5

2 TINJAUAN PUSTAKA

2.1 Massa Air Samudera

Tiga samudera di dunia memiliki hubungan satu dengan lainnya membentuk

suatu sistem sirkulasi unik yang ditampilkan pada Gambar 1. Sistem ini

mengedarkan massa air samudera yang dikenal dengan sirkulasi massa air dunia

(the great conveyor belt). Sirkulasi dimulai dari Samudera Atlantik Utara bagian

utara. Adanya proses pendinginan (cooling) dan penguapan (evaporation)

menyebabkan densitas massa air ini tinggi sehingga tenggelam ke lapisan lebih

dalam membentuk North Atlantic Deep Water (NADW) yang mengalir ke

Samudera Atlantik Selatan pada kedalaman 3000 – 4000 m. Sampai di ujung

selatan Samudera Atlantik Selatan, aliran massa air berbelok ke arah timur

bergabung dengan Arus Antartika.

Sumber : Broecker (1991)

Gambar 1. Sirkulasi massa air dunia (the great conveyor belt)

Massa air ini terus bergerak memasuki selatan Samudera Hindia kemudian

ke timur memasuki selatan Samudera Pasifik Selatan. Massa air di bagian selatan

Samudera Hindia sebagian aliran berbelok ke utara sampai sekitar katulistiwa dan

naik ke permukaan. Demikian pula dengan aliran yang sampai ke ujung selatan

Samudera Pasifik Selatan juga berbelok ke utara masuk ke Samudera Pasifik,

melewati katulistiwa dan naik ke permukaan (Broecker 1991; Gordon 1986).

6

Sirkulasi massa air ini disebut sirkulasi massa air dalam, sedangkan sistem

peredaran massa air permukaan dimulai ketika kekosongan yang disebabkan oleh

tenggelamnya massa air di Samudera Atlantik bagian utara diisi oleh massa air

yang berasal dari Samudera Hindia bagian selatan. Selanjutnya kekosongan massa

air di lapisan atas Samudera Hindia akan menyebabkan massa air Samudera

Pasifik mengalir ke Samudera Hindia melalui perairan Indonesia bagian timur

yang dikenal dengan Arlindo.

2.2 Lintasan Arlindo

Pada Gambar 2. diperlihatkan lintasan Arlindo tanda panah hitam massa

air yang berasal dari termoklin Pasifik Utara, tanda panah abu-abu adalah massa

air yang berasal dari termoklin Pasifik Selatan dan panah putus-putus sirkulasi

massa air permukaan Laut Jawa akibat pengaruh musim. Besarnya transpor

dinyatakan dalam Sv (1 Sv = 106m

3s

-1), angka warna hitam menunjukkan nilai

transpor. Nilai massa transpor di Selat Makassar tahun 1997 (Gordon and

McClean 1999; Susanto and Gordon 2005), Selat Lombok dari Januari 1985 –

Januari 1986, Laut Timor (antara Timor dan Australia) diukur pada Maret 1992 –

April 1993 (Molcard et al. 1996), Selat Ombai (bagian utara Timor dan Pulau

Alor Desember 1995 – Desember 1996). Massa air pada kedalaman lebih besar

dari 1500 m yang melintasi Selat Lifamatola berdasarkan pengukuran current

meter selama 3,5 bulan di awal tahun 1985 menuju Laut Banda diperkirakan

sebesar 1,5 Sv (van Aken et al. 1988). Perkiraan nilai transpor ini kemudian di

revisi menjadi 2,5 Sv (van Aken et al. 2009). Angka warna merah menunjukkan

massa air transpor selama periode INSTANT tahun 2004-2006. Di Selat

Lifamatola, angka warna hijau adalah massa air transpor selama INSTANT pada

kedalaman lebih besar dari 1250 m, yang mewakili massa air ke Laut Seram dan

Laut Banda (Gordon et al. 2010).

Sumber utama Arlindo adalah massa air termoklin Pasifik Utara yang

mengalir melalui Selat Makassar dikedalaman sill 650 m, masuk ke Laut Flores

dan Laut Banda. Selanjutnya kontribusi Arlindo dari massa air termoklin yang

lebih dangkal dan massa air perairan dalam yang berasal dari Pasifik Selatan

masuk ke perairan Indonesia melalui rute bagian timur yaitu Laut Maluku dan

Laut Halmahera dengan massa air yang lebih tinggi densitasnya melintasi Selat

7

Lifamatola dikedalaman sill 1940 m, Arlindo bergerak ke luar menuju bagian

timur Samudera Hindia melalui selat sepanjang rangkaian pulau-pulau Sunda

Kecil seperti Selat Ombai (kedalaman sill 350 m), Selat Lombok (300 m), Laut

Timor (1890 m) (Ffield and Gordon 1992; Gordon 2001).

Sumber : Gordon, et al., 2008

Gambar 2. Arus lintas Indonesia

Kompleksitas geografi dengan selat-selat yang sempit, basin yang dalam

menyebabkan lintasan Arlindo memiliki lintasan yang komplek pula. Hal ini

mengakibatkan massa air mengalami modifikasi melalui percampuran, upwelling

dan fluks udara-laut sebelum bergerak ke menuju Samudera India. Arus

Katulistiwa Utara/North Equatorial Current (AKU) membawa massa air asal

Pasifik Utara sedangkan Arus Katulistiwa Selatan/South Equatorial Current

(AKS) membawa massa air asal Pasifik Selatan ke bagian barat Samudera Pasifik

kemudian masuk ke perairan timur Indonesia. Pada Musson Barat Laut (musim

barat) AKU yang berada kira-kira 9ºLU bergerak ke barat menuju Filipina, AKU

bercabang dua menjadi Arus Mindanao (Mindanao Current), yakni arus yang

bergerak ke arah selatan sepanjang pantai timur Mindanao dan arus yang berbelok

ke arah utara menjadi pemasok awal Arus Kuroshio.

11.6

1.1

2.6

7.5

9.2 2.5 1.5

1.7

4.3

4.5

11.6

2.6.

6

9.2

1.7 4.9

8

2.3 Keadaan Umum Perairan Selat Makasar

2.3.1 Transpor Massa Air di Perairan Selat Makasar

Kondisi oseanografi Perairan Selat Makasar merupakan bagian dari Perairan

Indonesia yang mentransfer massa air hangat dan bersalinitas rendah dari

Samudera Pasifik menuju Samudera India. Oleh karena itu perairan Indonesia

memegang peranan penting secara integral dalam sirkulasi termohalin global dan

fenomena iklim (Sprintall et al. 2000; Gordon 2001). Bahang dan massa air yang

bersalinitas rendah yang dibawa oleh Arus Lintas Indonesia (Arlindo) berdampak

terhadap perimbangan parameter bahang dan salinitas di kedua samudera.

Letak geografis perairan Selat Makasar yang memanjang dari arah utara

selatan, dan sepanjang tahun secara umum transpor massa air permukaan tidak

mengalami perubahan arah, yaitu dari utara ke selatan kecuali pada bagian selatan

yakni pada daerah pertemuan antara massa air Laut Jawa, Laut Flores dan perairan

Selat Makasar bagian Selantan. Pada bagian ini tampak nyata perubahan transpor

massa air permukaan yang sesuai dengan angin muson. Selama Muson Timur

massa air dari Laut Flores bertemu dengan air yang keluar dari Selat Makasar dan

mengalir bersama ke Laut Jawa. Dalam kondisi ini banyak massa air pada lapisan

permukaan akan terangkut dan bergerak ke barat, berakibat muncul „ruang

kosong‟ di permukaan yang memungkinkan massa air lapisan bawah naik untuk

mengisinya. Namun demikian karena kecepatan menegak air relatif kecil (5 x 10-4

cm/detik), maka disimpulkan bahwa peristiwa penaikan massa air di daerah ini

tidak memberikan pengaruh yang besar terhadap pola air (Illahude 1970).

Transpor maksimum pada berbagai lokasi seperti Selat Makasar, Selat Lombok,

Selat Ombai, Laut Sawu dan dari Laut Banda ke Samudera India terjadi pada saat

bertiupnya angin muson tenggara antara Juli – September dan minimum saat

muson barat laut antara Nopember – Februari (Meyers et al. 1995; Gordon and

McClean 1999; Molcard et al. 1996; Hautala et al. 2001). Pada Muson Barat

massa air dari Laut Jawa bertemu dengan massa air yang keluar dari Selat

Makasar dan mengalir bersama ke arah Laut Flores.

Puncak transpor maksimum Arlindo di gerbang masuk dan keluar

diperkirakan terjadi pada waktu yang berbeda sehingga diduga terjadi

penyimpanan massa air di perairan Indonesia (Ffield and Gordon 1992). Di

9

samping itu jalur lintasan Arlindo mempunyai konfigurasi geografi yang

kompleks dengan kombinasi dasar perairan yang dangkal dan dalam serta kuatnya

arus pasang surut pada berbagai kanal sehingga mengakibatkan terjadinya

perubahan karakter massa air akibat percampuran.

Fenomena Iklim seperti ENSO yang terjadi di barat Pasifik juga memegang

peranan penting dalam variabilitas Arlindo. Selama fase El Niño transpor Arlindo

mengalami pelemahan, bahang dan massa air dengan salinitas yang rendah jauh

lebih sedikit ditransfer ke Samudera Hindia (Gordon 2001). Observasi

menunjukkan bahwa komposisi massa air Arlindo berasal dari massa air termoklin

Pasifik Utara, meski pada kedalaman yang lebih dalam (massa airnya lebih dingin

dari 6 C) massa airnya secara langsung berasal dari Pasifik Selatan (Gordon and

Susanto 2003). Sementara itu di Samudera Hindia berasosiasi dengan sistem

muson dan fenomena Dipole Mode (Saji et al. 1999).

Susanto et al. 2000 menyebutkan bahwa dari data paras laut dan mooring

memperlihatkan variabilitas intraseasonal (30 – 60 hari) yang kemungkinan

merupakan respon gelombang Kelvin dari Samudera Hindia yang masuk ke

Perairan Selat Makassar melalui Selat Lombok dan Gelombang Rossby dari

Samudera Pasifik. Mereka juga mengungkapkan bahwa karakteristik intra-

seasonal ditandai dengan periode 48 – 62 hari yang berhubungan dengan

Gelombang Rossby dari Samudera Pasifik yang merambat melalui Laut Sulawesi.

Berikutnya periode 67 – 100 hari yang merupakan karakter Gelombang Kelvin

terlihat di Bali (Selat Lombok). Meskipun demikian karakter tersebut tidak terlihat

di Tarakan, hal ini menandakan bahwa gelombang-gelombang tersebut mengalami

pelemahan setelah melewati Selat Makasar.

Aliran transpor Arlindo yang diduga oleh Susanto and Gordon (2005)

dengan menggunakan model profil sederhana memperkirakan transpor lapisan

permukaan adalah 9,3 Sv. Mode normal berdasarkan pengujian Wajsowicza et al.

(2003) untuk tahun 1997 adalah 6,4 Sv dengan batas permukaan dan yang paling

rendah 1,6 Sv dan 4,7 Sv. Hal ini disebabkan karena pendekatan yang digunakan

oleh keduanya berbeda. Gordon and Susanto (2003) melakukanya dengan

menggunakan tiga pendekatan profil (Profil A, B dan C) secara vertikal yang

berbeda-beda untuk setiap musim.

10

Analisis momentum dan keseimbangan energi menunjukkan bahwa transpor

total Arus Lintas Indonesia tidak tergantung secara eksklusif terhadap perbedaan

tekanan inter-ocean yaitu beda tekanan muka laut antara Pasifik dan Hindia tetapi

lebih oleh faktor-faktor lain termasuk angin lokal (muson), gesekan dasar dan

resultan dari gaya-gaya tekanan yang bekerja pada sisi internal seperti geometri

perairan yang menimbulkan aksi pasang surut yang membawa pengaruh yang

signifikan terhadap variabilitas dan karakteristik arah arus (Burnett et al. 2003).

Susanto and Gordon (2005) mengungkapkan bahwa aliran Arlindo ke utara

di bawah lapisan 300 meter pada September 1997 – pertengahan Februari 1998

terjadi selama puncak El Niño 1997/1998, hal ini diduga pengaruh Gelombang

Kelvin dari Samudera Hindia. Massa air Arlindo yang ke utara juga terjadi di Mei

1997 (Sprintall et al. 2000).

Transpor massa air Arlindo yang melalui Selat Makasar hasil pengamatan

dari Januari 2004 - Nopember 2006 The International Nusantara Stratification

and Transport (INSTANT) program adalah 11.6 ± 3.3 Sv (Sv = 106 m

3/s). Massa

air transpor ini lebih besar 27 % dari data yang diamati periode El Niño yang kuat

selama tahun 1997-1998. Nilai maksimum massa air transpor terjadi saat akhir

musim barat dan musim timur, dengan minimum massa air transport terjadi pada

bulan Oktober – Desember (Gordon et al. 2010). Massa air transpor dari

Samudera Pasifik yang melewati Selat Makasar pada kedalaman sill 680 meter

merupakan 80 % total massa air transpor Arlindo (Gordon 2001). Lapisan

termoklin maksimun (v-maks) terjadi pada musim timur (Juli-September) dan

musim barat (Januari- Maret) dengan kedalaman antara 110-140 meter. Rasio

rata-rata kecepatan dari MAK - timur ke MAK-barat adalah 0,95 (lapisan

permukaan ), 0,84 (pertengahan - termoklin ) dan 0,76 (lebih rendah termoklin).

Kecepatan maksimum termoklin dan intensifikasi aliran barat Labani konsisten

dengan data Arlindo (Gordon and McClean 1999; Susanto and Gordon 2005).

Pada Gambar 3 sebelah kiri terlihat kedalaman termoklin 110-140 meter

profil kecepatan bervariasi terhadap musim: V-max yang lebih besar terjadi

selama bulan Juli /Agustus /September (JAS, musim timur), relatif terhadap bulan

Januari /Februari /Maret (JFM, musim barat). Profil JAS dan JFM membalikkan

posisi relatif pada kedalaman di bawah 220 db, menunjukkan aliran massa air

11

lebih dalam di Selat Makasar pada saat musim barat. Pada Gambar 3 sebelah

kanan terlihat V-max lebih dalam selama musim barat laut, Februari -Maret 2004,

Maret-April 2005 dan Februari-April 2006; dengan V- max lebih yang dangkal

selama musim tenggara, Juli- September 2004, 2005 dan 2006. Termoklin V-max

memperlihatkan fluktuasi semi-tahunan, dengan nilai tertinggi pada tahap lainnya

yang dipengaruhi oleh musim: Februari-April 2004, Juli-September 2004, Maret-

April 2005, Agustus- September 2005, Februari -Maret 2006, Juni-September

2006. Kecepatan ke arah selatan yang kuat di tahun 2006 terlihat menonjol

sebagai sebuah anomali. Adanya massa air ke utara yang diduga merupakan

pengaruh gelombang Kelvin pada bulan Mei 2004 dan 2005 sedangkan pada

bulan Mei 2006 tidak terlihat.

Suhu adalah suatu besaran fisika yang menyatakan banyaknya aliran bahang

yang terkandung dalam suatu benda. Suhu air laut terutama di lapisan permukaan

sangat tergantung pada jumlah bahang yang diterima dari sinar matahari. Daerah-

daerah yang paling banyak menerima bahang sinar matahari adalah daerah-daerah

yang terletak pada lintang rendah, dan akan semakin berkurang bila letaknya

semakin mendekati kutub.

Gambar 3. Profil musiman (kiri) dan kecepatan massa transpor. Nilai kecepatan

rata-rata mewakili MAK-barat dan MAK-timur. Koordinat vertikal

diberikan dalam decibar (dbar), mendekati meter (m). tanda –

menunjukkan arah aliran ke selatan dan tanda + menunjukkan arah

sebaliknya (Gordon et al. 2010).

12

Lapisan air dipermukaan laut tropis pada umumnya hangat dan variasi

hariannya tinggi. Perairan Indonesia mempunyai kisaran suhu sekitar 28-310C

pada lapisan permukaan. Pada daerah tertentu, tempat yang sering terjadi

upwelling, keadaan suhu dapat menjadi lebih rendah sekitar 250C yang

disebabkan massa air dingin terangkat ke atas (Wyrtki 1961). Suhu permukaan

perairan Selat Makasar dipengaruhi oleh keadaan cuaca antara lain curah hujan,

penguapan, kelembaban udara, kecepatan angin dan penyinaran matahari. Proses

penyinaran dan pemanasan matahari pada musim barat lebih banyak berada di

belahan bumi selatan, sehingga suhu berkisar antara 29-300C dan di bagian utara

khatulistiwa suhu berkisar antara 27-280C. Pada musim timur, suhu perairan

Indonesia bagian utara akan naik menjadi 28-300C dan suhu permukaan di

perairan sebelah selatan akan turun menjadi 27-280C (Wyrtki 1961).

Sebaran suhu vertikal di laut secara umum dapat dibedakan menjadi tiga

lapisan yaitu; lapisan homogen(homogeneous layer) di bagian paling atas, lapisan

termoklin(discontinuity layer) di tengah, dan lapisan dingin(deep layer) di lapisan

dalam. Pada lapisan permukaan terjadi pencampuran massa air yang diakibatkan

oleh adanya angin, arus, dan pasang surut sehingga merupakan lapisan homogen.

Lapisan termoklin merupakan lapisan yang mengalami perubahan suhu yang

relatif cepat, antara massa air hangat dengan massa air yang lebih dingin di

bawahnya. Umumnya diikuti dengan penurunan oksigen terlarut dan penaikan

yang cepat dari kadar zat hara (Wrytki 1961).

Selama musim barat lapisan homogen dapat mencapai kedalaman 100 meter

dari permukaan perairan dengan suhu antara 27-280C dan salinitas perairan

berkisar 32,5-33,5‰. Di bawah lapisan homogen, terdapat lapisan termoklin

dengan kedalaman 100-260 meter dan suhu berkisar 12-260C serta salinitas antara

34,0-34,5‰. Selanjutnya lapisan dalam, dari kedalaman sekitar 300 meter sampai

dasar perairan dengan suhu antara 5-110C dan salinitas antara 34,0-34,5‰. Pada

musim timur, lapisan homogen dapat mencapai lapisan yang tipis, yakni sekitar

50 meter dari permukaan perairan. Suhu dilapisan ini berkisar 26-270C dan

salinitas 34,0-34,5‰. Lapisan termoklin yang terbentuk saat musim timur terjadi

pada kedalaman 50-400 meter dengan suhu antara 10-260C dan salinitas 34,5-

36,0‰. Kemudian lapisan dalam yang terbentuk dari kedalaman 400 meter

13

sampai ke dasar perairan dengan suhu antara 5-110C dan salinitas antara 34,0-

34,5‰ ( Illahude 1970).

Suhu rerata pada kedalaman 150 meter sebesar 200C dan semakin

menurun suhunya dengan interval 50C setiap penurunan kedalamaman 100 meter.

Lapisan isotherm 150C meningkat 35 db selama El Niño bulan Desember 1997

dan kembali turun 35 db ketika La Niña bulan Juli 1998. Gambar 4 menunjukkan

data XBT selama 15 tahun adanya korelasi yang sangat tinggi antara suhu pada

lapisan termoklin, transpor Arlindo di Selat Makasar dengan karakteristik ENSO

yang dapat dilihat dari perubahan Indeks Osilasi Selatan sebesar 0.77. Korelasi

menurun pada kedalaman rata-rata 150 – 400 meter sebesar 0.59. Volume transpor

di Selat Makasar melemah selama fase El Niño berkorelasi 0.67 dengan

melemahnya suhu. Transpor energi internal di Selat Makasar sebesar 0.63 PW

selama La Niña bulan Desember 1996- Februari 1997, dan 0.39 selama El Niño

bulan Desember 1997 – Februari 1998 (Ffield et al. 2000).

Gambar 4. Hubungan antara suhu dan SOI dari data XBT 100 m

(Ffield et al. 2000).

2.3.2 Pola Angin di Perairan Selat Makasar

Perairan Indonesia, merupakan penghubung antara dua sistem Samudera

yaitu Samudera Pasifik dan Samudera Hindia, maka sifat dan kondisinya banyak

dipengaruhi oleh kedua Samudera tersebut, khususnya Samudera Pasifik.

Pengaruh ini terlihat antara lain pada sebaran massa air, arus, pasang surut dan

kesuburan perairan. Keadaan yang demikian menyebabkan perairan Indonesia

sangat dipengaruhi oleh iklim muson (musim), sehingga memberikan sifat yang

14

khas bagi perairan Indonesia. Keadaan iklim muson di Indonesia dapat dibagi

menjadi tiga musim yakni Musim Timur (Juni - Agustus), Musim Barat

(Desember - Maret), dan Musim Peralihan (April - Mei dan September -

Nopember). Keadaan ini mempengaruhi sifat dan kondisi perairan-perairan

Indonesia, misalnya perairan Selat Makasar, Laut Banda, Laut Flores dan Laut

Sulawesi (Wyrtki 1961).

Selat Makasar merupakan perairan yang terletak di antara Pulau Kalimatan

dan Pulau Sulawesi. Selat ini berbatasan dengan Laut Sulawesi di sebelah Utara

dan dengan Laut Jawa serta Laut Flores di sebelah Selatan. Kondisi oseanografis

Selat Makasar ini selain dipengaruhi oleh massa air dalam selat, juga dipengaruhi

oleh dinamika oseanografi di luar selat dan keadaan iklim. Perairan pantai

Kalimatan dan perairan sepanjang pantai Sulawesi yang mengapit Selat Makasar

juga berperan terhadap dinamika massa air dalam selat tersebut (Illahude 1970).

Angin utama yang berhembus di perairan Selat Makasar adalah angin

muson. Angin ini dalam setahun mengalami pembalikan arah dua kali. Perubahan

arah dan pergerakan angin muson ini berhubungan erat dengan terjadinya

perbedaan tekanan udara di atas Benua Asia dan Australia. Pada bulan Desember-

Februari umumnya angin bertiup dari Benua Asia ke Benua Australia sehingga di

atas perairan Selat Makasar angin bertiup dari arah utara ke arah selatan selat atau

angin Muson Barat dan pada bulan Juni-Agustus angin bertiup dari Benua

Australia ke Benua Asia yang mengakibatkan arah angin di atas perairan Selat

Makasar bertiup dari arah tenggara ke arah utara atau angin Muson Timur (Wyrtki

1961).

Pergantian angin muson dari Muson Barat ke Muson Timur menimbulkan

berbagai macam pengaruh terhadap sifat perairan Selat Makasar. Selama angin

Muson Barat berhembus, curah hujan akan meningkat yang berakibat menurunnya

nilai salinitas perairan. Sebaliknya pada Muson Timur, terjadi peningkatan

salinitas akibat penguapan yang besar, ditambah dengan masuknya massa air yang

bersalinitas tinggi dari Samudera Pasifik melalui Laut Sulawesi dan masuk ke

perairan Selat Makasar (Wyrtki 1961).

15

2.4 Transformasi Wavelet

Konsep Transformasi Wavelet telah dirumuskan sejak awal 1980-an oleh

beberapa ilmuwan seperti Morlet, Grosmann, Daubechies dan lain-lain. Sampai

sekarang transformasi Fourier mungkin masih menjadi transformasi yang paling

populer di area Pemrosesan Sinyal Digital (PSD). Transformasi Fourier

memberitahukan informasi frekuensi dari sebuah sinyal, tapi tidak informasi

waktu (tidak dapat diketahui dimana/kapan frekuensi itu terjadi). Karena itulah

transformasi Fourier hanya cocok untuk sinyal stationer (sinyal yang informasi

frekuensinya tidak berubah menurut waktu). Untuk menganalisis sinyal yang

frekuensinya bervariasi di dalam waktu, diperlukan suatu transformasi yang dapat

memberikan resolusi frekuensi dan waktu disaat yang bersamaan, biasa disebut

Analisis Multi Resolusi (AMR). AMR dirancang untuk memberikan resolusi

waktu yang baik dan resolusi frekuensi yang buruk pada frekuensi tinggi suatu

sinyal, serta resolusi frekuensi yang baik dan resolusi waktu yang buruk pada

frekuensi rendah suatu sinyal. Pendekatan ini sangat berguna untuk menganalisis

sinyal dalam aplikasi-aplikasi praktis yang memang memiliki lebih banyak

frekuensi rendah.

Wavelet adalah gelombang yang berukuran lebih kecil dan pendek bila

dibandingkan dengan sinyal pada sinusoid pada umumnya, di mana energinya

terkonsentrasi pada selang waktu tertentu yang digunakan sebagai alat untuk

menganalisa sinyal-sinyal non-stasioner (Anant and Dowla 1997). Salah satu

metoda yang baik untuk menganalisis gelombang sinyal yang terlokalisir adalah

wavelet transformation.

Transformasi wavelet adalah suatu AMR yang dapat merepresentasikan

informasi waktu dan frekuensi suatu sinyal dengan baik. Transformasi wavelet

menggunakan sebuah jendela modulasi yang fleksibel, ini yang paling

membedakannya dengan Short Time Fourier Transformation (STFT), yang

merupakan pengembangan dari transformasi Fourier. STFT menggunakan jendela

modulasi yang besarnya tetap, ini menyebabkan dilema karena jendela yang

sempit akan memberikan resolusi frekuensi yang buruk dan sebaliknya jendela

yang lebar akan menyebabkan resolusi waktu yang buruk.

16

Metode transformasi wavelet ini dapat digunakan untuk menapis data atau

meningkatkan mutu kualitas data; dapat juga digunakan untuk mendeteksi

fenomena varian waktu serta dapat digunakan untuk pemampatan data (Foster et

al. 1994). Transformasi Wavelet dapat digunakan untuk menunjukkan kelakukan

sementara (temporal) pada suatu sinyal, misalnya dalam bidang geofisika (sinyal

seismik), fluida, medik dan lain sebagainya. Karena kemampuannya melihat data

dari berbagai sisi, wavelet mampu menyederhanakan dan mengurangi noise tanpa

memperlihatkan penurunan mutu. Pada transformasi wavelet digunakan istilah

translasi dan skala, karena istilah waktu dan frekuensi sudah digunakan oleh

transformasi Fourier. Translasi adalah lokasi jendela modulasi saat digeser

sepanjang sinyal, berhubungan dengan informasi waktu. Skala berhubungan

dengan frekuensi, skala tinggi (frekuensi rendah) berhubungan dengan informasi

global dari sebuah sinyal, sedangkan skala rendah (frekuensi tinggi) berhubungan

dengan informasi detail. Pada dasarnya, transformasi wavelet dapat dibedakan

menjadi dua tipe berdasarkan nilai parameter translasi dan skala, yaitu

transformasi wavelet kontinu (continue wavelet transform, CWT), dan diskrit

(discrete wavelet transform, DWT).

Prinsip kerja CWT dengan menghitung sebuah sinyal dengan sebuah jendela

modulasi pada setiap waktu dengan setiap skala yang diinginkan. Jendela

modulasi yang mempunyai skala fleksibel inilah yang biasa disebut induk wavelet

atau fungsi dasar wavelet. CWT menganalisa sinyal dengan perubahan skala pada

window yang dianalisis, pergeseran window dalam waktu dan perkalian sinyal

serta mengintegral semuanya sepanjang waktu (Polikar 1996).

CWT secara matematika dapat didefinisikan sebagai berikut:

*s, (t)dt ………..….………………(1)

dimana γ(s,τ) adalah fungsi sinyal setelah transformasi, dengan variabel s (skala)

dan τ (translasi) sebagai dimensi baru. f(t) sinyal asli sebelum transformasi.

Fungsi dasar *s, (t) di sebut sebagai wavelet, dengan * menunjukkan konjugasi

kompleks. Inversi dari CWT dapat didefinisikan sebagai berikut:

s, (t)d …..……………..……(2)

17

Fungsi dasar wavelet s,τ(t) dapat didesain sesuai kebutuhan untuk mendapatkan

hasil transformasi yang terbaik, ini perbedaan mendasar dengan transformasi

fourier yang hanya menggunakan fungsi sinus sebagai jendela modulasi.

Fungsi dasar wavelet secara matematika dapat didefinisikan sebagi berikut:

s, (t) = ( ……………………….….…….(3)

faktor digunakan untuk normalisasi energi pada skala yang berubah-ubah.

Mexican Hat, yang merupakan normalisasi dari derivatif kedua fungsi Gaussian

adalah salah satu contoh fungsi dasar CWT;

s, (t) = (1- ……………………...(4)

Contoh lain adalah fungsi dasar Morlet, yang merupakan fungsi bilangan

kompleks:

( - …………………...…(5)

dengan dan (1 + -1/2

Dibandingkan dengan CWT, DWT dianggap relatif lebih mudah

pengimplementasiannya. Prinsip dasar dari DWT adalah bagaimana cara

mendapatkan representasi waktu dan skala dari sebuah sinyal menggunakan

teknik penapisan digital dan operasi sub-sampling. Sinyal pertama-tama

dilewatkan pada rangkain filter high-pass dan low-pass, kemudian setengah dari

masing-masing keluaran diambil sebagai sample melalui operasi sub-sampling.

Proses ini disebut sebagai proses dekomposisi satu tingkat. Keluaran dari filter

low-pass digunakan sebagai masukkan di proses dekomposisi tingkat berikutnya.

Proses ini diulang sampai tingkat proses dekomposisi yang diinginkan. Gabungan

dari keluaran-keluaran filter high-pass dan satu keluaran filter low-pass yang

terakhir, disebut sebagai koefisien wavelet, yang berisi informasi sinyal hasil

transformasi yang telah terkompresi. Pasangan filter high-pass dan low-pass yang

18

digunakan harus merupakan Quadrature Mirror Filter (QMF), yaitu pasangan

filter yang memenuhi Persamaan (6):

n . g[ ………………….…….……..(6)

dengan h[n] adalah filter high-pass, g[n] adalah filter low-pass dan L adalah

panjang masing-masing filter.

2.5 Penginderaan Jarak Jauh

Penginderaan jauh adalah ilmu dan seni untuk memperoleh informasi

tentang objek, daerah atau fenomena melalui analisis data yang diperoleh dengan

alat tanpa adanya kontak langsung dengan objek, daerah atau fenomena yang

dikaji (Lillesand and Kiefer 1987).

Data suhu permukaan laut (SPL) dapat diperoleh dengan dua cara yang

sangat berbeda, yang pertama menggunakan metode pengukuran konvensional

yang secara langsung menggunakan alat-alat pengukur temperatur di permukaan

laut; yang kedua menggunakan metode estimasi dengan memanfaatkan wahana

satelit penginderaan jauh.

Ada banyak faktor yang mempengaruhi estimasi SPL dengan menggunakan

data satelit penginderaan jauh. Agar diperoleh data yang mempunyai perbedaan

terkecil dengan data in situ, maka pada saat proses pengolahan data penginderaan

jauh harus memperhitungkan berbagai faktor koreksi radiometris. Brown et al.

(1985) menyatakan bahwa perkiraan SPL yang menggunakan data satelit

dipengaruhi oleh faktor sensor dan proses kalibrasi, algoritma koreksi atmosfer,

prosedur dan pengolahan data serta interaksi permukaan laut dengan lapisan

atmosfer di atas permukaan laut yang diamati.

Gambaran tentang faktor-faktor yang berpengaruh pada proses ekstraksi data

SPL dengan menggunakan data satelit meliputi proses-proses fisik pada lapisan

atmosfer, pengolahan data digital, proses kalibrasi dan konversi serta faktor

koreksi atmosfer (Callison et al. 1989).

Moderate Resolution Imaging Spectroradiometer (MODIS) bermula dari

diluncurkannya satelit EOS-AM dan EOS-PM sebagai bagian dari NASA Earth

Observing System (EOS). Satelit yang pertama kali membawa MODIS yaitu AM-

1 atau disebut juga dengan Terra. Terra sukses diluncurkan pada tanggal 18

19

Desember 1999. Peluncuran MODIS kedua disebut dengan FM1 (Flight Model 1)

yang dibawa oleh pesawat luar angkasa Aqua (EOS PM-1) dan sukses pula

diluncurkan pada tanggal 4 Mei 2002. Dengan menggunakan MODIS kita dapat

mengetahui lebih awal informasi tentang permukaan bumi, atmosfer dan

fenomena laut secara luas dan dapat digunakan oleh berbagai komunitas di

seluruh dunia.

MODIS dilengkapi oleh high radiometric sensitivity (12 bit) dalam 36 band

spektral yang mempunyai panjang gelombang antara 0,4 µm sampai 14,4 µm.

Spektrum yang dimiliki oleh MODIS sama dengan yang ada pada AVHRR dan

SeaWiFS, bahkan lebih banyak. Resolusi spasial pada kanal 1 dan 2 enam belas

kali lebih baik daripada AVHRR atau SeaWiFS dan pada kanal 3 sampai 7 empat

kali lebih tinggi. Kanal yang lain mempunyai resolusi spasial yang sama dengan

AVHRR atau SeaWiFS. MODIS berada pada ketinggian 705 km dengan orbit

polar sun-synchronous, descending node (Terra) pada 10;30 a.m. atau 1;30 p.m.

pada ascending node (Aqua) dan mengelilingi bumi setiap satu sampai dua hari.

Spesifikasi teknis pada MODIS dapat dilihat pada Tabel 1, sedangkan

karakteristik dari masing-masing band pada satelit MODIS dapat dilihat pada

Tabel 2.

Tabel 1. Spesifikasi teknis MODIS (Conboy 2004) Jenis Spesifikasi

Orbit 705 km, 10;30 a.m. descending node (Terra) or 1;30 p.m.

ascending node (Aqua), sun-synchronous, near-polar, circular

Scan Rate 20.3 rpm, cross track

Swath Dimensions 2330 km (cross track) by 10 km (along track at nadir)

Telescope 17.78 cm. Off-axis, afocal (collimated), with intermediate field

stop

Size 1.0 x 1.6 x 1.0 m

Weight 228.7 kg

Power 162.5 W (single orbit average)

Data Rate 10.6 Mbps (peak daytime); 6.1 Mbps (orbital average)

Quantization 12 bits

Spatial Resolutions 250 m (bands 1-2)

500 m (bands 3-7)

1000 m (bands 8-36)

Design Life 6 years

20

Tabel 2. Karakteristik kanal spektral pada MODIS (Conboy 2004)

Primary use Band Bandwitdh(nm) Spasial

resolution(m)

Land/Cloud/Aerosols Boundaries 1 620 – 670 250

2 841 – 876

Land / Cloud / Aerosols Properties 3 459 – 479

500

4 545 – 565

5 1230 – 1250

6 1628 – 1652

7 2105 – 2155

Ocean

Color/Phytoplankton/Biogeochemistry

8 405 – 420

1000

9 438 – 448

10 483 – 493

11 526 – 536

12 546 – 556

13 662 – 672

14 673 – 683

15 743 – 753

16 862 – 877

Atmospheric Water Vapor 17 890 – 920

18 931 – 941

19 915 – 965

Surface/Cloud Temperature 20 3.660 – 3.840

21 3.929 – 3.989

22 3.929 – 3.989

23 4.020 – 4.080

Atmospheric Temperature 24 4.433 – 4.498

25 4.482 – 4.549

Cirrus Clouds Water Vapor 26 1.360 – 1.390

27 6.535 – 6.895

28 7.175 – 7.475

Cloud Properties 29 8.400 – 8.700

Ozone 30 9.580 – 9.880

Surface/Cloud Temperature 31 10.780 – 11.280

32 11.770 – 12.270

Cloud Top Altitude 33 13.185 – 13.485

34 13.485 – 13.785

35 13.785 – 14.085

36 14.085 – 14.385

21

Aplikasi penginderaan jauh dibidang kelautan sangat luas diantaranya

berupa indentifikasi pola perairan, meteorologi kelautan, pendugaan potensi

sumberdaya perikanan, suhu permukaan laut, produktivitas perairan, mendeteksi

tumpahan minyak, peta jalur pelayaran dan navigasi (CCRS 2005).