1

1

BAB I

PENDAHULUAN

I.I. Latar Belakang

Negara Republik Indonesia sebagai Negara kepulauan memiliki laut yang

lebih luas daripada daratan, untuk itu pengetahuan mengenai kelautan menjadi sangat

penting untuk dipelajari dan diteliti, di antaranya adalah fenomena fisik air laut

berupa arus laut. Arus adalah proses pergerakan massa air laut yang menyebabkan

perpindahan horizontal dan vertikal massa air laut yang terjadi secara terus menerus.

Data dinamika dan pola arus laut sangat penting baik untuk kepentingan nasional,

regional, dan global. Untuk kepentingan nasional berguna untuk pengkajian variasi

iklim ,keselamatan pelayaran dan penangkapan ikan tuna di Indonesia. Dalam

cakupan regional digunakan sebagai bahan dalam mengkaji anomali variasi iklim,

sedangkan dalam cakupan global berguna untuk meningkatkan perkiraan ENSO (El-

Nino Southern Oscillation) dan perubahan iklim global.

Mengingat arus merupakan fenomena fisik yang mencakup wilayah yang

luas, maka dalam melakukan akuisisi data diperlukan alat yang dapat memberikan

informasi yang baik mengenai arus untuk wilayah luas. Perekaman data arus dengan

alat konvensional untuk wilayah yang luas sangat sulit dilakukan karena

membutuhkan waktu yang lama dan biaya yang besar. Salah satu solusi yang dapat

dilakukan adalah dengan memanfaatkan data-data dari satelit altimetri yang dapat

diperoleh secara gratis dari situs-situs resmi dunia yang menyediakan data-data

satelit altimetri. Data-data satelit altimetri memberikan informasi diantaranya

mengenai sea surface height (SSH), sea level anomaly (SLA), mean sea surface

(MSS), sea surface topography (SSTop), significant wave height (SWH) di atas

ellipsoid referensi. Informasi SSH tersebut dapat digunakan untuk membuat model

arus permukaan dengan koreksi MSS yang digunakan adalah model geoid global

yang menghasilkan nilai undulasi geoid. Nilai undulasi geoid menjadi konstanta

pengurang untuk nilai SSH sehingga menghasilkan nilai SLA. Selanjutnya nilai SLA

2

digunakan untuk membuat model arus dengan prinsip sifat air yang mengalir dari

kedudukan yang lebih tinggi ke kedudukan yang lebih rendah. Arah aliran diperoleh

dari resultan vektor kecepatan arah utara selatan dan arah timur barat dengan 1 titik

mengacu ke titik yang lain.

Sehubungan dengan hal tersebut, pada penelitian ini dilakukan pemodelan

arus permukaan perairan Indonesia menggunakan data satelit altimetri ENVISAT

dengan model geoid global yang digunakan adalah EGM2008. Model geoid global

EGM2008 menghasilkan nilai undulasi geoid sebagai konstanta pengurang untuk

nilai SSH sehingga diperoleh nilai SLA yang diplot dan menghasilkan pola arus

permukaan.

I.2. Rumusan Masalah

Pembuatan model arus untuk wilayah yang luas memerlukan data dengan

ketelitian yang baik, oleh karena itu digunakan data satelit altimetri ENVISAT. Data

satelit ENVISAT belum pernah digunakan dan dievaluasi untuk keperluan

pemodelan arus di perairan Indonesia. Berdasarkan rumusan masalah tersebut, maka

muncul pertanyaan penelitian sebagai berikut :

1. Bagaimana karakteristik data satelit altimetri ENVISAT ?

2. Bagaimana pola arus yang dihasilkan data satelit altimetri ENVISAT ?

3. Bagaimana perbandingan model arus yang dihasilkan data ENVISAT dengan

model arus yang telah dipublikasikan sebelumnya ?

I.3. Pembatasan Masalah

Dalam penelitian ini digunakan beberapa kriteria sebagai batasan masalah

dalam melaksanakan penelitian yaitu :

1. Lokasi penelitian meliputi wilayah lautan Indonesia yaitu antara 120 LU-19

0 LS

dan 850

BT-1450 BT, wilayah daratan tidak termasuk dalam obyek penelitian.

2. Data satelit altimetri ENVISAT yang digunakan adalah data pengamatan bulan

Januari sampai Maret (untuk memodelkan arus geostropik saat bertiup angin

3

musim barat) dan bulan Juli sampai September (untuk memodelkan arus

geostropik saat bertiup angin musim timur) tahun 2010.

3. Model geoid global yang digunakan sebagai referensi adalah EGM2008 , karena

berdasarkan penelitian yang dilakukan oleh Jatmiko (2009)pada skripsi “Evaluasi

Model Geopotensial Global Dalam Penentuan Model Arus Perairan Indonesia

Dari Data Satelit Altimetri TOPEX/POSEIDON”, dengan membandingkan model

EGM96, EGM2008 dan ITG-GRACE03, dihasilkanlah model geopotensial global

yang paling sesuai untuk perairan Indonesia adalah EGM2008.

4. Dalam penelitian ini digunakan model arus yang dipublikasikan dalam Naga

Report oleh Wyrtki (1961) hasil pengukuran kapal R/V Samudra (1956-1957)

sebagai pembanding, dimana model arus Wyrtki juga digunakan sebagai

pembanding dalam penelitian pemodelan arus di perairan Indonesia oleh Harini

(2004) dan Jatmiko (2009) . Model arus Wyrtki dipilih karena merupakan salah

satu studi yang paling menyeluruh yang pernah dilakukan di perairan Indonesia

dan masih menjadi acuan bagi para peneliti kelautan (Pariwono, 2005, dalam

Jatmiko, 2009).

5. Evaluasi arus dilakukan dengan cara hanya membandingkan pola arah arus secara

visual pada area sampel antara model yang dihasilkan data satelit altimetri

ENVISAT dengan model arus yang sudah diketahui yaitu model arus Wyrtki,

sedangkan untuk magnitude arusnya tidak dimasukkan dalam pembahasan.

6. Program pemodelan arus geostropik pada penelitian ini merupakan program yang

baru terferifikasi untuk data satelit Topex/Poseidon

I.4. Tujuan Penelitian

Tujuan dari diadakannya penelitian ini adalah sebagai berikut :

1. Melakukan pengkajian terhadap ketersediaan data, perhitungan persebaran SSH

(Sea Surface Height), SLA (Sea Level Anomaly), dan standar deviasi data satelit

altimetri ENVISAT di perairan Indonesia

2. Membuat model arus perairan Indonesia menggunakan data satelit altimetri

ENVISAT.

4

3. Melakukan analisis model dan membandingkan hasil pemodelan arus dari data

satelit altimetri ENVISAT dengan model arus Wyrtki.

I.5. Manfaat Penelitian

Penelitian ini bermanfaat untuk mendapatkan model dan hasil analisa pola

arus laut di perairan Indonesia berdasarkan data satelit altimetri ENVISAT yang

nantinya diharapkan dapat dijadikan referensi untuk penelitian selanjutnya seperti

penentuan jalur pelayaran demi keselamatan pelayaran dan prediksi iklim

I.6. Tinjauan Pustaka

Polovina, et al. (1998) menggunakan data satelit altimetri T/P untuk

mensimulasikan dinamika pergerakan larva lobster di perairan barat laut Kepulauan

Hawai. Metode yang digunakan untuk mendeteksi pergerakan larva lobster adalah

dengan membuat suatu model arus geostropik yang dihitung dari data SSH satelit T/P

tiap 10 hari (1 cycle). Hasil dari penelitian ini menyimpulkan bahwa data T/P dapat

membantu dalam mendeteksi arah pergerakan larva lobster yang sangat dipengaruhi

oleh pergerakan arus laut yang membawanya.

Anom (2006) membuat suatu model arus permukaan dengan menggunakan

data satelit altimetri T/P untuk menentukan jalur pelayaran kapal dari Jakarta

(Tanjung Priuk) ke kota Port Hedland (Australia). Data yang digunakan dalam

pembuatan model ini adalah MGDR-B bulan Februari dan Agustus 2000 (cycle 271-

274 dan cycle 290-293). Metode yang digunakan untuk pembuatan model arus

adalah dengan menghitung mean sea surface (MSS). MSS yang digunakan adalah

MSS dari MGDR-B selanjutnya dilakukan perhitungan SLA. SLA digunakan dengan

alasan SSTop beracuan pada geoid dan geoid di lautan dianggap tidak begitu baik

ketelitiannya. Hasil dari penelitian ini adalah model arus bulan Februari dan Agustus

yang selanjutnya digunakan untuk melakukan analisa jalur pelayaran kapal paling

aman dengan rute Jakarta ( Tanjung Priuk ) menuju kota Port Hedland ( Australia ).

5

Jatmiko (2009) membuat model arus di perairan Indonesia dengan

menggunakan data satelit altimetri T/P. Dalam penelitian ini juga dilakukan evaluasi

penggunaan 3 MGG (EGM96, EGM2008, dan ITG-GRACE03) pada hitungan

pemodelan arus. Dari 3 MGG yang digunakan akan dicari MGG yang menghasilkan

pola arus mendekati pola arus yang sudah ada dan diterima secara ilmiah yaitu model

arus Wyrtki. Data satelit T/P yang digunakan adalah data pengamatan bulan Februari

(untuk menentukan arus musim barat) dan bulan Agustus (untuk menentukan arus

musim timur) tahun 2003. Kesimpulan dari penelitian ini adalah dari ketiga model

arus pada bulan Februari, model arus dari SLA EGM2008 memiliki pola yang paling

teratur dan paling mendekati model arus dari Wyrtki. Pola arus bulan Februari adalah

pola arus Musim Barat yang ditandai oleh adanya aliran air dari arah utara melalui

Laut China Selatan bagian atas, Laut Jawa dan Laut Flores (Hutabarat, 1986). Tanda

ini terlihat jelas pada model arus yang dibuat menggunakan SLA dari EGM2008. SLA

dari EGM2008 menghasilkan pola arus yang paling teratur dan paling mendekati

model arus Wyrtki. Hal ini menunjukkan bahwa model geoid EGM2008 paling

mendekati kondisi asli di lapangan.

Handoko (2010) membuat model arus di perairan Indonesia menggunakan

data satelit Jason-1. Data yang digunakan dalam penelitian ini adalah data antara

tahun 2002-2009. Metode yang digunakan adalah dengan membuat model arah

pergerakan angin dan selanjutnya dilakukan analisa kesesuaian pergerakan angin

dengan pola pergerakan arus. Hasil dari penelitian ini menunjukkan bahwa pada

kisaran bulan Desember-Februari arah pergerakan arus laut teratur dari barat menuju

arah timur, begitu pula sebaliknya pada kisaran bulan Juni-Agustus arah pergerakan

arus laut teratur dari timur menuju arah barat. Saat terjadi massa peralihan

pergerakan angin yakni pada bulan Maret-Mei dan September-November, arah

pergerakan arus dalam satu cycle cenderung terbagi menjadi dua arah, yakni dari

Asia menuju Australia dan dari Australia menuju Asia.

Harini (2004) membuat model pola arus permukaan menggunakan data atelit

altimetri Topex/Poseidon. Data yang digunakan dalam penelitian ini adalah data

tahun 1999. Metode yang digunakan untuk menghasilkan pola arus adalah

6

menggunakan pendekatan keseimbangan geostropik. Hasil dari penelitian ini

menunjukkan bahwa pada Bulan Februari, terjadi aliran arus permukaan di Samudera

Pasifik dari timur menuju barat, sedangkan di Samudera Hindia, terjadi aliran arus

permukaan dari timur menuju barat yangkemudian bertemu dengan arus balik

menuju ke arah barat daya. Aliran arus pada Bulan Oktober di Samudera Pasifik

menunjukkan pergerakan dari arah timur menuju tenggara, sedangkan di Samudera

Hindia pada lintang 30

LU sampai 30

LS, terjadi aliran arus permukaan dari barat

menuju timur. Hal tersebut sesuai dengan model arus yang dihasilkan oleh Wyrtki.

I.7. Landasan Teori

I.7.1 Arus Laut

Arus adalah proses pergerakan massa air laut yang menyebabkan perpindahan

horizontal dan vertikal massa air laut yang terjadi secara terus menerus. Gerakan

massa air ada 2 macam, yaitu gerakan massa air horizontal dan gerakan massa air

vertikal. Gerakan massa air vertikal biasanya tidak diperhitungkan, karena

pengaruhnya terhadap kecepatan arus kecil sekali (Hutabarat dan Evans, 1986).

Hutabarat dan Evans (1986) mengemukakan bahwa pergerakan air tidak

hanya disebabkan oleh angin. Alasannya adalah bahwa arus-arus laut dipengaruhi

oleh paling tidak 3 faktor selain angin. Hal tersebut mengakibatkan arus yang

mengalir di permukaan lautan merupakan hasil kerja gabungan dari angin beserta

ketiga faktor lainnya. Fakor faktor lain yang dimaksudkan adalah sebagai berikut :

1. Bentuk topografi dasar lautan dan pulau-pulau yang ada di sekitarnya.

2. Gaya Coriolis dan Arus Ekman

3. Perbedaan Tekanan Angin

I.7.1.1. Bentuk topografi dasar lautan dan pulau-pulau yang ada di

sekitarnya. Beberapa sistem lautan utama dunia dibatasi oleh massa daratan dari tiga

sisi dan oleh arus equatorial counter di sisi keempat. Dari batas-batas tersebut akan

menghasilkan sistem pergerakan air yang hampir tertutup dan cenderung membuat

aliran air mengarah dalam suatu bentuk bulatan yang kemudian membentuk suatu

pusaran (gyre).

7

I.7.1.2. Gaya Coriolis. Gaya coriolis adalah gaya yang timbul akibat adanya

fenomena perputaran bumi pada porosnya. Gaya ini berpengaruh pada pergerakan

massa yang awalnya lurus kemudian akan dibelokkan. Pada belahan bumi utara

(North Hemisphere) terjadi pembelokan ke arah kanan sedangkan pada belahan bumi

selatan (South hemisphere) terjadi pembelokan ke arah kiri. Gaya Coriolis

menghasilkan adanya aliran pusaran (gyre) yang mengarah ke arah jarum jam (ke

kanan) pada belahan bumi utara dan berlawanan arah jarum jam (ke kiri) pada

belahan bumi selatan. Gaya coriolis juga menyebabkan timbulnya perubahan arah

arus yang kopleks seiring dengan makin dalamnya kedalaman suatu perairan

1.7.1.3. Arus Ekman. Pada umumnya, tenaga angin yang diberikan pada

lapisan permukaan air dapat membangkitkan timbulnya arus permukaan yang

mempunyai kecepatan sekitar 2% dari kecepatan angin itu sendiri. Kecepatan ini

akan semakin berkurang seiring dengan bertambahnya kedalaman perairan sampai

akhirnya angin tidak berpengaruh lagi di kedalaman lebih dari 200 meter. Hal ini

menyebabkan terjadi fenomena spiral ekman, dimana arus dibelokkan dari arah

semula pada arus yang relatif cepat di permukaan, dan pembelokan akan semakin

besar pada aliran arus yang lebih lambat di tiap lapisan seiring bertambahnya

kedalaman perairan.

Gambar I.1. Arus Ekman pada 35 ° LU yang diakibatkan kecepatan angin sebesar 10

m/s (Stewart, 2006).

8

Dalam Gambar I.1 arah dari arus ditunjukkan oleh ujung tanda panah sedangkan

besarnya kecepatan ditunjukkan dengan panjangnya garis panah. Semakin dalam

perairan, maka panjang tanda panah semakin berkurang.

I.7.1.4. Perbedaan Tekanan Angin. Angin memiliki kecenderungan untuk

bertiup secara tetap dalam arah tertentu di atas permukaan laut yang licin. Akibat

dari bertiupnya angin ini menyebabkan terjadinya penumpukan air pada beberapa

tempat di lautan. Penumpukkan air pada beberapa tempat ini akan mengakibatkan

tempat-tempat tersebut memiliki ketinggian yang lebih tinggi daripada tempat lain.

Walaupun perbedaan ini kecil tetapi hal ini meyebabkan timbulnya berbedaan

tekanan air sehingga terjadi aliran air dari tempat yang bertekanan lebih tinggi

menuju tempat yang bertekanan rendah. Pada umumnya air didaerah tropis dan

subtropis rata-rata lebih tinggi daripada di daerah kutub, sehingga menyebabkan

terjadinya sebuah aliran besar down-hill yang mengalir ke daerah-daerah yang

bertekanan lebih rendah di daerah kutub.

Gambar I.2. Diagram secara garis besar dari angin yang bertiup pada suatu arah di

atas permukaan laut (Hutabarat dan Evans, 1986)

Gambar I.2 menunjukkan bagimana angin yang bertiup dapat mengakibatkan

timbulnya perbedaan ketinggian lautan di beberapa tempat di dunia.

9

I.7.2. Macam-Macam Arus Permukaan

Hutabarat dan Evans (1986) membagi arus permukaan berdasarkan zona

terjadinya menjadi 3, yaitu :

1. Aliran air di daerah ekuator yang mengalir dari arah Barat ke Timur, tetapi

mereka dibatasi oleh arus-arus sejajar yang mengalir dari timur ke barat, baik di

belahan bumi utara maupun di belahan bumi selatan

2. Daerah subtropikal ditandai dengan adanya arus-arus berputar yang dikenal

dengan nama gyre. Terdapat kecenderungan, bahwa setiap sistem lautan utama

dunia mempunyai satu gyre yang masing-masing terdapat di sebelah utara ekuator

dan sebelah selatan ekuator. Aliran air pada gyre yang terdapat di belahan bumi

utara mengalir searah jarum jam, sedangkan yang terdapat di belahan bumi selatan

mengalir berlawanan arah jarum jam.

3. Arus yang bergerak mengelilingi daerah kutub.

I.7.3. Macam-Macam Arus Musiman

Salah satu faktor yang paling bervariasi dalam membangkitkan arus laut

adalah angin. Oleh karena sistem angin umum dunia selalu berjumlah tetap

sepanjang tahun, maka arah arus-arus dunia hanya mengalami variasi tahunan yang

kecil. Tetapi untuk angin musim (monsoon) yang berada di bagian utara Lautan

Hindia dan lautan-lautan Asia Tenggara, mengalami perubahan musiman. Akibatnya,

arus-arus permukaan perairan Asia Tenggara mengalami perubahan arah. Musim

barat ditandai dengan adanya aliran air dari arah utara melalui Laut Cina bagian atas,

Laut Jawa, dan Laut Flores. Sedangkan pada waktu musim timur terjadi kebalikan

dimana arus mengalir dari arah selatan.

I.7.4. Arus Geostropik

Salah satu faktor pembangkit arus laut adalah angin. Angin yang bertiup di

permukaan laut menyebabkan pergerakan aliran air yang arahnya mengikuti

pergerakan angin. Semakin jauh tiupan angin maka kecepatan akan semakin

berkurang sehingga terjadi penumpukkan air laut di suatu tempat. Hal tersebut

mengakibatkan terjadinya perbedaan ketinggian muka air laut. Perbedaan ketinggian

10

permukaan air laut menyebabkan terjadinya perbedaan tekanan air antara permukaan

air laut yang lebih tinggi dengan permukaan air laut yang lebih rendah, sehingga

menyebabkan adanya perpindahan air laut dari tempat yang memiliki tekanan lebih

tinggi menuju ke tempat yang memiliki tekanan lebih rendah untuk menciptakan

keseimbangan geostropik. Arus geostropik merupakan komponen utama dari arus

permukaan (Harini, 2004). Arus geostropik terjadi akibat adanya keseimbangan

antara komponen arus yang disebabkan oleh gaya coriolis (akibat rotasi bumi)

dengan komponen arus yang disebabkan oleh gradien tekanan dan gaya gravitasi

(Thurman, 1996). Besar arus geostropik proporsional dengan kemiringan muka laut

(Stewart, 2006). Sedangkan arahnya yaitu sepanjang garis yang memiliki tinggi

konstan, yaitu searah jarum jam dibelahan bumi Utara dan berlawanan jarum jam di

belahan bumi Selatan.

Konsep dasar dalam pembentukan persamaan geostropik adalah konsep

keseimbangan hidrostatik, yang di dalamnya terdapat konsep momentum dari

partikel yang bergerak. Dalam konsep tersebut, vikositas dan bentuk-bentuk

nonlinier pada persamaan gerak partikel diabaikan. Hal ini untuk menjaga dua

kondisi ideal di lautan. Pertama, tekanan pada sembarang titik di suatu kolom air

sebagian besar tergantung dari berat air pada kolom tepat diatas titik tersebut,

sehingga gaya yang bekerja pada arah vertikal yaitu gradien tekanan vertikal dan

berat kolom air. Kedua, gaya yang bekerja pada arah horisontal yaitu gradien tekanan

horisontal dan gaya Coriolis (Stewart, 2006). Dalam konsep geostropik

diansumsikan bahwa kecepatan pada arah vertikal (w) sangat kecil jika dibandingkan

kecepatan pada arah horisontal, yaitu komponen kecepatan zonal (u), dan komponen

kecepatan meridian (v).

Lautan diansumsikan dalam kondisi tidak terganggu (rest) sehingga

kesetimbangan hidrostatik terpenuhi adalah yang mendasari konsep geostropik. Dari

persamaan momentum didapatkan (Stewart, 2006),

(I.1)

(I.2)

(I.3)

11

Keterangan :

u : kecepatan zonal

v : kecepatan meridian

w : kecepatan pada arah vertikal

fx, fy, fz : faktor gaya gesekan

Dengan asumsi tersebut didapatkan persamaan hidrostatik untuk lautan luas dalam

kondisi tanpa pergerakan (steady state) :

(I.4)

Dapat dilihat pada persamaan (I.4) bahwa gravitasi bumi sebagai fungsi dari

lintang ( ) dan ketinggian (z). Persamaan ini membutuhkan suatu permukaan dengan

tekanan konstan pada berbagai kedalaman, sedangkan masa jenis ( ) merupakan

fungsi dari kedalaman pada saat lautan tak terganggu. Hubungan tersebut disajikan

dengan persamaaan (I.5).

(I.5)

Dengan memasukkan besar ukuran yang khas dari tiap variabel momentum pada

lautan dalam, yang jauh dari garis pantai dan di bawah lapisan Ekman, maka

persamaan geostropik dapat dinyatakan seperti persamaan (I.6)

(I.6)

(I.7)

Dalam hal ini, adalah masa jenis air laut, f adalah parameter gaya Coriolis, v

adalah komponen kecepatan merdional, u adalah komponen kecepatan zonal, g

adalah gaya gravitasi bumi, P adalah tekanan. Persamaan geostropik ini berlaku pada

aliran air di samudra dengan beberapa asumsi sebagai berikut (Stewart, 2006 dalam

Jatmiko,2009).

1. Dimensi horisontal lebih dari 50 km.

2. Waktu kajian lebih dari beberapa hari.

12

3. Aliran air laut diasumsikan tidak mengalami percepatan seperti

ditunjukkan dalam persamaan (1.2).

4. Gaya luar yang bekerja hanya gaya gravitasi.

5. Pergesekan (friction) sangat kecil.

Dengan asumsi-asumsi tersebut, persamaan (I.6) dapat ditulis sebagai berikut,

(I.8)

(I.9)

Dalam hal ini Po adalah tekanan atmosfir pada kedalaman z = 0, dan adalah tinggi

permukaan laut. Dari persamaan (I.8) dapat dilihat bahwa gradien tekanan pada

permukaan laut sebanding dengan kecepatan arus permukaan (u dan v). Subsitusi

persamaan (I.9) ke persamaan (I.8) menghasilkan (Stewart, 2006) ;

(I.10)

(I.11)

Jika dalam keadaan homogen dimana densitas ( dan gravitasi (g) konstan, maka

nilai kedua persamaan tersebut adalah = 0, sehingga gradien tekanan horizontal di

lutan sama dengan gradien tinggi permukaan laut. Jika lautan berlapis (stratifikasi),

maka gradien tekanan horizontal memiliki dua komponen, pertama tergantung dari

kemiringan permukaan laut, dan kedua, tergantung dari perbedaan densitas pada arah

horizontal. Prinsip inilah yang mendasari penggunaan dua metode perhitungan arus

geostropik, yaitu dengan menggunakan data SSH dari satelit altimetri dan

menggunakan survei hidrografi berupa data salinitas, suhu, dan tekanan di lautan

yang digunakan untuk menghitung perbedaan densitas horisontal.

I.7.5. Arus Geostropik Dari Data Satelit Altimetri

Penentuan arus geostropik dari data satelit altimetri, membutuhkan penentuan

sea surfacce topography (SSTop), yaitu tinggi muka laut relatif terhadap suatu level

surface geoid agar diperoleh hasil perhitungan dan pemodelan menyerupai keadaan

13

topografi sebenarnya di lapangan. Selisih antara permukaan laut rata-rata terhadap

geoid berkisar antara ± 110 meter (Digby, et al, 1999). Untuk menentukan pola arus

geostropik diperlukan pengetahuan mengenai geoid dengan ketelitian yang baik.

Dari persamaan (I.10) dan (I.11), dihasilkan hubungan antara kemiringan

permukaan laut dengan arus permukaan. Komponen arus permukaan geostropik

dapat disajikan persamaan I.12 (Stewart, 2006).

(I.12)

Gambar I.3. Kemiringan permukaan laut terhadap geoid dikaitkan dengan kecepatan

arus geostropik (Stewart, 2006)

Dalam persamaan (I.12) ,

dan

adalah kemiringan dari permukaan laut

terhadap geoid atau bidang ekipotensial. Gambar I.3 menyajikan gambaran

permukaan laut dikaitakan dengan arus geostropik (komponen ). Menurut

Tomczak (2000) dalam Stewart (2006), lereng dengan tinggi 1 meter untuk jarak

100 km, seperti pada Gambar I.3 menghasilkan arus yang kuat dengan kecepatan 1

m/s.

Kekurangan dari penentuan arus geostropik dengan data altimetri adalah

adanya kesalahan penentuan orbit satelit dan penentuan geoid. Kesalahan penentuan

orbit satelit dapat diatasi dengan penggunaan berbagai sensor penjejak secara

bersamaan. Kesalahan dalam penentuan tinggi geoid adalah lebih besar dari fluktuasi

kesalahan topografi permukaan laut untuk jarak kurang dari 1600 km (Stewart,

2006). Penggunaan geoid yang dipilih akan sangat mempengaruhi ketelitian arus

geostropik yang dihasilkan.

14

I.7.6. Arus Laut Di Perairan Indonesia

Di wilayah perairan Indonesia dikenal 2 jenis angin yang memiliki pengaruh

besar terhadap pergerakan arus yaitu angin musim barat dan angin musim timur.

Pada kondisi normal, angin musim barat bertiup antara bulan November sampai

Maret, sedangkan angin musim timur bertiup antara bulan Mei sampai bulan

September.

Pola pergerakan arus permukaan di wilayah perairan Indonesia telah

dimodelkan oleh wyrtki sebagai berikut.

Gambar I.4. Arus Permukaan Di Bulan Agustus (Musim Timur)

(Wyrtki,1961)

Gambar I.5. Arus Permukaan Di Bulan Februari (Musim Barat)

(Wyrtki,1961)

15

Sejak tahun 1914 penelitian menyeluruh pernah dilakukan di perairan

wilayah Indonesia oleh Dutch Laboratorium for Zeeondersoek, diantaranya di Laut

Jawa, Laut Cina bagian Selatan dan Selat Malaka (1914-1919) dan Laut Jawa (1939-

1941) (Wyrtki (1961) dalam Setiawan (2006)). Beberapa parameter permukaan laut

(seperti arus, temperatur, dan kecepatan angin) sempat diukur di perairan Indonesia

oleh kapal-kapal dagang yang melintasi perairan Indonesia sejak tahun 1949. Pada

tahun 1956-1957, R/V Samudera, kapal riset Indonesia pertama, melakukan

pengukuran di 100 stasiun oseanografi, mulai dari Indonesia bagian timur hingga ke

selatan Jawa dan Paparan Sunda.

Pengukuran yang dilakukan tersebut memperoleh berbagai macam data

parameter permukaan laut dan selanjutnya digunakan oleh Wyrtki (yang saat itu

menjabat sebagai direktur di Marine Science Institute Jakarta) untuk membuat peta

sirkulasi arus bulanan dan mempelajari pola sirkulasi arus di wilayah Asia Tenggara.

Hasil-hasil pengukuran yang dilakukan oleh wyrtki dengan kapal R/V Samudera juga

dituangkan dalam laporannya yang berjudul Naga Report, yang merupakan salah

satu studi yang paling menyeluruh yang pernah dilakukan di perairan Indonesia dan

menjadi acuan bagi para peneliti kelautan berikutnya (Pariwono, 2005, dalam

Setiawan, 2006).

I.7.7. Satelit Altimetri

Satelit altimetri merupakan teknologi penginderaan jauh untuk pemantauan

dinamika kelautan secara global seperti arus, MSL, SLA (Sea Level Anomaly), Sea

Level Change, El Nino, dan berbagai kajian lainnya. Secara umum, satelit altimetri

mempunyai tiga objektif ilmiah jangka panjang (Abidin HZ, 1999) yang dapat

diterapkan yaitu:

1. Mengamati sirkulasi lautan global

2. Memantau volume dari lempengan es kutub

3. Mengamati perubahan muka laut rata-rata (MSL) global.

16

Seeber (2003) menjelaskan bahwa konsep dari satelit altimetri sangat

sederhana bahwa satelit digunakan sebagai platform pergerakkan sensor yang

memancarkan pulsa gelombang mikro pada frekuensi radar ke permukaan bumi, dan

menerima kembali sinyal yang dipantulkan dari permukaan bumi tersebut. Karena

sifat pantul air yang baik maka satelit altimetri sangaat cocok untuk pengamatan

lautan. Data pengamatan satelit altimetri berupa jarak dari satelit sampai ke

permukaan laut sesaat dan tinggi satelit terhadap elipsoid.

Ketinggian satelit dapat dinyatakan dengan perjalanan bolak-balik dari satelit

ke permukaan bumi kemudian kembali lagi ke satelit sinyal radar. Perhitungan secara

sederhana dapat dilihat pada rumus 1.14 (Basith, 1999) :

a = c (Δt / 2) (I.13)

keterangan :

a : jarak satelit terhadap permukaan bumi sesaat

c : cepat rambat gelombang elektromagnetik

Δt : waktu tempuh saat memancarkan dan menerima sinyal gelombang.

Apabila tinggi satelit altimetri telah terdefinisi terhadap suatu bidang

referensi tertentu, maka tinggi dari permukaan bumi terhadap suatu bidang referensi

yang sama dapat ditentukan. Ketinggian ini disebut tinggi permukaan sesaat.

Apabila pengamatan SSH memiliki perbedaan ketinggian dengan geoid

sebesar H dan dianggap sistem referensi geosentris serta mengabaikan koreksi

lainnya (gambar I.6), maka dapat menghitung ketinggian satelit (h) di atas elipsoid

global menggunakan persamaan berikut :

h = N + H + a (1.14)

keterangan :

h : jarak satelit terhadap elipsoid referensi

N : undulasi geoid (perbedaan ketinggian antara elipsoid dan geoid)

H : jarak vertikal MSS (Mean Sea Surface) terhadap geoid referensi

a : jarak satelit terhadap permukaan bumi sesaat

17

Gambar I.6. Konsep dasar satelit altimetri (Seeber, 2003)

I.7.8. Kesalahan dan Bias Pada Satelit Altimetri

Pengamatan menggunakan satelit altimetri memiliki kelemahan pada data

yang dihasilkan yaitu rentan terhadap noise. Bila dibandingkan dengan data dari

stasiun pasang surut maka data stasiun pasang surut bisa dikatakan lebih baik

berdasarkan ketelitiannya. Untuk itu dibutuhkan jalan keluar untuk mengatasi atau

minimal mengeliminir permasalah ini.

Pada saat ini terdapat terdapat beberapa jenis kesalahan yang tidak dapat

dipisahkan dalam pengukuran satelit altimetri. Kesalahan dan bias yang tercakup

dalam pengamatan satelit altimetri antara lain (Chelton, et.al, 2001) :

1. Kesalahan instrument

Kesalahan instrument adalah kesalahan yang terjadi di dalam instrumen satelit

altimetri, seperti :

a. Kesalahan akibat perbedaan jam (waktu)

Kesalahan ini terjadi karena adanya keterbatasan ketelitian perekaman waktu

saat gelombang elektromagnetik dipancarkan dari satelit dan diterima

kembali oleh satelit.

b. Kesalahan bias antenna

Yaitu posisi tepat antena terhadap pusat massa sebelum satelit tersebut

diluncurkan.

18

c. Kesalahan Doppler shift

Kesalahan ini terjadi karena pergeseran frekuensi Doppler yang diakibatkan

oleh kecepatan radial satelit sehingga menimbulkan adanya perlambatan

waktu pengukuran yang kemudian mempengaruhi ukuran jarak.

2. Kesalahan orbit

Kesalahan orbit adalah kesalahan yang disebabkan oleh gangguan pada orbit,

seperti:

a. Ketidakakuratan model yang digunakan dalam penentuan orbit.

b. Kesalahan dalam sistem penjejakan.

3. Kesalahan pada media rambat

Kesalahan pada media rambat adalah koreksi yang dilakukan karena adanya

gangguan selama gelombang melewati atmosfer, seperti :

a. Koreksi ionosfer.

b. Koreksi troposfer (komponen kering dan basah).

4. Kesalahan bias geofisik eksternal

Kesalahan bias geofisik eksternal adalah bias yang diakibatkan karena undulasi

geoid dan tekanan udara, seperti :

a. Koreksi pasang surut muka laut.

b. Koreksi pasang surut muka bumi padat.

c. Koreksi pasang surut kutub.

d. Koreksi pasang surut atmosfer.

5. Kesalahan bias dari media pantul

Kesalahan bias dari media pantul adalah bias yang disebabkan oleh bentuk dan

tinggi muka air laut yang selalu bergerak dan sangat heterogen (selalu berubah

berbeda-beda), seperti :

a. Bias pada gelombang elektromagnetik

b. Skewness bias.

I.7.9. Koreksi SSH ( Sea Surface Height ) dan SLA (Sea Level Anomaly)

1.7.9.1. SSH (Sea Surface Height). Sea surface height (SSH). SSH adalah

tinggi permukaan laut diatas bidang referensi, seperti ellipsoid atau marine geoid

19

(Digby Et al, 1999). Marine geoid adalah bentuk dari permukaan laut ketika dalam

keadaan tenang, artinya tidak ada gaya yang bekerja pada massa air laut. Besarnya

kesalahan marine geoid dalam penentuan arus diatasi dengan pengukuran berulang

satelit altimetri pada daerah yang sama.

Sea Surface Height ( SSH ) terbentuk dari beberapa komponen seperti yang

tercantum dalam gambar I.8 :

Gambar I.7. Hubungan SSH Dengan Komponen Pembentuknya (Digby Et al, 1999)

Berdasarkan ilustrasi gambar I.7, secara umum pencarian nilai Sea Surface

Height ( SSH ) dapat dirumuskan sebagai berikut :

SSH = h- ρ terkoreksi (I.15)

SSH = h – (ρ + Wtrop + Dtrop +Iono+ EMB) (I.16)

dalam hal ini,

h : tinggi satelit diatas ellipsoid referensi

ρ : jarak satelit terhadap permukaan laut

Wtrop : koreksi troposfer basah

Dtrop : koreksi troposfer kering

Iono : koreksi ionosfer

EMB : bias elektromagnetik

20

Untuk nilai dari data jarak altimetri (ρ), sudah dikoreksi terhadap kesalahan

orbit satelit (Benada, 1997 dalam Jatmiko, 2009).

1.7.9.2. SLA (Sea Level Anomaly). SLA merupakan selisih tinggi permukaan

laut sementara pada saat pengukuran (SSH) terhadap tinggi permukaan laut rata-rata

(MSS) untuk daerah tersebut. SLA dihitung dengan persamaaan (I.18),

SLA = SSH – MSS (I.17)

Dimana :

MSS = Rata-rata permukaan laut.

Dalam penelitian ini, nilai MSS yang digunakan adalah nilai undulasi geoid

yang diperoleh dari model geoid global EGM2008, sehingga rumusnya menjadi :

SLA = SSH – Undulasi Geoid (I.18)

I.7.10. Ketelitian Data

Ketelitian data dapat direpresentasikan dengan nilai standar deviasi pada

jumlah data. Perhitungan standar deviasi ini dapat memberikan besar penyimpangan

data per titik terhadap nilai rata-ratanya. Persamaan yang diterapkan dalam

perhitungan ketelitian data ini meliputi persamaan I.7 dan I.8. (Sugiyono, 2010).

S2 = ∑(SSH-SSHrata-rata)

2/ (n-1) (I.19)

Sehingga :

S = 2 (I.21)

Keterangan untuk persamaan I.7 dan I.8 adalah :

SSH : nilai SSH terkoreksi geofisik

SSHrata-rata : nilai rata-rata SSH terkoreksi geofisik

n : jumlah titik pengamatan dalam persekitaran 7,45 km

S2

: nilai varian

S : nilai standar deviasi

21

I.7.11. Satelit Altimetri ENVISAT

Pada tanggal 1 2002, Europe Space Agency (ESA) meluncurkan satelit

altimetri ENVISAT. Satelit ini memiliki misi lanjutan dari satelit yang diluncurkan

sebelumnya yaitu satelit ERS-1 dan satelit ERS-2. ENVISAT memiliki misi yang

sama dengan ERS-1 dan ERS-2 yaitu sebagai penyedia data pengamatan dari

atmosfer, lautan global, dan tutupan es. Data yang diperoleh dari misi ini adalah data

dengan jenis Advanced Synthetic Aperture Radar, Radar Altimetri (RA-2),

radiometer gelombang mikro, receiver DORIS, serta retro-reflektor array (

ENVISAT Altimetri User Manual, 2011).

Satelit altimetri ENVISAT memiliki beberapa karakteristik seperti yang

tercantum pada tabel I.1.

Tabel I.1. Karakteristik Sateli Envisat (ENVISAT Altimetri User Manual, 2011)