bab 2_ 2002jan

2. TINJAUAN PUSTAKA
2.1. Karakteristik air laut.
2.1.1. Suhu.
Air mempunyai sifat spesifik bahang yang baik, artinya bertarnbah atau
berkurangnya panas terjadi secara perlahan-lahan. Permukaan laut dapat
mengabsorbsi sejumlah besar energi matahari yang masuk ke dalamnya. Ketika
evaporasi, permukaan laut menjadi panas. Pada saat dipanaskan, air hangat tetap
dipermukaan sedangkan air yang dingin tenggelam atau berada di lapisan bawah.
Energi yang sampai dipermukaan bumi bervariasi menurut musim, lintang dan
topografi (Ingmanson and Wallace, 1973).
Suhu merupakan besaran fisika yang menyatakan banyaknya bahang yang
terkandung dalam suatu benda. Suhu air laut di lapisan permukaan sangat tergantung
pada jumlah bahang yang diterima dari sinar matahari. Nybakken (1988) mengatakan
bahwa suhu adalah ukuran energi gerakan molekul. Dikatakan pula bahwa di lautan,
suhu bervariasi secara horisontal sesuai dengan garis lintang, dan juga secara vertikal
sesuai dengan kedalaman. Hal yang sarna juga dikatakan oleh King (1966) bahwa
distribusi suhu & permukaan laut secara urnum menggambarkan distribusi suplai
bahang dan akan berkurang menuju kutub. Duxbury and Duxbury (1993) mengatakan
bahwa setiap lintang, perubahan suhu tahunan permukaan laut dikontrol oleh
perubahan dalam ketersediaan radiasi matahari dan kehilangan bahang yang
dikombinasikan dengan kapasitas bahang material permukaan laut. Selain itu
Laevastu dan Hela (1970) mengatakan bahwa perubahan suhu permukaan laut selain
disebabkan oleh sejumlah bahang yang diterima dari matahari, juga dipengaruhi oleh
keadaan alam dan lingkungan sekitar daerah perairan tersebut. Selanjutnya dikatakan
bahwa penailcan massa air dan pencairan es di daerah kutub juga mempengaruhi suhu
permukaan air laut.
Ross (1970) mengatakan bahwa suhu permukaan menjadi hangat karena
radiasi dari matahari, konduksi bahang dari atmosfir, kondensasi uap air. Sedangkan
suhu permukaan laut menjadi dingin disebabkan adanya radiasi kembali dari
permukaan laut ke atmosfir, kondensasi bahang kembali ke atmosfir dan evaporasi.
Selanjutnya dikatakan bahwa di bawah permukaan laut, arus horisontal dapat
mentransport bahang dari suatu tempat ke tempat lain. Arus dapat membawa massa
air yang mempunyai perbedaan suhu clan akan berhubungan dengan massa air yang
lain. King (1966) mengatakan bahwa perubahan suhu terhadap kedalarnan tergantung
pada 4 faktor, yaitu : (a) variasi jumlah bahang yang diabsorbsi; (b) pengaruh
konduksi bahang; (c) pemindahan massa air oleh arus; dan (d) pergerakan vertikal.
Suhu air laut berkisar antara -2-30 "C,dimana nilai terendah disebabkan
karena adanya formasi es dan nilai tertinggi disebabkan oleh proses radiasi dan
perubahan atau pergantian bahang dengan atmosfir (Sverdrup et al., 1946; Ingmanson
and Wallace, 1973), sedangkan massa air permukaan di wilayah tropik, panas
sepanjang tahun, yaitu antara 20-30 "C (Nybakken, 1988).
Daerah yang paling banyak menerima panas matahari adalah daerah-daerah
yang terletak pada lintang 10" LU - 10" LS, karena itu suhu air laut yang tertinggi
ditemukan di daerah sekitar katulistiwa. Jumlah panas yang diserap air laut semakin
berkurang bila letaknya semakin mendekati kutub atau lokasi yang terletak pada
lintang yang semakin tinggi (Sverdrup et al., 1946).
Suhu perrnukaan laut perairan Indonesia umumnya berkisar antara 25-30 OC
dan mengalami p e n w a n satu atau dua derajat dengan bertarnbahnya kedalaman
hingga 80 db (* 8 m), sedangkan salinitas permukaan laut berkisar antara 3 1,5-34,5
psu (Tomascik et al., 1997a). Pola sebaran suhu secara vertikal di perairan Indonesia
secara global dapat dilihat pada Gambar 2.
S u h u OC
0
0
4
200 -.
10
20
30
/- Lapisan homogen
1Lapisan termoldin
i
400 --
Lapisan dingin
600 -.
SO0
-~
I000
--
C
V
a
-:
m
'u
0
Y
1200 -.
1400 -.
1600 -.
1800 -~
2000
A
Gambar 2. Sebaran Vertikal Suhu (OC)secara m u m di perairan Indonesia (Nontji,
1993).
Struktur massa air perairan Indonesia, umumnya dipengaruhi oleh
karakteristik massa air Lautan Pasifik dan musim. Hela dan Laevastu (1970)
mengatakan bahwa untuk menganalisis struktur sebaran suhu laut, perlu diketahui
beberapa ha1 berikut: suhu permukaan laut, keberadaan dan besarnya lapisan transit,
kedalaman lapisan homogen dan suhunya, serta sifat struktur termal lapisan bawah
permukaan.
Suhu permukaan laut daerah tropik dipengaruhi cuaca (parameter
meteorologi), seperti curah hujan, kelembaban udara, suhu udara, kecepatan angin
dan intensitas radiasi matahari. Oleh sebab itu suhu air di permukaan laut biasanya
mengik~ti pola musiman. Suhu akan menurun secara teratur sesuai dengan
bertambahnya kedalaman. Pada kedalaman melebihi 100 m, suhu air laut relatif
konstan dan biasanya berkisar antara 2-4 "C (King, 1966; dan Nontji, 1993).
Di bawah permukaan air laut yang hangat, suhu mulai menumn dan
mengalami penurunan yang sangat cepat pada kisaran kedalaman yang sempit 50-300
m. zona kedalaman dimana teja& penurunan suhu yang sangat cepatldratis disebut
termoklin. 3i bawah lapisan termoklin, suhu terus menurun dengan bertambahnya
kedalaman, namun penurunannya jauh lebih lambat sehingga massa air di bawah
lapisan termoklin hampir homogen hingga ke dasar perairan (Nybakken, 1988).
Berdasarkan sebaran suhu secara vertikal, Wyrtki (1961) dan Ross (1970)
membagi perairan atas 3 lapisan, yaitu: a) lapisan homogen pada permukaan perairan
atau disebut juga lapisan permukaan tercampur, pada lapisan ini terjadi pengadukan
massa air yang disebabkan oleh adanya angin, arus dan penimbunan bahang; b)
lapisan diskontinuitas atau biasa disebut lapisan termoklin; c) lapisan di bawah
termoklin dengan kondisi homogen (lapisan dingin), dimana suhu berkurang secara
perlahan ke arah dasar perairan.
2.1.2.
Salinitas
Salinitas didefenisikan sebagai jumlah total garam yang terdapat dalam satu
kilogram air laut, jika semua karbonat telah teroksidasi, brom dan yod diubah
menjadi klor dan semua senyawa organik telah teroksidasi (Sverdrup et al., 1946;
Forch et al., 1902 dalam Neumann and Pierson, 1966; Ross, 1970; dan Kennish,
1994). Salinitas dapat ditentukan dengan mengetahui konsentrasi klorida yang ada di
dalam air laut (Kennish, 1994). Pickard and Emery (1980) dan Kennish (1994)
mengemukakan bahwa hubungan empiris antara salinitas dan klorinitas dijabarkan
dalam persamaan :
Salinitas (%)
=
1,80655x Xiorinitas
Dimana klorinitas menurut Sverdrup et al. (1946) didefinisikan sebagai
jumlah total klor, brom clan yod yang dinyatakan dalam gram yang terdapat dalam
satu kilogram air laut, dengan asumsi bahwa brom dan yod diganti menjadi klor.
Sebaran salinitas di laut dipengaruhi oleh berbagai faktor seperti, pola
sirkulasi air, penguapan, curah hujan dan aliran sungai (Nontji, 1993). Sedangkan
Ross (1970) mengatakan bahwa salinitas permukaan laut tergantung pada perbedaan
antara evaporasi dan presipitasi.
Salinitas air pennukaan di laut terbuka, be~ariasiantara 33-37 %o, dengan
rata-rata 35 %o, perbedaan salinitas ini terjadi karena perbedaan antara penguapan dan
presipitasi (Nybakken, 1988). Kemungkinan kisaran salinitas antara 33-34 %O dapat
dijumpai, narnun kisaran ini lebih banyak dijumpai pada daerah pantai (Prasetya,
1999). Pada lapisan air dalam, salinitas berkisar antara 34,6-35
%O
dan di Lautan
Pasifik umurnnya seragam yang berkisar antara 34,6-34,7 960 O(mg 1966). Pada
perairan dangkal, lapisan homogen berada hingga ke dasar, dengan salinitas dan suhu
yang homogen pula (Nontji, 1993).
Sidjabat (1973) menyatakan bahwa salinitas minimum terdapat pada daerah
sekitar katulistiwa dan salinitas maksimum terdapat pada lintas 20' LU dan 20" LS,
kemudian kembali menurun ke arah kutub. Keadaan salinitas yang rendah pada
daerah katulistiwa disebabkan karena tingginya curah hujan. Selanjutnya Nontji
(1993), menyatakan bahwa daerahaaerah disebelah selatan katulistiwa pada
umurnnya dimusim barat akan mengalami curah hujan yang besar dibandingkan
dengan musim timur. Hal ini disebabkan karena pada musim barat angin bertiup dari
Asia dengan membawa uap air yang lebih banyak, dibandingkan dengan musim
timur dimana angin bertiup dari Australia.
Nilai salinitas air laut akan seinakan besar dengan bertambahnya kedalaman.
Perubahan terbesar dari salinitas terjadi di kedalaman antara 100-1000 m. Daerah
dimana tejadi perubahan salinitas yang sangat cepat disebut lapisan haloklin.
Berdasarkan pola distribusi salinitas secara vertikal, maka Ross (1970) membagi
kolom perairan atas 4 zona yaitu :
1. Zona permukaan tercampur dengan baik, ketebalannya 50-100 m. dan memiliki
nilai salinitas yang seragam.
2. Zona dimana terjadi perubahan salinitas yang relatif besar disebut zona haloklin.
3. Zona dengan nilai salinitas yang seragam dan berada dibawah lapisan haloklin
hingga ke lapisan dasar laut.
4. Zona pada kedalaman 600-1000 m, dimana nilai salinitas menjadi maksimum.
Survei yang dilakukan pada tahun 1950-1954 untuk memetakan pola sebaran
salinitas di bagian permukaan perairan Indonesia antara lain di Laut Cina Selatan,
Laut Banda, Laut Jawa. Laut Sulawesi, Laut Flores dan Selat Malaka, menunjukkan
bahwa adanya pola sebaran salinitas yang kompleks karena beberapa faktor penting
diantaranya masuknya air bersalinitas tinggi dari Samudera Pasifik, pola arus
musiman, penguapan dan pengenceran oleh aliran-aliran sungai dari berbagai pulau
(Nontji, 1993).
Variasi musirnan salinitas di perairan Indonesia dipengaruhi oleh dua
komponen utama yaitu arus samudera dan arus yang disebabkan oleh angin musim.
Pada musim barat (Gambar 3A) aliran ke timur pada bagian utara dari "Lesses Sunda
Islands" membawa massa air bersalinitas rendah pada Laut Jawa dan Flores, dan
aliran yang bergerak ke utara seputar Pulau Timor membawa massa air bersalinitas
tingg dari Samudera Hindia. Sedangkan untuk Laut Cina Selatan massa aimya
dipengaruhi oleh massa air Samudera Pasifik yang bersalinitas tinggi. Selama musim
ini salinitas pada lapisan tercampur pada Laut Banda dan Arafura menurun
disebabkan karena besarnya presipitasi dari evaporasi (Miyama et al. 1996).
Selanjutnya pada musin timur (Gambar 3B), kondisi massa air Laut Cina
Selatan dipengaruhi oleh massa air Laut Jawa. Aliran arus lintas Indonesia ke arah
selatan sepanjang jalur bagian timur berperan besar pada variasi saiinitas di Laut
Banda. Khususnya massa air dari Samudera Pasifik Selatan memiliki salinitas yang
tin@ yang menyebabkan meningkatnya salinitas massa air di Laut Banda. Selain itu
juga karena terjadinya upwelling selama musim ini, sehingga menyebabkan massa air
dari lapisan tercampur pa& Laut Banda mengandung gararn yang lebih tinggi.
Menurut Laevastu (1970), variasi salinitas pada daerah lepas pantai relatif
lebih kecil dibandingkan dengan daerah pantai. Hal ini karena pengaruh run-ojfdari
daratan. Variasi salinitas ini sering digunakan untuk mengindikasikan perubahan
pada massa air.
2.1.3. Densitas
Densitas air laut disebut sebagai Sigma-t atau at diperoleh dari hasil
pengukuran suhu, tekanan dan salinitas. Air laut kondisinya lebih berat (sekitar 1,025
&m3) dibandingkan dengan air tawar (sekitar 1,000 g/cm3) dan sekitar 800 lebih
berat dibandingkan dengan udara. Nilai densitas air laut berkiszr 1,020 sampai 1,030
&rn3 dengan perubahan terbesa- terjadi dilapisan permukaan dsn dekat pantai.
Densitas akan menurun Karena cvaeh hujan, i~trusimassa air tawar dari aliran
sungai, mencairnya es dan intensitas penyinaran matahari (Bishop, 1984). Massa air
laut dengan densitas rendah cenderung berada di atas dari lapisan dengan densitas
tinggi.
Perubahan densitas air laut secara vertikal terjadi dengan adanya perubahan
kedalaman perairan, dan perubahan secara horizontal disebabkan oleh arus. Distribusi
densitas berkaitan dengan karakter arus dan daya tenggelam suatu massa air yang
berdensitas tinggi pada lapisan permukaan ke kedalaman tertentu.
Sebaran densitas secara vertikal ditentukan oleh proses percampuran dan
pengangkatan massa air. Perubahan salinitas dan suhu sangat mempengaruhi densitas
suatu perairan. Ross (1970), menyatakan bahwa densitas ditentukan oleh indeks
antara 3 variabel, antara lain salinitas, suhu dan tekanan. Secara umum densitas
meningkat dengan meningkatnya salinitas, tekanan atau kedalarnan serta menurunnya
suhu. Selanjutnya Sverdrup et al. (1946) menyatakan bahwa densitas air laut
tergantung pada perubahan suhu dan salinitas serta semua proses yang
mengalubatkan berubahnya suhu dan salinitas. Densitas air laut pada permukaan
berkurang karena adanya pemanasan, presipitasi, run-08 dari daratan; dan akan
meningkat dengan terjadinya evaporasi dan menurunnya suhu permukaan.
2.1.4.
Arus.
Arus merupakan proses fisik yang tejadi di suatu perairan yang disebabkan
karena pengaruh angin, topografi dasar perairan ataupun karena pengaruh tenaga
endogen dari dasar perairan. Menurut Nontji (1993), bahwa arus merupakan gerakan
mengalir suatu massa air yang dapat disebabkan oleh tiupan angin, perbedaan
densitas air laut a t a ~karena gerakan bergelombang panjang seperti pasang-surut.
Angin musim barat dan angin musim timur yang melewati perairan Indonesia
(Gambar 1 dan 3), dengan pergantian arah pada periode yang tetap &an
mempengaruhi terbentuknya arus, khususnya arus permukaan.
Laut Cina, Laut Jawa, Laut Flores, Laut Banda, dan Laut Arafura merupakan
perairan yang berada pada poros arah utarna kedua angin musim di atas. Karena
bertiupnya angin musim ini secara konstan walaupun kekuatannya relatif tidak besar,
akan terciptanya kondisi yang baik untuk terjadinya arus musim, dan sangat
berpengaruh terhadap kondisi oseanografi perairan-perairan tersebut (Nontji, 1993).
Dari peta pola arus dan sirkulasi massa air yang ada, terlihat bahwa Samudera
Pasifik sangat besar suplai massa airnya ke perairan Indonesia sepanjang tahun
dibandingkan dengan Samudera Hindia.
2.2. Kondisi oseanografi Laut Cina Selatan.
Laut Cina Selatan (LCS) berhubungan dengan Laut Cina Timur melalui
Taiwan, Samudera Pasifik melalui Terusan Baschi, Laut Sulu melalui Terusan
Balabac, Laut Jawa melalui Selat Karimata dan dengan Samudera Hindla melalui
Selat Malaka. Seluruh selat dan terusan yang berhubungan dengan LCS sempit dan
dangkal kecuali Terusan Baschi yang kedalamannya lebih dari 2000 m. Oleh karena
itu LCS merupakan laut yang semi tertutup, dimana perubahan air dengan laut yang
lainnya terutama melewati Terusan Bashi.
LCS adalah salah satu bagian laut yang terbesar dari Samudera Pasifik Barat,
dengan luas permukaannya 3,5 x lo6 km2, memiliki paparan benua yang terbentang
dari utara ke selatan, sementara bagian sempit dan curam dari bagian timur ke barat.
Palung lautnya berada di bagian tengah perairan ini. Laut ini merupakan daerak yang
berada di antara daerah tropis dan subtropis, dengan bagan selatannya berada sekitar
ekuator. Rata-rata curah hujan tahunan sebesar 2000 mm (Qi-zhou et ul. 1994).
Sebagian besar massa air yang masuk ke dalam perairan ini dan mempengaruhi
konsentrasi kadar garam, berasal dan beberapa sungai antara lain sungai Zhujiang di
bagian utara dan sungai Mekoilg di bagian tenggara, selain itu dari sungai Kapuas di
Kalimantan dan beberapa sungai kecil lainnya yang bermuara di LCS.
2.2.1.
Suhu.
Laju peningkatan variasi tahunan suhu di Laut Cina meningkat dan selatan
menuju ke utara. Hal ini disebabkan oleh mengalirnya massa air dingin melalui selat
Formosa selama musim dingin dan juga pengaruh pendinginan akibat evaporasi dan
perubahan panas di udara. Suhu yang sarna di bagian permukaan pada lapisan yang
homogen terlihat pada bagian dangkal dari Paparan Sunda termasuk didalamnya Laut
Jawa, Laut Cina selatan, Selat Malaka dan Teluk Thailand dan juga bagian Papara
Sahul.
Suhu permukaan LCS yang merupakan lautan daerah tropis hangat dan
variasi tahunannya biasanya kecil. Tetapi urnumnya variasi hariannya relatif tinggi.
Radiasi sinar matahari sangat kuat dan karenanya air pada lapisan atas suhunya tinggi
dan bersalinitas rendah. Berlawanan dengan air pada lapisan dalarn yang masuk dan
Samudera Pasifik dan bersuhu rendah dan bersalinitas tinggi. Hal ini menghasilkan
stratifikasi yang nyata pada kolom air. Suhu yang sangat menyolok pada lapisan
pennukaan terlihat antara bagian selatan dan bagian utara LCS khususnya pada
musim dingin (Wyrtki, 1961).
Menurut Ilahude (1997), suhu permukaan Laut Cina Selatan secara mum
meningkat dari utara berlusar antara 26,5 OC ke selatan hngga 28,O OC. Hal ini
disebabkan karena adanya masukan massa air dari utara yang bersuhu rendah.
Kondisi suhu diperairan pantai relatif lebih tinggi mencapai 29,5 OC, ha1 ini diduga
karena pengaruh daratan yang lebih panas. Kondisi suhu permukaan LCS pada
Musim Timur relatif lebih tinggi dibandingkan dengan Musim Barat. Demikian pula
halnya dengan suhu permukaan pada daerah pantai.
2.2.2. Salinitas
Distribusi salinitas secara umurn pada bagian permukaan perairan merupakan
kondisi yang disebabkan oleh perubahan/sirkulasi musim. Pada suatu daerah massa
air akan bersalinitas rendah apabila curah hujannya tinggi dan aliran air tawar masuk
kedalamnya. Antara massa air bersalinitas rendah dan massa air bersalinitas tinggi
(massa air samudera) terjadi percarnpuran massa air pada area yang luas, dan terbawa
dan mengalir akibat angin musim yang tejadi. Tidak mudah menentukan atau
menduga pengaruh dari perbedaan antara curah hujan dan evaporasi pada salinitas
permukaan tetapi biasanya pengaruhnya terlihat kecil dibandingkan dengan
sirkulasinya (Wyrtki, 1961)
Pada LCS aliran yang menuju selatan sepanjang daerah bagian barat yang
membawa massa air bersalinitas tinggi dari Pasifik Utara menuju ke bagian selatan
LCS, menyebabkan meningkatnyta salinitas di daerah ini. Perpindahan massa dan
evaporasi yang lebih tinggi dari presipitasi menyebabkan salinitas pada bagian utara
perairan meningkat (Miyama et al., 1996). Lebih lanjut dikatakan bahwa salinitas
permukaan LCS bagian selatan mencapai yang tertinggi pada bulan April dan
kemudian menurun sampai bulan Oktober-November. Fluktuasi nilai salinitas ini
dipenganh keseimbangan antara curah hujan dan evaporasi yang terjaQ pada Musim
Timur dan Musim Barat. Sedangkan menurut Wyrtki, (1956a) dalam Sadhotomo dan
Duran (1996), pada bulan Oktober, dimana terjadi musim Barat, daerah pantai dan
Perairan LCS dipengaruhi oleh massa air tawar dari sungai dengan variasi
salinitasnya 30-32
9/60.
Hal ini Qsebabkan karena curah hujan yang tinggi yang
puncaknya berada pada bulan Desember.
Salinitas @a perairan LCS perubahannya sangat menyolok sekali. Tingginya
curah hujan, besarnya massa air tawar dari banyak sungai dan bentuk geografis dari
lautan tersebut memungkinkan perubahan salinitas yang dratis. Tingginya curah
hujan dan distribusi air tawar yang mengalir dan darat, teluk-teluk dan terusan yang
perputaran massa airnya hanya kecil sekali, menyebabkan daerah ini salinitasnya
sangat rendah (Wyrtki, 1961).
Ilahude (1997), salinitas permukaan pada Musim Barat berkisar antara 33 960
di bagian utara dan berangsur menurun ke selatan hingga 32
%o,
dan semakin
menurun hingga 3 1 %O pada daerah pantai. Sedangkan pada Musim Timur di bagian
utara sekitar 33 %, menurun kebagian tengah perairan hingga 32 % dan meningkat
kembali di bagian selatan hngga lebih dari 32,5 YOO.
2.2.3. Arus
Pada sepanjang musim barat arus pada lingkaran bagian barat Laut Cina
Selatan bergerak ke selatan, dan arus pada bagian utara dari "Lesser Sundu lslunds"
bergerak ke timur. Karena massa air dibatasi dari pergerakannya ke timur atau
kesamping, bagian massa air mas& ke laut Banda dan Arafura. Pada sepanjang
musim panas situasi ini terbalik. Laut Cina Selatan didominasi oleh angin musim
sepanjang tahun. Angin musim barat dari timur laut dengan rata-rata kecepatan
anginnya 9 mldtk, dan saat musim timur, angin dari tenggara dengan kecepatan ratarata 6 mldtk. Karena sangat luasnya daerah laut, waktunya paling larnbat 3 bulan
antara bagian sebelah utara dan sebelah selatan untuk angili berhembus kearah
sebaliknya pada pergantian musim. Karena itu perbedaan kuat atau besamya angin
ada pada periode transisi antara musin barat dan musim timur (Wyrtki, 1961).
Selanjutnya dikatakan bahwa pada bulan Mei dan Juni awal bertiupnya angin
musim timur. Sepanjang pantai Vietnam, arus sangat jelas terlihat bergerak menuju
ke barat. Disisi lain, bentuk yang menyimpang di bagian utara Laut Cina dimana
terlihat pembelokan arus ke kanan oleh angin. Sebagian besar massa air akan tertekan
ke selatan dari Formosa ke bagian kaki Kuroshio; sebagian kecil mengalir melalui
Selat Formosa ke utara. Akibat suplai massa air dari Laut Jawa tidak cukup, maka
terjadi arus dari sepanjang pantai Kalimantan menuju tenggara, yang mana
membelok ke utara pada daerah Kepulauan Natuna.
23. Kondisi Oseanografi Selat Malaka
Perairan Selat Malaka tergolong dangkal dan merupakan satu bagian dengan
dataran utama Asia dan beberapa laut dan teluk diantaranya Laut Cina Selatan, Teluk
Siam, Teluk Bangkok, Laut Andaman dan Laut Jawa.
Selat Malaka di bagian paling sempit, kedalamannya sekitar 30 m dengan
lebarnya 35 km, kedalamannya meningkat secara gradual hingga 100 m sebelurn
Continental Slope Laut Andarnan. Di dasar selat ini arus pasut sangat kuat terjadi,
dan terbentuk riak-riakan pasir besar (sand ripples) yang bentuknya sama, dengan
bagan punggung searah dengan arus pasut tersebut. Pergerakan dan pertukaran
massa air pa& selat ini umumnya menuju ke Samudera Hindia dan terjadi sangat
lemah dan mempunyai hubungan yang erat dengan gradlen permukaan dari muka
laut. Aliran massa air sangat kuat terjadi di Selat Malaka pada bulan Januari hingga
April selama bertiup angn musim timur yang disebabkan oleh rendahnya permukaan
laut di Laut Andaman (Wyrtki, 1961).
Dari pola arus dm sirkulasi massa air (Wyrtki, 1961) terlihat bahwa
pergerakan massa air pa& perairan Selat Malaka dominan mengalir dari selatan ke
utara di kedua musim yang berbeda. Walaupun Cemikian pada bagian utara (bagian
yang lebar) dan selat ini pada musim timur dipengaruhi oleh massa air dari Sarnudera
Hindia.
Arus mengalir ke arah barat daya menuju Samudera Hindia. Selama Musim
barat massa air bersalinitas tinggi dari Laut Cina dan selama musim timur massa air
bersalinitas rendah dibentuk dari masukan sungai dari Sumatera. Hal ini
menghasilkan variasi tahunan salinitas permukaan yang lebih teratur dari selat ini
pada bagian selatan dan tengahnya. Arus pasang yang kuat menyebabkan
percampwan vertikal yang sempurna dari massa air. Pa& bagian utara Selat Malaka,
tingginya curah hujan sangat mempengaruhi variasi salinitas permukaan
dibandingkan dengan arus. Besarnya curah hujan selama musim hujan (SeptemberJanuari) dibandingkan dengan evaporasi dapat mencapai 720 mm, dan dapat
menumnkan salinitas sebesar 0,7 % dengan kedalaman lapisan homogen 30 m.
Kenyataan bahwa salinitas menurun sebesar 1,5
%O
rnenunjukkan bahwa ada
masukkan masssa air bersalinitas rendah tercampur di perairan ini. (Wyrtki, 1961).
Dikatakan pula bahwa Selat Malaka mempunyai variasi tahunan yang
berbeda, tetapi setiap waktu dari salinitas tahunan &pat terjadi dengan nilai
maksimum, sementara nilai minimum terbatas pada musim tertentu. Salinitas
dibawah 30,O % tidak terlihat dari bulan April hingga September, tetapi salinitas di
atas 3 1,5 % kemungkinan terjadi setahun lamanya.
2.4. Hidroakustik
Hidroakustik atau akustik kelautan pertama-tama digunakan untuk
menyelidiki dasar laut. Sejak awal di bidang perikanan akustik kelautan sudah
digunakan oleh nelayan untuk menemukan kelompok ikan. Teknik pengembangan
seperti pemrosesan data sudah dipakai sejak tahun 1970-an (Johanesson dan Losse,
1977 dalam Masse, 1996).
Metoda akustik dapat digunakan untuk menduga keberadaan ikan, baik untuk
ikan pelagis maupun demersal (Mitson, 1983). Beberapa keuntungan metoda akustik
adalah tidak tergantung pada statistik hasil tangkapan, untuk mendapatkan nilai hasil
pengamatan tidak memerlukan waktu yang terlalu lama, dan biaya operasi yang
relatif lebih murah, dibandingkan dengan metoda pendugaan lainnya serta
kemampuan dalam menduga populasi absolut (Thorne, 1979). Lebih lanjut dikatakan
bahwa metoda akustik dsarnping mempunyai kelebihan diatas, namun juga
mempunyai keterbatasan antara lain, ketidakrnampuan dalam membedakan jenis ikan
yang terdeteksi, sedikit atau bahkan tidak ada target yang teramati di dekat
permukaan dan di dasar perairan, serta metodanya relatif sangat kcmpleks. Meskipun
biaya operasinya rendah, metoda akustik memerlukan investasi alat yang sangat
mahal.
Dalam mekanisme keja subvei akustik untuk menentukan kelirnpahan
surnberdaya ikan, penentuan nilai target strength merupakan suatu ha1 yang sangat
penting. Menurii? MacLennan dan Sirnmonds (1992) mengatakan bahwa target
strength merupakan backscattering cross section dari target yang mengembalikan
sinyal, sedangkan menurut Burczynski (1979), target strength mempunyai hubungan
erat derigan backscattering cross section. Kedua pernyataan ini dinyatakan dalam
bentuk persamaan matematis sebagai berikut.
TS = 10 Log (a/4n) ----------TS = 10 log as,
----------------
(MacLennan dan Simmonds, 1992)
(Burczynski, 1979).
Nilai target strength ini sangat bervariasi karena dipengaruhi oleh beberapa
ha1 seperti tingkah laku ikan (rnisalnya sudut orientasi) atau kondisi fisik yang tidak
dapat diduga secara pasti. Oleh sebab itu nilai target strength tidak merupakan suatu
nilai yang konstan, sehingga nilai ini hams senantiasa di tentukan untuk setiap
pelaksanaan survei akustik. Naken dan Olsen (1977) mengungkapkan bahwa nilai
target strength sangat ditentukan oleh orientasi ikan terutarna kemiringan badan
antara garis hubung kepada dan ekor. Sedangkan Arnaya (1991) mengatakan bahwa
faktor-faktor yang mempengaruhi target strength diantaranya ukuran ikan, bentuk
tubuh, spesies, tingkah laku, gelembung renang, acoustic impedance, panjang
gelombang suara yang digunakan pada pengukuran, beam pattern, kecepatan renang
ikan dan multple scatteringLshadowln efect.
Pada tahun 1988 Institute of Marine Research, Bergen, Norway bekerjasama
dengan perusaha3 Simrad Subsea A/S rnemperkenalkan suatu peralatan akustik
geneiasi baru 'Simrad EK-500' untuk pengukuran densitas ikan. Modul dasar dari
echosounder Simrad EK-500 memiliki tiga fiekwensi dengan pengolahan sinyal
secara bersamaan dalarn setiap kana1 fiekwensi berbeda dengan kemampuan tinggi
dan sistem penerirna sangat akurat karena rnemiliki selang dinamik yang lebar (Nes,
1992). Proses echo integrasi dilakukan dari kolom air secara vertikal dan dirataratakan dalam arah horizontal sepanjangjalur yang dilintasi oleh kapal.
Didalam echo sounder EK-500, untuk mendapatkan nilai target strength
digunakan tekxuk split beam. Dengan sistem split beam memungkinkan untuk
menghitung posisi target dalarn beam. Konsep ini didasarkan atas pembagian
transduser menjadi kuadran (Gambar 4). Kuadran ini bekej a bersama-sama selama
transmisi, tetapi menerima sinyal secara terpisah. MacLennan dan Simmonds (1992)
mengatakan bahwa nilai target strength yang diperoleh tergantung dan orientasi ikan
dalam kolom air, jenis ikan dan fiekwensi dari echo sounder yang digunakan.
Penggunaan echosounder dan echo integrator untuk keperluan eksplorasi
sumberdaya perikanan dewasa ini telah berkembang dengan pesat terutarna di negaranegara maju dan pada beberapa lembaga penelitian. Secara urnum peralatan
hidroakustik digunakan untuk mendapatkan informasi sekitar objek bawah air yang
dilakukan melalui pemancaran gelombang suara dan pengamatan dari echo yang
dipantulkan. Prinsip ini mengikuti prinsip kerja sonar dengan peralatannya adalah
echosounder. Komponen utama dalam sistem echosounder adalah unit pemancar
(transmitter), transducer, unit penerima (receiver amnplzjier), dan unit pencatat
(recoder unlt, tlme buse dan dlspluy unit). Suara dihasilkan dari perangkat pemancar
kemudian dipancarkan secara vertikal melalui transducer kedalam kolom air dan bila
mengenai target akan dipantulkar, kembali dan direkam pada kertas pencatat.
Transducer
Perbedm fase - 0
Perbedaan fase - 0
Gambar 4. Prinsip dari echo sounder split beam (MacLennan dan Simmonds, 1992).
Penelitian secara langsung seperti survei ichtioplankton, trawl, survei akustik
atau perhitungan secara visual (metoda sensus) adalah ditujukan untuk menentukan
kelimpahan dan komposisi umur dari sumberdaya perikanan (Gunderson, 1993).
Metode echo integrasi diketahui sebagai suatu teknik yang tepat dan efektif untuk
pengkajian stok, khususnya untuk ikan pelagis (MacLennan dan Simmonds, 1992).
2.5. Penginderaan Jauh Kelautan
Perkembangan dan pemanfaatan teknologi penginderaan jauh (remote
sensing) telah berkembang luas, bukan hanya di sektor pertahanan keamanan namun
juga dalam sektor pemanfaatan sumberdaya termasuk didalamnya sumberdaya laut.
Beberapa wahana yang telah ada dan hingga sekarang datanya dimanfaatkan
guna tujuan pengelolaan dan pemanfaatan sumberdaya laut di antaranya, satelit
NOAA/AVHRR untuk melihat pola sebaran suhu permukaan laut (SPL), satelit
SeaStur dengan sensor SeuWIE-S untuk melihat sebaran klorofil dan konsentrasi
pigrnen fitoplankton, satelit TOPEX yang banyak aplikasinya dalam melihat pola arus
dan dinamika oseanografi.
Satelit radar altimetri yang merupakan hasil kejasama NASA (Amerika
Serikat) dan CNES (Prancis) adalah Satelit TOPEXIPOSEIDON (T-P) yang telah
diluncurkan pada tanggal 10 Agustus 1992 dari Kourou (Prancis), dengan misi
utamanya adalah penggunaan radar altimetri untuk memetakan topografi permukaan
laut secara global yang dapat memberikan informasi tentang arus permukaan.
Pengetahuan mengenai sirkulasi lautan merupakan salah satu bagian penting dari
informasi yang diperlukan untuk memperbaiki ramalan mengenai cuaca dan iklim.
Satelit altimetri lainnya yang dikembangkan Taiwan yaitu satelit
TOPEWOM (Princesten Ocean Model), dimana sistem perekaman datanya
dilakukan setiap hari dan terbagi atas beberapa wilayah diantaranya wilayah South
East Cina yang mencakup wilayah perairan Laut Cina Selatan, Selat Karimata, Laut
Jawa, Laut Flores dan Selat Makassar
khususnya di perairan Indonesia Barat, sehingga diperlukan adanya ketelitian yang
lebih baik agar dapat memberikan informasi yang akurat. Pemanfaatan untuk usaha
perikanan di perairan Indonesia Timur perlu diterapkan dalam eksploitasi
sumberdaya ikan.
Untuk tujuan eksplotasi, metode deteksi ikan secara langsung yang paling
sederhana dari penginderaan jauh adalah menentukan lokasi ikan (spotting) secara
visual dari pesawat udara. Namun untuk usaha komersil, cara ini kurang efektif
karena lokasi dari berbagai kawanan ikan yang bersifat bergerak bebas dan berpindah
tempat, sehingga informasi tidak dapat disediakan dalam waktu yang cepat kepada
nelayan.
2.6. Sumberdaya ikan
2.6.1 Potensi dan produksi di Indonesia
Sumberdaya ikan merupakan salah satu unit stok yang perlu diketahui sebagai
data perikanan dalam pengelolaan suatu wilayah laut. Pendugaan stok, harus
didasarkan pada data yang berhubungan dengan individu-individu yang sama pola
hidupnya. Sangat mungkin untuk dapat melakukan diskripsi setiap jenis ikan
sepanjang ia berada dalam suatu kelompok. Setiap unit stok secara teori dapat
dideskrepsikan sebagai grup dari individu-individu spesies yang sama dan bertambah
melalui imigrasi atau berkurang karena emigrasi, dengan tidak mengabaikan
hubungannya dengan tingkat pertumbuhan dan mortalitas (Sparre and Venema, 1999)
Pengetahuan mengenai sumberdaya ikan (stok) penting untuk produksi
perikanan komersil di Indonesia, seperti perikanan cakalang (Kustnuonis pelurnis),
Madidihang (Thunnus ulbacures), Tuna mata besar (7'. obesus), Albakora (7'.
alalunga) dan jenis-jenis ikan lainnya akan sangat menolong untuk pengelolaan
populasi dan siklus hidupnya. Boer, et al. (2001) menyatakan bahwa produksi
perikanan dari Hasil Kajian Komisi Nasional Pengkajian Sumberdaya Perikanan Laut
(KOMNAS KAJISKANLAUT) tahun 2000 sebesar 2,93 juta ton per tahun dan total
potensi yang &miliki sebesar 6,11 juta ton, dengan kata lain tingkat pemanfaatannya
masih 48 %. Adapun potensi, produksi dan tingkat pemanfaatan untuk beberapa
surnberdaya perikanan (tidak termasuk ikan has) dapat dilihat pada Tabel 1.
Tabel 1. Potensi, produksi dan tingkat pemanfaatan sumberdaya perikanan di perairan
Indonesia.
Sumber : Boer et al., 2001
Sedangkan produksi perikanan Q Laut Cina Selatan, kebanyakan cfidominasi
oleh jenis ikan pelagis diantaranya ikan kembung (Hastrell~gerspp), ikan layang
(Decapterus spp), ikan selar (Selar leptolepis), Sardinella spp, Amhlyga.~tersirm,
A tule mate, Scumbemorus spp, Magalap.~iscordyla, Euthynus ufinis dan A x ~ n
thamrd (Bhatiyasefi, 1997 dalam Atrnaja et. al., 2001). Alat tangkap yang digunakan
didominasi oleh alat tangkap purse seine. Beberapa potensi kelompok sumberdaya
laut di perairan Laut Cina Selatan dan tingkat usaha pemanfaatannya seperti terlihat
pada Tabel 2.
Tabel 2. Potensi, produksi clan tingkat pemanfaatan sumberdaya perikanan laut di
Laut Cina Selatan
I
Luas
Densitas
Potensi Produksi Pernanfaatan
Sebaran
No.
(lo3ton/thn) (lo3ton)
(%)
(lo3 km 2) (kg/100p)
1. Ikan Pelagis Kecil
1,84
550,OO
506,OO
97,46
19,26
2. Ikan Pelagis Besar
265,47
54,82
413,OO
35,33
64,44
3. Ikan Demersal
558,OO
2,35
655,65
82,46
12,58
4. Ikan Karang Konsumsi 299,OO
144,25
2 1,57
14,5 1
67,25
5. Udang Peneid
0,20
112,OO
11,20
13,Ol
116,17
Kelompok
Sumberdaya
7. Cun~i-cumi
L
I,
Sumber : Boer et al., 2001
-
-
2,70
4,831
179,05
Menurut Kamal dan Yanagawa (2000), komposisi jenis ikan di Selat Malaka,
didominasi oleh jenis ikan kembung (Indian mackerel), diikuti oleh ikan bilis
(Anchovies), i kan kurisi (Treadfin breams), ikan cincaru (Hardtail scad), ikan gulama
(Drums dan croakers), ikan layang (Round scads) dan ikan selar (Selar scads). Alat
tangkap yang dominan digunakan dalam penangkapan ikan di Selat Malaka ini antara
lain, jaring trawl, jaring hanyut, jaring lingkar, dan jaring kantung.
Martusubroto (2000), total produksi perikanan (Indonesia dan Malasia) dari
perairan Selat Malaka di tahun 1996 sebesar 963.700 ton. Total produksi yang
berasal dari hasil tangkapan nelayan-nelayan Indonesia (didominasi oleh nelayan
Sumatera Utara dan Riau) sebesar 489.000 ton (50,74%) dari total produksi
Komposisi hasil tangkapan yang dihasilkan kebanyakan dari kelompok ikan pelagis
kecil (30%), diikuti oleh ikan demersal (20%), udang (15%) dan ikan campuran
(14%). Sedangkan menurut Boer et.ul., (2001), potensi, produksi dan tingkat
pemanfataan sumberdaya laut di Selat Malaka untuk kelompok ikan pelagis kecil
sebesar 1 16.910 ton di tahun 2000 atau mengalami p e n m a n sebesar 20% dari tahun
1
1996, namun kelompok ikan demersal dapat dikatakan tidak mengalami penurunan
produksi. Beberapa kelompok sumberdaya laut dengan potensi, produksi clan tingkat
usaha pemanfaatannya di perairan Selat Malaka dapat dilihat pada Tabel 3.
Tabel 3. Potensi, produksi dan tingkat pemanfmtan sumberdaya perikanan laut di
Selat Malaka.
I
Kelompok
Sumberdaya
I 1. Ikati Pelagis Kecil
I
1
1 2. lkan Pelagis Besar 1
3. Ikan Demersal
4. Ikan Karang Konsumsi
5. Udang Peneid
6. Lobster
[ 7. Icumi-cumi
Sumber : Boer et a].,2001
Densitas Potensi Produksi Pemanfaatan
(kg/lOOp) (10' tonhl-in) (10' ton)I
(%)
Luas
Sebaran
h2,
92,OO '
2,60
120,OO
386,67
2,06
80,OO
50,OO
12,OO
0,4 1
55,OO
1.14
703.00
-
I
-
119,60
23,20
82,40
0,30
11,40
0.40
1,86
1
116,91
49,78
97,28
15,24
39,52
0.46
2,94
1
97,75
214,55
118,06
5080,58
346,64
114.88
157,90
2.6.2 Distribusi dan upaya pemanfaatan
Ikan dipengaruhi oleh suhu, salinitas, kecepatan
oksigen terlarut, dan
masih banyak faktor ekologi lainnya (Brond, 1979). Estimasi dari suatu sumberdaya
perikanan dapat hbantu dengan pengukuran sejumlah parameter yang mempengaruhi
dlstribusi dan kelimpahannya. Sebagian besar hasil penelitian di bidang perikanan
yang berhubungan dengan berbagai pengaruh lingkungan sekitarnya, menunjukkan
adanya korelasi antara suatu parameter tunggal dengan distribusi temporal dan spasial
dari ikan, tetapi dapat dipastikan bahwa ikan tidak merespons setiap parameter
lingkungan secara terpisah, melainkan secara keseluruhan.
Menurut Laevastu dan Hela (1970), spesies ikan pelagis dapat dikelompokan
berdasarkan migrasi diurnal yaitu :
a) Spesies pelagis yang keberadaannya di siang hari berada sediht di atas termoklin;
bermigrasi ke lapisan permukaan di sore hari, menyebar antara permukaan
termoklin pada malam hari, dan naik ke lapisan termoklin pada siang hari.
b) Spesies pelagis yang pada siang hari berada pada lapisan di bawah termoklin;
bermigrasi melalui termoklin ke lapisan permukaan selama pagi hari; menyebar
antara permukaan dan dasar perairan selama malam hari dan melimpah di bagian
atas termoklin.
c) Spesies pelads yang berada di bawah lapisan termoklin; bermjgrasi ke lapisan
termoklin selama sore hari; menyebar antara termoklin dan dasar perairan selama
malam hari dan turun ke lapisan yang lebih dalam selama pagi hari.
Variasi dalam berbagai kondisi lingkungan mempengaruhi rekruitmen,
distribusi, kelimpahan dan ketersediaan dari sumberdaya perikanan. Sulit rasanya
untuk dapat mengukur dari jauh seluruh kisaran informasi yang diperlukan untuk
mengkaji berbagai perubahan dari sejumlah kondisi, dan proses tertentu yang
mempunyai pengaruh terhadap sejumlah populasi ikan. Hal ini sering dapat dideduksi
dengan menggunakan berbagai hasil pengukuran yang diambil oleh sensor jarak jauh,
misalnya konsentrasi dari bahan terlarut dan tersuspensi, variasi berbagai tingkat
produksi primer, distribusi dan isotherm permukaan, lokasi dan frontal boundaries,
daerah-daerah upwelling, pola arus dan sirkulasi massa air (Hendiarti et al., 1985).
Suhu air merupakan faktor penting lainnya dalam menentukan distribusi
spesies ikan dan berbagai sensor thermal dapat digunakan untuk menghasilkan
berbagai peta suhu permukaan laut (SPL atau SIC'r). Pemetaan seperti ini dapat
digunakan untuk menentukan massa air dingin dari sejumlah daerah upwelling
(Hendiarti et al., 1985) yang kaya akan nutrien dan untuk menentukan lokasi batasbatas area antara perairan panas dan dngin dimana berkaitan dengan spesies tertentu
yang diketahui suka bergerombol (Hasyim, 1996). Pola distribusi dan lokasi dapat
digunakan untuk menentukan spesies yang diamati. Luas permukaan dari kawanan
yang diukur dari suatu foto udara ternyata menunjukkan adanya korelasi dengan
biomassa dari spesies ikan tersebut (Amin et al., 1991).
Keberhasilan usaha penangkapan sangat erat kaitamya dengan kondisi
perairan, salah satunya yang peniing yaitu produktivitas perairan yang dapat diamati
melalui "suhu perrnukaan" dai~"sirkulasi massa air dan arus permukaan". Peta global
suhu permukaan diproduksi atas dasar operasional, dalam bentuk cetakan komputer
atau peta-peta kontur dengan ukuran yang halus secara spasial dan terkoreksi secara
radiometri. Dengan data yang diperoleh dari satelit-satelit yang ada, telah
memungkinkan untuk memproduksi peta-peta SPLISST dengan akurasi 0,5-2,O OC
dan dalam near real time.
Sejumlah teknik penginderaan jauh dapat memberikan informasi sehubungan
dengan sifat-sifat sirkulasi massa air dan arus permukaan yang penting dalam
menentukan berbagai habitat ikan, guna mempermudah usaha penangkapan. Salah
satu cara praktis yang digunakan dalam usaha penangkapan adalah dengan terlebih
dahulu melakukan survei akustik pada perairan yang diduga merupakan daerah
penangkapan produktif. Cara ini sudah dikembangkan dan memberikan kemungkinan
yang cukup baik, tidak hanya untuk mengetahui konsentrasi ikan, tetapi juga untuk
mengetahui lapisan renang dari individu ikan pada kedalaman lebih dari 300 m
(Shibata dan Nishimura, 1969; Shibata dan Abe, 1970 dalam Amin er a!., 1991).