Analisis pola sebaran dan pengembangan area

5
2 TINJAUAN PUSTAKA
2.1. Suhu
Salah satu parameter yang mencirikan massa air di lautan ialah suhu. Suhu
adalah suatu besaran fisika yang menyatakan banyaknya bahang (heat) yang
terkandung dalam suatu benda. Secara alamiah sumber bahang utama adalah sinar
matahari. Pada umumnya perairan yang banyak menerima bahang dari matahari
adalah daerah yang terletak pada lintang rendah dan akan semakin berkurang bila
letaknya semakin mendekati kutub (Weyl, 1970).
Pada lapisan permukaan penyebaran suhu ditentukan oleh banyak faktor,
diantaranya ialah jumlah bahang yang diterima oleh masing-masing tempat, arusarus lautan yang membawa bahang dari khatulistiwa ke arah kutub-kutub serta
pengaruh meteorologi seperti angin, penguapan, hujan dan lain-lain. Pada
hakekatnya di daerah tropis terdapat amplitude suhu permukaan yang kecil. Oleh
karena itu, perubahan pada penyebaran suhu vertikal juga kecil, hanya di daerahdaerah upwelling dapat ditemukan perbedaan yang cukup berarti (Illahude, 1999).
Menurut Ilahude (1999) berdasarkan lapisan kedalaman, penyebaran suhu di
lapisan bawah paras laut (subsurface layer) menunjukkan bahwa adanya pelapisan
yang terdiri atas:
a) Lapisan homogen
Pada daerah tropis, pengadukan ini dapat mencapai kedalaman 50-100 m
dengan suhu berkisar 26-30°C dan gradien tidak lebih dari 0,03°C /m. Lapisan
ini sangat dipengaruhi oleh musim dan letak geografis. Pada Musim Timur,
lapisan ini dapat mencapai 30-40 m dan bertambah dalam pada saat musim
barat, yaitu mencapai 70-90 m sehingga mempengaruhi sirkulasi vertikal dari
perairan.
b) Lapisan termoklin
Lapisan termoklin dapat dibagi menjadi 2 lapisan yaitu lapisan termoklin atas
(main thermocline) dan termoklin bawah (secondary thermocline). Suhu pada
lapisan termoklin atas lebih cepat menurun dibandingkan dengan lapisan
termoklin bawah, yaitu 27°C pada 100 m menjadi 8°C pada kedalaman 300 m
atau rata-rata penurunan suhu dapat mencapai 9,5°C /100 m, sedangkan pada
6
termoklin bawah suhu masih terus turun dari 8°C pada 300 m menjadi 4°C
pada kedalaman 600 m atau rata-rata penurunan mencapai 1,3°C /100 m.
c) Lapisan dalam
Pada lapisan ini suhu turun menjadi sangat lambat dengan gradien suhu hanya
mencapai 0,05°C /100 m, lapisan ini dapat mencapai kedalaman 2500 m. Pada
daerah tropis kisaran suhu di lapisan ini antara 2-4°C.
d) Lapisan dasar
Di lapisan ini suhu biasanya tak berubah lagi hingga ke dasar perairan. Pada
samudera-samudera lepas berarti dari kejelukan 3000 m sampai
5000 m.
Kondisi suhu permukaan umumnya dipengaruhi oleh arus permukaan,
penguapan, curah hujan, suhu udara, kelembaban udara, kecepatan angin, dan
intensitas radiasi matahari. Proses penyinaran dan pemanasan matahari pada
musim barat lebih banyak berada di belahan bumi selatan sehingga suhu berkisar
antara 29-30oC dan di bagian khatulistiwa suhu berkisar antara 27-28oC. Pada
musim Timur, suhu perairan Indonesia bagian utara akan naik menjadi 28-30oC
dan suhu permukaan di perairan sebelah selatan akan turun menjadi 27-28oC
(Wyrtki, 1961).
Secara alami suhu air permukaan merupakan lapisan hangat karena
mendapat radiasi siang hari. Karena pengaruh angin maka lapisan teratas antara
50–70 m terjadi pengadukan, sehingga di lapisan tersebut terdapat suhu hangat
(sekitar 280C) yang homogen. Oleh sebab itu lapisan ini sering disebut lapisan
homogen. Namun, karena adanya pengaruh arus dan pasang surut, lapisan ini bisa
menjadi lebih tebal lagi. Di perairan dangkal lapisan homogen bisa mencapai
kedalaman hingga ke dasar. Lapisan permukaan laut yang hangat terpisah dari
lapisan dalam yang dingin oleh lapisan tipis dengan perubahan suhu yang cepat
disebut termoklin atau lapisan diskontinuitas suhu. Suhu pada lapisan permukaan
adalah seragam karena percampuran oleh angin dan gelombang sehingga lapisan
ini dikenal sebagai lapisan percampuran (mixed layer).
Illahude (1999) mengemukakan bahwa Suhu Permukaan Laut (SPL) di Selat
Makassar selama musim timur berkisar 28,2-28,7oC dan pada musim barat naik
sebesar 0,8oC dengan suhu sekitar 29,4oC. Lapisan termoklin utama ditemukan
7
pada 60-300 m dengan suhu menurun dari 27,0oC hingga 10,0oC dengan gradien
mencapai 0,7oC/m.
2.2. Klorofil-a
Istilah klorofil berasal dari bahasa Yunani yaitu Chloros artinya hijau dan
phyllos artinya daun. Ini diperkenalkan tahun 1818, dimana pigmen tersebut
diekstrak dari tumbuhan dengan menggunakan pelarut organik. Hans Fischer
peneliti klorofil yang memperoleh nobel prize winner pada tahun 1915 berasal
dari Technishe Hochschule, Munich Germany.
Klorofil adalah pigmen pemberi warna hijau pada tumbuhan, alga dan
bakteri fotosintetik. Senyawa ini yang berperan dalam proses fotosintesis
tumbuhan dengan menyerap dan mengubah energi cahaya menjadi energi kimia.
Klorofil-a berkaitan erat dengan produktifitas yang ditunjukkan dengan
besarnya biomassa fitoplankton yang menjadi rantai pertama makanan ikan
pelagis. Menurut Valiela (1984), produktifitas primer perairan pantai melebihi
60% dari produktifitas yang ada di laut.
Laju produktifitas primer di laut juga dipengaruhi oleh sistem angin muson.
Hal ini berhubungan dengan daerah asal dimana massa air diperoleh. Dari sebaran
konsentrasi klorofil-a di perairan Indonesia diperoleh bahwa konsentrasi klorofil-a
tertinggi dijumpai pada muson tenggara, dimana pada saat tersebut terjadi
upwelling di beberapa perairan terutama di perairan Indonesia bagian timur.
Sedangkan klorofil-a terendah dijumpai pada muson barat laut. Pada saat ini di
perairan Indonesia tidak terjadi upwelling dalam skala yang besar sehingga nilai
konsantrasi nutrien di perairan lebih kecil. Nontji (2005) menyatakan bahwa
konsentrasi klorofil-a di perairan Indonesia rata-rata 0,19 mg/m3 selama musim
barat sedangkan 0,21 mg/m3 selama musim timur. Fitoplankton sebagai tumbuhan
yang mengandung pigmen klorofil mampu melaksanakan reaksi fotosintesis
dimana air dan karbondioksida dengan adanya sinar surya dan garam-garam hara
dan menghasilkan senyawa seperti karbohidrat. Karena adanya kemampuan untuk
membentuk zat organik dari zat anorganik maka fitoplankton disebut sebagai
produsen primer. Oleh karena itu kandungan korofil-a dalam perairan merupakan
salah satu indikator tinggi rendahnya kelimpahan fitoplankton atau tingkat
kesuburan suatu perairan (Yamaji, 1966).
8
Laju produktifitas primer lingkungan laut ditentukan oleh bebagai faktor
fisika. Faktor utama yang mengontrol produksi fitoplankton di perairan eutrofik
adalah pencampuran vertikal, penetrasi cahaya di kolom air dan laju tenggelam sel
(fitoplankton) (Gabric and Parslow, 1989). Beberapa penelitian tentang
produktifitas primer dan kaitannya dengan keberadaan massa air mendapatkan
informasi bahwa kedalaman dimana konsentrasi klorofil-a maksimum adalah
bagian atas lapisan termoklin. Lapisan permukaan tercampur memiliki konsentrasi
klorofil-a yang hampir homogen.
Menurut Nybakken (1992), produktifitas primer perairan pantai sepuluh kali
lipat produktifitas perairan lepas pantai. Hal ini disebabkan oleh tingginya kadar
zat hara dalam perairan pantai bila dibandingkan dengan perairan lepas pantai.
Perairan pantai menerima sejumlah unsur-unsur kritis yaitu P dan N dalam bentuk
PO4 dan NO3 melalui run off (aliran air) dari daratan. Zat-zat hara ini menjadi
sumber nutien bagi pertumbuhan dan kelimpahan fitoplankton.
2.3 Pola Angin dan Arus
Letak geografis sangat berperan dalam menentukan pergerakan arus di
perairan Selat Makassar. Dengan letak selat yang memanjang dalam arah utaraselatan, maka sepanjang tahun arus permukaan tidak mengalami perubahan arah,
yaitu dari utara ke selatan kecuali pada bagian selatan yakni pada daerah
pertemuan antara massa air Laut Jawa, Laut Flores dan perairan Selat Makassar
bagian Selatan.
Hutabarat dan Evans (1985) menyatakan bahwa secara umum gerakan arus
permukaan laut terutama disebabkan oleh adanya angin yang bertiup di atasnya.
Terdapat beberapa faktor yang mempengaruhi arus permukaan laut antara lain:
(1) Bentuk topogafi dasar laut dan pulau-pulau yang ada disekitarnya; (2) Gaya
Coriolis dan Arus Ekman; (3) Perbedaan tekanan air; (4) Arus musiman;
(5)Upwelling dan sinking dan (6) Perbedaan densitas.
Terdapat tiga samudera di permukaan bumi memiliki keterkaitan satu
dengan yang lainnya. Keterkaitan ini membentuk suatu sistem sirkulasi yang unik
(Gambar 2). Sistem ini yang mengedarkan massa air dunia yang dikenal dengan
sirkulasi massa air dunia (the great conveyor belt). Sirkulasi dimulai dari
Samudera Atlantik Utara bagian utara. Adanya proses pendinginan (cooling) dan
9
penguapan (evaporation) menyebabkan densitas massa air ini tinggi sehingga
tenggelam ke lapisan yang dalam membentuk North Atlantic Deep Water
(NADW) atau Air Dalam Atlantik Utara (ADAU) yang mengalir ke Samudera
Atlantik Selatan pada kedalaman 3000 – 4000 m. Ketika sampai di ujung selatan
Samudera Atlantik Selatan, aliran massa air ini akan berbelok ke arah timur
bergabung dengan Arus Antartika. Massa air ini kemudian terus bergerak
memasuki ujung selatan Samudera Hindia kemudian ke timur memasuki ujung
selatan Samudera Pasifik selatan. Pada ujung bagian selatan Samudera Hindia
sebagian aliran berbelok ke utara sampai sekitar khatulistiwa dan naik ke
permukaan. Demikian pula dengan aliran yang sampai ke ujung selatan Samudera
Pasifik Selatan juga berbelok ke utara masuk ke Samudera Pasifik, melewati
khatulistiwa dan naik ke permukaan (Broecker 1997).
Sirkulasi massa air ini disebut sirkulasi massa air dalam, sedangkan sistem
peredaran massa air permukaan dimulai ketika kekosongan yang disebabkan oleh
tenggelamnya massa air di Samudera Atlantik bagian utara diisi oleh massa air
yang berasal dari Samudera Hindia bagian selatan. Selanjutnya kekosongan massa
air di lapisan atas Samudera India akan menyebabkan massa air Samudera Pasifik
mengalir ke Samudera Hindia melalui perairan Indonesia bagian timur yang
dikenal dengan Arus Lintas Indonesia (ARLINDO) atau biasa disebut Indonesian
Seas Throughflow. ARLINDO dianggap sebagai “bocoran” dari massa air di
bagian barat Pasifik tropis menuju ke bagian tenggara Samudera Hindia Tropis
melalui perairan Indonesia.
Menurut Wyrtki (1987), arus-arus permukaan yang melintas di Indonesia
sangat menarik, karena hal ini menunjukkan pertalian yang erat antar arah dan
kekutan arus dan kekuatan dan peralihan musim (monson) di Indonesia. Selain
itu, arus sangat erat dengan proses-proses oseanografi lainnya, antara lain
terjadinya proses upwelling dan downwelling yang terjadi di Laut Banda dan
tempat-tempat lainnya.
10
Gambar 2. Sirkulasi Massa Air (the great conveyor belt) (W. Broecker 1997).
ARLINDO merupakan suatu lintasan penting dalam mentransfer signal
iklim dan anomalinya di seluruh samudera dunia. Sementara bahang dan massa air
dengan salinitas rendah yang dibawa oleh ARLINDO diketahui mempengaruhi
perimbangan kedua parameter pada basin di kedua samudera (Sprintall et al.
2004).
Selat Makassar merupakan perairan yang terletak antara Pulau Kalimantan
dan Pulau Sulawesi. Selat ini berbatasan dengan Laut Sulawesi di sebelah utara
dan dengan Laut Jawa serta Laut Flores di sebelah selatan. Kondisi oseanografi
Selat Makassar ini selain dipengaruhi oleh dinamika oseanografi dalam selat itu
sendiri juga dipengaruhi oleh dinamika oseanografi di luar selat dan keadaan
iklim. Perairan pantai Kalimantan dan perairan sepanjang pantai Sulawesi yang
mengapit Selat Makassar juga berperan terhadap dinamika massa air selat tersebut
(Illahude, 1978).
Pada bulan Mei-November dipengaruhi oleh angin musim dari tenggara,
mencapai puncaknya pada bulan Juni-Agustus dan disebut sebagai musim timur
karena angin bertiup dari timur ke barat. Pada bulan Desember-April dipengaruhi
oleh angin musim dari barat laut, mencapai puncaknya pada bulan DesemberFebruari dan disebut sebagi musim barat karena angin bertiup dari barat ke timur.
Bulan Maret-Mei dan September-November disebut sebagai musim peralihan
11
dimana pada musim ini angin bertiup tidak menentu. Pada setiap awal periode
musim ini, pengaruh angin musim sebelumnya masih kuat (Nontji, 2005).
Pergantian angin muson dari muson barat ke muson timur menimbulkan
berbagai macam pengaruh terhadap sifat perairan Selat Makassar. Selama angin
muson barat berhembus, curah hujan akan meningkat yang berakibat menurunnya
nilai salinitas perairan. Sebaliknya pada muson timur, terjadi peningkatan salinitas
akibat penguapan yang besar, ditambah dengan masuknya massa air yang
bersalinitas tinggi dari Samudra Pasifik melalui Laut Sulawesi dan masuk ke
perairan Selat Makassar (Wyrtki, 1961).
Selain tingkat salinitas, perubahan pada arus permukaanpun terjadi, hal ini
dipengaruhi dengan adanya angin muson. Selama muson timur, massa air dari
Laut Flores bertemu dengan air yang keluar dari Selat Makassar dan mengalir
bersama ke Laut Jawa. Pada muson barat, massa air dari Laut Jawa bertemu
dengan massa air yang keluar dari Selat Makassar dan mengalir bersama ke arah
Laut Flores.
Variabilitas musiman maupun tahunan diakibatkan oleh arah angin yang
berubah mengikuti sistem muson Australia-Asia (Australasia). Transpor
maksimum pada berbagai lokasi seperti Selat Makassar, Selat Lombok, Selat
Ombai, Laut Sawu dan dari Laut Banda ke Samudera India terjadi pada saat
bertiupnya angin muson tenggara antara Juli–September dan minimum saat
muson barat laut antara November–Februari (Meyers et al., 1995; Gordon et al.,
1999; Hautala et al., 2001).
Pada Gambar 3 sistem arus lintas Indonesia menunjukkan adanya aliran
massa air yang mengalir sepanjang tahun dari arah utara ke selatan perairan Selat
Makassar dan juga arus permukaan yang mengalir dari laut Jawa masuk ke Selat
Makassar dan sebagian ke Laut Flores.
12
Gambar 3. Sistem Arus Lintas Indonesia di Perairan Indonesia (Gordon et al.
1996)
2.4 Upwelling
Upwelling didefinisikan sebagai fenomena naiknya massa air yang dingin
dan berat serta kaya zat hara dari lapisan yang lebih dalam ke lapisan atas atau
menuju permukaan. Massa air yang berasal dari lapisan dalam akan menggantikan
kekosongan tempat aliran lapisan permukaan air yang menjauhi pantai (Hutabarat
dan Evans, 1985).
Laut dikenal memiliki stratifikasi massa air secara vertikal yaitu air di
lapisan dalam mempunyai suhu lebih rendah dan zat hara lebih tinggi
dibandingkan di permukaan. Peristiwa upwelling menyebabkan suhu lebih rendah
dan zat hara menjadi lebih tinggi di permukaan. Di daerah upwelling, lapisan
termoklin akan naik, bahkan mungkin mencapai permukaan dan terjadi anomali
suhu rendah di permukaan dibanding sekitarnya (Smith, 1968).
Upwelling yang terjadi di laut lepas sering dijumpai di sepanjang
khatulistiwa dimana angin pasat bertiup sepanjang tahun, menyebabkan daerah
divergen berkembang begitu kuat, sehingga lapisan termoklin bergerak vertikal ke
permukaan. Keadaan pada daerah divergen tersebut menimbulkan “kekosongan”
pada lapisan permukaan yang diisi oleh massa air dari lapisan di bawahnya
(Barnes and Hughes, 1988).
13
Terdapat tiga proses yang menyebabkan yang dapat menyebabkan
terjadinya upwelling. Pertama, ketika terdapat tikungan yang tajam di garis pantai
yang mengakibatkan arus bergerak menjauhi pantai, sehingga terjadi kekosongan
massa air di dekat pantai yang kemudian massa air dalam akan naik mengisi
kekosongan tersebut.
Gambar 4. Mekanisme terjadinya upwelling oleh tikungan tajam garis pantai
(Thurman and Trujillo, 2004)
Kedua, ketika terjadi
proses upwelling, dimana upwelling itu sendiri terjadi
karena adanya angin yang berhembus terus menerus dengan kecepatan cukup
besar dan dalam waktu yang cukup lama. Bila angin bertiup ke suatu arah sejajar
dengan garis pantai atau benua, garis pantai berada di sebelah kiri dari angin
untuk Belahan Bumi Utara atau di sebelah kanan dari angin untuk Belahan Bumi
Selatan, maka akibat gaya coriolis (gaya yang timbul akibat perputaran bumi pada
porosnya) massa air yang bergerak sejajar dengan garis pantai akan dibelokkan
arahnya menjauhi garis pantai dengan arah tegak lurus angin ke laut lepas. Angin
menyebabkan air laut menjauhi pantai. Peristiwa tersebut menyebabkan
terbentuknya “ruang kosong” di daerah pantai yang kemudian diisi oleh massa air
di bawahnya dengan cara bergerak vertikal ke permukaan (Wyrtki, 1961).
14
Gambar 5. Mekanisme terjadinya upwelling oleh offshore wind (Thurman and
Trujillo, 2004)
Selain dua kejadian di atas, upwelling juga dapat terjadi bila arus dalam
(deep current) membentur penghalang di dasar laut (mid-ridge ocean) yang
kemudian arus tersebut dibelokkan ke atas menuju permukaan (Barnes dan
Hughes, 1988).
Gambar 6. Mekanisme terjadinya upwelling oleh mid-ridge ocean (Thurman and
Trujillo, 2004)
Upwelling pesisir adalah tipe upwelling yang paling umum diamati. Hal ini
disebabkan oleh gesekan angin (kekuatan angin mendorong di permukaan air)
dalam kombinasi dengan efek rotasi bumi (efek Coriolis). Kedua kekuatan
menghasilkan transportasi air permukaan di arah lepas pantai. Penyimpangan air
permukaan jauh bentuk pantai menyebabkan air permukaan lebih dingin daripada
air bawah permukaan. Kekuatan upwelling tergantung pada karakteristik seperti
kecepatan angin, durasi, fetch, dan arah. Arah angin sangat penting dalam
menentukan apakah upwelling pesisir akan terjadi (Conway, 1997).
15
Menurut Wyrtki (1961), upwelling dapat dibedakan menjadi tiga jenis, yaitu :
1. Tipe stationer, yaitu bila upwelling terjadi sepanjang tahun meskipun dengan
intensitas yang bervariasi, misalnya upwelling di pantai Peru.
2. Tipe periodic, yaitu bila upwelling yang terjadi hanya selama satu musim saja,
contohnya upwelling di Selat Makassar bagian selatan (Illahude, 1971).
3. Tipe berganti, yaitu upwelling dan sinking terjadi bergantian dalam satu tahun.
Pada satu musim (misalnya musim timur di Indonesia) terjadi upwelling dan
musim berikutnya (musim barat) terjadi sinking. Tipe seperti ini terjadi di Laut
Banda dan laut Arafura.
Menurut Diposaptono (2010), upwelling di bagian selatan perairan Selat
Makassar terjadi pada waktu musim tenggara (Juni – September). Pada saat terjadi
upwelling, salintas permukaan mencapai 34% dan suhu berkisar antara 26,4oC–
27,8oC, kadar plankton dan unsur-unsur fosfat, nitrat dan silikat naik dengan
mencolok, sehingga tingkat produktivitas tinggi.
2.5 Sistem Penginderaan Jauh
Teknologi penginderaan jauh (inderaja) merupakan teknologi yang
digunakan untuk memperoleh informasi tentang obyek, daerah, atau gejala dengan
jalan menganalisis menggunakan kaidah ilmiah terhadap data yang diperoleh
dengan menggunakan alat tanpa kontak langsung terhadap obyek, daerah, atau
gejala yang dikaji (Lillesand dan Kiefer, 1987).
Dalam kaitannya dengan teknologi inderaja, maka segala bentuk informasi
tersebut akan direkam oleh sebuah alat yang dinamakan sensor. Pada sistem
penginderaan jauh, warna air laut menjadi transfer radiasi dalam sistem sinar
matahari ke perairan dan ke sensor satelit. Sensor pada satelit menerima pantulan
radiasi sinar matahari dari permukaan dan kolom perairan. Radiasi sinar matahari
pada saat menuju perairan akan diserap atau dihamburkan oleh awan, molekul
udara, dan aerosol. Sinar matahari yang masuk ke dalam kolom perairan akan
diserap atau dipantulkan oleh partikel-partikel yang ada pada perairan seperti
fitoplankton (Sutrisno,2002).
Karakter utama dari suatu image (citra) dalam penginderaan jauh adalah
adanya rentang panjang gelombang (wavelength band) yang dimilikinya.
Beberapa radiasi yang bisa dideteksi dengan sistem penginderaan jarak jauh
16
seperti radiasi cahaya matahari atau panjang gelombang dari visible dan near
sampai middle infrared, panas atau dari distribusi spasial energi panas yang
dipantulkan permukaan bumi (thermal), serta refleksi gelombang mikro (Susilo,
1997).
2.7 Satelit MODIS
MODIS (Moderate Resolution Imaging Spectroradiometer) adalah salah
satu instrumen utama yang dibawa Earth Observing System (EOS) Terra satellite,
yang merupakan bagian dari program antariksa Amerika Serikat, National
Aeronautics and Space Administration (NASA). Program ini merupakan program
jangka panjang untuk mengamati, meneliti dan menganalisa lahan, lautan,
atmosfir bumi dan interaksi diantara faktor-faktor ini. Satelit Terra berhasil
diluncurkan pada Desember 1999 dan kemudian disempurnakan dengan satelit
Aqua pada tahun 2002.
MODIS mengamati seluruh permukaan bumi setiap 1-2 hari dengan whiskbroom scanning imaging radiometer. MODIS dengan lebar view atau tampilan
lebih dari 2300 km menyediakan citra radiasi matahari yang direfleksikan pada
siang hari dan emisi termal 13 siang/malam di seluruh penjuru bumi. Resolusi
spasial MODIS berkisar dari 250-1000 m (Janssen dan Huurneman, 2001).
MODIS mengorbit bumi secara polar (arah utara-selatan) pada ketinggian
705 km dan melewati garis khatulistiwa pada jam 10:30 waktu lokal. Lebar
cakupan lahan pada permukaan bumi setiap putarannya sekitar 2330 km. Pantulan
gelombang elektromagnetik yang diterima sensor MODIS sebanyak 36 band (36
interval panjang gelombang), mulai dari 0,405 sampai 14,385 µm (1
µm=1/1.000.000 meter). Data terkirim dari satelit dengan kecepatan 11 mega byte
setiap detik dengan resolusi radiometrik 12 bit, artinya obyek dapat dideteksi dan
dibedakan sampai 212 (= 4.096) derajat keabuan (grey levels). Satu elemen
citranya pixel (picture element) berukuran 250 m (band 1-2), 500 m (band 3-7)
dan 1.000 m (band 8-36) dalam dunia penginderaan jauh (remote sensing), ini
dikenal dengan resolusi spasial. MODIS dapat mengamati tempat yang sama di
permukaan bumi setiap hari untuk kawasan di atas lintang 30, dan setiap 2 hari
untuk kawasan di bawah lintang 30 termasuk Indonesia.
17
Data yang merupakan produk MODIS untuk perairan mencakup tiga hal
yakni warna perairan, suhu permukaan laut (SPL), dan produktifitas primer
perairan melalui pendeteksian kandungan klorofil. Seluruh produk tersebut sangat
berguna untuk membantu penelitian mengenai sirkulasi lautan, biologi laut, dan
kimia laut termasuk siklus karbon di perairan.
Tabel 1. Spesifikasi Kanal-Kanal Satelit Pengamat Bumi MODIS
Kegunaan Utama
Darat/Awan/Aerosols Boundaries
Darat/Awan/Aerosols Properties
Ocean Color/Fitoplankton/
Biogeokimia
Atmospheric
Water Vapor
Surface/Cloud Temperature
Atmospheric Temperature
Cirrus Clouds Water Vapor
Cloud Properties
Ozone
Surface/Cloud Temperature
Cloud Top Altitude
Sumber : Maccherone, 2005.
Kanal
Panjang Gelombang
(nm)
Resolusi Spasial (m)
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
13
14
15
16
17
18
19
20
21
22
23
24
25
26
27
28
29
30
31
32
33
34
35
36
620-670
841-876
459-479
545-565
1230-1250
1628-1652
2105-2155
405-420
438-448
483-493
526-536
546-556
662-672
673-683
743-753
862-877
890-920
931-941
915-965
3.660-3.840
3.929-3.989
3.929-3.989
4.020-4.080
4.433-4.498
4.482-4.549
1.360-1.390
6.535-6.895
7.175-7.475
8.400-8.700
9.580-9.880
10.780-11.280
11.770-12.270
13.185-13.485
13.485-13.785
13.785-14.085
14.085-14.385
250
250
500
500
500
500
500
1000
1000
1000
1000
1000
1000
1000
1000
1000
1000
1000
1000
1000
1000
1000
1000
1000
1000
1000
1000
1000
1000
1000
1000
1000
1000
1000
1000
1000