Permasalahan meteorologi pantai atau pesisir mencakup area dari 100 km lepas pantai hingga 100 km masuk ke daratan. Berdasarkan definisi ini dan melihat situasi di negara maritim Indonesia maka hampir seluruh wilayah Indonesia berada dalam cakupan meteorologi pantai. Sehingga pemahaman dari meteorologi dari zona pantai adalah kombinasi antara pengetahuan interaksi lapisan batas atmsofer di laut dan daratan, interaksi laut atmosfer, dinamika atmosfer skala besar dan sirkulasi dari arus di sekitar pantai.
Secara global zona pantai merupakan hampir 20 % dari total area bumi, didiami oleh lebih dari 45 % populasi dunia, tempat sekitar 75 % dari megapolitan dengan populasi diatas 10 juta, tempat penghasil ikan hingga 90 % produksi dunia, menghasilkan sekitar 25 % produksi biologis lainnya, tempat pengendapan utama dari sedimen, tempat dengan intensitas proses biogeokimia antara sediment dan nutrisi, sangat dinamis dan pernuh diversitas dan variabilitas. Laut dangkal pada zona pantai didominasi oleh plankton, bentos dalam mikro dan makro alga, rumput laut, terumbu karang dan hutan bakau. Zona pantai adalah wilayah yang paling rentan akibat hasil interfensi manusia dan perubahan iklim dimana buangan dari aktivitas di daratan akan lebih mudah ditemukan pada muara muara sungai di zona pantai. Meskipun sudah ada pemahaman proses yang homogen tentang lapisan batas atmosfer di laut dan daratan, aplikasi permasalahan meteorologi pantai sering menemui kesulitan dari keragaman karakter pesisir. Kebanyakan lingkungan pesisir telah berubah oleh laut sekitarnya, topografi pantai dan kontras dari daratan terhadap laut. Selain itu terdapat interaksi balik antara atmosfer, laut dan daratan.
Efek kontras thermal antara daratan dan laut membuat angin darat dan angin laut, front udara pesisir, aliran arus pesisir dan upwelling. Sementara itu konvergensi dari udara di laut sepanjang jalur pesisir menyebabkan proses konveksi dengan hujan lebat dan aliran permukaan tinggi. Sementara itu lapisan batas orografis pegunungan dapat menambah kuat hembusan angin sementara juga menghambat aliran angin yang paralel sepanjang pesisir. Kompleksitas dari pegunungan sekitar pesisir menyebabkan variabilitas temporal yang tinggi dalam proses pertukaran massa udara laut atmosfer yang mendominasi proses yang mengikutinya hingga puluhan atau ratusan kilometer jauhnya dari pesisir.
Proses-proses pada meteorologi pantai dapat digolongkan sebagai akibat dari sirkulasi yang didorong perbedaan suhu, didorong akibat pengaruh orografis dan badai yang mendarat di pantai. Sebagai tambahan adalah proses yang dimodifikasi akibat interaksi dengan lautan sepanjang pantai.
Gambar 7.1. Diagram perpindahan energi dan air dalam berbagai fase antara
daratan lautan dan atmosfir (siklus hidrologi). Nilai nilai yang tertera adalah rasio dari nilai rata rata hujan tahunan di bumi yaitu 1040 mm.
7. 2. Proses pada lapisan batas, laut pesisir dan
interaksi laut atmosfer.
Pengetahuan mengenai daerah lapisan batas atmosfer diatas laut terbuka dan diatas daratan belumlah memadai, akan tetapi saat ini sudah dipahami berbagai proses fisis mengenai interaksi diantaranya. Hal ini terutama juga didapati untuk kasus benua maritim Indonesia dimana hasil riset mengenai daerah lapisan batas masih minim. Hasil penelitian yang didapat dari daerah lapisan batas di atas laut terbuka atau di atas daratan belum tentu dapat dipakai untuk wilayah pesisir. Davidson et al. (1992) menunjukkan bahwa prediksi angin pantai yang akurat membutuhkan pengetahuan response lokal atau pantai terhadap gejala regional. Hasil tersebut menyatakan bahwa efek dari kekasaran permukaan terhadap angin permukaan ketinggian 15 m sekitar 25% lebih kuat pada perairan pantai dibandingkan di atas laut terbuka. Kebanyakan parameterisasi pada aliran permukaan didapat dari riset di wilayah daratan dan di modifikasi pada situasi laut terbuka. Sementara itu kebanyakan riset mengenai interaksi angin dan gelombang dilakukan pada situasi pantai dimana kompleksitas interaksi dari koefisien transfer permukaan menjadi rumit. Smith et al (1992) menunjukkan adanya hubungan antara umur gelombang dan tinggi kekasaran permukaan, yang berkontribusi pada koefisien gesek angin permukaan. Sehingga, umur gelombang yang berhubungan dengan nilai pendorong dan kedalaman air, lebih sensitif pada arah angin dibandingkan dengan batas pantai dan dasar batas atmosfer. Daerah lapis batas atmosfer dari pantai sangatlah beragam, di dominasi oleh topografi, gradien suhu yang besar dan perubahan pola kekasaran permukaan yang kuat. Laut pantai ditandai dengan variasi yang besar dari suhu muka laut dan kekasaran muka laut akibat gelombang dan situasi laut yang dinamis. Kondisi ini membawa interaksi antara angin laut, pusaran eddy dan angin akibat topografi pantai yang menyebabkan kompleksitas arus pantai.
Gambar 7.2. Berbagai skema pembentukan lapisan batas atmosfir dan pembentukan daerah mixing di darat dan di laut.
Aliran air upwelling seringkali lebih dingin dari suhu lingkungan di permukaan, sehingga terjadi front suhu yang drastis antara arus air
dingin dekat pantai dan air hangat di lepas pantai. Karakter suhu muka laut yang koheren diamati di wilayah pantai yang terjadi upwelling menunjukkan kompleksitas struktur dari atmosfer diatasnya. Daerah ini adalah wilayah dimana interaksi laut atmosfer terjadi intensif karena dinamika dan besarnya keragaman di muka laut. Struktur dari lapisan batas atmosfer menjadi sangat kompleks di wilayah front muka laut. Perubahan dari stabilitas lapisan batas mempengaruhi interaksi yang terjadi antara permukaan laut dan keseluruhan lapisan batas. Selanjutnya akan mempengaruhi angin permukaan, aliran uap air, perawanan dan pola ketebalan lapisan batas. Pengaruh front suhu muka laut sebesar 2 ºC dalam 5 km akan membawa penurunan sekitar 50 % dari aliran angin permukaan ketika aliran udara mengalir di daerah bersuhu dingin Friehe et al (1991). Apabila kejadian front berkepanjangan maka sirkulasi angin yang koheren akan terbentuk dan menciptakan keragaman di batas daratan dan laut. Lapisan batas yang stabil dapat terbentuk ketika aliran udara hangat mengalir dari daratan ke laut dingin. Gelombang gravitasi, yang berasosiasi dengan pengaruh pegunungan, mengalir sepanjan arah angin permukaan di daerah lapis batas. Gelombang ini akan memperkuat medan angin dan tekanan permukaan dalam skala sekitar 20 km dan menghasilkan perubahan yang tidak nampak pada front suhu laut akibat kestabilan diatas front tersebut. Seringkali pola pertumbuhan skala meso terjadi akibat konfigurasi pantai dan pola suhu muka laut di sekitarnya. Sirkulasi angin lintas pantai adalah penting untuk proses mendorong terjadinya upwelling dan downwelling serta mempengaruhi pola suhu muka laut dan aliran angin yang mengalir ke atmosfer. Upwelling sebagai mana akan dijelaskan kemudian terjadi apabila ada aliran searah garis ekuator di pantai selatan ke arah barat, misalnya selatan Jawa, membentuk aliran menjauh dari pantai ke arah selatan melalui mekanisme Ekman dan menarik aliran dari bawahnya, upwelling. Sehingga aliran ke selatan tadi akan di kompensasi oleh aliran dari laut dalam yang membentuk fenomena upwelling yang membawa aliran air dingin dan kaya nutrisi ke permukaan. Aliran arus pantai
seperti ini sangat bergantung pada durasi aliran angin yang menyebabkannya. Jika tekanan angin permukaan cukup periodik, upwelling terjadi hanya ketika periode dari forcing lebih panjang daripada karakter skala waktu, yaitu jumlah dari periode inersia dan waktu friksi gelombang. Upwelling terjadi pada region horisontal pada radius deformasi gelombang Rossby. Gradien dari stres permukaan secara horisontal menjadi lebih penting dalam menentukan daerah upwelling dibandingkan dengan deformasi gelombang Rossby.
Gambar 7.3. Beberapa skala lapisan batas atmosfir dan definisinya pada daerah rata
dan terbuka.
Pengaruh dari topografi terhadap aliran, sirkulasi atmosfer akibat kontras suhu terhadap aliran angin sangat penting untuk menentukan sirkulasi arus akibat dorongan angin. Pada beberapa pengamatan tidak selalu dijumpai hubungan antara suhu muka laut dingin dengan aliran angin seperti pada kasus fenomena upwelling diatas.
Pertumbuhan awan tipe stratus dan strato cumulus sangat berasosiasi dengan pola suhu dingin akibat upwelling di pantai. Lapisan batas atmosfer yang tipis dan kekuatan inversi suhu atmosfer menunjukkan
bahwa pertumbuhan awan sangat sensitif pada perubahan kecil di struktur lapis batas. Sinyal harian besar pada awan strato cumulus di pantai ketika terjadi pemanasan di siang hari meningkatkan tinggi dasar awan dan menumbuhkan lapisan awan tipis dan memisahkannya dari permukaan. Hal ini akan meningkatkan aliran permukaan dan divergensi flux panas antara lapisan awan di atas dan di bawah awan dengan permukaan. Variasi harian dari jumlah awan juga dihubungkan dengan perubahan ketinggian atas awan, besar droplet awan dan aliran titik kondensasi di awan. Sehingga meskipun angin laut mengalir ke darat, tetapi terkadang awan tetap bertahan di lepas pantai. Hal terakhir ini diakibatkan oleh efek baroklinik (perbedaan tekanan) yang berhubungan dengan pertumbuhan awan dan menghasilkan sirkulasi yang menahan awan di lepas pantai atau terperangkap di lepas pantai (coastally-trapped).
7. 3. Efek thermal.
Efek thermal yang paling kuat antara daratan dan lautan mendorong aliran sirkulasi angin laut, yang mengakibatkan pertemuan antara aliran angin dari laut dengan angin di daratan. Angin laut berhubungan dengan banyak proses yang berkontribusi dengan sirkulasi ulang dan penjebakan dari polutan, pertumbuhan proses hujan pada awan konvektif, yang membuat efek kontras dekat pantai, gradien kelembaban dan aerosol serta pembentukan dan transport dari kabut, awan rendah pada wilayah pantai (Gambar 7.4).
Polutan seringkali terjebak di daratan pantai akibat aliran angin laut dari wilayah pantai yang dingin serta dangkal. Lapisan batas atmosfer di atas laut dapat bergerak menuju daratan hingga 20 atau 50 km dalamnya. Lapisan batas dengan ketebalan 100 hingga 200 m dapat bervariasi hingga kilometer di atas daratan.
Gambar 7.4. Contoh terjadinya interaksi laut daratan dalam pembentukan zona mixing akibat angin laut dengan dibantu cerobong asap untuk menggambarkan arah aliran angin dan daerah mixing (daerah dimana turbulensi kuat) dan diperlihatkan juga dimana terjadinya jebakan polutan di daratan.
Front suhu muka laut adalah batas skala meso yang memisahkan udara air lembab dengan udara dingin serta kering dari daratan. Front suhu yang tercipta dapat terjadi sepanjang 1000 km dengan kontras suhu mencapai 20 C dan bertahan selama beberapa hari. Mekanisme inisiasi dari pola ini termasuk perbedaan gradient friksi, perbedaan gradient pemanasan diabatis dan sirkulasi darat laut. Front suhu seperti ini biasanya seringkali diasosiasikan dengan proses pembentukan badai dan hujan lebat. Seringkali ditemukan hubungan yang kuat antara aliran udara angin laut dengan front suhu muka laut dan dengan timbulnya curah hujan lebat di sepanjang pantai yang diakibatkan olehnya. Faktor konvergensi angin laut juga seringkali dihubungkan dengan kekuatan pembentukan awan yang menyebabkan curah hujan tinggi seperti badai. Hujan yang dihasilkan di pantai dapat masuk ke daratan dan menciptakan curah hujan tidak lebat yang hangat.
7. 4. Efek orografis.
Pegunungan di pantai membentuk halangan terhadap aliran angin yang mempengaruhi aliran turun maupun naik dari angin laut. Permasalahan ini dihubungkan dengan dua parameter bebas yaitu
angka Froude (Fr) dan angka Rossby (Ro) yang merupakan fungsi
kecepatan angin, koefisien koriolis, frekuensi Brunt-Vaisala, nilai potensial suhu dan tinggi dari halangan tersebut (bukit). Nilai potensial suhu adalah suhu dari kolom udara yang turun secara adiabatis kering ke level tekanan 1000 mb.
Region lokal dengan tekanan tinggi dan rendah yang terjadi di sepanjang wilayah pantai dapat terjebak dan bergerak di sepanjang pantai akibat efek orografis. Efek seperti ini dapat diamati terjadi pada skala dua hingga enam harian dan memiliki panjang hingga 1000 km sepanjang pantai dan lebar mencapai hingga 100 – 300 km. Efek yang dihasilkan dapat berupa pergantian udara cerah dengan kabut dan awan yang menyebabkan pergantian aliran angin di sepanjang pantai. Ketika aliran di pantai menjadi seragam yang ditandai dengan angkan Froude yang kecil dan menemui halangan pantai berupa pegunungan akan menghasilkan front tekanan yang bersifat membendung. Medan tekanan yang dihasilkan oleh halangan pegunungan akan menghasilkan halangan jet. Kasus serupa dapat terjadi ketika aliran yang datang tidak seragam seperti pada saat kedatangan badai di pantai.
Interaksi antara perbedaan medan tekanan skala meso dan skala regional dengan topografi akan membawa medang angin dan turbulensi yang kompleks di zona pantai. Angin ageostropic yang terjadi akibat kontur pegunungan akan membentuk kanal aliran yang dapat mempercapat aliran angin di antara pegunungan di pantai. Fenomena ini pada skala lokal dapat menjadi bibit dari puting beliung apabila gejala ini terjadi pada skala waktu jam jaman yang lama.
7. 5. Interaksi sistim skala regional dengan pantai.
Sebagaimana telah digambarkan sebelumnya, banyak fenomena cuaca di zona pantai yang berhubungan dengan gangguan skala meso atau regional. Waktu respon dari fenomena cuaca di zona pantai sangat singkat sehingga perubahan dari sirkulasi di daratan dapat dikendalikan oleh perubahan aliran udara yang singkat. Waktu response dari skala cuaca di daratan pada zona pantai sekitar 3 hingga 12 jam. Sebuah badai yang mendarat di pantai akan diubah akibat situasi di daratan dimana akibat kekurangan suplai dari panas laten yang biasanya ada di atas lautan, akan melemahkan badai itu sendiri. Akan tetapi halangan pegunungan dapat dengan secara tidak sengaja memperkuat efek dari badai dengan menimbulkan hujan lebat dan angin kencang di zona pantai. Peningkatan friksi antara badai dengan daratan akan memperlebar radius dari batas mata badai. Hal ini akan menyebabkan peningkatan dari gesekan angin vertikal yang menyebabkan peningkatan kejadian tornado dari kedatangan badai ini. Sementara itu badai akan meluruh saat menghampiri daratan akibat gesekan tersebut.
Ekosistem pantai akan pulih dalam waktu lama dimana erosi hebat akibat badai terjadi dan juga terjadi kerusakan terumbu karang di laut dangkal. Selain itu badai juga dapat menyebabkan penurunan dari daerah penangkal pantai (buffer zone). Erosi dan kerusakan struktural dikendalikan oleh sifat morfologis pantai, komposisi sedimen, jenis terpaan gelombang dan angin serta keberadaan dari struktur bangunan di zona pantai. Seperti dapat di duga maka kerusakan hebat dapat terjadi apabila tidak ada daerah penangkal (buffer zone) yang dapat merupakan hutan bakau atau penangkal gelombang di pantai. Peningkatan kerusakan dari badai belakangan ini dan kehilangan materi dalam jumlah besar membuat beberapa perusahaan asuransi untuk mencari hubungan antara perubahan iklim dengan badai. Hasil penelitian terakhir sebagaimana dilaporkan pada IPCC 2007
menunjukkan hubungan yang positif, meski masih terus diperdebatkan, antara peningkatan kejadian badai tropis dan perubahan iklim.
7. 6. Teknik pengukuran dan observasi.
Skala waktu dan ruang yang kecil yang berhubungan dengan zona pantai menumbuhkan kebutuhan untuk sistim pengukuran dan observasi yang memadai. Peralatan inderaja (remote sensing) dengan satelit dapat mengukur kejadian secara langsung akan fenomena yang terjadi di daratan dan di lautan pada zona pantai. Pada dasarnya satelit inderaja yang dipakai saat ini masih memiliki kesulitan akan resolusi temporal dikarenakan sistim orbital polar yang hanya kembali pada selang dua kali sehari untuk tempat yang sama (hal ini hanya pada kasus tertentu). Sedangkan satelit geostationer yang memiliki resolusi waktu yang tinggi hingga tiap jam memiliki resolusi ruang yang terkadang kurang memadai dibandingkan dengan satelit dengan orbit polar. Selanjutnya pengukuran angin dengan skala resolusi tinggi juga diperlukan. Metoda Scatterometry dan synthetic aperture radar (SAR) dapat menampilkan profil atau data angin dan gelombang, sementara resolusi ruang dari SAR cukup memadai untuk keperluan pemantauan. Pemantauan daerah laut di zona pantai juga dapat dilakukan dengan memakai teknik ocean color.
7. 7. Masalah terumbu karang
Daerah pantai merupakan tempat ikan bertelur dan menaruh larva terutama di daerah terumbu karang. Terumbu karang terdapat di daerah tropis dimana salinitas air rendah dan di kedalaman mixing dimana masih terdapatnya pengaruh radiasi matahari sebagai sumber energi bagi proses fotosintesa. Daerah lapisan laut dimana masih terdapat pengaruh cahaya matahari dikenal sebagai lapisan euphotic zone.
Kerusakan terumbu karang disebabkan oleh shock psikologis akibat response dari perubahan mendadak dari temperatur, salinitas dan turbiditas. Kerusakan ini merupakan kehilangan ganggang simbiotic (symbiotic algae) yang penting untuk penyuburan sumber makanan dan warna terumbu karang tersebut. Proses kerusakan dapat terjadi sementara akibat kondisi lingkungan dan hilang jika tekanan lingkungan meluruh. Brown et al. (2000) mengindikasikan bahwa beberapa coral di lautan hindia, karibia dan pasifik mengalami pemutihan (bleach) secara rutin tiap tahun sebagai variasi dari temperatur dan radiasi. Kerusakan serius terjadi apabila penyimpangan suhu terjadi diatas 1 ºC (Brown et al., 1996). Lebih lanjut Hoegh-Guldberg (1999) menemukan bahwa kerusakan dari terumbu karang pada 20 tahun terakhir berasosiasi dengan peristiwa El Niño pada waktu temperatur maksimum penyimpang lebih dari 1 ºC. Kerusakan permanen terumbu karang terjadi apabila penyimpangan temperatur terjadi lebih dari 3 ºC selama beberapa bulan (Brown dan Suharsono, 1990). Sebagaimana juga diuraikan diatas bahwa terumbu karang sangat rentan terhadap aksi cuaca ektrim seperti badai yang menghampiri pantai. Akibat dari kedatangan badai adalah peningkatan turbiditas dan kerusakan ekologis akibat terciptanya pusaran air dan gelombang yang merusak struktur ekosistim pantai.
Dalam hubungan dengan perubahan iklim, maka posisi terumbu karang akan menjadi penting karena terumbu karang merupakan obyek pada penelitian paleo iklim atau studi iklim untuk skala abad atau ratusan tahunan. Dengan teknik pengukuran yang memadai akan diperoleh nilai yang berkorelasi dengan suhu muka laut sekitar, kandungan oksigen sekitar serta pola musim apakah basah atau kering. Dalam teknik paleo iklim akan diperoleh sampel terumbu karang dengan melakukan pemotongan melintang dari badan terumbu karang. Karena biasanya terumbu karang hidup pada lapisan laut dangkal dengan kuatnya pengaruh cuaca di muka laut maka pengambilan
sampel terumbu karang tidak diperlukan teknik dan kondisi khusus atau penyelaman laut dalam. Dari data terumbu karang akan juga diperoleh nilai isotop karbon yang dapat dikonversi kepada umur lapisan dari terumbu karang yang diperoleh. Dari nilai konversi umur dan diasosiasikan dengan parameter lain seperti besaran nilai isotop tertentu akan diperoleh gambaran iklim di masa lampau berupa perkiraan (proxi) musim, perkiraan suhu muka laut dan perkiraan kandungan oksigen terlarut. Penelitian paleo iklim dengan terumbu karang merupakan satu dari beberapa pilihan lain untuk penelitian iklim seperti memakai lapisan es serta sedimentasi tanah di danau dan gua. Dibandingkan dengan pilihan lainnya, terumbu karang dapat menghasilkan nilai proxi pada skala hingga satu atau dua abad. Sedangkan dari analisa lapisan es dan sedimen dapat dihasilkan nilai proxi hingga skala waktu ribuan tahun. Walaupun demikian analisis proxi dari terumbu karang cukup menggambarkan iklim yang relatif kuat untuk satu hingga dua abad yang lampau.
Hubungan antara terumbu karang dengan perubahan iklim juga penting bagi neraca karbon dalam hal daya serap dan emisi CO2 ke
atmosfer. Menurut Ware et al. (1991) terumbu karang adalah sumber emisi CO2 diakibatkan oleh proses presipitasi dari kalsium karbonat
yang mengubah pH (peningkatan pH lebih ke nilai skala basa sehingga lebih meningkatkan produksi CO2) dari terumbu karang dan
pada akhirnya menghasilkan CO2. Perubahan pH akan mengakibatkan
peningkatan karbon terlarut (Dissolved inorganic carbon) yang berasosiasi langsung dengan satuan CO2. Pada pemahaman
sebelumnya proses presipitasi dari kalsium karbonat dianggap sebagai proses pengendapan dari zat tersebut yang berarti terjadi proses penyerapan CO2. Pada ekosistim keseluruhan disekitar terumbu
karang dari tempat pemijahan ikan, hewan hewan micro dan rantai makanan disekitarnya, terumbu karang ekosistim dapat merupakan sumber penyerapan CO2, tetapi terumbu karangnya sendiri merupakan
Permasalahan berikutnya dari terumbu karang adalah ancaman perubahan iklim akibat naiknya suhu muka laut dan naiknya tinggi muka laut. Meskipun pengaruh dari fenomena yang pertama yaitu peningkatan suhu muka laut akan jauh lebih dirasakan bagi kerentanan terumbu karang terhadap iklim sebagaimana terlihat akibat dari badai atau gejala El Niño. Pada kasus fenomena kedua dimana terjadi perubahan tinggi muka laut akan juga terjadi perubahan sifat air laut yang menyelimuti ruang hidup terumbu karang. Peningkatan suhu muka laut sebagaimana terdeteksi pada hasil analisis proxi masa lampau menunjukkan adanya kemungkinan bleaching atau pemutihan. Pemutihan terumbu karang yang menunjukkan kerusakan akibat kematian lapisan terluar tidak hanya terjadi pada kasus peningkatan suhu muka laut melainkan juga pada penurunan suhu muka laut sebagaimana pada kasus El Niño dimana terjadi penurunan suhu muka laut secara drastis.
Terumbu karang juga sensitif terhadap peningkatan mikro organisma seperti algae yang dapat bersaing dengan terumbu karang dalam mendapatkan suplai oksigen. Apabila terjadi ledakan (blooming) dari mikro organisme seperti ini yang dikenal sebagai eutrophication maka akan terjadi perusakan terumbu karang selama perioda ehthropication. Apabila perioda tersebut berlangsung lama dikuatirkan akan terjadi