Pasang surut di Laut Indonesia

LAUT INDONESIA

GAMBARAN SINGKAT TENTANG

Pasang surut di

Laut Indonesia

BYRICHARDD. RAY, GARYD. EGBERT, ANDSVETLANA Y. EROFEE VA

Fenomena pasang surut air laut di perairan Indonesia termasuk yang paling kompleks di dunia. Geometri pantai yang rumit dengan selat sempit dan pulau- pulau kecil yang tak terhitung jumlahnya, topografi dasar yang kasar di samping perairan dangkal yang luas, dan masukan tenaga pasang surut dalam jumlah besar dari Samudera Hindia dan Pasifik yang bersebelahan—semuanya digabungkan untuk membentuk sistem kompleks yang mengganggu gelombang tiga dimensi. .

Lautan memiliki banyak amphidrom (titik di laut di mana amplitudo pasang surut nol karena pembatalan gelombang pasang), arus pasang surut yang kuat, sirkulasi sisa, gelombang internal, dan soliton. Pasang surut diurnal sangat kuat dan dominan di beberapa garis pantai.

Pasang surut diketahui mempengaruhi percampuran dan sirkulasi lokal, namun energi pasang surut yang tersedia untuk proses ini belum dapat ditentukan secara pasti. Meskipun pemetaan pasang surut air laut di Indonesia telah memberikan banyak manfaat dengan mengasimilasi pengukuran altimeter satelit ke dalam model numerik, perbaikan anggaran energi kemungkinan besar memerlukan analisis dengan resolusi lebih tinggi dan jaringan pengukuran pasang surut satelit yang lebih padat.

Karakteristik kasar dari pasang surut air laut di Indonesia telah diketahui pada masa kolonial pada awal abad ke-20. Ringkasan deskripsi pasang surut pantai diterbitkan oleh Krümmel dan Van der Stok pada tahun 1911, dan grafik fase pasang surut diterbitkan oleh Dietrich selama perang pada tahun 1944.

Mengingat kesulitan dalam mengumpulkandi situdata, perlu dicatat bahwa pengukuran awal tersebut masih merupakan sebagian besar data stasiun yang tersedia di arsip pasang surut Biro Hidrografi Internasional.

Sebagian besar karya awal tersebut kemudian dikompilasi ulang dan disintesis oleh Wyrtki (1961), yang membuat grafik cotidal diurnal dan semidiurnal berdasarkan semua informasi pesisir dan pulau yang tersedia.

Karena kurangnya data, Wyrtki tidak dapat menggambar kontur di perairan India dan Pasifik yang bersebelahan, namun interpolasi (subyektif) yang dilakukannya terhadap wilayah laut tertutup—dan masih—sangat beralasan.

Baru-baru ini, Hatayama dkk. (1996) menghitung dua pasang surut utama diurnal dan semidiurnal dengan model barotropik numerik; mereka menekankan pentingnya

pentingnya sirkulasi sisa yang dihasilkan secara pasang surut, terutama di bagian timur Sulawesi, untuk percampuran horizontal.

Ffield dan Gordon (1996) dan Hatayama (2004) mencatat peran penting pasang surut dalam percampuran vertikal, sebuah fakta yang memerlukan pengembangan model pasang surut tiga dimensi beresolusi tinggi untuk menyelidiki sumber dan variabilitas pasang surut internal.

Beberapa langkah awal menuju arah tersebut disajikan dalam edisi ini oleh Robertson dan Ffield. Lihat juga karya terkait oleh Schiller (2004).

Bagan yang kami tampilkan di sini didasarkan pada karya asimilasi data Egbert dan Erofeeva (2002). Asimilasi data sangat menarik di wilayah seperti Kepulauan Indonesia di mana numerik

Richard D.Ray(richard.ray@nasa.gov ) adalah Ahli Geofisika, Laboratorium Geodesi Luar Angkasa, Pusat Penerbangan Luar Angkasa Goddard NASA, Greenbelt, MD, AS.Gary D.Egbertadalah Profesor, Sekolah Tinggi Ilmu Kelautan & Atmosfer, Oregon State University, Corvallis, OR, AS. Svetlana Yu.Erofeevaadalah Research Associate, College of Oceanic & Atmospheric Sciences, Oregon State University, Corvallis, OR, AS.

Artikel ini telah diterbitkan diIlmu samudra, Volume 18, Nomor 4, jurnal triwulan The Oceanography Society. Hak Cipta 2005 oleh The Oceanography Society. Seluruh hak cipta. Izin diberikan untuk menyalin artikel ini untuk digunakan dalam pengajaran dan penelitian. Penerbitan ulang, reproduksi sistematis, atau pendistribusian ulang secara bagian mana pun dari artikel ini melalui mesin fotokopi, pengeposan ulang, atau cara lain hanya diperbolehkan dengan persetujuan The Oceanography Society. Kirim semua korespondensi ke: info@tos.org atau Th e Oceanography Society, PO Box 1931, Rockville, MD 20849-1931, USA.

Diterjemahkan dari bahasa Inggris ke bahasa Indonesia - www.onlinedoctranslator.com

Gambar 1. Bagan topografi, dengan isobath yang digambar pada ketinggian 100, 200, 1000, 2000, 4000, 6000 m. Garis merah menunjukkan jalur dasar dari Topeks/Poseidonsatelit. Meskipun jalur- jalur ini jaraknya terlalu lebar untuk mendukung pemetaan pasang surut yang murni empiris di wilayah ini, data satelit memberikan data yang sangat berharga untuk asimilasi.

upaya pemodelan cal terhambat oleh kurangnya pengetahuan tentang batimetri dan stratifikasi serta ketidakpastian mengenai disipasi. Asimilasi data dapat mengatasi beberapa kesulitan pemodelan ini. Grafik kami didasarkan pada pengukuran permukaan laut selama sepuluh tahun dariTopeks/Poseidon altimeter satelit. Data altimeter digunakan untuk menghitung penyesuaian invers yang dilinearisasi terhadap model loncatan waktu sebelumnya, multi-konstituen, nonlinier, barotropik (untuk detailnya, lihat Egbert dan Erofeeva, 2002). Pola lintasan satelit ditunjukkan pada Gambar 1.

Grafik cotidal dari pasang surut semidiurnal terbesar M dan pasang surut diurnal K masing- masing ditunjukkan pada Gambar 2 dan 3.

Respons semidiurnal jelas mendominasi.

disebabkan oleh air pasang besar dari Samudera Hindia, yang amplitudonya lebih dari satu meter di lepas pantai barat laut Australia. Gelombang ini tertunda sedikit (sekitar 2 jam) saat melewati Laut Banda dan Laut Flores. Laut tersebut cukup dalam sehingga air pasang terjadi hampir bersamaan di kedua cekungan tersebut. Dari Laut Banda, pasang surut semidiurnal mengalir perlahan ke arah utara melalui wilayah Laut Molucca.

Dari Flores, penyebarannya perlahan ke arah utara menuju Selat Makassar dan juga ke arah barat, namun lebih lemah, melintasi Laut Jawa.

Berbeda dengan pasang semidiurnal, pasang surut diurnal mengalir ke arah selatan melalui Selat Makassar dan Laut Molucca. Di Laut Banda dan Flores gelombang ini bertemu

pasang surut dari Samudera Hindia, dengan peningkatan amplitudo di Laut Flores dan peningkatan amplitudo yang signifikan ke arah barat di Laut Jawa. Pasang surut diurnal merambat ke arah barat di sekitar pantai utara dan selatan Kalimantan, berpotongan membentuk sistem rumit dengan amplitudo besar, sistem hampir amphidromik di sebelah barat Kalimantan.

Dari Gambar 2 dan 3 terlihat jelas bahwa pasang surut di seluruh kepulauan bagian timur, serta di wilayah Pasifik yang berbatasan dengannya, sebagian besar bersifat semidiurnal namun memiliki

ketimpangan diurnal yang signifikan, sedangkan pasang surut di bagian barat sekitar 118°BT bersifat diurnal campuran, dan di bagian barat Kalimantan.

hampir seluruhnya diurnal. Amplitudo M yang besar di pesisir barat-barat laut Kalimantan adalah

2 1

2

resonansi rak yang terlokalisasi, tetapi tidak ditentukan dengan baik karena berada hampir sempurna di antara dua jalur satelit.

Kecepatan arus pasang surut M, ditunjukkan pada Gambar 4, mencerminkan batimetri untuk

sebagian besar, dengan perairan dangkal sehingga menimbulkan arus deras. Beberapa pengecualian dimana arus yang relatif kuat muncul di perairan yang lebih dalam terjadi di sepanjang pantai selatan dan utara pulau

Timor dan di Laut Maluku serta batas-batasnya. Ini adalah daerah dengan fluks energi barotropik yang kuat, seperti dapat dilihat secara eksplisit pada Gambar 5. Gambar 6 menunjukkan fluks serupa untuk K. Diagram ini mengulangi

2

1

Gambar 2. Amplitudo (atas) dan kelambatan fase Greenwich (bawah) pasang M, berdasarkan asimilasi sepuluh tahunTopeks/

Poseidonaltimetri satelit menjadi model hidrodinamik nonlinier (Egbert dan Erofeeva, 2002). Interval kontur jeda fase adalah 30°, setara dengan 1 jam lunar. Perkiraan kesalahan teoritis terbalik menunjukkan bahwa grafik ini akurat hingga beberapa sentimeter, kecuali di beberapa lokasi dengan amplitudo tinggi yang berada di antara jalur satelit (misalnya, pasang surut besar di pantai barat Kalimantan dan lepas pantai Australia).

2

memperkuat gagasan bahwa pasang surut Samudera Hindia mengatur energi regional

M , dan Pasifik memerintah K . Fluks M barotropik di kedua sisi Timor sangat besar, melebihi 500 kW·m

-1

.

Apa yang terjadi dengan energi pasang surut di laut Indonesia merupakan topik yang penting, namun perkiraan disipasinya belum diketahui secara pasti. Faktanya, dalam kompilasi global oleh Egbert dan Ray (2001),

perkiraan pembuangan air pasang di wilayah Indonesia merupakan wilayah yang paling sulit ditentukan dibandingkan wilayah mana pun di lautan dunia, dengan perkiraan M berkisar antara 20 GW hingga 250 GW. Agak de-

2 1

2 2

Gambar 3. Amplitudo (atas) dan kelambatan fase Greenwich (bawah) pasang surut K diurnal. Interval kontur jeda fase adalah 30°, setara dengan 2 jam sidereal. Pasang surut diurnal ini luar biasa besarnya, dan mendominasi pasang surut semidiurnal di beberapa wilayah, seperti Laut Jawa dan sebagian besar Laut Cina Selatan (juga meluas hingga Teluk Thailand, tidak jauh dari grafik).

1

Gambar 4. Kecepatan arus barotropik maksimum pasang surut M (setara dengan panjang sumbu semimayor elips arus pasang surut). Perhatikan bilah warna nonlinier. Satuannya adalah cm s-1

. Secara umum, kecepatan ini mencerminkan batimetri, dengan perairan dangkal menimbulkan arus yang deras. Arus di Banda, Timor, dan sebagian Laut Flores cenderung berputar berlawanan arah jarum jam; arus di tempat lain umumnya mendekati bujursangkar, meskipun arus dalam Pasifik berputar searah jarum jam.

2

Batas atas yang dapat dipertahankan adalah 150 GW, yaitu sekitar 6 persen dari total global.

Ketidakpastian ini mencerminkan beberapa komplikasi: besarnya aliran energi yang memasuki wilayah tersebut melalui beberapa saluran yang sangat sempit, keterbatasan data dari jalur satelit yang jaraknya relatif jauh, dan ketidakpastian dalam batimetri dan arus tersirat;

yang terakhir ini harus ditentukan dengan baik untuk menghitung keseimbangan antara divergensi fluks energi dan laju kerja langsung gaya pasang surut astronomis dan gaya tarik- menarik sendiri.

Seberapa besar disipasi barotropik disebabkan oleh tekanan gesekan pada lapisan batas bawah dan seberapa besar konversi energi menjadi gelombang internal dan turbulensi masih menjadi misteri. Namun, mengembangkan yang handal

anggaran untuk energi sangat penting untuk memahami dampak pasang surut terhadap sirkulasi dan percampuran di wilayah tersebut. Menurut kami, pendekatan yang paling bermanfaat untuk mengatasi permasalahan tersebut kemungkinan besar adalah melalui pengembangan model pasang surut tiga dimensi yang bersifat terbalik dan umum, yang dapat memberikan kerangka kerja untuk mengeksplorasi kesalahan dalam asumsi dinamis dan dalam istilah individual keseimbangan energi. Pekerjaan seperti ini masih dalam tahap awal. Masalah-masalah ini juga memerlukan pengukuran pasang surut tambahan berkualitas tinggi melalui jaringan yang jauh lebih padat. Pergeseran baru-baru iniTopeks/Poseidon satelit untuk menerbangkan jalur yang menyisipkan jalur yang ditunjukkan pada Gambar 1 merupakan langkah berharga menuju peningkatan cakupan data.

REFERENSI

Egbert, GD, dan SY Erofeeva. 2002. Pembalikan yang efisien pemodelan pasang surut laut barotropik.Jurnal Teknologi Atmosfer dan Kelautan19:183-204. Egbert, GD, dan RD Ray. 2001. Perkiraan pasang surut M

disipasi energi dari data altimeter Topex/

Poseidon.Jurnal Penelitian Geofisika106:22,475- 22,502.

Ffield, A., dan AL Gordon. 1996. Tanda pencampuran pasang surut

alam di laut Indonesia.Jurnal Oseanografi Fisik26:1.924-1.937.

Hatayama, T. 2004. Transformasi Bangsa Indonesia aliran air dengan pencampuran vertikal dan hubungannya dengan gelombang internal yang dihasilkan secara pasang surut.Jurnal Oseanografi60:569-585.

Hatayama, T., T. Awaji, dan K. Akitomo. 1996. Pasang Surut arus di laut Indonesia dan pengaruhnya terhadap pengangkutan dan percampuran.Jurnal Penelitian Geofisika101:12,353-12,373.

Schiller, A. 2004. Pengaruh gaya pasang surut yang eksplisit di sebuah

OGCM tentang struktur massa air dan sirkulasi di wilayah aliran Indonesia.

Pemodelan Laut6:31-49.

Wyrtki, K. 1961. Oseanografi Fisik Selatan- Perairan Asia Timur.Laporan Naga 2. Scripps Institution of Oceanography, La Jolla, California, 195 hal.

2

Gambar 5. Rata-rata vektor fluks energi barotropik untuk pasang surut M. Fluks lebih kecil dari 20 kW · m-1tidak ditarik. Fluks terpadu yang sangat besar dari Samudera Hindia dan fluks yang relatif kecil ke Pasifik, sekilas menunjukkan adanya disipasi pasang surut yang besar di seluruh kawasan, namun sebagian energi yang masuk bekerja melawan pasang surut tubuh bumi (Egbert dan Ray, 2001, Gambar 1 ).

Penghitungan anggaran energi pasang surut lokal yang akurat masih menjadi permasalahan yang belum terselesaikan

perkiraan yang dipublikasikan sangat bervariasi.

2

Gambar 6. Rata-rata vektor fluks energi barotropik untuk pasang surut K. Fluks lebih kecil dari 20 kW · m-1

tidak ditarik. Perhatikan perbedaan skala antara Gambar 5 dan 6.

Berbeda dengan pasang surut semidiurnal, pasang surut diurnal di perairan Indonesia terutama ditenagai oleh energi dari Samudera Pasifik.

1