I. PENDAHULUANA. Latar BelakangPerairan Indonesia merupakan perairan yang menarik untuk dikaji karena potensi sumber daya perikanan yang dimiliki sangat tinggi. Selain itu, perairan indonesia juga dipengaruhi oleh beberapa fenomena oseanografi-atmosfer, seperti El Nino Southern Oscillation (ENSO), IOD (Indian Oscillation Dipole Mode), sistem arus permukaan laut dan pola pergerakan angin muson. Untuk meningkatkan efektifitas dan optimalisasi kegiatan penangkapan ikan, khususnya dalam penentuan waktu tangkap dan lokasi penangkapan (fishing ground) ikan, maka perlu adanya informasi dan pengetahuan mengenai karakteristik perairan tersebut melalui upaya pengkajian terhadap beberapa variabel yang terkait, diantaranya adalah kajian terhadap suhu dan klorofil-a permukaan laut. Secara umum perubahan suhu dan klorofil-a di laut dipengaruhi oleh ENSO (El Nino Southern Oscillation) dan IOD (Indian Oscillation Dipole Mode).Sebagai negara yang terletak di ekuator, Indonesia mempunyai kebutuhan yang vital terkait dengan fenomena ENSO (El Nino Southern Oscillation). Istilah ENSO berawal dari keterkaitan antara El Nino dan La Nina dengan osilasi atmosfer selatan, karena perairan Indonesia terletak di sekitar Laut Pasifik, maka kedua fenomena tersebut akan sangat mempengaruhi pola penyebaran suhu muka laut di perairan Indonesia. Sebaran suhu permukaan laut sangat erat kaitannya dengan peristiwa Upwelling. Upwelling merupakan peristiwa naiknya massa air ke arah permukaan perairan dicirikan dengan menurunnya suhu dan meningkatnya nilai salinitas di daerah tersebut dibandingkan dengan daerah sekitarnya (Nontji, 1975). Hal ini diikuti oleh meningkatnya kandungan zat hara dan penurunan oksigen terlarut. Jika massa air yang kaya zat hara yang melimpah akan merangsang perkembangan fitoplankton di lapisan permukaan yang selanjutnya akan terlihat peningkatan populasi ikan di perairan tersebut (Hengky, 2002). Penelitian ini akan mengaitkan pengaruh ENSO terhadap suhu permukaan laut yang berdampak pada peningkatan sebaran klorofil yang merupakan indikator kelimpahan ikan dan biota laut lainnyaB. Tujuan dan KegunaanTujuan dari penelitian ini yaitu:1. Mengidentifikasi distribusi Suhu Permukaan Laut (SPL) terhadap tahun-tahun ENSO2. Menganalisis distribusi suhu permukaan laut terhadap klorofil permukaan3. Mengidentifikasi area upwelling di perairan Indonesia selama tahun-tahun ENSOKegunaan penelitian ini yaitu menjadi referensi dalam pencarian informasi perairan dan area penangkapan ikan atau biota akuatik lainnya.C. Ruang LingkupRuang lingkup penelitian ini meliputi data angin permukaan (Wind Surface), tinggi muka air (Sea Surface High), suhu permukaan air laut (Sea Surface Temperature), tekanan permukaan air laut (Sea Level Pressure), klorofil permukaan air laut (Sea Surface Chlorophyll) dan citra Aqua MODIS

II. TINJAUAN PUSTAKAA. Perairan IndonesiaPosisi Indonesia terletak pada koordinat 0604'30" LU(Pulau Rondo) - 1100'36" LS(Pulau Dana) dan dari 9458'21" BT(Pulau Benggala) - 14101'10" BT(Sungai Torasi). Indonesia merupakan negara kepulauan terbesar di dunia. Indonesia memiliki posisi geografis yang sangat unik dan strategis. Hal ini dapat dilihat dari letak geografis Indonesia yang berada di antara dua samudera yaitu Samudera Hindia dan Samudera Pasifik, serta di antara dua benua yaitu benua Asia dan benua Australia/Oseania. Indonesia mempunyai iklim tropik basah yang dipengaruhi oleh angin muson barat dan muson timur.

Gambar 1. Letak Geografis Indonesia1. Muson BaratMuson barat atau muson musim dingin timur laut adalah angin yang bertiup pada bulanOktober-Aprildi Indonesia. Angin ini bertiup saat matahari berada di belahan bumi selatan, yang menyebabkan benua Australia sedang mengalami musim panas, berakibat pada tekanan minimum dan benua Asia lebih dingin, berakibat memiliki tekanan maksimum. Menurut Hukum Buys Ballot, angin akan bertiup dari daerah bertekanan maksimum ke daerah bertekanan minimum, sehingga angin bertiup dari benua Asia menuju benua Australia, dan karena menuju Selatan Khatulistiwa/Ekuator, maka angin akan dibelokkan ke arah kiri. Pada periode ini, Indonesia akan mengalami musim hujan akibat adanya massa uap air yang dibawa oleh angin ini, saat melalui lautan luas di bagian utara (Samudera PasifikdanLaut Cina Selatan).2. Muson TimurMuson timur atau muson musim panas barat daya adalah angin yang bertiup pada bulanApril-Oktoberdi Indonesia. Angin ini bertiup saat matahari berada di belahan bumi utara, sehingga menyebabkan benua Australia terjadi musim dingin, sehingga bertekanan maksimum dan benua Asia lebih panas, sehingga bertekanan minimum. Menurut Hukum Buys Ballot, angin akan bertiup dari daerah bertekanan maksimum ke daerah bertekanan minimum, sehingga angin bertiup dari benua Australia menuju benua Asia, dan karena menuju utara Khatulistiwa/Ekuator, maka angin akan dibelokkan ke arah kanan. Pada periode ini, Indonesia akan mengalami musim kemarau akibat angin tersebut melalui gurun pasir di bagian utara Australia yang kering dan hanya melalui lautan yang sempit.B. ENSO (El Nino Southern Oscillation)ENSO (El Nino Southern Oscillation) adalah gejala penyimpangan (anomali) pada suhu permukaan Samudra Pasifik di pantai Barat Ekuador dan Peru yang lebih tinggi daripada rata-rata normalnya. Kejadian ini kemudian semakin sering muncul yaitu setiap tiga hingga tujuh tahun serta dapat memengaruhi iklim dunia selama lebih dari satu tahun. Secara umum para ahli membagi ENSO menjadi ENSO hangat (El Nino) dan ENSO dingin (La Nina). Kondisi tanpa kejadian ENSO biasanya disebut sebagai kondisi normal. Referensi penggunaan kata hangat dan dingin adalah berdasarkan pada nilai anomali Suhu Permukaan Laut (SPL) di daerah NINO di Samudera Pasifik dekat ekuator bagian tengah dan timur. NINO merupakan indeks suhu permukaan laut. NINO diperoleh dengan mengambil nilai rata-rata dari suhu permukaan di beberapa daerah tertentu. Terdapat 4 wilayah NINO menurut IRI (2007), yaitu NINO 1+2, NINO 3, NINO 3.4, dan NINO 4. Wilayah NINO 1+2 terletak antara ekuator 0 - 10 LS dan 80 - 90 BB. Daerah ini yang pertama kali mengalami peningkatan suhu ketika terjadi peristiwa El Nino. NINO 3 terletak pada wilayah tengah Samudra Pasifik yaitu antara 5LU - 5 LS dan 90 - 150 BB yang merupakan zona yang paling berkaitan erat dengan kondisi El Nino. Wilayah NINO 3.4 terletak antara ekuator 5 LS - 5 LU dan 170 - 120 BB dan memiliki variabilitas besar pada skala waktu El Nino. NINO 4 terletak pada bagian barat Samudra Pasifik antara 5 LU - 5 LS dan 150 BB - 160 BT.Peta wilayah NINO dapat dilihat pada Gambar 2. NINO 3.4 umumnya lebih sering digunakan untuk variabilitas iklim global yang berdampak luas. Variabilitas suhu permukaan laut di wilayah ini memiliki efek paling kuat pada pergeseran curah hujan di Pasifik Barat (IRI 2007).

Gambar 2. Wilayah NINO (IRI 2007)

Selain istilah ENSO hangat dan dingin, adapula penggunaan istilah ENSO negatif dan ENSO positif, namun kadangkala penggunaan istilah ini tidak konsisten karena sebagian menggunakan nilai positif dan negatif berdasarkan pada harga Indeks Osilasi Selatan (IOS) sedangkan sebagian yang lain menggunakan nilai positif dan negatif berdasarkan pada harga anomali SPL. Padahal nilai IOS yang negatif berhubungan dengan nilai anomali SPL yang positif dan sebaliknya. Dibeberapa artikel ditemukan penggunaan istilah ENSO negatif untuk El Nino sedangkan pada artikel lainnya digunakan istilah ENSO negatif tetapi untuk menyatakan La Nina. Hal ini terjadi karena pada penggunaan pertama, nilai negatif didasarkan pada harga IOS sementara pada penggunaan kedua nilai negatif didasarkan pada harga anomali SPL di daerah NINO. Namun beberapa peneliti laut-atmosfer lebih menyukai untuk tetap menggunakan istilah El Nino dan La Nina daripada istilah ENSO hangat atau ENSO positif dan ENSO dingin atau ENSO negatif.1. Penyebab Munculnya ENSOa. Kondisi El Nino dan La NinaDalam kondisi La Nina, air laut di Pasifik Timur lebih panas dari kondisi normalnya. Hal ini menyebabkan adanya konveksi yang lebih besar dari normalnya di bagian Pasifik Timur, sehingga menyebabkan Indonesia pada saat La Nina memiliki curah hujan yang lebat. Kondisi termoklin di bawah laut di sepanjang equator Laut Pasifik ketika La Nina yaitu lebih dangkal di Pasifik Timur dan lebih dalam di Pasifik Barat daripada kondisi normalnya. Pada kondisi El Nino, air laut di Pasifik menghangat dan angin melemah di sepanjang ekuator sehingga konveksi akan berkembang di sepanjang Pasifik, maka akan terbentuk awan-awan mesoscale di wilayah Pasifik yang dapat membentuk badai. Kondisi termoklin ketika El Nino adalah termoklin dalam di Laut Pasifik Timur dan dangkal di Pasifik Barat dari pada kondisi normalnya.

Gambar 3. Kondisi El Nino, Normal dan La Nina

b. Distribusi Suhu Permukaan LautUntuk distribusi suhu permukaan laut ketika La Nina dan El Nino berbeda yaitu, ketika El Nino aliran air yang bertemperatur dingin yang pada keadaan normalnya muncul, kini menjadi tidak ada. Ketika El Nino yang sangat kuat akan muncul air yang bertemperatur panas di sepanjang ekuator. Ketika La Nina aliran air dingin di Pasifik Timur lebih banyak dari pada keadaan normalnya. Dalam kaitannya dengan respon nonlinear dari lautan, La Nina tidak hanya merupakan lawan/kebalikan dari El Nino.c. Distribusi Curah HujanKetika El Nino, terjadi konveksi maksimum di International Date Line (IDL) sehingga akan memproduksi daerah yang kondisinya ekstrim basah dengan curah hujan yanng tinggi dan kadang konveksi dalam (Deep Convection) dapat menghasilkan awan-awan berpotensi badai. Sedangkan seperti daerah Indonesia yang kondisi normalnya daerah basah menjadi daerah dengan kondisi kering. Curah hujan yang turun di daerah Indonesia berkurang akibat berkurangnya konveksi yang terjadi di sekitarnya.Sedangkan ketika La Nina konveksi menguat di daerah Indonesia sehingga curah hujan lebih banyak turun dibanding kondisi normalnya. Kadang curah hujan yanng berlebihan menyebabkan di Indonesia terjadi bencana banjir dan tanah longsor. Sebaliknya di sekitar daerah IDL kondisi cuaca kering.Curah hujan di Indonesia hampir seluruhnya dipengaruhi oleh ENSO, kecuali di sebagian besar Sumatera. Pengaruh ENSO yang paling kuat terjadi pada bulan September-November 2002, yang di banyak daerah merupakan musim transisi dari musim kemarau ke musim hujan. Sebagai akibatnya, maka akan dirasakan sebagai musim kemarau yang panjang. Daerah yang terpengaruh oleh ENSO adalah Sumatera Selatan, Pulau Jawa, Kalimantan, Sulawesi, Maluku, Bali, Nusa Tenggara, dan Irian Jaya. Sementara daerah yang tidak terpengaruh oleh ENSO adalah Nanggroe Aceh Darussalam, Sumatera Utara, Sumatera Barat, Riau, Jambi, dan Bengkulu.d. Anomali Tekanan Permukaan Laut (Sea Level Pressure)Ketika El Nino, kondisi tekanan permukaan laut (SLP) di Pasifik Barat yaitu sekitar Australia Utara dan Indonesia berada di atas normalnya dan sebaliknya kondisi SLP di daerah Timur Pasifik sekitar Pantai Amerika Selatan berada di bawah kondisi normalnya. Kondisi SLP bernilai negatif (-) yaitu ketika anomali SLP berada di laut Amerika Utara.Sedangkan ketika La Nina kondisi SLP di Pasifik Barat berada di bawah normalnya dan SLP di Timur Pasifik berada di atas normalnya. SPL positif (+) yaitu ketika anomali muncul positif di laut Amerika Utara.

2. Proses Terjadinya ENSOInteraksi laut dan atmosfer membentuk proses kopel di permukaan laut, yang ditandai dengan terjadinya perpindahan energi dan massa. Perpindahan energi dan massa dalam proses neraca energi terjadi dalam bentuk energi radiasi yang menghasilkan energi panas dan momentum berupa friksi di permukaan. Perpindahan energi dalam proses neraca massa terjadi dalam bentuk penguapan dan hujan, perpindahan mineral dan gas. Gas-gas yang ada di permukaan mengabsorbsi energi radiasi pada panjang gelombang tertentu, akibatnya terjadi peningkatan temperatur atmosfer dan temperatur air laut. Dalam hal interaksi laut atmosfer, hubungan antara lautan dan atmosfer terjadi dimana laut bertindak sebagai penyuplai uap air terbesar bagi atmosfer. Penguapan terjadi akibat tidak jenuhnya atmosfer oleh uap air serta akibat hangatnya temperatur muka laut. Sebaliknya, atmosfer menyuplai energi dan massa dalam bentuk curah hujan dan endapan yang juga melibatkan transfer energi. Ketika permukaan laut mendingin, maka mekanisme di laut akan meresponnya dengan menghasilkan gerak konveksi vertikal yang akan menyuplai panas ke permukaan. Air hangat akan naik ke permukaan sedangkan air dingin mengendap ke kedalaman. Proses perubahan temperatur di lautan terjadi jauh lebih lambat daripada di atmosfer, akibatnya lautan cenderung bertahan hangat meskipun titik nadir matahari telah menjauhi garis khatulistiwa. Sewaktu angin bertiup di muka laut, energi ditransformasikan dari angin ke permukaan laut. Sebagian dari energi tersebut menjadi gelombang gravitasi permukaan yang mengikuti pergerakan arus permukaan akibat pergerakan angin, inilah yang menyebabkan terjadinya arus laut.

Proses transfer energi yang terjadi di permukaan laut pada dasarnya cukup kompleks, karena terkait dengan besaran energi yang terpakai untuk proses terjadinya turbulensi dan besaran energi yang dikonversi menjadi arus. Namun secara umum, berlaku bahwa semakin kuat angin bertiup, semakin besar friksi permukaan yang mendorong arus di bawahnya. Pekerjaan angin yang mendorong arus laut ini disebut 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 dan merubahnya menjadi energi panas melalui viskositas molekuler yang berkontribusi terhadap suhu muka laut. Selebihnya arus laut diatur oleh kondisi salinitas, densitas, suhu dan topografi dasar laut.Suhu muka laut merupakan salah satu parameter yang mempresentasikan iklim Indonesia. Panasnya suhu muka laut meningkatkan potensi evaporasi yang berkorelasi dengan curah hujan, dan sebaliknya dinginnya suhu muka laut mengurangi potensi turunnya hujan. Indonesia menerima dampak arus yang mengalir dari lautan Pasifik, dampak el nino menyebabkan dinginnya lautan Indonesia. Apabila proses dinginnya Pasifik dapat dideteksi lebih awal sebelum mempengaruhi lautan Indonesia, bisa digunakan sebagai prediktor dan sebuah model prediksi.3. Monitoring ENSO Dalam memonitoring fenomena ENSO diukur dengan beberapa indeks, yaitu:a. SOI (Southern Oscillation Index)Southern Oscilation Index adalah indeks ENSO dengan melihat perubahan anomali SLP (Sea Level Pressure). SOI ada dua yaitu Tradisional SOI yag merupakan perbedaan anomali SLP dari keadaan normalnya antara SLP di Tahiti dan di Darwin. Kedua adalah Equatorial SOI yaitu perbedaan anomali SLP di antara Pasifik Timur (5N - 5S, 130 - 80W) dan Pasifik Barat (5N - 5S, 90 - 140E). Keduanya merupakan indeks SOI yang digunakan untuk memonitoring ENSO. Secara matematika dirumuskan:

Dengan :Pdiff= selisih antara rata-rata satu bulan SLP Tahiti dan rata-rata SLP DarwinPdiffav= rata-rata jangka panjang Pdiff di bulan yang dimaksudSD(Pdiff)= Standar deviasi (simpangan baku)SOI positif yaitu ketika standar deviasinya diatas 0, dan SOI negatif ketika standar deviasinya di bawah 0. Ketika SOI pisitif (+) merupakan indikasi terjadinya La Nina. Tandanya adalah SLP di daerah sekitar Darwin berada lebih rendah dari pada normalnya, sedangkan di Tahiti SLPnya lebih tinggi dibanding normalnya. Gerakan Timuran akan menguat dan membuat kolam panas mengumpul di Darwin. Kondisi inilah yang disebut sebagai La Nina.Sedangkan jika indeks SOI negatif (-) merupakan indikasi terjadi El Nino, yang dimana kondisi SLP di Darwin lebih besar dibandingkan normalnya, sedangkan SLP di daerah Tahiti lebih rendah di banding normalnya. Sementara kondisi SLP di Tahiti jauh lebih besar dibanding SLP di daerah IDT. Gerakan timuran yang melemah akan mendukung kolam panas mengumpul di IDT. Kondisi inilah yang disebut dengan El Nino. Hubungan antara nilai SOI dengan fenomena yang akan terjadi (Malaysian Meteorological Service, 2001) dapat dilihat pada Tabel 1.

Tabel 1. Hubungan antara nilai SOI dengan fenomena yang akan terjadiNILAI SOI (P.TAHITI- P.DARWIN)FENOMENA YANG AKAN TERJADI

Dibawah -10 selama 6 bulanEl Nino kuat

-5 s/d -10 selama 6 bulanEl Nino lemah-sedang

-5 s/d +5 selama 6 bulanNormal

+5 s/d +10 selama 6 bulanLa Nina lemah-sedang

Diatas +10 selama 6 bulanLa Nina kuat

b. Oceanic Nino Index (ONI)ONI adalah indeks baru yang merupakan salah satu indeks El Nino. ONI ini dihitung berdasarkan prinsip perhitungan untuk monitoring, assessment dan prediksi siklus ENSO. ONI juga melihat perubahan nilai SST dari rata-rata daerah Nino 3.4. Diambil rata-rata pertiga bulan dijalankan dan dilihat nilai perubahan SST sama dengan analisis SST historis. ONI digunakan untuk melihat kondisi arus di suatu tempat dalam prespektif historis.

30

Gambar 4. Grafik Indeks Nino 3.4Tabel 2. Tahun-tahun El Nino dan La NinaEl NioLa Nia

LemahSedangKuatLemahSedangKuat

1952-531951-521957-581950-511955-561973-74

1953-541963-641965-661954-551970-711975-76

1958-591968-691972-731956-571998-991988-89

1969-701986-871982-831964-652007-081999-00

1976-771991-921987-881971-722010-11

1977-781994-951997-981974-75

2004-052002-031983-84

2006-072009-101984-85

1995-96

2000-01

2005-06

2008-09

2011-12

C. Dipole Mode (DM)Dipole Mode didefinisikan naiknya suhu permukaan laut (SPL) dari kondisi normal di sepanjang ekuator Samudera Hindia, khususnya di sebelah selatan India yang diiringi dengan menurunnya suhu permukaan laut tidak normal di perairan Indonesia di wilayah pantai barat Sumatera (Yamagata, 2001). Pada keadaan normal, di sebelah barat lautan tropis Hindia, suhu permukaan laut mengalami pendinginan dan hangat di sebelah bagian timurnya dan ditandai dengan distribusi SPL yang cukup merata di sekitar ekuator.Dipole Mode dibagi menjadi dua fase, yaitu Dipole Mode Positif (DMP) dan Dipole Mode Negatif (DMN). Pada saat DMP, maka pusat tekanan rendah berada di pantai timur Afrika yang menyebabkan bergesernya pusat konveksi di wilayah Indonesia bagian barat menuju ke arah timur sehingga intensitas curah hujan di wilayah Indonesa bagian barat umumnya rendah. Sebaliknya, pada saat DMN, pusat tekanan rendah berada di pantai barat pulau Sumatera, sehingga pusat pusat konveksi bergeser ke arah pantai barat pulau Sumatera, intensitas curah hujan di wilayah Indonesia bagian barat umumnya akan relatif tinggi.Saji, et.al (1999) menganalisis kejadian Dipole Mode dengan menggunakan indeks sederhana, yaitu berupa dipole anomali SPL yang didefinisikan sebagai perbedaan anomali SPL Samudera Hindia tropis bagian barat (50oE-70oE, 10oS-10oN) dengan Samudera Hindia tropis bagian timur (90oE-120oE, 10oS-eq) yang dikenal sebagai Dipole Mode Index (DMI).Siklus DM diawali dengan munculnya anomali suhu permukaan laut negatif di sekitar selat Lombok hingga selatan Jawa pada bulan Mei-Juni, bersamaan dengan itu terjadi anomali angin tenggara yang lemah di sekitar Jawa dan Sumatera. Selanjutnya pada bulan Juli-Agustus, anomali negatif SPL tersebut terus menguat dan semakin meluas sampai ke ekuator hingga pantai barat Sumatera, sementara itu anomali positif SPL mulai muncul di Samudera Hindia bagian barat. Perbedaan tekanan di antara keduanya semakin memperkuat angin tenggara di sepanjang ekuator dan pantai barat Sumatera. Siklus ini mencapai puncaknya pada bulan Oktober dan selanjutnya menghilang dengan cepat pada bulan November-Desember.Fenomena Dipole Mode dipengaruhi oleh sirkulasi Walter yang terjadi akibat adanya perbedaan tekanan antara wilayah bagian timur Samudera Hindia dekat Pulau Sumatera bagian barat dengan bagian barat Samudera Hindia dekat Afrika yang mengakibatkan terjadinya aliran udara secara horizontal dari tekanan udara yang tinggi menuju wilayah dengan tekanan udara rendah. Selain itu ternyata angin zonal (timur-barat) juga berpengaruh terhadap kejadian ini, yakni akibat adanya pergerakan massa udara dari barat ke timur Samudera Hindia atau sebaliknya. Sementara itu angin meridional juga berpengaruh terhadap fenomena Dipole Mode yang terjadi karena adanya aliran udara antara wilayah India bagian selatan dengan setelah barat Australia.Hasil studi dari Saji dan Yamagata (2003) menyatakan bahwa DM berkolerasi positif dengan tingginya anomali SPL di Belahan Bumi Utara (BBU) dan Belahan Bumi Selatan (BBS) termasuk kawasan Subtropis. Perubahan SPL selama peristiwa DM ditemukan hubungannya dengan perubahan angin permukaan di Samudera Hindia bagian tengah ekuator. Pada kenyataannya arah angin berkebalikan dari baratan ke timuran selama puncak fase dari kejadian DM positif ketika SPL mendingin di timur dan menghangat di Barat. Pengaruh dari angin ini sangat signifikan pada kedalaman termoklim melalui proses-proses di lautan (Rao et al.,2001). Termoklim meningkat di bagian timur dan semakin dalam dibagian tengah dan barat. Penurunan upwelling di sekitar pantai menyebabkan SPL mendingin di bagian timur (Behera et al.,1999).DM positif menghasilkan anomali sirkulasi atmosfer dimana osilasi SPL di Samudera Hindia tropis berkaitan dengan curah hujan di negara-negara sekitarnya terutama Indonesia dan beberapa negara di Afrika. Penelitian selama beberapa dekade terakhir menunjukkan bahwa iklim di daerah tropis pada skala besar sangat dipengaruhi oleh perubahan SPL. Behera dan Yamagata (2001) mengindikasikan bahwa mendinginnya SPL dibagian timur Samudera Hindia disebabkan oleh peningkatan evaporasi di bagian barat Samudera Hindia. Ilustrasi proses/mekanisme fenomena IOD (Indian Ocean Dipole) secara skematis di sajikan dalam gambar (5) dan (6) :Gambar 5. Ilustrasi skematis proses / mekanisme fenomena IOD yang menghasilkan nilai DMI positif.

Gambar 6. Ilustrasi skematis proses / mekanisme fenomena IOD yang menghasilkan nilai DMI negatif.

D. Kaitan antara El Nino dengan Dipole ModeSecara teoritis, disaat DM positif dan diikuti oleh naiknya SST Nino 3.4, maka akan terjadi kemarau panjang melebihi dari kondisi normalnya, seperti peristiwa di bulan September 1997. Hal ini terjadi akibat bergesernya pusat-pusat konveksi meninggalkan wilayah Indonesia, ada yang bergerak ke arah timur mendekati kawasan Nino 3.4, namun ada juga yang bergerak ke pantai timur Afrika, sehingga awan-awan yang tadinya berpotensi besar menghasilkan hujan, gagal diturunkan di kawasan Indonesia, mengakibatkan terjadi kekeringan.E. UpwellingUpwelling 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).1. Proses Terjadinya UpwellingTerdapat tiga proses 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 7. 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).

Gambar 8. Mekanisme terjadinya upwelling oleh offshore wind (Thurman andTrujillo, 2004)Ketiga, 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 9. Mekanisme terjadinya upwelling oleh mid-ridge ocean (Thurman andTrujillo, 2004)Menurut Wyrtki (1961), upwelling dapat dibedakan menjadi tiga jenis, yaitu : a. Tipe stationer, yaitu bila upwelling terjadi sepanjang tahun meskipun dengan intensitas yang bervariasi, misalnya upwelling di pantai Peru. b. Tipe periodik, yaitu bila upwelling yang terjadi hanya selama satu musim saja, contohnya upwelling di Selat Makassar bagian selatan (Illahude, 1970).c. 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. 2. Tipe-Tipe Upwellinga. Coastal upwellingMerupakan upwelling yang paling umum diketahui, karena membantu aktivitas manusia dalam melakukan kegiatan penangkapan ikan. Upwelling ini terjadi karena, efek coriolis yang membelokan angin kemudian permukaan laut akan terbawa oleh angin menjauhi pesisir, sehingga air laut dalam yang mengadung nutrien sangat tinggi, akan menggantikan air permukaan yang terbawa olehangin. Daerah yang sering terjadi coastal upwelling adalah pesisir Peru, Chili, Laut Arabia, Barat Daya Afrika, Timur New Zealand, Selatan Brazil, dan pesisir Californiab. Equatorial UpwellingSerupa dengan coastal upwelling, namun lokasi terjadi berada di daerah equator.c. Southern Ocean UpwellingUpwelling yang disebabkan oleh angin yang berhembus dari barat bertiup ke arah timur di daerah sekitar Antartika membawa air dalam jumlah yang sangat besar ke arah utara. Upwelling ini serupa dengan coastal upwelling, namun berbeda dalam lokasi, karena pada daerah selatan tidak ada benua atau daratan besar antara Amerika Selatan dan Antartika, sehingga upwelling ini membawa air dari daerah laut dalam.d. Tropical Cyclone UpwellingUpwelling yang disebakan oleh tropical cyclone yang melewati area. Biasanya hanya terjadi pada cyclone yang memiliki kecepatan 5 mph (8 km/h).e. Artificial UpwellingTipe upwelling, yang disebabkan oleh energi gelombang atau konversi dari energi suhu laut yang dipompakan ke permukaan. Upwelling jenis ini yang menyebabkan blooming algaeSecara ekologis, efek dariupwellingberbeda-beda, namun ada dua akibat yang utama :i. Pertama,upwellingmembawa air yang dingin dan kaya nutrien dari lapisan dalam yang mendukung pertumbuhanalgae dankelimpahan fitoplankton. Kelimpahan fitoplankton tersebut membentuk sumber energi bagi hewan-hewan laut yang lebih besar termasukikan laut, mamalia laut, serta burung laut. ii. Kedua dariupwellingadalah pada pergerakan hewan. Kebanyakan ikan laut dan invertebrata memproduksi larva mikroskopis yang melayang-layang di kolom air. Larva-larva tersebut melayang bersama air untuk beberapa minggu atau bulan tergantung spesiesnya. Spesies dewasa yang hidup di dekat pantai,upwellingdapat memindahkan larvanya jauh dari habitat asli, sehingga mengurangi harapan hidupnya.Upwelling memang dapat memberikan nutrien pada perairan pantai untuk produktifitas yang tinggi, namun juga dapat merampas larva ekosistem pantai yang diperlukan untuk mengisi kembali populasi pantai tersebut.

Dua akibat utama yang patut diperhatikan pada fenomena upwelling:1. Upwelling membawa air yang dingin dan kaya nutrien dari lapisan dalam, yang mendukung pertumbuhan algae dan blooming fitoplankton.2. Pada pergerakan hewan, upwelling dapat memindahkan larvanya jauh dari habitat asli, sehingga mengurangi harapan hidupnya.F. Upwelling di Perairan IndonesiaFenomena upwelling yang terjadi di Indonesia antara lain disebabkan oleh keadaan kontur dasar perairan laut Indonesia yang sangat beragam. Hal ini dipengaruhi karena adanya banyak pulau, penyempitan atau pelebaran selat dan juga banyak terdapat sill (dataran lembah yang mencuat) di mulut cekungan laut. Persebaran upwelling di Indonesia bagian timur seperti laut Banda, laut Arafuru dan laut Maluku. Hal ini terjadi karena pada musim timur, massa air di lapisan atas perairan tersebut terdorong oleh angin timur sampai ke laut Jawa, laut Natuna dan laut Cina Selatan. Kekosongan air di lapisan inilah yang diisi oleh massa air dari bawah yang kaya nutrient. Pada saat terjadi upwelling, salinitas permukaan mencapai 34 dan temperatur berkisar antara 26,4oC-27,8oC, kadar plankton dan unsur-unsur fosfat, nitrat dan silikat naik dengan melimpah, sehingga tingkat produktivitas tinggi. Sebaliknya pada downwelling terjadi penenggelaman air permukaan sehingga menyebabkan produktivitas menurun.G. Fitoplanton dan Klorofil-aFitoplakton adalah tumbuhan berukuran sangat kecil dan hidupnya terapung atau melayang-layang dalam kolom perairan, sehingga pergerakannya dipengaruhi oleh pergerakan air (Odum,1971). Fitoplankton sebagai tumbuhan sel tunggal berukuran mikroskopik yang sangat berperan dalam menunjang kehidupan di dalam perairan dan berfungsi sebagai sumber makanan organisme perairan dapat digunakan sebagai salah satu kajian untuk menduga sebaran konsentrasi klorofil-a pada perairan. Menurut Nontji (1984), berbagai faktor lingkungan yang mempengaruhi besarnya biomassa, produktifitas ataupun suksesi fitoplankton adalah suhu, salinitas, cahaya, dan hara.Klorofil-a adalah zat hijau daun yang terkandung dalam fitoplankton yang berperan sebagai pigmen terpenting karena berfungsi untuk melakukan proses fotosintesis. Sebaran klorofil-a di laut bervariasi secara geografis maupun kedalaman perairan. Variasi ini disebabkan oleh perbedaan intensitas cahaya matahari dan konsentrasi nutrien di perairan. Sebaran konsentrasi klorofil-a lebih tinggi pada perairan pantai dan pesisir, serta rendah diperairan lepas pantai, namun pada daerah-daerah tertentu di perairan lepas pantai dijumpai konsentrasi klorofil-a dalam jumlah yang cukup tinggi. Keadaan ini disebabkan oleh tingginya konsentrasi nutrien yang dihasilkan melalui proses terangkatnya nutrien dari lapisan dalam ke lapisan permukaan (Valiela,1984 dalam Masrikat et al., 2009).Kandungan klorofil-a juga digunakan sebagai ukuran jumlah fitoplankton pada suatu perairan dan dapat digunakan sebagai petunjuk produktifitas perairan. Melimpahnya nutrien dari runoff dan pendaurulangan di daerah pantai menyebabkan produktifitasnya tinggi. Tingginya produktifitas (100-160 gC m2/thn) merupakan penyangga populasi zooplankton dan organisme bentos (Nybakken, 1988).Dari distribusi vertikal klorofil di laut dapat terlihat secara keseluruhan konsentrasi klorofil maksimal ditemukan di daerah permukaan atau dekat daerah permukaan dan diwaktu yang lain dapat ditemukan di daerah kedalaman eufotik atau di bawahnya. Zona eufotik tebalnya bervariasi dari beberapa puluh sentimeter pada perairan yang keruh hingga lebih dari 150 meter pada perairan yang jernih (Parsons et al., 1984).

Menurut Robinson (1985) perairan berdasarkan sifat optisnya dibagi menjadi dua tipe yaitu tipe perairan 1 dan tipe perairan 2. Perairan tipe 1 merupakan perairan dimana komponen optik didominasi oleh fitoplankton dan produk-produk degradasinya. Perairan tipe 2 didominasi oleh sedimen tersuspensi (suspended sediment) non organik atau yellow substant.H. Faktor Penentu Penyebaran KlorofilKonsentrasi klorofil-a suatu perairan sangat ditentukan oleh intensitas cahaya dan keberadaan nutrien. Perairan laut tropis pada umumnya memiliki kandungan klorofil-a rendah karena keterbatasan nutrien dan kuatnya stratifikasi kolom air. Tubawaloni (2007) menyatakan bahwa stratifikasi kolom air disebabkan oleh pemanasan permukaan perairan yang hampir sepanjang tahun. Selanjutnya bahwa berdasarkan pola persebaran klorofil-a secara musiman maupun spasial, dibeberapa bagian perairan dijumpai kosentrasinya yang cukup tinggi. Hal ini disebabkan karena terjadinya pengkayaan nutrien pada lapisan permukaan perairan melalui berbagai proses dinamika massa air diantaranya upwelling, percampuran vertikal massa air serta pola pergerakkan massa air, yang membawa massa air kaya nutrien dari perairan sekitarnya. Klorofil-a dipermukaan perairan dikelompokkan ke dalam tiga kategori yaitu rendah, sedang dan tinggi dengan kandungan klorofil-a secara berturut-turut 0,14 mg/m3 (Hatta, 2002). Ditambahkan Legender (1983) bahwa kandungan klorofil dengan kisaran 0,07 mg/m3 termasuk rendah, dimana klorofil tersebut sangat dipengaruhi oleh cahaya, oksigen dan karbohidrat. Perairan laut tropis merupakan perairan yang jernih dan cahaya matahari menyinari hampir sepanjang tahun serta memungkinkan tersedianya cahaya pada permukaan perairan. Menurut Matsuura et al. (1997) dalam Tubawalony (2007) bahwa sebaran konsentrasi klorofil bagian atas lapisan tercampur sangat sedikit dan konsentrasinya mulai meningkat menuju bagian bawah dari lapisan tercampur dan menurun secara drastis pada lapisan termoklin, hingga tidak ada lagi klorofil-a pada lapisan di bawah termoklin. Peristiwa upwelling di perairan lepas dan khatulistiwa juga sangat berperan dalam mendukung ketersediaan nutrien pada lapisan permukaan. Ini dihasilkan melalui proses pengangkatan massa air di kedalaman, sehingga konsentrasi klorofil-a dan laju produktivitas primer meningkat. Penelitian Matsuura, et al. (1997) dalam Tubawalony (2007) di Timur Laut Samudera Hindia mendapatkan konsentrasi klorofil-a maksimum pada kedalaman 75-100 meter. Sedangkan di Samudera Pasifik, sebaran klorofil umumnya memiliki karakteristik homogen (hampir sama) dimana konsentrasi maksimum dijumpai pada kedalaman 40-60 meter dengan nilai rata-rata 0,30 dan 0,35 mg/m3.I. Karakteristik Aqua MODIS (Aqua Moderate Resolution Imaging Spectroradiometer) Moderate Resolution Imaging Spectroradiometer (MODIS) merupakan sensor utama pada satelit Terra (EOS AM) dan Aqua (EOS PM) yang merupakan bagian dari program antariksa Amerika Serikat, National Aeronautics and Space Administration (NASA). Sensor MODIS pertama kali diluncurkan bersama satelit Terra pada tanggal 18 Desember 1999 dengan spesifikasi lebih fokus untuk daerah daratan. Pada tanggal 4 Mei 2002 diluncurkan satelit Aqua yang membawa sensor MODIS dengan spesifikasi daerah laut. Satelit Aqua MODIS dapat dilihat pada Gambar 10.

Gambar 10. Satelit Aqua MODIS(Sumber : http://www.oceancolor.gsfc.nasa.gov)Satelit Aqua MODIS merupakan satelit ilmu pengetahuan tentang bumi kepunyaan NASA yang memiliki misi untuk mengumpulkan informasi tentang siklus air di bumi, termasuk penguapan dari samudera, uap air di atmosfer, awan, presipitasi, kelembaban tanah, es yang ada di darat, serta salju yang menutupi daratan. Variabel yang diukur oleh satelit Aqua antara lain aeserol, tumbuhan yang menutupi daratan, fitoplankton dan bahan organik terlarut di lautan, serta suhu udara, daratan dan air. Satelit Aqua MODIS mempunyai orbit near-polar sun-synchronus, yaitu: orbit yang melewati daerah kutup dan satelit yang mengelilingi bumi dari Kutup Utara ke Kutup Selatan atau sebaliknya. Spesifikasi dari satelit Aqua MODIS dapat dilihat pada Tabel 3:

Tabel 3. Spesifikasi Satelit Aqua MODIS Orbit705 km, 1:30 p.m, node ascending (Aqua), sunsynchronous, near-polar, sirkular

Rataan scan20,3 rpm

Luas sapuan2330 km (jalur yang bersinggungan) dengan lintang 10 derajat lintasan pada nadir

Dimensi teleskop17,78 cm

Ukuran satelit1,0 x 1,6 x 1,0 m

Berat228,7 kg

Daya162,5 Watt (rata-rata satu orbit)

Data10,6 Mbps (perhari); 6,1 Mbps (perorbit)

Resolusi radiometrik12 bit = 4096

Resolusi spasial250 m (band 1-2), 500 m (band 3-7), 1000 m (band 8-36)

Umur6 tahun

Sensor MODIS memiliki 36 kanal . Kanal-kanal tersebut bekerja pada kisaran panjang gelombang sinar tampak dan inframerah dengan selang panjang gelombang pada masing-masing kanal yang relatif sempit. Kisaran panjang gelombang kanal-kanal sensor MODIS dapat dilihat pada Tabel 4:

Tabel 4. Kegunaan Utama dan Panjang Gelombang Kanal-Kanal Sensor MODISKegunaan UtamaKanalPanjang Gelombang (nm)

batasan daratan/awan/aerosol1620-670

2841-876

kajian tentang sifat daratan/awan/aerosol3459-479

4545-565

51230-1250

61628-1652

72105-2155

menganalisa warna laut/ fitoplankton/biogeokimia8405-420

9438-448

10483-493

11526-536

12546-556

13662-672

14673-683

15743-753

16862-877

menganalisa kandungan uap air dari atmosfer17890-920

18931-941

19915-965

menganalisa tentang suhu permukaan daratan/awan203660-3840

213929-3989

223929-3989

234020-2080

menganalisa tentang suhu atmosfer244433-4498

254482-4549

menganalisa kandungan uap air awan cirrus261360-1390

276535-6895

287175-7475

menganalisa sifat awan298400-8700

menganalisa sifat ozon309580-9880

menganalisa suhu awan dan daratan3110780-11280

3211770-12270

menganalisa ketinggian puncak awan3313185-13485

3413485-13785

3513785-14085

3614085-14385

III. BAHAN DAN METODE PENELITIANA. Waktu dan Lokasi PenelitianPenelitian ini akan dilaksanakan sejak bulan September sampai dengan November 2014, pengolahan data akan dilakukan di laboratorium Oseanografi Fisika, Jurusan Ilmu Kelautan, Fakultas Ilmu Kelautan dan Perikanan, Universitas Hasanuddin, Makassar. Wilayah perairan yang akan menjadi kajian penelitian adalah perairan Indonesia dengan titik koordinat 92o BT-152o BT dan 12o LU-12o LS.B. Bahan dan Alat1. BahanBahan yang akan digunakan dalam penelitian ini yaitu:a. Data utama berupa data MODIS (Moderate-Resolution Imaging Spektro radiometer) dengan file extensi NetCDF dari satelit Aqua, berupa distribusi spasial suhu permukaan laut (SPL) dan klorofil-a bulananb. Data-data pendukung berupa data angin bulanan dari NCEP (National Centre for Environmenttal Prediction)/NCAR (National Center.) dan data-data South Oscillation Index (SOI) dan indeks Indian Oscillation Dipole Mode (IOD). 2. AlatAlat yang dibutuhkan dalam penelitian ini yaitu laptop dengan software Microsoft Office, Panoply, Matlab 2010a

C. Metode yang digunakanMetode yang digunakan dalam kegiatan penelitian ini terdiri dari beberapa langkah, sebagai berikut:1. Studi literatur Studi literatur dimaksudkan untuk mengumpulkan, mengetahui, dan mempelajari literatur yang terkait dengan judul penelitian yang berasal dari berbagai sumber, seperti jurnal ilmiah, buku, dan internet.2. Ketersediaan Dataa. Data angin di atas perairan Indonesia dari NCEP/NCAR re-analisis bulanan (Januari 2002 Januari 2014 ): http://www.esrl.noaa.gov/psd/data/gridded/data.nmc.html.b. Klorofil permukaan diperoleh dari SeaWiFS re-analisis bulanan data klorofil. Ocean Color Time Series online visualization and analysis system data based on the GES-DISC interactive online visualization analysis infrastructure (Giovanni) http://reason.gsfc.nasa.gov/. dari bulan Januari 2002 Januari 2014.c. Untuk mengestimasi variabilitas musiman suhu permukaan laut dan klorofil digunakan data dari Ocean Watch http://las.pfeg.noaa.gov/ yang disajikan oleh Coast watch and SWFSC/Environmental Research Division, NOAA.3. Fasilitas DataFasilitas data yang digunakan adalah dengan mengakses metadata secara gratis (open access).

4. Ekstrak MetadataData yang telah diperoleh dari link yang disebutkan pada link di atas kemudian diesktrak menggunakan perangkat softwer panoply dan MATLAB 2010a.5. Pembacaan metadata file netcdf dengan Matlab Selanjutnya data ekstensi netcdf yang sudah di peroleh dapat dibaca dengan membuat listing program yang ada di program Matlab sesuai syarat batas lokasi penelitian.6. Menjalankan program dengan Matlab a. Data-data yang sudah diperoleh dengan ekstensi netcdf kemudian dirunning dengan menggunakan program Matlab, namun sebelumnya terlebih dahulu dibuat listing program singkatnya.b. Menghitung rata-rata tahunan SPL dan klorofil-a.c. Menghitung rata-rata bulanan SPL dan klorofil-a secara klimatologi berdasarkan ketersediaan data.d. Menghitung anomali SPL dan klorofil-a (termasuk angin dan tinggi permukaan laut).

Metode penelitian ini disederhanakan dalam sebuah bagan alur penelitian, berikut adalah bagan alur penelitian: