BAB II

TINJAUAN PUSTAKA

2.1 El Niño-Osilasi Selatan (ENSO-El Niño Southern Oscillation). Pada tahun 1997 terjadi pengaruh global dari kejadian ENSO yang menyebabkan

anomali kondisi iklim yang berkepanjangan. Fenomena ENSO ini melibatkan

interaksi dua fenomena yang saling berlawanan fasa. Dimana fasa panas disebut

sebagai kondisi El Niño dan fasa dingin disebut sebagai kondisi La Niña di daerah

Niño 3.4 (Gambar 2.1). Kejadiannya bersifat periodik dan umumnya terjadi dalam

kurun waktu 2-10 tahunan.

Gambar 2.1 Daerah Indikator Anomali Sea Surface Temperature (SST) di Niño

3.4 (Sumber: www.Jamstec.go.jp)

Gambar 2.2a dan 2.2b menggambarkan Anomali SST di daerah Niño 3.4 yang

menunjukkan kejadian EL Niño (anomali SST positif) dan kejadian La Niña (anomali

SST negatif).

Gambar 2.2. Grafik enam kejadian terbesar (a) El Niño dan (b) La Niña ditunjukkan dengan

nilai Anomali SST di Niño 3.4 (sumber: http://iri.columbia.edu/climate/)

Tabel berikut ini menunjukkan catatan kejadian El Niño dan La Niña yang diperoleh

dari situs http://www.cdc.noaa.gov/ENSO.

Tabel 2.1 Tabel Kejadian El Niño- La Niña

El Niño La Niña 1951-1952 1950-1951 1953-1954 1955-1956 1957-1958 1965-1966 1969-1970 1970-1971 1972-1973 1973-1974 1976-1977 1975-1976 1977-1978 1982-1983 1986-1987 1988-1989 1991-1992 1994-1995 1995-1996 1997-1998 1998-1999 2002-2003 1999-2000 2004-2005 2005-2006

2.1.1 El Niño dan La Niña

El Niño dan La Niña adalah fenomena variabilitas iklim yang pengaruhnya melanda

kawasan Indonesia, Pasifik khatulistiwa, dan di belahan dunia lainnya. Salah satu

dampak negatif yang dirasakan secara langsung berupa kemarau yang

berkepanjangan dan kebakaran hutan di suatu tempat dan di tempat lainnya terjadi

hujan yang berkepanjangan dan banjir.

El Niño berarti anak kristus dalam bahasa Spanyol. Fenomena El Niño terkait dengan

terjadinya anomali suhu permukaan laut di Samudera Pasifik, yaitu meningkatnya

suhu permukaan laut di daerah tengah dan pantai timur Pasifik akibat bergeraknya

kolam air hangat ke arah timur menjauhi perairan Indonesia (Gambar 2.2). Pada saat

terjadi La Niña terjadi kondisi yang berlawanan, yaitu terjadi penurunan suhu

permukaan laut di Samudera Pasifik bagian timur akibat pergerakan kolam air hangat

ke arah barat memasuki Perairan Indonesia (Gambar 2.2).

Mekanisme El Niño :

Pada kondisi El Niño, angin pasat melemah dan yang asalnya bergerak dari daerah

Tahiti ke Darwin (dari tekanan tinggi ke tekanan rendah) akan berubah menjadi dari

Darwin ke Tahiti dan kolom air panasnya bergerak menjauhi perairan Indonesia,

selanjutnya akan merubah termoklin menjadi lebih dalam di daerah Peru dan lebih

dangkal di Indonesia dari keadaan normalnya.

Gambar 2.3 Perbandingan keadaan normal dan kondisi ketika El Niño

(sumber:http://www.msc-smc.ec.gc.ca)

Mekanisme La Niña:

Pada kondisi La Niña, angin pasat menguat dan tekanan udaranya bertambah besar

dan bergerak dari Tahiti ke daerah Darwin. Dengan adanya sirkulasi Walker kolom

air dingin mulai bergerak ke arah timur sehingga garis termoklinnya menjadi lebih

dangkal (upwelling lebih kuat) di daerah Peru dan lebih dalam di daerah Indonesia

dibandingkan dengan pada saat keadaan normalnya.

Gambar 2.4 Perbandingan keadaan pada saat normal dan La Niña

(Sumber: http://www.msc-smc.ec.gc.ca)

Fenomena El Niño dan La Niña dapat diketahui berdasarkan indikator berikut ini :

1. Anomali temperatur permukaan laut (SST Anomali). El Niño terjadi jika ada

kenaikan temperatur permukaan laut di daerah tropik timur Lautan Pasifik

sekitar 0.5˚ C.

2. Indeks Osilasi Selatan (IOS) yaitu perbedaan tekanan udara di Lautan Pasifik

(dipantau di Tahiti) dan di Lautan India (dipantau di Darwin). IOS ekstrim

negatif berhubungan erat dengan kejadian El Niño.

3. Level atau elevasi permukaan laut (Sea Surface Topograhy). Hasil penelitian

sebelumnya menyimpulkan bahwa elevasi muka laut rerata pada tahun El

Niño di perairan barat Pasifik, khususnya di Pantai Mindanao dan Halmahera

lebih rendah dari nilai normalnya, sedangkan rerata muka laut di Pantai

Amerika tengah lebih tinggi dari nilai normalnya.

2.1.2 Osilasi Selatan

Schove dan Berlage (1965) dalam Magetsari (2005) meneliti tentang fenomena

Osilasi Selatan, khususnya di daerah Indo-Australian sebagai pusat dari Osilasi

Selatan. Fluktuasi tekanan yang diteliti oleh Schove dan Berlage (1965) dinamakan

sebagai indeks osilasi selatan, yaitu merupakan perubahan fasa tekanan atmosfer

dengan pola jungkat-jangkit antara Greenland dan daerah Samudera Hindia

(Magetsari, 2005). Troup (1965) dalam Magetsari (2005) menganalisis kembali

mengenai Osilasi Selatan dengan meneliti struktur global tekanan muka air laut rata-

rata yang dikorelasikan dengan Indeks Osilasi Selatan (Southern Oscillation

Index/SOI) dan menemukan pola lag (keterlambatan) dari hasil korelasi tersebut

dengan menggunakan perbedaan tekanan muka laut rata-rata yang dinormalisasikan

antara Tahiti dan Darwin. Indeks ini telah menjadi standar pengukuran fenomena

Osilasi Selatan hingga saat ini.

Anomali Temperatur Permukaan Laut di NINO 3.4

-3

-2

-1

0

1

2

3

4

1994 1995 1997 1998 1999 2001 2002 2004 2005 2006 2008

Waktu (Tahun)

Da

ta (

°C)

SST NINO 3.4

Anomali Tekanan di Daerah Tahiti dan Darwin

-40

-20

0

20

40

1994 1995 1997 1998 1999 2001 2002 2004 2005 2006 2008

Waktu (Tahun)

Nil

ai

IOS

SOI

Gambar 2.5 Indeks yang menjadi standar pengukuran fenomena ENSO

(Sumber : http://www.cpc.ncep.noaa.gov/, http://www.longpaddock.gov)

Dengan kata lain, Osilasi Selatan merupakan pola jungkat-jungkit tekanan udara yang

terjadi antara tekanan udara di Samudera Pasifik dan di Samudera Hindia, (Yayu,

2002). Pada saat terjadinya El Niño, nilai Indeks Osilasi Selatan negatif dalam jangka

waktu yang lama, terjadi penurunan tekanan udara di bawah kondisi normalnya di

Tahiti dan terjadi peningkatan tekanan udara di atas kondisi normalnya di Darwin.

Sebaliknya pada saat nilai Indeks Osilasi Selatan positif dalam jangka waktu yang

lama (fasa La Niña), terjadi kenaikan tekanan udara di atas kondisi normalnya di

Tahiti dan terjadinya penurunan tekanan udara di bawah kondisi normalnya di

Darwin, (Gambar 2.5). Pola inilah yang dinamakan pola jungkat-jangkit, dimana

posisi kedua ujungnya akan selalu berlawanan. Fenomena Osilasi Selatan ini

berkaitan dengan kejadian El Niño, maka disebut sebagai ENSO. Pada gambar 2.5

menunjukkan diantara tahun 2004-2005 terjadi El Niño lemah dan diantara tahun

2005-2006 terjadi La Niña lemah yang telah yang merupakan perioda penelitian

INSTANT.

Gambar 2.6 Southern Oscillation Index dan tahun-tahun El Niño dan La Niña

(Sumber : Gordon, 2007)

2.2 Kaitan antara ENSO dan Arlindo

Skema sirkulasi arus telah dibuat oleh Godfreys pada tahun 1996 dengan

menggunakan model numerik yang menjelaskan bahwa aliran massa air utama dari

Samudera Pasifik menuju Samudera India merupakan arus Mindanao (Mindanao

current) melalui Laut Sulawesi, Selat Makassar, Laut Flores, Laut Banda, dan menuju

Laut Timor (Sudjono, 2004).

Selain berdasarkan indikator-indikator yang sudah disebutkan di atas, terdapat

indikator lainnya untuk mempelajari fenomena El Niño dan La Niña, nilai transpor

Arlindo. Secara umum memang terjadi perbedaan elevasi muka air laut rerata antara

Lautan Pasifik sebelah barat dengan Lautan Hindia. Perbedaan elevasi ini

membangkitkan arus yang melewati perairan Indonesia, dikenal sebagai Arlindo.

Jalur utama Arlindo adalah Selat Makassar. Perairan Indonesia yang dilalui Arlindo

memiliki struktur geografi yang khas, dimana terdapat banyak pulau besar dan kecil

membagi wilayah perairan menjadi laut-laut yang berbeda satu dengan yang lainnya,

dihubungkan dengan banyak lintasan ditambah dengan struktur batimetri yang

dikarakteristikan dengan palung yang dalam, basin laut dan tak terhitung kepulauan

karang yang membentuk dinamika massa air yang kompleks di kawasan tersebut.

Arlindo mempengaruhi perubahan iklim global, memicu kehadiran variabilitas iklim

ekstrem, seperti El Niño dan La Niña, serta berdampak pada kondisi pertanian,

perikanan, dan kebakaran hutan. Variabilitas Arlindo diperkirakan akan diikuti

dengan perubahan suhu permukaan laut di bagian barat khatulistiwa Pasifik. Kejadian

El Niño diduga berkaitan erat dengan kekuatan Arlindo.

Pada kondisi normal elevasi muka air rerata di Lautan Pasifik, khususnya di pantai

Papua Utara dan Halmahera lebih tinggi dibandingkan dengan elevasi muka air di

Lautan Hindia, khususnya pantai barat Sumatera dan Selatan Jawa, maka perbedaan

elevasi ini akan menimbulkan Arlindo. Pada saat terjadi El Niño, dimana elevasi

muka air rerata di bagian barat Lautan Pasifik Turun, maka Arlindo akan cederung

melemah. Dengan demikian dapat diduga apabila Arlindo melemah terjadilah El

Niño. Variabilitas suhu permukaan laut di perairan Indonesia terutama di bagian

timur diperkirakan akan mengikuti fluktuasi Arlindo, pada saat El Niño suhunya akan

turun dan saat La Niña suhunya akan lebih tinggi daripada periode El Niño.

Pada Gambar 2.7 menunjukkan jalur massa air Arlindo.

Gambar 2.7 Jalur Arlindo. Keterangan: panah yang berwarna merah merupakan jalur

utama Arlindo, panah yang berwarna merah garis putus-putus adalah jalur

kedua Arlindo. (sumber: Gordon, 2005)

Massa air Pasifik masuk Kepulauan Indonesia melalui dua jalur utama, yaitu :

1. Jalur barat dimana massa air masuk melalui Laut Sulawesi dan Basin Makassar.

Sebagian massa air tersebut akan mengalir melalui Selat Lombok dan berakhir di

Lautan Hindia sedangkan sebagian lagi dibelokkan ke arah timur terus ke Laut

Flores hingga Laut Banda dan keluar ke Lautan Hindia melalui Laut Timor.

2. Jalur timur dimana massa air masuk melalui Laut Halmahera dan Laut Maluku

terus ke Laut Banda. Dari Laut Banda, menurut Gordon dkk (2005) massa air

akan mengalir mengikuti dua rute. Rute utara Pulau Timor melalui Selat Ombai,

antara Pulau Alor dan Pulau Timor, masuk ke Laut Sawu dan Selat Rote,

sedangkan rute selatan Pulau Timor melalui Basin Timur dan Selat Timor, antara

Pulau Rote dan paparan benua Australia.

Arlindo yang melewati hamparan pulau besar dan kecil di wilayah perairan Indonesia

Timur yang memiliki struktur batimetri yang menunjukkan adanya palung, basin laut,

dan banyaknya karang-karangan sehingga Arlindo memiliki dinamika dan pergerakan

massa air yang komplek di kawasan tersebut (Pranowo, dkk., 2006).

Variabilitas transpor Arlindo pada kedalaman tertentu akan berkaitan dengan

fenomena ENSO dimana net transpor pada saat La Niña pada periode 1988-1989

akan membesar menuju Samudera Hindia sedangkan pada fasa El Niño periode 1986-

1987 dan 1991-1994 net transpor akan mengecil menuju Samudera Hindia (Meyers

dalam Maharani, 2006). Hasil penelitiannya menyatakan bahwa nilai nilai transpor

rata-rata sebesar 11,6 Sv terjadi pada bulan Agustus dan nilai minimum sebesar 6 Sv

yang terjadi pada bulan Januari.

Berdasarkan hasil penelitan Fleux dkk., 1994 dalam Susanto (1999) diperoleh nilai

transpor Arlindo terbesar adalah 18,6 ± 7 Sv pada bulan Agustus 1989 (tahun La

Niña kuat) dan nilai terendah sebesar 2,6 ± 7 Sv pada bulan Februari-Maret 1992

(tahun El Niño kuat). Hal ini mengindikasikan bahwa terdapat korelasi antara nilai

transpor Arlindo dengan fenomena ENSO.

2.3 Kondisi Oseanografi di Selat Lifamatola

Lifamatola adalah selat yang terletak antara Pulau Lifamatola (bagian dari Kepuluan

Sula) dengan Pulau Obi yang merupakan bagian dari gugusan pulau-pulau di barat

Maluku Utara. Lokasi penelitian dilakukan di daerah Selat Lifamatola pada koordinat

1° 49’ 05,88’’ LS dan 126° 57’50,80’’ BT.. Perairan yang merupakan bagian dari

Basin Maluku ini ditutupi dengan di bagian selatan oleh sebuah gili (ridge) yang

melintas dari Sulawesi hingga New Guinea dimana pulau-pulau seperti Taliabu,

Sanana, Mangole, dan Obi berada (Umasangaji, 2005).

Gambar 2.8. Gambar penampang 3 dimensi Sill Selat Lifamatola

Selat Lifamatola merupakan salah satu jalur Arlindo bagian timur yang berasal dari

aliran dalam Laut Banda. Perairan Pasifik memasuki perairan Indonesia sepanjang sill

dengan kedalaman sekitar 2000 m di daerah Selat Lifamatola ini dan keluar melewati

selat antara Kepulauan Sunda dan Laut Banda. Talley (2005) menyatakan di daerah

perairan Indonesia memiliki aliran rata-rata transpor Arlindonya yang melewati Selat

Lifamatola berkisar 3 Sv dan melewati lautan yang cukup dalam, sedangkan di bawah

Basin Makassar dengan sill kurang lebih pada kedalaman 0-680 m, Arus Arlindo

akan mengalir 1.8-2.3 Sv ke daerah Samudera Hindia dengan rata-ratanya 2.1 Sv.

(Aken, 2007), tetapi tidak semua transpor Arlindo menuju Samudera Hindia hanya

sebesar 1.5 Sv saja.

Selat Lifamatola mempunyai kedalaman sill 1940 m. Massa air yang keluar dari Sill

lifamatola ini menunjukkan adanya pencampuran massa air pada kedalaman 500 m

yang menuju ke Laut Banda dan Laut Seram. Karena bentuk geometri dari Selat

Lifamatola, terjadi fluktuasi temperatur antara Selat Lifamatola dan Selat Banda.

Fluktuasi ini diduga karena penyebab dari adanya gelombang internal dan pasut yang

-20 0 20 40 60 80Velocity (cm/s)

2000

1800

1600

1400

1200

1000

Dep

th (m

)

Mean velocityprofile 129 deg.

Overflow !

dapat mendorong isopiknal di daerah sill. Massa air akan mengalami overflow

menyusuri sill Lifamatola dan naik dengan lambat ke Laut Banda untuk

menyeimbangkan antara difusi eddy dan overflow dari massa air di Selat Lifamatola.

2.3.1. Kecepatan Arus Selat Lifamatola

Arus permukaan dekat Lifamatola memiliki modulasi musiman dikarenakan adanya

efek dari monsoon (Wyrtki dalam Van Aken, 1988). Pada bulan Agustus arus

permukaan rata-rata memiliki komponen utara bernilai maksimum, arus barotropik

musiman disuperposisi oleh aliran baroklinik. Rata-rata kecepatan arus di dasar juga

menunjukkan modulasi monsoon dengan aliran daerah selatan pada bulan Agustus

bernilai minimum ke arah utara dan maksimum dengan aliran ke arah selatan pada

bulan Februari.

Variasi kecepatan arus vertikal dan temporal

Pada kedalaman di bawah 1250 m terjadi overflow dengan kecepatan rata-rata

maksimumnya mencapai 70 cm/s. Ini ditunjukkan pada gambar di bawah ini terlihat

kenaikan kecepatam rata-rata pada pertambahan kedalaman.

Gambar 2.9. Profil arus vertikal pada komponen kecepatan rata-rata arus utara-selatan

(Aken, 2007)

Arah arus di Selat Lifamatola berubah dengan pola waktu tertentu. Pada musim

peralihan I tahun 2004 arus akan bergerak dengan kecepatan berkisar 0,5 m/det dan

arah arusnya didominasi oleh arus menuju barat daya. Pada musim timur 2004

didominasi oleh arus yang cukup kuat berkisar lebih dari 0,5 m/det menuju tenggara.

Musim peralihan II pada 2004 arah arus tidak terlihat jelas pola arahnya. Musim

baratnya hampir serupa kondisinya dengan pola arus musim timur. Kecepatan arus

terlihat cukup kuat signifikan pada musim timur dan musim barat (Krisnoto, 2007).

Gambar 2.10. Gambar fluktuasi kecepatan komponen arus musiman di Selat

Lifamatola (A) musim peralihan I 2004, (B) musim timur 2004, (C)

musim peralihan II 2004 (D) musim barat 2004/2005, (E) musim

peralihan I 2005 (Krisnoto, 2007)

Pasang Surut

Arus pasutnya bertipe diurnal merupakan interaksi komponen O1 dan K1 diurnal

dengan kecepatan pasutnya sebesar 0,5 m/s dan keterlambatan fasanya sekitar 60°-

90°.

(a)

(b)

Gambar 2.11. (a) Grafik energi spektrum pada komponen arah utara-selatan pada beberapa

kedalaman (b) Gambar ellips komponen-komponen pasut pada komponen

arus arah timur-barat di semua kedalaman (Aken, 2007).

0.01 0.1 1 10Frequency (cpd)

0.1

1

10

100

1000

10000

100000

Pow

er S

pect

rum

(cm

/s)2 /c

pd

1000 m1500 m1950 m

f MfO1

K1

M2

S2

-40 -30 -20 -10 0 10 20 30 40129o (cm/s)

-40

-30

-20

-10

0

10

20

30

40

309o c

m/s

)

1000m1100m1200m1300m1400m1500m1600m1700m1800 m1900m2000m

-40 -30 -20 -10 0 10 20 30 40129o (cm/s)

-40

-30

-20

-10

0

10

20

30

40

309o c

m/s

)

K1 O1

-40 -30 -20 -10 0 10 20 30 40129o (cm/s)

-40

-30

-20

-10

0

10

20

30

40

309o c

m/s

)

M2

-40 -30 -20 -10 0 10 20 30 40129o (cm/s)

-40

-30

-20

-10

0

10

20

30

40

309o c

m/s

)

S2

-40 -30 -20 -10 0 10 20 30 40129o (cm/s)

-40

-30

-20

-10

0

10

20

30

40

309o c

m/s

)

Mf

200 400 600 800 1000

Day number (1 Jan. 2004 = 1)

2000

1800

1600

1400

1200

1000

800

600

Dep

th (m

)

2.5

3.0

3.5

4.0

4.5

5.0

5.5

6.0

6.5

7.0

7.5

8.0

8.5

Temperature(deg. C)

2 4 6 8 10Temp (oC)

2000

1600

1200

800

400

Dep

th (m

)

Mean Temperatureprofile.

Overflow?

2.3.2. Variabilitas Temperatur dan Salinitas

Kedalaman dari Selat Lifamatola mencapai 1940 m dengan temperatur rata-rata

dibawah 2,8°C. Semakin dalam di perairan Selat Lifamatola maka fluktuasi suhu air

laut semakin rendah hingga pada kedalaman tertentu umumnya suhu konstan sampai

dasar perairan. Fluktuasi suhu air laut pada musim timur lebih kuat dibandingkan

dengan musim-musim lainnya. Pada musim timur suhu air laut relatif berfluktuasi

dengan periode perulangan dominan dalam waktu dua mingguan. Kondisi ini juga

diperkuat oleh dorongan sirkulasi air laut yang lebih besar terjadi pada musim timur

dan kemungkinan besar karena menguatnya transport Arlindo pada musim timur

(Wyrtki, 1961).

Gambar 2.12. Gambar profil vertikal dan temporal temperatur rata-rata (Aken, 2007)

Salinitasnya pada setiap musim berkisar pada 34,6 psu. Salinitas pada masing-masing

kedalaman tidak jauh berbeda dikarenakan sirkulasi air laut berlangsung lambat yang

mengakibatkan kondisi salinitas yang seragam. Salinitas di Selat Lifamatola ini

diperkirakan berasal dari massa air Pasifik Selatan yang masuk ke perairan dalam

Indonesia Timur melalui lapisan di bawah termoklin (Gordon dan Fine dalam

Krisnoto, 2007).

2.3.3. Karakteristik Massa Air Arlindo

Gambar 2.13 Jalur-jalur Arlindo dan Selat Lifamatola. Keterangan: panah hitam adalah

massa air dari North Pacific Termocline, panah hitam garis putus-putus

adalah massa air dari South Pacific Termocline. (sumber: Sprintal, 2004)

Gambar 2.13 memperlihatkan massa air yang masuk ke perairan Indonesia dari

Samudera Pasifik menuju Samudera Hindia pada lapisan permukaan yang

dipengaruhi oleh angin monsun (Armondo) sehingga akan terjadi pembalikan arah

arus permukaan pada saat periode monsun yang berbeda, Arlindo banyak dipengaruhi

oleh massa air dari Pasifik bagian utara (North Pacific Thermocline) yang mengalir

melalui Selat Makassar, kontribusi tambahan Arlindo dari Lower Thermocline water

dan deep water masses yang berasal dari Samudera Pasifik bagian selatan (South

Pacific Lower Thermocline) melalui rute bagian timur Laut Maluku dan Halmahera,

dengan air yang lebih berat mengalir melalui Terusan Lifamatola. Panah putih

merepresentasikan kelimpahan air yang lebih berat dari Pasifik melintasi terusan

Lifamatola menuju Laut Banda dengan transport berkisar 1 Sv.

(a) Tahun Normal

(b) Tahun El Niño

(c) Tahun La Niña

Gambar 2.14. Diagram Sθ − dan S-O2 di Laut Maluku (1˚N -2˚S; 123˚E-128˚E)

(sumber: Mardiansyah, 2003).

Karakteristik massa air Arlindo di perairan ini dipengaruhi oleh massa air dari Pasifik

Selatan massa air yang hampir mirip dengan Laut Banda dan Laut Maluku. Seperti

yang ditunjukkan pada Gambar 2.14 terlihat pada tahun normal bahwa adanya

kesamaan kontribusi dari massa air NPSW dan SPSW, masih teridentifikasi AAIW

dengan jelas. Untuk laut Maluku pada saat terjadinya La Niña karakteristik AAIW

(Antartic Intermediate Water) sudah tidak teridentifikasi lagi yang pada umumnya

dicirikan oleh Salinitas minimum (Smin, sekitar 34.55 psu), kemudian muncul juga

massa air dari Laut Banda di lower Thermocline. Sedangkan pada tahun El Niño,

kontribusi dari massa air SPSW lebih besar daripada NPSW membuat massa air

AAIW dan massa air Laut Banda masih teridentifikasi dengan jelas (Mardiansyah,

2003).

2.4 Review Penelitian Terdahulu

Daerah Selat Lifamatola merupakan daerah yang masih jarang dikaji. Selat lifamatola

ini merupakan bagian dari perairan timur Indonesia. Selat Lifamatola di Sulawesi

Timur ini memiliki rute perairan dalam.

Penelitian-penelitian yang telah dilakukan di daerah ini antara lain :

Van Aken, et.al., (1988), melakukan penelitian di daerah basin di daerah timur

kepulauan Indonesia dengan mempelajari massa airnya, arus, dan model teoritisnya.

Struktur vertikal dari basin Aru dan Palung Timor lebih kompleks karena adanya

kehadiran massa air dari Samudera Hindia, Samudera Pasifik, dan Laut Banda.

Tujuan dari penelitian ini adalah mempelajari adanya proses flushing laut dalam dan

mengamati distribusi dari jejak yang dapat disimulasikan secara kualitatif dan

kuantitatif, untuk mendapatkan perkiraan kuantitatif waktu paruh dan estimasi

parameter lainnya.

Observasinya dilakukan pada bulan Januari dan minggu pertama Februari 1985,

diletakkan CTD di 47 posisi yang berbeda.

Gambar 2.15. Stasiun CTD ketika survei TYRO pada bulan Januari dan Februari tahun

1985 (sumber : Aken, et.al., 1988)

Pada Gambar 2.15 ditemukan adanya massa air South Pacific Intermediate Water di

stasiun 33, di daerah atas Laut Seram (stasiun 35) terlihat adanya hubungan dengan

air bersalinitas tinggi yang ditemukan di Laut Halmahera. Pemasukan massa air ke

Laut Halmahera memiliki ciri massa air Pasifik dengan salinitas tinggi di atas 700 m.

Sedangkan, sistem inflow ke Laut Banda sangatlah rumit dikarenakan berasal dari

basin-basin utama seperti Laut Seram dengan Basin Burunya dan Basin Seram, Laut

Banda dengan Basin Banda Selatan, Basin Weber dengan Basin Flores dan ditambah

dengan sejumlah basin kecil lainnya. Sistem perairan Banda laut dalam berasal dari

aliran Samudera Pasifik yang melalui sill Selat Lifamatola yang kedalamannya

mencapai 1950 sampai 2000 m yang merupakan kombinasi antara percampuran

vertikal. Sedangkan, Selat Lifamatola mendapatkan salinitas yang berasal dari Laut

Buru dan Laut Bacan.

Mooring yang dipasang dekat dengan sill Selat Lifamatola (1°48.8’S, 126°56.7’E)

pada kedalaman 1940 m didesain dengan kecepatan maksimum 0,5 m/s yang telah

diobservasi oleh Broecker dalam Aken, et.al., (1988) dan menemukan kecepatan

dalam sill tidak boleh melebihi kecepatan sebesar 0,3 m/s. Arus permukaan yang

digambarkan oleh Wyrtki dalam Aken, et.al., (1988) menunjukkan bahwa arus

permukaan dekat Lifamatola memiliki modulasi musiman dikarenakan adanya efek

dari monsun.

Temperatur potensial isotermal Laut Banda di bawah kedalaman 2500 m berasal dari

sill dekat Lifamatola yang menuju Basin Buru ke Laut Banda, dikarenakan adanya

aliran ke arah selatan dan percampuran vertikal. Salinitas di laut dalam diabaikan

mulai dibawah kedalaman 1500 m. Pada kedalaman 2000 m di Laut Banda

salinitasnya antara 34,615‰ dan 34,620‰. Oksigen juga menunjukkan bahwa sill di

daerah Selat Lifamatola secara efektif menghalangi massa air laut dalam dari

Samudera Pasifik dengan kandungan oksigen sebanyak 120 μmol.dm-3. Di dekat sill

yang dipisahkan oleh Laut Banda, isolines antara temperatur, salinitas, dan

konsentrasi oksigen berbentuk horizontal. Hal ini mengindikasikan bahwa Laut

Banda yang dalam memungkinkan terjadinya upwelling dan percampuran dan

berhubungan dengan adanya lower termocline water.

Disimpulkan bahwa distribusi oksigen, temperatur dan salinitas dari sistem Laut

Banda berasal dari aliran sill di Selat Lifamatola (Postma dalam Aken, et.al., 1988).

Massa air Pasifik yang dalam yang memasuki bagian bawah dari Laut Banda

memiliki temperatur potensial sebesar 3,5° C ditemukan di bawah kedalaman 1500

m. Kemudian ada juga yang masuk berasal dari massa air North Pacific Intermediate

Water. Observasi arus di sekitar Lifamatola disebabkan adanya kehadiran dari pasut

internal di sekitar Laut Webber dan Basin Banda bagian selatan dengan kecepatan

lebih dari 0,1 m/s pada kedalaman sampai 1000 m.

Van Aken, et.al., (1991), menjelaskan penyebaran konsentrasi silika, oksigen

terlarut, dan temperatur potensial di daerah Selat Lifamatola. Temperatur potensial

antara kedalaman 1500-2000 sepanjang Selat Lifamatola dari Selat Buru menuju

Selat Bacan adalah θ≈2,3°C dan S≈34,62‰.

Pada penelitian ini Aken, et.al., (1991) memperkirakan waktu tinggal, kecepatan

vertikal di Laut Banda dan membandingkan dengan penelitian-penelitian sebelumnya.

Dari pengukuran arus di Selat Lifamatola didapatkan inflow yang berasal dari

kedalaman lebih dari 1500 m sebesar 1,5 x 106 m3/s.

Metode yang digunakan pada penelitian ini adalah model adveksi-difusi satu dimensi

untuk mengamati distribusi vertikal antara kedalaman 1000 m sampai 3500 m di

Basin Banda.

Umasangaji (2005) melakukan penelitian pada musim barat di perairan Selat

Lifamatola dan membuktikan adanya massa air yang memiliki suhu permukaan relatif

hangat dengan salinitas air tawar. Lebih lanjut dilaporkan pada kedalaman sebesar

1940 m dapat memberikan inflow Arlindo sebanyak 1,5 Sv ke daerah bagian laut

dalamnya.

Ffield, et.al., (2005), melakukan penelitian yang menunjukkan adanya hubungan

antara temperature finestructure variability dengan variabilitas suhu di daerah Selat

Lifamatola dan Laut Timur. Finestructure variability ini dapat mempengaruhi pula

pencampuran vertikal yang ada di suatu perairan atau laut. Penelitian ini

menggunakan data temperatur selama 18 tahun yaitu pada tahun 1985-2003 yang

diambil dari dataset expendable bathythermographic (XBT) pada daerah 114°E-

135°E dan 12°S ke 2°N.

Hasil penelitiannya menunjukkan bahwa di Selat Lifamatola terdapat banyak struktur

temperatur terhadap kedalaman dalam interval skala vertikalnya dari 2-100 m,

sedangkan Laut Timor mempunyai profil temperatur yang lebih halus terhadap

kedalaman. Finestructure lebih rendah 33% daripada normalnya di kedalaman 30 m

dan 29% lebih besar di kedalaman 550 m. Hal ini juga menjelaskan alasan terjadinya

peningkatan (penurunan) stratifikasi temperatur secara vertikal di atas 100 m (di

bawah 100 m) selama El Niño. Dengan adanya finestructure yang semakin besar di

Selat Lifamatola membuat pencampuran vertikalnya pun menjadi lebih besar

dibandingkan dengan Laut Timor yang finestructure-nya lebih rendah.

Van Aken, et.al., (2007), melakukan penelitian di daerah Selat Lifamatola yang

merupakan penghubung terdalam dengan Samudera Pasifik dengan menggunakan

data INSTANT pada tahun 2004-2006 dan menunjukkan adanya komponen pasang

surut jenis diurnal di aerah Selat Lifamatola, kecepatan rata-rata yang tinggi (>50

cm/s) ditemukan di bawah kedalaman 1800 m. Transport rata-rata yang melalui Selat

Lifamatola sebesar 2.9 ± 1.2 Sv dengan temperatur rata-rata 3.1°C.

Krisnoto (2007) melakukan penelitian sebagai tugas akhirnya dengan menggunakan

data kecepatan arus, temperatur dan salinitas di Selat Lifamatola dan mengamati

keragaman suhu, salinitas, dan kecepatan arus pada Maret 2004 sampai Mei 2005

berdasarkan INSTANT leg 4 yang berlangsung pada tanggal 15-24 Juli 2005.

Krisnoto (2007) melaporkan bahwa fluktuasi suhu air laut periode dua mingguan

hingga delapan bulanan terdapat pada kedalaman 496 m, 799 m, 1100 m, dan 1417 m

di Selat Lifamatola dengan energi tertinggi pada kedalaman 496 m, sedangkan untuk

periode 8 bulanan terlihat pada kedalaman 1100 dan 1417 m. Data variasi temporal

menunjukkan pula suhu akan mengalami penurunan pada saat musim timur dan

musim barat. Arah arus menunjukkan pada kedalaman 798 m di Selat Lifamatola

tidak tetap sepanjang tahun tetapi berubah dengan arah arus dominan menuju

tenggara.

2.4. Perbedaan Antara Penelitian Terdahulu dengan Penelitian yang Akan

Dilakukan

Untuk meneliti sinyal ENSO maka diperlukan data kecepatan arus. Data yang

digunakan pada penelitian terdahulu adalah hampir sama dengan data yang dipakai

pada penelitian ini hanya studi difokuskan pada kedalaman yang cukup dalam di

kedalaman 1000 sampai 2000 m. Pada penelitian ini dikaji variasi Arlindo yang

dikaitkan dengan sinyal ENSO yang terdapat di Selat Lifamatola dengan

menggunakan metode Low Pass Filter, analisa spektrum, nilai korelasi silang

terhadap SOI.