1
I. PENDAHULUAN
1.1 Latar Belakang
Posisi geografis Indonesia sebagai
kontinen maritim memberikan pengaruh yang
sangat berarti bagi dinamika atmosfer dalam
berbagai skala. Indonesia terletak di antara
dua benua (Asia dan Australia) dan dua
Samudera (Pasifik dan Hindia) dengan
dominasi lautan hampir dua pertiga
wilayahnya. Hal ini menyebabkan kawasan
ini diduga sebagai penyimpan panas terbesar
baik yang sensibel ataupun latent bagi
pembentukkan awan-awan kumulus, seperti
Cumulonimbus (Hermawan 2002). Dinamika
awan-awan Cumulonimbus (Cb) yang dikenal
dengan istilah Super Cloud Cluster (SCCs)
inilah yang membangkitkan fenomena
atmosferik.
Salah satu kajian dinamika atmosfer yang
cukup penting di kawasan tropis adalah kajian
mengenai fenomena gelombang atmosferik,
khususnya gelombang atmosfer ekuatorial
berskala-planeter. Salah satu dinamika
gelombang ekuatorial yang cukup penting
adalah gelombang Kelvin. Berdasarkan hasil
kajian Wallace dan Kousky pada tahun 1968
menunjukkan bahwa gelombang Kelvin
bergerak dominan ke arah timur dengan
periode bervariasi antara 15-20 harian di
lapisan stratosfer bawah. Gelombang Kelvin
yang pertama kali ditemukan memiliki
panjang gelombang zonal 20.000 km dan
panjang gelombang vertikalnya 6-10 km
(Holton
2004).
Gelombang
Kelvin
berpropagasi di Tropical Tropopause Layer
(TTL) dan sangat mempengaruhi modulasi
suhu (Immler et al. 2008).
Gelombang Kelvin diduga sebagai
pemicu fenomena Intraseasonal Variability
khususnya Madden Julian Oscillation (MJO).
Analisis data OLR dan suhu menunjukkan
bahwa jika aktifitas gelombang Kelvin dan
MJO muncul secara bersamaan, maka
gelombang ekuatorial bersifat ‘convectively
coupled’. Selain itu puncak-spektrum sebagai
fungsi bilangan gelombang dan frekuensi akan
menjadi lebih kompleks (Wheeler & Kiladis
1999).
Berbagai penelitian telah menjelaskan
studi tentang propagasi dan struktur vertikal
gelombang Kelvin. Namun data yang
digunakan cenderung hanya menggunakan
data OLR, GPS RO, NCEP/NCAR reanalysis
dan radiosonde. Penggunaan Equatorial
Atmosphere Radar (EAR) diharapkan dapat
lebih menjelaskan propagasi dan struktur
vertikal gelombang Kelvin lebih baik terutama
untuk gelombang Kelvin di atmosfer. Hal ini
karena
EAR
memiliki
kemampuan
mendeteksi gerakan udara dalam ketiga
komponen ruang : utara-selatan (u-s), barattimur (b-t), dan vertikal dengan resolusi waktu
dan ketinggian yang tinggi.
1.2 Tujuan
Tujuan dilakukannya penelitian kali ini
adalah :
a. Menganalisis penjalaran gelombang
Kelvin
di
atas
Kototabang
menggunakan data EAR
b. Mengetahui
lapisan
terjadinya
gelombang
Kelvin
di
atas
Kototabang serta mengetahui osilasi
dominan gelombang Kelvin di
Kototabang
c. Mengetahui karakteristik gelombang
Kelvin saat musim basah dan musim
kering.
d. Mengetahui
keterkaitan
antara
gelombang
Kelvin
di
atas
Kototabang
dengan
Tropical
Tropopause Layer (TTL).
II. TINJAUAN PUSTAKA
2.1 Gelombang Atmosfer
Gelombang atmosfer merupakan osilasi
variabel medan atmosferik yang merambat
dalam ruang seperti: suhu, tekanan, dan
kecepatan angin. Gelombang atmosfer
memiliki skala gerak yang luas, yaitu mulai
dari skala-mikro dengan panjang gelombang
beberapa kilometer hingga skala planeter
dengan panjang gelombang lebih dari 10.000
km.
Dalam aspek meteorologis, gerak
gelombang atmosfer dikelompokkan menjadi
beberapa jenis gelombang. Beberapa tipe
gelombang tersebut sangat menarik dan sering
dikaji dalam bidang meteorologi dinamik.
Gelombang atmosfer dapat dibagi dalam tiga
bagian (Widyastuti 1995) yaitu :
a. Gelombang longitudinal yaitu partikel
udara berosilasi secara periodik searah
dengan penjalaran gelombang.
b. Gelombang transversal – vertikal yaitu
partikel udara berosilasi dalam bidang
vertical sementara gelombang menjalar
dalam arah horizontal.
c. Gelombang transversal – horizontal yaitu
partikel udara melakukan osilasi dalam
bidang horizontal tegak lurus terhadap
arah penjalaran gelombang.
2
Gelombang atmosfer sangat penting
dalam berbagai proses atmosferik, baik
proses-proses kimia maupun proses-proses
fisis-dinamik dimana gelombang atmosfer
mempunyai peranan utama dalam prosesproses coupling di atmosfer. Sumber
pembangkit
atau
pemicu
gelombang
atmosferik terdapat di troposfer yang berupa
konveksi tropis yang terorganisir dalam
pembentukan awan-awan Cumulonimbus
(Cb), sistem cuaca, penyesuaian geostropik,
dan kenaikan orografik akibat bentuk
topografik permukan. Dengan mentransfer
momentum secara vertikal ke atas, dinamika
gelombang dapat mempengaruhi karakter pola
sirkulasi utama pada lapisan atmosfer di
atasnya (Ern et al. 2008). Sebagai contoh,
Gambar 1 memperlihatkan diagram dari efek
perambatan gelombang Gravitas dan efek
pecah gelombang tersebut terhadap karakter
atmosfer di atasnya.
atmosfer ekuatorial. Gelombang Kelvin
atmosfer merupakan gelombang yang
merambat ke arah timur dan mempunyai
pertubasi angin zonal dan geopotensial yang
bervariasi dalam arah meridional mengikuti
fungsi Gaussian yang terpusat di ekuator
(Gambar 2). Gelombang Kelvin merupakan
gelombang yang non-dispersif, sehingga
gelombang tidak mengalami perubahan
bentuk selama perambatannya.
Gelombang Kelvin yang pertama kali
ditemukan oleh Wallace dan Kousky pada
tahun 1968 di Pasifik Barat memiliki periode
15 – 20 hari dan panjang gelombang zonal
20.000 km, serta panjang gelombang
vertikalnya 6-10 km. Gelombang Kelvin
berpropagasi ke timur (secara zonal) dan ke
bawah (secara vertikal). Selain itu tidak ada
perambatan
dalam
komponen
angin
meridional. Selain itupun, gelombang Kelvin
hanya terjadi ketika aliran-dasarnya adalah
timuran.
Dhaka
(2007)
juga
menemukan
Gelombang Kelvin dengan periode 7-16
harian di wilayah India (pada 8,5ºLU dan
77ºBT, 8,3ºLU dan 73ºBT, 11,7ºLU dan
92,7ºBT) pada ketinggian 12-16 km (troposfer
atas).
Gambar 2 Distribusi horizontal pertubasi
geopotensial gelombang Kelvin
atmosfer. (Matsuno 1966, diacu
dalam Holton 2004)
Gambar 1 Pengaruh propagasi dan pecahnya
gelombang (wave breaking) dari
gelombang Gravitas (Ern et al.
2008).
2.2 Gelombang
Kelvin
Atmosferik
Ekuatorial.
Ada dua tipe Gelombang Kelvin yaitu
coastal kelvin waves yang terjadi di lautan dan
equatorial kelvin waves yang terjadi di
2.3 Tropopause Layer
Tropopause adalah lapisan pembatas
antara troposfer dan stratosfer. Secara umum,
tropopause adalah daerah dari atmosfer
dimana lapse rate berubah dari negatif (di
troposfer) ke positif (di stratosfer). Hal ini
terjadi pada equilibrium level (EL), nilai yang
penting dalam dinamika atmosfer. WMO
mendefinisikan tropopause secara terperinci
sebagai : level terendah dimana lapse rate
menurun hingga to 2 °C/km atau lebih kecil,
dengan ketentuan bahwa lapse rate rata-rata
antara level ini dan semua level yang lebih
3
tinggi dalam 2 km tidak melebihi 20C/km
(WMO 1957, diacu dalam Seidel et al. 2001).
TTL
CSRT
Gambar 3
Ketinggian tropopause terhadap
lintang (Geerts & Linacre 1997)
Ketinggian tropopause tergantung pada
lokasi, khususnya letak lintang, seperti terlihat
pada Gambar 3. Variasi ketinggian tropopause
juga tergantung pada musim. Ketinggian
tropopause dapat mencapai sekitar 16 km di
atas Australia pada akhir tahun, dan antara 1216 km pada tengah tahun, dan akan menjadi
lebih rendah pada lintang yang lebih tinggi. Di
lintang 60°, tropopause di bawah 9-10 km di
atas permukaan laut; ketinggian terendah bisa
mencapai 8 km, di atas Antartika, Siberia, dan
Kanada bagian utara saat musim dingin.
Tropopause rata-rata tertinggi di atas lautan
yang hangat di ekuator pasifik sebelah barat,
besarnya sekitar 17.5 km. di Asia Tenggara,
selama monsun musim panas, tropopause
adakalanya mencapai 18 km (Geerts &
Linacre 1997)
Tabel 1
LRT
CPT
TTT
STT
Level aliran konvektif minimum.
Biasanya di ketinggian 11-12km.
Tropical tropopause layer: daerah
di antara STT dan TTT.
Clear-sky radiative tropopause:
level dimana pemansan langit cerah
nol. Di atas CSRT terjadi kenaikan
rata-rata (di luar awan konveksi) di
bawah CSRT terjadi penurnan ratarata.
Biasanya
terdapat
di
ketinggian 14-16km.
Gambar 4 Tropical Tropopause Layer (TTL)
secara skematis (Gettelman &
Forster 2002, diacu dalam Burrows
et al. 2004).
Akronim Tropopause (Haynes &
Shepherd 2001)
Lapse-rate tropopause: definisi
meteorologi secara konvensional
dari tropopause, baik di daerah
tropis
mapun
ekstratropis,
berdasarkan pada lapisan dengan
ketinggian tidak kurang dari 2 km
yang suhunya menurun terhadap
ketinggian kurang dari 2 K/km
Cold-point tropopause:Level suhu
minimum. CPT bermanfaat, dan
juga signifikan di tropis.
Tropical thermal tropopause: TTT
biasanya pada 16-17km.
Secondary tropical tropopause:
Gambar 5 Suhu radisosonde dan awan Cirrus
yang dideteksi dengan Lidar di
Nauru (Boehm & Verlinde 2000).
Tropical Tropopause Layer (TTL)
biasanya ditemukan di ketinggian sekitar 15
km (Gambar 4). Lapisan ini dikarakteristikkan
4
oleh kenaikan massa udara yang lambat dan
merupakan daerah sumber dari sirkulasi
Brewer-Dobson, sirkulasi stratosferik skala
hemisfer dalam arah meridional yang bergerak
lamban dan hanya terjadi pada musim dingin
dimana pada daerah ektratropis udara
bergerak menurun dan pada daerah tropis
udara bergerak menaik menuju ke arah kutub
(Haklander 2008). Boehm dan Verlinde
(2000) menunjukkan bahwa suhu di Tropical
Ttropopause secara signifikan dipengaruhi
oleh gelombang Kelvin ecuatorial. Selain itu,
terjadinya awan cirrus di atas Tropical
Ttropopause berhubungan dengan anomali
dingin dari gelombang ini (Gambar 5).
2.4 Equatorial Atmosphere Radar (EAR).
Radar Atmosfer Katulistiwa atau
Equatorial Atmosphere Radar (EAR) tidak
lain merupakan pengembangan dari BLR.
EAR adalah Doppler pulse monostatic radar
yang beroperasi pada frekuensi sekitar 47
MHz dengan menggunakan antenna Yagi tiga
elemen berbaris sebanyak 560 buah (Gambar
6). Radar ini terletak di bukit Kototabang,
Bukittinggi, Sumatera Barat (100,32oBT;
0,20oLS) pada ketinggian 865 meter diatas
permukaan laut (Gambar 7). Kelebihan radar
ini dibandingkan dengan radar di Indonesia
lainnya adalah menggunakan antenna putar
(rotatite antenna) sehingga dalam operasinya
dapat diputar ke segala arah, asalkan masih
dalam rentang 30o dari sumbu vertikal
(Hermawan.2002).
Alat ini dirancang khusus untuk
memantau arah dan kecepatan angin dan
turbulensi secara kontinu mulai lapisan 1,5
hingga 20 km dalam arah tiga dimensi
(vertikal, meridional, dan zonal) dalam selang
waktu dan ketinggian sekitar 2,3 menit untuk
setiap ketinggian 150 meter. Selain itu radar
ini juga mampu mendeteksi fenomena
irregularitas ionosfer yang terjadi pada
ketinggian sekitar 100 km (Fukao et al 2001
dalam Hermawan 2002). Penjabaran EAR
secara rinci dapat dilihat pada Tabel 2.
Gambar 7 Lokasi EAR (JMA 2007)
Tabel 2 Spesifikasi Equatorial Atmosphere
Radar (EAR) (Fukao et al. 2003)
Lokasi
Frekuensi
Daya
Keluaran
Sistem
antenna
Lebar beam
Arah beam
Jarak
Pengamatan
Gambar 6
560 Yagi Antena Equatorial
Atmosphere Radar (EAR)
(RISH 2007)
Klasifikasi
100.32oBT; 0.2oLS; 865 m
mdpl
47 MHz
100 kW (peak envelope)
560 antena Yagi tiga elemen
berbaris pada area hampir
lingkaran berdiameter 110
m
3.4o (-3,one way)
Ke segala arah dalam
rentang 30 derajat dari sudut
zenith
1.5 hingga 20 km dalam
arah 3 dimensi (vertikal,
meridional, dan zonal)
untuk turbulensi atmosfer
dalam selang waktu 2,3
menit
untuk
setiap
ketinggian 150 meter dan
lebih dari 90 km untuk
irregularitas ionosfer (area
troposfer sedikit dibawah
stratosfer)
Instalasi
5
Penggunaan
Info Hasil
Pengelola
Beroperasi
untuk meneliti dinamika
atmosfer
yang
terkait
perubahan iklim dunia,
terutama anomali iklim
yang menyebabkan EL Nino
dan La Nina.
Untuk mengamati resolusi
tinggi arah dan kecepatan
angin, yang memungkinkan
penelitian struktur atmosfer
katulistiwa secara lengkap
Deputi Sains, Pengkajian
dan Informasi – LAPAN
Tahun 2001
Hal yang patut diketahui adalah radar ini
dibuat hampir menyerupai MU (Middle and
Upper Atmosphere) Radar yang ada di
Shigaraki, Jepang, baik dari sistem antena
yang dipakai maupun frekuensi yang
digunakan.
Aplikasi
data
Equatorial
Atmosphere Radar (EAR) yang dirancang
khusus mendeteksi angin mulai dari lapisan
1,5 hingga 22 km, diharapkan dapat
melengkapi data atmosfer radar yang telah
ada. Salah satunya adalah pengamatan Quasi
Biennial Oscillation (QBO) yang merupakan
salah satu parameter penting dalam pendugaan
datangnya ENSO (El-Nino and Southern
Oscillation) di Indonesia. Selain itu juga, EAR
ini dirancang khusus untuk mengamati
fenomena
atmosfer
yang
selang
pengamatannya
relatif
sangat
pendek
(biasanya
permenit)
seperti
peristiwa
penjalaran gelombang Rossby, gelombang
Kelvin atau kombinasi keduanya. (Hermawan
2002).
III. METODOLOGI
3.1 Waktu dan Tempat Penelitian
Penelitian ini dilaksanakan di Bidang
Pemodelan Iklim Lembaga Penerbangan dan
Antariksa Nasional (LAPAN) Bandung dan
Laboratorium Meteorologi dan Pencemaran
Atmosfir
Departemen
Geofisika
dan
Meteorologi selama periode Maret - Juni
2009.
3.2 Alat dan Bahan
Alat yang akan digunakan dalam
penelitian ini adalah seperangkat komputer
dengan software Microsoft Office, Matlab
versi 7.2.0.232 (R2006a), dan SPSS versi 16.
Adapun data yang digunakan dalam
penelitian ini adalah data Equatorial
Atmospheric Radar (EAR) berupa data angin
zonal, angin meridional, dan vertikal echo
intensity per jam daerah Kototabang. Data
EAR dengan format .csv dari ketinggian 2 20 km ini memiliki resolusi 150 m
(ketinggian) dan 10 menitan (waktu). Data
selama periode waktu 1 Desember 2007 - 31
Desember 2008 tersebut diambil dari situs
http://www.rish.kyoto-u.ac.jp/ear/data/.
3.3 Metode Penelitian
3.3.1
Analisis Spektrum
Analisis spektrum adalah suatu cara yang
umumnya digunakan untuk melihat karakter
data deret waktu dalam domain frekuensi,
salah saru informasi penting yang dapat
diperoleh dari analisis spectrum adalah
periodisitas tersembunyi dalam data deret
waktu. Analisis spektral ini digunakan untuk
mengestimasi fungsi densitas spektrum dari
suatu deret waktu. Karena data yang
digunakan dalam penelitian ini adalah data
medan angin horizontal, maka fungsi densitas
spektral menyatakan energi kinetik angin.
Metode analisis spektrum yang digunakan
dalam penelitian ini adalah analisis Fast
Fourier Transform (FFT) dan Transformasi
Wavelet.
Analisis Spektrum Fourier merupakan
transformasi dari fungsi autocovarian cxx
sebagai berikut
f (ω ) =
1
π
∞
∑c
x
(k )e −iωk
k = −∞
Walaupun analisis spectrum Fourier dapat
memberikan informasi tentang periodisitas
dari data, akan tetapi kemungkinan adanya
variasi kekuatan energi osilasi maupun adanya
evolusi dari periodisitas dalam data harus di
atasi, karena itu selain menggunakan metoda
spectrum Fourier, maka dalam penelitian ini
digunakan juga metode transformasi wavelet.
Transformasi Wavelet merupakan suatu
analisis multi resolusi (AMR) yang
menggunakan sebuah jendela modulasi atau
fungsi dasar yang fleksibel yang dapat
didesain sesuai kebutuhan untuk mendapatkan
hasil transformasi yang terbaik. Karena yang
akan dianalisis adalah evolusi dari periodisitas
dalam suatu deret data, maka dalam penelitian
ini digunakan Transformasi Wavelet kontinu
dengan fungsi Morlet sebagai “Mother
Wavelet”-nya
Download

analisis penjalaran gelombang kelvin di atas