Modul Pembahasan Meteorologi laut

Modul Pembahasan Meteorologi laut

1. Pengenalan Meteorologi laut
2. Radiation and Energy budget (Komposisi radiasi dan energi bumi) 1 pertemuan
- komposisi dan lapisan atmosfir bumi,
- radiasi surya
- tekanan udara dan angin
3. Atmosphere and Ocean (Hubungan antara laut dan atmosfir) 2 pertemuan
- dari radiasi ke arus laut
- Hadley and Walker cell
- pergerakan ekman
- coupling atmosfir dan laut
- salinitas, curah hujan dan profil temperatur laut
- stabilitas isotherm laut dan atmosfir
- Proses konveksi di laut dan atmosfir
4. Indonesian climate (Iklim Indonesia) 1 pertemuan
- pembagian iklim Indonesia
- diurnal, musim, MJO, interannual
- monsoon, ITCZ dan ENSO
5. Air sea interaction, local and regional phenomena (proses interaksi laut udara) 2 pertemuan
- easterly waves
- tropical cyclones
- SST rainfall relationship
- ENSO and laut Indonesia
- ENSO predictability
6. Coastal Meteorology (meteorologi pesisir atau pulau pulau kecil) 2 pertemuan
- pentingnya pulau pulau kecil
- angin darat dan laut (sea breeze)
- gelombang pasang
- pengelolaan sumber daya air pesisir dan hubungan dengan cuaca
7. Extreme Weather (bentuk bentuk cuaca ekstrim) 1 pertemuan
- Siklon dan tsunami
- Bentuk bentuk cuaca ekstrim di Indonesia
- Weather for fisheries, insurance, shipping and tourism.
- satellite observation
8. Global climate change (perubahan iklim global) 2 pertemuan
- bagaimana proses pemanasan global terjadi
- catatan historis proses pemanasan global dari data lautan
- effek pemanasan global terhadap ekosistim laut
- biogeochemistry dan pengurangan dampak pemanasan global oleh laut
- prospek iklim Indonesia kedepan
Textbook list
1. Coastal Meteorology by S. A. Hsu, Academic Press, 1988
2. Ocean Circulation by Open Univ. and Pergamon Press, 1989
3. Klimatologi Umum by Bayong Tjasjono, Penerbit ITB Bandung 1999
4. Atmosphere ? Ocean Dynamics by Adrian E. Gill, Academic Press, 1982
5. Climate System Modeling by Kevin E. Trenberth, Cambridge Univ Press, 1992
6. Water at the surface of the earth by David H Miller, Academic Press, 1977
7. IPCC Report ?Climate Change 2001: The Scientific Basis?, IPCC panel, 2001
References list
Aldrian, E., R. D. Susanto, 2003, Identification of three dominant rainfall regions within Indonesia and their relationship to sea
surface temperature, Intl. J. Climatol., 23, 1435-1452
Aldrian, E., L. D. Gates, F. H. Widodo, 2003, Variability of Indonesian Rainfall and the Influence of ENSO and Resolution in
ECHAM4 simulations and in the Reanalyses, MPI Report 346, 30pp [Available from Max Planck-Institut für Meteorologie,
Bundesstr. 55, D-20146, Hamburg, Germany.]
Ffield, A., K. Vranes, A. L. Gordon, R. D. Susanto, 1999, Temperature variability within Makassar Strait, Geophys. Res. Lett., 27,
237-240
Gordon, A.L., R. D. Susanto, 2001, Banda sea surface layer divergence., Ocean Dyn., 52, 2-10
Gordon, A.L., R. D. Susanto, A. Ffield, 1999, Throughflow within Makassar Strait, Geophys. Res. Lett., 26, 3325-3328
Gordon, A.L., R. D. Susanto, K. Vranes, 2003, Cool Indonesian throughflow as a consequence of restricted surface layer flow.,
Nature, 425, 824-828
Hadi, T. W., T. Horinouchi, T. Tsuda, H. Hashiguchi, S: Fukao, 2002, Sea-breeze circulation over Jakarta, Indonesia: A climatology
based on boundary layer radar observations, Month. Wea. Rev., 130, 2153-2166
Hamada, J. I., M. D. Yamanaka, J. Matsumoto, S. Fukao, P. A. Winarso, T. Sribimawati, 2002, Spatial and temporal variations of
the rainy season over Indonesia and their link to ENSO., J of Meteorol. Soc. Japan, 80, 285-310
Haylock, M., McBride, J.L. 2001. Spatial coherence and predictability of Indonesian wet season rainfall. J. Clim., 14: 3882-3887
Hendon, H. H., 2003, Indonesian rainfall variability: Impacts of ENSO and local air sea interaction, J. Clim., 16, 1775-1790
Renggono, F., H. Hashiguchi, S. Fukao, S Y Ogino, N. Okamoto, F. Murata, B. P. Sitorus, M. Kudsy, M. Kartasasmita, G. Ibrahim,
2001, Precipitating clouds observed by 1.3-GHz boundary layer radars in equatorial Indonesia, Ann. Geophys., 19, 889-897
Susanto, R.D., A. L. Gordon, Q. Zheng, 2001, Upwelling along the coasts of Java and Sumatra and its relationto ENSO, Geophys.
Res. Lett., 28 1599-1602
Susanto, R. D:, A. L. Gordon, J. Sprintall, B. Herunadi, 2000, Intraseasonal variability and tides in Makassar Strait., Geophys. Res.
Lett., 27, 1499-1502
Widiyatmi, I., H. Hashiguchi, S. Fukao, M. D. Yamanaka, S. Y. Ogino, K. S. Gage, S. W. B. Harijono, S. Diharto, H. Djojodihardjo,
2001, Examination of 3-6 day disturbances over equatorial Indonesia based on boundary layer radar observations during 1996-1999
at Bukittinggi, Serpong and Biak., J. Of Meteorol. Soc. Japan, 79, 317-331
CRU ? WWF, Climate Change scenario for Indonesia.

BAB I
Pengenalan
Kuliah Meteorologi Laut
Tujuan dari mata kuliah ini adalah memberikan
- pemahaman atas proses meteorologi dan iklim yang mempengaruhi dinamika di laut
- pemahaman atas proses di laut yang mempengaruhi dinamika atmosfir
Kedua tujuan diatas merupakan masalah interaksi laut atmosfir. Permasalahan interaksi laut atmosfir mencakup permasalahan micro
fisis dekat muka laut dimana terjadi perpindahan aerosol dari air laut ke atmosfir dan perubahan fluxes atmosfir dan energi menjadi
dinamika laut. Dalam skala makro peristiwa interaksi laut atmosfir juga terlihat dari terjadinya interaksi iklim Indonesia dengan
peristiwa ENSO, arus lintas Indonesia. Salah satu contoh paling nyata dan penting bagi Indonesia adalah bagaimana peristiwa cuaca
terpengaruh oleh panas tidaknya suhu muka laut disekitar pulau pulau besar nusantara. Dalam skala kepentingan ekonomi praktis
proses interaksi laut atmosfir yang paling diminati adalah yang menyangkut dinamika perikanan terpengaruh iklim dan bagaimana
kita memanfaatkan pengaruh tersebut. Dinamika laut atmosfir juga membahas interaksi di daerah pesisir yang berhubungan dengan
dinamika sekitar pantai dan juga interaksi di laut dalam. Dinamika laut atmosfir laut dalam berhubungan dengan fenomena skala
besar dimulai dengan pembentukan awan potensial siklon hingga gejala ENSO dan arus lintas samudra (conveyor belt).
Untuk dapat memahami hal hal tersebut diperlukan pengertian dasar dari ilmu meteorologi dan dinamikanya serta bagaimana
aplikasi dinamika tersebut pada media air. Pada dasarnya semua pemahaman dalam ilmu meteorologi atmosfir dapat diaplikasikan
dalam dinamika air laut. Perbedaan utama tampak dari jenis fasa air yang merupakan medium bekerjanya proses fisis tersebut.
Dinamika di laut berhubungan dengan media air pada fase cair, sedangkan dinamika di atmosfir berhubungan dengan air pada fase
gas. Peristiwa angin barotropik dan baroklinik memiliki persamaan dengan arus laut barotropik dan baroklinik. Rumus dasar
timbulnya angin dari perbedaan tekanan juga memiliki persamaan di laut dalam dengan perbedaan tinggi muka laut dan densitas laut berdasarkan tingkat salinitasnya. Dibalik persamaan tersebut antara laut dan atmosfir memiliki perbedaan mendasar seperti kapasitas
memori laut yang besar sehingga perubahan di laut memiliki skala bulanan (di permukaan) hingga ribuan tahun (di dasar laut
dalam). Sedangkan atmosfir memiliki kapasitas memori yang relatif kecil dalam skala perubahan jam ? jaman sehingga perubahan di
atmosfir sangat dinamis dalam skala hariannya. Contoh nyata adalah siklus pertumbuhan dan matinya awan yang terjadi hanya
dalam skala jam.
Yang menjadi pertanyaan dasar sekarang adalah kepentingan ilmu meteorologi laut. Indonesia adalah negara kepulauan tropis
terbesar dimuka bumi dengan garis pantai terpanjang. Rasio wilayah laut terhadap darat di muka bumi rata rata adalah 71.1%
dibanding 28.9% sedangkan untuk wilayah Indonesia adalah sekitar 62% dibanding 38%. Dengan perbandingan sebesar itu diyakini
bahwa iklim Indonesia sangat dipengaruhi laut. Pada kenyataannya iklim di wilayah Jawa dan pulau pulau besar lainnya masih
mewakili iklim maritim. Salah satu aplikasi sifat iklim akibat komposisi permukaan tersebut adalah kuatnya prediksi iklim kita pada
waktu bulanan atau musiman dibandingkan dengan prediksi pada skala harian. Jika kita mengingat faktor besarnya daya memori laut
seperti disebutkan diatas maka hal ini akan mudah dimengerti. Dari alenia ini dapat disimpulkan bahwa dibutuhkan pengertian dasar
dari sistim iklim Indonesia agar dapat memahami bagaimana proses interaksi laut atmosfir terjadi di Indonesia.
Dari pemahaman iklim Indonesia dapat kita lihat proses interaksi laut atmosfir yang spesifik terjadi di Indonesia. Proses interaksi
laut atmosfir dalam ilmu kebumian merupakan hal terpenting yang sangat mempengaruhi pola kehidupan manusia terutama di
daerah pesisir. Ilmu meteorologi di Indonesia merupakan ilmu dasar yang kurang diminati, sehingga perkembangannya
dibandingkan ilmu kebumian lainnya seperti geofisika, geologi dan kelautan sangat jauh tertinggal. Pemahaman atas proses fisis
kebumian atmosfir Indonesia masih terbilang jauh tertinggal dibandingkan bidang ilmu kebumian lainnya. Kurangnya minat
mempelajari meteorologi karena sering dihubungkan dengan salah satu pekerjaan meteorologi, untuk meramal cuaca atau iklim.
Padahal pengkajian ilmu meteorologi cukup luas meliputi berbagai aspek. Di negara maju yang berlintang tinggi dengan empat
musim, masalah kebumian lain selalu dihubungkan dengan perubahan fisis meteorologi yang terjadi. Karena pada dasarnya hampir
semua aspek kehidupan manusia dipengaruhi oleh keempat musim tersebut dan variasinya. Variasi iklim utama di Indonesia adalah
faktor musiman yang dikenal dengan istilah monsoon. Faktor musiman ini tanpa disadari sangat mempengaruhi pola kehidupan
masyarakat Indonesia. Perhatikan bagaimana pola bercocok tanam petani dan pola melautnya nelayan Indonesia. Perhatikan juga
bagaimana wabah penyakit yang bersifat musiman dan banyak pekerjaan yang sifatnya berfluktuatif tergantung musim yang sedang
terjadi. Salah satu indikator terpenting dari sifat cuaca dan iklim Indonesia adalah hujan. Di negara lintang tinggi selain hujan,
temperatur juga faktor utama lainnya. Sehingga untuk mengetahui proses interaksi dari dan terhadap cuaca dapat dilakukan dengan
menghubungkannya dengan indikator cuaca tersebut. Salah satu hubungan tersebut dapat dicapai dengan menghubungkan variasi
suhu muka laut dan curah hujan lokal, regional ataupun dengan skala global.
Pentingnya interaksi laut atmosfir di Indonesia dapat dilihat paling tidak diwilayah yang paling berperan ekonomis yaitu disekitar
garis pantai. Diperlukan pemahaman meteorologi pesisir pantai dan peran pulau pulau dalam dinamika proses meteorologi lokal.
Kepulauan Indonesia terdiri dari lebih 17 000 pulau yang tersebar seantero nusantara. Sebagian besar pulau pulau tersebut adalah
pulau pulau kecil yang tidak dihuni dan tempat bermukimnya warga yang berjumlah kecil. Diperlukan pemahaman fungsi
meteorologis dari pulau pulau kecil tersebut terhadap iklim regional Indonesia karena keberadaan pulau pulau tersebut mengatur
arus lintas air laut dan atmosfir disekitarnya. Sebagaimana diulas diatas bahwa daratan memiliki waktu memori yang kecil sehingga
radiasi matahari berpengaruh secara lokal dalam hitungan jam sehingga variasi dan fluktuasinya lebih besar dari laut sekitarnya,
maka pulau pulau kecil tersebut berperan sebagai heat source atau heat engine untuk proses konveksi awan lokal. Proses proses kecil
ini terjadi seantero nusantara dan berperan penting bagi sifat iklim regional.
Keberadaan variasi cuaca dan iklim membawa dampak yang terkadang cukup serius bagi kehidupan manusia karena terlalu
ekstrimnya fluktuasi tersebut. Meskipun demikian karakteristik cuaca regional juga ditentukan selain faktor orografis, juga letak
lintangnya. Beruntung Indonesia berada di daerah khatulistiwa dimana faktor coriolis muka bumi kecil sehingga meski dengan garis
pantai yang panjang, tidak akan dilalui oleh siklon tropis tetapi masih menerima dampaknya. Beberapa gejala cuaca ekstrim lainnya
yang dapat terjadi di wilayah Indonesia dan bagaimana dampaknya terhadap laut dan kehidupan lain seperti turisme dan perikanan
juga menjadi topik penting dalam pembahasan ini. Juga perlu dibahas bagaimana peran ilmu pengetahuan dalam mitigasi bencana
tersebut terutama dengan teknologi sensor jarak jauh (remote sensing).
Perubahan akibat variasi ekstrim bersifat sesaat, sedangkan ada lagi faktor perubahan laten lainnya yang terjadi pada iklim global
yang sedang dialami bumi ini. Akibat faktor natural dan antropogenis (hasil perbuatan manusia) cuaca dan iklim berubah secara
perlahan dari kestabilan normal tertentu menuju kestabilan baru yang lebih mendekati kondisi ekstrim pada masa lampau. Artinya
apabila dahulu kondisi yang sama berada pada bagian kondisi ekstrim, maka kejadian tersebut akan lebih sering terjadi sehingga
merubah rata rata statistik cuaca pada umumnya. Kondisi ini terjadi secara global meskipun tanda tandanya sangat sukar dideteksi


karena perubahan yang terjadi berlangsung dalam rentang waktu yang sangat lambat dan lama. Perubahan ini dikenal dengan istilah
perubahan iklim global atau global change. Tentu saja dampak dari perubahan iklim global ini akan terjadi pada interaksi laut
atmosfir di wilayah Indonesia tetapi bagaimana dampak sebenarnya perlu dikaji lebih lanjut lagi. Yang terpenting diketahui adalah
bagaimana mekanisma proses itu dapat terjadi dan proyeksi kedepan akibat perubahan tersebut. Proyeksi kedepan akan dapat
menentukan strategi sosio-ekonomis masa depan. Pemahaman fisis dan biologis atas perubahan global terhadap iklim regional laut
atmosfir Indonesia masih sangat rendah dan merupakan peluang kajian yang sangat menarik.
Kemajuan pesat ilmu pengetahuan dibidang teori, pengamatan dan komputasi membawa dampak semakin matangnya kemampuan
umat manusia memahami proses alam dengan membuat model alam tersebut. Model iklim saat ini telah dapat dimasukkan dalam
sebuah komputer pribadi dan dijalankan untuk menghitung secara komprehensif kondisi alam yang terjadi. Dengan model iklim, kita
dapat mengisi kekosongan titik titik pengamatan dengan cukup baik meskipun dengan tingkat asumsi teori yang lumayan besar.
Hasil dari model iklim seperti ini seringkali berhasil memberikan gambaran skala luas fenomena yang terjadi meski tidak pada skala
yang terlalu detail. Meskipun dengan berbagai pendekatan, tingkat keberhasilan manusia dalam komputasi iklim masih jauh dari
memuaskan, namun demikian peningkatan pemahaman kita terhadap proses dinamika alam sangat jauh meningkat dari hasil
menjalankan model iklim tersebut. Hal ini karena model iklim menyediakan hasil komprehensif yang diluar imaginasi manusia
sebelumnya dan tidak terbayangkan oleh teori liniar dan observasi pada titik titik tertentu dimuka bumi. Ambisi manusia dalam
pengembangan model iklim saat ini tidak terbatas pada hanya proses fisis tetapi juga proses biologi, kimia dan geologis. Model
iklim telah menjadi suatu tren dimana meteorologi menjadi pusatnya. Model iklim telah menjadikan ilmu meteorologi suatu ilmu
dan fenomena favorit dari yang tidak terbayangkan sebelumnya. Bagaimanakah aplikasi dan hasil model iklim terhadap kondisi
regional Indonesia dan apa permasalahan serta prospeknya?

BAB II

Komposisi radiasi dan energi bumi
Radiasi matahari
Tidak dapat dibayangkan kehidupan didunia tanpa matahari. Bagi mahluk hidup, selain air, maka matahari adalah sumber kehidupan
utama dimuka bumi. Matahari adalah sumber energi utama pergerakan di atmosfir dan di lautan. Untuk pergerakan di lautan, sebagai
tambahan perputaran bumi juga membantu timbulnya aliran arus air laut. Matahari mengatur pergerakan di laut dengan membuat
dinamika di atmosfir dalam membentuk angin. Energi juga ditransfer dari angin ke lapisan teratas dari laut melalui gaya gesek antara
lautan dan atmosfir di permukaan laut. Matahari juga mengatur pergerakan di laut dengan membuat variasi suhu dan salinitas di
lautan yang pada akhirnya membedakan densitas masa jenis air laut. Perubahan pada suhu air laut disebabkan oleh aliran energi
panas di batas laut atmosfir sedangkan perubahan tingkat salinitas diakibatkan oleh perpindahan air tawar melalui proses hujan atau
penguapan. Sedangkan di daerah kutub ditambah lagi dengan proses mengkristalnya air laut menjadi es. Keseluruhan proses tersebut
berhubungan secara langsung maupun tidak langsung dengan aktivitas radiasi matahari. Jika permukaan air laut menjadi lebih padat
berat jenisnya daripada lapisan air dibawahnya, kondisi menjadi tidak stabil dan air dengan berat jenis besar akan tenggelam.
Pergerakan vertikal, sirkulasi akibat beda berat jenis akibat proses pendinginan atau perubahan tingkat salinitas dikenal dengan
sirkulasi thermohaline atau proses gabungan berat jenis dan perubahan energi panas. Pergerakan air laut akibat perputaran bumi akan
dibahas pada bab kemudian.
Secara umum jenis energi yang diterima lautan terdiri dari sumber primer yaitu radiasi dari matahari, radiasi gelombang panjang,
pertukaran fase air ke gas dan sebaliknya (perpindahan energi sensibel), penguapan dan proses adveksi. Selain sumber primer, laut
juga menerima transfer energi dari sumber sekunder yaitu dari proses biochemistry di lautan, aktivitas hidrothermal, proses dari
friksi arus laut dan dari proses radioaktivitas.
Radiasi matahari terdiri dari gelombang pendek yang tersebar pada spektrum energi elektromagnetis. Diantara besaran spektrumnya
adalah termasuk sinar gamma, sinar X-ray, sinar ultraviolet, sinar tampak, sinar infra merah, sinar microwave untuk radar dan radio
sonde, sinar gelombang radio pendek, sinar gelombang radio AM dan sinar gelombang radio panjang. Semua gelombang
elektromagnetis tersebut berjalan pada kecepatan yang sama yaitu kecepatan cahaya. Saat ini hampir seluruh aspek kehidupan
manusia tidak terlepas dari pemanfaatan panjang gelombang energi yang disebut diatas. Tidak semua energi matahari mencakup
keseluruhan spektrum energi diatas, tetapi terbatas pada panjang gelombang sinar, bukan gelombang radio. Besarnya radiasi
matahari yang terpancarkan berhubungan dengan nilai panjang gelombang pangkat 4. hasilnya adalah kurva penyebaran energi dari
radiasi pada suhu sekitar 6000 K yaitu suhu dipermukaan matahari. Radiasi yang diterima bumi pada sumbu normal adalah sebesar
2.00 cal cm-2 min-1. sedangkan berdasarkan distribusinya radiasi di khatulistiwa diterima sekitar 1100 cal cm-2 day-1 dan di daerah kutub sebesar 800 - 900 cal cm-2 day-1. variasi dari energi yang diterima bumi sangat rendah hanya sekitar 3.34 % dan variasi
tersebut dapat diprediksi dengan baik dan menggambarkan perubahan iklim dalam satuan waktu geologis. Sedangkan bentuk
gelombang radiasi matahari yang diterima bumi telah mengalami banyak degradasi akibat penyerapan radiasi matahari pada panjang
gelombang tertentu. Energi matahari akan terserap pada panjang gelombang dimana radiasi tersebut bertemu partikel yang
dimaksud. Sebagai contoh uap air di atmosfir akan menyerap energi matahari pada panjang gelombang sekitar 3?m. sehingga bentuk
kurva energi pada panjang gelombang itu akan mengalami degradasi. Pemanfaatan dari sifat degradasi ini adalah untuk teknologi
penginderaan jauh. Sebagai contoh, untuk satelit yang memantau awan dan nilai kandungan uap airnya bekerja dengan sensor yang
sensitif pada panjang gelombang 3?m tersebut. Metoda yang sama dipakai untuk melihat berbagai kandungan polutan di atmosfir
termasuk gas ozon dari sifat degradasi diatas.
Gambar 2.1. Spektral energi radiasi matahari yang dipancarkan (black body radiation) dan yang diterima di muka bumi
Distribusi penyebaran energi radiasi matahari di muka bumi beragam menurut posisi lintang. Nilai rata-rata radiasi yang ditangkap
muka bumi menurun dari khatulistiwa ke kutub karena daerah lintang rendah menerima energi dalam jumlah besar sepanjang tahun,
hal ini dikarenakan sinar matahari menuju daerah ini dengan tegak lurus, sehingga nilai yang terpendar atau terefleksi kecil.
Sementara sepanjang garis lintang menuju kutub, nilai sudut inklinasi sinar matahari akan semakin besar dan nilai radiasi yang
terpendar atau terefleksi akan semakin besar, akibatnya nilai radiasi matahari yang sampai ke permukaan akan semakin kecil. Selain
itu distribusi menurut energi yang diterima juga beragam, 16% darinya diserap oleh atmosfir seperti digambarkan diatas, 24 %
dipantulkan oleh awan, 7 % diradiasikan kembali ke luar angkasa dari atmosfir, sedangkan 4% dipantulkan oleh permukaan bumi
terutama laut dan es di kutub. Secara total sekitar 35 % kembali ke luar angkasa. Tidak semua radiasi matahari dapat menembus
badan air di laut. sekitar 73 % mencapai kedalaman 1 cm, 44.5 % kedalaman 1 m, 22.2 % kedalaman 10 m, 0.53 m kedalaman 100
m dan 0.0062% kedalaman 200 m. Energi minimum yang dibutuhkan untuk mensuplai dan menjaga perkembangan pitoplankton
untuk proses fotosintesis adalah sekitar 0.003 cal cm-2 min-1. dengan kalkulasi sesuai kedalaman diatas, hal ini dapat tercapai
hingga kedalaman 220 m.
Bumi tidak hanya menerima energi gelombang pendek matahari tetapi juga menghasilkan balik energi yang diterimanya dalam
bentuk radiasi gelombang panjang. Sebagian kecil dari gelombang radiasi panjang akan dipancarkan kembali ke luar angkasa.
Biasanya gelombang panjang ini dipancarkan di bagian paling atas atmosfir dan dikenal dengan istilah Outgoing Long wave
radiation. Karena dipancarkan di bagian paling atas atmosfir dari lapisan awan terluar, maka parameter ini sering dipakai untuk
melihat potensi cuaca setempat, sebab semakin tinggi tempat berpancarnya maka awan yang memancarkannya akan semakin tinggi
dan semakin berpotensi memberikan curah hujan maksimum. Berbeda dengan panjang gelombang pendek, maka radiasi keluar
panjang gelombang panjang tidak memiliki variasi sebagaimana halnya radiasi gelombang datang dengan panjang gelombang
pendek. Laut sendiri juga memancarkan energi dengan panjang gelombang panjang, karena suhu muka laut berkisar 283 K, maka
panjang gelombang yang dipancarkan, berdasarkan hukum Wien adalah 10 mikrometer atau panjang gelombang infra merah.
Walhasil dari perbandingan energi masuk (gelombang pendek) dan energi keluar (gelombang panjang) terjadi surplus energi masuk
di dekat khatulistiwa dan surplus energi keluar di dekat kutub. Meskipun adanya nilai masuk positif di dekat khatulistiwa dan negatif
di kutub, tidak pernah ada petunjuk bahwa daerah dekat khatulistiwa terus menerus memanas dan daerah kutub terus menerus
mendingin, sehingga pastilah ada transfer energi radiasi antara daerah lintang rendah dan tinggi. Kejadian itu dilakukan oleh angin di
atmosfir dan sirkulasi air di lautan. Ada berbagai perdebatan tentang siapa dari keduanya yang lebih penting terhadap pergerakan ke
arah kutub dari energi panas diatas, tetapi dipercaya kalau lautan lebih berkontribusi di daerah tropis dan atmosfir lebih di daerah
lintang tinggi. Nilai maksimum dari kehilangan energi panas akibat evaporasi terjadi di daerah subtropis akibat proses adveksi di
atmosfir pada daerah kering, sedangkan kehilangan energi panas minimum di daerah tropis akibat dari kandungan uap air di udara
tropis yang cukup jenuh. Sedangkan penghilangan akibat energi panas sensibel kurang lebih sama antara daerah tropis dan subtropis.
Arus laut berfungsi membawa panas dari daerah tropis ke daerah kutub.
Gambar 2.2. Besarnya variasi energi yang dibawa dari daerah tropis menuju daerah
subtropis dan daerah kutub pada beberapa samudra di dunia.
Tekanan Udara dan Angin
Angin menghantarkan kandungan panas terutama dengan proses adveksi masa air hangat ke daerah dingin dan sebaliknya. Sebagian
lagi transfer energi panas melalui panas laten yang diambil ketika air laut menguap ke atmosfir dan berkondensasi pada lingkungan
yang lebih dingin. Angin dihasilkan dari perbedaan tekanan dan suhu di atmosfir akibat distribusi energi radiasi matahari, tutupan
awan serta dinamika sekitarnya.Pergerakan horisontal angin dinamai adveksi sedangkan yang vertikal lebih disebut konveksi. Proses
konveksi biasanya bersifat sangat lokal, sehingga untuk perhitungan bugdet energi biasanya diabaikan. Proses konveksi sendiri dapat
terjadi untuk skala kecil hingga besar dalam bentuk siklon atau badai tropis. Siklon atau badai tropis dipercaya sebagai media transpor jumlah energi panas dalam jumlah besar menjauh dari lautan khatulistiwa dalam bentuk energi panas laten yang terbawa ke
daerah lintang tinggi. Proses pergerakan arus laut juga sangat dipengaruhi oleh angin di atmosfir terutama pada kedalaman hingga
sekitar 200 m. Pada lapisan atas yang sangat terpengaruh oleh angin, terdapat lapisan turbulensi, dibawahnya terdapat lapisan
thermokline dan lebih ke bawah lagi yang disebut lapisan laut dalam. Lapisan thermokline adalah lapisan dimana terjadi penurunan
suhu air yang sangat drastis dan mencapai kedalaman hingga 200m. Sedangkan lapisan turbulensi tidaklah dalam, tergantung pada
besarnya gelombang laut di permukaan.
Dilaut juga terjadi proses pergerakan vertikal atau konveksi dan peristiwa upwelling dan downwelling. Kedua peristiwa terakhir
biasanya terjadi karena adanya dorongan angin di permukaan. Tergantung pada posisinya, kedua proses tersebut dapat terjadi pada
musim yang berbeda. Kedua peristiwa upwelling dan downwelling akan dibahas kemudian.
BAB III
Hubungan antara laut dan atmosfir
Coupling atmosfir dan laut
Interaksi laut dan atmosfir membertuk proses kopling yang terjadi di pergantian energi dan masa di permukaan laut. Terjadinya
perpindahan energi dan masa dalam proses neraca energi dalam hal energi radiasi termasuk energi panas dan momentum dalam hal
friksi permukaan. Pergantian energi dalam hal neraca masa terjadi dalam hal penguapan dan hujan, perpindahan mineral dan gas.
Gas gas yang ada di permukaan mengabsorbsi energi radiasi karena gas gas tersebut menyerap energi matahari pada panjang
gelombang khusus. Hasilnya adalah peningkatan dari suhu atmosfir dan mengakibatkan juga peningkatan suhu laut. Salah satu gas
penting yaitu CO2 juga banyak terdapat di atmosfir yang kemudian dapat diendapkan di dalam lautan. Kepentingan pengendapan
CO2 sangat membantu mengurangi pengaruh pemanasan global. Dalam hal kopling atau interaksi laut atmosfir, perlu ditekankan
hubungan antara lautan dan atmosfir dalam hal sebagai pensuplai uap air terbesar bagi atmosfir. Penguapan terjadi akibat tidak
jenuhnya atmosfir oleh uap dan akibat cukup hangatnya suhu muka laut. Sebaliknya atmosfir mensuplai energi dan masa dalam bentuk curah hujan dan endapan yang juga melibatkan transfer energi.
Ketika lautan mendingin, maka laut akan merespon dengan menghasilkan gerak konveksi vertikal yang akan mensuplai panas ke
permukaan. Hal ini terjadi karena persamaan kontinuitas masa membutuhkan air dingin mengendap ke kedalaman dari permukaan
tergantikan oleh masa air dibawahnya yang notabene lebih hangat. Air hangat tersebut akan menyembul ke permukaan. Proses
perubahan suhu di lautan terjadi jauh lebih lambat daripada di atmosfir. Sebagai akibat maka lautan terus panas meskipun equinok
atau titik nadir matahari telah menjauhi garis khatulistiwa.
Dari angin ke arus laut
Sewaktu angin bertiup di muka laut, energi di transofrmasikan dari angin ke permukaan laut. Beberapa dari energi tersebut menjadi
gelombang gravitasi permukaan yang mengikuti pergerakan arus permukaan akibat pergerakan angin. Hal yang terkahir ini yang
menyebabkan terjadinya arus laut. Proses transfer energi sebenarnya yang terjadi di permukaan laut sangat kompleks. Seberapa
besar energi yang terpakai untuk proses penghasilan turbulensi dan seberapa besar yang dikonversi menjadi arus. Akan tetapi aturan
umum adalah semakin kuat angin bertiup, semakin besar friksi permukaan yang mendorong arus di bawahnya. Pekerjaan angin yang
mendorong arus laut disebut dengan wind stress.
Peristiwa dorongan angin terhadap arus laut lebih banyak terjadi pada skala kecil melalui proses turbulensi. Peningkatan kecepatan
arus laut dan sebaliknya lebih banyak disebabkan oleh proses turbulensi permukaan. Turbulensi akan mendistribusikan dan
menghilangkan energi gerak (kinetic) dan merubahnya menjadi energi panas melalui viskositas molekular. Hal terakhir inilah yang
memberikan kontribusi terhadap suhu muka laut. Selebihnya arus laut diatur oleh kondisi salinitas densitas, suhu dan topography
dasar laut.

Pergerakan Ekman
Salah satu proses pergerakan arus laut oleh angin adalah pergerakan ekman yang seringkali mendorong adanya upwelling dan
downwelling di tepi pantai. Proses ekman spiral akibat dorongan angin permukaan atau transfer dari momentum gerak angin ke arus
laut dan diamati oleh Fridjof Nansen yang melihat bahwa bongkahan es di laut bergerak 20 ? 40 derajat ke kanan dari arah angin.
Dia memberikan hasil observasinya kepada Wilfrid Ekman. Akibat pengaruh gaya coriolis, arus permukaan bergerak 45 derajat dari
arah angin dan energy dinamik di salurkan ke lapisan laut yang lebih dalam. Energi diserap oleh gesekan pada kedalaman dimana
kecepatan menurun menurut kedalaman dan akhirnya kecepatan masa air adalah 0 pada kedalaman ekman. Gaya coriolis
menyebabkan penyimpangan berturut turut ke kedalaman sementara juga menyalurkan energi ke lapisan lebih dalam lagi (ekman
spiral). Gerak masa air secara umum mengarah 90 derajat dari arah angin. Asumsi utama dari pergerakan Ekman adalah luas wilayah
yang sangat luas dan sangat dalam (tidak ada friksi dengan dasar laut atau pantai). Kedalaman proses ini dapat terjadi hingga 150 m
dibawah muka laut.

Secara lokal pergerakan Ekman dapat terjadi pada garis pantai karena hembusan angin darat dan laut, tergantung pada musim saat
angin bertiup.
Salinitas, curah hujan dan profil temperatur laut
Lautan merupakan badan air terbesar di dunia. Sekitar 96.5 % adalah air dan hampir 3.5% nya adalah garam yang terlarut. Distribusi
salinitas atau tingkat kegaraman dan suhu adalah aspek penting bagi pergerakan arus laut. Sebagian besar perbedaan distribusi suhu
dan salinitas terdapat di permukaan laut atau sekitar kedalaman 200 m. sedangkan sisa bagian laut terisi oleh air dengan suhu dan
tingkat salinitas yang seragam. Sekitar 75% air laut memiliki tingkat salinitas antara 3.4 dan 3.5 % dan suhu antara 0 hingga 4 C
dengan suhu rata rata 3.8C. Di khatulistiwa, rata rata suhu air laut hanya 4.9C. Lapisan dimana suhu berubah dengan cepat terhadap
kedalaman ditemukan antara suhu 8 ? 15C dan disebut lapisan thermocline yang kedalamannya antara 150 ? 400 m di khatulistiwa
dan antara 400 hingga 1000m di daerah subtropis.
Gambar 3.2 Distribusi penyebaran salinitas dan suhu dalam persentase untuk air laut.
Jika suhu permukaan sangat rendah proses konveksi dari pendinginan air laut dapat mencapai daerah yang dalam. Pada umumnya di
samudra samudra besar di dunia, mulai kedalaman 1000 m, suhu dan salinitas laut sudah seragam. Penurunan suhu mengakibatkan
peningkatan berat jenis sehingga stratifikasi suhu akan menghasilkan stratifikasi berat jenis yang teratur. Penurunan salinitas
menghasilkan penurunan berat jenis. Sehingga stratifikasi salinitas justru akan menimbulkan stratifikasi yang tidak stabil. Pada
umumnya di lautan, efek dari penurunan suhu lebih kuat dari efek penurunan salinitas sehingga laut terstratifikasi lebih stabil.
Gambar 3.3. nilai rata rata stratifikasi suhu dan salinitas di kepulauan Indonesia pada bulan Januari hasil keluaran model laut dan
dirata rata antara tahun 1979 ? 1993.
Tingkat salinitas dan suhu sangat dipengaruhi oleh aktivitas di permukaan laut dimana curah hujan dan penguapan memegang
peranan paling besar. Sekitar 51% dari energi yang diserap lautan akan diambil oleh proses penguapan. Selain itu, penguapan juga
memberikan kontribusi terbesar dari neraca masa air di lautan dimana terjadipengurangan besar besaran akibat penguapan. Proses
penguapan terjadi saat udara menjadi tidak jenuh dengan uap. Semakin hangat suhu udara, semakin kuat penguapan yang terjadi.
Dalam kondisi normal transfer panas langsung adalah dari laut ke udara dengan asumsi panas dialirkan dari lapisan paling bawah.
Pada situasi normal tersebut udara menjadi jenuh dengan kelembaban dan penguapan yang terjadi. Selanjutnya udara hangat akan
terkondensasi apabila bertemu dengan lapisan udara tinggi yang dingin atau bertemu badan air yang dingin. Pada kasus pertama
akan turun sebagai hujan, sedangkan pada kasus kedua akan terbentuk kabut. Pada kedua kasus tersebut, energi yang dihasilkan dari
proses kondensasi akan lebih terserap di atmosfir, sehingga kontribusi kondensasi terhadap neraca energi panas di laut sangat kecil.
Pada kondisi global seperti disampaikan pada bab terdahulu, energi di lautan lebih banyak dipakai di daerah sub tropis untuk
pergerakan arus menjauh khatulistiwa. Energi panas yang diterima menurun dekat khatulistiwa akibat pantulan dari awan awan yang
banyak terdapat di daerah tersebut. Proses evaporasi terjadi maksimum di daerah sub tropis karena adveksi udara dingin yang salah
satunya disebabkan oleh Hadley cell. Evaporasi di daerah tropis sangat minimum karena sudah jenuhnya udara di daerah tersebut
yang salah satu dikarenakan tutupan awan yang sangat tinggi. Sedangkan curah hujan tinggi didaerah dekat khatulistiwa di sebelah
utara akibat bentuk rupa bumi dan distribusi darat dan lautan serta di daerah dekat kutub pada lintang 50. Distribusi perpaduan
evaporasi dikurangi hujan akan menyerupai distribusi melintang tingkat salinitas laut. Secara umum jumlah evaporasi di dunia
mencapat 440 x 103 km3 per tahun, curah hujan mencapai 411 x 103 km3 per tahun dan volume aliran permukaan di sungai danau
dll mencapai 29 x 103 km3 per tahun.
Gambar 3.4. distribusi melintang curah hujan, evaporasi dan tingkat salinitas.
Stabilitas isotherm laut dan atmosfir
Stratifikasi di laut dan atmosfir terjadi akibat perbedaan suhu dan tekanan. Perbedaan tekanan dikonversikan dalam hal salinitas atau
kerapatan masa jenis di laut.
- Proses konveksi di laut dan atmosfir
- coupling atmosfir dan laut
Hadley and Walker cell

BAB IV
Iklim Indonesia
Sifat iklim daerah tropis
Iklim daerah tropis ditandai dengan tingginya curah hujan dan evaporasi. Akibat dari kedua proses tersebut, daerah tropis memiliki
tutupan awan yang tinggi yang mengakibatkan rendahnya jumlah radiasi dipermukaan. Sebenarnya jumlah radiasi dalam bentuk
energi gelombang pendek terbanyak diterima didaerah tropis. Akan tetapi tutupan awan menghalangi radiasi masuk. Selain itu awan berfungsi sebagai cermin dimana nilai albedo yang sangat kecil sehingga jumlah radiasi yang dipantulkan oleh awan sangat tinggi
dan hanya lebih kecil daripada tutupan es didaerah kutub. Karena pesatnya proses curah hujan dan evaporasi, maka daerah tropis
merupakan daerah yang paling lembab di muka bumi, terutama daerah tropis yang berada diatas pulau. Hal ini karena pulau-pulau
berfungsi sebagai pusat aktivitas konveksi atau pusat pertumbuhan awan terutama didaerah pesisir. Untuk lautan, kuatnya proses
hujan dan evaporasi mengakibatkan daerah tropis memiliki nilai salinitas yang rendah terutama pada waktu musim hujan dimana
terdapat kontribusi besar aliran sungai didaratan. Perbedaan salinitas antara puncak musim hujan dan puncak musim kering tidak
terlalu drastis jika dibandingkan oleh perbedaan suhu muka laut. Meskipun demikian perbedaan suhu muka laut didaerah tropis tidak
sedemikian besar dibandingkan dengan daerah non tropis. Perbedaan terbesar dari normal untuk suhu muka laut lebih disebabkan
oleh faktor luar seperti Cold Surge di laut Cina Selatan pada bulan januari hingga maret, ENSO atau Indian Dipole. Meskipun
perbedaan suhu muka laut maksimum dan minimum tidak terlalu besar, tetapi pengaruh terhadap jumlah curah hujan sangat besar.
Peningkatan suhu muka laut sedikit dapat mengakibatkan besarnya suplai uap air yang mendorong tingginya curah hujan. Dapat
dikatakan, daerah tropis berada diambang kritis suhu muka laut yang mendorong curah hujan maksimum dan minimum. Karena
faktor luar sangat tidak dominan, seperti siklon tropis, maka pengaruh perubahan suhu muka laut terhadap curah hujan lebih
dominan. Sebagai hasilnya kemanapun perubahan atau peramalan cuaca dan iklim didaerah tropis jauh lebih baik untuk skala
bulanan hingga semi tahunan dibandingkan untuk skala harian hingga bulanan.
Selain tingginya nilai curah hujan dan evaporasi, daerah tropis ditandai dengan lemahnya angin permukaan dan tingginya tekanan
udara permukaan. Perubahan tekanan udara juga relatif kecil dibandingkan skala perubahan waktu sehingga sulit terjadi
pembentukan angin kencang. Hal yang terakhir ini juga didukung oleh lemahnya gaya coriolis bumi di daerah tropis yang
menyebabkan tidak mungkinnya didaerah tropis terbentuk atau menjadi lintasan siklon tropis. Daerah yang bebas siklon tropis
biasanya antara 10 LU dan 10 LS. Meskipun tidak menjadi tempat tumbuh dan lintasannya, daerah tropis mendapat imbas dari
siklon tropis yang lewat pada ekornya. Biasanya menyebabkan angin kencang dan curah hujan tinggi didaerah ekor siklon. Sedangkan daerah yang jauh dapat mengalami kekurangan awan karena tertarik kedaerah siklon.
Angin permukaan untuk daerah tropis umumnya rendah yang mana berlawanan dengan angin pada level atas yang umumnya relatif
kencang. Salah satu penyebab lemahnya angin permukaan adalah karena kecilnya perbedaan tekanan udara permukaan di daerah
tropis. Pada musim hujan, akibat kuatnya suplai udara basah dan konveksi udara, sirlasi angin kencang pada level atas terganggu
sehingga angin pada level tersebut lebih lemah dari pada musim kemarau. Lemahnya angin permukaan didaerah tropis membawa
konsekuensi lemahnya sirkulasi arus laut di daerah tropis jika dibandingkan dengan daerah non tropis. Pengaruh faktor luar dapat
merubah ini. Seperti contohnya Arus Lintas Indonesia (ARLINDO) yang konsisten selalu mengalir dari Samudera Pasifik ke
Samudera India melewati benua maritim Indonesia. Arus ini mengalir lebih bukan karena pengaruh angin permukaan tetapi karena
tekanan massa air permukaan di daerah kolam hangat (warm pool) disebelah utara pulau Irian. Meskipun angin permukaan lemah,
tetapi pola tahunannya berubah-ubah mengikuti pola monsoon, sehingga pola sirkulasi arus laut Indonesia secara umum dapat
diprediksi.
Pembagian iklim Indonesia
Pola iklim di Indonesia didominasi sifat monsoonal karena pergerakan titik kulminasi matahari dari bumi belahan utara ke selatan
dan sebaliknya dalam skala setengah tahunan. Hal ini mengakibatkan nilai kontras akumulasi hujan pada puncak musim hujan dan
puncak kemarau. Sesuai dengan kriteria yang telah dikembangkan oleh BMG, jika hujan diatas 150 mm, maka dikategorikan bulan
basah, sebaliknya apabila curah hujan dibawah 150 mm per bulan akan disebut bulan kering. Meskipun dipengaruhi monsoon, tidak
semua daerah Indonesia memiliki pola iklim tahunan yang serupa. Untuk daerah selatan Indonesia, memiliki satu puncak hujan dan
satu puncak kemarau. Sedangkan untuk daerah sebelah utaranya dapat memiliki dua puncak hujan dan dua puncak bawah. Pada
daerah tengah dan utara Indonesia, terkadang disebut daerah iklim ekuatorial dimana tidak jelas nampak perbedaan puncak musim
kemarau dan hujan pada pola tahunannya. Kedua puncak atas terjadi pada saat titik kulminasi matahari melewati daerah tersebut.
Dan kedua puncak bawah terjadi pada saat titik kulminasi meninggalkan daerah tersebut. Puncak musim hujan terjadi pada saat pergantian tahun dan puncak musim kemarau terjadi pada pertengahan tahun. Wilayah Indonesia bagian selatan hanya memiliki satu
puncak atas dan satu puncak bawah karena pergerakan monsoon berhenti didaerah tersebut. Hal ini karena di Samudera Indonesia
sebelah selatan kepulauan Indonesia tidak terdapat pulau-pulau lagi yang menjadi pusat konveksi.
Selain variasi utara-selatan, terdapat variasi barat-timur pola iklim di wilayah Indonesia. Untuk wilayah bagian selatan, semakin ke
timur maka musim kemarau akan semakin panjang. Hal ini dikarenakan lebih cepatnya pusat konveksi meninggalkan daerah
tersebut mengikuti pola kulminasi matahari. Selain bergerak utara-selatan, pergerakan suhu laut di wilayah maritim Indonesia
sebenarnya juga bergerak dari arah barat laut-tenggara. Sehingga daerah ini lebih banyak mengalami musim kemarau.
Perkecualian pola iklim diatas terjadi di wilayah Maluku Utara dimana pola iklimnya berbalik belakang dari pola iklim monsunalditeliti lebih lanjut, ternyata anomali iklim ini lebih disebabkan oleh aliran arus laut di daerah tersebut. Pada pertengahan tahun, arus
laut hangat mengalir dari daerah kolam hangat di utara pulau Irian masuk ke laut utara Maluku. Akibatnya daerah ini mengalami
puncak musim hujan. Pada pertengahan tahun yang lain, arus laut dingin mengalir ke daerah ini dan menghambat pertumbuhan
daerah konvektif di wilayah ini. Akibatnya pola iklim tahunan lebih diatur oleh pola arus laut permukaan dan menunjukkan pola
kebalikan dan pola monsoon umumnya. Pengaruh arus laut terhadap pola iklim tahunan juga terjadi pada wilayah lainnya. Pada
bulan Januari hingga Maret, di wilayah laut Cina Selatan terjadi peristiwa cold surge dimana arus laut dingin mengalir dari sebelah
utara dan membawa akibat penurunan curah hujan secara drastis di wilayah ini. Apabila cold surge tidak terjadi, daerah ini akan
mengalami pola ekuatorial seperti daerah lainnya. Dengan adanya cold surge ini, wilayah sekitar laut Cina Selatan tersebut akan
mengalami perbedaan pola curah hujan yang mencolok pada bulan sekitar kejadian cold surge. Cold surge terjadi karena di Siberia
pada puncak musim dingin (winter) memiliki tekanan udara yang tinggi. Tekanan udara tinggi ini mendorong aliran angin
permukaan ke selatan yang mendorong aliran arus ke selatan. Aliran arus laut permukaan ini bersifat dingin karena di bumi belahan
utara sedang mengalami puncak musim dingin. Dari uraian diatas, kita melihat peranan laut dalam membentuk pola iklim di wilayah
Indonesia dan berfungsi sebagai interaksi laut atmosfer.
Monsoon, ITCZ dan Enso
Monsoon adalah fenomena iklim global dimana terjadi perubahan iklim di atmosfer dan laut. Penyebab utama dari fenomena ini
adalah pergerakan titik kulminasi matahari terhadap bumi yang bergerak utara selatan. Fenomena monsoon selain mengikuti fungsi
kulminasi matahari juga mengikuti pola garis pantai karena pada daerah tersebut terjadi pusat konveksi. Sehingga pergerakan daerah
fenomena monsoon tidak murni bergerak arah utara selatan.
Pergerakan titik pusat konveksi membawa akibat daerah pumpunan awan konvektif lintas benua yang dikenal dengan istilah Inter
Tropical Convergence Zone (Daerah Konvergensi Lintas Tropis). Daerah ini memiliki ciri, tempat kumpulan awan, tempat
bertemunya angin pasat timur laut dan tenggara dan daerah dengan suhu muka laut maksimum. Pergerakan arus laut yang
diakibatkan oleh pola monsoonal ini menyebabkan perubahan distribusi ikan pada kedua musim tersebut. Perubahan di laut juga
terjadi karena penurunan suhu laut permukaan pada musim kemarau yang mengakibatkan beberapa jenis ikan dalam naik ke level
kedalaman laut yang lebih tinggi.
Fenomena monsoon adalah gejala alam umum yang terjadi pada skala waktu tahunan di Indonesia. Variasi pola umum ini berubah
akibat proses pemanasan global atau karena fluktuasi gejala ENSO. ENSO adalah fenomena global yang membawa implikasi laut
Indonesia lebih dingin pada kejadian El Nino dan lebih hangat pada kejadian La Nina. Akibatnya terjadi peningkatan jumlah hujan
pada tahun La Nina dan penurunannya pada tahun El Nino. Untuk wilayah Indonesia, akibat pola monsoonal yang mengatur pola
sirkulasi arus laut permukaan, pengaruh El Nini dan La Nina ternyata dibatasi hanya pada musim kemarau. Karena pada musim inilah arus laut dari Pasifik mengalir masuk ke wilayah Indonesia dengan implikasi perubahan akibat kedua fenomena global
tersebut. Sedangkan pada musim hujan pengaruh dari kedua fenomena global tersebut dihambat oleh tidak didukungnya pola arus
laut, dimana pola arus permukaan menuju keluar wilayah Indonesia. Berdasarkan kriteria diatas, maka pengaruh El Nino akan lebih
memperburuk iklim Indonesia karena pengurangan jumlah hujan terjadi pada puncak musim kemarau, sedangkan La Nina lebih
bukan merupakan bencana karena terjadi juga di musim kemarau yang tidak terlalu kering.
Diurnal, MJO, Interannual
Selain faktor tahunan tersebut, pola iklim Indonesia juga dipengaruhi oleh faktor-faktor non tahunan seperti pada frekuensi yang
lebih tinggi seperti harian intra seasonal dan frekuensi rendah seperti faktor inter tahunan. Wilayah tropis memiliki ciri faktor harian
yang kuat karena tidak adanya perbedaan suhu permukaan dan tekanan yang besar antar selang waktu berbeda. Konsekuensinya
adalah sirkulasi angin permukaan yang lemah didaerah ini. Kekurangan dari faktor angin permukaan yang lemah akan menyebabkan
kuatnya pengaruh angin lokal seperti angin darat dan laut, angin lembah dan gunung dan angin danau. Angin-angin ini ditambah
dengan besarnya perbedaan radiasi matahari menyebabkan dominannya faktor harian diurnal. Faktor diurnal merupakan perbedaan
antara siang dan malam akibat kondisi lokal diatas.
Untuk skala intra seasonal atau antara 30 ? 90 hari, terdapat dominasi pengaruh pergerakan daerah konveksi dari Samudera India ke
arah timur. Pergerakan variabilitas intra seasonal ini membawa akibat daerah hujan yang tinggi pada daerah yang dilaluinya.
Variabilitas atau osilasi intra seasonal ini dikenal dengan istilah Madden Julian Oscillation (MJO) sesuai nama pencetusnya.
Pergerakan MJO lebih mengikuti keberadaan ITCZ, yaitu ke daerah selatan pada waktu puncak musim hujan dan kearah utara pada
waktu puncak musim kemarau.
Pengaruh dari osilasi inter-tahunan lebih terjadi pada skala panjang seperti 2 tahunan akibat perubahan atmosfir atas, 11 tahunan
akibat perubahan aktivitas matahari dan lebih panjang lagi akibat perubahan iklim global karena proses pemanasan di muka bumi.

BAB V
Proses Interaksi Laut Udara Lokal dan Regional
Easterly waves - MJO di Indonesia
Easterly waves atau terjemahannya gelombang ke timur terjadi di berbagai belahan dunia. Penjalaran gelombang di timur yang
dikenal dengan easterly waves terjadi sebenarnya di samudra atlantik dari benua amerika selatan menuju pantai afrika. Penjalaran
gelombang ditandai dengan timbulnya siklon tropis yang menjalar ke arah timur. Peristiwa easterly wave yang digambarkan disini
biasanya terjadi di permukaan laut yang merupakan gejala interaksi laut atmosfir dimana selain tekanan udara juga terjadi perubahan
suhu permukaan laut yang pada akhirnya menghasilkan siklon tropis. Untnk daerah lain seperli di daerah dekat kutub (diatas lintang
60 derajat) dikenal juga gelombang menjalar ke timur yang disebut dengan rossby wave. Penjalaran gelombang ini ditandai dengan
perubahan tekanan udara naik dan turun dalam perioda sekitar 10 harian ditandai dengan kenaikan dan turunnya tekanan permukaan.
Dengan kenaikan maka udara menjadi cerah dan sebaliknya akan menyebabkan udara dalam kondisi hujan. Pcnyebab udara cerah
karena pada pusat tekanan tinggi masa udara akan menjauh dan uap air juga sehingga tidak ada suplai udara basah yang mendukung
turunnya hujan.
Untuk daerah benua maritim Indonesia penjalaran gelombang ke timur juga terjadi yang dikenal dengan istilah Madden Julian
Oscillation yang merupakan istilah dari kedua nama penemu gelombang ini. Serupa dengan yang terjadi di samudra Atlantik, gejala
ini juga terjadi di samudra India dan peristiwa yang dimulai di laut akan berakibat pada daerah hujan yang mana daerah hujan ini
akan bergerak ke arah timur masuk di kepulauan Indonesia melalui propinsi Sumatera Barat dan terus bergerak ke Timur. Apabila
peristivva tersebut terjadi pada bulan musim hujan maka pergerakan akan lebih ke arah selatan mengikuti jalur ITCZ yang sedang
berada di bumi belahan selatan. Apabila penjalaran terjadi pada saat musim kemarau maka akan bergerak ke utara juga mengikuti
jalur ITCZ. Peristiwa penjalanan dengan gelombang ini terjadi dengan periode antara 30 - 90 hari atau periode seasonal dan
intraseasonal sehingga gejala MJO ini dikenal juga dengan istilah intraseasonal wave. Pergerakan gelombang ini membawa
implikasi ke laut dan atmosphere seperti perpindahan suhu laut hangat menuju timur dan daerah konvektif yang juga searah.
SST rainfall relationship
Hubungan antara suhu muka laut dan hujan menunjukkan hubungan antara laut dan atmosphere dengan hubungan langsung atau
interaksi antara keduanya. Dari data lokal Indonesia terdapat hubungan antara suhu muka laut dan hujan dengan ciri-ciri yang tidak
linear. Hubungan antara keduanya dapat dibagi dalam tiga jarak yaitu antara dibawah sekitar 28°C, antara 28 hingga 29.6°C dan
diatas 29.6°C. Apabila dilihat dari gambar tersebut, apabila suhu muka laut naik maka kemungkinan nilai curah hujan akan lebih
tinggi dan demikian juga sebaliknya. Pada suhu muka laut diatas 29.6°C terdapat penurunan curah hujan pada saat kenaikan suhu
muka laut. Dari gambaran tersebut terlihat puncak curah hujan tercapai pada saat suhu muka laut mencapai 29.6°C dimana suhu
diatas atau dibawahnya menurunkan nilai curah hujan.
Kenaikan suhu laut yang membawa implikasi naiknya curah hujan karena naiknya suhu muka laut menunjukkan peningkatan energi
di laut yang memberikan kemungkinan naiknya tingkat penguapan di atmosfir. Dengan demikian ada hubungan yang tidak langsung
antara kenaikan SST dan curah hujan serta evaporasi.
Dengan nilai suhu muka laut di Indonesia berada dinilai kritis seperti 29.6°C diatas, maka dengan dampak pemanasan global, suhu
muka laut di Indonesia tidak akan meningkat lebih jauh lagi tetapi kenaikan suhu bumi akan lebih berdampak pada peningkatan suhu
di daratan.
Hadley and Walker cell
Di wilayah Indonesia ada dua aliran udara regional global yang terjadi. Proses sirkulasi barat timuran disebut sebagai sirkulasi
walker, sementara proses sirkulasi udara utara selatan disebut dengan sirkulasi hadley. Proses pembentukan sirkulasi barat timuran
terjadi karena distribusi laut dan benua di daerah khatulistiwa Indonesia sebagai benua maritim memiliki kekhasan dengan menjadi
pusat konveksi aktif karena panjangnya daerah pesisir atau garis pantai yang memicu konveksi di pinggir laut. Sementara di sebelah
barat dan timur wilayah Indonesia terdapat dua samudra luas yang merupakan badan air terluas di dunia. Dengan sistim tersebut
maka akan terjadi udara naik di daerah maritim Indonesia dan udara turun di daerah lautan pasifik dan India.
Aliran udara naik disekitar wilayah Indonesia terjadi disebelah utara pulau Irian atau dikenal
dengan istilah kolam hangat (Warm Pool). Sedangkan proses aliran udara dari sirkulasi ini lebih
banyak dikendalikan oleh perbedaan suhu muka laut di daerah pasifik. Pada kondisi normal
sirkulasi terjadi dengan naiknya udara di daerah kolam hangat (barat Pasifik) dan menurun di
timur Pasifik. Pergerakan dari sirkulasi Walker ini dapat tcrlihat dan juga terasa pada aliran laut
di sebelah timur Indonesia dengan aliran masa air laut menuju kolam hangat di daerah khatulistiwa samudra Pasifik. Pada kondisi
tidak normal yang lebih dikenal dengan El Nino terjadi pergeseran pusat naik atmosfir dari kolam hangat menuju ke timurnya dan mengakibatkan terjadinya dua sirkulasi di daerah Pasifik. Peristiwa El Nino sendiri diakibatkan oleh proses interaksi laut atmosfir di
daerah Pasifik yang tidak hanya merubah arah sirkulasi atmosfir tetapi juga pola arus dan iklim di benua maritime Indonesia.
Gambar. Aliran udara dalam sirkulasi walker di daerah Pasifik Tropis.
Selain pola sirkulasi tersebut, ada juga sirkulasi utara selatan yang dikenal dengan sirkulasi Hadley. Pola sirkulasi ini terjadi akibat
dari gaya koriolis akibat rotasi bumi dan posisi titik equinok puncak radiasi matahari yang selalu berpindah utara selatan. Sirkulasi
Hadley di daerah tropis merupakan bagian dari beberapa sirkulasi lain pada lintang tinggi yang merupakan sistim ventilasi bumi
yang terbentuk secara natural yaitu sirkulasi Ferrel dan sirkulasi Kutub. Sering menjadi kesalahan bahwa sirkulasi Hadley
tergantung pada posisi garis lintang absolut, tetapi kenyataannya sirkulasi ini tergantung pada puncak equinok matahari yang
memberikan radiasi maksimum. Salah satu akibat dari sirkulasi ini adalah angin pasat tenggara di bumi belahan utara dan angin
pasat barat laut di bumi belahan selatan. Pusat pertemuan dari kedua angin pasat tersebut dikenal sebagai daerah ITCZ (Inter
Tropical Convergence Zone) atau daerah Konvergensi lintas Tropis.
ENSO and laut Indonesia
ENSO atau El Nino Southern Oscillation adalah fenomena alam global yang berpusat di samudra Pasifik. Fluktuasi atau osilasi dari
ENSO terdiri dari tiga fenomena yaitu kondisi normal, El Ninodan La Nina. Pembagian kriteria pada masing-masing tergantung
pada nilai suhu muka laut pada daerah acuan yang dikenal sebagai daerah Ninol, Nino2 .. Nino4. Daerah tersebut tersebar dari yang
paling timur (Ninol) hingga mendekati daerah Warm Pool di sebelah utara Papua Nugini (Nino4). Apabila anomali suhu muka laut
di daerah Nino tersebut bersifat positif atau lebih hangat melebihi 1°C dari normalnya maka akan terjadi El Nino, sedangkan
peristiwa sebaliknya disebut dengan La Nina. Peristiwa El Nino merupakan peristiwa yang terjadi di atmosfir dan laut. Pemicu dari
El Nino ini hingga saat ini belum diidentifikasi secara pasti. Pada fase awal El Nino akan terjadi tiupan angin ke timur yang dikenal
dengan easterly wind burst dan pergeseran kolam hangat ke timur sehingga terjadi perubahan pola arus laut dan angin. El Nino
banyak membawa dampak terhadap iklim dan laut di wilayah Indonesia terutama di Indonesia bagian timur. Perpindahan kolam
hangat ke sebelah timur samudra Pasifik akan berakibat dinginnya kolam hangat yang biasanya mengalir ke wilayah Indonesia
Timur. Aliran arus dingin ini membawa konsekuensi berkurangnya evaporasi dan sekaligus berkurangnya curah hujan. Pada kondisi
El Nino ekstrem seperti kasus tahun 1997, perubahan yang terjadi membawa akibat kemarau panjang dan resiko kebakaran hutan
tinggi karena keringnya udara saat. Salah satu peluang dari masuknya arus dingin selama gejala El Nino ini adalah naiknya ikan-ikan
laut dalam ke atas permukaan laut karena suhu di lapisan atasnya mendukung lingkungan hidup mereka (peristiwa upwelling). Ikan
tuna sebagai contoh ikan laut dalam yang ternyata lebih mudah ditangkap pada tahun-tahun El Nino yang dikarenakan lebih
dinginnya laut di wilayah Indonesia bagian timur.
Gambar Perubahan anomali suhu muka laut dan upwelling di laut Banda selama perioda El Nino dan La Nina
Dari gambar diatas dapat terlihat bahwa dampak atau pengaruh El Nino tidak seragam dalam tahun kejadian El Nino. Ada
bulan-bulan dimana dampak tersebut menjadi maksimal dan ada saat kapan dampak tersebut mulai terasa. Episode El Nino mulai
terasa pada bulan April dan berkembang hingga mencapai puncaknya pada bulan Agustus dan September. Setelah itu dampak dari
El Nino tersebut akan menghilang pada akhir tahun. Karena dampak dari ENSO sangat terasa pada saat Indonesia mengalami musim
kemarau, maka dari gejala alam diatas, yaitu El Nino dan La Nina, kasus El Nino akan memberikan dampak yang lebih merusak.
Hal ini dikarenakan sifat dari El Nino yang akan memberikan kekeringan yang lebih pada saat kita mengalami musim yang telah
kering. Sedangkan pada kasus tahun La Nina, kekeringan di musim kemarau akan berkurang dengan kejadian sebaliknya dari El
Nino. Dampak ENSO akan tidak terasa pada puncak musim hujan karena sistim monsoon dan arus laut menghambat pengaruh
tersebut. Besarnya dampak El Nino pada musim kemarau dan menghilangnya dampak tersebut pada musim hujan lebih disebabkan
oleh sirkulasi laut wilayah Indonesia. Pada pertengahan musim kemarau, arus laut akan mengalirkan masa laut dari wilayah kolam
hangat ke wilayah timur Indonesia. Pada saat El Nino, sirkulasi arus laut ini membawa masa air dingin yang menghambat hujan ke
wilayah Indonesia. Pada paruh setengah tahun berikutnya, sirkulasi arus laut akan membawa massa air dari wilayah Indonesia keluar
menuju kolam hangat dan menghambat dampak ENSO bagi wilayah Indonesia.
Permasalahan lain dari gejala El Nino adalah kemampuan untuk melakukan prediksi kedatangan El Nino seperti kasus El Nino
ekstrim. Mengingat dampak yang sangat luas yang terasa di wilayah Indonesia, maka prediksi kedatangan El Nino merupakan hal
yang sangat penting untuk membuat penataan kerja dan manajemen lapangan bagi pertanian, pariwisata, transportasi energi dan
berbagai sektor ekonomi lainnya. Upaya untuk menghasilkan prediksi yang handal sering dilakukan dengan memakai berbagai
metoda peramalan seperti secara statistik atau dinamis memakai model iklim. Kesulitan utama dari berbagai peramalan tersebut
adalah turunnya kinerja peramalan pada waktu musim peralihan ENSO yaitu pada bulan Maret, April dan Mei. Pada masa peralihan
ini belum jelas nampak kecendrungan El Nino, apakah menuju ke situasi normal, El Nino atau La Nina. Kondisi yang tidak jelas iini
biasanya menghambat kinerja berbagai teknik peramalan yang ada. Setelah melewati masa tersebut, kinerja model akan menjadi lebih baik dan kita dapat memperoleh gambaran apakah tahun ini kita melewati masa El Nino ekstrim atau tidak.
Indian Dipole dan iklim Indonesia
Selain pengaruh dari samudra Pasifik, Indonesia, terutama wilayah bagian barat dipengaruhi oleh aktivitas lautan di samudra India.
Sama seperti di samudra Pasifik, indikator pengaruh tersebut dinyatakan dengan besarnya nilai suhu permukaan laut. Di samudra
India dikenal sebuah gejala yang disebut sebagai Indian Dipole yang agak berbeda dengan yang di Pasifik. Untuk di samudra India,
dipole mengacu pada dua tempat sehingga aktivitas gejala tersebut ditandai dengan anomali dari perbedaan suhu muka laut kedua
tempat tersebut. Perbedaan perubahan suhu muka laut untuk wilayah 50°E - 70°E / 10°S - 10°N (tengah samudra India) dikurangi
90°E - 110°E / 10°S - equator (sebelah barat pantai Sumatera adalah indikator gejala ini. Apabila terjadi indeks sangat negatif
(dibawah -1) yang berarti suhu di tengah samudra India lebih hangat dari pada di pantai barat Sumatera, maka wilayah Indonesia
Bagian Barat mendapat resiko kekeringan. Apabila yang terjadi sebaliknya, maka wilayah yang sama akan mengalami curah hujan
tinggi. Pada gambar berikut ini digambarkan pengaruh kekuatan Indian dipole terhadap lamanya musim kemarau pada beberapa
waduk di pulau jawa.
Gambar Regressi linier hubungan antara lamanya musim kemarau (dry months) dan indeks Indian Dipole pada inflow waduk
saguling (kiri) dan waduk Kedung Ombo (kanan).

BAB VI
Meteorologi pantai dan pulau pulau kecil
Masalah terumbu karang
Daerah pantai merupakan tempat ikan bertelur dan menaruh larva terutama di daerah terumbu karang. Terumbu karang terdapat di
daerah tropis dimana salinitas air rendah dan di kedalaman mixing dimana masih terdapatnya pengaruh radiasi matahari sebagai
sumber energi bagi proses fotosintesa.
Kerusakan terumbu karang disebabkan oleh shok psikologis akibat response dari perubahan mendadak dari temperatur, salinitas dan
turbiditas. Kerusakan ini merupakan kehilangan ganggang simbiotic (symbiotic algae) yang penting untuk penyuburan sumber
makanan dan warna terumbu karang tersebut. Proses kerusakan dapat terjadi sementara akibat kondisi lingkungan dan hilang jika
tekanan lingkungan meluruh. Brown et al. (2000) mengindikasikan bahwa beberapa coral di lautan hindia, karibia dan pasifik bleach
secara rutin tiap tahun sebagai variasi dari temperatur dan radiasi. Kerusakan serius terjadi apabila penyimpangan suhu terjadi diatas
1C (Brown et al., 1996). Lebih lanjut Hoegh-Guldberg (1999) menemukan bahwa kerusakan dari terumbu karang pada 20 tahun
terakhir berasosiasi dengan peristiwa El Nino pada waktu temperatur maksimum penyimpang lebih dari 1C. Kerusakan permanen
terumbu karang terjadi apabila penyimpangan temperatur terjadi lebih dari 3C selama beberapa bulan (Brown and Suharsono, 1990).
Proses konveksi pada garis pantai dan pulau pulau kecil
Pulau pulau kecil berperan penting bagi proses konveksi di lapisan batas atmosfir. Proses konveksi seringkali dimulai dari tepi
pantai karena besarnya suplai uap air dari wilayah laut oleh proses evaporasi. Suplai uap air besar apabila kondisi muka laut
mendukung seperti adanya radiasi matahari yang cukup, angin yang berhembus dan suhu muka laut yang mendukung. Diperlukan
suhu muka laut antara 28 ? 29.6 C untuk daerah tropis seperti Indonesia agar terjadi kondisi yang mendukung terjadinya evaporasi.
Radiasi matahari diperlukan untuk memberikan energi perubahan fase cair ke gas. Radiasi ini tidak harus radiasi langsung, tapi dapat
juga akibat radiasi tidak langsung dari pantulan awan awan di langit. Angin diperlukan untuk mengurangi saturasi udara di atas
muka laut tempat evaporasi untuk memberikan peluang evaporasi lebih lanjut. Angin yang terlalu lemah dapat mengakibatkan
proses evaporasi berpengaruh sangat lokal dan proses konveksi yang dapat terjadi juga bersifat lokal. Angin kecepatan sedang antara
3 ? 8 knot merupakan angin ideal bagi suplai udara basah yang kontinu ke daerah konveksi di pantai. Apabila angin terlalu kencang,
proses konveksi awan sulit terbentuk, akibatnya tidak ada pertumbuhan awan di daerah pantai. Angin yang seringkali berpengaruh
bagi peristiwa konveksi di pantai di siang hari berhubungan dengan angin laut yaitu aliran angin dari laut ke daratan. Apabila suhu
dibawah 28C evaporasi sulit terjadi karena radiasi yang diterima muka laut masih dipakai untuk pemanasan air laut sehingga
akumulasi hujan yang terjadi juga rendah. Diatas 29.6 C suhu muka laut juga tidak mendukung karena hujan yang turun seringkali
tidak sampai di muka bumi tetapi langsung menguap dalam perjalanan jatuhnya.
Tanpa bantuan fenomena global, kecepatan angin ini sangat ideal (tidak terlalu cepat dan lambat) bagi pertumbuhan awan konvektif.
Fenomena alam global seperti siklon tropis bisa memberikan suplai uap air berlebih dan membentuk awan awan, tetapi awan yang
terbentuk adalah awan skala luas yang tipis pada lapisan tinggi yaitu 10 000 kaki atau sekitar 3500 m. Awan jenis ini terbentuk tidak
di siang atau sore hari seperti pembentukan awan awan konvektif tetapi adalah awan yang bertahan lama hingga di malam hari.
Seringkali awan ini cukup tebal untuk dapat memberikan curah hujan tinggi di malam hari. Pada skala luas akibat dari pembentukan
awan jenis ini, peristiwa monsoon memiliki jangkauan awan hingga jauh ke daratan benua.
Sebuah teluk atau estuari biasanya berfungsi sebagai daerah tangkapan hujan dimana terjadi penumpukan atau konvergensi masa udara basah. Di daerah Palopo di teluk Bone hal ini terjadi dimana antara Palopo dan Luwuk terjadi penumpukan hujan pada saat
angin timuran mengalir dari tenggara. Bentuk orografis teluk yang cekungan menjebak aliran masa udara dan mengangkatnya
menjadikan udara basah tersebut terkondensasi. Hal ini tentu saja akan lebih dibantu apabila orografis pantai disertai pegunungan
atau perbukitan. Daerah Bogor merupakan daerah tangkapan hujan bagi teluk Jakarta. Tetapi pada akhir akhir ini daerah tangkapan
hujan di Bogor berkurang. Bogor tidak lagi mengalami hujan sepanjang tahun akibat polusi. Industri di wilayah Jabotabek. Polusi
Industri membawa dampak meningkatnya kadar aerosol di udara. Aerosol industri biasanya menghambat pembentukan awan awan
konvektif. Hanya awan konvektif kuat di musim hujan tetap terbentuk di daerah Bogor. Padahal sebelumnya penumpukan awan
orografis dapat berarti bagi pembentukan awan di Bogor.
Untuk pulau pulau kecil, peristiwa konvektif kecil kecil merupakan ventilasi energi dan siklus hidrologi yang paling vital bagi muka
bumi. Peristiwa perubahan fase cair menjadi gas, menyerap energi atmosfir dan mendinginkannya. Peristiwa pendinginan ini
menjaga suhu muka laut tidak mendidih akibat panas radiasi matahari. Selebihnya energi kinetik mentransfer suplai uap air ke
daerah lain. Pada skala global peristiwa evaporasi di daerah tropis di transfer ke daerah lintang tinggi dan energi laten yang
terkandung di suplai uap air tersebut mentransfer energi dari daerah tropis ke daerah lintang tinggi. Siklus hidrologi atmosfir terjadi
akibat penguapan membawa potensi hujan ke daerah konvektif lainnya dan mendorong proses pada siklus hidrologi berikutnya.
Keberadaan pulau pulau kecil tidak hanya berarti bagi konveksi di atmosfir tetapi juga mempengaruhi jalur lintasan arus permukaan.
Akibat dominasi angin di wilayah Indonesia yang monsoonal atau berbalik arah dalam kurun waktu setengah tahun. Sifat pola arus
sekitar pulau pulau kecil di sebagian besar wilayah Indonesia sudah dapat diperkirakan. Keberadaan pulau pulau kecil tersebut
sangat berpengaruh bagi penentuan arus dan volume transport masa air keseluruhan. Hal inilah yang seringkali menjadi faktor
kesalahan yang mendominasi pemodelan laut dan atmosfir wilayah Indonesia. Kedua faktor diatas yaitu proses konveksi dari pulau
pulau kecil bagi pemodelan atmosfir dan arus lintas sepanjang pulau kecil yang dipengaruhi keberadaannya bagi pemodelan laut.
Kedua masalah tersebut merupakan problema utama bagi wilayah kita yang memiliki ribuan pulau pulau kecil. Dengan turut
memperhitungkan keberadaan pulau pulau kecil menggunakan model resolusi tinggi akan membutuhkan kemampuan komputer dan
memori yang besar, mengabaikannya akan memberikan faktor kesalahan yang besar.
Proses upwelling dan downwelling di tepi pantai
Apabila angin permukaan berhembus searah garis pantai maka proses ekman akan mendorong upwelling atau downwelling menuju
daerah pantai. Upwelling membawa unsur hara dari pitoplanton di permukaan laut dari laut dalam. Pada laut dangkal peristiwa
upwelling yang terjadi lebih banyak merupakan proses mixing dari laut yang lebih dalam. Peristiwa upwelling dengan unsur hara
terjadi apabila garis pantai terjal hingga dalam beberapa ratus meter ke tengah laut kedalaman laut mencapai lebih dalam dari daerah
thermocline. Peristiwa upwelling dengan menaiknya unsur hara makanan seringkali dihubungkan dengan tempat berkumpulnya ikan
ikan. Akan tetapi hubungan langsung dari hal tersebut masih diperdebatkan. Salah satu argumen yang timbul adalah pengaruh dari
rantai makanan dari pitoplanton ke ikan ikan kecil dan ikan besar. Rantai makanan tersebut membutuhkan waktu untuk
berlangsungnya dan hal ini yang menyulitkan membuat hubungan korelasi langsung peristiwa upwelling dan keberadaan ikan ikan
tangkap. Karena sifat dari daerah upwelling yang membawa unsur hara dihubungkan dengan garis pantai yang berdekatan dengan
laut dalam, maka lokasi terjadinya peristiwa ini adalah di sekitar laut laut dalam seperti barat Sumatera, selatan Jawa atau disekitar
laut Banda. Peristiwa upwelling membawa pengaruh terhadap mixing di permukaan karena air dari laut dalam biasanya mengandung
kadar garam tinggi (salinitas tinggi) dan suhu rendah. Pengaruh peristiwa upwelling terjadi hingga tidak jauh dari garis pantai
(beberapa ratus meter) tetapi cukup berarti bagi nelayan untuk penambahan penangkapan ikan mereka. Salah satu fenomena
upwelling yang paling terkenal adalah peristiwa El Nino dimana di pantai Peru terjadi upwelling dalam perioda yang lama pada
akhir bulan Desember. Waktu itu merupakan puncak peristiwa El Nino. Saat tersebut nelayan setempat panen ikan akibatnya.
Karena peristiwa tersebut terjadi bersamaan dengan peristiwa Natal maka nelayan setempat menamakan fenomena tserbut dengan El
Nino yang berarti anak laki laki untuk juga memperingati kelahiran anak laki laki yaitu Yesus yang dirayakan pada akhir bulan
tersebut. Untuk mengetahui kapan peristiwa upwelling terjadi di wilayah Indonesia perlu diketahui situasi angin dominan di muka
laut dan posisi geografis apakah di belahan bumi utara atau selatan. Faktor terakhir mempengaruhi putaran ekman transport akibat
dari gaya coriolis bumi. Untuk daerah upwelling di pantai selatan Jawa. Kemungkinan terjadinya adalah pada saat angin timuran
bertiup yang membawa konsekuensi upwelling mengalir dari selatan Jawa. Hal ini terjadi pada bulan Juni, Juli dan Agustus dimana
terjadi puncak angin timuran. Akibat tiupan angin permukaan tersebut, proses ekman akan mendorong arus menjauhi garis pantai.
Arus muka laut menjauhi pantai akan menyebabkan kekosongan masa air di pantai dan diisi oleh aliran masa air dari laut dalam.
Kejadian sebaliknya apabila angin di pantai selatan jawa mengalir dari barat maka akan terjadi downwelling.
Peristiwa upwelling akan jelas sekali terlihat dari satelit inderaja laut. Dengan satelit ini seperti SeaWif, warna daerah mixing dari
daerah upwelling akan jelas terlihat dan berbeda dari daerah lainnya. Akan tetapi peristiwa mixing di garis pantai juga biasa terjadi akibat turunnya hujan di garis pantai. Air hujan yang jauh lebih tawar dari laut sekitarnya akan menandai proses mixing yang terlihat
dari satelit inderaja. Hal ini seringkali menjadi faktor kesalahan dari data satelit inderaja.
Cara paling praktis mengetahui peristiwa upwelling dengan melihat data suhu muka laut. Proses upwelling dan mixing yang
diakibatkannya akan menambah unsur variabilitas rata rata data suhu muka laut. Dengan mengambil data suhu muka laut historis
dan membandingkannya dengan nilai rata rata bulanan dapat diketahui kecenderungan wilayah yang terjadi upwelling. Metoda ini
baik untuk mendeteksi peristiwa upwelling yang terjadi akibat angin di permukaan laut dari peristiwa monsoonal yang berlangsung
dalam beberapa bulan. Untuk peristiwa upwelling dalam hitungan hari, metoda ini tidak layak untuk dilakukan, melainkan dengan
memakai data satelit inderaja lebih baik lagi.
Pantai tempat bercampurnya dua dunia
Pantai merupakan akhir dari mengalirnya aliran (runoff) dari sungai yang membawa banyak sedimentasi dan limbah dari daratan.
Air tawar dan asin bercampur di muara sungai yang letaknya di tepi pantai. Aliran air sungai membawa sedimentasi daratan dan
limbah antropogenik atau hasil perbuatan manusia. Sedimentasi biasanya menambah kadar garam di laut, meski kadar garam dalam
sedimen air sungai sangat minim.Selain sedimentasi yang menciptakan pendangkalan, kejadian sebaliknya dapat terjadi yaitu erosi
garis pantai. Erosi garis pantai merupakan bahaya nyata dalam dekade kedepan akibat munculnya gejala pemanasan global yang
membawa dampak menaiknya tinggi muka air laut sehingga erosi adalah bahaya nyata untuk negara dengan garis pantai terbanyak
seperti Indonesia. Perlu dihitung berapa banyak warga masyarakat yang bermukim di garis pantai dan dalam ketinggian daratan
tertentu. Perlu diperhatikan bahwa pemanasan global adalah fenomena iklim dengan skala variabilitas yang sangat lambat.
Beban muara sungai bertambah akibat bertumpuknya limbah, sehingga banyak terumbu karang di dekat muara sungai rusak olehnya.
Rusaknya terumbu karang tersebut dan kondisi penangkapan ikan berlebihan akan mengakibatkan habisnya stok ikan disekitar
muara sungai. Limbah kotor yang berisi zat kimia seringkali merusak tidak hanya terumbu karang tetapi juga ikan ikan kecil dan
tempat tumbuhnya ikan tersebut. Hal ini membahayakan habisnya stok ikan secara lebih cepat. Untuk wilayah tertentu dimana arus
air laut terpengaruh pada pola monsoon dimana terjadi aliran berbalik arah, seringkali ikan akan datang pada suatu periode dan
hilang pada perioda lain. Hal ini biasa melengahkan para nelayan sehingga beranggapan tidak ada pengaruh kerusakan ekosistim
setempat.
Eutropication adalah contoh rusaknya muara sungai akibat pencemaran air laut. Eutropication adalah fenomena dimana mengalirnya
material Nitrogen dan Fosfat dari urea hasil fertilisasi pupuk buatan manusia. Pupuk merupakan penyubur untuk upaya intensifikasi
pertanian yang intensif dipakai hingga saat ini. Pemakaian pupuk yang berlebihan akan terbuang ke dalam aliran sungai dan
akhirnya mengalir ke laut. Kasus eutropication ini turut membantu rusaknya ekosistim garis pantai karena senyawa kimia ini tidak
diproduksi secara natural dan tidak berurai secara natural di laut melainkan sumber hara atau makanan bagi berbagai pitoplankton
berbahaya atau beracun. Eutropication merupakan salah satu faktor yang menyebabkan negara maju menghentikan pemakaian
pupuk non biologis atau alamiah dalam intensifikasi pertanian mereka.
Kasus pencemaran lain adalah limbah dari badan manusia yaitu bakteri e-coli yang terdapat dalam tinja atau kotoran manusia.
Akibat sistim drainasi di Indonesia tidak terkoordinir secara rapi. Limbah ini dibuang di halaman rumah dan dibiarkan meresap ke
tanah. Tetapi akibat aliran air tanah atau ground water, kotoran tersebut juga mengalir ke dalam aliran sungai yang mengalir ke laut.
Keberadaan bakteri ini di muara sungai membuktikan daya tahan hidup yang lama untuk mengarungi dari buangan manusia hingga
ke muara sungai. Kemungkinan lain adalah terjadinya mutasi dari bakteri ini untuk dapat terdeteksi di muara sungai. Hal yang
menarik adalah dalam beberapa tahun terakhir terjadi pergeseran tempat bakteri ini di muara sungai hingga menjangkau jarak yang
lebih jauh dari garis pantai. Kemungkinan adanya tingkat kejenuhan bakteri ini di muara sungai hingga akhirnya keberadaannya
dapat terdeteksi hingga jauh di tengah laut. Pola penyebaran bakteri ini di muara sungai juga terpengaruh oleh sistim iklim kita yaitu
pada waktu musim basah dimana hujan sering turun, konsentrasi bakteri ini di muara sungai menurun. Pada waktu musim kering
keberadaan bakteri ini memiliki konsentrasi tinggi.
Garam, aerosol pantai
Meskipun kandungan garam di laut hanya 3%, tetapi garam membentuk sifat fisis yang khusus bagi air laut. Sifat fisis yang
dinyatakan denga tingkat salinitas dan tingkat dielektris karena garam seringkali berupa ion lepas bermuatan listrik statis positif atau
negatif. Di permukaan laut pada lapisan kulit udara dan muka air, terjadi mixing dari laut ke udara dimana partikel garam terlepas ke
udara dalam bentuk aerosol garam. Aerosol adalah partikel di udara selain partikel air dalam fase cair, padat atau gas. Aerosol garam
ini terbawa dengan angin ke daerah lain dan sangat mempengaruhi kondisi iklim di tepi pantai. Wilayah Indonesia dimana hampir
semua pulau (termasuk hampir semua pulau besar) memiliki iklim maritim. Salah satu ciri iklim maritim adalah terdapatnya aerosol
garam di udara. Hal termudah yang dapat terlihat adalah mudahnya terjadi karat pada besi besi di kota kota di pinggir pantai
Indonesia. Salah satu penyebabnya adalah keberadaan aerosol garam baik itu merupakan senyawa garam maupun ion ion garam lepas. Hal lain yang perlu diperhatikan adalah sifat iklim wilayah Indonesia berupa pengangkatan udara, dimana wilayah tropis
adalah pusat pergerakan hadley cell yang mengirimkan energi dari tropis ke daerah lintang tinggi. Di daerah tropis terjadi
pengangkatan udara. Pengangkatan udara inilah yang membantu peristiwa mixing aerosol garam di udara sehingga aerosol garam
terangkat dan dibawa angin. Peristiwa pengangkatan udara juga terjadi di darat dimana aerosol tanah terangkat dalam bentuk debu
sehingga kota kota besar di Indonesia sering kumuh karena kepulan debu di udaranya. Hal ini tidak terdapat pada kota kota besar di
lintang tinggi dimana tidak terjadi proses pengangkatan sebagaimana digambarkan dalam hadley cell. Meskipun tingkat salinitas di
daerah tropis rendah di bawah permukaan laut, tetapi peristiwa pengangkatan aerosol cukup membuat masalah. Perpaduan antara
sifat angkat, aerosol garam dan tingkat kelembaban tinggi membuat manusia Indonesia sebenarnya memiliki daya tahan yang tinggi
terhadap iklim tropis. Manusia non tropis memiliki kesulitan besar untuk beradaptasi untuk lingkungan demikian.
Angin darat dan laut (sea breeze)
Peristiwa pembentukan angin darat dan angin laut sangat berhubungan dengan sifat daya hantar panas air dan daratan. Air memiliki
sifat daya hantar panas yang kecil atau lambat sedangkan daratan memiliki sifat daya hantar besar dan cepat. Sifat kedua media
tersebut berperan penting dalam lamanya pembentukan panas daratan dan lautan. Akibat daratan lebih cepat hangat maka di siang
hari suhu permukaan di daratan lebih tinggi daripada di laut dan udara yang lebih hangat tersebut merenggangkan udara diatasnya
dan udara renggang tersebut mengapung dan naik. Udara naik tersebut diisi oleh aliran udara dari muka laut yang mengalir ke
daratan. Fenomena di siang hari inilah yang disebut sebagai angin darat. Pada malam hari suhu daratan lebih cepat mendingin dan
pada saat ini suhu muka laut lebih hangat dari daratan sehingga proses sebaliknya terjadi. Akibat dari aliran bolak balik angin darat
dan laut maka cuaca di garis pantai sangat diurnal dimana terjadi pergantian suasana udara siang malam. Angin malam di tepi pantai
akan lebih segar karena mengalirkan udara yang tidak mengandung garam, sebaliknya disiang hari udara akan terasa lengket di kulit
karena kandungan garamnya.
Gelombang pasang
Selain berbagai fenomena yang telah diuraikan diatas garis pantai juga mengalami gelombang pasang dan surut (tides) akibat
peristiwa astronomik karena daya tarik gravitasi bumi dan bulan. Hubungan dan posisi bumi dan bulan telah diketahui secara pasti
sejak dulu dan perhitungan kekuatan gelombang pasang dapat dilakukan untuk masa mendatang. Hal ini menjadikan tides adalah
salah satu fenomena laut yang paling sudah dimengerti. Bentuk panjang gelombang dari fluktuasi tides adalah sebesar lama perioda
evolusi atau rotasi bulan yaitu 29.45 hari. Yang menjadi rumit adalah interferensi dari masing masing tides tersebut akibat pantulan
dan refleksinya dikarenakan rumitnya orografi garis garis pantai terlebih di kepulauan maritim Indonesia. Dengan bantuan program
komputer hal ini dapat di kalkulasi. Yang membantu adalah sifat tides itu yang berulang ulang akibat posisi bumi dan bulan berulang
ulang dalam rotasinya sehingga dengan analisa fourrier, karakteristik tides suatu daerah dapat diinterpolasikan untuk jangka waktu
yang lebih lama kedepan dan ramalan bentuk tides yang akan datang dapat dihitung secara pasti.
Pengelolaan mata air pesisir dan pulau pulau kecil
Ketersediaan sumber air tawar pulau kecil dipengaruhi oleh curah hujan lokal tahunan yang jatuh di pulau tersebut, lapisan geologi
pembentuk pulau dan tutupan vegetasi setempat. Hal ini berbeda dengan kondisi di pulau besar dimana ketersediaan air dapat
berasal dari curah hujan yang berasal dari daerah lain yang kemudian di transfer melalui sistim akuifer air tanah ke dalam suatu
cekungan air tanah (ground water basin) atau melalui aliran permukaan sungai yang kemudian meresap masuk sistim air tanah di
bagian hilirnya atau tertampung kedalam sistim danau. Dengan demikian ketersediaan air di pulau kecil ini sangat bergantung dari
besarnya curah hujan sebagai pasokan utama seumber air tawar serta kemampuan pulau tersebut menyimpan sumber air secara
alami. Pada umumnya ketebalan lapisan air di pulau kecil berkisar antara 1 ? 2 m.
Ketersediaan air di pulau kecil juga dipengaruhi oleh bentuk pulau itu sendiri, pasang surut dan kekuatan serta arah arus laut.
Dilaporkan dalam suatu pulau kecil yang memanjang, keberadaan sumber air tawar terletak salah satu atau kedua ujung pulau, tidak
mengikuti panjang pulau dengan titik berat bedara di bagian tengah pulau sebagaimana umumnya. Hal ini dapat terjadi karena
adanya arah arus laut yang menuju tegak lurus pulau sehingga air tawar mendapat tekanan ke salah satu atau kedua ujung pulau
akibatnya terjadi akumulasi resapan air di bagian tersebut.
Tabel 1. contoh neraca air pulau Bira Besar di pulau seribu
No. Keseimbangan Jumlah air (mm/tahun) Volume air (m3/hari)
1 Curah hujan 1768 1409
2 Evapotranspirasi 1433 1142
3 Resapan 335 267
4 Kebutuhan 514 410
5 Defisit 179 143
Keunikan sumber daya air pulau kecil dibandingkan dengan pulau besar adalah karena luas kawasan yang kecil menyebabkan
volume air yang tertampung sangat sedikit. Hal ini menyebabkan ketersediaan sumber air sangat terbatas, terisolasi dan mudah
terkontaminasi air asin. Permasalahan yang dihadapi adalah pada saat musim kemarau dimana secara alami hujan sebagai sumber
utama air tawar relatif sangat rendah, sehingga ketersediaan air juga sangat terbatas, disisi lain kebutuhan air relatif tetap. Oleh
karena itu pengelolaan dan pengambangan sumber air di kawasan ini harus terproteksi dari pencemaran baik secara alami maupun
pengaruh manusia, alokasi pengambilan dibatasi pada batas aman dan pemanfaatan air yang rasional untuk menjaga pemanfaatan
yang menerus.
Intrusi air laut di kawasan pulau kecil menjadi sangat menentukan dibandingkan di pulau besar dimana di pulau besar ada tekanan
air tanah yang selalu menjaga keseimbangan antara air tawar dan air asin. Berkurangnya pasokan air hujan sebagai sumber air tawar
di pulau kecil menyebabkan terjadinya intrusi air laut sehingga menyebabkan berkurangnya lapisan lensa air tawar dengan terjadinya
fluktuasi air tawar. Pengambilan air tanah melalui pemompaan yang berlebihan merupakan penyebab utama terjadinya intrusi air
asin. Selain itu adanya kegiatan pembangunan dermaga marina dan jalur air di pulau kecil dapat menyebabkan terjadinya intrusi air
laut.
Gambar 4. Skala waktu dan ruang beberapa sistim gejala atmosfir
Gambar 5. Proses terjadinya awan awan konvektif di laut cina selatan selat Karimata dan pulau Kalimantan dan peran angin darat
dan angin laut.
Gambar 6. Contoh terjadinya interaksi laut daratan dalam pembentukan zona mixing akibat angin laut dengan dibantu cerobong asap
untuk menggambarkan arah aliran angin dan daerah mixing (daerah dimana turbulensi kuat).
Gambar 7. Beberapa skala lapisan batas atmosfir dan definisinya pada daerah rata dan terbuka.
Gambar 8. Diagram perpindahan energi dan air dalam berbagai fase antara daratan lautan dan atmosfir (siklus hidrologi). Nilai nilai
yang tertera adalah rasio dari nilai rata rata hujan tahunan di bumi yaitu 1040 mm.
Gambar 9. berbagai pembagian wilayah lapisan batas atmosfir dan efek tutupan lahan permukaan.
Gambar 10. Proses konveksi di lapis batas atmosfir dari micro evaporasi (a), peran angin (b) dan pembentukan barisan awan (c)
Gambar 11. Proses pembentukan angin darat dan angin laut.
Gambar 12. Berbagai skema pembentukan lapisan batas atmosfir dan pembentukan daerah mixing di darat dan di laut.
Gambar 13. Proses pusaran atmosfir (seperti siklon tropis) dan efeknya di bawah laut..
Gambar 14. Efek perubahan tinggi muka laut dan lapisan thermocline pada saat terjadinya pola siklonik seperti siklon tropis.
Gambar 15. proses pembentukan barisan buih lautan akibat proses tiupan angin dan proses ekman. Perhatikan kemiripan proses
tersebut dengan pembentukan barisan awan.
Gambar 16. Perubahan tinggi muka laut dan kedalaman thermokline akibat angin passat tenggara dan sewaktu terjadi El Nino
Gambar 17. Beberapa proses di atmosfir saat terjadinya El Nino
Gambar 18. Proses walker sel dan peran warm pool di sekitar Indonesia
Gambar 19. Sistim monsoon Indonesia dari data curah hujan
Gambar 20. Sistim arus laut permukaan akibat angin monsoon di Indonesia bagian timur sebagai keluaran dari model iklim laut.
Gambar 21. Sistim arus laut permukaan akibat angin monsoon di Indonesia bagian barat.
Gambar 22. Wilayah monsoon di bawah laut Indonesia pada data arus zonal (timur barat). Wilayah monsoon digambarkan dengan
kontur berwarna. Gambar variasi melintang vertikal dari 9 seksi laut sebagaimana digambarkan pada kotak box kecil di sudut kiri
bawah. Batas seksi laut tersebut tertera pada informasi lintang (sumbu x- bawah) dan bujur (sumbu x- atas).
Gambar 23. Wilayah monsoon di bawah laut Indonesia pada data arus meridional (utara selatan)
Gambar 24. Wilayah monsoon di bawah laut Indonesia pada data temperatur
Gambar 25. Wilayah monsoon di bawah laut Indonesia pada data salinitas
Gambar 26. contoh arus laut di selat Makasar dan Halmahera dimana pengaruh monsoon sangat jelas.
BAB VIII
Perubahan iklim global
Bagaimana proses pemanasan global terjadi
Proses pemanasan global terjadi akibat akumulasi emisi gas gas rumah kaca di atmosfir dimana gas gas tersebut menghambat
keluarnya radiasi matahari dari atmosfir bumi, sehingga mengakibatkan energi radiasi tersebut terserap atmosfir dan
memanaskannya. Prinsip memanaskan atmosfir dengan mengisolasikan energi akibat terserap gas gas tersebut serupa dengan isolasi
panas pada rumah kaca, sehingga gas gas tersebut disebut sebagai gas gas rumah kaca. Gas gas rumah kaca terdiri dari gas gas hasil
buangan pembakaran industri, rumah tangga dan transportasi. Gas gas tersebut diantaranya adalah CO2 (karbon dioksida), CH4 (methane), N2O, CFC-11 (freon), HFC-23 dan CF4. Proses akumulasi gas gas tersebut diatmosfir dimulai sejak adanya revolusi
industri an usaha manusia melakukan mekanisasi dan industrialisasi besar besaran sejak pertengahan abad 19. pada akhir perang
dunia II, terjadi pengurangan besar besaran emisi rumah kaca karena terjadi kekosongan industri dan sejak beberapa saat kemudian
terjadi peningkatan kembali.
Proses peningkatan gas gas tersebut di atmosfir dapat dilacak dari data spektrum sinar matahari. Pada panjang gelombang tertentu
dimana absorpsi sinar matahari terjadi akibat penyerapan radiasi matahari oleh gas gas tersebut menyebabkan adanya kekosongan
sinyal pada panjang gelombang tersebut. Metoda ini telah dipakai luas untuk melihat peningkatan akumulasi gas gas tersebut dan
melihat kerusakan lapisan ozon.
Beberapa dampak langsung pemanasan global
Akibat akumulasi gas gas tersebut, maka selain terjadi proses pemanasan global, juga terjadi kerusakan lapisan ozon di lapisan
stratosphere dan troposphere bumi. Gas ozon atau O3 merupakan lapisan pelindung bumi yang konsentrasinya sangat sedikit tetapi
berfungsi sebagai pelindung terhadap radiasi ultra violet dan radiasi dengan panjang gelombang yang diatasnya. Ozon terbentuk dari
reaksi fotokimia dari proses alamiah. Radiasi ultra violet bersifat merusak kulit dan menyebabkan kanker kulit. Kerusakan lapisan
ozon terutama nyata di daerah kutub utara dimana terjadi akumulasi gas di lapisan ionosphere karena daerah tersebut sirkulasi
atmosfir tidak intensif berpindah tempat. Gas perusak lapisan ozon adalah freon yang pada dekade 1960-an sering dipakai untuk zat
hair foam, pendingin ruangan dan kulkas. Sejak diketahuinya dampak negatif pemakaian freon, maka sejak tahun 1988 (Protokol
Montreal) pemakaian freon telah dilarang dan berbagai produk yang memakai freon telah diganti gas lain yang lebih ramah
lingkungan. Akibat pelarangan tersebut, telah terjadi perbaikan lapisan ozon hingga awal dekade 2000 lapisan ozon dikutub mulai
menutup.
Peningkatan energi di atmosfir bumi selain meningkatkan suhu atmosfir juga meningkatkan suhu muka laut rata rata. Akibatnya
terjadi ancaman mencairnya es di kutub. 2.5% air yang ada di muka bumi adalah air tawar yang mana diantaranya 0.3% adalah air
tawar di danau dan sungai, sementara 29.9% adalah air tanah dan 0.9% terdapat di kandungan tanah lapisan atas dan rawa rawa.
Sebagian besar air tawar atau 68.9% berada di glasier, dan lapisan es permanen seperti di kutub. Apabila terjadi pemanasan global
dan peningkatan suhu permukaan laut dan atmosfir, maka es di kutub dapat mencair dan pencairan tersebut memberikan kontribusi
yang relatif besar terhadap peningkatan volume air laut yang akhirnya adalah peningkatan tinggi muka air laut. peningkatan muka
air laut merupakan ancaman nyata bagi komunitas yang tinggal di tepi pantai.
Catatan historis proses pemanasan global
Perubahan suhu permukaan global telah meningkat 0.6 ? 0.2 C sejak akhir abad ke 19 dengan perkecualian pada masa perang dunia
II. Perubahan suhu global ini membawa dampak peningkatan suhu di lapisan laut atas (hingga 300m) dengan laju peningkatan 0.04
C / dekade. Hasil pengamatan satelit dan observasi balon menunjukkan peningkatan suhu muka bumi pada laju 0.1C / dekade.
Pengamatan perubahan suhu sebelum era industrialisasi dilakukan dengan catatan proxy berupa catatan iklim yang tercatat pada
paleo data dari data batang pohon, terumbu karang, es di kutub dan data historis dari catatan sejarah sejak tahun 1000 an masehi.
Selain suhu pengamatan perubahan curah hujan dan kadar uap air di atmosfir juga telah dilakukan. Peningkatan terjadi pada curah
hujan daerah lintang tinggi di belahan bumi utara antara 0.5 hingga 1.0 % per dekade. Sedangkan diperkirakan jumlah total
kandungan uap air telah meningkat beberapa persen dalam beberapa dekade dari banyak region di belahan bumi utara. Perubahan
dari kandungan uap air telah dianalisa dari berbagai region dengan data lapangan dan pengukuran lapisan bawah troposphere dari
data satelit dan balon cuaca. Perubahan jumlah kandungan uap air membawa konsekuensi peningkatan jumlah tutupan awan di
daerah lintang tinggi yang meningkat sekitar 2% dari awal abad 20 dan berakibat pada turunnya peredaan temperatur siang dan
malam atau mengakibatkan turunnya kapasitas angin darat dan angin laut. Analisa terbaru menyebutkan bahwa pada daerah yang
terjadi peningkatan curah hujan juga terjadi peningkatan curah hujan berintensitas tinggi. Selain itu juga karakter dari tropikal storm
juga berubah pada intensitas dan frekuensinya.
Perubahan suhu juga mengakibatkan penurunan lahan tertutup salju dan laju perubahan tutupan lahan bersalju berkorelasi dengan
menariknya suhu permukaan. Dari data satelit terlihat bahwa terjadi penurunan sekitar 10% dari tutupan salju sejak tahun 1960 yang
berhubungan erat dengan laju peningkatan suhu permukaan daratan di belahan bumi utara. Jumlah tutupan es di bumi belahan utara
menurun, tetapi tidak ada tren yang jelas pada laju penurunan tutupan es di Antartika. Meski demikian kemunduran tutupan
bongkahan es di Arktik pada musim semi dan musim panas sebesar 10 hingga 15% sejak tahun 1950 konsisten dengan peningkatan
suhu permukaan pada musim panas di belahan bumi utara.
Dari data instrumen muka laut (tide gauge), laju peningkatan muka laut pada abad 20 ada pada kisaran 1.0 hingga 2.0 mm/tahun.
Laju peningkatan muka laut ini bukan hanya diakibatkan oleh mencairnya glasier dan es di kutub tetapi juga karena ekspansi termal
akibat peningkatan suhu air laut itu sendiri. Karena perubahan ekspansi termal air laut berlangsung lama terutama pada laut dalam maka dikuatirkan apabila masalah konsentrasi gas rumah kaca di atmosfir telah selesai diatasi perlu waktu agak lama agar termal
ekspansi di laut juga berhenti. Selain itu distribusi geografis dari perubahan muka laut juga dipengaruhi oleh perubahan salinitas,
angin, sirkulasi lautan dan perpindahan masa air dari daratan menuju laut atau dari kandungan lapisan es di darat atau laut ke laut.
Mencairnya glasier dan es di kutub memberikan kontribusi terbesar setelah ekspansi termal. Perubahan muka laut juga ditentukan
oleh faktor geologis yang tidak terkait dengan iklim yang bervariasi dalam skala ribuan tahun. Faktor perubahan pemanfaatan
kandungan air di dalam tanah juga berpengaruh terhadap laju perubahan muka laut. terakhir, pada skala seasonal, interannual dan
dekadal, muka laut terpengaruh pada perubahan di atmosfir dan laut dengan contoh nyata adalah gejala El Nino.
Pemanasan global juga disinyalir berpengaruh terhadap perubahan sirkulasi laut yang pada akhirnya menyebabkan perubahan
karakter El Nino dan fenomena besar lainnya seperti Osilasi Atlantik Utara. Terjadi peningkatan anomali pada suhu muka laut di
pasifik yang memicu terjadinya El Nino terbesar abad ini pada tahun 1997/1998 yang diduga akibat peningkatan suhu muka laut
akibat rumah kaca dimana energi yang tersimpan di muka bumi meningkat.
Faktor yang menghambat pemanasan global
Selain terjadi proses pemanasan global akibat kegiatan manusia, beberapa faktor lainnya dapat mengurangi terjadinya pemanasan
global. Perubahan fluxes di permukaan laut dan atmosfir mendorong terpendamnya aerosol beberapa gas gas rumah kaca seperti
misalnya CO2 dan NO2 dalam lautan. Sehingga lautan bisa dianggap sebagai penyerap panas atmosfir terbesar dan penyimpan
sedimen dari dua gas rumah kaca terbesar yaitu uap air dan CO2 dengan proses berikut ini. Lautan juga berfungsi sebagai tempat
berfoto sintesa pitoplankton dan respirasi zooplanton dimana terjadi perubahan gas gas dari CO2 menjadi O2 (pada proses
fotosintesa pitoplankton) dan dari O2 menjadi CO2 (pada proses respirasi zooplanton). Beberapa faktor tersebut menjadikan laut
sebagai peredam efek pemanasan global. Kedua fungsi lautan sebagai peredam dampak pemanasan global tersebut sering
diistilahkan sebagai faktor biogeochemistry lautan.
Selain lautan, proses foto sintesa juga terjadi pada tanaman di darat seperti hutan belantara. Hutan berfungsi sebagai paru paru bumi
dan peredam pemanasan global menjadikan hutan sebagai daya tarik dalam perdagangan emisi karbon untuk mengikuti konsep
Kyoto protokol. Salah satu konsep yang ditawarkan adalah dept swap atau pengganti hutang negara dengan emisi negatif dari hutan
karena hutan mengurangi emisi gas gas rumah kaca. Yang belum dibahas oleh pemerintah adalah peran dari kemampuan menyerap
dari lautan yang merupakan kontribusi nyata dan bagian dari wilayah yang luas dari negara ini.
Faktor pengurang lain adalah dari letusan gunung berapi yang berfungsi mengurangi jumlah kadar air di atmosfir. Gas SO2 yang
dihasilkan dari letusan gunung berapi akan bereaksi dengan uap air dan menyerap energi yang ada di atmosfir dan turun dalam
bentuk hujan asam. Terkondensasinya uap air menjadi butir butiran hujan membantu mengurangi energi di atmosfir. Selain itu
aerosol letusan gunung berapi juga menjadi penghalang radiasi matahari masuk ke muka bumi dan mengurangi terserapnya energi
radiasi matahari yang berada di permukaan bumi. Energi tersebut malah tertahan di lapisan atas atmosfir (stratosfir) dan
memanaskan suhu disana. Biasanya perubahan suhu di stratosfir berbanding terbalik dengan perubahan suhu di lapisan troposfir atau
lapisan paling bawah di muka bumi, apabila suhu di stratosfir meningkat maka suhu di troposfir menurun dan sebaliknya.
Efek pemanasan global terhadap ekosistim laut
Proses pemanasan global akan mempengaruhi karakter fisis, biologis dan biogeokimia dari lautan dan pantai, memodifikasi struktur
ekologisnya dan fungsi dari struktur tersebut terhadap ekosistim. Dampak global dari pemanasan tersebut meliputi peningkatan
tinggi muka laut dan suhu muka laut, penurunan tutupan es di laut dan perubahan salinitas, alkalinitas, meteorologi gelombang laut
dan sirkulasi air laut. Akibatnya terjadi umpan balik terhadap sistim iklim dengan perubahan daerah mixing di laut, produksi laut
dalam dan upwelling di garis pantai yang pada akhirnya akan mempengaruhi terhadap status, kesetimbangan, produktivitas dan
biodiversivitas zona pantai dan ekosistim laut. Perubahan distribusi suhu muka laut akan berakibat dengan perubahan distribusi biota
laut dan biodiversitas.
Perubahan habitat laut termasuk meningkatnya suhu muka laut, pelemahan sirkulasi laut, tutupan es di laut dan tinggi muka laut.
Perubahan frekuensi gejala ekstrim juga akan terjadi. Kejadian El Nino juga diperkirakan akan meningkat intensitas dan
frekuensinya seiring dengan perubahan iklim global. Hal ini akibat meningkatnya energi di atmosfir. Jika terjadi penurunan beda
suhu di equator dan di kutub akibat pemanasan global maka terjadi pelemahan sirkulasi atmosfir di banyak tempat (bukan daerah
siklon) dan mengakibatkan berkurangnya upwelling. Pengamatan dan penelitian tentang angin dan gelombang menunjukkan
peningkatan tinggi gelombang laut di lautan Atlantik meski belum ada keyakinan penuh apakah akibat dari pemanasan global.
Habitat laut juga terganggu akibat meningkatnya siklon tropis dan peningkatan hujan di daerah lintang tinggi akibat menyebarnya
daerah tropis. Akibat dari kasus terakhir ini adalah mengurangnya perbedaan salinitas laut di daerah tropis dan lintang tinggi,
sehingga mengurangi laju sirkulasi arus laut. Tutupan es di laut mempengaruhi albedo, salinitas dan proses transfer energi laut
atmosfir. Hal terakhir mempengaruhi peristiwa konveksi di dalam laut dan pada akhirnya mempengaruhi daya serap terhadap CO2 dan penimbunannya. Selain itu melemahnya sirkulasi arus laut itu sendiri juga mengurangi kemampuan menyerap CO2 di
permukaannya karena mengurangi wilayah tempat menyerapnya CO2. Sedangkan albedo mempengaruhi besarnya intensitas energi
radiasi matahari yang dipantulkan oleh muka bumi seperti tutupan awan di daerah tropis.
Proses biologi berperan penting dalam menyerap CO2 dan membuang karbon dari atmosfir ke laut dalam melalui partikel organik
dan dengan arus laut yang melarutkan partikel organik. Proses ini dikenal dengan nama pompa biologis yang memompa kandungan
karbon di permukaan laut dan mengendapkannya di kedalaman. Proses ini seringkali dipengaruhi oleh kondisi biocalcification di
terumbu karang dan kandungan organisma di lautan. Peningkatan suhu muka laut akan mengakibatkan peningkatan degradasi
biologis laut. Perubahan iklim diperkirakan akan mempengaruhi proses yang mengontrol siklus dari berbagai elemen. Proses
fotosintesa sebagai faktor utama biota laut dalam menyerap CO2 dikontrol oleh keberadaan zat besi. Perubahan runoff dari sungai ke
laut akibat pemanasan global akan mempengaruhi nutrisi dan kandungan besi ke laut sehingga mengakibatkan perubahan daya serap
CO2 di laut. Dampak nyata kemungkinan terdapat di laut semi tertutup dan teluk. Salah satu penelitian akhir menunjukkan bahwa
kandungan zat besi dalam jumlah beberapa ton saja dapat menyebabkan pertumbuhan biota organisme laut yang menyerap CO2
meningkat pesat. Hal ini diramalkan akan dapat membuat kondisi atmosfir menjadi jauh labih dingin dan sehingga dapat
menyebabkan timbulnya iklim era es seperti beberapa ribu tahun yang lalu.
Sudah lama diketahui bahwa ada hubungan erat antara distribusi ikan dan perubahan iklim. Perubahan suhu, salinitas, nutrisi, tinggi
muka laut kondisi arus dan tutupan es diyakini mempengaruhi distribusi tersebut. Suhu laut juga mempunyai efek langsung dengan
pertumbuhan dan kelangsungan hidup larva ikan dan ikan muda. Suhu laut juga mempengaruhi laju produksi biologis dan akhirnya
ketersediaan makanan di lautan yang merupakan regulator utama dari distribusi dan kumpulnya ikan. Sebagai contoh adalah
penyebaran ikan tuna di utara dan timur laut pulau Irian yang erat terkait dengan peristiwa El Nino dan La Nina. Keterkaitan
penyebaran tuna dengan suhu muka laut tersebut diyakini akan berpengaruh pula jika terjadi proses pemanasan global. Jumlah
penangkapan ikan sarden di Pasific utara sebagai contoh berikutnya juga terpengaruh dengan variabilitas iklim dekadal di daerah
tersebut. Hal ini dirasakan pada penangkapan ikan sarden di laut Jepang, California dan Chile. Di Tasmania, Australia, berkurangnya
stress angin permukaan di perairannya mengurangi produksi zooplankton secara besar besaran dan mempengaruhi densitas ikan Jack
makerel. Peningkatan suhu muka laut di laut utara Pasific diyakini akan menahan distribusi Sokeye solmon keluar lautan Pasific
utara dan menuju laut Bering. Dari beberapa fakta diatas, efek dari pemanasan global terhadap distribusi ikan di wilayah perairan
Indonesia masih banyak belum diketahui. Salah satu faktor seperti telah dibahas diatas yang mungkin adalah pengurangan gradien
suhu muka laut antara daerah tropis dan kutub sehingga memperlemah angin dan mengurangi potensi upwelling dan berakibat pada
distribusi nutrisi dan distribusi ikan.
Perubahan iklim global akan membawa efek perubahan fisis dan ekosistim di lingkungan laut dan air tawar. Tinggi muka air dan
suhu permukaan akan meningkat di daerah lintang tinggi dengan konsekuensi memanjangnya masa pertumbuhan ikan budi daya dan
kerang kerangan. Perubahan ini akan memberi dampak positif untuk laju pertumbuhan dan angka efisiensi rantai makanan. Akan
tetapi peningkatan suhu muka laut akan berakibat juga seperti perubahan level kandungan oksigen yang dihubungkan dengan
intensitas dan frekuensi menyebarnya penyakit perairan seperti seringnya algal blooms di perairan pantai. Peningkatan suhu laut dan
cuaca ektrim akan mempengaruhi produksi ikan budi daya dan merusak infra struktur produksi. Peningkatan tinggi muka laut akan
berakibat negatif pada rumpon rumpon. Peningkatan suhu muka laut juga berakibat positif akan lebih luasnya peta penyebaran ikan
ikan yang aslinya dari daerah bersuhu tinggi.
Keberadaan mamalia laut dan burung burung pantai juga banyak dipengaruhi oleh pola iklim. Perubahan komposisi mamalia dan
burung pantai di laut Pasific utara dipercaya dipengaruhi oleh variasi iklim. Penyelidikan menemui penyebaran ikan paus
berhubungan erat dengan situasi El Nino. Pengurangan tutupan es di kutub akan mempersulit beruang kutub untuk memangsa
mangsa mereka. Lebih lamanya masa musim panas dikutub akan juga mempengaruhi waktu berburu beruang kutub sehingga
memperlama waktu berpuasa mereka. Hal ini justru menambah peluang hidup mangsanya seperti anjing laut.
Efek pemanasan global terhadap populasi pantai
Paling kurang 20% dari populasi dunia hidup dalam jarak 30 km dari garis pantai dan dua kalinya pada jarak 100 km dari laut.
Sehingga perubahan terhadap sistim ekologi dan ekosistim pantai akan berpengaruh besar terhadap populasi di daerah pantai.
Daerah daerah pantai dunia telah mendapat tekanan daeri berbagai faktor seperti peningkatan jumlah penduduk, perusakan habitat
dan peningkatan polusi dari atmosfir, yang bersumber dari daratan dan sungai. Dengan tambahan meningkatnya radiasi sinar Ultra
violet akibat rusaknya ozon akan membawa konsekuensi yang jauh lebih parah.
Perubahan pada curah hujan, pH, suhu laut, angin terlarutnya CO2 dan salinitas akan mempengaruhi kualitas air di estuari dan
perairan pantai. Beberapa organisma penyekit dan spesies algae terpengaruh pada faktor faktor fisis tersebut. Pada dekadal terakhir
ditemui penyekit yang mempengaruhi organisme laut seperti terumbu karang dan rumput laut. Kerusakan terparah terumbu karang pada tahun 1997 ? 1998 berhubungan erat dengan gejala El Nino. Dilaporkan juga penyakit baru pada penyebaran terumbu karang
foraminifera dengan implikasi sedimentasi pantai. Siklus ENSO dan peningkatan suhu laut berkorelasi dengan peningkatan penyakit
Dermo (akibat parasit bakteri protozoa) dan MSX (multinucleated spore) pada pembudi dayaan oyster sepanjang pantai timur
amerika. Beberapa penyakit tersebut di transfer kepada manusia akibat mengkonsumsi oyster tersebut. Bakteri Vibrio vulnificus
yang ditemukan di oyster juga mematikan bagi manusia dan menjadi meningkat populasinya akibat naiknya suhu muka laut.
Epidemi kolera (Vibrio Cholerae) sering diasosiasikan dengan meningkatnya suhu muka laut dan tinggi muka air seperti di
Banglades.
Beberapa masalah pantai yang mungkin timbul diantaranya peningkatan banjir akibat badai, peningkatan erosi pantai, intrusi air laut
ke dalam air tanah, menyeruaknya daerah pasang surut hingga estuari dan sistim sungai dan peningkatan tinggu muka laut dan suhu
daratan. Dalam 100 tahun terakhir sekitar 70% pantai pasir dunia telah mundur akibat erosi dan sekitar 20 ? 30% stabil dan sekitar
10% bertambah luas ke laut. Dengan pemanasan global dan peningkatan suhu muka laut akan terjadi tendensi erosi lebih lanjut.
Pendekatan multi disiplin diperlukan untuk menggabungkan beberapa faktor seperti morfologi pantai, suplai sedimen, tekstur pantai
dan komposisi, sejarah tektonik dan keberadaan proteksi pantai biologis seperti hutan bakau. Pada saat El Nino laju peningkatan
erosi pantai menjadi lebih nyata. Keberadaan hutan bakau penting untuk tempat produksi makanan laut dan sumber produk kayu dan
perlindungan laut. Di Thailand, 50% hutan bakau telah hilang dalam 35 tahun terakhir. Hutan tersebut diganti oleh penumpukan
sedimen di pantai, pada akhirnya hutan bakau tersebut menjalar jauh ke tengah laut. Dalam berbagai penelitian disebutkan bahwa
hutan bakau juga terpengaruh oleh kenaikan tinggi muka laut.
Terumbu karang merupakan sumber utama biodiversitas dan mereka merupakan tempat lebih dari 25% dari seluruh jenis ikan dan
mengandung lebih banyak spesies dari hutan tropis. Terumbu karang penting bagi kepulauan atoll, perlindungan pantai, sumber
pasir laut, daya tarik turisme dan masa depan bioteknologi laut. Lebih dari 80% terumbu karang di asia dalam bahaya akibat
perbuatan manusia seperti industrialisasi, polusi, turisme, urbanisasi, buangan pertanian, buangan limbah air perkotaan, sedimentasi,
penangkapan berlebihan penambangan pasir, reklamasi pantai, penyakit dan predator. Proyeksi kerusakan akibat kenaikan tinggi
muka laut dianggap kecil tetapi kenaikan suhu muka laut yang diprediksikan diatas 1 ? 2C pada tahun 2100 akan menyebabkan
terumbu karang berada diatas ambang toleransi hidupnya. Dengan meningkatnya kandungan CO2 akan menurunkan kadar kapur
(CaCO3) pada terumbu karang tersebut sehingga membahayakan kelangsungan hidupnya.
Dampak sosioekonomi dari pemanasan global
Untuk daerah pesisir, dampak nyata dari segi sosioekonomis akan terasa pada beberapa sektor seperti turisme, kualitas dan suplai air
bersih, perikanan dan pembudidayaannya, pertanian, pemukiman, lembaga keuangan dan kesehatan. Jumlah manusia yang akan
terpengaruh oleh banjir di pesisir akibat badai akan berlipat dua kali pada akhir abad ini tanpa faktor pertambahan penduduk.
Proteksi untuk daerah pesisir bagi daerah pantai rendah seperti negara Belanda akan menjadi sangat mahal. Sayangnya beberapa
penelitian sosioekonomi tidak selalu dihubungkan dengan faktor atau mekanisme biologis dan fisis dari dampak yang ditimbulkan
oleh proses pemanasan global tersebut.
Penelitian pada garis pantai Amerika bahwa pada akhir abad ini kerugian akibat kenaikan tinggi muka air laut akan mengakibatkan
kerugian sebesar US$ 20.4 billion. Penelitian dampak potensi kenaikan tinggi muka laut 0.5 m di Montevideo, Uruguay
menyebutkan angka kerugian hingga US$ 23 juta. Penelitian di Venezuala menunjukkan angka potensi kerugian dengan kenaikan
muka laut 0.5 m adalah US$ 30 billion untuk sepanjang pantai mereka. Diperkirakan akibat erosi pantai di Amerika sekitar 1500
rumah akan hanyut dengan angka kerugian properti US$ 530 juta per tahun. Sementara itu untuk Jepang diperkirakan kenaikan
muka laut 0.5 m akan mengakibatkan kerusakan US$ 3.4 billion per tahun. Di Inggris, untuk proteksi garis pantai sebesar 4300km
diperlukan biaya sekitar US$ 500 juta per tahun. Total biaya untuk proteksi dan membuat pelabuhan pelabuhan di Jepang tetap
bekerja seperti sekarang (1000 pelabuhan) diperkirakan sekitar US$ 110 billion untuk kenaikan muka laut 1 m. Hampir keseluruhan
beban biaya tersebut akan ditanggung oleh lembaga keuangan dan asuransi.
Prospek iklim Indonesia kedepan
Akibat pemanasan global dan peningkatan suhu muka laut dan tinggi muka air laut maka akan berakibat terhadap berubahnya pola
iklim di Indonesia. Seperti sudah digambarkan sebelumnya, terjadi proses penyebaran daerah tropis menuju iklim sub tropis.
Konsekuensinya adalah berubahnya iklim di daerah sub tropis menjadi lebih menyerupai tropis. Sementara di wilayah Indonesia
hubungan antara suhu muka laut dan hujan sudah berada pada titik puncaknya sehingga peningkatan suhu muka laut hanya akan
menyebabkan berkurangnya akumulasi curah hujan. Dikuatirkan akan terjadi penurunan volume curah hujan tahunan di Indonesia
dan penurunan hai hujan. Hal ini juga berakibat semakin banyaknya hari dengan intensitas hujan tinggi yang membawa resiko banjir
lebih besar. Dengan berkurangnya hari hari hujan maka resiko kekeringan juga terus mengancam untuk iklim Indonesia. Perubahan
pola iklim tersebut tentu berakibat perubahan pula terhadap pola iklim tahuna dimana diperkirakan akan terjadi perlambatan masuknya musim hujan dan melambatnya kedatangan musim kering. Selain itu perioda musim hujan juga diperkirakan akan lebih
pendek.
Gambar 27. Data historis anomali kenaikan suhu permukaan bumi sejak tahun 1860 hingga 2000 terhadap nilai rata rata (garis nol)
dari perioda 1961 ? 1990. nilai ketidak pastian digambarkan dengan dua skala error.
Gambar 28. Deret waktu dari anomali suhu tiga bulanan di troposphere (atas) atau lapisan atmosphere bagian bawahdan di bawah
stratosphere (bawah) atau lapisan udara diatas troposphere menurut data balon dan satelit. Perhatikan efek nyata dari letusan tiga
gunung berapi besar yang menghambat perubahan suhu global berupa perubahan anomali negatif suhu permukaan.
Gambar 29. Rekonstruksi perubahan suhu permukaan dalam skala ratusan tahun dari data lingkar pohon, terumbu karang, es di
kutub dan data historis (biru), data dari peralatan observasi (merah) dan standar estimasi kesalahan (abu abu).
Gambar 30. skema perubahan variasi beberapa indikator suhu (atas) dan beberapa indikator proses hidrologi dan cuaca ekstrim
(bawah).
Gambar 31. Catatan perubahan komposisi atmosfir dari konsentrasi atmosfir CO2, CH4 dan N2O dalam 1000 tahun terakhir. Data
dari analisa es kutub dan beberapa tempat lain di Antartika dan Greenland ditambah data pengukuran atmosfir langsung pada
beberapa dekade terakhir. Gambar bawah menunjukkan data yang serupa bagi konsentrasi sulfat.
Gambar 32. Beberapa faktor yang mendukung dan mengurangi dampak gas gas rumah kaca dan seberapa besar tingkat pengetahuan
manusia saat ini.
Table 2. Peningkatan beberapa spesies gas gas rumah kaca di atmosfir hasil perbuatan manusia.
CO2
Karbon dioksida CH4
Metan N2O
Nitrous Oxide CFC-11
Chlorofluoro-carbon11 HFC-23
Hidrofluoro carbon 23 CF4
Perfluoro metan
Konsentrasi sebelum industri Sekitar 280 ppm Sekitar 700 ppb Sekitar 270 ppb Nol Nol 40 ppt
Konsentrasi th 1998 365 ppm 1745 ppb 314 ppb 268 ppt 14 ppt 80 ppt
Laju perubahan konsentrasi 1.5 ppm/tahun 7.0 ppb/tahun 0.8 ppb/tahun -1.4 ppt/tahun 0.55 ppt/tahun 1 ppt/tahun
Siklus hidup di atmosfir 5 ? 200 tahun 12 tahun 114 tahun 45 tahun 260 tahun > 50 000 tahun
Table 3. Global CO2 budget dari perhitungan CO2 dan O2. Positif (negatif) berarti tambahan ke (pengurangan dari) atmosfir.
SAR
(laporan sebelum IPCC)
1980 ke 1989 1980 - 1989 1990 - 1999
Peningkatan di atmosphere 3.3 ? 0.1 3.3 ? 0.1 3.2 ? 0.1
Emisi (semen, minyak bumi) 5.5 ? 0.3 5.4 ? 0.3 6.3 ? 0.4
Fluks laut atmosfir -2.0 ? 0.5 -1.9 ? 0.6 -1.7 ? 0.5
Fluks darat atmosfir -0.2 ? 0.6 -0.2 ? 0.7 -1.4 ? 0.7
Gambar 33. Peningkatan suhu muka bumi akibat alamiah dan hasil perbuatan manusia (antropo).
Gambar 34. Beberapa prediksi peningkatan suhu muka bumi hingga tahun 2100 dari hasil keluaran beberapa model iklim dan
skenario.
Table 4. Proyeksi tingkat kepercayaan beberapa indikator perubahan iklim global.
Tingkat kepercayaan hasil pengamatan (setengah abad 20 akhir) Perubahan fenomena Proyeksi tingkat kepercayaan pada abad 21
Memadai Suhu max. meningkat dan lebih banyak hari panas di wilayah darat Sangat memadai
Sangat memadai Suhu min. meningkat dan lebih sedikit hari dingin dan hari beku di wilayah darat. Sangat memadai
Sangat memadai Jarak suhu diurnal siang malam menurun Sangat memadai
Memadai, di banyak wilayah Meningkatnya indeks panas di daratan Sangat memadai, hampir semua wilayah
Memadai, di banyak wilayah lintang tinggi Lebih banyak curah hujan intensitas tinggi Sangat memadai, hampir semua wilayah
Memadai, di beberapa wilayah Meningkatnya musim panas dan kering di benua dan resiko kekeringan Memadai di daerah lintang
tinggi
Tidak terlihat pada beberapa kasus Meningkatnya siklon tropis dan kecepatan angin maksimumnya Memadai di beberapa wilayah

Kurang data Meningkatknya rata rata dan puncak curah hujan dari siklon tropis. Memadai di beberapa wilayah

Berbagi :