Available online at: http://journal.ipb.ac.id/index.php/agromet

## VARIABILITAS CURAH HUJAN INDONESIA DAN HUBUNGANNYA DENGAN ENSO/IOD:
ESTIMASI MENGGUNAKAN DATA JRA-25/JCDAS
RAINFALL VARIABILITY OVER INDONESIA AND ITS RELATION TO ENSO/IOD:

## ESTIMATED USING JRA-25/JCDAS
Rahmat Hidayat 1* dan Kentaro Ando 2
1 Departemen Geofisika dan Meteorologi, Gedung FMIPA, Jl. Meranti Wing 19 Lv. 4 Kampus IPB Darmaga Bogor 16680
2 Japan Agency for Marine-Earth Science and Technology (JAMSTEC), Yokouska, Japan * Corresponding author, email: rahmat.hidayat.asad@gmail.com
Penyerahan Naskah: 4 Januari 2013 Diterima untuk diterbitkan: 3 Maret 2014

## ABSTRACT
Rainfall variability over Indonesia and its relation to El Niño – Southern Oscillation (ENSO) and the Indian Ocean Dipole (IOD) events were investigated using the Japanese 25-year reanalysis/Japan Meteorological Agency  (JMA)  Climate  Data  Assimilation  System  (JRA-25/  JCDAS).  The  JRA-25  data  consistently  depicts seasonal  variation  of  Indonesian  rainfall  with  a  wet  season  that  peaks  at  December-January  and  a  dry season that peaks in July-August when the convection belt moved northward. Composite analysis of rainfall, sea surface temperature and low-level wind anomalies have shown that the impact of ENSO/IOD on rainfall variations in Indonesia is clearly dominant during dry season. Drought conditions typically occur during El Niño  years  when  SST  anomalies  surrounding  Indonesia  are  cool  and  walker  circulation  is  weakened, resulting in anomalous surface easterlies across Indonesia. In contrast, in the wet season, the weakening of the  relationship  between  ENSO  and  Indonesian  rainfall is  linked  to  the  transition  between  surface southeasterlies  to  northwesterlies.  At  this  time  persistent  surface  easterly  anomalies  across  Indonesia superimposed on the climatological mean winds during a warm phase of ENSO event acts to reduce the wind speed resulting reduced the negative DJF rainfall anomalie s.
Keywords: ENSO, Indonesian rainfall, IOD, JRA-25/JCDAS
Sitasi :  Hidayat  R.  dan  Ando  K.  2014. Variabilitas  curah  hujan  Indonesia  dan  hubungannya  dengan  ENSO/IOD:  Estimasi menggunakan data JRA-25/JCDAS. J Agromet Indonesia. 28 (1):1-8.

## PENDAHULUAN
Benua  maritim  Indonesia  merupakan  daerah yang  memiliki  suhu  permukaan  laut  (SPL)  paling hangat  dibandingkan  dengan  daerah  sekitarnya. Kondisi  geografis  ini  menjadi  faktor  pendukung terjadinya konveksi massa udara kuat dan berfungsi sebagai  ‘mesin’  yang  menggerakkan  sirkulasi atmosfer  pada  skala  global  melalui  penarikan  dan pelepasan sejumlah panas laten penguapan.
Beberapa  penelitian  telah  dilakukan  dalam mengkaji  keterkaitan  anomali  curah  hujan  di Indonesia dan fenomena ENSO di ekuatorial Pasifik seperti  oleh  Hackert  dan  Hastenrath  (1986). Selanjutnya,  Hamada et  al .  (2002);  Aldrian  dan Susanto (2003) memaparkan bahwa pengaruh ENSO
terhadap  anomali  curah  hujan  di  Indonesia  terlihat lebih  jelas  pada  musim  kering  ( dry  season )  yaitu Juni  sampai  Agustus  (JJA)  dan  pada  musim peralihan yaitu September sampai November (SON) dibandingkan  pada  musim  basah  bulan  Desember sampai  Januari  (DJF)  saat  anomali  positif  SPL  di Samudera Pasifik mencapai puncak. Sejak fenomena IOD  –  fenomena  menyerupai  ENSO  di  ekuatorial Samudera  Hindia  –  diperkenalkan  oleh  Saji et  al . (1999), sejumlah  penelitian  memaparkan  bahwa proses interaksi laut-atmosfer oleh IOD  mempenga- ruhi pola anomali curah hujan di daerah tropis dan di beberapa  wilayah  lintang  menengah  melalui  teleko- neksi ( Yamagata et  al .,  2004;  Ummenhofer et  al . , 2009).

## 2 Hidayat dan Ando
Kejadian  IOD  positif  (pIOD)  dicirikan  dengan anomali  negatif  (lebih  dingin  dari  rata-rata)  SPL  di sebelah  timur  Samudera  Hindia  yang  berbatasan dengan  pantai  barat  Sumatera  dan  selatan  Jawa. Sebaliknya  kejadian  IOD  negatif  (nIOD)  dicirikan dengan  anomali  positif  (lebih  hangat  dari  rata-rata) SPL  di  sebelah  barat  samudera  Hindia.  Sebagai konsekuensi,  pIOD  menyebabkan  perpindahan  kon- veksi  massa  udara  dari  bagian  timur  Samudera Hindia  bergerak  menuju  ke  atas  kolam  hangat  SPL di  bagian  barat  Samudera  Hindia.  Perpindahan daerah  konveksi  ini  membawa  uap  air  yang  cukup menyebabkan  curah  hujan  yang  tinggi  di  wilayah Afrika  bagian  timur,  Bangladesh  dan  beberapa daerah  lain.  Sebaliknya,  kekeringan  terjadi  di beberapa  wilayah  seperti  Indonesia  dan  Australia serta  kejadian  musim  panas  yang  ekstrim  di beberapa  wilayah  Eropa  dan  Asia  timur  seperti Jepang dan Cina bagian selatan ( Saji dan Yamagata, 2003 ). Penelitian  tersebut  di  atas  menyimpulkan bahwa  secara  umum  anomali  curah  hujan  di Indonesia  dipengaruhi  variabilitas  iklim  skala global/regional yakni kejadian El Niño di Samudera Pasifik dan kejadian pIOD di Samudera Hindia.
Sejak  era  satelit  untuk  observasi  data  dimulai pada  tahun  1979,  sumber  data  yang  dapat  diakses dalam melakukan studi iklim, kelautan dan interaksi antar keduanya semakin beragam. Sejalan dengan itu era  model  numerik  dan  teknologi  obervasi  yang semakin baik, sehingga data observasi ( in-situ ), data satelit,  hasil  luaran  model  numerik  dan  data  hasil reanalisis (data yang diperoleh dengan menggabung- kan  observasi,  satelit  dan  model  numerik  dengan pendekatan  tertentu)  lebih  baik  dari  sisi  kualitas maupun kesinambungan data. Penelitian ini bertujuan  menganalisis  pengaruh  variasi  iklim  antar tahunan  ( interannual  variation )  dalam  hal  ini fenomena  ENSO/IOD  terhadap  variabilitas  curah hujan  di  Indonesia  dengan  menggunakan  data the Japanese  25-year  reanalysis/Japan  Meteorological Agency  (JMA)  Climate  Data  Assimilation  System (JRA-25/ JCDAS).

## METODE PENELITIAN
Data  yang  digunakan  adalah  data  curah  hujan JRA-25/JCDAS  periode  1979-2009.  Data  ini merupakan  data  rata-rata  bulanan  dengan  resolusi spektral  T106  atau  setara  dengan  120  km  grid horizontal  dan  40  lapisan  vertikal  (Onogi et  al ., 2005).  JRA-25  merupakan  produk  data  set  pertama yang dilakukan di Asia dengan rentang waktu cukup panjang  (1979–sekarang).  Data  ini  dihitung  dengan menggabungkan  hasil  model  numerik  badan meteorologi Jepang (JMA) dan data observasi untuk menghasilkan  data  reanalisis  dengan  kualitas  yang
konsisten  untuk  keperluan  riset,  monitoring  dan prediksi. Data JRA25 dapat diunduh di http://www.jreap.org/indexe.html yang meliputi beberapa variabel atmosfer seperti total curah hujan, medan angin, kelembapan dan lain-lain. Selanjutnya, digunakan  juga  komponen  data  angin  timur-barat ( zonal )  dan  utara-selatan  ( meridional )  pada  paras permukaan  atmosfer  (1000  mb)  yang  diperoleh  dari National  Center  for  Environmental  Prediction  – Department  of  Energy  (NCEP-DOE)  reanalysis  2 periode1979-2009  dengan  resolusi  spasial  2,5×2,5 derajat  (Kanamitsu et  al .,  2002).  Data  suhu permukaan  laut  (SPL)  yang  digunakan  adalah the Extended  Reconstruction  Sea  Surface  Temperature ( ERSST) versi  3  (Smith et  al .,  2008).  Data  SPL  ini memiliki resolusi spasial 2×2 derajat dengan periode 1982–2009.
Indeks  ENSO  diperoleh  dengan  menghitung rata-rata  luasan  anomali  SPL  pada  daerah  Niño  3.4 (190 o BT – 240 o BT dan 5 o LS – 5 o LU) berdasarkan definisi  El  Niño  mengacu  pada  Trenberth  (1997). Selanjutnya, mengacu pada Saji et al . (1999), indeks dipole  mode (DMI)  diperoleh  dengan  menghitung perbedaan  anomali  SPL  di  sebelah  barat  (50 o –  70 o BT dan 10 o LS – 10 o LU) dan sebelah timur (90 o BT –  110 o BT  dan  10 o LS  –  0 o ekuator)  daerah ekuatorial  Samudera  Hindia.  Rata-rata  musiman (klimatologi) diperoleh dengan menghitung rata-rata data  bulanan  selama  31  tahun  (1979–2009)  pada setiap grid data. Selanjutnya, anomali bulanan untuk ketiga  dataset  (curah  hujan,  medan  angin  dan  SPL) diperoleh  dengan  cara  mengurangkan  data  bulanan ( raw  data )  dengan  nilai  klimatologi.  Agar  analisis data  fokus  pada  sinyal  variasi  antar  tahunan ( interannual  signal ),  5-bulan running-mean  filter diaplikasikan  pada  data  anomali  untuk  mereduksi sinyal-sinyal  frekuensi  yang  lebih  tinggi  ( higher frequency ) seperti pengaruh Madden-Julian Oscillation  (MJO).  Selanjutnya  dilakukan  analisis komposit yaitu dengan menghitung rata-rata anomali pada tahun-tahun kejadian ENSO dan IOD.

## HASIL DAN PEMBAHASAN

## Variasi  Musiman  SPL,  Angin  Permukaan  dan Curah Hujan
Kondisi  klimatologi  global  diperoleh  dengan menghitung rata-rata curah hujan pada setiap musim JJA, SON, DJF dan MAM pada kurun waktu 1979– 2009. Gambar 1 menunjukkan pola sebaran SPL dan angin  permukan  pada  setiap  musim.  Secara  umum, rata-rata  klimatologi  SPL  terlihat  tinggi  sepanjang tahun  dengan  nilai  maksimum  (>29 o C)  di  belahan bumi  utara  (BBU)  pada  musim  JJA  dan  SON. Sementara  pada  musim  DJF  dan  MAM  nilai maksimum  SPL  cenderung  terpusat  di  daerah
ekuator.  Distribusi  angin  permukaan  terlihat  kuat dari arah timur laut ( northeasterly ) melintasi ekuator dan  berbalik  arah  menuju  tenggara  yang  dikenal sebagai  monsun  Asia  ( the  northwest  monsoon ). Kondisi  ini  memicu  besarnya  massa  uap  air  yang dibawa  dan  selanjutnya  meningkatkan  curah  hujan di  Indonesia.  Sementara  kondisi  sebaliknya  terjadi pada  musim  JJA  dimana  angin  utama  bergerak  ke arah  barat  laut  ( southwesterly )  dan  berbelok  saat melintasi  Samudera  Hindia  menuju  BBU  yang dikenal  sebagai  monsun Australia.  Pada  kondisi  ini curah  hujan  di  Indonesia  mencapai  fase  minimum atau musim kemarau.
Distribusi  pola  curah  hujan  (Gambar  2) menunjukkan  pola  yang  konsisten  dengan  SPL  dan angin permukaan dimana pola dan pergerakan Inter-
Tropical  Convergence  Zone (ITCZ)  dan South Pacific  Convergence  Zone (SPCZ)  terlihat  jelas. Klimatologi curah hujan Indonesia terlihat maksimum pada musim DJF dimana rata-rata curah hujan  relatif  tinggi  (mencapai  16  mm/hari)  di sebagian besar wilayah Indonesia. Sebaliknya curah hujan  relatif  lebih  rendah  di  Indonesia  pada  musim JJA.  Distribusi  musiman  curah  hujan  ini  konsisten dengan  pola  pergerakan  angin  utama  dan  sebaran SPL  pada  Gambar  1.  Lebih  lanjut,  pola  dan distribusi  curah  hujan  JRA25  ini  juga  konsisten dengan  beberapa  dataset  yang  berasal  dari  data satelit  seperti Tropical  Rainfall  Measuring  Mission (TRMM), data reanalisis seperti Global
Precipitation Climatology Project (GPCP).
Klimatologi SST & angin DJF Klimatologi SST & angin JJA Klimatologi SST & angin MAM Klimatologi SST & angin SON
Gambar 1.   Klimatologi  SPL  (warna)  dan  angin  permukaan  (vektor)  periode  1979-2009  pada  musim  DJF, MAM,  JJA  dan  SON.  Unit  SPL  adalah  derajat  celcius  dan  unit  angin  permukaan  adalah meter/detik.
Klimatologi DJF Curah hujan JRA25 1979–2009 Klimatologi JJA Curah hujan JRA25 1979–2009 Klimatologi MAM Curah hujan JRA25 1979–2009 Klimatologi SON Curah hujan JRA25 1979–2009
Gambar 2.   Klimatologi  curah  hujan  periode  1979–2009  pada  musim  DJF,  MAM,  JJA  dan  SON.  Unit adalah mm/hari.

## 4 Hidayat dan Ando
Dampak  ENSO/IOD  terhadap  Anomali  Curah Hujan Indonesia  Komposit anomali curah hujan
Pada penelitian ini, analisis komposit dilakukan untuk  melihat  dampak  ENSO  dan  IOD  terhadap anomali  curah  hujan  Indonesia.  Gambar  3 menunjukkan  indeks  Niño  3.4  dan  DMI  yang dihitung dengan merata-ratakan luasan anomali SPL pada daerah Niño 3.4 di Samudera Pasifik dan IOD di  Samudera  Hindia.  Terlihat  bahwa  pada  tahun 1982–1983  dan  1997–1998  adalah  tahun-tahun kejadian El Niño terkuat dimana anomali positif SPL berkisar 2,5 o C. Hal menarik lainnya pada Gambar 3 adalah  terdapat  tahun-tahun  kejadian  ENSO  yang bertepatan  dengan  kejadian  IOD  seperti  pada  tahun 1982  dan  1997  (El  Niño  kuat)  ataupun  2006  (El Niño moderat).
Menurut  Rao et  al .  (2002)  bahwa  secara statistik sekitar 30% kejadian IOD terjadi bersamaan dengan tahun-tahun El Niño. Hal ini mengindikasikan bahwa El Niño dan IOD bukanlah dua  fenomena  yang  independen  melainkan  terdapat keterkaitan antar keduanya. Namun demikian sekitar 70%  kejadian  ENSO  dan  IOD  tidaklah  bertepatan mengindikasikan  kompleksnya  proses  fisis  dan dinamika antar keduanya. Mengacu definisi El Niño oleh  Trenberth  (1997)  dan  IOD  oleh  Saji et  al . (1999),  diperoleh  tahun-tahun  kejadian  ENSO  dan IOD (Gambar 3) yang disarikan pada Tabel 1.
Selanjutnya peta komposit anomali curah hujan pada tahun kejadian ENSO dan IOD yang diperoleh dengan  menghitung  rata-rata  anomali  curah  hujan berdasarkan klasifikasi tahun kejadian yang ditunjukkan  pada  Tabel  1. Secara  umum  distribusi spasial  anomali  negatif  curah  hujan  terjadi  pada tahun-tahun  El  Niño  dan  pIOD  sementara  anomali positif curah hujan terjadi pada tahun-tahun La Niña dan  nIOD.  Gambar  4  menunjukkan  peta  komposit anomali  curah  hujan  pada  tahun  kejadian  El  Niño yakni 1982/1983, 1986/1987, 1991/1992, 1994/1995,  1997/1998,  2002/2003,  2006/2007  pada setiap musim. Terlihat bahwa secara umum anomali negatif curah hujan di darat dan laut terjadi pada JJA dan SON kecuali pada bagian utara Kalimantan dan Sumatera dimana terlihat cenderung positif. Penelitian  Chang et  al .  (2004)  menyebutkan  bahwa pengaruh  ENSO  terhadap  variasi  curah  hujan  di daerah  barat  Indonesia  terutama  Sumatera  bagian utara tidak signifikan ditandai oleh kecilnya korelasi antara  Niño  3  indeks  dengan  variasi  curah  hujan  di utara  Sumatera.  Lebih  lanjut  mereka  memaparkan bahwa  rendahnya  korelasi  ini  dipengaruhi  oleh anomali  sirkulasi  Walker  dan  sirkulasi  permukaan yang  berpusat  di  Filipina.  Selain  itu,  kombinasi topografi pantai barat Sumatera dan cross-equatorial flow merupakan  faktor  lain  yang  mempengaruhi variasi curah hujan di daerah tersebut.
Kondisi  yang  berbeda  pada  musim  DJF  dan MAM  dimana  terlihat  anomali  curah  hujan umumnya  positif  dan  cenderung  normal.  Hal  ini mengindikasikan  bahwa  dampak  El  Niño  terhadap penurunan  curah  hujan  Indonesia  pada  DJF  dan MAM relatif tidak terlihat jelas.
Selanjutnya,  peta  komposit  anomali  curah hujan  Indonesia  pada  tahun-tahun  kejadian  pIOD yaitu tahun 1982, 1983, 1994, 1997, 2006, dan 2007 dapat  dilihat  pada  Gambar  5.  Pola  telekoneksi spasial  pIOD  terhadap  curah  hujan  Indonesia  ini mirip dengan kejadian El Niño dimana secara umum anomali  negatif  curah  hujan  terjadi  pada  JJA  dan SON.  Sementara  pada  DJF  dan  MAM  curah  hujan terlihat  anomali  positif.  Dilihat  dari  besaran  jumlah curah  hujan,  dampak  pIOD  terhadap  penurunan curah  hujan  cenderung  lebih  besar  dibanding  pada kejadian El Niño khususnya pada SON dimana IOD mencapai  fase  puncak  ( mature  phase ).  Berbeda dengan  kejadian  El  Niño,  siklus  IOD  ini  mulai terbentuk ( development phase ) pada bulan Juni-Juli, mencapai  puncaknya  ( mature  phase )  pada  bulan September-Oktober dan berakhir ( termination phase ) pada bulan November.

## Evolusi  Anomali  SPL  dan  Anomali  Angin Permukaan
Dampak  kejadian  El  Niño/pIOD  terhadap penurunan  jumlah  curah  hujan  Indonesia  lebih terlihat  jelas  terlihat  pada  JJA  dan  SON.  Hal  ini dapat  dijelaskan  pada  Gambar  6.  Gambar  6 menunjukkan evolusi distribusi spasial anomali SPL dan  angin  permukaan  pada  tahun  kejadian  El  Niño. Dimulai  dari  bulan  Juni-Juli,  anomali  SPL cenderung  positif  di  ekuatorial  Pasifik  dan  anomali SPL cenderung negatif di wilayah Indonesia. Hal ini mengakibatkan  terjadinya  perbedaan  gradien  SPL Pasifik  dan  Indonesia  dimana  memicu  terbentuknya area  tekanan  rendah  di  daerah  Pasifik  dan  area tekanan tinggi di sekitar wilayah Indonesia. Sebagai konsekuensinya terjadi peningkatan kecepatan angin yang  bergerak ke  timur  dan  menyebabkan terbentuknya  pusat  konveksi  di  atas  Samudera Pasifik.  Sebaliknya  di  sekitar  Indonesia  terbentuk area  divergensi.  Fenomena  ini  dikenal  sebagai anomali  sirkulasi  Walker.  Proses  ini  mencapai puncak  sekitar  bulan  September-Oktober  yang ditandai  dengan  semakin  besar  perbedaan  gradien tekanan  sehingga  menyebabkan  divergensi  yang kuat  memicu  anomali  negatif  curah  hujan  dan memperparah  musim  kering  di  Indonesia.  Sebalik- nya,  memasuki  bulan  Desember  yang  merupakan awal  dari  fase  puncak  ENSO  di  Pasifik,  terlihat bahwa  perbedaan  gradien  SPL  mulai  melemah ditandai  dengan  menghangatnya  SPL  di  sebelah barat Indonesia dan anomali angin permukaan mulai melemah.  Sebagai  konsekuensi,  daerah  konveksi
mulai  tumbuh  di  wilayah  Indonesia.  Proses  ini berlangsung  terus  dan  mencapai  puncak  pada Januari-Februari. Pada DJF persisten angin permukaan yang bergerak ke barat diperkuat dengan
angin  utama  oleh  monsun  Asia  yang  bertindak melemahkan  angin  timuran  kemudian  mereduksi penurunan  curah  hujan  sehingga  anomali  curah hujan di wilayah Indonesia tetap positif/surplus.
Tabel 1. Tahun kejadian ENSO dan IOD. Kejadian Tahun El Niño 1982-83, 1986-87, 1991-92, 1994-95, 1997-98, 2002-03, 2006-07 La Ni ñ a 1985, 1988, 1998, 1999 pIOD 1982, 1983, 1994, 1997, 2006, 2007 nIOD 1989, 1992, 1993, 1996
An o m al i [ d er aja t C] Niño 3.4 vs. DMI (ERSST)
Gambar 3.   5-bulan running-mean  filter diaplikasikan  pada  deret  waktu  indeks  Niño  3.4  dan  DMI.  Kurva merah  (biru)  menunjukkan  kejadian  La  Niña  (El  Niño)  sementara  garis  hijau  menunjukkan DMI.
Gambar 4.  Komposit anomali curah hujan pada tahun-tahun El Niño pada setiap musim. (0) menunjukkan tahun kejadian, sedangkan (1) menunjukkan tahun berikutnya. Unit dalam mm/hari.
Gambar 5.  Komposit  anomali  curah  hujan  pada  tahun-tahun  pIOD  pada  setiap  musim.  (0)  menunjukkan tahun kejadian, sedangkan (1) menunjukkan tahun berikutnya. Unit dalam mm/hari.
Gambar 6.   Distribusi spasio-temporal (Juni sampai dengan Mei) anomali SPL dan angin permukaan pada tahun-tahun El Niño (Tabel 1). Unit SPL adalah derajat celcius dan unit angin permukaan adalah meter/detik.

## KESIMPULAN
Penelitian  ini  mengkaji  dampak  ENSO/IOD terhadap variasi curah hujan di Indonesia menggunakan  data  JRA25/JCDAS.  Secara  umum klimatologi dan distribusi curah hujan memperlihatkan hasil yang konsisten dimana musim hujan  terjadi  pada  bulan  Desember-April  saat bersamaan  dengan  monsun  Asia  dimana  angin meridional permukaan bergerak dari utara ke selatan melintasi  Indonesia.  Pada  saat  yang  sama  SPL berada  di  pusat  ekuator  menghasilkan  tekanan rendah  berpusat  di  atas  benua  maritim  Indonesia. Kondisi  ini  menjadi  faktor  penentu  tinggi  curah hujan  di  Indonesia.  Hal  berbeda  terjadi  pada  JJA- SON dimana pusat tekanan rendah bergeser ke utara menjadikan  sebagian  besar  wilayah  Indonesia memasuki  musim  kemarau.  Komposit  analisis terhadap  curah  hujan,  angin  permukaan  dan  SPL dilakukan  untuk  melihat  dampak  ENSO/IOD terhadap  penurunan  curah  hujan  di  Indonesia. Dampak  ENSO/IOD  terlihat  dominan  pada  JJA- SON  yang  dicirikan  dengan  anomali  negatif  curah hujan  di  sebagian  besar  wilayah  Indonesia. Sementara  pada  DJF-MAM,  anomali  positif  curah hujan  mengindikasikan  bahwa  ENSO/IOD  relatif tidak  memberikan  pengaruh  yang  berarti  terhadap penurunan curah hujan di Indonesia. Evolusi spasial SPL  dan  angin  permukaan  pada  tahun-tahun kejadian  ENSO  terlihat  mempengaruhi  distribusi curah  hujan.  Pada  saat  SPL  mendingin  di  wilayah Indonesia (JJA-SON) pusat tekanan rendah berpindah  ke  wilayah  Pasifik  yang  ditandai  dengan hangatnya  SPL  di  daerah  tersebut.  Hal  ini  yang mengakibatkan melemahnya sirkulasi Walker. Sementara hal yang berbeda terjadi pada DJF-MAM, dimana SPL di wilayah Indonesia cenderung hangat dari  rata-ratanya.  Hal  ini  menjadi  salah  satu  faktor penyebab  anomali  positif  curah  hujan  di  wilayah tersebut.
Dari  analisis  di  atas  diperoleh  bahwa ENSO/IOD  berperan  penting  terhadap  variasi  curah Indonesia  melalui  proses  interaksi  laut-atmosfer yang  menyertainya.  Pemanfaatan  data  JRA25/ JCDAS  memberikan  hasil  yang  konsisten  dengan data  set  yang  telah  dipergunakan  pada  penelitian sebelumnya seperti pada Hendon (2003), McBride et al .  (2003).  Kombinasi  dengan  data in-situ dapat dilakukan pada penelitian selanjutnya untuk melihat karakteristik  lokal  curah  hujan  pada  cakupan  area yang  lebih  spesifik  misalnya  pada  daerah-daerah sentra  produksi  pangan.  Lebih  lanjut,  kejadian ENSO/IOD  memiliki  karakteristik  tersendiri  setiap tahun  kejadiannya,  untuk  itu  perlu  dilakukan  kajian lanjutan mengenai dampak ENSO/IOD variasi curah Indonesia pada setiap tahun kejadian.

## UCAPAN TERIMA KASIH
Penelitian  ini  merupakan  bagian  dari  kegiatan the Climate  Variability Study and Societal Application  through  Indonesia-Japan  ”Maritime Continent COE” – Radar-Bouy Network Optimization  for  Rainfall  Prediction  Project  of Science  and  Technology  Research  Partnership  for Sustainable Development (SATREPS), JST-JICA.

## DAFTAR PUSTAKA
Aldrian E. and Susanto R.D. 2003. Identification of three dominant  rainfall  regions  within  Indonesia  and their  relationship  to  sea  surface  temperature. Int  J Clim . 23:1425–1452.
Chang  C.P.,  Wang  Z.,  Ju  J.  and  Li  T.  2004.  On  the relationship  between  western  maritime  continent monsoon  rainfall  and  ENSO  during  northern winter. J Clim . 17:665–672.
Hamada  J.I.,  Yamanaka  M.D.,  Matsumoto  J.,  Fukao  S., Winarso  P.A.  and  Tien  S.  2002.  Spatial  and temporal  variations  of  the  rainy  season  over Indonesia  and  their  link  to  ENSO. J  Met  Soc Japan . 80: 285–310.
Hackert E.C. and Hastenrath S. 1986. Mechanism of Java rainfall anomalies. Mon Wea Rev. 14:745–757.
Hendon  H.H.  2003.  Indonesian  rainfall  variability:
Impacts  of  ENSO  and  local  air-sea  interaction. J Climate . 16:1775–1790.
Kanamitsu  M.,  Ebisuzaki  W.,  Woollen  J.,  Yang  S.K., Hnilo  J.J.,  Fiorino  M.  and  Potter  G.L.  2002. NCEP-DOE  AMIP  II  reanalysis  (R-2). Bull  of American Met Soc . 83:1631–1643.
McBride  J.L.,  Haylock  M.R.  and  Nicholls  N.  2003. Relationships between the maritime continent heat source  and  the  El  Niño-Southern  Oscillation phenomenon. J Clim . 16:2905–2914.
Onogi K., Koide H., Sakamoto M., Kobayashi S., Tsutsui J.,  Hatsushika  H.,  Matsumoto  T.,  Yamazaki  N., Kamahori  H.,  Takahashi  K.,  Kato  K.,  Oyama  R., Ose  T.,  Kadokura  S.  and  Wada  K.  2005.  JRA-25: Japanese 25-year re-analysis project – progress and status. Quart J Roy Meteor Soc. 131:3259−3268. Rao  S.A.,  Behera  S.K.,  Masumoto  Y.  and  Yamagata  T.
2002.  Interannual  variability  in  the  subsurface tropical  Indian  Ocean  with  a  special  emphasis  on the Indian Ocean dipole. Deep-Sea Res. 49B:1549–1572.
Saji  N.H.,  Goswami  B.N.,  Vinayachandran  P.N.  and Yamagata  T.  1999.  A  dipole  mode  in  the  tropical Indian Ocean. Nature . 401:360–363.
Saji  N.H.  and  Yamagata  T.  2003.  Possible  impacts  of Indian  ocean  dipole  mode  events  on  global climate. Clim. Res. 25:151–169.
Smith T.M., Reynolds R.W., Peterson T.C. and Lawrimore J.  2008.  Improvements  to  NOAA's  Historical Merged Land-Ocean Surface Temperature Analysis (1880-2006). J Clim . 21:2283–2296.
Trenberth  K.E.  1997.  The  definition  of  El  Niño. Bull Amer Meteor Soc . 78:2771–2777.
Ummenhofer C.C., England M.H., McIntosh P.C., Meyers G.A.,  Pook  M.J.,  Risbey  J.S.,  Gupta  A.S.  and Taschetto  A.S.  2009.  What  causes  southeast Australia's  worst  droughts? Geophys  Res  Lett.
36:L04706.doi: 10.1029/2008GL036801.
Yamagata  T.,  Behera  S.K.,  Luo  J.-J.,  Masson  S.,  Jury M.R.  and  Rao  S.A.  2004.  Coupled  ocean-
atmosphere variability in the tropical Indian ocean. ‘‘Earth Climate: the Ocean-Atmosphere Interaction’’. In: Wang C, Xie SP  Carton JA (eds).
Geophysical Monograph , 147. American Geophysical Union, Washington, pp 189–212.