Meteorologi laut 1 - Karya Tulis Ilmiah
advertisement
Syllabus Mata Kuliah Meteorologi Laut 1. Pengenalan Meteorologi laut 1 pertemuan 2. - Radiation and Energy budget (Komposisi radiasi dan energi bumi) 1 pertemuan komposisi dan lapisan atmosfir bumi, radiasi surya tekanan udara dan angin 3. - Atmosphere and Ocean (Hubungan antara laut dan atmosfir) dari radiasi ke arus laut Hadley and Walker cell pergerakan ekman coupling atmosfir dan laut salinitas, curah hujan dan profil temperatur laut stabilitas isotherm laut dan atmosfir Proses konveksi di laut dan atmosfir 4. - Indonesian climate (Iklim Indonesia) pembagian iklim Indonesia diurnal, musim, MJO, interannual monsoon, ITCZ dan ENSO 2 pertemuan 1 pertemuan 5. Air sea interaction, local and regional phenomena (proses interaksi laut udara) 2 pertemuan - easterly waves - tropical cyclones - SST rainfall relationship - ENSO and laut Indonesia - ENSO predictability 6. - Coastal Meteorology (meteorologi pesisir atau pulau pulau kecil) 2 pertemuan pentingnya pulau pulau kecil angin darat dan laut (sea breeze) gelombang pasang pengelolaan sumber daya air pesisir dan hubungan dengan cuaca 7. - Extreme Weather (bentuk bentuk cuaca ekstrim) Siklon dan tsunami Bentuk bentuk cuaca ekstrim di Indonesia Weather for fisheries, insurance, shipping and tourism. satellite observation 8. - Global climate change (perubahan iklim global) 2 pertemuan bagaimana proses pemanasan global terjadi catatan historis proses pemanasan global dari data lautan effek pemanasan global terhadap ekosistim laut biogeochemistry dan pengurangan dampak pemanasan global oleh laut prospek iklim Indonesia kedepan 1 pertemuan 1 Textbook list 1. 2. 3. 4. 5. 6. 7. Coastal Meteorology by S. A. Hsu, Academic Press, 1988 Ocean Circulation by Open Univ. and Pergamon Press, 1989 Klimatologi Umum by Bayong Tjasjono, Penerbit ITB Bandung 1999 Atmosphere – Ocean Dynamics by Adrian E. Gill, Academic Press, 1982 Climate System Modeling by Kevin E. Trenberth, Cambridge Univ Press, 1992 Water at the surface of the earth by David H Miller, Academic Press, 1977 IPCC Report „Climate Change 2001: The Scientific Basis“, IPCC panel, 2001 References list Aldrian, E., R. D. Susanto, 2003, Identification of three dominant rainfall regions within Indonesia and their relationship to sea surface temperature, Intl. J. Climatol., 23, 1435-1452 Aldrian, E., L. D. Gates, F. H. Widodo, 2003, Variability of Indonesian Rainfall and the Influence of ENSO and Resolution in ECHAM4 simulations and in the Reanalyses, MPI Report 346, 30pp [Available from Max Planck-Institut für Meteorologie, Bundesstr. 55, D-20146, Hamburg, Germany.] Ffield, A., K. Vranes, A. L. Gordon, R. D. Susanto, 1999, Temperature variability within Makassar Strait, Geophys. Res. Lett., 27, 237-240 Gordon, A.L., R. D. Susanto, 2001, Banda sea surface layer divergence., Ocean Dyn., 52, 2-10 Gordon, A.L., R. D. Susanto, A. Ffield, 1999, Throughflow within Makassar Strait, Geophys. Res. Lett., 26, 3325-3328 Gordon, A.L., R. D. Susanto, K. Vranes, 2003, Cool Indonesian throughflow as a consequence of restricted surface layer flow., Nature, 425, 824-828 Hadi, T. W., T. Horinouchi, T. Tsuda, H. Hashiguchi, S: Fukao, 2002, Sea-breeze circulation over Jakarta, Indonesia: A climatology based on boundary layer radar observations, Month. Wea. Rev., 130, 2153-2166 Hamada, J. I., M. D. Yamanaka, J. Matsumoto, S. Fukao, P. A. Winarso, T. Sribimawati, 2002, Spatial and temporal variations of the rainy season over Indonesia and their link to ENSO., J of Meteorol. Soc. Japan, 80, 285-310 Haylock, M., McBride, J.L. 2001. Spatial coherence and predictability of Indonesian wet season rainfall. J. Clim., 14: 3882-3887 Hendon, H. H., 2003, Indonesian rainfall variability: Impacts of ENSO and local air sea interaction, J. Clim., 16, 1775-1790 Renggono, F., H. Hashiguchi, S. Fukao, S Y Ogino, N. Okamoto, F. Murata, B. P. Sitorus, M. Kudsy, M. Kartasasmita, G. Ibrahim, 2001, Precipitating clouds observed by 1.3-GHz boundary layer radars in equatorial Indonesia, Ann. Geophys., 19, 889-897 Susanto, R.D., A. L. Gordon, Q. Zheng, 2001, Upwelling along the coasts of Java and Sumatra and its relationto ENSO, Geophys. Res. Lett., 28 1599-1602 Susanto, R. D:, A. L. Gordon, J. Sprintall, B. Herunadi, 2000, Intraseasonal variability and tides in Makassar Strait., Geophys. Res. Lett., 27, 1499-1502 Widiyatmi, I., H. Hashiguchi, S. Fukao, M. D. Yamanaka, S. Y. Ogino, K. S. Gage, S. W. B. Harijono, S. Diharto, H. Djojodihardjo, 2001, Examination of 3-6 day disturbances over equatorial Indonesia based on boundary layer radar observations during 1996-1999 at Bukittinggi, Serpong and Biak., J. Of Meteorol. Soc. Japan, 79, 317-331 CRU – WWF, Climate Change scenario for Indonesia. 2 BAB I Pengenalan Kuliah Meteorologi Laut Tujuan dari mata kuliah ini adalah memberikan - pemahaman atas proses meteorologi dan iklim yang mempengaruhi dinamika di laut - pemahaman atas proses di laut yang mempengaruhi dinamika atmosfir Kedua tujuan diatas merupakan masalah interaksi laut atmosfir. Permasalahan interaksi laut atmosfir mencakup permasalahan micro fisis dekat muka laut dimana terjadi perpindahan aerosol dari air laut ke atmosfir dan perubahan fluxes atmosfir dan energi menjadi dinamika laut. Dalam skala makro peristiwa interaksi laut atmosfir juga terlihat dari terjadinya interaksi iklim Indonesia dengan peristiwa ENSO, arus lintas Indonesia. Salah satu contoh paling nyata dan penting bagi Indonesia adalah bagaimana peristiwa cuaca terpengaruh oleh panas tidaknya suhu muka laut disekitar pulau pulau besar nusantara. Dalam skala kepentingan ekonomi praktis proses interaksi laut atmosfir yang paling diminati adalah yang menyangkut dinamika perikanan terpengaruh iklim dan bagaimana kita memanfaatkan pengaruh tersebut. Dinamika laut atmosfir juga membahas interaksi di daerah pesisir yang berhubungan dengan dinamika sekitar pantai dan juga interaksi di laut dalam. Dinamika laut atmosfir laut dalam berhubungan dengan fenomena skala besar dimulai dengan pembentukan awan potensial siklon hingga gejala ENSO dan arus lintas samudra (conveyor belt). Untuk dapat memahami hal hal tersebut diperlukan pengertian dasar dari ilmu meteorologi dan dinamikanya serta bagaimana aplikasi dinamika tersebut pada media air. Pada dasarnya semua pemahaman dalam ilmu meteorologi atmosfir dapat diaplikasikan dalam dinamika air laut. Perbedaan utama tampak dari jenis fasa air yang merupakan medium bekerjanya proses fisis tersebut. Dinamika di laut berhubungan dengan media air pada fase cair, sedangkan dinamika di atmosfir berhubungan dengan air pada fase gas. Peristiwa angin barotropik dan baroklinik memiliki persamaan dengan arus laut barotropik dan baroklinik. Rumus dasar timbulnya angin dari perbedaan tekanan juga memiliki persamaan di laut dalam dengan perbedaan tinggi muka laut dan densitas laut berdasarkan tingkat salinitasnya. Dibalik persamaan tersebut antara laut dan atmosfir memiliki perbedaan mendasar seperti kapasitas memori laut yang besar sehingga perubahan di laut memiliki skala bulanan (di permukaan) hingga ribuan tahun (di dasar laut dalam). Sedangkan atmosfir memiliki kapasitas memori yang relatif kecil dalam skala perubahan jam – jaman sehingga perubahan di atmosfir sangat dinamis dalam skala hariannya. Contoh nyata adalah siklus pertumbuhan dan matinya awan yang terjadi hanya dalam skala jam. Yang menjadi pertanyaan dasar sekarang adalah kepentingan ilmu meteorologi laut. Indonesia adalah negara kepulauan tropis terbesar dimuka bumi dengan garis pantai terpanjang. Rasio wilayah laut terhadap darat di muka bumi rata rata adalah 71.1% dibanding 28.9% sedangkan untuk wilayah Indonesia adalah sekitar 62% dibanding 38%. Dengan perbandingan sebesar itu diyakini bahwa iklim Indonesia sangat dipengaruhi laut. Pada kenyataannya iklim di wilayah Jawa dan pulau pulau besar lainnya masih mewakili iklim maritim. Salah satu aplikasi sifat iklim akibat komposisi permukaan tersebut adalah kuatnya prediksi iklim kita pada waktu bulanan atau musiman dibandingkan dengan prediksi pada skala harian. Jika kita mengingat faktor besarnya daya memori laut seperti disebutkan diatas maka hal ini akan mudah dimengerti. Dari alenia ini dapat disimpulkan bahwa dibutuhkan pengertian dasar dari sistim iklim Indonesia agar dapat memahami bagaimana proses interaksi laut atmosfir terjadi di Indonesia. Dari pemahaman iklim Indonesia dapat kita lihat proses interaksi laut atmosfir yang spesifik terjadi di Indonesia. Proses interaksi laut atmosfir dalam ilmu kebumian merupakan hal 3 terpenting yang sangat mempengaruhi pola kehidupan manusia terutama di daerah pesisir. Ilmu meteorologi di Indonesia merupakan ilmu dasar yang kurang diminati, sehingga perkembangannya dibandingkan ilmu kebumian lainnya seperti geofisika, geologi dan kelautan sangat jauh tertinggal. Pemahaman atas proses fisis kebumian atmosfir Indonesia masih terbilang jauh tertinggal dibandingkan bidang ilmu kebumian lainnya. Kurangnya minat mempelajari meteorologi karena sering dihubungkan dengan salah satu pekerjaan meteorologi, untuk meramal cuaca atau iklim. Padahal pengkajian ilmu meteorologi cukup luas meliputi berbagai aspek. Di negara maju yang berlintang tinggi dengan empat musim, masalah kebumian lain selalu dihubungkan dengan perubahan fisis meteorologi yang terjadi. Karena pada dasarnya hampir semua aspek kehidupan manusia dipengaruhi oleh keempat musim tersebut dan variasinya. Variasi iklim utama di Indonesia adalah faktor musiman yang dikenal dengan istilah monsoon. Faktor musiman ini tanpa disadari sangat mempengaruhi pola kehidupan masyarakat Indonesia. Perhatikan bagaimana pola bercocok tanam petani dan pola melautnya nelayan Indonesia. Perhatikan juga bagaimana wabah penyakit yang bersifat musiman dan banyak pekerjaan yang sifatnya berfluktuatif tergantung musim yang sedang terjadi. Salah satu indikator terpenting dari sifat cuaca dan iklim Indonesia adalah hujan. Di negara lintang tinggi selain hujan, temperatur juga faktor utama lainnya. Sehingga untuk mengetahui proses interaksi dari dan terhadap cuaca dapat dilakukan dengan menghubungkannya dengan indikator cuaca tersebut. Salah satu hubungan tersebut dapat dicapai dengan menghubungkan variasi suhu muka laut dan curah hujan lokal, regional ataupun dengan skala global. Pentingnya interaksi laut atmosfir di Indonesia dapat dilihat paling tidak diwilayah yang paling berperan ekonomis yaitu disekitar garis pantai. Diperlukan pemahaman meteorologi pesisir pantai dan peran pulau pulau dalam dinamika proses meteorologi lokal. Kepulauan Indonesia terdiri dari lebih 17 000 pulau yang tersebar seantero nusantara. Sebagian besar pulau pulau tersebut adalah pulau pulau kecil yang tidak dihuni dan tempat bermukimnya warga yang berjumlah kecil. Diperlukan pemahaman fungsi meteorologis dari pulau pulau kecil tersebut terhadap iklim regional Indonesia karena keberadaan pulau pulau tersebut mengatur arus lintas air laut dan atmosfir disekitarnya. Sebagaimana diulas diatas bahwa daratan memiliki waktu memori yang kecil sehingga radiasi matahari berpengaruh secara lokal dalam hitungan jam sehingga variasi dan fluktuasinya lebih besar dari laut sekitarnya, maka pulau pulau kecil tersebut berperan sebagai heat source atau heat engine untuk proses konveksi awan lokal. Proses proses kecil ini terjadi seantero nusantara dan berperan penting bagi sifat iklim regional. Keberadaan variasi cuaca dan iklim membawa dampak yang terkadang cukup serius bagi kehidupan manusia karena terlalu ekstrimnya fluktuasi tersebut. Meskipun demikian karakteristik cuaca regional juga ditentukan selain faktor orografis, juga letak lintangnya. Beruntung Indonesia berada di daerah khatulistiwa dimana faktor coriolis muka bumi kecil sehingga meski dengan garis pantai yang panjang, tidak akan dilalui oleh siklon tropis tetapi masih menerima dampaknya. Beberapa gejala cuaca ekstrim lainnya yang dapat terjadi di wilayah Indonesia dan bagaimana dampaknya terhadap laut dan kehidupan lain seperti turisme dan perikanan juga menjadi topik penting dalam pembahasan ini. Juga perlu dibahas bagaimana peran ilmu pengetahuan dalam mitigasi bencana tersebut terutama dengan teknologi sensor jarak jauh (remote sensing). Perubahan akibat variasi ekstrim bersifat sesaat, sedangkan ada lagi faktor perubahan laten lainnya yang terjadi pada iklim global yang sedang dialami bumi ini. Akibat faktor natural dan antropogenis (hasil perbuatan manusia) cuaca dan iklim berubah secara perlahan dari kestabilan normal tertentu menuju kestabilan baru yang lebih mendekati kondisi ekstrim pada masa lampau. Artinya apabila dahulu kondisi yang sama berada pada bagian kondisi ekstrim, maka kejadian tersebut akan lebih sering terjadi sehingga merubah rata rata statistik cuaca pada umumnya. Kondisi ini terjadi secara global meskipun tanda tandanya sangat sukar 4 dideteksi karena perubahan yang terjadi berlangsung dalam rentang waktu yang sangat lambat dan lama. Perubahan ini dikenal dengan istilah perubahan iklim global atau global change. Tentu saja dampak dari perubahan iklim global ini akan terjadi pada interaksi laut atmosfir di wilayah Indonesia tetapi bagaimana dampak sebenarnya perlu dikaji lebih lanjut lagi. Yang terpenting diketahui adalah bagaimana mekanisma proses itu dapat terjadi dan proyeksi kedepan akibat perubahan tersebut. Proyeksi kedepan akan dapat menentukan strategi sosio-ekonomis masa depan. Pemahaman fisis dan biologis atas perubahan global terhadap iklim regional laut atmosfir Indonesia masih sangat rendah dan merupakan peluang kajian yang sangat menarik. Kemajuan pesat ilmu pengetahuan dibidang teori, pengamatan dan komputasi membawa dampak semakin matangnya kemampuan umat manusia memahami proses alam dengan membuat model alam tersebut. Model iklim saat ini telah dapat dimasukkan dalam sebuah komputer pribadi dan dijalankan untuk menghitung secara komprehensif kondisi alam yang terjadi. Dengan model iklim, kita dapat mengisi kekosongan titik titik pengamatan dengan cukup baik meskipun dengan tingkat asumsi teori yang lumayan besar. Hasil dari model iklim seperti ini seringkali berhasil memberikan gambaran skala luas fenomena yang terjadi meski tidak pada skala yang terlalu detail. Meskipun dengan berbagai pendekatan, tingkat keberhasilan manusia dalam komputasi iklim masih jauh dari memuaskan, namun demikian peningkatan pemahaman kita terhadap proses dinamika alam sangat jauh meningkat dari hasil menjalankan model iklim tersebut. Hal ini karena model iklim menyediakan hasil komprehensif yang diluar imaginasi manusia sebelumnya dan tidak terbayangkan oleh teori liniar dan observasi pada titik titik tertentu dimuka bumi. Ambisi manusia dalam pengembangan model iklim saat ini tidak terbatas pada hanya proses fisis tetapi juga proses biologi, kimia dan geologis. Model iklim telah menjadi suatu tren dimana meteorologi menjadi pusatnya. Model iklim telah menjadikan ilmu meteorologi suatu ilmu dan fenomena favorit dari yang tidak terbayangkan sebelumnya. Bagaimanakah aplikasi dan hasil model iklim terhadap kondisi regional Indonesia dan apa permasalahan serta prospeknya? 5 Gambar 1. Sistim iklim muka bumi Gambar 2. Energi budget dari atmosfir bumi 6 BAB II Komposisi radiasi dan energi bumi Radiasi matahari Tidak dapat dibayangkan kehidupan didunia tanpa matahari. Bagi mahluk hidup, selain air, maka matahari adalah sumber kehidupan utama dimuka bumi. Matahari adalah sumber energi utama pergerakan di atmosfir dan di lautan. Untuk pergerakan di lautan, sebagai tambahan perputaran bumi juga membantu timbulnya aliran arus air laut. Matahari mengatur pergerakan di laut dengan membuat dinamika di atmosfir dalam membentuk angin. Energi juga ditransfer dari angin ke lapisan teratas dari laut melalui gaya gesek antara lautan dan atmosfir di permukaan laut. Matahari juga mengatur pergerakan di laut dengan membuat variasi suhu dan salinitas di lautan yang pada akhirnya membedakan densitas masa jenis air laut. Perubahan pada suhu air laut disebabkan oleh aliran energi panas di batas laut atmosfir sedangkan perubahan tingkat salinitas diakibatkan oleh perpindahan air tawar melalui proses hujan atau penguapan. Sedangkan di daerah kutub ditambah lagi dengan proses mengkristalnya air laut menjadi es. Keseluruhan proses tersebut berhubungan secara langsung maupun tidak langsung dengan aktivitas radiasi matahari. Jika permukaan air laut menjadi lebih padat berat jenisnya daripada lapisan air dibawahnya, kondisi menjadi tidak stabil dan air dengan berat jenis besar akan tenggelam. Pergerakan vertikal, sirkulasi akibat beda berat jenis akibat proses pendinginan atau perubahan tingkat salinitas dikenal dengan sirkulasi thermohaline atau proses gabungan berat jenis dan perubahan energi panas. Pergerakan air laut akibat perputaran bumi akan dibahas pada bab kemudian. Secara umum jenis energi yang diterima lautan terdiri dari sumber primer yaitu radiasi dari matahari, radiasi gelombang panjang, pertukaran fase air ke gas dan sebaliknya (perpindahan energi sensibel), penguapan dan proses adveksi. Selain sumber primer, laut juga menerima transfer energi dari sumber sekunder yaitu dari proses biochemistry di lautan, aktivitas hidrothermal, proses dari friksi arus laut dan dari proses radioaktivitas. Radiasi matahari terdiri dari gelombang pendek yang tersebar pada spektrum energi elektromagnetis. Diantara besaran spektrumnya adalah termasuk sinar gamma, sinar X-ray, sinar ultraviolet, sinar tampak, sinar infra merah, sinar microwave untuk radar dan radio sonde, sinar gelombang radio pendek, sinar gelombang radio AM dan sinar gelombang radio panjang. Semua gelombang elektromagnetis tersebut berjalan pada kecepatan yang sama yaitu kecepatan cahaya. Saat ini hampir seluruh aspek kehidupan manusia tidak terlepas dari pemanfaatan panjang gelombang energi yang disebut diatas. Tidak semua energi matahari mencakup keseluruhan spektrum energi diatas, tetapi terbatas pada panjang gelombang sinar, bukan gelombang radio. Besarnya radiasi matahari yang terpancarkan berhubungan dengan nilai panjang gelombang pangkat 4. hasilnya adalah kurva penyebaran energi dari radiasi pada suhu sekitar 6000 K yaitu suhu dipermukaan matahari. Radiasi yang diterima bumi pada sumbu normal adalah sebesar 2.00 cal cm-2 min-1. sedangkan berdasarkan distribusinya radiasi di khatulistiwa diterima sekitar 1100 cal cm-2 day-1 dan di daerah kutub sebesar 800 - 900 cal cm-2 day-1. variasi dari energi yang diterima bumi sangat rendah hanya sekitar 3.34 % dan variasi tersebut dapat diprediksi dengan baik dan menggambarkan perubahan iklim dalam satuan waktu geologis. Sedangkan bentuk gelombang radiasi matahari yang diterima bumi telah mengalami banyak degradasi akibat penyerapan radiasi matahari pada panjang gelombang tertentu. Energi matahari akan terserap pada panjang gelombang dimana radiasi tersebut bertemu partikel yang dimaksud. Sebagai contoh uap air di atmosfir akan menyerap energi matahari pada panjang gelombang sekitar 3m. sehingga bentuk kurva energi pada panjang gelombang itu akan mengalami degradasi. Pemanfaatan dari sifat degradasi ini adalah untuk teknologi penginderaan jauh. Sebagai contoh, untuk satelit yang memantau awan dan nilai kandungan uap airnya bekerja dengan sensor yang 7 sensitif pada panjang gelombang 3m tersebut. Metoda yang sama dipakai untuk melihat berbagai kandungan polutan di atmosfir termasuk gas ozon dari sifat degradasi diatas. Gambar 2.1. Spektral energi radiasi matahari yang dipancarkan (black body radiation) dan yang diterima di muka bumi Distribusi penyebaran energi radiasi matahari di muka bumi beragam menurut posisi lintang. Nilai rata-rata radiasi yang ditangkap muka bumi menurun dari khatulistiwa ke kutub karena daerah lintang rendah menerima energi dalam jumlah besar sepanjang tahun, hal ini dikarenakan sinar matahari menuju daerah ini dengan tegak lurus, sehingga nilai yang terpendar atau terefleksi kecil. Sementara sepanjang garis lintang menuju kutub, nilai sudut inklinasi sinar matahari akan semakin besar dan nilai radiasi yang terpendar atau terefleksi akan semakin besar, akibatnya nilai radiasi matahari yang sampai ke permukaan akan semakin kecil. Selain itu distribusi menurut energi yang diterima juga beragam, 16% darinya diserap oleh atmosfir seperti digambarkan diatas, 24 % dipantulkan oleh awan, 7 % diradiasikan kembali ke luar angkasa dari atmosfir, sedangkan 4% dipantulkan oleh permukaan bumi terutama laut dan es di kutub. Secara total sekitar 35 % kembali ke luar angkasa. Tidak semua radiasi matahari dapat menembus badan air di laut. sekitar 73 % mencapai kedalaman 1 cm, 44.5 % kedalaman 1 m, 22.2 % kedalaman 10 m, 0.53 m kedalaman 100 m dan 0.0062% kedalaman 200 m. Energi minimum yang dibutuhkan untuk mensuplai dan menjaga perkembangan pitoplankton untuk proses fotosintesis adalah sekitar 0.003 cal cm-2 min-1. dengan kalkulasi sesuai kedalaman diatas, hal ini dapat tercapai hingga kedalaman 220 m. Bumi tidak hanya menerima energi gelombang pendek matahari tetapi juga menghasilkan balik energi yang diterimanya dalam bentuk radiasi gelombang panjang. Sebagian kecil dari gelombang radiasi panjang akan dipancarkan kembali ke luar angkasa. Biasanya gelombang panjang ini dipancarkan di bagian paling atas atmosfir dan dikenal dengan istilah Outgoing Long wave radiation. Karena dipancarkan di bagian paling atas atmosfir dari lapisan awan terluar, maka parameter ini sering dipakai untuk melihat potensi cuaca setempat, sebab semakin tinggi tempat berpancarnya maka awan yang memancarkannya akan semakin tinggi dan semakin berpotensi memberikan curah hujan maksimum. Berbeda dengan panjang gelombang pendek, maka radiasi keluar panjang gelombang panjang tidak memiliki variasi sebagaimana halnya radiasi gelombang datang dengan panjang gelombang pendek. Laut sendiri juga memancarkan energi dengan panjang gelombang panjang, karena suhu muka laut berkisar 283 K, maka panjang gelombang yang dipancarkan, berdasarkan hukum Wien adalah 10 mikrometer atau panjang gelombang infra merah. 8 Walhasil dari perbandingan energi masuk (gelombang pendek) dan energi keluar (gelombang panjang) terjadi surplus energi masuk di dekat khatulistiwa dan surplus energi keluar di dekat kutub. Meskipun adanya nilai masuk positif di dekat khatulistiwa dan negatif di kutub, tidak pernah ada petunjuk bahwa daerah dekat khatulistiwa terus menerus memanas dan daerah kutub terus menerus mendingin, sehingga pastilah ada transfer energi radiasi antara daerah lintang rendah dan tinggi. Kejadian itu dilakukan oleh angin di atmosfir dan sirkulasi air di lautan. Ada berbagai perdebatan tentang siapa dari keduanya yang lebih penting terhadap pergerakan ke arah kutub dari energi panas diatas, tetapi dipercaya kalau lautan lebih berkontribusi di daerah tropis dan atmosfir lebih di daerah lintang tinggi. Nilai maksimum dari kehilangan energi panas akibat evaporasi terjadi di daerah subtropis akibat proses adveksi di atmosfir pada daerah kering, sedangkan kehilangan energi panas minimum di daerah tropis akibat dari kandungan uap air di udara tropis yang cukup jenuh. Sedangkan penghilangan akibat energi panas sensibel kurang lebih sama antara daerah tropis dan subtropis. Arus laut berfungsi membawa panas dari daerah tropis ke daerah kutub. Gambar 2.2. Besarnya variasi energi yang dibawa dari daerah tropis menuju daerah subtropis dan daerah kutub pada beberapa samudra di dunia. Tekanan Udara dan Angin Angin menghantarkan kandungan panas terutama dengan proses adveksi masa air hangat ke daerah dingin dan sebaliknya. Sebagian lagi transfer energi panas melalui panas laten yang diambil ketika air laut menguap ke atmosfir dan berkondensasi pada lingkungan yang lebih dingin. Angin dihasilkan dari perbedaan tekanan dan suhu di atmosfir akibat distribusi energi radiasi matahari, tutupan awan serta dinamika sekitarnya.Pergerakan horisontal angin dinamai adveksi sedangkan yang vertikal lebih disebut konveksi. Proses konveksi biasanya bersifat sangat lokal, sehingga untuk perhitungan bugdet energi biasanya diabaikan. Proses konveksi sendiri dapat terjadi untuk skala kecil hingga besar dalam bentuk siklon atau badai tropis. Siklon atau badai tropis dipercaya sebagai media transpor jumlah energi panas dalam jumlah besar menjauh dari lautan khatulistiwa dalam bentuk energi panas laten yang terbawa ke daerah lintang tinggi. Proses pergerakan arus laut juga sangat dipengaruhi oleh angin di atmosfir terutama pada kedalaman hingga sekitar 200 m. Pada lapisan atas yang sangat terpengaruh oleh angin, terdapat lapisan turbulensi, dibawahnya terdapat lapisan thermokline dan lebih ke bawah lagi yang disebut lapisan laut dalam. Lapisan thermokline adalah lapisan dimana terjadi penurunan suhu air yang sangat drastis dan mencapai kedalaman hingga 200m. Sedangkan lapisan turbulensi tidaklah dalam, tergantung pada besarnya gelombang laut di permukaan. Dilaut juga terjadi proses pergerakan vertikal atau konveksi dan peristiwa upwelling dan downwelling. Kedua peristiwa terakhir biasanya terjadi karena adanya dorongan angin di permukaan. Tergantung pada posisinya, kedua proses tersebut dapat terjadi pada musim yang berbeda. Kedua peristiwa upwelling dan downwelling akan dibahas kemudian. 9 BAB III Hubungan antara laut dan atmosfir Coupling atmosfir dan laut Interaksi laut dan atmosfir membertuk proses kopling yang terjadi di pergantian energi dan masa di permukaan laut. Terjadinya perpindahan energi dan masa dalam proses neraca energi dalam hal energi radiasi termasuk energi panas dan momentum dalam hal friksi permukaan. Pergantian energi dalam hal neraca masa terjadi dalam hal penguapan dan hujan, perpindahan mineral dan gas. Gas gas yang ada di permukaan mengabsorbsi energi radiasi karena gas gas tersebut menyerap energi matahari pada panjang gelombang khusus. Hasilnya adalah peningkatan dari suhu atmosfir dan mengakibatkan juga peningkatan suhu laut. Salah satu gas penting yaitu CO2 juga banyak terdapat di atmosfir yang kemudian dapat diendapkan di dalam lautan. Kepentingan pengendapan CO2 sangat membantu mengurangi pengaruh pemanasan global. Dalam hal kopling atau interaksi laut atmosfir, perlu ditekankan hubungan antara lautan dan atmosfir dalam hal sebagai pensuplai uap air terbesar bagi atmosfir. Penguapan terjadi akibat tidak jenuhnya atmosfir oleh uap dan akibat cukup hangatnya suhu muka laut. Sebaliknya atmosfir mensuplai energi dan masa dalam bentuk curah hujan dan endapan yang juga melibatkan transfer energi. Ketika lautan mendingin, maka laut akan merespon dengan menghasilkan gerak konveksi vertikal yang akan mensuplai panas ke permukaan. Hal ini terjadi karena persamaan kontinuitas masa membutuhkan air dingin mengendap ke kedalaman dari permukaan tergantikan oleh masa air dibawahnya yang notabene lebih hangat. Air hangat tersebut akan menyembul ke permukaan. Proses perubahan suhu di lautan terjadi jauh lebih lambat daripada di atmosfir. Sebagai akibat maka lautan terus panas meskipun equinok atau titik nadir matahari telah menjauhi garis khatulistiwa. Dari angin ke arus laut Sewaktu angin bertiup di muka laut, energi di transofrmasikan dari angin ke permukaan laut. Beberapa dari energi tersebut menjadi gelombang gravitasi permukaan yang mengikuti pergerakan arus permukaan akibat pergerakan angin. Hal yang terkahir ini yang menyebabkan terjadinya arus laut. Proses transfer energi sebenarnya yang terjadi di permukaan laut sangat kompleks. Seberapa besar energi yang terpakai untuk proses penghasilan turbulensi dan seberapa besar yang dikonversi menjadi arus. Akan tetapi aturan umum adalah semakin kuat angin bertiup, semakin besar friksi permukaan yang mendorong arus di bawahnya. Pekerjaan angin yang mendorong arus laut disebut dengan wind stress. Peristiwa dorongan angin terhadap arus laut lebih banyak terjadi pada skala kecil melalui proses turbulensi. Peningkatan kecepatan arus laut dan sebaliknya lebih banyak disebabkan oleh proses turbulensi permukaan. Turbulensi akan mendistribusikan dan menghilangkan energi gerak (kinetic) dan merubahnya menjadi energi panas melalui viskositas molekular. Hal terakhir inilah yang memberikan kontribusi terhadap suhu muka laut. Selebihnya arus laut diatur oleh kondisi salinitas densitas, suhu dan topography dasar laut. Pergerakan Ekman Salah satu proses pergerakan arus laut oleh angin adalah pergerakan ekman yang seringkali mendorong adanya upwelling dan downwelling di tepi pantai. Proses ekman spiral akibat dorongan angin permukaan atau transfer dari momentum gerak angin ke arus laut dan diamati oleh Fridjof Nansen yang melihat bahwa bongkahan es di laut bergerak 20 – 40 derajat ke kanan dari arah angin. Dia memberikan hasil observasinya kepada Wilfrid Ekman. Akibat pengaruh gaya coriolis, arus permukaan bergerak 45 derajat dari arah angin dan energy dinamik di 10 salurkan ke lapisan laut yang lebih dalam. Energi diserap oleh gesekan pada kedalaman dimana kecepatan menurun menurut kedalaman dan akhirnya kecepatan masa air adalah 0 pada kedalaman ekman. Gaya coriolis menyebabkan penyimpangan berturut turut ke kedalaman sementara juga menyalurkan energi ke lapisan lebih dalam lagi (ekman spiral). Gerak masa air secara umum mengarah 90 derajat dari arah angin. Asumsi utama dari pergerakan Ekman adalah luas wilayah yang sangat luas dan sangat dalam (tidak ada friksi dengan dasar laut atau pantai). Kedalaman proses ini dapat terjadi hingga 150 m dibawah muka laut. Gambar 3.1. Proses Ekman spiral akibat tiupan angin permukaan. Secara lokal pergerakan Ekman dapat terjadi pada garis pantai karena hembusan angin darat dan laut, tergantung pada musim saat angin bertiup. Salinitas, curah hujan dan profil temperatur laut Lautan merupakan badan air terbesar di dunia. Sekitar 96.5 % adalah air dan hampir 3.5% nya adalah garam yang terlarut. Distribusi salinitas atau tingkat kegaraman dan suhu adalah aspek penting bagi pergerakan arus laut. Sebagian besar perbedaan distribusi suhu dan salinitas terdapat di permukaan laut atau sekitar kedalaman 200 m. sedangkan sisa bagian laut terisi oleh air dengan suhu dan tingkat salinitas yang seragam. Sekitar 75% air laut memiliki tingkat salinitas antara 3.4 dan 3.5 % dan suhu antara 0 hingga 4 C dengan suhu rata rata 3.8C. Di khatulistiwa, rata rata suhu air laut hanya 4.9C. Lapisan dimana suhu berubah dengan cepat terhadap kedalaman ditemukan antara suhu 8 – 15C dan disebut lapisan thermocline yang kedalamannya antara 150 – 400 m di khatulistiwa dan antara 400 hingga 1000m di daerah subtropis. Gambar 3.2 Distribusi penyebaran salinitas dan suhu dalam persentase untuk air laut. 11 Jika suhu permukaan sangat rendah proses konveksi dari pendinginan air laut dapat mencapai daerah yang dalam. Pada umumnya di samudra samudra besar di dunia, mulai kedalaman 1000 m, suhu dan salinitas laut sudah seragam. Penurunan suhu mengakibatkan peningkatan berat jenis sehingga stratifikasi suhu akan menghasilkan stratifikasi berat jenis yang teratur. Penurunan salinitas menghasilkan penurunan berat jenis. Sehingga stratifikasi salinitas justru akan menimbulkan stratifikasi yang tidak stabil. Pada umumnya di lautan, efek dari penurunan suhu lebih kuat dari efek penurunan salinitas sehingga laut terstratifikasi lebih stabil. Gambar 3.3. nilai rata rata stratifikasi suhu dan salinitas di kepulauan Indonesia pada bulan Januari hasil keluaran model laut dan dirata rata antara tahun 1979 – 1993. Tingkat salinitas dan suhu sangat dipengaruhi oleh aktivitas di permukaan laut dimana curah hujan dan penguapan memegang peranan paling besar. Sekitar 51% dari energi yang diserap lautan akan diambil oleh proses penguapan. Selain itu, penguapan juga memberikan kontribusi terbesar dari neraca masa air di lautan dimana terjadipengurangan besar besaran akibat penguapan. Proses penguapan terjadi saat udara menjadi tidak jenuh dengan uap. Semakin hangat suhu udara, semakin kuat penguapan yang terjadi. Dalam kondisi normal transfer panas langsung adalah dari laut ke udara dengan asumsi panas dialirkan dari lapisan paling bawah. Pada situasi normal tersebut udara menjadi jenuh dengan kelembaban dan penguapan yang terjadi. Selanjutnya udara hangat akan terkondensasi apabila bertemu dengan lapisan udara tinggi yang dingin atau bertemu badan air yang dingin. Pada kasus pertama akan turun sebagai hujan, sedangkan pada kasus kedua akan terbentuk kabut. Pada kedua kasus tersebut, energi yang dihasilkan dari proses kondensasi akan lebih terserap di atmosfir, sehingga kontribusi kondensasi terhadap neraca energi panas di laut sangat kecil. Pada kondisi global seperti disampaikan pada bab terdahulu, energi di lautan lebih banyak dipakai di daerah sub tropis untuk pergerakan arus menjauh khatulistiwa. Energi panas yang 12 diterima menurun dekat khatulistiwa akibat pantulan dari awan awan yang banyak terdapat di daerah tersebut. Proses evaporasi terjadi maksimum di daerah sub tropis karena adveksi udara dingin yang salah satunya disebabkan oleh Hadley cell. Evaporasi di daerah tropis sangat minimum karena sudah jenuhnya udara di daerah tersebut yang salah satu dikarenakan tutupan awan yang sangat tinggi. Sedangkan curah hujan tinggi didaerah dekat khatulistiwa di sebelah utara akibat bentuk rupa bumi dan distribusi darat dan lautan serta di daerah dekat kutub pada lintang 50. Distribusi perpaduan evaporasi dikurangi hujan akan menyerupai distribusi melintang tingkat salinitas laut. Secara umum jumlah evaporasi di dunia mencapat 440 x 103 km3 per tahun, curah hujan mencapai 411 x 103 km3 per tahun dan volume aliran permukaan di sungai danau dll mencapai 29 x 103 km3 per tahun. Gambar 3.4. distribusi melintang curah hujan, evaporasi dan tingkat salinitas. Stabilitas isotherm laut dan atmosfir Stratifikasi di laut dan atmosfir terjadi akibat perbedaan suhu dan tekanan. Perbedaan tekanan dikonversikan dalam hal salinitas atau kerapatan masa jenis di laut. - Proses konveksi di laut dan atmosfir - coupling atmosfir dan laut Hadley and Walker cell 13 BAB IV Iklim Indonesia Sifat iklim daerah tropis Iklim daerah tropis ditandai dengan tingginya curah hujan dan evaporasi. Akibat dari kedua proses tersebut, daerah tropis memiliki tutupan awan yang tinggi yang mengakibatkan rendahnya jumlah radiasi dipermukaan. Sebenarnya jumlah radiasi dalam bentuk energi gelombang pendek terbanyak diterima didaerah tropis. Akan tetapi tutupan awan menghalangi radiasi masuk. Selain itu awan berfungsi sebagai cermin dimana nilai albedo yang sangat kecil sehingga jumlah radiasi yang dipantulkan oleh awan sangat tinggi dan hanya lebih kecil daripada tutupan es didaerah kutub. Karena pesatnya proses curah hujan dan evaporasi, maka daerah tropis merupakan daerah yang paling lembab di muka bumi, terutama daerah tropis yang berada diatas pulau. Hal ini karena pulau-pulau berfungsi sebagai pusat aktivitas konveksi atau pusat pertumbuhan awan terutama didaerah pesisir. Untuk lautan, kuatnya proses hujan dan evaporasi mengakibatkan daerah tropis memiliki nilai salinitas yang rendah terutama pada waktu musim hujan dimana terdapat kontribusi besar aliran sungai didaratan. Perbedaan salinitas antara puncak musim hujan dan puncak musim kering tidak terlalu drastis jika dibandingkan oleh perbedaan suhu muka laut. Meskipun demikian perbedaan suhu muka laut didaerah tropis tidak sedemikian besar dibandingkan dengan daerah non tropis. Perbedaan terbesar dari normal untuk suhu muka laut lebih disebabkan oleh faktor luar seperti Cold Surge di laut Cina Selatan pada bulan januari hingga maret, ENSO atau Indian Dipole. Meskipun perbedaan suhu muka laut maksimum dan minimum tidak terlalu besar, tetapi pengaruh terhadap jumlah curah hujan sangat besar. Peningkatan suhu muka laut sedikit dapat mengakibatkan besarnya suplai uap air yang mendorong tingginya curah hujan. Dapat dikatakan, daerah tropis berada diambang kritis suhu muka laut yang mendorong curah hujan maksimum dan minimum. Karena faktor luar sangat tidak dominan, seperti siklon tropis, maka pengaruh perubahan suhu muka laut terhadap curah hujan lebih dominan. Sebagai hasilnya kemanapun perubahan atau peramalan cuaca dan iklim didaerah tropis jauh lebih baik untuk skala bulanan hingga semi tahunan dibandingkan untuk skala harian hingga bulanan. Selain tingginya nilai curah hujan dan evaporasi, daerah tropis ditandai dengan lemahnya angin permukaan dan tingginya tekanan udara permukaan. Perubahan tekanan udara juga relatif kecil dibandingkan skala perubahan waktu sehingga sulit terjadi pembentukan angin kencang. Hal yang terakhir ini juga didukung oleh lemahnya gaya coriolis bumi di daerah tropis yang menyebabkan tidak mungkinnya didaerah tropis terbentuk atau menjadi lintasan siklon tropis. Daerah yang bebas siklon tropis biasanya antara 10 LU dan 10 LS. Meskipun tidak menjadi tempat tumbuh dan lintasannya, daerah tropis mendapat imbas dari siklon tropis yang lewat pada ekornya. Biasanya menyebabkan angin kencang dan curah hujan tinggi didaerah ekor siklon. Sedangkan daerah yang jauh dapat mengalami kekurangan awan karena tertarik kedaerah siklon. Angin permukaan untuk daerah tropis umumnya rendah yang mana berlawanan dengan angin pada level atas yang umumnya relatif kencang. Salah satu penyebab lemahnya angin permukaan adalah karena kecilnya perbedaan tekanan udara permukaan di daerah tropis. Pada musim hujan, akibat kuatnya suplai udara basah dan konveksi udara, sirlasi angin kencang pada level atas terganggu sehingga angin pada level tersebut lebih lemah dari pada musim kemarau. Lemahnya angin permukaan didaerah tropis membawa konsekuensi lemahnya sirkulasi arus laut di daerah tropis jika dibandingkan dengan daerah non tropis. Pengaruh faktor luar dapat merubah ini. Seperti contohnya Arus Lintas Indonesia (ARLINDO) yang konsisten selalu mengalir dari Samudera Pasifik ke Samudera India melewati benua maritim Indonesia. Arus ini mengalir lebih bukan karena pengaruh angin permukaan tetapi karena tekanan massa air permukaan di daerah kolam hangat (warm pool) disebelah utara pulau Irian. Meskipun angin permukaan lemah, tetapi pola tahunannya berubah-ubah mengikuti pola monsoon, sehingga pola sirkulasi arus laut Indonesia secara umum dapat diprediksi. 14 Pembagian iklim Indonesia Pola iklim di Indonesia didominasi sifat monsoonal karena pergerakan titik kulminasi matahari dari bumi belahan utara ke selatan dan sebaliknya dalam skala setengah tahunan. Hal ini mengakibatkan nilai kontras akumulasi hujan pada puncak musim hujan dan puncak kemarau. Sesuai dengan kriteria yang telah dikembangkan oleh BMG, jika hujan diatas 150 mm, maka dikategorikan bulan basah, sebaliknya apabila curah hujan dibawah 150 mm per bulan akan disebut bulan kering. Meskipun dipengaruhi monsoon, tidak semua daerah Indonesia memiliki pola iklim tahunan yang serupa. Untuk daerah selatan Indonesia, memiliki satu puncak hujan dan satu puncak kemarau. Sedangkan untuk daerah sebelah utaranya dapat memiliki dua puncak hujan dan dua puncak bawah. Pada daerah tengah dan utara Indonesia, terkadang disebut daerah iklim ekuatorial dimana tidak jelas nampak perbedaan puncak musim kemarau dan hujan pada pola tahunannya. Kedua puncak atas terjadi pada saat titik kulminasi matahari melewati daerah tersebut. Dan kedua puncak bawah terjadi pada saat titik kulminasi meninggalkan daerah tersebut. Puncak musim hujan terjadi pada saat pergantian tahun dan puncak musim kemarau terjadi pada pertengahan tahun. Wilayah Indonesia bagian selatan hanya memiliki satu puncak atas dan satu puncak bawah karena pergerakan monsoon berhenti didaerah tersebut. Hal ini karena di Samudera Indonesia sebelah selatan kepulauan Indonesia tidak terdapat pulau-pulau lagi yang menjadi pusat konveksi. Selain variasi utara-selatan, terdapat variasi barat-timur pola iklim di wilayah Indonesia. Untuk wilayah bagian selatan, semakin ke timur maka musim kemarau akan semakin panjang. Hal ini dikarenakan lebih cepatnya pusat konveksi meninggalkan daerah tersebut mengikuti pola kulminasi matahari. Selain bergerak utara-selatan, pergerakan suhu laut di wilayah maritim Indonesia sebenarnya juga bergerak dari arah barat laut-tenggara. Sehingga daerah ini lebih banyak mengalami musim kemarau. Perkecualian pola iklim diatas terjadi di wilayah Maluku Utara dimana pola iklimnya berbalik belakang dari pola iklim monsunal umum wilayah lain Indonesia. Puncak dari musim hujan bukannya terjadi pada akhir tahun tetapi pada pertengahan tahun. Apabila diteliti lebih lanjut, ternyata anomali iklim ini lebih disebabkan oleh aliran arus laut di daerah tersebut. Pada pertengahan tahun, arus laut hangat mengalir dari daerah kolam hangat di utara pulau Irian masuk ke laut utara Maluku. Akibatnya daerah ini mengalami puncak musim hujan. Pada pertengahan tahun yang lain, arus laut dingin mengalir ke daerah ini dan menghambat pertumbuhan daerah konvektif di wilayah ini. Akibatnya pola iklim tahunan lebih diatur oleh pola arus laut permukaan dan menunjukkan pola kebalikan dan pola monsoon umumnya. Pengaruh arus laut terhadap pola iklim tahunan juga terjadi pada wilayah lainnya. Pada bulan Januari hingga Maret, di wilayah laut Cina Selatan terjadi peristiwa cold surge dimana arus laut dingin mengalir dari sebelah utara dan membawa akibat penurunan curah hujan secara drastis di wilayah ini. Apabila cold surge tidak terjadi, daerah ini akan mengalami pola ekuatorial seperti daerah lainnya. Dengan adanya cold surge ini, wilayah sekitar laut Cina Selatan tersebut akan mengalami perbedaan pola curah hujan yang mencolok pada bulan sekitar kejadian cold surge. Cold surge terjadi karena di Siberia pada puncak musim dingin (winter) memiliki tekanan udara yang tinggi. Tekanan udara tinggi ini mendorong aliran angin permukaan ke selatan yang mendorong aliran arus ke selatan. Aliran arus laut permukaan ini bersifat dingin karena di bumi belahan utara sedang mengalami puncak musim dingin. Dari uraian diatas, kita melihat peranan laut dalam membentuk pola iklim di wilayah Indonesia dan berfungsi sebagai interaksi laut atmosfer. Monsoon, ITCZ dan Enso Monsoon adalah fenomena iklim global dimana terjadi perubahan iklim di atmosfer dan laut. Penyebab utama dari fenomena ini adalah pergerakan titik kulminasi matahari terhadap bumi yang bergerak utara selatan. Fenomena monsoon selain mengikuti fungsi kulminasi matahari 15 juga mengikuti pola garis pantai karena pada daerah tersebut terjadi pusat konveksi. Sehingga pergerakan daerah fenomena monsoon tidak murni bergerak arah utara selatan. Pergerakan titik pusat konveksi membawa akibat daerah pumpunan awan konvektif lintas benua yang dikenal dengan istilah Inter Tropical Convergence Zone (Daerah Konvergensi Lintas Tropis). Daerah ini memiliki ciri, tempat kumpulan awan, tempat bertemunya angin pasat timur laut dan tenggara dan daerah dengan suhu muka laut maksimum. Pergerakan arus laut yang diakibatkan oleh pola monsoonal ini menyebabkan perubahan distribusi ikan pada kedua musim tersebut. Perubahan di laut juga terjadi karena penurunan suhu laut permukaan pada musim kemarau yang mengakibatkan beberapa jenis ikan dalam naik ke level kedalaman laut yang lebih tinggi. Fenomena monsoon adalah gejala alam umum yang terjadi pada skala waktu tahunan di Indonesia. Variasi pola umum ini berubah akibat proses pemanasan global atau karena fluktuasi gejala ENSO. ENSO adalah fenomena global yang membawa implikasi laut Indonesia lebih dingin pada kejadian El Nino dan lebih hangat pada kejadian La Nina. Akibatnya terjadi peningkatan jumlah hujan pada tahun La Nina dan penurunannya pada tahun El Nino. Untuk wilayah Indonesia, akibat pola monsoonal yang mengatur pola sirkulasi arus laut permukaan, pengaruh El Nini dan La Nina ternyata dibatasi hanya pada musim kemarau. Karena pada musim inilah arus laut dari Pasifik mengalir masuk ke wilayah Indonesia dengan implikasi perubahan akibat kedua fenomena global tersebut. Sedangkan pada musim hujan pengaruh dari kedua fenomena global tersebut dihambat oleh tidak didukungnya pola arus laut, dimana pola arus permukaan menuju keluar wilayah Indonesia. Berdasarkan kriteria diatas, maka pengaruh El Nino akan lebih memperburuk iklim Indonesia karena pengurangan jumlah hujan terjadi pada puncak musim kemarau, sedangkan La Nina lebih bukan merupakan bencana karena terjadi juga di musim kemarau yang tidak terlalu kering. Diurnal, MJO, Interannual Selain faktor tahunan tersebut, pola iklim Indonesia juga dipengaruhi oleh faktor-faktor non tahunan seperti pada frekuensi yang lebih tinggi seperti harian intra seasonal dan frekuensi rendah seperti faktor inter tahunan. Wilayah tropis memiliki ciri faktor harian yang kuat karena tidak adanya perbedaan suhu permukaan dan tekanan yang besar antar selang waktu berbeda. Konsekuensinya adalah sirkulasi angin permukaan yang lemah didaerah ini. Kekurangan dari faktor angin permukaan yang lemah akan menyebabkan kuatnya pengaruh angin lokal seperti angin darat dan laut, angin lembah dan gunung dan angin danau. Angin-angin ini ditambah dengan besarnya perbedaan radiasi matahari menyebabkan dominannya faktor harian diurnal. Faktor diurnal merupakan perbedaan antara siang dan malam akibat kondisi lokal diatas. Untuk skala intra seasonal atau antara 30 – 90 hari, terdapat dominasi pengaruh pergerakan daerah konveksi dari Samudera India ke arah timur. Pergerakan variabilitas intra seasonal ini membawa akibat daerah hujan yang tinggi pada daerah yang dilaluinya. Variabilitas atau osilasi intra seasonal ini dikenal dengan istilah Madden Julian Oscillation (MJO) sesuai nama pencetusnya. Pergerakan MJO lebih mengikuti keberadaan ITCZ, yaitu ke daerah selatan pada waktu puncak musim hujan dan kearah utara pada waktu puncak musim kemarau. Pengaruh dari osilasi inter-tahunan lebih terjadi pada skala panjang seperti 2 tahunan akibat perubahan atmosfir atas, 11 tahunan akibat perubahan aktivitas matahari dan lebih panjang lagi akibat perubahan iklim global karena proses pemanasan di muka bumi. 16 BAB V Proses Interaksi Laut Udara Lokal dan Regional Easterly waves - MJO di Indonesia Easterly waves atau terjemahannya gelombang ke timur terjadi di berbagai belahan dunia. Penjalaran gelombang di timur yang dikenal dengan easterly waves terjadi sebenarnya di samudra atlantik dari benua amerika selatan menuju pantai afrika. Penjalaran gelombang ditandai dengan timbulnya siklon tropis yang menjalar ke arah timur. Peristiwa easterly wave yang digambarkan disini biasanya terjadi di permukaan laut yang merupakan gejala interaksi laut atmosfir dimana selain tekanan udara juga terjadi perubahan suhu permukaan laut yang pada akhirnya menghasilkan siklon tropis. Untnk daerah lain seperli di daerah dekat kutub (diatas lintang 60 derajat) dikenal juga gelombang menjalar ke timur yang disebut dengan rossby wave. Penjalaran gelombang ini ditandai dengan perubahan tekanan udara naik dan turun dalam perioda sekitar 10 harian ditandai dengan kenaikan dan turunnya tekanan permukaan. Dengan kenaikan maka udara menjadi cerah dan sebaliknya akan menyebabkan udara dalam kondisi hujan. Pcnyebab udara cerah karena pada pusat tekanan tinggi masa udara akan menjauh dan uap air juga sehingga tidak ada suplai udara basah yang mendukung turunnya hujan. Untuk daerah benua maritim Indonesia penjalaran gelombang ke timur juga terjadi yang dikenal dengan istilah Madden Julian Oscillation yang merupakan istilah dari kedua nama penemu gelombang ini. Serupa dengan yang terjadi di samudra Atlantik, gejala ini juga terjadi di samudra India dan peristiwa yang dimulai di laut akan berakibat pada daerah hujan yang mana daerah hujan ini akan bergerak ke arah timur masuk di kepulauan Indonesia melalui propinsi Sumatera Barat dan terus bergerak ke Timur. Apabila peristivva tersebut terjadi pada bulan musim hujan maka pergerakan akan lebih ke arah selatan mengikuti jalur ITCZ yang sedang berada di bumi belahan selatan. Apabila penjalaran terjadi pada saat musim kemarau maka akan bergerak ke utara juga mengikuti jalur ITCZ. Peristiwa penjalanan dengan gelombang ini terjadi dengan periode antara 30 - 90 hari atau periode seasonal dan intraseasonal sehingga gejala MJO ini dikenal juga dengan istilah intraseasonal wave. Pergerakan gelombang ini membawa implikasi ke laut dan atmosphere seperti perpindahan suhu laut hangat menuju timur dan daerah konvektif yang juga searah. 17 18 SST rainfall relationship Hubungan antara suhu muka laut dan hujan menunjukkan hubungan antara laut dan atmosphere dengan hubungan langsung atau interaksi antara keduanya. Dari data lokal Indonesia terdapat hubungan antara suhu muka laut dan hujan dengan ciri-ciri yang tidak linear. Hubungan antara keduanya dapat dibagi dalam tiga jarak yaitu antara dibawah sekitar 28°C, antara 28 hingga 29.6°C dan diatas 29.6°C. Apabila dilihat dari gambar tersebut, apabila suhu muka laut naik maka kemungkinan nilai curah hujan akan lebih tinggi dan demikian juga sebaliknya. Pada suhu muka laut diatas 29.6°C terdapat penurunan curah hujan pada saat kenaikan suhu muka laut. Dari gambaran tersebut terlihat puncak curah hujan tercapai pada saat suhu muka laut mencapai 29.6°C dimana suhu diatas atau dibawahnya menurunkan nilai curah hujan. Kenaikan suhu laut yang membawa implikasi naiknya curah hujan karena naiknya suhu muka laut menunjukkan peningkatan energi di laut yang memberikan kemungkinan naiknya tingkat penguapan di atmosfir. Dengan demikian ada hubungan yang tidak langsung antara kenaikan SST dan curah hujan serta evaporasi. Dengan nilai suhu muka laut di Indonesia berada dinilai kritis seperti 29.6°C diatas, maka dengan dampak pemanasan global, suhu muka laut di Indonesia tidak akan meningkat lebih jauh lagi tetapi kenaikan suhu bumi akan lebih berdampak pada peningkatan suhu di daratan. Hadley and Walker cell Di wilayah Indonesia ada dua aliran udara regional global yang terjadi. Proses sirkulasi barat timuran disebut sebagai sirkulasi walker, sementara proses sirkulasi udara utara selatan disebut dengan sirkulasi hadley. Proses pembentukan sirkulasi barat timuran terjadi karena distribusi laut dan benua di daerah khatulistiwa Indonesia sebagai benua maritim memiliki kekhasan dengan menjadi pusat konveksi aktif karena panjangnya daerah pesisir atau garis pantai yang memicu konveksi di pinggir laut. Sementara di sebelah barat dan timur wilayah Indonesia terdapat dua samudra luas yang merupakan badan air terluas di dunia. Dengan sistim tersebut maka akan terjadi udara naik di daerah maritim Indonesia dan udara turun di daerah lautan pasifik dan India. 19 Aliran udara naik disekitar wilayah Indonesia terjadi disebelah utara pulau Irian atau dikenal dengan istilah kolam hangat (Warm Pool). Sedangkan proses aliran udara dari sirkulasi ini lebih banyak dikendalikan oleh perbedaan suhu muka laut di daerah pasifik. Pada kondisi normal sirkulasi terjadi dengan naiknya udara di daerah kolam hangat (barat Pasifik) dan menurun di timur Pasifik. Pergerakan dari sirkulasi Walker ini dapat tcrlihat dan juga terasa pada aliran laut di sebelah timur Indonesia dengan aliran masa air laut menuju kolam hangat di daerah khatulistiwa samudra Pasifik. Pada kondisi tidak normal yang lebih dikenal dengan El Nino terjadi pergeseran pusat naik atmosfir dari kolam hangat menuju ke timurnya dan mengakibatkan terjadinya dua sirkulasi di daerah Pasifik. Peristiwa El Nino sendiri diakibatkan oleh proses interaksi laut atmosfir di daerah Pasifik yang tidak hanya merubah arah sirkulasi atmosfir tetapi juga pola arus dan iklim di benua maritime Indonesia. Gambar. Aliran udara dalam sirkulasi walker di daerah Pasifik Tropis. Selain pola sirkulasi tersebut, ada juga sirkulasi utara selatan yang dikenal dengan sirkulasi Hadley. Pola sirkulasi ini terjadi akibat dari gaya koriolis akibat rotasi bumi dan posisi titik equinok puncak radiasi matahari yang selalu berpindah utara selatan. Sirkulasi Hadley di daerah tropis merupakan bagian dari beberapa sirkulasi lain pada lintang tinggi yang merupakan sistim ventilasi bumi yang terbentuk secara natural yaitu sirkulasi Ferrel dan sirkulasi Kutub. Sering menjadi kesalahan bahwa sirkulasi Hadley tergantung pada posisi garis lintang absolut, tetapi kenyataannya sirkulasi ini tergantung pada puncak equinok matahari yang memberikan radiasi maksimum. Salah satu akibat dari sirkulasi ini adalah angin pasat tenggara di bumi belahan utara dan angin pasat barat laut di bumi belahan selatan. Pusat pertemuan dari kedua angin pasat tersebut dikenal sebagai daerah ITCZ (Inter Tropical Convergence Zone) atau daerah Konvergensi lintas Tropis. ENSO and laut Indonesia ENSO atau El Nino Southern Oscillation adalah fenomena alam global yang berpusat di samudra Pasifik. Fluktuasi atau osilasi dari ENSO terdiri dari tiga fenomena yaitu kondisi normal, El Ninodan La Nina. Pembagian kriteria pada masing-masing tergantung pada nilai suhu muka laut pada daerah acuan yang dikenal sebagai daerah Ninol, Nino2 .. Nino4. Daerah tersebut tersebar dari yang paling timur (Ninol) hingga mendekati daerah Warm Pool di sebelah utara Papua Nugini (Nino4). Apabila anomali suhu muka laut di daerah Nino tersebut bersifat positif 20 atau lebih hangat melebihi 1°C dari normalnya maka akan terjadi El Nino, sedangkan peristiwa sebaliknya disebut dengan La Nina. Peristiwa El Nino merupakan peristiwa yang terjadi di atmosfir dan laut. Pemicu dari El Nino ini hingga saat ini belum diidentifikasi secara pasti. Pada fase awal El Nino akan terjadi tiupan angin ke timur yang dikenal dengan easterly wind burst dan pergeseran kolam hangat ke timur sehingga terjadi perubahan pola arus laut dan angin. El Nino banyak membawa dampak terhadap iklim dan laut di wilayah Indonesia terutama di Indonesia bagian timur. Perpindahan kolam hangat ke sebelah timur samudra Pasifik akan berakibat dinginnya kolam hangat yang biasanya mengalir ke wilayah Indonesia Timur. Aliran arus dingin ini membawa konsekuensi berkurangnya evaporasi dan sekaligus berkurangnya curah hujan. Pada kondisi El Nino ekstrem seperti kasus tahun 1997, perubahan yang terjadi membawa akibat kemarau panjang dan resiko kebakaran hutan tinggi karena keringnya udara saat. Salah satu peluang dari masuknya arus dingin selama gejala El Nino ini adalah naiknya ikan-ikan laut dalam ke atas permukaan laut karena suhu di lapisan atasnya mendukung lingkungan hidup mereka (peristiwa upwelling). Ikan tuna sebagai contoh ikan laut dalam yang ternyata lebih mudah ditangkap pada tahun-tahun El Nino yang dikarenakan lebih dinginnya laut di wilayah Indonesia bagian timur. Gambar Perubahan anomali suhu muka laut dan upwelling di laut Banda selama perioda El Nino dan La Nina Dari gambar diatas dapat terlihat bahwa dampak atau pengaruh El Nino tidak seragam dalam tahun kejadian El Nino. Ada bulan-bulan dimana dampak tersebut menjadi maksimal dan ada saat kapan dampak tersebut mulai terasa. Episode El Nino mulai terasa pada bulan April dan berkembang hingga mencapai puncaknya pada bulan Agustus dan September. Setelah itu dampak dari El Nino tersebut akan menghilang pada akhir tahun. Karena dampak dari ENSO sangat terasa pada saat Indonesia mengalami musim kemarau, maka dari gejala alam diatas, yaitu El Nino dan La Nina, kasus El Nino akan memberikan dampak yang lebih merusak. Hal ini dikarenakan sifat dari El Nino yang akan memberikan kekeringan yang lebih pada saat kita mengalami musim yang telah kering. Sedangkan pada kasus tahun La Nina, kekeringan di musim kemarau akan berkurang dengan kejadian sebaliknya dari El Nino. Dampak ENSO akan tidak terasa pada puncak musim hujan karena sistim monsoon dan arus laut menghambat pengaruh tersebut. Besarnya dampak El Nino pada musim kemarau dan menghilangnya dampak tersebut pada musim hujan lebih disebabkan oleh sirkulasi laut wilayah Indonesia. Pada pertengahan musim kemarau, arus laut akan mengalirkan masa laut dari wilayah kolam hangat ke wilayah timur Indonesia. Pada saat El Nino, sirkulasi arus laut ini membawa masa air dingin yang menghambat hujan ke wilayah Indonesia. Pada paruh setengah tahun berikutnya, sirkulasi arus laut akan membawa massa air dari wilayah Indonesia keluar menuju kolam hangat dan menghambat dampak ENSO bagi wilayah Indonesia. Permasalahan lain dari gejala El Nino adalah kemampuan untuk melakukan prediksi kedatangan El Nino seperti kasus El Nino ekstrim. Mengingat dampak yang sangat luas yang terasa di wilayah Indonesia, maka prediksi kedatangan El Nino merupakan hal yang sangat penting untuk membuat penataan kerja dan manajemen lapangan bagi pertanian, pariwisata, transportasi energi 21 dan berbagai sektor ekonomi lainnya. Upaya untuk menghasilkan prediksi yang handal sering dilakukan dengan memakai berbagai metoda peramalan seperti secara statistik atau dinamis memakai model iklim. Kesulitan utama dari berbagai peramalan tersebut adalah turunnya kinerja peramalan pada waktu musim peralihan ENSO yaitu pada bulan Maret, April dan Mei. Pada masa peralihan ini belum jelas nampak kecendrungan El Nino, apakah menuju ke situasi normal, El Nino atau La Nina. Kondisi yang tidak jelas ini biasanya menghambat kinerja berbagai teknik peramalan yang ada. Setelah melewati masa tersebut, kinerja model akan menjadi lebih baik dan kita dapat memperoleh gambaran apakah tahun ini kita melewati masa El Nino ekstrim atau tidak. Indian Dipole dan iklim Indonesia Selain pengaruh dari samudra Pasifik, Indonesia, terutama wilayah bagian barat dipengaruhi oleh aktivitas lautan di samudra India. Sama seperti di samudra Pasifik, indikator pengaruh tersebut dinyatakan dengan besarnya nilai suhu permukaan laut. Di samudra India dikenal sebuah gejala yang disebut sebagai Indian Dipole yang agak berbeda dengan yang di Pasifik. Untuk di samudra India, dipole mengacu pada dua tempat sehingga aktivitas gejala tersebut ditandai dengan anomali dari perbedaan suhu muka laut kedua tempat tersebut. Perbedaan perubahan suhu muka laut untuk wilayah 50°E - 70°E / 10°S - 10°N (tengah samudra India) dikurangi 90°E - 110°E / 10°S - equator (sebelah barat pantai Sumatera adalah indikator gejala ini. Apabila terjadi indeks sangat negatif (dibawah -1) yang berarti suhu di tengah samudra India lebih hangat dari pada di pantai barat Sumatera, maka wilayah Indonesia Bagian Barat mendapat resiko kekeringan. Apabila yang terjadi sebaliknya, maka wilayah yang sama akan mengalami curah hujan tinggi. Pada gambar berikut ini digambarkan pengaruh kekuatan Indian dipole terhadap lamanya musim kemarau pada beberapa waduk di pulau jawa. Gambar Regressi linier hubungan antara lamanya musim kemarau (dry months) dan indeks Indian Dipole pada inflow waduk saguling (kiri) dan waduk Kedung Ombo (kanan) 22 BAB VI Meteorologi pantai dan pulau pulau kecil Masalah terumbu karang Daerah pantai merupakan tempat ikan bertelur dan menaruh larva terutama di daerah terumbu karang. Terumbu karang terdapat di daerah tropis dimana salinitas air rendah dan di kedalaman mixing dimana masih terdapatnya pengaruh radiasi matahari sebagai sumber energi bagi proses fotosintesa. Kerusakan terumbu karang disebabkan oleh shok psikologis akibat response dari perubahan mendadak dari temperatur, salinitas dan turbiditas. Kerusakan ini merupakan kehilangan ganggang simbiotic (symbiotic algae) yang penting untuk penyuburan sumber makanan dan warna terumbu karang tersebut. Proses kerusakan dapat terjadi sementara akibat kondisi lingkungan dan hilang jika tekanan lingkungan meluruh. Brown et al. (2000) mengindikasikan bahwa beberapa coral di lautan hindia, karibia dan pasifik bleach secara rutin tiap tahun sebagai variasi dari temperatur dan radiasi. Kerusakan serius terjadi apabila penyimpangan suhu terjadi diatas 1C (Brown et al., 1996). Lebih lanjut Hoegh-Guldberg (1999) menemukan bahwa kerusakan dari terumbu karang pada 20 tahun terakhir berasosiasi dengan peristiwa El Nino pada waktu temperatur maksimum penyimpang lebih dari 1C. Kerusakan permanen terumbu karang terjadi apabila penyimpangan temperatur terjadi lebih dari 3C selama beberapa bulan (Brown and Suharsono, 1990). Proses konveksi pada garis pantai dan pulau pulau kecil Pulau pulau kecil berperan penting bagi proses konveksi di lapisan batas atmosfir. Proses konveksi seringkali dimulai dari tepi pantai karena besarnya suplai uap air dari wilayah laut oleh proses evaporasi. Suplai uap air besar apabila kondisi muka laut mendukung seperti adanya radiasi matahari yang cukup, angin yang berhembus dan suhu muka laut yang mendukung. Diperlukan suhu muka laut antara 28 – 29.6 C untuk daerah tropis seperti Indonesia agar terjadi kondisi yang mendukung terjadinya evaporasi. Radiasi matahari diperlukan untuk memberikan energi perubahan fase cair ke gas. Radiasi ini tidak harus radiasi langsung, tapi dapat juga akibat radiasi tidak langsung dari pantulan awan awan di langit. Angin diperlukan untuk mengurangi saturasi udara di atas muka laut tempat evaporasi untuk memberikan peluang evaporasi lebih lanjut. Angin yang terlalu lemah dapat mengakibatkan proses evaporasi berpengaruh sangat lokal dan proses konveksi yang dapat terjadi juga bersifat lokal. Angin kecepatan sedang antara 3 – 8 knot merupakan angin ideal bagi suplai udara basah yang kontinu ke daerah konveksi di pantai. Apabila angin terlalu kencang, proses konveksi awan sulit terbentuk, akibatnya tidak ada pertumbuhan awan di daerah pantai. Angin yang seringkali berpengaruh bagi peristiwa konveksi di pantai di siang hari berhubungan dengan angin laut yaitu aliran angin dari laut ke daratan. Apabila suhu dibawah 28C evaporasi sulit terjadi karena radiasi yang diterima muka laut masih dipakai untuk pemanasan air laut sehingga akumulasi hujan yang terjadi juga rendah. Diatas 29.6 C suhu muka laut juga tidak mendukung karena hujan yang turun seringkali tidak sampai di muka bumi tetapi langsung menguap dalam perjalanan jatuhnya. Tanpa bantuan fenomena global, kecepatan angin ini sangat ideal (tidak terlalu cepat dan lambat) bagi pertumbuhan awan konvektif. Fenomena alam global seperti siklon tropis bisa memberikan suplai uap air berlebih dan membentuk awan awan, tetapi awan yang terbentuk adalah awan skala luas yang tipis pada lapisan tinggi yaitu 10 000 kaki atau sekitar 3500 m. Awan jenis ini terbentuk tidak di siang atau sore hari seperti pembentukan awan awan konvektif tetapi adalah awan yang bertahan lama hingga di malam hari. Seringkali awan ini cukup tebal untuk dapat memberikan curah hujan tinggi di malam hari. Pada skala luas akibat dari pembentukan awan jenis ini, peristiwa monsoon memiliki jangkauan awan hingga jauh ke daratan benua. 23 Sebuah teluk atau estuari biasanya berfungsi sebagai daerah tangkapan hujan dimana terjadi penumpukan atau konvergensi masa udara basah. Di daerah Palopo di teluk Bone hal ini terjadi dimana antara Palopo dan Luwuk terjadi penumpukan hujan pada saat angin timuran mengalir dari tenggara. Bentuk orografis teluk yang cekungan menjebak aliran masa udara dan mengangkatnya menjadikan udara basah tersebut terkondensasi. Hal ini tentu saja akan lebih dibantu apabila orografis pantai disertai pegunungan atau perbukitan. Daerah Bogor merupakan daerah tangkapan hujan bagi teluk Jakarta. Tetapi pada akhir akhir ini daerah tangkapan hujan di Bogor berkurang. Bogor tidak lagi mengalami hujan sepanjang tahun akibat polusi. Industri di wilayah Jabotabek. Polusi Industri membawa dampak meningkatnya kadar aerosol di udara. Aerosol industri biasanya menghambat pembentukan awan awan konvektif. Hanya awan konvektif kuat di musim hujan tetap terbentuk di daerah Bogor. Padahal sebelumnya penumpukan awan orografis dapat berarti bagi pembentukan awan di Bogor. Untuk pulau pulau kecil, peristiwa konvektif kecil kecil merupakan ventilasi energi dan siklus hidrologi yang paling vital bagi muka bumi. Peristiwa perubahan fase cair menjadi gas, menyerap energi atmosfir dan mendinginkannya. Peristiwa pendinginan ini menjaga suhu muka laut tidak mendidih akibat panas radiasi matahari. Selebihnya energi kinetik mentransfer suplai uap air ke daerah lain. Pada skala global peristiwa evaporasi di daerah tropis di transfer ke daerah lintang tinggi dan energi laten yang terkandung di suplai uap air tersebut mentransfer energi dari daerah tropis ke daerah lintang tinggi. Siklus hidrologi atmosfir terjadi akibat penguapan membawa potensi hujan ke daerah konvektif lainnya dan mendorong proses pada siklus hidrologi berikutnya. Keberadaan pulau pulau kecil tidak hanya berarti bagi konveksi di atmosfir tetapi juga mempengaruhi jalur lintasan arus permukaan. Akibat dominasi angin di wilayah Indonesia yang monsoonal atau berbalik arah dalam kurun waktu setengah tahun. Sifat pola arus sekitar pulau pulau kecil di sebagian besar wilayah Indonesia sudah dapat diperkirakan. Keberadaan pulau pulau kecil tersebut sangat berpengaruh bagi penentuan arus dan volume transport masa air keseluruhan. Hal inilah yang seringkali menjadi faktor kesalahan yang mendominasi pemodelan laut dan atmosfir wilayah Indonesia. Kedua faktor diatas yaitu proses konveksi dari pulau pulau kecil bagi pemodelan atmosfir dan arus lintas sepanjang pulau kecil yang dipengaruhi keberadaannya bagi pemodelan laut. Kedua masalah tersebut merupakan problema utama bagi wilayah kita yang memiliki ribuan pulau pulau kecil. Dengan turut memperhitungkan keberadaan pulau pulau kecil menggunakan model resolusi tinggi akan membutuhkan kemampuan komputer dan memori yang besar, mengabaikannya akan memberikan faktor kesalahan yang besar. Proses upwelling dan downwelling di tepi pantai Apabila angin permukaan berhembus searah garis pantai maka proses ekman akan mendorong upwelling atau downwelling menuju daerah pantai. Upwelling membawa unsur hara dari pitoplanton di permukaan laut dari laut dalam. Pada laut dangkal peristiwa upwelling yang terjadi lebih banyak merupakan proses mixing dari laut yang lebih dalam. Peristiwa upwelling dengan unsur hara terjadi apabila garis pantai terjal hingga dalam beberapa ratus meter ke tengah laut kedalaman laut mencapai lebih dalam dari daerah thermocline. Peristiwa upwelling dengan menaiknya unsur hara makanan seringkali dihubungkan dengan tempat berkumpulnya ikan ikan. Akan tetapi hubungan langsung dari hal tersebut masih diperdebatkan. Salah satu argumen yang timbul adalah pengaruh dari rantai makanan dari pitoplanton ke ikan ikan kecil dan ikan besar. Rantai makanan tersebut membutuhkan waktu untuk berlangsungnya dan hal ini yang menyulitkan membuat hubungan korelasi langsung peristiwa upwelling dan keberadaan ikan ikan tangkap. Karena sifat dari daerah upwelling yang membawa unsur hara dihubungkan dengan garis pantai yang berdekatan dengan laut dalam, maka lokasi terjadinya peristiwa ini adalah di sekitar laut laut dalam seperti barat Sumatera, selatan Jawa atau disekitar laut Banda. Peristiwa upwelling membawa pengaruh terhadap mixing di permukaan karena air dari laut dalam biasanya mengandung kadar garam tinggi (salinitas tinggi) dan suhu rendah. Pengaruh peristiwa 24 upwelling terjadi hingga tidak jauh dari garis pantai (beberapa ratus meter) tetapi cukup berarti bagi nelayan untuk penambahan penangkapan ikan mereka. Salah satu fenomena upwelling yang paling terkenal adalah peristiwa El Nino dimana di pantai Peru terjadi upwelling dalam perioda yang lama pada akhir bulan Desember. Waktu itu merupakan puncak peristiwa El Nino. Saat tersebut nelayan setempat panen ikan akibatnya. Karena peristiwa tersebut terjadi bersamaan dengan peristiwa Natal maka nelayan setempat menamakan fenomena tserbut dengan El Nino yang berarti anak laki laki untuk juga memperingati kelahiran anak laki laki yaitu Yesus yang dirayakan pada akhir bulan tersebut. Untuk mengetahui kapan peristiwa upwelling terjadi di wilayah Indonesia perlu diketahui situasi angin dominan di muka laut dan posisi geografis apakah di belahan bumi utara atau selatan. Faktor terakhir mempengaruhi putaran ekman transport akibat dari gaya coriolis bumi. Untuk daerah upwelling di pantai selatan Jawa. Kemungkinan terjadinya adalah pada saat angin timuran bertiup yang membawa konsekuensi upwelling mengalir dari selatan Jawa. Hal ini terjadi pada bulan Juni, Juli dan Agustus dimana terjadi puncak angin timuran. Akibat tiupan angin permukaan tersebut, proses ekman akan mendorong arus menjauhi garis pantai. Arus muka laut menjauhi pantai akan menyebabkan kekosongan masa air di pantai dan diisi oleh aliran masa air dari laut dalam. Kejadian sebaliknya apabila angin di pantai selatan jawa mengalir dari barat maka akan terjadi downwelling. Peristiwa upwelling akan jelas sekali terlihat dari satelit inderaja laut. Dengan satelit ini seperti SeaWif, warna daerah mixing dari daerah upwelling akan jelas terlihat dan berbeda dari daerah lainnya. Akan tetapi peristiwa mixing di garis pantai juga biasa terjadi akibat turunnya hujan di garis pantai. Air hujan yang jauh lebih tawar dari laut sekitarnya akan menandai proses mixing yang terlihat dari satelit inderaja. Hal ini seringkali menjadi faktor kesalahan dari data satelit inderaja. Cara paling praktis mengetahui peristiwa upwelling dengan melihat data suhu muka laut. Proses upwelling dan mixing yang diakibatkannya akan menambah unsur variabilitas rata rata data suhu muka laut. Dengan mengambil data suhu muka laut historis dan membandingkannya dengan nilai rata rata bulanan dapat diketahui kecenderungan wilayah yang terjadi upwelling. Metoda ini baik untuk mendeteksi peristiwa upwelling yang terjadi akibat angin di permukaan laut dari peristiwa monsoonal yang berlangsung dalam beberapa bulan. Untuk peristiwa upwelling dalam hitungan hari, metoda ini tidak layak untuk dilakukan, melainkan dengan memakai data satelit inderaja lebih baik lagi. Pantai tempat bercampurnya dua dunia Pantai merupakan akhir dari mengalirnya aliran (runoff) dari sungai yang membawa banyak sedimentasi dan limbah dari daratan. Air tawar dan asin bercampur di muara sungai yang letaknya di tepi pantai. Aliran air sungai membawa sedimentasi daratan dan limbah antropogenik atau hasil perbuatan manusia. Sedimentasi biasanya menambah kadar garam di laut, meski kadar garam dalam sedimen air sungai sangat minim.Selain sedimentasi yang menciptakan pendangkalan, kejadian sebaliknya dapat terjadi yaitu erosi garis pantai. Erosi garis pantai merupakan bahaya nyata dalam dekade kedepan akibat munculnya gejala pemanasan global yang membawa dampak menaiknya tinggi muka air laut sehingga erosi adalah bahaya nyata untuk negara dengan garis pantai terbanyak seperti Indonesia. Perlu dihitung berapa banyak warga masyarakat yang bermukim di garis pantai dan dalam ketinggian daratan tertentu. Perlu diperhatikan bahwa pemanasan global adalah fenomena iklim dengan skala variabilitas yang sangat lambat. Beban muara sungai bertambah akibat bertumpuknya limbah, sehingga banyak terumbu karang di dekat muara sungai rusak olehnya. Rusaknya terumbu karang tersebut dan kondisi penangkapan ikan berlebihan akan mengakibatkan habisnya stok ikan disekitar muara sungai. Limbah kotor yang berisi zat kimia seringkali merusak tidak hanya terumbu karang tetapi juga 25 ikan ikan kecil dan tempat tumbuhnya ikan tersebut. Hal ini membahayakan habisnya stok ikan secara lebih cepat. Untuk wilayah tertentu dimana arus air laut terpengaruh pada pola monsoon dimana terjadi aliran berbalik arah, seringkali ikan akan datang pada suatu periode dan hilang pada perioda lain. Hal ini biasa melengahkan para nelayan sehingga beranggapan tidak ada pengaruh kerusakan ekosistim setempat. Eutropication adalah contoh rusaknya muara sungai akibat pencemaran air laut. Eutropication adalah fenomena dimana mengalirnya material Nitrogen dan Fosfat dari urea hasil fertilisasi pupuk buatan manusia. Pupuk merupakan penyubur untuk upaya intensifikasi pertanian yang intensif dipakai hingga saat ini. Pemakaian pupuk yang berlebihan akan terbuang ke dalam aliran sungai dan akhirnya mengalir ke laut. Kasus eutropication ini turut membantu rusaknya ekosistim garis pantai karena senyawa kimia ini tidak diproduksi secara natural dan tidak berurai secara natural di laut melainkan sumber hara atau makanan bagi berbagai pitoplankton berbahaya atau beracun. Eutropication merupakan salah satu faktor yang menyebabkan negara maju menghentikan pemakaian pupuk non biologis atau alamiah dalam intensifikasi pertanian mereka. Kasus pencemaran lain adalah limbah dari badan manusia yaitu bakteri e-coli yang terdapat dalam tinja atau kotoran manusia. Akibat sistim drainasi di Indonesia tidak terkoordinir secara rapi. Limbah ini dibuang di halaman rumah dan dibiarkan meresap ke tanah. Tetapi akibat aliran air tanah atau ground water, kotoran tersebut juga mengalir ke dalam aliran sungai yang mengalir ke laut. Keberadaan bakteri ini di muara sungai membuktikan daya tahan hidup yang lama untuk mengarungi dari buangan manusia hingga ke muara sungai. Kemungkinan lain adalah terjadinya mutasi dari bakteri ini untuk dapat terdeteksi di muara sungai. Hal yang menarik adalah dalam beberapa tahun terakhir terjadi pergeseran tempat bakteri ini di muara sungai hingga menjangkau jarak yang lebih jauh dari garis pantai. Kemungkinan adanya tingkat kejenuhan bakteri ini di muara sungai hingga akhirnya keberadaannya dapat terdeteksi hingga jauh di tengah laut. Pola penyebaran bakteri ini di muara sungai juga terpengaruh oleh sistim iklim kita yaitu pada waktu musim basah dimana hujan sering turun, konsentrasi bakteri ini di muara sungai menurun. Pada waktu musim kering keberadaan bakteri ini memiliki konsentrasi tinggi. Garam, aerosol pantai Meskipun kandungan garam di laut hanya 3%, tetapi garam membentuk sifat fisis yang khusus bagi air laut. Sifat fisis yang dinyatakan denga tingkat salinitas dan tingkat dielektris karena garam seringkali berupa ion lepas bermuatan listrik statis positif atau negatif. Di permukaan laut pada lapisan kulit udara dan muka air, terjadi mixing dari laut ke udara dimana partikel garam terlepas ke udara dalam bentuk aerosol garam. Aerosol adalah partikel di udara selain partikel air dalam fase cair, padat atau gas. Aerosol garam ini terbawa dengan angin ke daerah lain dan sangat mempengaruhi kondisi iklim di tepi pantai. Wilayah Indonesia dimana hampir semua pulau (termasuk hampir semua pulau besar) memiliki iklim maritim. Salah satu ciri iklim maritim adalah terdapatnya aerosol garam di udara. Hal termudah yang dapat terlihat adalah mudahnya terjadi karat pada besi besi di kota kota di pinggir pantai Indonesia. Salah satu penyebabnya adalah keberadaan aerosol garam baik itu merupakan senyawa garam maupun ion ion garam lepas. Hal lain yang perlu diperhatikan adalah sifat iklim wilayah Indonesia berupa pengangkatan udara, dimana wilayah tropis adalah pusat pergerakan hadley cell yang mengirimkan energi dari tropis ke daerah lintang tinggi. Di daerah tropis terjadi pengangkatan udara. Pengangkatan udara inilah yang membantu peristiwa mixing aerosol garam di udara sehingga aerosol garam terangkat dan dibawa angin. Peristiwa pengangkatan udara juga terjadi di darat dimana aerosol tanah terangkat dalam bentuk debu sehingga kota kota besar di Indonesia sering kumuh karena kepulan debu di udaranya. Hal ini tidak terdapat pada kota kota besar di lintang tinggi dimana tidak terjadi proses pengangkatan sebagaimana digambarkan dalam hadley cell. Meskipun tingkat salinitas di daerah tropis rendah di bawah permukaan laut, tetapi peristiwa pengangkatan aerosol cukup membuat masalah. Perpaduan antara sifat angkat, aerosol garam dan tingkat kelembaban tinggi membuat manusia Indonesia sebenarnya memiliki daya tahan 26 yang tinggi terhadap iklim tropis. Manusia non tropis memiliki kesulitan besar untuk beradaptasi untuk lingkungan demikian. Angin darat dan laut (sea breeze) Peristiwa pembentukan angin darat dan angin laut sangat berhubungan dengan sifat daya hantar panas air dan daratan. Air memiliki sifat daya hantar panas yang kecil atau lambat sedangkan daratan memiliki sifat daya hantar besar dan cepat. Sifat kedua media tersebut berperan penting dalam lamanya pembentukan panas daratan dan lautan. Akibat daratan lebih cepat hangat maka di siang hari suhu permukaan di daratan lebih tinggi daripada di laut dan udara yang lebih hangat tersebut merenggangkan udara diatasnya dan udara renggang tersebut mengapung dan naik. Udara naik tersebut diisi oleh aliran udara dari muka laut yang mengalir ke daratan. Fenomena di siang hari inilah yang disebut sebagai angin darat. Pada malam hari suhu daratan lebih cepat mendingin dan pada saat ini suhu muka laut lebih hangat dari daratan sehingga proses sebaliknya terjadi. Akibat dari aliran bolak balik angin darat dan laut maka cuaca di garis pantai sangat diurnal dimana terjadi pergantian suasana udara siang malam. Angin malam di tepi pantai akan lebih segar karena mengalirkan udara yang tidak mengandung garam, sebaliknya disiang hari udara akan terasa lengket di kulit karena kandungan garamnya. Gelombang pasang Selain berbagai fenomena yang telah diuraikan diatas garis pantai juga mengalami gelombang pasang dan surut (tides) akibat peristiwa astronomik karena daya tarik gravitasi bumi dan bulan. Hubungan dan posisi bumi dan bulan telah diketahui secara pasti sejak dulu dan perhitungan kekuatan gelombang pasang dapat dilakukan untuk masa mendatang. Hal ini menjadikan tides adalah salah satu fenomena laut yang paling sudah dimengerti. Bentuk panjang gelombang dari fluktuasi tides adalah sebesar lama perioda evolusi atau rotasi bulan yaitu 29.45 hari. Yang menjadi rumit adalah interferensi dari masing masing tides tersebut akibat pantulan dan refleksinya dikarenakan rumitnya orografi garis garis pantai terlebih di kepulauan maritim Indonesia. Dengan bantuan program komputer hal ini dapat di kalkulasi. Yang membantu adalah sifat tides itu yang berulang ulang akibat posisi bumi dan bulan berulang ulang dalam rotasinya sehingga dengan analisa fourrier, karakteristik tides suatu daerah dapat diinterpolasikan untuk jangka waktu yang lebih lama kedepan dan ramalan bentuk tides yang akan datang dapat dihitung secara pasti. Pengelolaan mata air pesisir dan pulau pulau kecil Ketersediaan sumber air tawar pulau kecil dipengaruhi oleh curah hujan lokal tahunan yang jatuh di pulau tersebut, lapisan geologi pembentuk pulau dan tutupan vegetasi setempat. Hal ini berbeda dengan kondisi di pulau besar dimana ketersediaan air dapat berasal dari curah hujan yang berasal dari daerah lain yang kemudian di transfer melalui sistim akuifer air tanah ke dalam suatu cekungan air tanah (ground water basin) atau melalui aliran permukaan sungai yang kemudian meresap masuk sistim air tanah di bagian hilirnya atau tertampung kedalam sistim danau. Dengan demikian ketersediaan air di pulau kecil ini sangat bergantung dari besarnya curah hujan sebagai pasokan utama seumber air tawar serta kemampuan pulau tersebut menyimpan sumber air secara alami. Pada umumnya ketebalan lapisan air di pulau kecil berkisar antara 1 – 2 m. Ketersediaan air di pulau kecil juga dipengaruhi oleh bentuk pulau itu sendiri, pasang surut dan kekuatan serta arah arus laut. Dilaporkan dalam suatu pulau kecil yang memanjang, keberadaan sumber air tawar terletak salah satu atau kedua ujung pulau, tidak mengikuti panjang pulau dengan titik berat bedara di bagian tengah pulau sebagaimana umumnya. Hal ini dapat terjadi karena adanya arah arus laut yang menuju tegak lurus pulau sehingga air tawar mendapat 27 tekanan ke salah satu atau kedua ujung pulau akibatnya terjadi akumulasi resapan air di bagian tersebut. No. 1 2 3 4 5 Tabel 1. contoh neraca air pulau Bira Besar di pulau seribu Keseimbangan Jumlah air (mm/tahun) Volume air (m3/hari) Curah hujan 1768 1409 Evapotranspirasi 1433 1142 Resapan 335 267 Kebutuhan 514 410 Defisit 179 143 Keunikan sumber daya air pulau kecil dibandingkan dengan pulau besar adalah karena luas kawasan yang kecil menyebabkan volume air yang tertampung sangat sedikit. Hal ini menyebabkan ketersediaan sumber air sangat terbatas, terisolasi dan mudah terkontaminasi air asin. Permasalahan yang dihadapi adalah pada saat musim kemarau dimana secara alami hujan sebagai sumber utama air tawar relatif sangat rendah, sehingga ketersediaan air juga sangat terbatas, disisi lain kebutuhan air relatif tetap. Oleh karena itu pengelolaan dan pengambangan sumber air di kawasan ini harus terproteksi dari pencemaran baik secara alami maupun pengaruh manusia, alokasi pengambilan dibatasi pada batas aman dan pemanfaatan air yang rasional untuk menjaga pemanfaatan yang menerus. Intrusi air laut di kawasan pulau kecil menjadi sangat menentukan dibandingkan di pulau besar dimana di pulau besar ada tekanan air tanah yang selalu menjaga keseimbangan antara air tawar dan air asin. Berkurangnya pasokan air hujan sebagai sumber air tawar di pulau kecil menyebabkan terjadinya intrusi air laut sehingga menyebabkan berkurangnya lapisan lensa air tawar dengan terjadinya fluktuasi air tawar. Pengambilan air tanah melalui pemompaan yang berlebihan merupakan penyebab utama terjadinya intrusi air asin. Selain itu adanya kegiatan pembangunan dermaga marina dan jalur air di pulau kecil dapat menyebabkan terjadinya intrusi air laut. Gambar 4. Skala waktu dan ruang beberapa sistim gejala atmosfir 28 Gambar 5. Proses terjadinya awan awan konvektif di laut cina selatan selat Karimata dan pulau Kalimantan dan peran angin darat dan angin laut. Gambar 6. Contoh terjadinya interaksi laut daratan dalam pembentukan zona mixing akibat angin laut dengan dibantu cerobong asap untuk menggambarkan arah aliran angin dan daerah mixing (daerah dimana turbulensi kuat). 29 Gambar 7. Beberapa skala lapisan batas atmosfir dan definisinya pada daerah rata dan terbuka. Gambar 8. Diagram perpindahan energi dan air dalam berbagai fase antara daratan lautan dan atmosfir (siklus hidrologi). Nilai nilai yang tertera adalah rasio dari nilai rata rata hujan tahunan di bumi yaitu 1040 mm. 30 Gambar 9. berbagai pembagian wilayah lapisan batas atmosfir dan efek tutupan lahan permukaan. 31 Gambar 10. Proses konveksi di lapis batas atmosfir dari micro evaporasi (a), peran angin (b) dan pembentukan barisan awan (c) 32 Gambar 11. Proses pembentukan angin darat dan angin laut. Gambar 12. Berbagai skema pembentukan lapisan batas atmosfir dan pembentukan daerah mixing di darat dan di laut. 33 Gambar 13. Proses pusaran atmosfir (seperti siklon tropis) dan efeknya di bawah laut.. Gambar 14. Efek perubahan tinggi muka laut dan lapisan thermocline pada saat terjadinya pola siklonik seperti siklon tropis. 34 Gambar 15. proses pembentukan barisan buih lautan akibat proses tiupan angin dan proses ekman. Perhatikan kemiripan proses tersebut dengan pembentukan barisan awan. Gambar 16. Perubahan tinggi muka laut dan kedalaman thermokline akibat angin passat tenggara dan sewaktu terjadi El Nino 35 Gambar 17. Beberapa proses di atmosfir saat terjadinya El Nino Gambar 18. Proses walker sel dan peran warm pool di sekitar Indonesia 36 Gambar 19. Sistim monsoon Indonesia dari data curah hujan 37 Gambar 20. Sistim arus laut permukaan akibat angin monsoon di Indonesia bagian timur sebagai keluaran dari model iklim laut. 38 Gambar 21. Sistim arus laut permukaan akibat angin monsoon di Indonesia bagian barat. 39 Gambar 22. Wilayah monsoon di bawah laut Indonesia pada data arus zonal (timur barat). Wilayah monsoon digambarkan dengan kontur berwarna. Gambar variasi melintang vertikal dari 9 seksi laut sebagaimana digambarkan pada kotak box kecil di sudut kiri bawah. Batas seksi laut tersebut tertera pada informasi lintang (sumbu x- bawah) dan bujur (sumbu x- atas). 40 Gambar 23. Wilayah monsoon di bawah laut Indonesia pada data arus meridional (utara selatan) Gambar 24. Wilayah monsoon di bawah laut Indonesia pada data temperatur 41 Gambar 25. Wilayah monsoon di bawah laut Indonesia pada data salinitas 42 Gambar 26. contoh arus laut di selat Makasar dan Halmahera dimana pengaruh monsoon sangat jelas. 43 BAB VIII Perubahan iklim global Bagaimana proses pemanasan global terjadi Proses pemanasan global terjadi akibat akumulasi emisi gas gas rumah kaca di atmosfir dimana gas gas tersebut menghambat keluarnya radiasi matahari dari atmosfir bumi, sehingga mengakibatkan energi radiasi tersebut terserap atmosfir dan memanaskannya. Prinsip memanaskan atmosfir dengan mengisolasikan energi akibat terserap gas gas tersebut serupa dengan isolasi panas pada rumah kaca, sehingga gas gas tersebut disebut sebagai gas gas rumah kaca. Gas gas rumah kaca terdiri dari gas gas hasil buangan pembakaran industri, rumah tangga dan transportasi. Gas gas tersebut diantaranya adalah CO2 (karbon dioksida), CH4 (methane), N2O, CFC-11 (freon), HFC-23 dan CF4. Proses akumulasi gas gas tersebut diatmosfir dimulai sejak adanya revolusi industri an usaha manusia melakukan mekanisasi dan industrialisasi besar besaran sejak pertengahan abad 19. pada akhir perang dunia II, terjadi pengurangan besar besaran emisi rumah kaca karena terjadi kekosongan industri dan sejak beberapa saat kemudian terjadi peningkatan kembali. Proses peningkatan gas gas tersebut di atmosfir dapat dilacak dari data spektrum sinar matahari. Pada panjang gelombang tertentu dimana absorpsi sinar matahari terjadi akibat penyerapan radiasi matahari oleh gas gas tersebut menyebabkan adanya kekosongan sinyal pada panjang gelombang tersebut. Metoda ini telah dipakai luas untuk melihat peningkatan akumulasi gas gas tersebut dan melihat kerusakan lapisan ozon. Beberapa dampak langsung pemanasan global Akibat akumulasi gas gas tersebut, maka selain terjadi proses pemanasan global, juga terjadi kerusakan lapisan ozon di lapisan stratosphere dan troposphere bumi. Gas ozon atau O3 merupakan lapisan pelindung bumi yang konsentrasinya sangat sedikit tetapi berfungsi sebagai pelindung terhadap radiasi ultra violet dan radiasi dengan panjang gelombang yang diatasnya. Ozon terbentuk dari reaksi fotokimia dari proses alamiah. Radiasi ultra violet bersifat merusak kulit dan menyebabkan kanker kulit. Kerusakan lapisan ozon terutama nyata di daerah kutub utara dimana terjadi akumulasi gas di lapisan ionosphere karena daerah tersebut sirkulasi atmosfir tidak intensif berpindah tempat. Gas perusak lapisan ozon adalah freon yang pada dekade 1960-an sering dipakai untuk zat hair foam, pendingin ruangan dan kulkas. Sejak diketahuinya dampak negatif pemakaian freon, maka sejak tahun 1988 (Protokol Montreal) pemakaian freon telah dilarang dan berbagai produk yang memakai freon telah diganti gas lain yang lebih ramah lingkungan. Akibat pelarangan tersebut, telah terjadi perbaikan lapisan ozon hingga awal dekade 2000 lapisan ozon dikutub mulai menutup. Peningkatan energi di atmosfir bumi selain meningkatkan suhu atmosfir juga meningkatkan suhu muka laut rata rata. Akibatnya terjadi ancaman mencairnya es di kutub. 2.5% air yang ada di muka bumi adalah air tawar yang mana diantaranya 0.3% adalah air tawar di danau dan sungai, sementara 29.9% adalah air tanah dan 0.9% terdapat di kandungan tanah lapisan atas dan rawa rawa. Sebagian besar air tawar atau 68.9% berada di glasier, dan lapisan es permanen seperti di kutub. Apabila terjadi pemanasan global dan peningkatan suhu permukaan laut dan atmosfir, maka es di kutub dapat mencair dan pencairan tersebut memberikan kontribusi yang relatif besar terhadap peningkatan volume air laut yang akhirnya adalah peningkatan tinggi muka air laut. peningkatan muka air laut merupakan ancaman nyata bagi komunitas yang tinggal di tepi pantai. Catatan historis proses pemanasan global Perubahan suhu permukaan global telah meningkat 0.6 0.2 C sejak akhir abad ke 19 dengan perkecualian pada masa perang dunia II. Perubahan suhu global ini membawa dampak 44 peningkatan suhu di lapisan laut atas (hingga 300m) dengan laju peningkatan 0.04 C / dekade. Hasil pengamatan satelit dan observasi balon menunjukkan peningkatan suhu muka bumi pada laju 0.1C / dekade. Pengamatan perubahan suhu sebelum era industrialisasi dilakukan dengan catatan proxy berupa catatan iklim yang tercatat pada paleo data dari data batang pohon, terumbu karang, es di kutub dan data historis dari catatan sejarah sejak tahun 1000 an masehi. Selain suhu pengamatan perubahan curah hujan dan kadar uap air di atmosfir juga telah dilakukan. Peningkatan terjadi pada curah hujan daerah lintang tinggi di belahan bumi utara antara 0.5 hingga 1.0 % per dekade. Sedangkan diperkirakan jumlah total kandungan uap air telah meningkat beberapa persen dalam beberapa dekade dari banyak region di belahan bumi utara. Perubahan dari kandungan uap air telah dianalisa dari berbagai region dengan data lapangan dan pengukuran lapisan bawah troposphere dari data satelit dan balon cuaca. Perubahan jumlah kandungan uap air membawa konsekuensi peningkatan jumlah tutupan awan di daerah lintang tinggi yang meningkat sekitar 2% dari awal abad 20 dan berakibat pada turunnya peredaan temperatur siang dan malam atau mengakibatkan turunnya kapasitas angin darat dan angin laut. Analisa terbaru menyebutkan bahwa pada daerah yang terjadi peningkatan curah hujan juga terjadi peningkatan curah hujan berintensitas tinggi. Selain itu juga karakter dari tropikal storm juga berubah pada intensitas dan frekuensinya. Perubahan suhu juga mengakibatkan penurunan lahan tertutup salju dan laju perubahan tutupan lahan bersalju berkorelasi dengan menariknya suhu permukaan. Dari data satelit terlihat bahwa terjadi penurunan sekitar 10% dari tutupan salju sejak tahun 1960 yang berhubungan erat dengan laju peningkatan suhu permukaan daratan di belahan bumi utara. Jumlah tutupan es di bumi belahan utara menurun, tetapi tidak ada tren yang jelas pada laju penurunan tutupan es di Antartika. Meski demikian kemunduran tutupan bongkahan es di Arktik pada musim semi dan musim panas sebesar 10 hingga 15% sejak tahun 1950 konsisten dengan peningkatan suhu permukaan pada musim panas di belahan bumi utara. Dari data instrumen muka laut (tide gauge), laju peningkatan muka laut pada abad 20 ada pada kisaran 1.0 hingga 2.0 mm/tahun. Laju peningkatan muka laut ini bukan hanya diakibatkan oleh mencairnya glasier dan es di kutub tetapi juga karena ekspansi termal akibat peningkatan suhu air laut itu sendiri. Karena perubahan ekspansi termal air laut berlangsung lama terutama pada laut dalam, maka dikuatirkan apabila masalah konsentrasi gas rumah kaca di atmosfir telah selesai diatasi perlu waktu agak lama agar termal ekspansi di laut juga berhenti. Selain itu distribusi geografis dari perubahan muka laut juga dipengaruhi oleh perubahan salinitas, angin, sirkulasi lautan dan perpindahan masa air dari daratan menuju laut atau dari kandungan lapisan es di darat atau laut ke laut. Mencairnya glasier dan es di kutub memberikan kontribusi terbesar setelah ekspansi termal. Perubahan muka laut juga ditentukan oleh faktor geologis yang tidak terkait dengan iklim yang bervariasi dalam skala ribuan tahun. Faktor perubahan pemanfaatan kandungan air di dalam tanah juga berpengaruh terhadap laju perubahan muka laut. terakhir, pada skala seasonal, interannual dan dekadal, muka laut terpengaruh pada perubahan di atmosfir dan laut dengan contoh nyata adalah gejala El Nino. Pemanasan global juga disinyalir berpengaruh terhadap perubahan sirkulasi laut yang pada akhirnya menyebabkan perubahan karakter El Nino dan fenomena besar lainnya seperti Osilasi Atlantik Utara. Terjadi peningkatan anomali pada suhu muka laut di pasifik yang memicu terjadinya El Nino terbesar abad ini pada tahun 1997/1998 yang diduga akibat peningkatan suhu muka laut akibat rumah kaca dimana energi yang tersimpan di muka bumi meningkat. Faktor yang menghambat pemanasan global Selain terjadi proses pemanasan global akibat kegiatan manusia, beberapa faktor lainnya dapat mengurangi terjadinya pemanasan global. Perubahan fluxes di permukaan laut dan atmosfir mendorong terpendamnya aerosol beberapa gas gas rumah kaca seperti misalnya CO2 dan NO2 45 dalam lautan. Sehingga lautan bisa dianggap sebagai penyerap panas atmosfir terbesar dan penyimpan sedimen dari dua gas rumah kaca terbesar yaitu uap air dan CO2 dengan proses berikut ini. Lautan juga berfungsi sebagai tempat berfoto sintesa pitoplankton dan respirasi zooplanton dimana terjadi perubahan gas gas dari CO2 menjadi O2 (pada proses fotosintesa pitoplankton) dan dari O2 menjadi CO2 (pada proses respirasi zooplanton). Beberapa faktor tersebut menjadikan laut sebagai peredam efek pemanasan global. Kedua fungsi lautan sebagai peredam dampak pemanasan global tersebut sering diistilahkan sebagai faktor biogeochemistry lautan. Selain lautan, proses foto sintesa juga terjadi pada tanaman di darat seperti hutan belantara. Hutan berfungsi sebagai paru paru bumi dan peredam pemanasan global menjadikan hutan sebagai daya tarik dalam perdagangan emisi karbon untuk mengikuti konsep Kyoto protokol. Salah satu konsep yang ditawarkan adalah dept swap atau pengganti hutang negara dengan emisi negatif dari hutan karena hutan mengurangi emisi gas gas rumah kaca. Yang belum dibahas oleh pemerintah adalah peran dari kemampuan menyerap dari lautan yang merupakan kontribusi nyata dan bagian dari wilayah yang luas dari negara ini. Faktor pengurang lain adalah dari letusan gunung berapi yang berfungsi mengurangi jumlah kadar air di atmosfir. Gas SO2 yang dihasilkan dari letusan gunung berapi akan bereaksi dengan uap air dan menyerap energi yang ada di atmosfir dan turun dalam bentuk hujan asam. Terkondensasinya uap air menjadi butir butiran hujan membantu mengurangi energi di atmosfir. Selain itu aerosol letusan gunung berapi juga menjadi penghalang radiasi matahari masuk ke muka bumi dan mengurangi terserapnya energi radiasi matahari yang berada di permukaan bumi. Energi tersebut malah tertahan di lapisan atas atmosfir (stratosfir) dan memanaskan suhu disana. Biasanya perubahan suhu di stratosfir berbanding terbalik dengan perubahan suhu di lapisan troposfir atau lapisan paling bawah di muka bumi, apabila suhu di stratosfir meningkat maka suhu di troposfir menurun dan sebaliknya. Efek pemanasan global terhadap ekosistim laut Proses pemanasan global akan mempengaruhi karakter fisis, biologis dan biogeokimia dari lautan dan pantai, memodifikasi struktur ekologisnya dan fungsi dari struktur tersebut terhadap ekosistim. Dampak global dari pemanasan tersebut meliputi peningkatan tinggi muka laut dan suhu muka laut, penurunan tutupan es di laut dan perubahan salinitas, alkalinitas, meteorologi gelombang laut dan sirkulasi air laut. Akibatnya terjadi umpan balik terhadap sistim iklim dengan perubahan daerah mixing di laut, produksi laut dalam dan upwelling di garis pantai yang pada akhirnya akan mempengaruhi terhadap status, kesetimbangan, produktivitas dan biodiversivitas zona pantai dan ekosistim laut. Perubahan distribusi suhu muka laut akan berakibat dengan perubahan distribusi biota laut dan biodiversitas. Perubahan habitat laut termasuk meningkatnya suhu muka laut, pelemahan sirkulasi laut, tutupan es di laut dan tinggi muka laut. Perubahan frekuensi gejala ekstrim juga akan terjadi. Kejadian El Nino juga diperkirakan akan meningkat intensitas dan frekuensinya seiring dengan perubahan iklim global. Hal ini akibat meningkatnya energi di atmosfir. Jika terjadi penurunan beda suhu di equator dan di kutub akibat pemanasan global maka terjadi pelemahan sirkulasi atmosfir di banyak tempat (bukan daerah siklon) dan mengakibatkan berkurangnya upwelling. Pengamatan dan penelitian tentang angin dan gelombang menunjukkan peningkatan tinggi gelombang laut di lautan Atlantik meski belum ada keyakinan penuh apakah akibat dari pemanasan global. Habitat laut juga terganggu akibat meningkatnya siklon tropis dan peningkatan hujan di daerah lintang tinggi akibat menyebarnya daerah tropis. Akibat dari kasus terakhir ini adalah mengurangnya perbedaan salinitas laut di daerah tropis dan lintang tinggi, sehingga mengurangi laju sirkulasi arus laut. Tutupan es di laut mempengaruhi albedo, salinitas dan proses transfer energi laut atmosfir. Hal terakhir mempengaruhi peristiwa konveksi di dalam laut dan pada akhirnya mempengaruhi daya serap terhadap CO2 dan penimbunannya. Selain itu melemahnya sirkulasi 46 arus laut itu sendiri juga mengurangi kemampuan menyerap CO2 di permukaannya karena mengurangi wilayah tempat menyerapnya CO2. Sedangkan albedo mempengaruhi besarnya intensitas energi radiasi matahari yang dipantulkan oleh muka bumi seperti tutupan awan di daerah tropis. Proses biologi berperan penting dalam menyerap CO2 dan membuang karbon dari atmosfir ke laut dalam melalui partikel organik dan dengan arus laut yang melarutkan partikel organik. Proses ini dikenal dengan nama pompa biologis yang memompa kandungan karbon di permukaan laut dan mengendapkannya di kedalaman. Proses ini seringkali dipengaruhi oleh kondisi biocalcification di terumbu karang dan kandungan organisma di lautan. Peningkatan suhu muka laut akan mengakibatkan peningkatan degradasi biologis laut. Perubahan iklim diperkirakan akan mempengaruhi proses yang mengontrol siklus dari berbagai elemen. Proses fotosintesa sebagai faktor utama biota laut dalam menyerap CO2 dikontrol oleh keberadaan zat besi. Perubahan runoff dari sungai ke laut akibat pemanasan global akan mempengaruhi nutrisi dan kandungan besi ke laut sehingga mengakibatkan perubahan daya serap CO2 di laut. Dampak nyata kemungkinan terdapat di laut semi tertutup dan teluk. Salah satu penelitian akhir menunjukkan bahwa kandungan zat besi dalam jumlah beberapa ton saja dapat menyebabkan pertumbuhan biota organisme laut yang menyerap CO2 meningkat pesat. Hal ini diramalkan akan dapat membuat kondisi atmosfir menjadi jauh labih dingin dan sehingga dapat menyebabkan timbulnya iklim era es seperti beberapa ribu tahun yang lalu. Sudah lama diketahui bahwa ada hubungan erat antara distribusi ikan dan perubahan iklim. Perubahan suhu, salinitas, nutrisi, tinggi muka laut kondisi arus dan tutupan es diyakini mempengaruhi distribusi tersebut. Suhu laut juga mempunyai efek langsung dengan pertumbuhan dan kelangsungan hidup larva ikan dan ikan muda. Suhu laut juga mempengaruhi laju produksi biologis dan akhirnya ketersediaan makanan di lautan yang merupakan regulator utama dari distribusi dan kumpulnya ikan. Sebagai contoh adalah penyebaran ikan tuna di utara dan timur laut pulau Irian yang erat terkait dengan peristiwa El Nino dan La Nina. Keterkaitan penyebaran tuna dengan suhu muka laut tersebut diyakini akan berpengaruh pula jika terjadi proses pemanasan global. Jumlah penangkapan ikan sarden di Pasific utara sebagai contoh berikutnya juga terpengaruh dengan variabilitas iklim dekadal di daerah tersebut. Hal ini dirasakan pada penangkapan ikan sarden di laut Jepang, California dan Chile. Di Tasmania, Australia, berkurangnya stress angin permukaan di perairannya mengurangi produksi zooplankton secara besar besaran dan mempengaruhi densitas ikan Jack makerel. Peningkatan suhu muka laut di laut utara Pasific diyakini akan menahan distribusi Sokeye solmon keluar lautan Pasific utara dan menuju laut Bering. Dari beberapa fakta diatas, efek dari pemanasan global terhadap distribusi ikan di wilayah perairan Indonesia masih banyak belum diketahui. Salah satu faktor seperti telah dibahas diatas yang mungkin adalah pengurangan gradien suhu muka laut antara daerah tropis dan kutub sehingga memperlemah angin dan mengurangi potensi upwelling dan berakibat pada distribusi nutrisi dan distribusi ikan. Perubahan iklim global akan membawa efek perubahan fisis dan ekosistim di lingkungan laut dan air tawar. Tinggi muka air dan suhu permukaan akan meningkat di daerah lintang tinggi dengan konsekuensi memanjangnya masa pertumbuhan ikan budi daya dan kerang kerangan. Perubahan ini akan memberi dampak positif untuk laju pertumbuhan dan angka efisiensi rantai makanan. Akan tetapi peningkatan suhu muka laut akan berakibat juga seperti perubahan level kandungan oksigen yang dihubungkan dengan intensitas dan frekuensi menyebarnya penyakit perairan seperti seringnya algal blooms di perairan pantai. Peningkatan suhu laut dan cuaca ektrim akan mempengaruhi produksi ikan budi daya dan merusak infra struktur produksi. Peningkatan tinggi muka laut akan berakibat negatif pada rumpon rumpon. Peningkatan suhu muka laut juga berakibat positif akan lebih luasnya peta penyebaran ikan ikan yang aslinya dari daerah bersuhu tinggi. 47 Keberadaan mamalia laut dan burung burung pantai juga banyak dipengaruhi oleh pola iklim. Perubahan komposisi mamalia dan burung pantai di laut Pasific utara dipercaya dipengaruhi oleh variasi iklim. Penyelidikan menemui penyebaran ikan paus berhubungan erat dengan situasi El Nino. Pengurangan tutupan es di kutub akan mempersulit beruang kutub untuk memangsa mangsa mereka. Lebih lamanya masa musim panas dikutub akan juga mempengaruhi waktu berburu beruang kutub sehingga memperlama waktu berpuasa mereka. Hal ini justru menambah peluang hidup mangsanya seperti anjing laut. Efek pemanasan global terhadap populasi pantai Paling kurang 20% dari populasi dunia hidup dalam jarak 30 km dari garis pantai dan dua kalinya pada jarak 100 km dari laut. Sehingga perubahan terhadap sistim ekologi dan ekosistim pantai akan berpengaruh besar terhadap populasi di daerah pantai. Daerah daerah pantai dunia telah mendapat tekanan daeri berbagai faktor seperti peningkatan jumlah penduduk, perusakan habitat dan peningkatan polusi dari atmosfir, yang bersumber dari daratan dan sungai. Dengan tambahan meningkatnya radiasi sinar Ultra violet akibat rusaknya ozon akan membawa konsekuensi yang jauh lebih parah. Perubahan pada curah hujan, pH, suhu laut, angin terlarutnya CO2 dan salinitas akan mempengaruhi kualitas air di estuari dan perairan pantai. Beberapa organisma penyekit dan spesies algae terpengaruh pada faktor faktor fisis tersebut. Pada dekadal terakhir ditemui penyekit yang mempengaruhi organisme laut seperti terumbu karang dan rumput laut. Kerusakan terparah terumbu karang pada tahun 1997 – 1998 berhubungan erat dengan gejala El Nino. Dilaporkan juga penyakit baru pada penyebaran terumbu karang foraminifera dengan implikasi sedimentasi pantai. Siklus ENSO dan peningkatan suhu laut berkorelasi dengan peningkatan penyakit Dermo (akibat parasit bakteri protozoa) dan MSX (multinucleated spore) pada pembudi dayaan oyster sepanjang pantai timur amerika. Beberapa penyakit tersebut di transfer kepada manusia akibat mengkonsumsi oyster tersebut. Bakteri Vibrio vulnificus yang ditemukan di oyster juga mematikan bagi manusia dan menjadi meningkat populasinya akibat naiknya suhu muka laut. Epidemi kolera (Vibrio Cholerae) sering diasosiasikan dengan meningkatnya suhu muka laut dan tinggi muka air seperti di Banglades. Beberapa masalah pantai yang mungkin timbul diantaranya peningkatan banjir akibat badai, peningkatan erosi pantai, intrusi air laut ke dalam air tanah, menyeruaknya daerah pasang surut hingga estuari dan sistim sungai dan peningkatan tinggu muka laut dan suhu daratan. Dalam 100 tahun terakhir sekitar 70% pantai pasir dunia telah mundur akibat erosi dan sekitar 20 – 30% stabil dan sekitar 10% bertambah luas ke laut. Dengan pemanasan global dan peningkatan suhu muka laut akan terjadi tendensi erosi lebih lanjut. Pendekatan multi disiplin diperlukan untuk menggabungkan beberapa faktor seperti morfologi pantai, suplai sedimen, tekstur pantai dan komposisi, sejarah tektonik dan keberadaan proteksi pantai biologis seperti hutan bakau. Pada saat El Nino laju peningkatan erosi pantai menjadi lebih nyata. Keberadaan hutan bakau penting untuk tempat produksi makanan laut dan sumber produk kayu dan perlindungan laut. Di Thailand, 50% hutan bakau telah hilang dalam 35 tahun terakhir. Hutan tersebut diganti oleh penumpukan sedimen di pantai, pada akhirnya hutan bakau tersebut menjalar jauh ke tengah laut. Dalam berbagai penelitian disebutkan bahwa hutan bakau juga terpengaruh oleh kenaikan tinggi muka laut. Terumbu karang merupakan sumber utama biodiversitas dan mereka merupakan tempat lebih dari 25% dari seluruh jenis ikan dan mengandung lebih banyak spesies dari hutan tropis. Terumbu karang penting bagi kepulauan atoll, perlindungan pantai, sumber pasir laut, daya tarik turisme dan masa depan bioteknologi laut. Lebih dari 80% terumbu karang di asia dalam bahaya akibat perbuatan manusia seperti industrialisasi, polusi, turisme, urbanisasi, buangan pertanian, buangan limbah air perkotaan, sedimentasi, penangkapan berlebihan penambangan pasir, reklamasi pantai, penyakit dan predator. Proyeksi kerusakan akibat kenaikan tinggi muka laut 48 dianggap kecil tetapi kenaikan suhu muka laut yang diprediksikan diatas 1 – 2C pada tahun 2100 akan menyebabkan terumbu karang berada diatas ambang toleransi hidupnya. Dengan meningkatnya kandungan CO2 akan menurunkan kadar kapur (CaCO3) pada terumbu karang tersebut sehingga membahayakan kelangsungan hidupnya. Dampak sosioekonomi dari pemanasan global Untuk daerah pesisir, dampak nyata dari segi sosioekonomis akan terasa pada beberapa sektor seperti turisme, kualitas dan suplai air bersih, perikanan dan pembudidayaannya, pertanian, pemukiman, lembaga keuangan dan kesehatan. Jumlah manusia yang akan terpengaruh oleh banjir di pesisir akibat badai akan berlipat dua kali pada akhir abad ini tanpa faktor pertambahan penduduk. Proteksi untuk daerah pesisir bagi daerah pantai rendah seperti negara Belanda akan menjadi sangat mahal. Sayangnya beberapa penelitian sosioekonomi tidak selalu dihubungkan dengan faktor atau mekanisme biologis dan fisis dari dampak yang ditimbulkan oleh proses pemanasan global tersebut. Penelitian pada garis pantai Amerika bahwa pada akhir abad ini kerugian akibat kenaikan tinggi muka air laut akan mengakibatkan kerugian sebesar US$ 20.4 billion. Penelitian dampak potensi kenaikan tinggi muka laut 0.5 m di Montevideo, Uruguay menyebutkan angka kerugian hingga US$ 23 juta. Penelitian di Venezuala menunjukkan angka potensi kerugian dengan kenaikan muka laut 0.5 m adalah US$ 30 billion untuk sepanjang pantai mereka. Diperkirakan akibat erosi pantai di Amerika sekitar 1500 rumah akan hanyut dengan angka kerugian properti US$ 530 juta per tahun. Sementara itu untuk Jepang diperkirakan kenaikan muka laut 0.5 m akan mengakibatkan kerusakan US$ 3.4 billion per tahun. Di Inggris, untuk proteksi garis pantai sebesar 4300km diperlukan biaya sekitar US$ 500 juta per tahun. Total biaya untuk proteksi dan membuat pelabuhan pelabuhan di Jepang tetap bekerja seperti sekarang (1000 pelabuhan) diperkirakan sekitar US$ 110 billion untuk kenaikan muka laut 1 m. Hampir keseluruhan beban biaya tersebut akan ditanggung oleh lembaga keuangan dan asuransi. Prospek iklim Indonesia kedepan Akibat pemanasan global dan peningkatan suhu muka laut dan tinggi muka air laut maka akan berakibat terhadap berubahnya pola iklim di Indonesia. Seperti sudah digambarkan sebelumnya, terjadi proses penyebaran daerah tropis menuju iklim sub tropis. Konsekuensinya adalah berubahnya iklim di daerah sub tropis menjadi lebih menyerupai tropis. Sementara di wilayah Indonesia hubungan antara suhu muka laut dan hujan sudah berada pada titik puncaknya sehingga peningkatan suhu muka laut hanya akan menyebabkan berkurangnya akumulasi curah hujan. Dikuatirkan akan terjadi penurunan volume curah hujan tahunan di Indonesia dan penurunan hai hujan. Hal ini juga berakibat semakin banyaknya hari dengan intensitas hujan tinggi yang membawa resiko banjir lebih besar. Dengan berkurangnya hari hari hujan maka resiko kekeringan juga terus mengancam untuk iklim Indonesia. Perubahan pola iklim tersebut tentu berakibat perubahan pula terhadap pola iklim tahuna dimana diperkirakan akan terjadi perlambatan masuknya musim hujan dan melambatnya kedatangan musim kering. Selain itu perioda musim hujan juga diperkirakan akan lebih pendek. 49 Gambar 27. Data historis anomali kenaikan suhu permukaan bumi sejak tahun 1860 hingga 2000 terhadap nilai rata rata (garis nol) dari perioda 1961 – 1990. nilai ketidak pastian digambarkan dengan dua skala error. Gambar 28. Deret waktu dari anomali suhu tiga bulanan di troposphere (atas) atau lapisan atmosphere bagian bawahdan di bawah stratosphere (bawah) atau lapisan udara diatas troposphere menurut data balon dan satelit. Perhatikan efek nyata dari letusan tiga gunung berapi besar yang menghambat perubahan suhu global berupa perubahan anomali negatif suhu permukaan. 50 Gambar 29. Rekonstruksi perubahan suhu permukaan dalam skala ratusan tahun dari data lingkar pohon, terumbu karang, es di kutub dan data historis (biru), data dari peralatan observasi (merah) dan standar estimasi kesalahan (abu abu). 51 Gambar 30. skema perubahan variasi beberapa indikator suhu (atas) dan beberapa indikator proses hidrologi dan cuaca ekstrim (bawah). 52 Gambar 31. Catatan perubahan komposisi atmosfir dari konsentrasi atmosfir CO2, CH4 dan N2O dalam 1000 tahun terakhir. Data dari analisa es kutub dan beberapa tempat lain di Antartika dan Greenland ditambah data pengukuran atmosfir langsung pada beberapa dekade terakhir. Gambar bawah menunjukkan data yang serupa bagi konsentrasi sulfat. Gambar 32. Beberapa faktor yang mendukung dan mengurangi dampak gas gas rumah kaca dan seberapa besar tingkat pengetahuan manusia saat ini. 53 Table 2. Peningkatan beberapa spesies gas gas rumah kaca di atmosfir hasil perbuatan manusia. CO2 CH4 N2O CFC-11 HFC-23 CF4 Karbon Metan Nitrous Chlorofluoro- Hidrofluoro Perfluoro dioksida Oxide carbon11 carbon 23 metan Konsentrasi Sekitar 280 Sekitar 700 Sekitar 270 Nol Nol 40 ppt sebelum ppm ppb ppb industri Konsentrasi 365 ppm 1745 ppb 314 ppb 268 ppt 14 ppt 80 ppt th 1998 Laju 1.5 7.0 0.8 -1.4 0.55 1 ppt/tahun perubahan ppm/tahun ppb/tahun ppb/tahun ppt/tahun ppt/tahun konsentrasi Siklus hidup 5 – 200 12 tahun 114 tahun 45 tahun 260 tahun > 50 000 di atmosfir tahun tahun Table 3. Global CO2 budget dari perhitungan CO2 dan O2. Positif (negatif) berarti tambahan ke (pengurangan dari) atmosfir. SAR 1980 - 1989 1990 - 1999 (laporan sebelum IPCC) 1980 ke 1989 Peningkatan di 3.3 0.1 3.3 0.1 3.2 0.1 atmosphere Emisi (semen, minyak 5.5 0.3 5.4 0.3 6.3 0.4 bumi) Fluks laut atmosfir -2.0 0.5 -1.9 0.6 -1.7 0.5 Fluks darat atmosfir -0.2 0.6 -0.2 0.7 -1.4 0.7 Gambar 33. Peningkatan suhu muka bumi akibat alamiah dan hasil perbuatan manusia (antropo). 54 Gambar 34. Beberapa prediksi peningkatan suhu muka bumi hingga tahun 2100 dari hasil keluaran beberapa model iklim dan skenario. Table 4. Proyeksi tingkat kepercayaan beberapa indikator perubahan iklim global. Tingkat kepercayaan hasil Perubahan fenomena pengamatan (setengah abad 20 akhir) Memadai Suhu max. meningkat dan lebih banyak hari panas di wilayah darat Sangat memadai Suhu min. meningkat dan lebih sedikit hari dingin dan hari beku di wilayah darat. Sangat memadai Jarak suhu diurnal siang malam menurun Memadai, di banyak wilayah Meningkatnya indeks panas di daratan Proyeksi tingkat pada abad 21 kepercayaan Sangat memadai Sangat memadai Sangat memadai Sangat memadai, hampir semua wilayah 55 Memadai, di banyak wilayah Lebih banyak curah hujan lintang tinggi intensitas tinggi Memadai, di beberapa wilayah Meningkatnya musim panas dan kering di benua dan resiko kekeringan Tidak terlihat pada beberapa Meningkatnya siklon tropis dan kasus kecepatan angin maksimumnya Kurang data Meningkatknya rata rata dan puncak curah hujan dari siklon tropis. Sangat memadai, hampir semua wilayah Memadai di daerah lintang tinggi Memadai di beberapa wilayah Memadai di beberapa wilayah Gambar 34. Beberapa prediksi peningkatan tinggi muka air laut hingga tahun 2100 dari hasil keluaran beberapa model iklim dan skenario. 56 Gambar 35. Pengaruh iklim bagi penyebaran wilayah penangkapan ikan tuna pada kondisi anomali iklim El Nino dan La Nina. Gambar 36. Tren penurunan curah hujan di Tangkil DAS Brantas dalam 50 tathun terakhir. 57
