Analisis Sensitivitas Tingkat Kerawanan Produksi

11. TINJAUAN PUSTAKA
2.1.
Piroduksi Padi di Indonesia
Di Indonesia yang beriklim tropis, padi ditanam di seluruh daerah, mulai dekat
pantai hingga ke dataran tinggi. Umumnya padi diusahakan sebagai padi sawah (85-90
persen) dan sebagian kecil diusahakan sebagai padi gogo (10-15 persen). Penyebaran
pusat-pusat padi di Indonesia cenderung erat hubungannya dengan tipe iklim, khususnya
curah hujan dan topografi wilayah (Taslim dan Fagi, 1988).
Pulau Jawa, khususnya Jawa Barat, merupakan produsen padi utama di Indonesia.
Gambar I;! menggambarkan proporsi produksi padi pada tahun 1996menurut pulau dari
total protluksi sebesar 47.697.538 ton. Terlihat pada Gambar 2 bahwa Pulau Jawa
menghasilkan 57,4 persen dari produksi padi nasional, Surnatera 22,2 persen, Sulawesi
10,6 persen, Bali dan Nusa Tenggara 5,O persen, Kalimantan 4,7 persen dan pulau-pulau
lainnya 0,2 persen. Propinsi yang merupakan penghasil padi terbesar adalah Propinsi
Jawa Barat (tennasuk Propinsi Banten saat ini) yaitu mencapai 2 1,4 persendari total
produksi padi nasional. Angka total produksi padi di Banten dan Jawa Barat tersebut
hampir seuna dengan total produksi padi di Sumatera.
Kabupaten-kabupaten yang berada di pantai utara (Kawasan Pantura), seperti
~abupatenSerang, Tangerang, Bekasi, Karawang, Subang, Indramayu dan Cirebon,
menghasilkan hampir separuh dari produksi padi di propinsi Jawa Barat dan Banten.
Data luas tanam, luas panen dan produksi padi Jawa Barat dan Banten tahun 1996-1997
Total produksi pad1 naslonal
1996 adalah 47.697.538 ton
Gambar 2. Proporsi produksi padi Indonesia 1996.
disajihln pada Tabel 1. Dari Tabel tersebut terlihat bahwa, Kawasan Pantura memiliki
luas tanam padi sekitar 45 persen dari luas tanarn propinsi, luas panen sekitar 41 persen
dari luas panen propinsi, produksi padi total sekitar 44 persen dari produksi padi
propinsi. Tiga kabupaten yang selalu memiliki luas tanam, luas panen, dan produksi
padi tertinggi terletak di Kawasan Pantura, yaitu Kabupaten Indramayu, Karawang dan
Subang, Menurut Tim Puslittanak (1999a) lahan sawah di Kabupaten Indramayu
umumnya ditanam hanya satu kali dalam setahun, sedangkan Karawang dan Subang
umumnya ditanam dua kali dalam setahun.
2.2. f klim Regional Indonesia
Secara geografis, wilayah Indonesia terletak antara 6' 08' LU - 1lo 15' LS dan
'
94' 45' - 141 05' BT sehingga termasuk wilayah yang memiliki tipe iklim tropik dengan
ciri-ciri khas suhu udara cukup tinggi, rata-rata 26-28 OC.
Tabel 1. Penyebaran luas tanam, luas panen, dan produksi padi di Jawa Barat (termasuk Banten) menurut kabupatenikotamadya.
I
615.620
54.582 124.389
Tasikrnalaya
54.694 112.748 570.954
Ciarnis
368.872
72.983
34.108
Surnedang
467.312
86.856
Majalengka
52.201
119.784 189.916 1.010.185
lndrarnayu
82.655
452.230
60.169
Cirebon
312.490
29.682
60.422
Kuningan
Pantura
524.287 869.240 4.673.293
Jabar
1.154.131 2.1 18.956 10.747.659
Sumber data: Badan Pusat Statistik Jawa Barat, 1999.
5,87
4,73
5,32
4,74
3,44
2,96
4,lO
4,52
8,96
10,38
3,90
5,21
2,57
2,85
45,43 41,02
100,OO 100,OO
5,73
54.520 100.850 496.120
555.479
54.743 108.231
5,31
356.182
33.989
70.523
3,43
464.590
86.239
4,35
52.176
9,40 117.232 188.100 1.007.740
434.010
58.371
79.102
4,21
60.002
312.514
2,91
29.663
43,48 515.948 838.320 4.518.000
100,OO 1.139.428 2.040.680 10.352.650
.
4,78
4.94
5,30
4,80
2,98
3,46
4,23
4,58
10,29
9,22
3,88
5,12
2,60
2,94
45,28 41 $08
100,OO 100,OO
4,79
5,37
3,44
4,49
9,73
4,19
3,02
43,64
100,OO
Eleberapa ha1 yang mencirikan iklim atau cuaca Indonesia, antara lain:
(1)
Sebagian besar wilayah Indonesia terletak di sekitar katulistiwa. Wilayah ini
rrlerupakan daerah konvergensi antartropik (Inter Tropical Convergence Zone,
LrCZ), yaitu daerah pertemuan antara massa udara dari belahan bumi selatan clan
belahan bumi utara.
Di daerah konvergensi antartropik biasanya banyak
terbentuk awan dan banyak terjadi hujan.
(2)
Indonesia terletak antara dua benua, yaitu Asia dan Australia, yang memiliki
kiuakleristik massa udara yang berlawanan. Kawasan ini dicirikan dengan
atlanya sirkulasi angin muson, yang mengakibatkan adanya musim kemarau dan
m usim penghujan.
Wiratmo (1998) mengemukakan bahwa untuk daerah tropik seperti Indonesia, iklim
regional ldipengaruhi oleh sirkulasi udara meridional (Siklus Hadley), sirkulasi udara
zonal (Si klus Walker) dan sirkulasi udara lokal.
Sitklus Hadley terdapat baik di belahan bumi utara maupun belahan bumi selatan.
Di dekat permukaan, udara mengalir menuju ekuator. Aliran udara h i , dari kedua
belahan bumi, brtemu di wilayah yang disebut ITCZ. Di ITCZ, kedua aliran udara yang
bertemu idcan naik ke atas dan menimbulkan awan dan curahan. Bahang laten (latent
heat) yang dilepaskan selama pengangkatan udara ini merupakan energi yang diperlukan
untuk melanjutkan seluruh sirkulasi sel Hadley. Udara naik hingga mencapai lapisan
tropopauae, dari sini udara tadi &an memencar atau berdivergensi dan menuju kutub.
Aliran udara ini akan menjadi dingin disebabkan oleh pemancaran radiasi gelombang
panjang, ,sebagai akibatnya kerapatan udara-meningkat dan udara bergerak menurun.
..
P e n m a n udara ini khususnya terpusat di lintang 30 derajat. Udara yang menurun ini
mengalami pemanasan adiabatik dan menuju ke permukaan burni sebagai aliran udara
panas, kering dan tak berawan. Sesampainya di permukaan bumi udara tadi akan
memencar atau berdivergensi dan sebagian mengalir atau berhembus sebagai angin pasat
menuju Ice ITCZ (Prawirowardoyo, 1996).
I)i dalam Hastenrath (1988) dipaparkan bahwa Bjerknes pernah mengemukakan
keberadzm suatu sirkulasi udara sejajar bidang zonal-vertikal sepanjangPasifik Ekuator
yang terciiri dari sel-sel. Idenya ini mengemukakan beberapa hal, antara lain, adGya
kolom troposfir dan permukaan lebih panas di barat daripada di timur, gradien tekanan
ke arah barat dan angin timuran di lapisan troposfer yang lebih bawah, perubahan
permukaan isobarik ke arah timur dan angin baratan di lapisan troposfer yang lebih atas,
subsidensi di Pasifik Timur dan gerakan pengangkatan udara di sebagian besar wilayah
Indonesia. Gradien suhu perm*
laut ke arah timur dianggap mempengaruhi sirkulasi
termal ini secara langsung. Bjerknes menamakan sirkulasi ini sebagai sirkulasi Walker,
sebagai penghargaannya bahwa ini adalah bagian dari osilasi selatan (Southern
Oscillation) yang ditemukan Walker.
..
Plenggarnbaran lain disarnpaikan oleh Newel1 (dalam Rasool, 1984; dalam
Hastenraith, 1988), yaitu hasil pengamatannya mengenai kehadiran lima sel di sekitar
Lautan Pasifik, Lautan Atlantik, dan lautan Indonesia selama musim dingin maupun
musim pzmas belahan bumi utara (Gambar 3). Suatu pemodelan yang dilakukan Chervin
dan Druyan (dalam Hastenrath, 1988) menghasilkan sebanyak enam buah sel pada
sirkulasi ,angin zonal, yaitu lima sel sebagaimana yang dikemukakan Newel1 ditarnbah
satu sel "India" sekitar 30-60 OBT. Dari set-sel yang ada, Sel Pasifik, Amerika Selatan,
Atlantils
dk Afrika disebut sebagai sel mayor, sedangkan dua sel lainnya di Lautan
Indonesia (India dan Maritim-continent) disebut sebagai sel minor yang keberadaannya
tergantimg pada kekuatan dan keterikatannya dengan pola sirkulasi zonal.
Sirkulasi angin muson di Indonesia adalah bagian dari muson Asia Timur d m
Asia Tenggara. Pada musim dingin belahan bumi utara, yaitu bulan Desember, Jmuari,
dan Pet~ruari,angin muson bertiup dari daerah Siberia menuju ke arah benua Australia.
Selama periode ini di daerah yang membentang dari ujung Sumatera bagian selatan,
Jawa, Bali, Nusa Tenggara sampai ke Irian angin muson tersebut bertiup dari barat ke
timur. Oleh sebab itu di daerah ini sistem angin muson di belahan bumi utara disebut
Muson .Barat dan musimnya disebut Musim Muson Barat. Di daerah yang mencakup
sebagiai besar Sumatera lainnya, Kalimantan Barat, angin muson datang dari arah timur
laut. Sehingga, sistem angin muson ini disebut Muson Timar Laut d m musimnya disebut
Musim Muson Timur Laut (Gambar 4a).
P s c i l ~ cOcean
Gambar 3.
South Amarlca
Allanlic Ocean
Alrica
Indian Ocean
Aurlralla
Penggambaran sirkulasi zonal sel-sel sepanjang ekuator oleh Newel1
(Rasool, 1984; Hastenrath, 1988).
Gambar 4.
Resultan angin permukaan di kawasan muson pada bulan Januari, April,
Juli dan Oktober. Isotach dalam skala angin Beaufort (Rarnage, 1971).
Pada musim panas belahan burhi utara, angin muson bertiup dari benua Australia
menuju k;e benua Asia. Di daerah yang membentang dari ujung Sumatera bagian selatan,
Jawa, Bali, Nusa Tenggara sampai ke Irian angin muson tersebut arahnya dari timur ke
barat. Oleh sebab itu di daerah ini sistem angin muson di belahan bumi utara disebut
Muson l'imur dan musimnya disebut Musim Muson Timur. Di daerah yang mencakup
sebagian besar Sumatera lainnya, Kalimantan Barat, angin muson bertiup dari arahbarat
daya ke timur laut. Oleh karena itu sistem angin muson ini disebut Muson Barat Daya
dan mus;imnya disebut Musim Muson Barat Daya (Gambar 4c).
,
Di samping kedua musim di atas juga dikenal musim Transisi I dan musim
Transisi [I. Pada musim Transisi I adalah periode saat muson winter belahan bumi utara
digantikin muson summer belahan bumi utara (Gambar 4b). Dan pada musim Transisi I1
terjadi sc:baliknya (Gambar 4d).
2.3. Penyimpangan Iklim Global, El-Nino dan La-Nina
Elerkaitan dengan Siklus Walker, kondisi suhu perrnukaan laut di Pasifik Ekuator
sangat berpengaruh pada sirkulasi angin zonal yaniterjadi di kawasan mulai dari
Indonesia hingga Amerika Selatan. Pada suatu ketika suhu permukaan laut Pasifik
Ekuator Tengah dan Timur terjadi lebih tinggi dari rata-ratanya, kondisi tersebut
dinamakan sebagai El-Nino. Sebaliknya, bila suhu permukaan laut Pasifik Ekuator
Tengah dan Timur terjadi lebih rendah daripada rata-ratanya, kondisi tersebut dinamakan
sebagai ]La-Nina (Wiratmo, 1998). Penggambaran dari sebaran suhu permukaan laut di
Longitude
Garnbar 5.
90'
60'W
Penyebaran suhu permukaan laut di sepanjang Pasifik ekuator pada
kondisi (a) Normal, (b) El-Nino, dan (c) La-Nina (Horel and Geissler,
1997).
Lautan Pwifik sehubungan dengan kejadian El-Nino clanLa-Nina disajikan pada Gambar
5. Pada kondisi Normal, wilayah terpanas dengan suhu lebih dari 28 OC ditemukan di
Pasifik Btwat,dan umumnya berada di sebelah barat Garis Tanggal International (180 O
bujur). Ke arah timur sepanjang ekuator terlihat suhu permukaan semakin dingin hingga
di pantai Amerika Selatan menjadi kurang dari 23
OC
(Gambar 5a). Gambar 5b
menggmlbarkan kondisi suhu perrnukaan laut pada bulan Nopember 1982 yang
mewakili kondisi El-Nino paling ekstrim selama 100 tahun terakhir. Terlihat bahwa
suhu yang lebih tinggi dari 28
OC
meluas ke arah timur (hingga mencapai 130 OBB
sepanjang ekuator). Satu tahun kemudian, pada kondisi La-Nina penyebaran suhu
permukaan laut menjadi berbeda (Gambar 5c). Terlihat bahwa ujung lidah air dingin
.meluas ke arah barat dari pantai Arnerika Selatan hingga menuju Garis Tanggal
Internasional (Horel and Geissler, 1997).
Sir Gilbert Walker pada tahun 1924 berhipotesa bahwa El-Nino berkaitan
langsung dengan perbedaan tekanan udara di wilayah Indonesia (bagian barat Lautan
Pasifik) clan bagian timur Lautan Pasifik. Variasi perbedaan tekanan timur-barat
dihubung,kandengan sirkulasi Walker merupakan sebuah variasi antar tahun yang tidak
teratur (H[astenrath, 1988). Gejala El-Nino sendiri sebenarnya merupakan interaksi
proses fisilka laut-atmosfer sehingga kemudian dikenal dengan nama ENSO, berasal dari
El Nino (f'enomena laut) dm Southern OsciIIation (fenomena atmosfer) (Wiratmo, 1998).
Aldbat adanya perubahan suhu permukaan laut di Pasifik Ekuator antara kondisi
normal dibandingkan kondisi El-Nino, maka terjadi pula perubahan arah angin,
pergeseran kolom penaikan dan p e n m a n udara dari sirkulasi Walker, dan parameter
Tabel 2. Perbedaan kondisi beberapa parameter atau fenomena dam antara kondisi
Normal dan El-Nino (IN, 2001~).
Normal
Gambar 6. Diagram perubahan pola rata-rata arah angin dalam sirkulasi Walker dan
perrnukaan termoklin di sepanjang Pasifik Ekuator pada kondisi Normal
dan El-Nino (IN, 2001b; NOAA, 2001).
lainnya. Eierbedaan tersebut digambarkan pada Gambar 6 dan Tabel 2. Dijelaskan
bahwa gradien tekanan antara Pasifik Timur dengan Pasifik Barat yang pada kondisi
Normal a.dalah kuat menjadi lemah bila terjadi El-Nino (IN, 2001b). Angin pasat
timuran (easterly tradewind) yang pada kondisi Normal adalah kuat menjadi lemah bila
terjadi El-Nino. Begitu juga, arus naik (upwelling) di Pasifik Timur atau Pantai Barat
Amerika Selatan yang pada kondisi Normal adalah kuat menjadi lemah bila terjadi ElNino. Po'la curah hujan muson (monsoon) yang pada kondisi Normal berada di sekitar
.
Indonesia atau Pasifik Barat pada kondisi El-Nino bergeser hingga berada di Pasifik
Tengah. Dengan demikian yang pada kondisi Normal curah hujan di wilayah Indonesia
curah huj an cukup tinggi maka pada kondisi El-Nino curah hujan menjadi lebih rendah
bahkan cenderung menjadi sangat rendah atau kering (IN, 2001~).
1WE
1m4
i
~
Longitude
Gambar 7.
w raw
ww
Pembagian kawasan Pasifik Ekuator menjadi empat zone, yaitu NINO-1,
'
NINO-2, NINO-3, dan NINO-4 (Kousky, 1988).
Berdasarkan perbedaan penampakan anomali suhu permukaan laut (sea surface
temperature, SST)dan osilasi selatan (southern oscillation) di Pasifik antara satu titik
dengan titik lainnya, kawasan Pasif& Ekuator kemudian dibagi menjadi empat zone yang
dikenal dengan zone NINO- 1, NINO-2, NINO-3 dan NINO-4. Zone NINO- 1 terletak
antara 0-5 OLS dan 80-90 OBB,
zone NMO-2 terletak antara 5-10 OLS dan 80-90 OBB,
zone NINO-3 terletak antara 5 OLU
- 5 OLS
- 5 OLS
- 160 OBT
antara 5 OI,U
dan 150 OBB
dan 90-150 OBB,
dan zone NINO-4 terletak
(Gambar 7) (Kousky, 1988).
Berdasarkan data historis kejadian El-Nino dan La-Nina pada periode tahun
1951-2000 tercatat ada 17 kali kejadian tahun El-Nino dan sembilar,kali kejadian tahun
La-Nina. 'Tahun-tahun kejadian El-Nino antara lain tahun 1951,1953,1957,1958,1963,
,
1965,1969,1972,1977,1982,1983,1987,1991,1992,1993,1994 dan 1997. Tahuntahun keja.dian La-Nina antara lain tahun 1955, 1964, 1971, 1974, 1975, 1988, 1989,
1995 dan 1998. Sisanya merupakan kejadian tahun Normal, yaitu 1952, 1954, 1956,
1984, 1985, 1986, 1990, 1996, 1999 dan 2000. Tim Puslittanak (1999b) pemah
menganalisis kisaran anomali SST pada tahun El-Nino, Normal dan La-Nina dengan
menggunakan data anomali SST pada zone NINO-3,4 tahun 1951-1997. Dikemukakan
bahwa kisman anomali SST untuk tahun El-Nino adalah 0,289 sld 1,543, tahun Normal
adalah -0,496 s/d 0,472 dan tahun La-Nina adalah -1,010 s/d -0,002. Nilai-nilai kisaran
tersebut siding tumpang tindih antara tahun El-Nino maupun tahun La-Nina dengan
tahun Normal. Setelah ditumpangtindihkan antara ketiga kisaran tersebut, didapat lima
kelas kisaran, yaitu kisaran nilai anomali SST untuk kejadian tahun El-Nino kuat adalah
&
Tabel 3. Penentuan kisaran anomali SST pada tahun La-Nina, Normal dan El-Nino oleh
Tim Puslittanak (1999b).
1
Parameter
Tahun La-Nina
Kisaran nilai anomali SST pada zone NINO-3,4
I
-1 0 10
-0 002
i
Tahun Normal
L
-
-0,496
0,472
4
b
Tahun EJ-Nino
~ e s i m ~ i l Awal
an
-1,010
-0,496
emah
I
I La-Nina
-0,002
I
I
0,289
m
norma
Normal
0,472
1;-543
I
lemah
kuat
El-Nino
I
>0,472, kejadian tahun El-Nino lemah adalah 0,289 sld 0,472, kejadian tahun Normal
adalah -0,002 sld 0,289, kejadian tahun La-Nina lemah adalah -0,496 sld -0,002, dan
kejadian tahun La-Nina kuat adalah <-0,496 (Tabel 3). Batasan kisaran antara El-Nino
lemah, Nalrmal dan La-Nina lemah adalah saling tumpang tindih, sehingga untuk melihat
kejadian yang lebih tepat perlu disertakan parameter lain.
Biro Pusat Penelitian Meteorologi Australia di Melbourne Australia telah
mengembangkan suatu model lautan-atmosfer terkopel untuk memprakira suhu
permukaan laut Pasifik Ekuator Timur pada zone NINO-3. Suatu indeks NINO-3
digunakarl untuk menduga keberadaan penyimpangan suhu permukaan laut. Jika indeks
>1,5 dikatakan sedang terjadi El-Nino kuiit, sebaliknya jika indeks <-1,5 dikatakan
sedang tel-jadi La-Nina kuat. Model tersebut diuji atau diverifikasi dengan membuat
prakiraan baru setiap tiga bulan untuk periode 1982-1991.
Hasil prakiraannya
dibandinglkan dengan hasil pengamatan, kemudian serangkaian uji korelasi dan sisaan
model digmakan untuk memprakira 23 bulan ke depan. Hasil ini dibandingkandm diuji
kembali dengan model enam clan sembilan bulanan yang dikembangkan sejak tahun 1994
(National :Meteorological and Oceanography Centre, 200 1).
2.4. Hubungan El-Nino dan La-Nina dengan Hujan di Ind6nesia
Ketika terjadi El-Nino, angin pasat sepanjang Pasifik ekuator melemah sehingga
kolam air hangat di lepas pantai Indonesia dan New Guinea bergerak ke arah tim*
meniju Amnerika. Kolam hangat ini memanaskan dan meningkatkan kelembaban udara di
atasnya (Johnson, 200 1;IRI, 200 1b) hingga udara di atas Lautan Pasifik barat menjadi
lebih basall, dan sebaliknya di Indonesia menjadi lebih kering daripada kondisi normal.
Wiratmo (1998) menambahkan bahwa dampak El-Nino dan La-Nina adalah berubahnya
cuaca dunia, dimana pada saat El-Nino, wilayah basah seperti Indonesia menjadi kering,
sebaliknya wilayah yang biasanya kering seperti pantai barat Amerika Selatan menjadi
basah.
Sclama kejadian El-Nino, Rasmusson dan Carpenter, serta Kousky et al.
(keduanya dalam Hastenrath, 1988) mencatat bahwa adanya pergeseran ITCZ ke arah
selatan dm1 pergeseran daerah konvergensi Pasifik Selatan (South Pas@c Convergence
Zone, SPCZ) ke arah timurlaut, mengakibatkan terjadinya penyusu*
daerah kering
ekuatorial (Equatorial Dry Zone, EDZ) dan meningkatkan jumlah curah hujan di bagian
timur dan~tengah Pasifik Ekuator dan sebaliknya menurunkan curah hujan hingga di
bawah normal untuk wilayah Indonesia.
Se:cara umum hubungan antara anomali curah hujan di sebagian besar wilayah
Indonesia dengan anomali SST bulanan adalah berkorelasi negatif. Untuk setiap
perubahari anomali SST yang positif akan terjadi perubahan anomali curah hujan yang
negatif (Ciambar 8). Artinya bila terjadi El-Nino (anomali SST positif), maka secara
a
umum akiin terjadi penurunan curah hujan di wilayah Indonesia. Sebaliknya bila terjadi
La-Nina (anomali negatif), maka secara umum akan terjadi peningkatan curah hujan di
wilayah Ilidonesia (Tim Puslittanak, 1999b).
Musim Hujan
Musim Kemarau
-1
0
1
2
Anornali SST 3,4
3
-2
-1
0
1
2
3
Anomali SST 3,4
Gambar 8. Pola hubungan antara anomali SST di Lautan Pasifik pada zone NINO-3,4
dengan anomali curah hujan di wilayah Indonesia (Tim Puslittanak,
1999b).
Hasil penelitian terdahulu menunjukkan bahwa tidak semua stasiun curah hujan
di ~ndonesiaberkaitan erat dengan kejadian El-Nino atau La-Nina. -Ada stasiun-stasiun
yang anoinali curah hujannya berkorelasi nyata dengan SST pada zona NINO-3 dan ada
juga yang tidak. Tingkat keeratan ini berbeda pula antara musim penghujan dengan
musim kemarau (Tim Puslittanak, 1999b; 2000a).
Tin1Puslittanak (2000a; 2000b) telah mempelajari hubungan antara anomali curah
hujan di Sumatera dan Sulawesi dengan anomali SST pada zone NINO-3. Dari 306
stasiun curah hujan yang dianalisis di Sumatera, 133 stasiun diantaranya memiliki
anomali curah hujan yang korelasi nyata dengan anomali SST zone NINO-3 pada musim
kemarau dan hanya 46 stasiun curah hujan yang berkorelasi nyata pada musim
penghujan. Stasiun-stasiun yang nyata di Sumatera urnumnya terdapat di sebelah selatan
Ekuator, seperti Sumatera Selatan, Bengkulu, Jambi, dan Lampung (Tim Puslittanak,
2000a). Di Sulawesi, dari 273 stasiun curah hujan yang dianalisis, 136 stasiun
diantaranya memiliki anomali curah hujan yang korelasi nyata dengan anomali SST zone
NINO-3 pada musim kemarau dan hanya 84 stasiun curah hujan yang berkorelasi nyata
pada musim penghujan. Stasiun-stasiunyang nyata di Sulawesi umumnya terletak agak
jauh dari Garis ~ a t u l i s t h baik
a di selatan maupun di utara Ekuator, seperti Sulawesi
Selatan, Sulawesi Tenggara dan Sulawesi Utara (Tim Puslittanak, 2000b).