113
Syamsul Rizal1), Ichsan Setiawan1), Muhammad1, Taufiq Iskandar2), dan Mulyadi A. Wahid3) 1)Jurusan Ilmu Kelautan, Koordinatorat Kelautan dan Perikanan, Universitas Syiah Kuala, Banda Aceh 2)Jurusan Matematika, Fakultas Matematika dan Ilmu Pengetahuan Alam, Universitas Syiah Kuala, Banda Aceh
3)Pusat Studi Kelautan dan Perikanan, Universitas Syiah Kuala, Banda Aceh e-mail: syamsul.rizal@unsyiah.net
Diterima 26 Juni 2009, disetujui untuk dipublikasikan 21 November 2009
Abstrak
Penelitian ini mengkaji pola arus Indonesia Timur dengan menggunakan persamaan Navier-Stokes. Pola arus tersebut disimulasikan dengan Hamburg Shelf Ocean Model (HAMSOM). Dua skenario yang dipilih mewakili kondisi monsun barat (Februari 1994) dan monsun timur (Agustus 1994). Hasil penelitian ini membahas pola rata-rata arus permukaan, arus lapisan 100-200 m, dan arus dasar laut. Pada saat monsun barat, sirkulasi arus permukaan di Selat Makassar menuju ke selatan dan membelok ke timur yang diteruskan ke Samudera Pasifik serta Laut Arafuru. Sedangkan pada monsun timur, arus di Selat Makassar menuju ke selatan yang membelok ke barat ke arah Laut Jawa dan ke timur ke arah Samudera Pasifik. Secara umum pola sirkulasi arus sesuai dengan hasil Wyrtki, 1961 dan Ahmat et al., 1995. Akan tetapi kurang sesuai dengan hasil Gordon dan McClean, 1999. Sedangkan di lapisan 100 – 200 m, pada monsun barat, arus yang melalui Selat Makassar terbagi menjadi dua arah arus, yakni dari Laut Bali mengarah ke utara dan dari Samudera Pasifik mengarah ke selatan, sedangkan yang terjadi pada monsun timur arus yang melewati di Selat Makassar hanya mengalir menuju ke Samudera Pasifik. Di Samudera Hindia arus terpecah menjadi 2 arah yaitu, menuju perairan pantai selatan Jawa dan Laut Timor serta Laut Arafuru yang berlaku untuk kedua monsun. Dari Laut Banda, pada kedua monsun, arus menuju Samudera Pasifik melalui Laut Buru dan Laut Maluku.
Kata kunci : Arus baroklinik, Arus permukaan, Arus lapisan 100-200 m, Arus dasar laut, Perairan Indonesia Timur
Abstract
In this investigation, the currents in Eastern Indonesian region are simulated by using the equations of motion (Navier-Stokes Equation). These equations are solved by the Hamburg Shelf Ocean Model (HAMSOM). Two cases are carried out, i.e. in the condition of west monsoon (February 1994) and east monsoon (August 1994). The simulation results are discussed for surface current, currents at 100-200 m, and the bottom current. For the west monsoon, surface circulation in the Macassar Strait flows to the south and change to the east to the Pacific Ocean and Arafuru Sea. While for the east monsoon, surface currents in the Macassar Strait flow to the south and bifurcate to the west (to the Java Sea) and to the east (to the Pacific Ocean). In general, the results obtained agrees well with the work of Wyrtki, 1961 and Ahmat et al., 1995, but less with the work of Gordon and McClean, 1999 For the layer 100 – 200 m, at west monsoon, in the Macassar Strait there are two different currents, i.e. from Bali Sea to the north and from Pacific Ocean to the south, while at east monsoon the currents in the Macassar Strait flow to the Pacific Ocean. In Indian Ocean, for both west and east monsoon, circulation bifurcates to the south coast of Java and to the Timor and Arafuru Sea. In Banda Sea, for both of west and east monsoon, currents flow to Pacific Ocean via Buru Sea and Molucca Sea.
Keywords: Baroclinic current, Surface current, Currents at 100-200 m, Bottom current, Eastern Indonesian water
1. Pendahuluan
Penelitian laut dengan menggunakan pemodelan numerik (numerical modelling) telah berkembang pesat, hal ini dikarenakan kompleksnya laut sebagai medium yang selalu dinamis. Dalam dua dekade ini, kriteria pemodelan telah mengalami perkembangan sehingga peneliti dalam bidang oseanografi dapat mengklasifikasikan model pada beberapa kriteria. Kriteria pertama berhubungan dengan geografi. Pemodelan laut didesain pada suatu syarat batas yang diinginkan untuk mendekati
Kriteria kelima berhubungan dengan proses pelapisan vertikal, diantaranya: variasi suhu, salinitas, dan densitas per kedalaman.
Aliran massa air bawah permukaan dari Samudera Pasifik ke Samudera Hindia melalui perairan jeluk (bagian laut dalam) Indonesia merupakan suatu fenomena yang menarik perhatian dunia akhir-akhir ini. Aliran massa air tersebut dikenal dengan nama ARLINDO (ARus LINtas InDOnesia). Dalam istilah internasional dikenal sebagai “Indonesian Throughflow”. ARLINDO tersebut mengalirkan massa air Samudera Pasifik ke Samudera Hindia melalui perairan Indonesia Timur. Arlindo ini didominasi oleh aliran air bawah permukaan dengan aliran terkuatnya pada kedalaman antara 100 m dan 300 m yang merupakan aliran utama massa air dari Samudera Pasifik. ARLINDO dipandang sebagai komponen penting bagi sirkulasi laut yang mengalirkan/menyebarkan panas (heat-flux) secara global. Informasi tenaga penggerak (driving force) dari ARLINDO dan karakteristik alirannya sampai sekarang masih belum tersedia dengan jelas. Salah satu parameter fisika kelautan yang paling berpengaruh adalah arus. Segala hal yang berhubungan dengan kegiatan dan proses di bidang kelautan tidak terlepas dari peranan arus laut, antara lain: eksplorasi sumberdaya laut di bidang perikanan, mineral, hidrografi dan pemetaan laut, meteorologi dan iklim, perhubungan laut dan konstruksi bangunan pantai, dimana kesemuanya dilakukan dengan mengamati terlebih dahulu dinamika arus laut.
Indonesia memiliki perairan yang kompleks karena adanya monsun dan topografi perairannya yang sangat beragam, hal ini memungkinkan adanya interaksi antara proses fisis laut dan atmosfer yang mempengaruhi sifat-sifat massa air perairan Indonesia dan iklim global. Berdasarkan asumsi Ilahude dan Nontji, 1999, di perairan Indonesia mengalir dua sistem arus utama, yaitu Arus Monsoon Indonesia (ARMONDO) dan Arus Lintas Indonesia (ARLINDO). ARMONDO berada di wilayah barat, sedangkan ARLINDO berada di wilayah tengah dan timur perairan Indonesia. Sirkulasi arus di perairan Indonesia Timur sangat menarik untuk diteliti dikarenakan perairan Indonesia Timur terletak pada persimpangan pergerakan massa air yang datang melalui Arus Monsun Indonesia dan Arus Lintas Indonesia. Sirkulasi perairan Indonesia Timur pada monsun barat di Selat Makassar memperlihatkan aliran arus ke selatan dan membelok ke timur melewati Selat Flores dan Laut Banda, selanjutnya dibagian Laut Banda arus membelok ke utara dan timur laut menuju Samudera Pasifik dan Laut Arafuru. Sedangkan pada waktu monsun timur di Selat Makassar arus mengalir ke selatan dan membelok ke barat menuju Laut Jawa, dan di antara kepulauan Maluku dan Pulau Irian Jaya arus menuju barat daya yang diteruskan ke Laut Jawa serta di Laut Arafuru dan Laut Banda arus sebagian besar menuju
Samudera Hindia (Wrytki, 1961). Sirkulasi arus dasar laut secara umum mengalir dari Laut Banda menuju Laut Jawa, sedangkan di antara kepulauan Maluku dan Pulau Irian Jaya arus menuju Laut Arafuru serta dari Laut Timor arus juga bergerak ke Laut Arafuru. Sementara itu, arus dari Laut Banda yang membelok melewati Selat Flores arus menuju ke Samudera Hindia (Ahmad et al., 1995).
2 Metode
Untuk memodelkan hidrodinamika tiga dimensi, digunakan diskritisasi persamaan Navier-Stokes yang solusinya diperoleh dengan menggunakan metode elemen hingga skema semi-implisit. Dengan pemakaian skema semi-implisit ini, waktu simulasi dapat dihemat tanpa mengurangi akurasi. Berikut dipaparkan metode penelitian untuk pemodelan numerik tiga-dimensi.
2.1 Persamaan dasar dinamika oseanografi
Persamaan dasar yang digunakan pada penelitian ini adalah persamaan gerak dinamika oseanografi dalam arah x dan y (Pond dan Pickard, 1983; Backhaus, 1985; Rizal dan Sündermann, 1994; Huang et al., 1999; Rizal, 2000):
Dalam arah z digunakan persamaan hidrostatika yang disederhanakan dalam bentuk:
g
Persamaan keadaan air laut:
(
, ,)
ρ ρ'ρ
ρ= S T p = o+ (4)
Persamaan konservasi temperatur:
T
Persamaan konservasi salinitas:
S
∫
∫
− −
= ∂
∂ + ∂
∂ + ∂
∂ξ ξ ξ
h h
vdz y udz x
t 0, (7)
di mana u(x,y,z,t), v(x,y,z,t) dan w(x,y,z,t) merupakan kecepatan arus dalam arah x, y dan z, t waktu, sedangkan f = 2ω sin ϕ adalah parameter Coriolis, ω adalah kecepatan sudut rotasi bumi, dan ϕ merupakan lintang geografi; ζ(x,y,t) merupakan elevasi permukaan air yang diukur dari permukaan air tenang, h(x,y) merupakan kedalaman air yang juga diukur dari permukaan air tenang, g adalah konstanta percepatan gravitasi,
k
x
H dan
k
y
H secara bersamaan
merupakan ketebalan lapisan dalam arah u dan v pada lapisan ke k, dan ∇H adalah operator gradient horizontal. Ah adalah koefisien pertukaran turbulensi horizontal dan Av adalah koefisien viskositas eddy vertikal. KH dan KV adalah koefisien difusi eddy horizontal dan vertikal. ST dan SS adalah suku sumber temperatur dan salinitas. Pers (1), (2), dan (3) digunakan untuk memodelan dinamika oseanografi melalui proses diskrisitasi menggunakan metode elemen hingga skema semi-implisit.
Tekanan hidrostatis p (dengan mengabaikan suku gρ0z dan pa, dikarenakan tidak memiliki kontribusi terhadap gradient tekanan horizontal) pada arah z dituliskan:
( )
+∫
≡ ++
= 1 ' 0 ' 1
z dz g I
g p g
p ρζ ζ ρ ρζ (8)
Karena berhubungan dengan syarat stabilitas pada langkah waktu yang harus dipenuhi oleh simulasi numerik, tekanan pada pers. (8) dipisahkan menjadi dua suku yaitu: komponen Barotropik (gρ1ζ ) dan komponen Baroklinik (I), di mana p adalah tekanan hidrostatik, ρ densitas aktual, ρ0 densitas referensi
(reference density) ρ’=ρ-ρ0 adalah densitas anomali.
Satuan yang dipakai adalah satuan Sistem Internasional (SI). Diskretisasi persamaan (8) secara lebih detail dapat dilihat pada Backhaus (1985). 2.2 Tahapan simulasi model
Model arus baroklinik permukaan dan dasar laut maupun arus diantara permukaan dan dasar laut disimulasi pada lintang geografis112°30’ BT - 130°30’ BT dan 2°30’ LU - 12°30’ LS (Gambar 1) dengan lebar sel horizontal
∂
x
= 10’,∂
y
= 10’ dan pada arah kedalaman (z) didiskritisasi sebanyak 11 lapis, yaitu 0-10,10-20, 20-30, 30-50, 50-100, 100-200, 200-500, 500-1000, 1000-2000, 2000-5000, dan 5000-12000 m. Selang waktu ∆t = 600 detik, koefisien eddy horizontal AH = 2500 m2/detik,koefisien eddy vertikal AV = 0.001 m2/detik dan
faktor gesekan dasar laut r= 0.0025. Simulasi model arus baroklinik ini dilakukan dengan memperhitungkan:
•pergerakan arus akibat parameter meteorologi, salinitas, dan temperatur;
•pengumpulan data sekunder yang digunakan sebagai nilai-nilai batas (boundaries values) dalam melakukan simulasi diperoleh dari Levitus dan Boyer, 1994a,b (salinitas, temperatur) dan data sekunder meterologi tahun 1994 setiap 6 jam yang diperoleh dari National Centers for Environmental Prediction (NCEP). Adapun rata-rata angin bulan Februari dan Agustus 1994 dari salah satu parameter meteorologi ditunjukkan pada Gambar 2 dan Gambar 3;
•efek atmosfir terhadap permukaan laut, seperti: efek aliran panas (heat flux). Dalam hal ini diperhitungkan efek radiasi gelombang pendek dari matahari, panas sensibel, panas laten, dan radiasi gelombang panjang yang teremisi sebagai syarat batas permukaan pada model;
•variasi salinitas dan temperatur air laut di permukaan;
•pengaruh variabilitas iklim terhadap permukaan laut
Gambar 1. Kedalaman perairan Indonesia Timur (meter)
Gambar 3. Pola angin rata-rata bulan Agustus 1994 (m/s)
3. Hasil dan Pembahasan
Pola arus permukaan, arus di lapisan 100-200 m, dan arus dasar laut yang dipilih mewakili monsun barat dan monsun timur adalah pada bulan Februari 1994 dan Agustus 1994. Pemilihan bulan yang mewakili monsun barat dan monsun timur yaitu, Februari dan Agustus telah secara umum dipakai oleh peneliti sebelumnya (Gordon dan McClean, 1999). Pemilihan bulan tersebut juga diambil berdasarkan bulan-bulan genap, dimana arus bulan Februari dan Agustus adalah arus terbesar yang mewakili monsun barat dan monsun timur di perairan Indonesia Timur (Wyrtki, 1961). Pola sirkulasi arus permukaan pada monsun barat (Februari 1994) di perairan Indonesia Timur, memperlihatkan pola arus yang melewati Selat Makassar menuju ke selatan dan membelok ke timur dengan kecepatan arus 40 cm/detik dan dilanjutkan ke Samudera Pasifik dengan kecepatan > 40 – 100 cm/detik melalui Laut Buru dan Laut Maluku serta ke Laut Banda dan Laut Arafuru sekitar 10-25 cm/detik. Arus yang melewati Laut Timor berkecepatan 30-40 cm/detik menuju Laut Banda dan Arafuru (Gambar 4). Sedangkan pada monsun timur (Agustus 1994) yang diperlihatkan Gambar 6, sirkulasi arus dari Samudera Pasifik tetap melewati Selat Makassar membelok ke Laut Jawa dengan kecepatan 20-30 cm/detik dan sebagian juga membelok ke timur menuju Samudera Pasifik dengan kecepatan > 60 – 100 cm/detik melalui Laut Buru dan Laut Maluku. Arus yang mengalir sekitar perairan Irian Jaya bergerak menuju laut Banda dan laut timor. Di sisi lain dari Laut Arafuru, arus mengalir menuju Samudera Hindia dengan kecepatan 40-80 cm/detik yang akhirnya bergerak ke arah perairan selatan Jawa. Secara umum sirkulasi arus pada monsun barat dan monsun timur sesuai dengan yang dinyatakan Wrytki, 1961 dan Ahmad et al.,
1995. Di Selat Makassar pada saat monsun barat (Februari, 1994) terjadi perbedaan arah arus antara Gordon dan McClean (1999) dengan Wyrtki (1961) seperti yang terlihat pada Gambar 5 dan Gambar 4b. Gordon dan McClean (1999) mengemukakan bahwa di Selat Makassar arus menuju utara, sedangkan Wyrtki (1961) arus menuju selatan. Namun, penyebab dari perbedaan ini tidak dikemukakan oleh Gordon dan McClean (1999).
a
b
c
Gambar 4. Pola Arus Permukaan rata-rata di Perairan Indonesia Timur a. Monsun Barat (Februari 1994), b. Februari (Wrytki , 1961), c. Monsun Barat (Ahmad et al., 1995).
a
b
c
Gambar 6. Pola Arus Permukaan rata-rata di Perairan Indonesia Timur a. Monsun Timur (Agustus 1994), b. Agustus (Wrytki, 1961), c. Monsun Timur (Ahmad dkk., 1995).
Arus di lapisan 100-200 meter pada monsun barat dan timur ditunjukkan pada Gambar 7 dan 9. Pada monsun barat (lihat Gambar 7), arus dari Laut Bali bergerak ke utara dan arus dari Samudera Pasifik yang melalui Selat Makassar bergerak ke selatan dengan kecepatan 10-20 cm/detik. Di Laut Arafuru dan Laut Banda Arus bergerak ke Samudera Pasifik melalui Laut Buru dan Laut Maluku dengan kecepatan 60 – 100 cm/detik serta di Samudera Hindia arus terpecah dua yaitu, mengarah ke barat menuju selatan Jawa dengan kecepatan < 20 cm/detik dan mengarah ke timur menuju Laut Timor dan Laut Arafuru dengan kecepatan 20 cm/detik. Sebaliknya pada monsun timur (lihat Gambar 9), arus di Selat Makassar mengarah ke utara menuju Samudera Pasifik dengan kecepatan 20-40 cm/detik. Di Samudera Hindia arus juga terpecah menuju barat ke selatan Jawa dengan kecepatan 20 cm/detik dan menuju ke timur ke Laut Timor dan Laut Arafuru dengan kecepatan 20-40 cm/detik. Sementara itu di Laut Buru arus menuju Samudera Pasifik melalui Laut Maluku dengan kecepatan arus 60-120 cm/detik. Hal ini berbeda dengan arus monsun barat (Februari, 1994) pada Gambar 8 yang dikemukakan oleh Gordon dan McClean, 1999 yang melalui Selat Makassar menuju selatan dan begitu juga arus yang dilalui laut sekitar kepulauan Maluku dan Laut Sawu menuju selatan. Perbedaan ini, mungkin disebabkan data masukan meteorologi yang berbeda. Penelitian ini menggunakan data NCEP sedangkan Gordon dan McClean (1999), menggunakan data meteorologi dari European Centre for Medium-range Weather Forecasts (ECMWF) sebagai gaya pembangkit (driving force).
Gambar 7. Pola Arus rata-rata di Lapisan 100-200 m bulan Februari 1994
Gambar 8. Arus kedalaman 117,5 meter (Gordon dan McClean, 1999)
Hasil simulasi model arus dasar laut dapat dilihat pada Gambar 10 yang menunjukkan bahwa arus yang melewati Selat Makassar juga menuju ke selatan baik pada monsun barat maupun monsun timur. Di sekitar Laut Banda pada musim barat arus bergerak ke barat daya dan membelok ke barat. Sedangkan pada musim timur arus dari Laut Banda bergerak ke utara. Di sisi lain, yaitu di Samudera Hindia arus bergerak menuju perairan pantai selatan Jawa dan Laut Timor yang terjadi pada kedua musim. Secara umum pola arus dasar laut di perairan Indonesia Timur sesuai dengan Ahmad et al., 1995 yang ditunjukkan pada Gambar 10c.
a b
c
Gambar 10. Pola Arus Dasar Laut rata-rata di Perairan Indonesia Timur a. Monsun Barat (Februari 1994), b. Monsun Timur (Agustus 1994), c. Rata-rata Tahunan (Ahmad dkk., 1995).
4. Kesimpulan
Simulasi sirkulasi arus permukaan yang menggunakan masukan (input) data meteorologi (NCEP) dan data Levitus dan Boyer, 1994a,b (data salinitas dan, temperatur laut) secara umum sesuai dengan Wyrtki, 1961 dan Ahmad et al., 1995 yang menyatakan bahwa pada monsun barat, arus di Selat Makassar menuju ke selatan dan membelok ke timur yang diteruskan ke Samudera Pasifik serta Laut Arafuru. Sedangkan pada monsun timur, arus di Selat Makassar menuju ke selatan yang membelok ke barat ke arah Laut Jawa dan ke timur ke arah Samudera Pasifik.
Pola sirkulasi arus perairan Indonesia Timur di lapisan 100 – 200 m pada monsun barat yang melalui Selat Makassar terbagi menjadi dua arah arus, yakni dari Laut Bali mengarah ke utara dan dari Samudera Pasifik mengarah ke selatan, sedangkan yang terjadi pada monsun timur arus yang melewati di Selat Makassar hanya mengalir menuju ke Samudera Pasifik. Di Samudera Hindia arus terpecah menjadi 2 arah yaitu, menuju perairan pantai selatan Jawa dan Laut Timor serta Laut Arafuru yang
berlaku untuk kedua monsun. Dari Laut Banda pada kedua monsun arus menuju Samudera Pasifik melalui Laut Buru dan Laut Maluku.
Sirkulasi arus di perairan Indonesia Timur pada kedalaman 12,5 m pada bulan Februari 1994 menuju ke utara melalui Selat Makassar (Gordon dan McClean, 1999). Hal ini berbeda dengan pola sirkulasi arus permukaan dengan simulasi model yang menyatakan bahwa arus menuju selatan melalui Selat Makassar.
Simulasi sirkulasi arus dasar laut di perairan Indonesia Timur secara umum sesuai dengan Ahmad et al., 1995 yang menyatakan bahwa arus dari Laut Banda bergerak ke barat dan arus dari Samudera Pasifik menuju Selat Makassar.
5. Ucapan terima kasih
Penulis mengucapkan terima kasih kepada Dirjen Dikti, Departemen Pendidikan Nasional yang telah membiayai penelitian ini melalui Penelitian Hibah Bersaing tahun 2005-2006 dengan nomor kontrak: 001/SP3/PP/DP2M/II/2006 Tanggal 01 Febuari 2006. Ucapan terima kasih juga disampaikan kepada Lembaga Penelitian Universitas Syiah Kuala yang telah memberikan kepercayaan atas kelancaran penelitian ini. Penulis juga berterimakasih pada dua orang anonymous reviewers yang telah memberikan masukan-masukan yang sangat berharga untuk meningkatkan kualitas artikel ini.
Daftar Pustaka
Ahmad, S. M., F. Guichard, K. Hardjawidjaksana, M.K. Adisaputra, L.D. and Labeyrie, 1995, Late Quaternary paleoceanography of the Banda Sea, Marine Geology 122, 385-397. Backhaus, J.O., 1983, A Semi-implicit scheme for
the shallow water for application to the shelf sea modeling, Continental Shelf Research, 2, 243-254.
Backhaus, J. O., 1985, A three-dimensional model for the simulation of shelf sea dynamics, Deutsche Hydrographische Zeitschrifft, 38, 165 – 187.
Casulli, V., 1990, Semi-implicit Finite Difference Methods for the two-dimensional Shallow Water Equations, Journal of Computational Physics, 86, 56-74.
Gordon, A. L., and J. L. McClean, 1999, Thermohaline Stratification of the Indonesian Seas: Model and Observations, Journal of Physical Oceanography, 29,198-219.
Huang, D., J. Su, and J. O. Backhaus, 1999, Modeling of the seasonal thermal stratification and baroclinic circulation in the Bohai Sea, Continental Shelf Research, 19, 1485-1505.
Nino dan La Nina), Lokakarya AIPI, Serpong.
Levitus, S., and T. Boyer, 1994a, World ocean atlas 1994. Vol. 3. Salinity. NOAA Atlas NESDIS 3 (93 pp.), Washington, DC: US Government Printing Office.
Levitus, S., and T. Boyer, 1994b, World ocean atlas 1994. Vol. 4. Temperature. NOAA Atlas NESDIS 4 (117 pp.), Washington, DC: US Government Printing Office.
Pond, S. and G. L. Pickard, 1983, Introductory Dynamical Oceanography, Second Edition, New York, America, Pergamon Press. Rizal, S., and J. Sündermann, 1994, On the M2-tide
of the Malacca Strait: a numerical
investigation, Deutsche Hydrographische Zeitschrift, 46, 61- 80.
Rizal, S., 2000, The role of non-linear terms in the shallow water equation with the application in three-dimensional tidal model of the Malacca Strait and Taylor’s Problem in low geographical latitude, Continental Shelf Research, 20, 1965 – 1991.
