proses turbulensi permukaan. Turbulensi akan mendistribusikan dan menghilangkanenergi gerak (kinetik) dan merubahnya menjadi energi panas melaluiviskositas molekular. Hal terakhir inilah yang memberikan kontribusiterhadap suhu muka laut. Selebihnya arus laut diatur oleh kondisisalinitas densitas, suhu dan topography dasar laut.

Gesekan antara angin dan muka laut adalah faktor yang mendorong

terjadinya pergerakan arus secara horisontal pada muka laut yangdisebut arus permukaan. Arus ini meyerupai pola dari angin permukaan. Jika bumi tidak berotasi maka friksi antara angin danmuka laut akan mendorong arus permukaan sesuai dengan doronganarah angin tetapi dengan faktor kecepatan tertentu. Arus pada lapisanatas ini akan menarik lapisan dibawahnya dan mendorong untuk


28/232

22

bergerak juga. Interaksi tersebut akan terus berlanjut melalui lapisandibawahnya bagaikan lapisan pada kue lapis dimana arus pada lapisandi bawahnya akan bergerak lebih lambat dari lapisan diatasnya karenahilang dengan gaya gesek antar lapisan.

Table 3.1 Beberapa kontribusi utama ilmuwan mengenai teori

hubungan angin terhadap arus lautFridtjof Nansen (1898) Teori kualitatif pergerakan massa airyang membentuk sudut terhadap arahangin.

Vagn WalfridEkman

1905 Teori kualitatif arus akibat doronganangin di muka laut.

Harald Sverdrup (1947) Teori sirkulasi arus yang didorong angindi Pasifik timur.

Henry Stommel 1948 Teori mengenai penguatan sirkulasi aruske barat akibat dorongan angin (arus pantai barat Amerika).

Walter Munk 1950 Rumus untuk beberapa fitur arus akibatdorongan angin.

Kirk Bryan 1969 Model numeris untuk sirkulasi laut.

Bert Semtnerand RobertChervin

1988,1992

Model sirkulasi laut global dan eddyyang realistis.

3. 5. Gaya koriolis

Bumi berotasi pada sumbunya yang menyebabkan pergerakan sudut(angular) pada setiap tempat dimuka bumi sesuai kecepatan rotasi

bumi. Kecepatan gerak angular tidak sama dengan kecepatan linearmasing-masing tempat karena ditentukan oleh posisi di bumi yaituoleh garis lintang posisinya. Persamaan sederhana hubungan antarakecepatan angular dan kecepatan linear adalah

α cos=v


29/232


23

dimana v adalah kecepatan linear, ω adalah kecepatan angular bumiyaitu kecepatan linear di ekuator dan α adalah posisi garis lintang.Dengan gambaran ini maka kecepatan linear yang paling tinggi terjadidi garis khatulistiwa dan menurun menuju daerah kutub. Sehinggadalam sehari atau 24 jam, seseorang yang berada di daerah ekuatorakan bergerak secara linear lebih jauh dibandingkan orang yang

berada di daerah lintang tinggi. Perbedaan kecepatan linear antardaerah dengan garis lintang yang berbeda menyebabkan gaya dorongke arah berlawanan dengan arah sumbu putar rotasi bumi yaitumenuju arah barat. Hal ini sangat dirasakan pada benda yang bergerak pada arah utara selatan atau meridional dimana gaya dorong virtualtersebut disebut sebagai gaya koriolis bumi. Pada daerah dekatkhatulistiwa perbedaan kecepatan linear antara garis lintang tidaklah besar dan cenderung mendekati nilai nol, sedangkan menjauh dariekuator gaya koriolis membesar dan mencapai puncaknya pada daerahkutub. Besaran nilai gaya koriolis memiliki hubungan sebagai berikut

α sin=cor F

dimana gaya koriolis pada garis ekuator memiliki nilai nol dansemakin 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 pergerakanekman yang seringkali mendorong adanya upwelling dan downwelling di tepi pantai. Proses ekman spiral akibat dorongan angin permukaanatau transfer dari momentum gerak angin ke arus laut dan diamati olehFridjof Nansen yang melihat bahwa bongkahan es di laut bergerak 20 – 40 derajat ke kanan dari arah angin. Dia memberikan hasil


30/232

24

observasinya kepada Vagn Walfrid Ekman (1905). Akibat pengaruhgaya koriolis, arus permukaan bergerak 45 derajat dari arah angin danenergi dinamis di salurkan ke lapisan laut yang lebih dalam. Energidiserap oleh gesekan pada kedalaman dimana kecepatan menurunmenurut kedalaman dan akhirnya kecepatan masa air adalah 0 padakedalaman ekman (Gambar 3.1). Gaya koriolis menyebabkan

penyimpangan berturut turut ke kedalaman sementara jugamenyalurkan energi ke lapisan lebih dalam lagi (ekman spiral). Gerakmasa air secara umum mengarah 90 derajat dari arah angin. Asumsiutama dari pergerakan Ekman adalah luas wilayah yang sangat luasdan sangat dalam (tidak ada friksi dengan dasar laut atau pantai).Kedalaman proses ini dapat terjadi hingga 200 m dibawah muka laut.Sifat pergerakan Ekman ini dapat diilustrasikan dengan pola perubahan atas kue lapis apabila kita memberikan tekanan pada salahsatu ujung pada lapisan paling atas dari kue lapis tersebut. Akibattekanan yang ada akan terjadi pembelokan gaya tekan (deflection)antara lapisan teratas dengan lapisan dibawahnya dan dibawahnya lagi.

Gambar 3.1. Proses spiral Ekman akibat tiupan angin permukaan kecepatan 10m/det.


31/232


25

Secara umum ada empat faktor yang menyebabkan terjadinya efekspiral Ekman pada arus laut yaitu: angin, gaya antar lapisan dari atas, pengaruh arah terhadap aliran per lapisan, efek koriolis. Secara lokal pergerakan Ekman dapat terjadi pada garis pantai karena hembusanangin darat dan laut, tergantung pada musim saat angin bertiup. Padakenyataannya angin monsun yang bergerak sejajar dengan garis pantai

seperti pantai selatan pulau Jawa sering memberikan efek koriolisyang menyebabkan aliran menjauh garis pantai pada muka laut danmenyebabkan proses upwelling.

3. 7. Salinitas, curah hujan dan profil temperatur laut

Lautan merupakan badan air terbesar di dunia. Sekitar 96.5 % adalahair dan hampir 3.5 % nya adalah garam yang terlarut. Distribusisalinitas 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 tingkatsalinitas yang seragam. Sekitar 75 % air laut memiliki tingkat salinitasantara 3.4 dan 3.5 % dan suhu antara 0 °C hingga 4 °C dengan suhurata rata 3.8 °C (Gambar 3.2). Di khatulistiwa, rata rata suhu air lauthanya 4.9 °C. Lapisan dimana suhu berubah dengan cepat terhadapkedalaman ditemukan antara suhu 8 – 15 °C dan disebut lapisantermoklin yang kedalamannya antara 150 – 400 m di khatulistiwa danantara 400 hingga 1000 m di daerah subtropis.

Jika suhu permukaan sangat rendah proses konveksi dari pendinginan

air laut dapat mencapai daerah yang dalam. Pada umumnya disamudera samudera besar di dunia, mulai kedalaman 1000 m, suhudan salinitas laut sudah seragam. Penurunan suhu mengakibatkan peningkatan berat jenis sehingga stratifikasi suhu akan menghasilkanstratifikasi berat jenis yang teratur. Penurunan salinitas menghasilkan penurunan berat jenis. Sehingga stratifikasi salinitas justru akan


32/232

26

menimbulkan stratifikasi yang tidak stabil. Pada umumnya di lautan,efek dari penurunan suhu lebih kuat dari efek penurunan salinitassehingga laut terstratifikasi lebih stabil.

Gambar 3.2 Persentase sebaran salinitas dan suhu air laut.

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 lautanakan diambil oleh proses penguapan. Selain itu, penguapan jugamemberikan kontribusi terbesar dari neraca masa air di lautan dimana


33/232


27

Gambar 3.3. nilai rata rata stratifikasi suhu dan salinitas terhadap kedalaman (dalamm) di kepulauan Indonesia pada bulan Januari hasil keluaran model laut dan diratarata antara tahun 1979 – 1993 (Aldrian 2003).


34/232

28

Gambar 3.4. Distribusi global tahunan (Schmitt, 2008) dari (a) penguapandikurangi curah hujan berdasarkan data klimatologis dari Yu dan Weller (2007) danestimasi curah hujan berdasarkan citra satelit dari proyek the Global precipitationClimatology program (GPCP). (b) rerata besaran salinitas permukaan air lautmengacu pada the World ocean database of NodC.

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 keudara dengan asumsi panas dialirkan dari lapisan paling bawah. Padasituasi normal tersebut udara menjadi jenuh dengan kelembaban dan penguapan yang terjadi. Selanjutnya udara hangat akan terkondensasiapabila 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 kasustersebut, energi yang dihasilkan dari proses kondensasi akan lebihterserap di atmosfir, sehingga kontribusi kondensasi terhadap neraca

energi panas di laut sangat kecil.

Pada kondisi global seperti disampaikan pada bab terdahulu, energi dilautan lebih banyak dipakai di daerah sub tropis untuk pergerakan arusmenjauh khatulistiwa. Energi panas yang diterima menurun dekatkhatulistiwa akibat pantulan dari awan-awan yang banyak terdapat didaerah tersebut. Proses evaporasi terjadi maksimum di daerah subtropis karena adveksi udara dingin yang salah satunya disebabkan olehHadley cell (Gambar 3.4). Evaporasi di daerah tropis sangatminimum karena sudah jenuhnya udara di daerah tersebut yang salahsatu dikarenakan tutupan awan yang sangat tinggi. Sedangkan curah

hujan tinggi didaerah dekat khatulistiwa di sebelah utara akibat bentukrupa bumi dan distribusi darat dan lautan serta di daerah dekat kutub pada lintang 50. Distribusi perpaduan evaporasi dikurangi hujan akanmenyerupai distribusi melintang tingkat salinitas laut. Secara umum jumlah evaporasi di dunia mencapat 440 x 103 km3 per tahun, curah


35/232


29

hujan mencapai 411 x 103 km3 per tahun dan volume aliran permukaandi sungai danau dll. mencapai 29 x 103 km3 per tahun.

3. 8. Stabilitas isotherm laut dan atmosfir

Stratifikasi di laut dan atmosfir terjadi akibat perbedaan suhu dantekanan. Di laut perbedaan tekanan dikonversikan dalam hal salinitasatau kerapatan masa jenis. Pada lapisan bawah di atmosfir, suhu dilapisan lebih bawah akan lebih hangat daripada lapisan diatasnya.Lapisan atmosfir dimana sifat perlapisan demikian itu disebut lapisantroposfir. Batas lapisan ini dengan lapisan diatasnya dimana terjadikenaikan suhu di lapisan diatasnya disebut daerah batas tropopause.Lapisan tropopause ini bervariasi dan paling tinggi terdapat di daerahekuator karena suhu di permukaan tanah di wilayah ini sangat tinggi.Biasanya ketinggian lapisan ini berkisar antara 14 hingga 18 km darimuka laut. Pada daerah lapisan bawah atmosfir, tropopause adalah

lapisan dengan suhu udara paling rendah. Dengan sifat sepertidigambarkan diatas untuk lapisan troposfir maka secara normal udaradi lapisan bawah akan cenderung bergerak diatas berdasarkan prinsipudara hangat akan mengambang karena ringan dan udara dingin akanturun karena berat.

Secara alamiah maka atmosfir di muka bumi akan cenderung bersifatinstabil dimana udara dibawah akan bergerak ke atas. Peristiwa pergerakan secara vertikal masa udara tersebut dikenal dengan istilahkonveksi. Tanpa dibantu oleh sebab lainnya maka pergerakan vertikalmasa udara jauh lebih sedikit daripada aliran udara horisontal atau

peristiwa adveksi. Pada waktu musim hujan tambahan suplai uap airmemberikan tambahan daya apung di atmosfir akibat tambahan masayang lebih mendorong ke atas. Masa uap air akan bergerak terus keatas mencari titik stabilitas hingga mencapai daerah atau level dimanaterjadi kondensasi atau uap air berubah menjadi butir yang lebih besarseperti butiran awan. Pada saat tersebut, aktivitas konveksi mencapai


36/232

30

puncaknya. Rangkaian peristiwa tersebut ditambah dengan suplaiangin yang lebih memberikan suplai udara basah ke titik titik perkumpulan awan. Besarnya energi apung di atmosfir tiap lapisandapat dihitung dari berbagai faktor diatas seperti suhu perlapisan dankandungan uap air per lapisan. Perhitungan energi apung biasanyadilakukan dengan pengukuran nilai tersebut pelapisan memakai alat

observasi seperti radio sonde.

Pada waktu musim kemarau udara cenderung lebih stabil karena berbagai faktor diatas tidak terjadi. Angin yang kencang pada lapisanatas cenderung memecah lapisan instabilitas atmosfir sehinggaseringkali ditemukan lapisan isotherm yaitu lapisan dimana suhu tidak berubah terhadap ketinggian atau lapisan inversi dimana suhu malahmenaik terhadap ketinggian. Kedua jenis lapisan tersebut akanmembuat udara cenderung stabil. Hal ini biasanya ditambah lagidengan kurangnya suplai uap air dari permukaan karena suhu mukalaut yang cenderung lebih dingin di musim kemarau. Dinginnya suhumuka laut diakibatkan pada musim kemarau titik kulminasi mataharitidak berada di wilayah Indonesia melainkan jauh disebelah utarasehingga tingkat radiasi matahari yang diterima di wilayah maritimIndonesia berkurang.

Proses yang terjadi di laut tidak serupa seperti di atmosfir. Peristiwakonveksi jauh lebih jarang terjadi dan sebagian besar aliran terjadikarena aliran horizontal. Hal ini disebabkan karena stratifikasi di lautlebih stabil dibandingkan di atmosfir. Masa udara di atmosfir jugalebih bouyant (memiliki daya apung tinggi) dibandingkan masa airlaut. Oleh karena itu, dilaut proses adveksi memberikan dampak yanglebih kuat daripada konveksi. Hal ini dapat dilihat apabila kitamembuat hubungan antara perubahan suhu muka laut yang disebabkanoleh aliran arus air.


37/232


31

Gambar 3.5. Ilustrasi kolom air laut dimana terjadi perpindahan masa dan suhusecara adveksi (dari Aldrian 2003).

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).

Aliran arus laut akan membawa perubahan suhu kolum udara yangdilewatinya. Hal ini karena proses adveksi arus laut membawa suhu

baru yang bercampur pada daerah yang dilaluinya. Setelah terjadi perubahan suhu laut dikolum air tersebut, maka akan segera merubahsuhu di permukaan laut. Dengan pergantian suhu muka laut akibataliran konveksi maka akan terjadi dinamika di lautan. Aliran arus lautdari peristiwa adveksi sendiri diakibatkan oleh tekanan angin permukaan yang mendorong aliran horizontal atau adveksi tersebut


38/232

32

(Gambar 3.5). Hasil simulasi dari model menunjukkan adanya perbedaan waktu sekitar 3 bulan antara aliran adveksi dan perubahansuhu pada kolom air yang dilewatinya. Dari perubahan suhu padakolom air, terdapat perbedaan 0.5 - 1 bulan untuk merubah suhu permukaan laut. Hasil dari simulasi wilayah Maluku utara tersebutmenunjukkan adanya pengaruh dari pola monsoonal yang diartikan

adanya perubahan flux dalam lag waktu 3 bulan akibat fluktuasisinusoidal (Gambar 3.6).

3. 9. Gelombang gravitasi di atmosfir dan di lautan.

Apabila gelombang horizontal mengalir baik di laut maupun diatmosfir dan terbentur pada sebuah bukit atau gunung, makagelombang tersebut akan terpecah dibalik bukit dari arah datangnya.Gelombang yang tercipta di balik bukit seringkali disebut sebagai

gelombang gravitasi karena gelombang itu terbentuk akibat gayagravitasi bumi yang mempengaruhi perjalanan gelombang tersebut. Diatmosfir, gelombang gravitasi dapat menjadi pusat pertumbuhan awandaerah bayangan hujan, sementara dilaut dapat menggangu dinamikalautan dan membentuk gelombang besar pada kedalaman tertentu.Salah satu penyebab lain adanya gelombang gravitasi di laut adalahsaat gelobang di laut dalam melewati celah lembah yang sempit dandangkal. Setelah keluar dari celah ini, maka akan tercipta gelombangtersebut. Pada dasarnya gelombang ini tidak terasa di permukaantetapi pada laut dalam akan terasa berlipat-lipat akibat darimenjalarnya gelombang secara vertikal dan tumbuh menjadi bear.

Gelombang gravitasi sejenis ini sangat ditakuti terutama bagi kapalselam yang mengarungi lautan dalam.


39/232


33

3. 10. Aliran perputaran laut lintas samudera (the GreatConveyor Belt) dan Arlindo

Walapun dinamika di lautan yang mendorong arus laut lebih banyakterbentuk oleh angin lokal. Tetapi akibat bentuk morfologi atau rupamuka bumi maka lautan juga memiliki arus laut yang terbentuk akibat

tekanan dari morfologi dasar laut. Arus yang terbentuk lebih karenatekanan di dalam laut ini menyebabkan adanya aliran yang mengitari bumi. Arus yang ditemukan sebagai hasil utama dari proyek penelitianWolrd Ocean Circulation Experiment (WOCE) sekitar dekade 90andikenal dengan arus perputaran sabuk dunia atau the Great OceanConveyor Belt (Gambar 3.7). Arus ini mengalir di permukaan darisamudera Hindia menuju samudera 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 menujusamudera Pasifik utara dan sebelah barat samudera Hindia (IndianOcean) dimana arus ini akan menyembul disana. Arus menyembul

yang merupakan gejala upwelling terbesar ini membawa arus dingindari laut dalam dan menjadi sumber nutrisi serta konsentrasi karbon ke permukaan setempat.

Arus laut di samudera Pasifik yang merupakan samudera terluas akanmengalir 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 koriolisyang mengarahkannya ke barat. Arus muka air laut di daerah Pasifikyang mengalir ke barat ini akan berkumpul di daerah ekuator sekitardaerah kolam hangat (warm pool) atau sebelah utara pulau Papua.

Karena tempat ini merupakan tempat mengumpulnya arus permukaanyang notabene hangat akibat radiasi matahari maka panas yangterbawa arus laut ini akan mengumpul dan menciptakan daerah yanglebih hangat dari sekitarnya atau kolam hangat. Selain menciptakankolam hangat, arus yang mengumpul tersebut juga akan menumpuksehingga menciptakan tinggi muka laut yang lebih tinggi di


40/232

34

bandingkan di samudera Hindia dan menimbulkan tekanan geostropis.Akibatnya akan terjadi aliran arus lintas Indonesia.

Gambar 3.7. Arus perputaran sabuk dunia (the Great ocean conveyor belt) yangmengitari bumi dalam ± 2000 tahun. Arus permukaan masuk ke dalam di Atlantikutara, sementara arus dalam menyembul di barat samudera Hindia (Indian Ocean)dan utara samudera Pasifik.

Penumpukan massa air laut di daerah warm pool menyebabkantekanan geostropis (tekanan akibat perbedaan tinggi muka laut) antarasamudera Pasifik dengan samudera Hindia. Akibatnya arus darisamudera Pasifik kemudian kembali mengalir menuju samuderaHindia melalui kepulauan benua maritim. Arus yang mengalir

melewati kepulauan Indonesia ini disebut sebagai Arus LintasIndonesia atau Arlindo yang polanya sangat persisten atau terusmenerus (Gambar 3.8). Masa air yang dibawa oleh Arlindo ini adalahmasa air hangat yang terkumpul di kolam air hangat di sebelah utara pulau Papua. Daerah kolam hangat (warm pool) terbentuk karena pengumpulan arus muka laut yang relatif hangat. Variabilitas aliran


41/232


35

masa laut ini kurang dipengaruhi oleh gejala lokal, tetapi untukfenomena regional seperti aliran Kelvin wave dari samudera Hindiaserta gejala El Niño, variabilitas dari aliran ini cukup tergangguterutama hingga lapisan termoklin. Dari hasil observasi dan analisis profil arus dan suhu di selat Makassar yaitu dengan pemasanan buoydi Labbani Channel dalam proyek riset Arlindo yang mana channel

tersebut merupakan sill (lembah di laut) dengan kedalaman diatas2000 m terlihat pengaruh nyata El Niño terhadap arlindo (Ffield et al,1999 dan Gordon et al, 1999). Aliran arus laut lintas Indonesia ini darisamudera Pasifik terutama melewati selat Makassar dan menuju selatLombok dan selat Ombai dekat pulau Timor. Selain itu juga mengalirlewat selat Lifamatola antara Maluku Utara dan Sulawesi Tengah dan juga mengalir melewati selat Ombai setelah melalui laut Banda.

Sebagaimana akan di paparkan pada BAB berikutnya, arus lintasIndonesia ini sangat mengendalikan sistim iklim di daerah Indonesia bagian timur terutama akan dampak dari fenomena regional di daerahPasifik yaitu ENSO. Hal ini dapat mudah dimengerti karena sinyal perubahan laut yang terjadi di daerah Pasifik akan dengan mudahterbawa oleh arus lintas Indonesia. Akibatnya akan terlihat pengaruhlangsung terhadap iklim di benua maritim. Pengendali lain yangmempengaruhi daerah ini hanya sifat monsunal dari arus laut. Sifatmonsunal juga mempengaruhi dari sistim dampak dari ENSO terhadap benua maritim Indonesia. Dengan kuatnya pengaruh ENSO terhadapiklim Indonesia, deteksi dini dari ENSO diharapkan datang dariinformasi yang dibawa oleh arus lintas ini. Selain itu lautan membawasinyal yang jauh lebih stabil di bandingkan oleh sinyal yang dibawaoleh atmosfir yang cuma bertahan relatif lebih singkat. Diperlukanstudi yang lebih seksama lagi dimana dapat dilakukan pemantauan perubahan arus laut baik suhu, tinggi muka laut atau salinitas untukdapat mendeteksi sedini mungkin kedatangan gejala El Niño yangmenimbulkan dampak negatif terutama bagi pertanian dan kebakaranhutan.


42/232

36

110°E 115°E 120°E 125°E 130° 135°E

10°S

5°S

0°

5°N

sill ~680 m

101.7

4.5 4.3

8

1.5

Mindanao Eddy

Halmahera Eddy

Arus termoklin Pasifik UtaraArus termoklin Pasifik selatanArus permukaan laut Jawa

Java

Flores

Timor

Banda

Seram

M a k a s s a r

Sulawesi

Maluku

H a l m

a h e r a

L o m b

o k

D e w a k a

n g

S i l l

Samudra Indonesia

Samudra Pasifik

S u l a w

e s i

Kalimantan

Java

T i m o r

Australia

ARUS MASUKMakassar (8 - 9 Sv)Jalur timur (1 Sv?)

Lifamatola (1.5 Sv)

KELUAR: Timor, Ombai, Lombok7.3 - 10.7 Sv (rerata 9 Sv)

1.8 - 2.3 Sv (rerata 2.1 Sv)

arus lapisan termoklin

arus dalam

680 m Celah Makassar

L a N i

n a ~

ITF

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).

Pertanyaan1. Bagaimana distribusi evaporasi dan hujan dari daerah tropis

hingga ke kutub, terangkan mengapa?2. Bagaimana struktur di daerah perbatasan laut dan atmosfir untuk

salinitas dan temperatur, serta hubungan dengan atmosfir.3. Terangkan terbentuknya pergerakan Ekman


43/232


37

4. Bagaimana tingkat salinitas di lautan dipengaruhi oleh aktivitas diatmosfir.

5. Apa peran inversi di atmosfir dan peran isotherm di lautan.6. Bagaimana tingkat salinitas di lautan dipengaruhi oleh aktivitas di

atmosfir.7. Bagaimana pengaruh gaya koriolis 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 samudera

Pasifik menuju samudera Hindia, apakah mungkin terjadisebaliknya dimana arus lintas mengalir dari samudera Hindiamenuju samudera Pasifik, mengapa?

9. El Nino terjadi di samudra Pasifik dan tidak mungkin dari samudraIndia, mengapa?

10. Kenapa arlindo mengalir dari samudera Pasifik menuju samuderaHindia? Mengapa tidak sebaliknya?


44/232

38

BAB 4 Iklim Indonesia

4. 1. Sifat Iklim Daerah Tropis

Seperti telah diuraikan pada Bab terdahulu, iklim daerah tropisditandai dengan tingginya curah hujan dan evaporasi dimana untukwilayah Indonesia curah hujan lebih tinggi daripada evaporasi. Akibatdari kedua proses tersebut, daerah tropis memiliki tutupan awan yangtinggi yang mengakibatkan rendahnya jumlah radiasi di permukaan.Sebenarnya jumlah radiasi dalam bentuk energi gelombang pendekterbanyak diterima di daerah tropis. Akan tetapi tutupan awanmenghalangi radiasi masuk. Selain itu awan berfungsi sebagai cermindimana nilai albedo yang sangat kecil sehingga jumlah radiasi yangdipantulkan oleh awan sangat tinggi dan hanya lebih kecil daripadatutupan es di daerah kutub. Karena pesatnya proses curah hujan dan

evaporasi, maka daerah tropis merupakan daerah yang paling lembabdi muka bumi, terutama daerah tropis yang berada diatas pulau. Halini 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 tropismemiliki nilai salinitas yang rendah terutama pada waktu musimhujan dimana terdapat tambahan kontribusi besar dari aliran sungaidari daratan.

Perbedaan nilai salinitas antara puncak musim hujan dan puncakmusim kering tidak terlalu drastis jika dibandingkan oleh perbedaan

suhu muka laut. Meskipun demikian perbedaan suhu muka laut didaerah tropis tidak sedemikian besar dibandingkan dengan daerah nontropis. Perbedaan terbesar dari rentang normal untuk suhu muka lautlebih disebabkan oleh faktor luar seperti cold surge di laut CinaSelatan pada bulan Januari hingga Maret, ENSO atau Indian Dipole.Meskipun perbedaan suhu muka laut maksimum dan minimum tidak


45/232


39

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. Dapatdikatakan, daerah tropis berada di ambang kritis suhu muka laut yangmendorong curah hujan maksimum dan minimum. Karena faktor luarsangat tidak dominan, seperti siklon tropis, maka pengaruh perubahan

suhu muka laut terhadap curah hujan lebih dominan. Sebagai hasilnyakemampuan perubahan atau peramalan cuaca dan iklim di daerahtropis jauh lebih baik untuk skala bulanan hingga semi tahunandibandingkan untuk skala harian hingga bulanan.

Selain tingginya nilai curah hujan dan evaporasi, daerah tropisditandai dengan lemahnya angin permukaan dan tingginya tekananudara permukaan. Perubahan tekanan udara juga relatif kecildibandingkan skala perubahan waktu sehingga sulit terjadi pembentukan angin kencang. Hal yang terakhir ini juga didukung olehlemahnya gaya koriolis bumi di daerah tropis yang menyebabkantidak mungkinnya di daerah tropis terbentuk atau menjadi lintasansiklon tropis. Daerah yang bebas siklon tropis biasanya terletakdiantara 10 LU dan 10 LS. Meski tidak menjadi tempat tumbuh danlintasannya, daerah tropis mendapat pengaruh dari siklon tropis yanglewat pada ekornya. Biasanya hal ini menyebabkan angin kencang dancurah hujan tinggi di daerah ekor siklon. Sedangkan daerah yang jauhdapat mengalami kekurangan awan karena tertarik kedaerah siklon.

Angin permukaan untuk daerah tropis umumnya lemah, hal ini berlawanan dengan angin pada level atas yang umumnya relatifkencang. Salah satu penyebab lemahnya angin permukaan adalahkarena kecilnya perbedaan tekanan udara permukaan di daerah tropis.Pada musim hujan, akibat kuatnya suplai udara basah dan konveksiudara, sirkulasi angin kencang pada level atas terganggu sehinggaangin pada level tersebut lebih lemah daripada pada musim kemarau.Lemahnya angin permukaan di daerah tropis membawa konsekuensilemahnya sirkulasi arus laut di daerah tropis jika dibandingkan dengan


46/232

40

Gambar 4.1. Pergerakan tahunan musim hujan wilayah Indonesia


47/232

4 1

Januari Juli

Samudera

Pasifik

Samudera Hindia Samud

Indonesia

Asia

Australia

G am b ar 4 .2 .P ol a m u s i m a n a n

gi n d a nh u j a n d i wi l a y a h I n d on e s i a .

Curah hu an rerata Indonesia 196

Des. Jan. Feb. Mar. Apr. Mei Juni Juli

Monsun Asia

(Musim Hujan)

Perioda

Transisi

Monsun

(Musim


48/232

42

daerah non tropis. Pengaruh faktor luar dapat merubah ini. Seperticontohnya arus lintas Indonesia yang konsisten selalu mengalir darisamudera Pasifik ke samudera Hindia melewati benua maritimIndonesia. Arus ini mengalir lebih bukan karena pengaruh angin permukaan tetapi karena tekanan masa air permukaan di daerah kolamhangat (warm pool) disebelah utara pulau Papua. Meskipun angin

permukaan lemah, tetapi pola tahunannya berubah ubah mengikuti pola monsun, sehingga pola sirkulasi arus laut Indonesia secara umumdapat diprediksi.

4. 2. Pembagian Iklim Indonesia

Pola iklim Indonesia didominasi sifat monsunal karena pergerakantitik kulminasi matahari dari bumi belahan utara ke selatan dansebaliknya dalam skala setengah tahunan (Gambar 4.1 dan 4.2). Halini mengakibatkan nilai kontras akumulasi hujan pada puncak musim

hujan dan puncak kemarau. Sesuai dengan kriteria yangdikembangkan oleh BMG, jika hujan diatas 150 mm, makadikategorikan bulan basah, sebaliknya apabila curah hujan dibawah150 mm per bulan akan disebut bulan kering. Meskipun dipengaruhimonsoon, tidak semua daerah Indonesia memiliki pola iklim tahunanyang serupa (Gambar 4.3). Untuk daerah selatan Indonesia, memilikisatu puncak hujan dan satu puncak kemarau. Sedangkan untuk daerahsebelah utaranya dapat memiliki dua puncak hujan dan dua puncak bawah. Pada daerah tengah dan utara Indonesia, terkadang disebutdaerah iklim ekuatorial dimana tidak jelas nampak perbedaan puncakmusim kemarau dan hujan pada pola tahunannya. Kedua puncak atasterjadi pada saat titik kulminasi matahari melewati daerah tersebut.Dan kedua puncak bawah terjadi pada saat titik kulminasimeninggalkan 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 atasdan bawah karena pergerakan monsun berhenti di daerah tersebut. Hal


49/232


43

ini karena di samudera Hindia sebelah selatan kepulauan Indonesiatidak terdapat pulau pulau lagi yang menjadi pusat konveksi.

A

B

CKalimantan

IrianJava

Australia

Indian Ocean

PacificOcean

S u m a t e r a

02468101214

J F MA MJ J A S OND

C H

( m m / h a r i ) A

J F M A M J J A S O N D

B C

J F M A M J J A S O N D

Gambar 4.3. Pembagian wilayah Ikklim Indonesia berdasarkan pola curah hujan

tahunan dengan pola hujan tahunan (gambar inset). Pembagian wilayah adalah polamonsunal (A), pola semi monsunal atau ekuatorial (B) dan pola anti monsunal (C).

Selain variasi utara selatan, terdapat variasi barat timur pola iklim diwilayah Indonesia. Untuk wilayah bagian selatan, semakin ke timurmaka musim kemarau akan semakin panjang. Hal ini dikarenakanlebih cepatnya pusat konveksi meninggalkan daerah tersebutmengikuti 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 Utaradimana pola iklimnya bertolak belakang dari pola iklim monsunalumum wilayah lain Indonesia. Puncak dari musim hujan bukannyaterjadi pada akhir tahun tetapi pada tengah tahun. Apabila diteliti lebihlanjut, ternyata anomali iklim ini lebih disebabkan oleh aliran arus laut


50/232

44

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


51/232


45

di daerah tersebut (Gambar 4.4). Pada pertengahan tahun, arus lauthangat mengalir dari daerah kolam hangat di utara pulau Papua masukke laut utara Maluku. Akibatnya daerah ini mengalami puncak musimhujan. Pada pertengahan tahun yang lain, arus laut dingin mengalir kedaerah ini dan menghambat pertumbuhan daerah konvektif di wilayahini. Akibatnya pola iklim tahunan lebih diatur oleh pola arus laut

permukaan dan menunjukkan pola kebalikan dan pola monsoonumumnya. Arus laut yang bersifat bolak balik di kepulauan Malukuini mengacu pada arus permukaan hingga lapisan thermoklin padakedalaman sekitar 200 m. Untuk arus dari Arlindo pada kedalamanyang lebih tidak terlihat pengaruh sifat bolak balik namun adalah pergerakan arus yang persisten dari samudera Pasifik menujusamudera Hindia.


52/232

46

Gambar 4.5. Arus laut wilayah sekitar Indonesia pada bulan Juni (atas) dan

Desember (bawah) menurut Wyrtki (1961).

Jauh sebelum era satelit pada akhir tahun 60an, telah dibuat studimengenai sistim arus laut wilayah Indonesia oleh beberapa risetBelanda dengan proyek Snellius I dan Snellius II. Hasil dari proyek penelitian ini dapat dilihat pada laporan Naga report oleh Wirtky(1961) sebagaimana terlihat di Gambar 4.5. Hasil laporan Nagatersebut tidak jauh berbeda dengan gambaran arus hasil keluaran

model pada gambar sebelumnya. Hal ini karena apa yangdigambarkan lebih pada komponen iklim tahunan yang secaraklimatologis tidak berubah. Hingga saat ini Naga report masihmenjadi acuan utama dari beberapa studi kelautan wilayah Indonesia baik untuk observasi maupun dalam pemodelan arus laut.


53/232


47

4. 3. Komponen iklim Indonesia

Meskipun tidak pernah disebut secara eksplisit pada berbagai penelitian terdahulu apa yang menjadi komponen pembentuk iklimIndonesia, berikut ini adalah beberapa komponen iklim utama yangmembentuk 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

‐ Variabilitas pada frekuensi lain seperti: osilasi quasi biennial,variabilitas dekade dan skala panjang perubahan iklim.

4. 4. Monsoon dan ITCZ

Monsoon adalah fenomena iklim global dimana terjadi perubahaniklim di atmosfir dan laut. Penyebab utama dari fenomena ini adalah pergerakan titik kulminasi matahari terhadap bumi yang bergerakutara selatan dan terciptanya kontras tekanan dan suhu antara benuadan samudera. Fenomena monsoon selain mengikuti fungsi kulminasi

matahari juga mengikuti pola garis pantai karena pada daerah tersebutterjadi pusat pusat konveksi dan juga diakibatkan oleh pola kontrasantara benua dan samudera. Sehingga pergerakan daerah fenomenamonsoon tidak murni bergerak arah utara selatan. Untuk wilayahIndonesia terjadi pergerakan masuk dan keluarnya monsoon dari barat


54/232

48

laut menuju tenggara. Hal ini dikarenakan mengikuti posisi benua dansamudera yang mengapit wilayah benua maritim.

Gambar 4.6. Peta daerah monsoon muka bumi berdasarkan definisi dari Ramage1971.

Pergerakan titik pusat konveksi membawa akibat daerah pumpunanawan konvektif lintas benua yang dikenal dengan istilah InterTropical Convergence Zone (ITCZ, Daerah Konvergensi lintas tropis).Daerah ini memiliki ciri, tempat kumpulan awan, tempat bertemunyaangin pasat timur laut dan tenggara dan daerah dengan suhu muka lautmaksimum. Tempat bertemunya kedua angin pasat ini ditandai denganangin arah timuran sekaligus merupakan daerah konvergensi yangdisebut sabuk ITCZ.

Kontras antara benua Asia dan Australia yang semakin memperkuat pergerakan utara selatan dari ITCZ. Apabila salah satu benua tersebuttidak ada maka pergerakan utara selatan dari ITCZ akan tidak sekuatyang terjadi selama ini. Jikalau kita perhatikan wilayah monsunal laindi muka bumi (Gambar 4.6) maka jelas sekali posisi daerah monsunyang mengikuti garis pantai dari benua. Apabila tidak terdapat benua


55/232


49

Australia maka pergerakan monsoon di benua maritim Indonesia tidakakan 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 karenawilayah 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. Sifatlebih pendeknya musim penghujan di wilayah selatan jugadikarenakan oleh sifat masuk dan keluarnya ITCZ ke wilayahIndonesia dari barat laut menuju tenggara dan sebaliknya yangmengikuti kontras sebaran benua dan samudera.

Definisi monsun menurut Khromov (1957) daerah monsun merupakandaerah dimana arah angin yang dominan berbalik arah paling sedikit120° antara bulan Januari dan Juli. Januari adalah maksimum musimdingin di BBU dengan suhu rata-rata terendah di BBU dan Juli adalahmaksimum musim panas dengan suhu rata-rata tertinggi di BBU.Ramage (1971) memberikan definisi monsun dengan menambahkankriteria kekuatan angin (wind strength) dan mengidentifikasi daerah-daerah yang meliputi Afrika, Asia, dan Australia sebagai daerah yangmemenuhi kriteria angin yang berbalik arah dan kriteria hujan monsun.Definisi modern dari monsun sebagaimana yang diusulkan oleh Wanget al. (2001) memakai sifat kontras antar benua dan samudera. Prinsipini dipakai Wang et al. (2001) untuk definisi indeks dari Monsun Indiayaitu memakai dua kotak aliran angin zonal pada ketinggian level 850hPa di tengah sub kontinen India dan di laut Arab atau sebelah baratlaut samudera Hindia. Untuk wilayah Indonesia, hingga saat ini belumada definisi indeks monsun yang dipakai, salah satu penyebabnyaadalah ada beberapa tipe monsunal di benua maritim dan sifat lokalyang sangat mempengaruhi variabilitas iklim akibat orografis dan rupa bumi.

Pergerakan arus laut yang diakibatkan oleh pola monsunal yangmengikuti titik kulminasi matahari menyebabkan perubahan distribusi


56/232

50

ikan pada kedua musim tersebut. Perubahan di laut juga terjadi karena penurunan suhu laut permukaan pada musim kemarau yangmengakibatkan beberapa jenis ikan dalan naik ke level kedalaman lautyang lebih tinggi. Pada waktu musim kemarau lautan jauh lebihtenang sehingga mengakibatkan tingkat turbiditas yang rendah. Sifatterakhir ini lebih disukai oleh ikan ikan di lautan sehingga potensi

tangkap di musim kemarau lebih tinggi dibandingkan di musim hujan.

Documents

Buku Meteorologi Laut-libre