1N
DINAMIKA TINGGI PARAS LAUT DAN POLA ARUS
GEOSTROFIK DARI DATA SATELIT ALTIMETRI
DI PERAIRAN SELATAN JAWA
MARTHIN MATULESSY
SEKOLAH PASCASARJANA
INSTITUT PERTANIAN BOGOR
BOGOR
2014
PERNYATAAN MENGENAI THESIS DAN
SUMBER INFORMASI SERTA PELIMPAHAN HAK CIPTA
Dengan ini saya menyatakan bahwa Tesis berjudul “Dinamika Tinggi Paras Laut dan Pola Arus Geostrofik dari Data Satelit Altimetri di Perairan Selatan Jawa” adalah benar merupakan hasil karya sendiri dengan arahan dosen pembimbing dan belum diajukan dalam bentuk apapun kepada perguruan tinggi mana pun. Semua sumber data dan informasi yang berasal atau dikutip dari karya yang diterbitkan maupun tidak diterbitkan dari penulis lain telah disebutkan dalam teks dan dicantumkan dalam daftar pustaka di bagian akhir Tesis ini.
Dengan ini saya melimpahkan hak cipta dari karya tulis saya kepada Institut Pertanian Bogor. Bogor, Agustus 2014 Marthin Matulessy NRP. C552110071
RINGKASAN
MARTHIN MATULESSY. C552110071. Dinamika Tinggi Paras Laut dan Pola
Arus Geostropik dari Data Satelit Altimetri di Perairan Selatan Jawa. Dibimbing oleh JONSON LUMBAN GAOL, IBNU SOFIAN dan I WAYAN NURJAYA.
Variabilitas TPL di Perairan Selatan Jawa ditandai dengan paras laut positif dan negatif yang terjadi secara bergantian dengan intensitas yang berbeda-beda selama tahun pengamatan. Tinggi Paras Laut negatif dan positif yang terjadi secara bergantian mengindikasikan bahwa di wilayah kajian terjadi intensitas penumpukan maupun penurunan massa air. rata-rata anomali TPL skala bulanan dengan nilai anomali berkisar antara -0.24 m sampai 0.32 m. Secara umum analisis secara spasial menunjukkan pada bulan Januari hingga Maret anomali TPL di wilayah pesisir lebih tinggi dibanding di laut lepas ke arah bagian selatan, begitupula yang terjadi pada bulan November sampai dengan Desember atau pada akhir Musim Peralihan II hingga berlangsungnya Musim Barat. Hal yang paling mempengaruhi perairan Selatan Jawa adalah keberadaan Samudera Hindia dimana terdapat beberapa sirkulasi arus yang bersifat global pada sekitar perairan tersebut adalah South Equatorial Current (SEC), arus ini arahnya cenderung selalu menuju ke barat. Suplai massa air SEC didominasi massa air dari perairan selatan yaitu Laut Timor dan perairan sebelah barat laut Australia. Rata-rata kecepatan arus selama tahun 2003 hingga 2012 berkisar antara 0.37 sampai 1.19 m/det. Pola arus geostropik secara umum bergerak dari Barat menuju perairan Barat Sumatera, Selatan Samudera Hindia hingga bagian Tenggara, hal tersebut diakibatkan adanya pengaruh gaya coriolis serta letak topografi daerah kajian.Faktor lain yang berperan dalam sirkulasi arus geostropik ialah aliran arus Indonesia Through Flow (ITF) selama musim timur memiliki intensitas kecepatan yang besar. Nilai rata-rata bulanan SPL pada periode Januari 2003 sampai Desember 2012 di Selatan Jawa berkisar antara 27,2 ˚C sampai 28,5 ˚C. Secara umum nilai SPL tinggi umumnya ditemukan pada musim Timur dan nilai SPL minimum ditemukan pada musim Barat. Konsentrasi klorofil-a di perairan Selatan Jawa berfluktuatif dari musim kemusim, secara umum konsentrasi klorofil-a yang relatif tinggi di Selatan Jawa berdampak pada terpenuhinya kebutuhan esensial dari mata rantai ekosistem biota di daerah ini. Variabiltas konsentrasi klorofil-a di Perairan Selatan Jawa selama tahun 2003 hingga 2012 berkisar antara 0.01-0.3 mg/m3 dengan rata-rata 0.13 mg/m3. Penyebaran konsentrasi klorofil-a yang relatif tinggi sampai pada laut lepas pada Musim Timur ini diduga disebabkan oleh angin yang bergerak dari arah Tenggara menuju Barat Laut serta pengaruh pergerakan arus yang dipengaruhi gaya coriolis. Fenomena ENSO ini memiliki dua fenomena yang saling berlawanan fase. Fase panas disebut sebagai kondisi El Niňo dan fase dingin disebut sebagai kondisi La Niňa. El Nino memberikan keuntungan pada perairan Indonesia yang memiliki lautan yang sangat luas. El Nino menyebabkan terjadinya peningkatan upwelling di perairan Indonesia.
SUMMARY
MARTHIN MATULESSY. C552110071. Dynamics of Sea Surface Height and
geostrophic velocity from Data Satellite altimetry in the Southern Waters of Java. Supervised by Jonson Lumban Gaol, Ibnu Sofian and I Wayan Nurjaya.
Variability in Aquatic Sea Level Anomaly South Java Sea is characterized by the looks of positive and negative alternately occur with varying intensity during the observation. Sea level anomaly negative and positive happens alternately indicates that in the case study area and the intensity of accumulation of water mass loss. average monthly anomaly sea level scale with anomalous values ranging from -0.24 m to 0.32 m. In general, spatial analysis shows in January to March in coastal areas TPL anomalies higher than in the open sea towards the south, nor which occurs in November to December or at the end of the season to the start of Season Transition II West. The most influence is the presence of Java's southern waters of the Indian Ocean where there are some that are global circulation currents in the waters around the South Equatorial Current is (SEC), this flow direction tends always toward the west. The SEC dominated the mass of water supply water masses of the southern waters of the Timor Sea and the waters northwest of Australia. Average flow velocity during 2003 to 2012 ranged from 0,37 to 1,19 m / sec. Geostrophic flow patterns generally move from west to waters of West Sumatra, South Indian Ocean to the East, it is due to the influence of the Coriolis force and the location of other kajian.Faktor topographical regions that play a role in current circulation is geostrophic current flow Indonesian Through Flow (ITF) east during the season have intensity greater speed. The average value of monthly SSTs in the period January 2003 to December 2012 in South Java ranged from 27.2 ° C to 28.5 ° C. In general, high sea surface temperature values are generally found on East monsoon and minimum SST values found in West season. The concentration of chlorophyll-a in South waters fluctuated from season kemusim Java, in general the concentration of chlorophyll-a is relatively high in the South Java impact on the fulfillment of the essential requirements of the chain of the ecosystem biota in this area. Variability of chlorophyll-a concentrations in the waters of the South Java during 2003 to 2012 ranged from 0.01-0.3 mg/m3 with an average of 0.13 mg/m3. The spread of chlorophyll-a concentrations were relatively high up on the high seas in the East this season thought to be caused by the wind moving from the southeast to the northwest and the effect of movement in the affected Coriolis force. The ENSO phenomenon has two opposing phenomena phases. Hot phase is referred to as El Nino conditions and the cold phase known as La Nina conditions. El Nino gave the advantage to the waters of Indonesia, which has a vast ocean. El Nino causes an increase in upwelling in Indonesian waters.
© Hak Cipta Milik IPB, Tahun 2014
Hak Cipta Dilindungi Undang-Undang
Dilarang mengutip sebagian atau seluruh karya tulis ini tanpa mencantumkan atau menyebutkan sumbernya. Pengutipan hanya untuk kepentingan pendidikan, penelitian, penulisan karya ilmiah, penyusunan laporan, penulisan kritik, atau tinjauan suatu masalah; dan pengutipan tersebut tidak merugikan kepentingan IPB
Dilarang mengumumkan dan memperbanyak sebagian atau seluruh karya tulis ini dalam bentuk apa pun tanpa izin IPB
Tesis
sebagai salah satu syarat untuk memperoleh gelar Magister pada Program Studi Teknologi Kelautan
DINAMIKA TINGGI PARAS LAUT DAN POLA ARUS
GEOSTROPIK DARI DATA SATELIT ALTIMETRI
DI PERAIRAN SELATAN JAWA
SEKOLAH PASCASARJANA
INSTITUT PERTANIAN BOGOR
BOGOR
2014
Penguji pada Ujian Tertutup : Dr. Ir. Nyoman M. N. Natih, M.Sc
Judul Tesis : Dinamika Tinggi Paras Laut dan Pola Arus Geostropik dari Data Satelit Altimetri di Perairan Selatan Jawa
Nama : Marthin Matulessy NIM : C552110071
Disetujui oleh Komisi Pembimbing
Dr Ir Jonson Lumban Gaol, M.Si Ketua
Dr Ibnu Sofian, M.Eng Anggota
Dr Ir I Wayan Nurjaya, M.Sc Anggota
Diketahui oleh
Ketua Program Studi Teknologi Kelautan
Dr Ir Jonson Lumban Gaol, M.Si
Dekan Sekolah Pascasarjana
PRAKATA
Puji dan syukur penulis panjatkan kepada Tuhan Yang Maha Baik di dalam Yesus Kristus hanya atas kasih dan karunia yang diberikan-Nya kepada penulis yang kurang ini, sehingga penyusunan thesis dengan judul “Dinamika Tinggi
Paras Laut dan Pola Arus Geostropik dari Data Satelit Altimetri di Perairan
Selatan Jawa” sebagai salah satu syarat untuk menyelesaikan studi magister
di Program Studi Teknologi Kelautan akhirnya dapat terselesaikan.
Terima kasih penulis ucapkan kepada Ketua Komisi Pembimbing Bapak Dr. Ir. Jonson Lumban Gaol, M.Si dan Anggota Komisi Pembimbing Bapak Dr. Ibnu Sofian, M.Eng dan Bapak Dr. Ir. I Wayan Nurjaya, M.Sc yang dengan
kesabaran dan kebaikan hati membimbing sehingga penulis dapat menyelesaikan tulisan akhir ini. Di samping itu, penghargaan penulis sampaikan kepada Bapak Dr. Parluhutan Manurung dari Badan Informasi Geospasial beserta staf yang telah membantu selama pengumpulan data. Ungkapan terima kasih juga disampaikan kepada Ayah, Ibu, Istri tercinta Maria Adriana Noya, anak Geoffey Aldora Gavriella Matulessy dan Gabriel Matulessy (Alm) serta seluruh keluarga, dan teman-teman yang tidak dapat penulis sebutkan atas segala bantuan yang diberikan baik moril, doa dan kasih sayangnya.
Adalah merupakan suatu harapan bahwa penelitian ini dapat menjadi salah satu inisiatif dalam rangka pengelolaan dinamika fisis perairan terlebih khusus pada bidang kelautan dan perikanan.
Mengingat ketidaksempurnaan yang ada disana sini, penulis juga akan sangat berterima kasih apabila pembaca dapat memberikan masukan dan saran kepada penulis demi kesempurnaan penulisan tesis ini.
Akhirnya penulis mengucapkan banyak terima kasih atas kerjasama dan dukungan berbagai pihak yang telah membantu dalam penyelesaian penyusunan
tesis ini dengan harapan agar kerjasama tersebut dapat dilanjutkan diwaktu mendatang. Semoga penelitian ini bermanfaat.
Bogor, Agustus 2014
DAFTAR ISI
DAFTAR TABEL vi DAFTAR GAMBAR vi DAFTAR LAMPIRAN vi 1 PENDAHULUAN 1 Latar Belakang 1 Perumusan Masalah 2 Tujuan Penelitian 2 Manfaat Penelitian 2Ruang Lingkup Penelitian 2
2 TINJAUAN PUSTAKA 3
Prinsip dasar Satelit Altimetri 3
Kesalahan Pengukuran Satelit Altimetri 4
Tinggi Paras Laut 4
Mekanisme Arus Geostropik 5
Arus Eddy 5
Suhu Permukaan Laut (SPL) 6
Konsentrasi klorofil-a 7
Satelit Aqua MODIS 7
3 METODE PENELITIAN 7
Waktu dan Tempat 7
Bahan dan Alat 8
Proses Akuisisi Data 9
Pengolahan Data 10
Analisis Data 13
4 HASIL DAN PEMBAHASAN 16
Variabilitas Tinggi Paras Laut di Perairan Selatan Jawa 16
Pola Arus Geostropik di Selatan Jawa 22
Distribusi Spasial dan Temporal Arus eddy di perairan Selatan Jawa 23
Sebaran Suhu Permukaan Laut (SPL) 30
Variabilitas Konsentrasi klorofil-a 33
Hubungan arus eddy, SPL dan konsentrasi klorofil-a dengan fenomena upwelling dan downwelling 34
Dampak ENSO terhadap Perikanan 36
5 SIMPULAN DAN SARAN 38
Simpulan 38
Saran 39
DAFTAR PUSTAKA 39
DAFTAR TABEL
1 Pembagian Musim dalam satu Tahun 15
DAFTAR GAMBAR
1 Hubungan Geometrik Satelit Altimetri (Fu 2001) 32 Skematik gerakan eddy dan akibatnya terhadap pergerakan vertikal massa air di bumi belahan selatan 6
3 Lokasi Penelitian 8
4 Alur pemrosesan Data TPL dan Arus Geostropik 11
5 Alur pemrosesan Data SPL dan klorofil-a 12
6 Penentuan ζ dan r yang digunakan untuk menentukan tekanan tepat dibawah permukaan laut 14 7 Bidang muka laut terhadap geoid (Stewart 2008) 15 8 Skema hubungan arus geostropik, arus eddy dan tinggi paras laut 16 9 Rata-rata Anomali Tinggi Paras Laut 17
10 Pola TPL Musim Barat (Desember, Januari, Februari) 18
11 Pola TPL Musim Peralihan I (Maret, April, Mei) 19
12 Pola TPL Musim Timur (Juni , Juli, Agustus) 20
13 Pola TPL Musim Peralihan II (September, Oktober, November) 21 14 Distribusi Arus eddy Musim Barat (Desember, Januari, Februari) 24
15 Distribusi Arus eddy Musim Peralihan I (Maret, April, Mei) 26
16 Distribusi Arus eddy Musim Timur (Juni, Juli Agustus) 28
17 Distribusi Arus eddy Musim Peralihan II (September, Oktober, November) 29
18 Grafik Rata-rata SPL per Tahun 30
19 Grafik Rata-rata Bulanan SPL 31
20 Grafik Rata-rata Bulanan TPL 32
21 Sebaran Konsentrasi klorofil-a di Perairan Selatan Jawa 33
22 Rata-rata konsentrasi bulanan klorofil-a 34
23 Hubungan konsentrasi klorofil-a dangan SPL 35
24 Data sebaran klorofil-a dan jumlah hasil tangkapan (Duta 2012 dalam Lutfiati 2013) 36 25 Grafik hubungan jumlah tangkapan tuna dengan EKE (a)
dan jumlah tangkapan tuna dengan suhu rata-rata vertikal (b)
dari data klimatologis 112° BT (Lutfiati 2013) 37
DAFTAR LAMPIRAN
1 Tabel Rata-rata Bulanan Anomali Tinggi Paras Laut (m) 42 2 Tabel Rata-rata Bulanan Kecepatan Arus Geostropik 42 3 Tabel Rata-rata Bulanan Sebaran Suhu Permukaan Laut 43 4 Tabel Rata-rata Bulanan Konsentrasi klorofil-a 43
5 Konsentrasi klorofil-a Musim Barat 44
6 Konsentrasi klorofil-a Musim Peralihan I 45
7 Konsentrasi klorofil-a Musim Timur 46
1 PENDAHULUAN
Latar Belakang
Indonesia merupakan negara kepulauan yang sebagian besar wilayahnya
terdiri dari daerah perairan. Luas perairan Indonesia diperkirakan mencapai 5.8 juta km2 dengan panjang garis pantai mencapai 81.000 km dan memiliki
potensi keanekaragaman hayati laut yang sangat tinggi (Raditya 2013). Sebagai negara kepulauan terbesar di dunia yang 70% wilayahnya adalah lautan
yang berperan sangat penting bagi kehidupan bangsa Indonesia, perairan Indonesia memiliki karakter yang spesifik dan sangat dinamis, baik dilihat secara
ruang maupun waktu. Keragaman tipe perairan Indonesia banyak disebabkan oleh proses fisis yang terjadi baik dalam skala regional maupun lokal (Hendiarti et
al. 2006).
Dinamika oseanografi merupakan salah satu pengetahuan mengenai mekanisme gerak air di laut, bukan hanya yang terjadi pada lapisan permukaan saja tetapi juga lapisan pertengahan, bahkan hingga ke dasar apabila ada proses pengadukan yang kuat (Pariwono 1989). Menurut Marpaung dan Prayogo (2014) sirkulasi atau dinamika pada air laut selalu terjadi secara kontinu, sirkulasi dapat terjadi dipermukaan maupun di kedalaman. Salah satu bentuk dari sirkulasi tersebut adalah arus laut. Arus laut adalah pergerakan massa air laut secara horizontal maupun vertikal dari satu lokasi ke lokasi lain untuk mencapai kesetimbangan dan terjadi secara kontinu.
Arus merupakan gerakan yang sangat luas yang terjadi pada seluruh lautan
di dunia. Arus permukaan dibangkitkan terutama oleh angin yang berhembus di permukaan laut, selain angin arus dapat disebabkan oleh berbagai faktor seperti
pasang surut, gradien tekanan, ataupun gaya coriolis. Besarnya kontribusi masing-masing faktor terhadap kekuatan dan arah arus yang ditimbulkannya tergantung
pada tipe perairan (pantai atau laut lepas) dan keadaan geografisnya (Heliani dan Anom, 2007). Pola pergerakan massa air mempengaruhi fluktuasi
variabel oseanografi permukaan seperti Suhu Permukaan Laut dan klorofil-a (Hendiarti et al. 2006). Suhu Permukaan Laut (SPL) dan klorofil-a merupakan dua parameter oseanografi penting yang bermanfaat dalam meningkatkan sumberdaya perikanan. SPL dapat digunakan sebagai indikator pendugaan lokasi
upwelling, downwelling, front yang terkait dengan wilayah potensial ikan tuna
sedangkan klorofil-a permukaan merupakan indikator tingkat kesuburan dan produktivitas perairan (Kunarso 2011).
Perkembangan teknologi satelit altimetri menjadi alternatif dalam memenuhi kebutuhan data-data oseanografi baik yang bersifat regional maupun global (Handoko 2004). Dijelaskan juga oleh Digby (1999), data yang dihasilkan oleh satelit altimetri setelah dianalisis akan menghasilkan gambaran tentang proses dinamika perairan yang terjadi serta faktor-faktor atau parameter yang dominan pengaruhnya dalam dinamika perairan. Teknologi satelit altimetri memungkinkan pemantauan Tinggi Paras Laut (TPL) dapat dilakukan secara terus menerus di seluruh perairan dunia.
Penelitian dengan pemanfaatan data altimetri telah dilakukan (Hwang et al. 2002), penelitian yang dilakukan untuk melihat tinggi rata-rata permukaan laut secara global dari data multi satelit yaitu ERS dan TOPEX/POSEIDON. Sementara Lagerloef dan Gunn (2001) melakukan pengukuran kecepatan arus geostrofik dari data TOPEX/POSEIDON. Untuk perairan Indonesia telah dilakukan beberapa penelitian dengan memanfaatkan misi data dari beberapa satelit altimeteri diantaranya Harini (2004) yang membuat model pola arus permukaan di Indonesia menggunakan data satelit altimetri Topex/Poseidon, metode yang digunakan untuk menghasilkan pola arus adalah menggunakan pendekatan keseimbangan geostropik, kemudian Handoko (2009) membuat model arus di perairan Indonesia menggunakan data satelit Jason-1. Metode yang digunakan adalah dengan membuat model arah pergerakan angin dan selanjutnya dilakukan analisa kesesuaian pergerakan angin dengan pola pergerakan arus menggunakan data satelit Jason-1 untuk pemodelan arus permukaan di wilayah perairan Indonesia.
Kelemahan penelitian di perairan Indonesia diatas adalah penggunaan 1 (satu) data satelit yang memiliki jarak lintasan yang cukup jauh, sehingga dalam
hal keakuratan data dan penggambaran fenomena yang terjadi di perairan Indonesia belum maksimal. Saat ini terdapat beberapa misi satelit altimetri yang digunakan dalam pemantauan dan observasi perairan laut diantaranya: Jason-2, Cryosat-2, Saral dan HY-2A (Hai Yang), juga beroperasi beberapa misi satelit altimetri sebelumnya yaitu Geosat, Topex/Poseidon, GFO (Geosat Follow On) dan Jason-1. Masing-masing satelit melakukan pengukuran dengan orbit dan referensi yang berbeda dan membentuk trak lintasan yang berbeda pula. Data-data satelit yang diperoleh dapat saling melengkapi untuk menghasilkan data dengan cakupan spasial dan temporal yang optimal.
Perumusan Masalah
Perubahan TPL merupakan hasil dari beberapa proses yang saling mempengaruhi, perubahan terjadi dalam skala waktu dan ruang dari yang bersifat lokal sampai global. Pengukuran data langsung (insitu) sering terkendala dengan keberlanjutan data (time series) hal tersebut diakibatkan pelaksanaan observasi di perairan terutama di laut sangat mahal dan memakan waktu. Wilayah yang sangat luas dan perubahan cuaca yang cepat berubah, menjadi permasalahan tersendiri dalam pengambilan data langsung di laut. Selain sensor altimeter juga tersedia sensor ocean color dan thermal yang dapat dimanfaatkan untuk pemantauan konsentrasi klorofil-a dan Suhu Permukaan Laut (SPL). Ketersediaan data dari ketiga jenis sensor ini diharapkan akan menggambarkan proses oseanografi yang terjadi di laut seperti upwelling dan eddies.
Tujuan Penelitian
Tujuan dilakukannya penelitian ini adalah :
1. Menganalisa variasi anomali TPL dari data satelit Altimetri
2. Menganalisa pola arus permukaan dari data satelit Altimetri serta melihat indikasi terbentuknya messoscale eddy secara spasial dan temporal.
3. Menganalisa hubungan antara konsentrasi klorofil-a dan sebaran SPL untuk menduga terjadinya fenomena upwelling dan downwelling.
Manfaat Penelitian
Hasil penelitian ini akan memberikan informasi mengenai dinamika anomali TPL, pola arus permukaan serta arus eddy yang ditimbulkan di perairan Selatan Jawa baik secara spasial dan temporal yang bermanfaat untuk pengelolaan sumberdaya kelautan dan perikanan.
Ruang Lingkup Penelitian
Penelitian ini dibatasi pada daerah Selatan Pulau Jawa yang meliputi -7o -12 o LS dan 105 o – 115 o BT. Data yang digunakan adalah data Map of Sea
Level Anomaly (MSLA) dan komponen arus permukaan (resultan u dan v) dari
pengukuran Satelit Altimetri Tahun 2003 sampai dengan 2012. Data pendukung berupa konsentrasi klorofil-a dan Suhu Permukaan Laut diambil dari data citra aqua MODIS tahun 2003 hingga 2012.
2 TINJAUAN PUSTAKA
Konsep Dasar Satelit Altimetri
Konsep satelit altimetri didiskusikan pertama kali sebagai pemanfaatan teknik satelit untuk bidang keilmuan oceanografi denga instrumentasi berupa radar pada konsgres Williamstown tahun 1969 [http://www/aviso.oceanobs.com]. pada mulanya satelit altimetri didesain untuk mengukur muka laut dengan memakai teknik radar serta teknik penentuan posisi teliti. Sistim satelit altimetri mulai berkembang pada tahun 1973 dengan peluncuran satelit percobaan Skylab yang kemudian diikuti dengan peluncuran misi-misi satelit altimetri lainnya seperti Geosat, ERS-1, ERS-2, Topex/Poseidon (TP), GFO, Jason-1, ENVISAT dan lainnya. Stewart (1985) menyatakan bahwa satelit altimetri memiliki prinsip penggambaran bentuk paras laut dimana bentuk tersebut menyerupai bentuk dasar laut dengan pertimbangan gravitasi yang mempengaruhi paras laut dan hubungan antara gravitasi dan topografi dasar laut yang bervariasi sesuai dengan wilayah. Satelit altimetri adalah wahana untuk mengukur ketinggian suatu titik terhadap referensi tertentu. Satelit altimetri terdiri atas tiga komponen utama yaitu radar altimeter, radiometer dan sistem positionong. Radar altimeter berfungsi untuk mengukur jarak dari satelit ke permukaan target dengan memanfaatkan informasi waktu tempuh.
Radiometer berfungi untuk mengukur kondisi atmosfer, sedangkan
positionong system berfungi untuk menentukan posisi satelit yang presisi pada
bidang orbitnya. Dengan menggunakan kombinasi data ini, satelit altimetri mampu menghasilkan dengan ketelitian hingga beberapa centimeter (Mars et al. 1992). Hubungan geometrik satelit altimeteri dapat dilihat pada Gambar 1.
Gambar 1. Hubungan Geometrik Satelit Altimetri (Fu 2001)
Dijelaskan juga oleh Chelton et al. (2011) bahwa konsep dasar dari pengukuran satelit altimetri sebenarnya cukup sederhana, satelit altimetri mengirimkan pulsa microwave dengan frekuensi tertentu ke permukaan laut kemudian sinyalnya kembali ke satelit dengan waktu tempuh yang dihitung
dengan akurat di wahana oleh OSU (onboard ultra-stable oscillator). Selain dilengkapi dengan pemancar pulsa radar (transmiter), penerima pulsa radar
yang sensitif (receiver), serta jam berakurasi tinggi. Pada sistem ini, altimeter radar yang dibawa oleh satelit memancarkan pulsa-pulsa gelombang elektromagnetik (radar) kepermukaan laut. Pulsa-pulsa tersebut dipantulkan balik oleh permukaan laut dan diterima kembali oleh satelit, informasi utama yang ingin ditentukan dengan satelit altimetri adalah topografi dari muka laut
Manfaat Satelit Altimetri
Satelit altimetri dengan berbagai jenisnya telah berkontribusi cukup banyak untuk informasi laut seperti penentuan tinggi muka laut global dan penentuan geoid. Namun selain itu masih banyak pemanfaatan satelit altimetri lainnya. Berikut adalah beberapa pemanfaatan satelit altimetri (Rosmurduc et al. 2011). a. Mean Sea Surface Mapping
b. Pembentukan model geoid
c. Studi pergerakan lempeng tektonik d. Studi tsunami
e. Estimasi batimetri
f. Studi ice sheet dan sea ice g. Fisheries.
Tinggi Paras Laut (TPL)
Tinggi paras laut adalah ketinggian dari permukaan laut yang dalam kesehariannya dipengaruhi oleh pasang surut, sedangkan dalam skala waktu yang lebih lama dipengaruhi oleh sirkulasi lautan. Perubahan musiman dari pemanasan, pendinginan dan kekuatan angin permukaan akan menyebabkan sirkulasi dan mempengaruhi tinggi paras laut (Stewart 2008). Perkembangan satelit altimetri
sebagai suatu teknik penginderaan jauh selama kurun waktu beberapa tahun ini dapat memberikan informasi yang berharga dalam pengembangan penelitian
tentang fenomena fisik laut. Satelit altimetri dapat digunakan untuk pengamatan
mengenai perubahan arus permukaan secara global (Harini 2004). Nilai TPL yang rendah berasosiasi dengan daerah upwelling atau syclonic, sedangkan daerah dengan TPL tinggi umumnya berasosiasi dengan daerah downwelling atau
antysiclonic (Brown et al. 1989).
Arus Geostrofik
Arus Geostrofik digambarkan sebagai arus gradien atau slope current yang merupakan arus laut yang disebabkan adanya kemiringan bidang isobar dengan bidang rata atau level surface (Pond dan Pickard 1983). Kemiringan tersebut terjadi akibat adanya penumpukan air pada daerah tertentu karena hembusan angin yang terus menerus. Penumpukan massa air menyebabkan adanya perbedaan tekanan pada permukaan laut, meskipun perbedaan tekanan yang terjadi nilainya kecil tapi karena sifat air yang selalu mencari keseimbangan, maka terjadilah pergerakan secara mendatar.
Menurut (Brown et al. 1989) arus geostrofik terjadi akibat adanya keseimbangan antara gaya coriolis dengan gaya gradien tekanan horizontal yang bekerja pada massa air di kolom perairan. Gaya ini yang mengakibatkan adanya aliran gyre yang searah jarum jam pada belahan bumi utara dan berlawanan dengan arah jarum jam di belahan bumi Selatan. Perubahan arah arus dari pengaruh angin ke pengaruh gaya coriolis dikenal dengan spiral ekman.
Di wilayah ekuator, gaya coriolis menghilang dan tidak ada keseimbangan geostropik. Walaupun demikian, arus berkaitan dengan kelerengan (slope) paras laut, tetapi hubungan ini tidak semudah dengan hubungan geostropik (Stewart 1985). Dalam interior laut di mana pengaruh antara gaya gesekan dapat diabaikan, terdapat kesetimbangan antara gaya gradien tekanan dan gaya coriolis.
Kesetimbangan gaya-gaya ini menimbulkan arus yang kecepatannya
konstan dan disebut arus geostrofik. Agen penggerak dari gaya ini adalah gaya gradien tekanan dimana gaya tekanan horizontal menggerakkan arus dalam
arah horizontal dan dalam gerakannya akan mengalami pengaruh gaya coriolis yang timbul akibat rotasi bumi (Borwn et al. 1989). Menurut (Stewart 2008)
untuk penentuan besaran gaya gradien tekanan persatuan massa menyatakan bisa
ditinjau dari kondisi suatu laut yang homogen dimana permukaannya tidak datar tetapi membentuk suatu slope tertentu, maka gradien tekanan antara A dan B adalah :
Δ
Δ = − .
Δ
Δ = − . tan (1) Persamaan tersebut dapat ditulis lagi :
= − . tan (2)
Gaya gradien tekanan persatuan massa adalah : 1
= − . tan (3)
Gaya tekanan horizontal ini akan menggerakkan arus secara horizontal dari tempatjbertekanan tinggi ke tekanan rendah. Gerak horizontal dari arus ini terjadi karena komponen horizontal dari gaya gradient tekanan yang tidak diimbangi oleh gaya gravitasi. Gaya tekanan persatuan massa :
; =1 ; =1 (4)
Dengan n adalah arah normal, Maka komponen-komponen gayanya adalah : Komponen vertical : . cos i dan komponen horisontal : . sin i .Komponen vertical dari gaya tekanan diimbangi oleh gaya gravitasi yaitu :
Sementara komponen horizontalnya tidak diimbangi,oleh sebab itu komponen horizontal tersebut akan menggerakkan arus secara horizontal dari daerah B kedaerah A, dengan gerakan arus yang dipercepat. Untuk menghilangkan percepatan arus maka diperlukan gaya yang berlawanan arahnya dan besarnya adalah sama dengan gaya gradien tekanan horizontal tersebut. Gaya yang dapat mengimbangi gaya tekanan horizontal ini adalah gaya Coriolis. Komponen horizontalnya adalah dapat ditulis sebagai :
Sebelumnya telah diketahui bahwa : Maka komponen gaya tekanan horizontalnya menjadi g tan i. Gaya tekanan horizontal in harus sama dengan gaya Coriolis dimana gaya Coriolisnya adalah 2 Ω sin ΦV.
Dimana :
Ω : Kecepatan sudut rotasi bumi Φ : Lintang geografis lokasi
Jadi persamaan arus geostropik adalah gaya coriolis = gaya tekanan horizontal : 2 Ω sin ΦV = g tan i
Gaya coriolis ini bertambah besar dengan bertambahnya kecepatan arus, dimana :
Fc = 2 Ω sin ΦV , Fc≈V
Pada suatu saat tertentu magnitudo gaya coriolis dapat mengimbangi tekanan horizontal dan akibatnya terbentuklah arus geostrofik yang bergerak dengan kecepatan konstan (steady). (Stewart 2008) menyatakan bahwa sebelum menentukan keseimbangan geostropik, kita asumsikan lebih dahulu untuk laut dengan keadaan diam atau stasioner sehingga :
atau
Persamaan geostrofik diturunkan dari persamaan gerak dengan mengasumsikan bahwa kecepatan horizontal adalah jauh lebih besar daripada kecepatan vertikal, w<< u, v dan gaya eksternalnya adalah gaya gravitasi dan
gesekannya sangat kecil. Dengan demikian maka persamaannya menjadi :
(8)
(9)
(10) (7)
Dimana f = 2 Ω sin φ adalah parameter coriolis. Persamaan ini adalah persamaan geostropik. Persamaan ini dapat ditulis menjadi :
Dimana p0 tekanan atmosfer pada z = 0 dan ζ adalah tinggi dari permukaan laut. Dengan permukaan laut dapat berada diatas atau dibawah permukaan z = 0 dan gradien tekanan pada permukaan laut diimbangi oleh arus permukaan us. Subtitusi persamaan (11) ke persamaan (12) sehingga menghasilkan :
Dengan cara yang serupa dapat diturunkan untuk kecepatan v :
Jika laut dikatakan homogen, gravitasi dan densitas adalah konstan, suku pertama di sebelah kanan adalah nol dan gradien tekanan horizontal dalam interior laut adalah sama dengan gradient pada permukaan (Barotropik). Jika laut terdiri atas lapisan-lapisan maka gradient tekanan horizontal mempunyai dua komponen yang merupakan gradient dari permukaan laut dan tambahan oleh perbedaan densitas horizontal (Baroklinik). Maka perhitungan geostrofik dari distribusi densitas memerlukan kecepatan (u0,v0) pada permukaan laut atau pada kedalaman tertentu.
Gambar 6. Penentuan ζ dan r yang Digunakan Untuk Menentukan Tekanan Tepat Dibawah Permukaan Laut (Stewart 2008)
(11)
(12)
(13)
Tekanan pada level permukaan :
ρ dan g diasumsikan konstan di permukaan sampai kedalaman beberapa meter.
Dengan memasukkan ke dalam persamaan diperoleh dua komponen arus geostrofik di permukaan us,vs.
Dimana g adalah percepatan gravitasi, f adalah parameter coriolis, dan ζ adalah tinggi muka laut terhadap level permukaan.Topografi muka laut ζ didefinisikan sebagai tinggi permukaan laut relatif terhadap level permukaan
(geoid) dan geoid didefinisikan bidang equipotensial yang berhimpit dengan rata-rata permukaan laut bumi. Berdasarkan persamaan diatas komponen arus geostrofik permukaan berbanding lurus dengan gradien topografi yang nilainya
dapat ditentukan dari hasil pengukuran satelit altimetri jika bidang geoid telah diketahui.
Gambar 7. Bidang Muka Laut Terhadap Geoid (Stewart 2008)
Topografi membangkitkan proses gerakan di laut seperti pasang surut, arus, dan perubahan tekanan barometrik yang menghasilkan efek barometer.
Dikarenakan topografi laut dapat membangkitkan proses dinamika maka topografi laut juga dikenal dengan topografi dinamik.
(15)
Messoscale Eddies
Penelitian mengenai eddies pertama kali dilakukan pada sekitar tahun 1930 oleh Iselin dengan mengidentifikasi eddy Gulf Stream dari data hidrografi, serta penelitian Stockman dari data time series hasil pengukuran langsung di Laut Kaspia. Kecepatan pusaran eddies yang dekat dengan arus utama cenderung sangat tinggi hingga mencapai 1 m/s, sedangkan kecepatan eddies yang jauh dari arus utama hanya 0,01 m/s. Terdapat dua tipe eddies, tipe pertama adalah yang terbentuk akibat interaksi aliran arus dengan topografi, dan yang kedua adalah akibat angin (Mann dan Lazier 2006).
Aktifitas messoscale eddies mempunyai peranan yang penting terhadap fisika laut, biologi laut maupun dinamika atmosfer (Robinson 1985). Dijelaskan juga oleh Lutfiati (2013) Aktifitas mesoscale eddies yang kuat berperan peran penting terhadap peningkatan unsur hara, karena pada daerah tersebut terjadi pengangkataan massa air dingin dari lapisan dalam ke permukaan sehingga lapisan termoklin juga terangkat ke permukaan. Aktifitas mesoscale eddies dapat terbentuk di lautan mana saja tetapi memiliki distribusi dan aktivitas yang heterogen dengan skala spasial berkisar antara puluhan sampai ratusan kilometer dan skala temporal berkisar antara mingguan sampai bulanan. Hal ini juga sesuai dengan pernyataan (Bell et al. 2011) bahwa eddies merupakan gerakan arus melingkar akibat adanya arus yang kuat, berlangsung lebih dari satu minggu hingga beberapa bulan, keadaan tersebut terjadi karena satu rotasi eddies dapat terjadi selama 10-30 hari.
Gerakan eddies ada dua macam yaitu secara syclonic (searah jarum jam) maupun antisyclonic (berlawanan arah jarum jam), eddies yang bergerak searah
jarum jam di bumi bagian selatan memiliki inti dingin dan ketinggian air di pusatnya lebih rendah, sebaliknya eddies yang berlawanan arah jarum jam
memiliki inti hangat dan ketinggian permukaan air bagian pusat lebih tinggi daripada daerah sekitarnya, terlihat seperti pada Gambar 2.
Gambar 2. Skematik Gerakan Eddies dan Akibatnya Terhadap Pergerakan Vertikal Massa Air Di Bumi Bagian Selatan
Tingginya kandungan unsur hara menyebabkan terjadinya peningkatan
klorofil-a di sekitar daerah tersebut. Di Selatan Jawa mesoscale eddies
dibangkitkan oleh sirkulasi arus yang bergerak bolak balik ke timur-barat sesuai dengan monsun, Arus Lintas Indonesia (ARLINDO), dan Arus Equator Selatan (South Equatorial Current/SEC) sehingga terjadi ketidaksetimbangan baroklinik maupun barotropik dan juga disebabkan oleh perbedaan densitas massa air karena adanya perbedaan gradien tekanan akibat gaya Coriolis (Jia et al. 2010). Perbedaan gaya gradien tekanan menyebabkan terjadinya pergerakan massa air dari tekanan tinggi ke tekanan rendah sehingga terbentuk pusaran air.
Klorofil-a
Klorofil-a adalah salah satu tipe klorofil yang paling umum terdapat pada
tumbuhan. Dalam invertarisasi dan pemetaan sumberdaya alam dan pesisir laut,
klorofil-a digunakan untuk mengetahui keberadaan fitoplankton dalam air.
fitoplankton adalah suatu pigmen aktif dalam sel tumbuhan yang mempunyai peran penting di dalam berlangsungnya proses fotosintesis di perairan (Prezelin
1981). Fitoplakton berukuran sangat kecil dan hidupnya terapung atau melayang-layang dalam kolom perairan, sehingga pergerakannya dipengaruhi
oleh pergerakan air laut (Odum 1971). Sebaran dan tinggi rendahnya konsentrasi klorofil sangat terkait dengan kondisi oseanografi suatu perairan (Mann dan Lazier 1991).
Selain sebagai salah satu parameter indikator tingkat kesuburan dari suatu perairan, sebaran klorofil-a di laut bervariasi menurut letak geografis maupun kedalaman perairan. Variasi ini disebabkan oleh perbedaan intensitas cahaya matahari dan konsentrasi nutrien yang terkandung di dalam perairan. Tinggi rendahnya kandungan klorofil-a di laut sangat dipengaruhi oleh faktor hidrologi perairan seperti suhu, salinitas, nitrat dan fosfat. Sebaran konsentrasi klorofil-a lebih tinggi pada perairan pantai dan pesisir, serta konsentrasi klorofil-a rendah diperairan lepas pantai, namun pada daerah-daerah tertentu di perairan lepas pantai dijumpai konsentrasi klorofil-a dalam jumlah yang cukup tinggi.
Suhu Permukaan Laut (SPL)
Suhu permukaan laut (SPL) merupakan salah satu parameter oseanografi yang mencirikan massa air di lautan dan berhubungan dengan keadaan lapisan air laut yang terdapat di bawahnya, sehingga dapat digunakan dalam menganalisis fenomena-fenomena yang terjadi di lautan seperti fenomena arus, upwelling,
front (pertemuan dua massa air yang berbeda), dan aktifitas biologi di laut
(Robinson 1985).
Pembagian SPL secara horizontal menurut Hutabarat dan Evans (1985) akan sangat tergantung pada letak lintangnya. Semakin tinggi letak lintangnya, maka nilai SPL nya akan semakin rendah, karena daerah ekuator menerima lebih banyak radiasi matahari dari daerah lintang tinggi. Perubahan suhu musiman pada suatu perairan, selain disebabkan oleh panas matahari yang menyinari permukaan laut juga dipengaruhi oleh faktor arus permukaan, keadaan awan, pertukaran massa air secara horizontal dan vertikal maupun adanya upwelling.
3 METODE PENELITIAN
Waktu dan Tempat
Daerah penelitian adalah perairan Selatan Pulau Jawa dengan daerah kajian berada diantara 7 o - 12 o LS dan 105 o - 115 o BT, lokasi penelitian dapat dilihat pada Gambar 3. Pelaksanaan penelitian dimulai pada Bulan Maret sampai dengan Juli 2013. Pengolahan data dilakukan di Laboratorium Penginderaan Jauh dan Sistim Informasi Geografis Kelautan Departemen Ilmu dan Teknologi Kelautan Fakultas Perikanan dan Ilmu Kelautan IPB Bogor serta Badan Informasi dan Geospasial Cibinong Bogor.
Gambar 3. Lokasi Penelitian
Bahan
Bahan yang digunakan dalam penelitian ini berupa data-data selama kurun waktu 10 tahun dari tahun 2003-2012, dapat dilihat pada Tabel 1.
No Data Sumber Data
1. 2. Anomali TPL Arus Geostropik Satelit Altimetri http://avisoextract:[email protected] Satelit Altimetri http://avisoextract:[email protected]
3. Klorofil-a Satelit MODIS-Aqua
(http://las.pfeg.noaa.gov/oceanWatch/oceanwatch.php) 4. Suhu Permukaan Laut Satelit MODIS-Aqua (http://las.pfeg.noaa.gov/oceanWatch/oceanwatch.php) 5. 6. Indeks Nino 3.4 DMI
NOAA-Climate Prediction Center
(www.cpc.noaa.gov/data/indices/) http://www.jamstec.go.jp
Alat
Peralatan yang digunakan dalam proses pengolahan data antara lain komputer sistem Windows dan Linux yang dilengkapi dengan perangkat lunak Ferret 6.72 for linux, Integrated Data Viewer (IDV) versi 4.0, Ocean Data View (ODV) versi 4.5, ArcGis 10, nc Browse dan Microsoft Office 2010.
Proses Akuisisi Data Data Satelit Altimetri
Archiving, Validation and Interpretation of Satellite Oceanographic Data
(AVISO) merupakan sistem pengumpulan data oseanografi dari beberapa tipe
data satelit dan salah satu kumpulan data yang disediakan oleh AVISO ini adalah sistim Data Unification and Altimeter Combination System (DUACS). Data tersebut merupakan data hasil olahan beberapa satelit altimetri diantaranya Cyosat-2, OSTM/Jason-2, Jason-2, Topex/Poseidon, Envisat, GFO, ERS-1, ERS-2 dan Geosat (CNES 2012). Data ini diproses melalui beberapa
rangkaian yang dapat dibagi kedalam tujuh tahap utama seperti akuisisi, homogenasi, kontrol kualitas data, kalibrasi silang dan generasi produk, semua proses ini dilakukan oleh AVISO. Setelah produk tersebut selesai dihasilkan, ditampilkan dalam format Network Common data Form (NetCDF) yang disajikan di : http//ftp.aviso.oceanobs.com yang dapat di download secara gratis setelah
melakukan registrasi online. Dalam penelitian ini data diunduh dari (http://atoll-motu.aviso.oceanobs.com/?action=listcatalog&service=AvisoDT dan
(http://avisoextract:[email protected]).
Data Satelit Aqua MODIS
Citra satelit Aqua MODIS dengan resolusi 4 km x 4 km yang merupakan
composite mingguan selama 10 tahun (2003-2012), dimana deskripsi dari data
parameter Suhu Permukaan Laut (SPL) dan konsentrasi klorofil-a secara horisontal di permukaan laut. Data suhu dan klorofil-a permukaan laut citra MODIS merupakan data Level-3 dalam bentuk Hirarchical Data Format (HDF), data yang diambil telah terkoreksi geometrik dan radiometrik serta sudah memiliki nilai SPL dan klorofil-a.
Pengolahan dan Analisa Data
Penelitian ini dibagi dalam beberapa tahapan, secara umum dimulai dengan penentuan lokasi, mengunduh data hingga proses pengolahan dan anlisis data yang menghasilkan anomali TPL, pola arus permukaan, distribusi SPL serta konsentrasi klorofil-a. Diagram alir proses pengolahan data ditampilkan pada Gambar 4 dan 5. Untuk mengetahui karakteristik secara spasial di wilayah kajian, dilakukan simulasi model dengan bantuan software Integrated Data Viewer (IDV) dimana dapat dilihat pola anomali TPL, pergerakkan arus serta aktifitas mesoscale
eddies, kemudian analisis secara temporal dilakukan analisis berdasarkan deret
Gambar 4. Alur Pemrosesan Data anomali TPL dan Arus Geostropik
Mulai
Data Map Of Sea Level Anomaly (MSLA H) Data Map Of Sea Level Anomaly u,v
Visualisasi Pola Arus per Bulan
Selesai
Analisa Spasial dan Temporal Arus Eddy Pemilihan waktu dan Penentuan Lokasi
Data Satelit Altimetri :
(http://atoll-motu.aviso.oceanobs.com/?action=listcatalog&service=AvisoDT
dan (http:// avisoextract:[email protected])
Visualisasi TPL per Bulan dan Plot TPL tahunan
Ekstrak Data TPL (height) Ekstrak Data u, v
Perhitungan Rata-rata TPL Perhitungan rata-rata Arus
Gambar 5. Alur Pemrosesan Data SPL dan Klorofil-a
Mulai
Pemilihan waktu dan Penentuan Lokasi
Unduh data MODIS (SPL & Klorofil) pada situs NASA
(www.oceancolor.gsfc.nasa.gov)
Pengolahan data Ferret 6.72 menggunakan Linux Ubuntu 14.01
Tampilan gambar sebaran spasial (SPL dan klorofil-a)
Sortir data / kontrol data menggunakan Microsoft Excel
Tampilan grafik Rata-rata time
series (SPL dan klorofil-a)
Selesai Rata-rata Bulanan SPL dan klorofil-a
Distribusi Spasial dan Temporal Eddies
Hasil visualisasi model arus geostropik dan anomali TPL yang diperoleh, diidentifikasi keberadaan mesoscale eddies dengan melihat apakah terdapat pola melingkar pada vector plot. Jika terlihat adanya arus melingkar dengan syarat membentuk pola arus yang terpisah dari arus utamanya, maka dapat disimpulkan bahwa arus melingkar tersebut adalah eddies. Arah putaran dianalisis apakah searah jarum jam (syclonic) atau berlawanan arah jarum jam (antisyclonic). Distribusi temporal eddies dianalisis dengan melihat pada bulan apa saja terbentuk
mesoscale eddies dan dianalisis perbedaan per musim. Pembagian musim dapat
dilihat pada Tabel 2.
Tabel 2. Pembagian Musim dalam satu Tahun
No Musim Bulan
1. Musim Barat Desember – Januari – Februari 2. Musim Peralihan I Maret – April – Mei
3. Musim Timur Juni – Juli – Agustus
4. Musim Peralihan II September – Oktober - November
Hubungan Mesoscale Eddies, Konsentrasi Klorofil-a, SPL dan anomali TPL
Analisis selanjutnya adalah untuk melihat hubungan eddies, Klorofil-a, SPL dan TPL sebagai indikator fenomena upwelling atau downwelling. Anomali TPL tiap bulan pada daerah terbentuknya eddies dibandingkan dengan daerah sekitarnya, kemudian pada saat terbentuknya eddies dan tidak terbentuk, dianalisis juga hubungan arah putaran dengan anomali TPL. Data pendukung dari SPL dan
klorofil-a dari Citra Satelit Aqua MODIS digunakan untuk memperjelas teori
secara skematik dan memperkuat analisis data seperti ditunjukkan pada Gambar 8.
Tidak
Ya
Gambar 8. Skema Hubungan Arus Geostropik, Eddies dan anomali TPL
Pola Arus Geostropik
Pola Melingkar Tidak terdapat
Eddies
Terdapat Eddies Anomali TPL
Distribusi Spasial mesoscale eddies Distribusi Temporal mesoscale eddies Indikator terjadinya Upwelling
4 HASIL DAN PEMBAHASAN
Variabilitas Tinggi Paras Laut di Perairan Selatan Jawa
Perairan Selatan Jawa merupakan perairan yang memiliki potensi perikanan yang tinggi serta menarik untuk dikaji. Selain itu perairan ini juga dipengaruhi oleh beberapa fenomena oseanografi seperti El Nino Southern Oscilation (ENSO), IOD (Indian Oscillation Dipole Mode), Sistem arus permukaan laut, Arus Lintas Indonesia (ARLINDO) dan pola pergerakan angin muson. Rata-rata anomali TPL selama tahun 2003 hingga 2012 terlihat pada Gambar 9 dan Lampiran 1. Anomali TPL di Perairan Selatan Jawa ditandai dengan paras laut positif dan negatif yang terjadi secara bergantian dengan intensitas yang berbeda-beda selama tahun pengamatan. Terjadinya anomali TPL negatif dan positif secara bergantian mengindikasikan bahwa di wilayah kajian terjadi intensitas penaikan maupun penurunan massa air, dimana hal tersebut merupakan besarnya penyimpangan yang terjadi terhadap kondisi rata-rata tinggi muka laut. Rata-rata anomali TPL bulanan selama tahun pengamatan berkisar antara -0.24 m sampai 0.32 m
Waktu
Gambar 9. Rata-rata anomali Tinggi Paras Laut
Pola sebaran anomali TPL sepanjang tahun pengamatan dari bulan Desember-Mei merata, kemudian dari bulan Juni-November pola sebarannya berubah dimana pada Musim Barat anomali TPL mencapai maksimum dan pada Musim Timur minimum. Hal ini disebabkan karena perairan Selatan Jawa dipengaruhi oleh sistem pola angin muson yang memiliki pola sirkulasi massa air yang berbeda dan bervariasi antara musim serta dipengaruhi adanya fenomena ENSO. Wyrtki (1961) menjelaskan bahwa sirkulasi massa air perairan Indonesia berbeda antara Musim Barat dan Musim Timur. Massa air pada saat Musim Barat umumnya mengalir ke arah Timur perairan Indonesia, dan sebaliknya ketika Musim Timur berkembang dengan sempurna suplai massa air yang berasal dari daerah upwelling di Laut Arafura dan Laut Banda akan mengalir menuju perairan lndonesia bagian Barat.
Terjadinya kenaikan maupun penurunan anomali TPL secara signifikan
mengindikasikan bahwa anomali TPL dipengaruhi adanya fenomena ENSO yang berdampak juga di perairan Selatan Jawa. Fenomena ENSO memiliki dua
fenomena yang saling berlawanan fase. Fase panas disebut sebagai kondisi
El Nino dan fase dingin disebut sebagai kondisi La Nina. ENSO atau El Nino Southern Oscillation merupakan kondisi abnormal iklim dimana suhu permukaan
Samudra Pasifik di pantai Barat Ekuador dan Peru lebih tinggi dari rata-rata normalnya. Hal ini juga diperkuat pernyataan Susanto dan Gordon (2005) yang menjelaskan bahwa ENSO yang terjadi di Pasifik Ekuator Bagian Tengah dan Timur akan mempengaruhi kondisi perairan Indonesia. Pengaruh tersebut ditandai dengan terjadinya peningkatan durasi dan intensitas upwelling serta menaikkan lapisan termoklin sehingga menghasilkan produktivitas yang lebih tinggi dibandingkan tahun-tahun normal.
Siklus tahunan anomali TPL pada Gambar 10 menunjukkan bahwa grafik anomali TPL mulai meningkat dari bulan Januari, Februari dan mencapai puncak maksimum pada bulan Mei. Kemudian mulai menurun dari bulan Juni-Agustus dengan titik terendah terjadi pada bulan September, selanjutnya mulai meningkat sampai pada bulan Desember. Sehingga dapat ketahui bahwa pada Musim Barat terjadi penumpukan massa air dan pada Musim Timur terjadi pengurangan massa air.
Gambar 10. Grafik Rata-rata Bulanan anomali TPL 2003-2012
Hasil analisis secara temporal dari data anomali TPL menunjukkan pada bulan Januari hingga Maret atau saat berlangsungnya Musim Barat hingga memasuki awal Musim Peralihan I, anomali TPL di wilayah pesisir lebih tinggi dibanding di laut lepas yang mengarah ke Bagian Selatan, hal serupa juga terjadi pada bulan November sampai dengan Desember atau pada akhir Musim Peralihan II hingga berlangsungnya Musim Barat. Sedangkan saat berlangsungnya Musim Timur, umumnya anomali TPL di wilayah pesisir terlihat lebih rendah jika dibandingkan pada wilayah perairan yang jauh dari daratan atau laut lepas.
-0.1 -0.05 0 0.05 0.1 0.15 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 TPL ( m ) Bulan
Hasil penelitian tidak berbeda jauh dengan hasil penelitian Marpaung dan Harsanugraha (2014) dimana menunjukkan pada Bulan Januari, Februari, Maret, November dan Desember diperairan Selatan Anomali di wilayah pantai lebih tinggi dibanding di laut lepas ke arah Selatan. Pada bulan Juni sampai Oktober tampak anomali diwilayah pantai lebih rendah dibandingkan wilayah perairan yang jauh dari daratan. Pola anomali TPL selama tahun pengamatan dapat dilihat pada Gambar 11 dan 12. Pada awal Musim Barat yaitu sekitar bulan Desember distribusi anomali TPL ditandai dominannya paras laut positif dimana penumpukan massa air terlihat sepanjang pesisir Selatan Jawa yang dimulai dari 7.5o LS hingga 9.5o LS. Memasuki bulan Januari hingga Februari atau saat berlangsungnya Musim Barat intensitas paras laut positif sudah mengarah lebih ke Selatan Samudera Hindia atau pada daerah lintang tinggi yang berkisar antara 9.5o LS hingga 12o LS. Hasil analisis diperkuat oleh hasil penelitian Naulita (1998), dimana selama bulan November hingga Maret (Musim Barat), arus ekuator di Samudra Hindia mengalir kuat dan menyumbangkan massa air ke Barat Daya Sumatera dan Selatan Jawa-Sumbawa yang merupakan wilayah aliran keluar Arus Lintas Indonesia (ARLINDO), sehingga meningkatkan tinggi permukaan air laut, sehingga menyebabkan gradien tekanan dari Samudra Pasifik ke Samudra Hindia menjadi lebih kecil dan aliran transport ARLINDO menjadi minimum.
Memasuki Musim Peralihan I yang dimulai pada bulan Maret hingga Mei menunjukan bahwa anomali TPL positif terjadi sepanjang pantai perairan Selatan Jawa selama bulan Maret pada 8.5°– 10.5° LS, anomali TPL positif yang terjadi diakibatkan masih adanya pengaruh dari peralihan Musim Barat ke Musim
Peralihan I. Memasuki bulan April hingga Mei, anomali TPL negatif terjadi di laut lepas pada 9°–12° LS dan pada daerah pantai mengalami anomali TPL
positif. Umumnya pada Musim Peralihan I anomali TPL terendah terjadi pada 11.5°–12° LS sedangkan anomali TPL tertinggi berada di 9.5°-10° LS.
Anomali TPL memasuki Musim Timur, terendah berada di 11°–12° LS dan anomali TPL tertinggi berada di 11.5°-12° LS. Terlihat pula pada saat berlangsungnya Musim Timur, TPL negatif berada disekitar pesisir Selatan Jawa dan berada di lintang rendah yang menyebabkan terjadinya perbedaan gradien tekanan, daerah tekanan tinggi ditandai dengan tingginya topografi, sedangkan daerah bertekanan rendah ditandai dengan topografi rendah. Pola anomali TPL saat berlangsungnya Musim Timur (Juni-Agustus) dapat dilihat pada Gambar 12.
Selama Musim Timur pola perubahan anomali TPL di perairan Selatan Jawa dari positif ke negatif atau sebaliknya efektif terjadi di daerah lebih besar dari 108 o BT. Pada Musim Peralihan II (September-November) di sebelah Selatan Jawa Timur memiliki anomali TPL yang lebih rendah dengan daerah pada lintang rendah yang memiliki topografi lebih tinggi. Sepanjang berlangsungnya Musim Timur hingga memasuki Musim Peralihan II, anomali TPL negatif hampir mendominasi perairan Selatan Jawa yang berada sekitar 11°–12° LS.
Hasil penelitian ini tidak berbeda jauh dari penelitian yang telah dilakukan sebelumnya, dimana Tomczak dan Godfrey (1994) dalam Naulita (1998) menyebutkan bahwa selama bulan Mei hingga September (Musim Timur), arus di Samudra Hindia digantikan oleh arus ekuator Selatan yang menyebar ke arah Utara sehingga mendorong massa air menjauh dari Samudra Hindia bagian Timur. Rendahnya permukaan air laut di wilayah tersebut dibandingkan Samudra Pasifik menghasilkan aliran transpor ARLINDO yang maksimum. Tingginya aliran tersebut disebabkan pada Musim Timur gerakan angin pasat tenggara di Pasifik Selatan menyebabkan topografi Samudra Hindia lebih rendah dibanding Samudra Pasifik Barat. Perbedaan tekanan tersebut mengakibatkan aliran arus yang mengalir ke Samudra Hindia cukup besar (Gordon, 2005).
Besarnya aliran ARLINDO dan arus musiman berperan penting terhadap topografi muka laut hal ini terlihat karena bulan Desember – Januari – Februari – Maret – April topografi rendah terlihat hanya sampai lintang 9o LS, sedangan pada bulan Mei – Juni –Juli – Agustus – Agustus topografi rendah terlihat lebih luas sampai lintang 10o – 13o LS (Lutfiati 2014). Hal ini juga dipengaruhi oleh sistem monsun. Menurut Bima et al. (2014), sistem monsun di perairan bagian Selatan Pulau Jawa dicirikan dengan pembalikan arah angin secara musiman yang menyebabkan pola pergerakkan massa air yang berbeda. Hal lain yang diduga berpengaruh adalah posisi geografis, dimana perairan Selatan Jawa terdapat di laut terbuka dengan pengaruh sirkulasi dari Samudera Hindia.
Gambar 12. Anomali TPL Rataan Bulanan Juli-Desember 2003 - 2012
Pola Arus Permukaan di Selatan Jawa
Hasil visualisasi arus geostropik dari data altimetri selama tahun 2003
hingga 2012 menunjukkan bahwa rata-rata kecepatan arus berkisar antara 0.37 sampai 1.19 m/det (Lampiran 2). Arus geostropik bergerak dari slope tinggi
(H) ke slope lebih rendah (L) dan dibelokkan ke kiri karena daerah kajian berada di Belahan Bumi Selatan, berlawanan jarum jam, sehingga secara umum arus
geostropik bergerak dari Timur menuju perairan Barat Sumatera, Selatan Jawa
hingga bagian Tenggara Samudera Hindia. Pola arus geostropik yang terjadi di Perairan Selatan Jawa diakibatkan adanya pengaruh gaya coriolis serta letak
topografi daerah kajian. Selain kedua hal tersebut dijelaskan oleh Wyrtki (1961) bahwa keberadaan Monsum juga menyebabkan suatu sirkulasi musiman yang khas dari arus permukaan di perairan Selatan Jawa yang masih terletak dengan pantai, dimana pada Musim Barat pola arus bergerak dari Barat ke Timur sedangkan saat Musim Timur cenderung bergerak dari Timur menuju Barat.
Faktor lain yang berperan dalam sirkulasi arus geostropik menurut Gordon (2005) dan Susanto (2012) ialah aliran ARLINDO. ARLINDO memiliki keragaman yang tinggi baik secara musiman maupun tahunan. Keragaman musiman berkaitan dengan adanya pergantian arah angin di Indonesia. Pada bulan Desember– Februari atau berlangsungnya Musim Barat arah arus tidak memperlihatkan perbedaan yang signifikan setiap bulan. Sepanjang Musim Barat aliran cenderung mengalir ke arah Tenggara dan Selatan sebagaimana terlihat pada Gambar 13. Kecepatan rata-rata arus pada musim ini sebesar 0.71 m/s.
Gambar 13. Pola Arus Permukaan Rataan Bulanan Januari-Juni 2003 - 2012 Pada bulan Maret – Mei yang merupakan Musim Peralihan I menuju Musim Timur, pola arus masih belum mengalami perubahan yang signifikan. Kecepatan rata-rata pada Musim Peralihan I sebesar 0.76 m/s dan pergerakkan arah arus terjadi ke arah Barat Daya dan Selatan Samudera Hindia.
Selanjutnya pada bulan Juni – Agustus yang merupakan puncak Musim Timur kecepatan arus rata-rata sebesar 0.70 m/s. Menurut Gordon dan Susanto (2003), laju transpor tertinggi ditemukan pada saat Muson Tenggara, yaitu selama bulan Juni sampai Agustus. Pada musim ini ARLINDO memiliki intensitas kecepatan yang besar, aliran tersebut mengalir dari Selat Lombok menuju Samudra Hindia dan bergerak mengalir ke Barat Daya, secara bersamaan terdapat Arus Selatan Ekuator atau South Equatorial Current (SEC) dan Arus Selatan
Jawa (South Java Current atau SJC). SEC selalu bergerak ke Barat dan berada jauh di sebelah Selatan pulau Jawa-Nusa Tenggara sedangkan pola arus
SJC bergerak sepanjang Pantai Selatan Jawa. Memasuki Musim Peralihan II yaitu bulan September – November arah arus mulai bergerak cenderung ke arah Barat Laut dan Utara dengan kecepatan rata-rata sebesar 0.68 m/s.
Distribusi Spasial Mesoscale Eddies di Perairan Selatan Jawa
Hasil visualisasi dengan menggunakan program Integrated Data Viewer (IDV) dari data arus geostropik selama tahun 2003 hingga 2012 dan TPL dalam skala bulanan, diketahui bahwa selama tahun pengamatan terbentuk mesoscale
eddies di perairan Selatan Jawa. Eddies yang terbentuk di perairan tersebut dapat
mencapai 3 kejadian per bulannya, dimana secara spasial terjadi di perairan
Selatan Jawa Barat, Jawa Tengah, dan Jawa Timur. Rata-rata kejadian Eddies di perairan Selatan Jawa dapat berlangsung selama satu hingga beberapa bulan
selain itu Eddies yang terbentuk memiliki diameter yang tetap atau bertambah walaupun pergerakannya berpindah.
Eddies sendiri terbentuk karena ketidakseimbangan massa air laut akibat
pengaruh adanya transport Ekman dan gaya coriolis sehingga terjadi perbedaan gaya gradien tekanan secara horisontal. Pada perairan Selatan Jawa gaya coriolis menyebabkan putaran cyclonic eddies searah jarum jam disebut cold eddies dan
warm eddies berputar berlawanan arah jarum jam (anticyclonic eddies). Putaran cyclonic memiliki inti dingin dan ketinggian permukaan air bagian pusat lebih
rendah daripada sekitarnya sedangkan putaran antycyclonic memiliki inti hangat dan ketinggian permukaan air bagian pusat lebih tinggi daripada sekitarnya.
Hasil analisis menunjukkan selama tahun 2003 hingga 2012 terbentuk sebanyak 29 kejadian Eddies (Tabel 3) di perairan Selatan Jawa Barat baik yang memiliki arah cyclonic maupun antycyclonic. Eddies yang terbentuk di perairan
Selatan Jawa Barat secara umum memiliki titik pusat pada 105o BT sampai 108o BT dan 9o LS sampai 11o LS. Sebanyak 44 kejadian Eddies terbentuk di perairan Selatan Jawa Tengah (Tabel 4). Eddies yang terbetuk di perairan ini
mempunya titik pusat pada 108o BT sampai 109.5o BT dan 8.5o LS sampai 12o LS.
Tabel 3. Kejadian eddies di Perairan Selatan Jawa Barat
Tahun 2003 2004 2005 2006 2007 2008 2009 2010 2011 2012 Jumlah Januari 1 - - - 1 - - - 2 Februari 1 - *1 1 1 - 1 - 1 - 6 Maret - - - 1 1 2 April - 1 - - 1 - - - 1 - 3 Mei - - - 1 - - - 1 2 Juni - 1 1 - 1 1 - 1 - - 5 Juli - - - 1 - 1 2 Agustus 1 - - - 1 September - - 1 1 - - - 1 3 Oktober - 1 - - - - 1 - - - 2 November - - - - Desember *1 - - - 1 Jumlah 4 3 3 3 3 1 3 2 3 4 29 * Arah antycyclonic
Tabel 4. Kejadian eddies di Perairan Selatan Jawa Tengah Tahun 2003 2004 2005 2006 2007 2008 2009 2010 2011 2012 Jumlah Januari - - - 1 - 1 Februari 1 - - - *1 1 2 Maret *1 - - - 1 April - 1 - - - - 1 - - - 2 Mei 1 - - 1 - 1 1 - - - 3 Juni - - 1 1 1 1 - - - 1 5 Juli 1 1 - - 1 1 1 - 1 - 5 Agustus - - 1 - - 1 1 - - 1 4 September 1 1 1 1 1 1 - - 1 1 7 Oktober - - 1 1 1 1 - 1 - - 5 November 1 - - - - 1 - - 1 1 3 Desember 1 - - - 1 Jumlah 7 3 4 4 4 7 4 1 5 5 44 * Arah antycyclonic
Eddies yang terbentuk di Selatan Jawa Timur selama tahun 2003 hingga
2012 sebanyak 82 kejadian dan ditemukan hampir sepanjang tahun (Tabel 5). Terbentukya eddies di perairan ini berhubungan erat dengan adanya aliran ARLINDO yang juga terjadi sepanjang tahun. Hal ini sesuai dengan pernyataan yang dikemukakan Godfrey (2011) bahwa ARLINDO yang masuk ke Samudera Hindia melalui Selat Lombok ini kemudian bertemu dengan arus kuat yang
mengalir ke arah Barat, yaitu AKS dimana eddies berkembang dan terbentuk di daerah tersebut. Kecepatan eddies pada perairan ini cenderung lebih tinggi
dibandingkan kecepatan pada perairan Selatan Jawa Barat dan Jawa Tengah. Hal ini juga diperkuat oleh pernyataan Mann dan Lazier (2006) bahwa kecepatan
pusaran eddies yang dekat dengan arus utama cenderung lebih tinggi, hal yang sama juga dijelaskan oleh Godfrey (2011), arus utama yang membentuk eddies di perairan Selatan Jawa Timur –Bali adalah AKS dan ARLINDO.
Tabel 5. Kejadian eddies di Perairan Selatan Jawa Timur
Tahun 2003 2004 2005 2006 2007 2008 2009 2010 2011 2012 Jumlah Januari 1 - 1 1 1 1 1 1 - - 7 Februari 1 1 - 1 1 - 1 1 - 1 6 Maret 1 1 1 1 1 - - - - 1 5 April - - - - 1 1 1 - 1 1 4 Mei 1 1 - 1 1 1 1 1 1 - 8 Juni 1 1 1 1 - 1 1 1 1 1 8 Juli - 1 1 1 1 1 1 1 1 - 8 Agustus 1 1 1 - 1 - 1 1 1 1 7 September 1 1 1 1 - 1 - - 1 1 6 Oktober - - 1 1 1 1 - 1 - 1 5 November 1 1 - - 1 2 1 - - - 6 Desember - - 1 - - - 1 - 1 1 3 Jumlah 8 8 8 8 9 9 9 7 7 8 82 * Arah antycyclonic
Hasil visualisasi arus geostropik dan TPL dalam skala bulanan, secara umum menunjukkan bahwa eddies yang terbentuk di perairan Selatan Jawa Timur berputar searah jarum jam. Arah eddies secara cyclonic (lingkaran biru) memiliki tinggi muka laut lebih rendah dibandingkan dengan ketinggian muka laut disekitar eddies tersebut. Sebaliknya pusat eddies yang bergerak berlawanan arah jarum jam atau antycyclonic (lingkaran merah) memiliki ketinggian muka laut lebih tinggi dari perairan sekitarnya.
Gambar 14. Arah cyclonic dan antycyclonic dari eddies
Distribusi Temporal Eddies di Perairan Selatan Jawa
Berdasarkan hasil visualisasi software IDV, secara temporal dapat diindikasikan bahwa satu eddies yang terbentuk di perairan Selatan Jawa dapat berlangsung selama satu hingga beberapa bulan. Dari pola arus geostropik menunjukan adanya eddies baik syclonic maupun antycyclonic yang sering
terbentuk di perairan Selatan Jawa Timur, beberapa kejadian juga ditemukan di perairan Selatan Jawa Tengah dan Jawa Barat.
Musim Barat
Pada Musim Barat eddies yang terbentuk berada di Selatan Jawa Barat berada sekitar 9° LS. Diindikasikan hal tersebut terjadi karena pada musim ini mengalir Arus Pantai Jawa (APJ), sehingga eddies selalu terbentuk di bawah batas selatan APJ yang mencapai 9° LS. Menurut Priyono (2013), memasuki Musim Barat arus South Java Current (SJC) berada pada kondisi maksimum dan bergerak hingga ujung timur pulau Jawa. ARLINDO yang mengalir melewati Selat Lombok pada Musim Barat di bulan Januari memiliki kecepatan arus yang tidak besar dan bergerak ke arah Selatan.
Pola arus geostropik menunjukkan adanya pusaran cyclonic di Barat hingga Timur perairan Selatan Jawa terlihat pada lintang 8.5° – 12° LS, pusaran cyclonic tersebut terjadi karena pertemuan arus dari Arus Ekuator Selatan atau South
Equator Current (SEC) yang berasal dari laut Timor bergerak mengalir hingga
ke Barat. Daerah cyclonic ditandai dengan rendahnya tinggi muka laut.
Umumnya pada lintang 10°-11.5° LS memiliki topografi rendah ditandai dengan adanya divergensi yang menyebabakan adanya kekosongan massa air di lapisan bawah.
Musim Peralihan I
Eddies di perairan Selatan Jawa mulai terbentuk pada Musim Peralihan I
yaitu sekitar bulan April. Pada musim ini juga terbentuk arus eddy di perairan Selatan Jawa Barat. Puncak musim peralihan I terjadi pada bulan Mei yang merupakan awal dari musim timur sehingga mengalami masa transisi pada sistem arus di selatan Jawa. Arus geostropik mulai mengalami penguatan karena adanya aliran arus yang disebabkan oleh SEC mengalami peningkatan, dan arus musiman yang bergerak kearah timur masih terlihat. Aliran ITF yang terjadi pada musim Peralihan I juga mengalami penguatan, aliran arus yang mengalir dari Samudera Pasifik ke Samudera Hindia melalui Selat Lombok cukup kuat.
Aliran SJC yang dipengaruhi musim dan masih terlihat kearah Barat selalu bergerak kearah garis pantai. Jika dilihat selama musim Peralihan I berlangsung pada perairan Selatan Jawa pusaran cyclonic terlihat cukup jelas sehingga mampu membangkitkan upwelling di pesisir pantai. Adanya pengaruh distribusi angin permukaan pada musim Peralihan I sudah mulai mengalami pembelokan yang bergerak dari arah Barat ke Timur. Pembelokan arah angin tersebut diperkuat teori Wrykti (1961), dimana dalam penjelasannya mengatakan bahwa pembelokan tersebut mempengaruhi aliran arus dan akibat pengaruh gaya coriolis yang bekerja terjadi pembelokan aliran massa air menuju laut lepas, sehingga menyebabkan terjadinya kekosongan massa air di pesisr pantai Selatan Jawa dan mengakibatkan terjadinya perbedaan topografi muka laut.
Musim Timur
Musim Timur merupakan puncak terbentuknya eddies di perairan Selatan Jawa. Eddies paling sering terentuk pada musim ini diduga terjadi akibat adanya kekuatan angin pada musim ini lebih kuat dari musim lainnya, hal ini juga sesuai dengan penelitian Martono (2013) dimana hasil penelitiannya menunjukkan bahwa angin yang bertiup di atas perairan Selatan Jawa pada bulan Juli memiliki kecepatan yang sangat tinggi dan mengarah ke Barat Laut.
Besarnya sirkulasi eddies selama Musim Timur dapat dilihat berdasarkan distribusi arus geostropik, terlihat adanya pusaran cyclonic selama Musim Timur umumnya terjadi pada lintang 8° LS hingga 10° LS. Analisa anomali TPL Musim Timur menunjukkan bahwa topografi terendah terjadi di sekitar pantai Selatan Jawa, sedangkan pada laut lepas atau lintang tinggi memiliki topografi tinggi. Rendahnya topografi dipantai karena adanya kekosongan massa air yang disebabkan terjadinya daerah divergensi akibat pembelokan gaya coriolis.
