i. pendahuluan ii. tinjauan pustaka

 I. PENDAHULUAN
1.1 Latar Belakang
Secara global, ada tiga kawasan penting
dunia sebagai tempat perubahan iklim global
salah satunya adalah negara Indonesia. Dua
diantaranya merupakan atas daratan sekitar
kawasan hutan hujan di Congo di ekuator
Afrika dan kawasan Amazon di Amerika
Selatan. Hal ini disebabkan oleh Indonesia
dikelilingi oleh lautan sehingga menyebabkan
pada kawasan ini di duga sebagai penyimpan
panas terbesar baik yang sensibel maupun
yang laten (tersembunyi) bagi pembentukan
awan-awan Cumulus, seperti Cumulunimbus
(Hermawan,2002).
Indonesia merupakan salah satu kawasan
yang terletak di daerah ekuator yang memiliki
karakteristik atmosfer yang berbeda-beda
yang dikenal dengan Benua Maritim
Indonesia (BMI). Bahwa Indonesia diapit oleh
dua benua besar (Asia dan Australia) dan dua
samudra besar (Hindia dan Pasifik) dengan
distribusi antara lautan dan daratan yang tidak
merata (Sipayung SB, 1995). Sehingga
menarik apabila dilakukan kajian terhadap
dinamika atmosfer kawasan Indonesia Bagian
Barat. Akibat posisi tersebut, maka kondisi
meteorologi permukaan Indonesia dipengaruhi
oleh adanya iklim Monsun atau Monsoon
climate.
Selain itu, disebabkan oleh adanya
pergerakan massa udara yang lembab dari
arah barat ke timur maupun sebaliknya akibat
adanya pemanasan yang besar berasal dari
Samudra Hindia (daerah dominan uap air dari
angin barat) dan angin timur yang membawa
uap air dari Samudra Pasifik sehingga pada
kawasan tersebut relatif basah dan curah
hujannya relatih lebih tinggi dari kawasan
Indoenesia lainnya (Komalaningsih,2004)
Pemahaman tentang karakteristik dan
mekanisme proses-proses fisis atmosfer,
khususnya yang ada di kawasan Indonesia
hingga saat ini belum sepenuhnya diketahui
oleh orang. Hal ini disebabkan oleh minimnya
data dan peralatan yang digunakan, terutama
data profil angin meridional (Utara-Selatan)
sebagai parameter utama ketika kita
membahas fenomena Monsun.
Salah satu fenomena global yang
mempengaruhi cuaca dan iklim di Indonesia
adalah fenomena Monsun, salah satu
fenomena atmosfer di daerah ekuator dengan
osilasi atau embutan dominan antara 6-12
bulan (Khrisnamurti, 1976). Angin Monsun
dicirikan dengan perubahan arah angin akibat
perubahan musim. Pada musim dingin
permukaan
tanah
(benua)
mengalami
pendinginan lebih cepat daripada permukaan
air (lautan). Perbedaan laju pendinginan ini
menyebabkan timbulnya sistem tekanan tinggi
di atas daratan dan sistem tekanan rendah di
atas permukaan laut (June T, dalam Handoko
1995)
Keterkaitan fenomena Monsun dengan
curah hujan belum sepenuhnya diketahui
dengan baik dan benar. Keterkaitan Monsun
dengan curah hujan dapat diketahui dengan
menggunakan
data
EAR
(Equatorial
Atmosphere Radar) sehingga diharapkan
mampu memberikan informasi yang lebih
konperehensif.
Pengkajian terhadap karakteristik iklim
khususnya di daerah ekuator belum
sepenuhnya
diketahui.
Kototabang,
Padangpanjang, dan Sicincin merupakan
daerah yang berada di sekitar ekuator,
walupun ketiga daerah tersebut berada di di
ekuator namun memilki perilaku curah hujan
yang berbeda-beda. Karena kita tidak tahu
persis fenomena apa yang terjadi diantara
lapisan 850 mb (batas lapisan bawah) hingga
lapisan 200 mb (batas lapisan atas), maka
peranan EAR dan fasilitas penunjang lain
yang ada di Kototabang yang memang telah
khusus dirancang dengan resolusi waktu dan
tinggi pengamatan yang relatif amat singkat
(dalam orde menit dan beberapa ratus meter), 1.2Tujuan
Tujuan dibuatnya tugas akhir ini adalah
1. Meningkatkan
pemahaman
tentang
karakteristik, mekanisme proses-proses
fisis atmosfer, khususnya masalah Monsun
yang merupakan osilasi dominan yang
terjadi di Indonesia
2. Mengkaji pola curah hujan di kawasan
barat Indonesia guna mengidentifikasi
fenomena pola osilasi Monsun.
3. Mengakaji keterkaitan antara Monsun
dengan anomali curah hujan yang terjadi
di kawasan barat Indonesia.
II. TINJAUAN PUSTAKA
2.1 Monsun
Monsun merupakan angin yang bertiup
sepanjang tahun dan berganti arah dua kali
dalam setahun. Ada dua ciri utama daripada
2 iklim Monsun di atas, yakni adanya perbedaan
yang tegas antara musim basah (wet season)
dan musim kering (dry season) yang
umumnya terjadi pada periode Desember,
Januari, dan februari (DJF) dan Juni, Juli dan
Agustus (JJA) (Chao et al, 2001).
Pada tahun 1686, Edmund Halley
mengemukakan teori bahwa Monsun terjadi
akibat adanya perbedaan panas antara daratan
dengan lautan sebagai hasil dari zenithal
march matahari (Chang, 1984). Kata Monsun
biasanya digunakan hanya untuk system angin
(Neuwolt,1977). Ramage(1971) memberikan
kriteria untuk areal Monsun berdasarkan
sirkulasi permukaan bulan Januari dan Juli
sebagai berikut:
1. Angin yang dominan pada periode bulan
Januari dan Juli memiliki perbedaan arah
sedikitnya 1200
2. Frekwensi rata-rata angin dominan pada
bulan Januari dan Juli melebihi 40%
3. Rata-rata kecepatan resultan angin pada
salah satu bulan tersebut (Januari dan Juli)
melebihi 10 m/s
Chang (1984) menyatakan angin dalam
sistem Monsun tersebut harus ditimbulkan
akibat efek thermal, dan bukan dari
pergerakan akibat angin dalam skala planetan
dan pressure belt.
Pada tahun 1957, Khomorov telah
mengembangkan indeks Monsun untuk
menentukan wilayah Monsun (Ramage, 1971)
Ikh = (Fjan + F’juli)/2
Keterangan : Fjan dan F’juli merupakan
frekuensi angin dominan (%) yang memiliki
perbedaan arah sedikitnya 1200 antara periode
bulan Januari dan Juli.
Berdasarkan indeks dari Khomorov
tersebut, maka Indonesia merupakan daerah
Monsun, yang pada umumnya wilayah
Indonesia memiliki indeks Monsun antara
40-60% kecuali di pulau Sumatera bagian
utara (termasuk wilayah Aceh) memiliki
indeks Monsun lebih dari 60%.
Ramage (1971) mengemukakan bahwa
ada dua sistem Monsun di Asia, yaitu Monsun
Musim Dingin Asia Timur (the East Asian
Winter Monsoon ) dan Monsun Musim Panas
Asia Selatan (the South Asian Summer
Monsoon).
Pada musim dingin, massa udara
mengalir dari pusat tekanan tinggi ke pusat
tekanan rendah ke arah selatan dan tenggara
melewati Korea, Cina, dan Jepang. Massa
udara yang kearah tenggara mengalami
konvergensi di Laut Cina selatan dengan
massa udara timur laut dari Samudra Pasifik
(Ding Y et al, 2004). Kemudian dua massa
udara (massa udara yang mengalami
konvergensi massa udara yang ke arah
Selatan) bergabung menuju Tenggara dan
membentuk Monsun Timur Laut dan
selanjutnya berubah menjadi baratan di
Indonesia (setelah melewati ekuator) (Jhun JP,
2003).
Gambar 1
Pola angin Monsun pada saat
musim dingin (winter)
(Johnson, 1991)
Pada musim panas, pusat tekanan rendah
berada di sebelah timur laut India, tetapi
Monsun mulai berkembang di Cina Selatan,
kemudian ke Birma dan beberapa bulan
kemudian berkembang di India (Barry dan
Chorley, dalam Nieuwolt, 1977).
Gambar 2
Pola angin Monsun pada saat
musim
panas
(summer)
(Johnson, 1991)
(Wang B, 1998) menyatakan ada tiga
sumber massa udara selama berlangsungnya
3 Monsun pada musim panas. Sumber massa
udara yang pertama berasal dari Samudra
Hindia di selatan ekuator. Massa udara ini
bersifat lembab, hangat dan tidak stabil yang
mengalami konvergensi setelah mendekati
ekuator. Sumber massa udara yang kedua
adalah tekanan tinggi di Australia. Massa
udara ini bersifat stabil dan kering dan kondisi
ini berlangsung sampai di Tenggara Indonesia
dan lebih barat lagi, massa udara ini menjadi
bersifat lembab dan tidak stabil. Massa udara
ketiga berasal dari Samudra Pasifik yang
bersifat lembab, hangat dan relatif stabil.
Namun setelah melewati samudra hangat
massa udara tersebut menjadi tidak stabil.
2.2 Monsun di Indonesia
Asia Timur dan Asia sebelah Selatan
mempunyai sirkulasi Monsun yang terbesar
dan paling berkembang. Sedangkan Monsun
Asia Timur dan tenggara adalah Monsun yang
berkembang dengan baik dan Monsun di
Indonesia merupakan bagian dari Monsun
Asia Timur dan Asia Tenggara. Hal ini
disebabkan oleh besarnya Benua Asia dan
efek dari daratan tinggi Tibet terhadap aliran
udara (Prawirowardoyo,1996).
Trewartha (1995) mengemukakan massa
daratan yang sangat luas di benua Asia
memperhebat perbedaan yang timbul dari
selisih pemanasan dan pendinginan antara
daratan dan lautan. Lebih jauh, Asia yang
membentang dari Timur-barat pada kisaran
lebar dari garis bujur di hemisfer Utara,
sedangkan di hemisfer Selatan terutama
adalah samudera di Selatan Equator.
Akibatnya bagian terbesar dari perbedaan
pemanasan yang menyebabkan sirkulasi
Monsun, meliputi juga perbedaan utaraselatan, jadi memperkuat pergeseran normal
menurut garis lintang dari sistem-sistem angin
utama. Karena adanya deretan pegunungan
yang sangat tinggi di Asia yang terentang arah
Timur-Barat yaitu arah Timur Laut Kaspia ke
China, sirkulasi meridional udara sangat
terhambat. Hal ini membuat perbedaan
musiman dalam temperatur dan tekanan yang
lebih dramatis lagi.
Selama musim dingin massa daratan
disebelah utara pegunungan itu menjadi
demikian dingin hingga menghasilkan sistem
tekanan tinggi yang kuat di atas Asia Timur
Laut dan suatu aliran keluar udara dingin yang
cukup menonjol dari Asia Timur (Trewartha,
1995). Di lain pihak, pemanasan intensif
musim panas atas daratan subtropis yang
terletak di sebelah selatannya deretan
pegunungan itu, melahirkan suatu kawasan
tekanan rendah dan suatu aliran inflow udara
hangat yang kuat dan lembab ke Asia Selatan.
Pada musim dingin di belahan bumi utara
(BBU), yaitu pda bulan Desember, Januari,
dan februari angin Monsun bertiup dari
Siberia menuju ke benua Australia
(Wu, 1999). Pada periode ini daerah yang
membentang dari ujung Sumatera bagian
selatan, jawa, Bali, Lombok, Nusa Tenggara
sampai ke Irian angin Monsun bertiup dari
barat ke timur.
Pola aliran udara rata-rata pada
ketinggian 2000 kaki di bulan Januari
merupakan bulan maksimum dari musim
dingin di belahan bumi utara (BBU). Oleh
sebab itu daerah ini dinamakan Monsun Barat
dan musimnya disebut Musim Monsun Barat,
sedangkan di daerah yang mencakup sebagian
besar Sumatera lainnya dan Kalimantan Barat
angin Monsun datang dari arah Timur Laut.
Oleh karena itu, angin Monsun dai daerah ini
disebut Monsun Timur Laut dan Musimnya
disebut Musim Monsun Timur Laut.
Pada musim panas di belahan bumi utara
(BBU), terjadi sebaliknya angin Monsun
berhembus dari benua Australia menuju ke
Asia. Oleh karena itu disebut Monsun Timur
dan musimnya dinamakan Musim Monsun
Timur, sedangkan di daerah yang melingkupi
bagian Sumatera lainnya dari Kalimantan
Barat angin Monsun bertiup dari arah barat
daya ke timur laut sehingga angin Monsun ini
disebut Monsun Barat Daya dan musimnya
disebut Musim Monsun Barat Daya. Pola
aliran udara rata-rata pada ketinggian 2000
kaki pada bulan maksimum musim padan di
belahan bumi utara (BBU) yaitu bulan Juli
(Prawirowardoyo,1996)
2.3 Equatorial Atmosphere Radar (EAR)
Pengamatan dan penelitian atmosfer
mengenai cuaca telah banyak dilakukan
kerjasama oleh berbagai instansi dalam
maupun luar negeri dengan adanya
pengamatan berbagai fenomena atmosfer
maupun
dinamika
atmosfer
dengan
menggunakan data radar. Pengamatan dengan
menggunakan radar telah dilakukan sejak
tahun 1992 oleh pemerintahan Jepang (RSAC,
Universitas Kyoto) bekerja sama dengan
LAPAN dan BPPT, yaitu beroperasinya
Boundary Layer Radar (BLR) dan Meteor
Wind Radar (MWR) di Puspitek Serpong,
Jawa Barat. Selain BLR yang ada di Global
Atmospheric
Watch
(GAW)
BMG,
Kototabang, Sumatera Barat. Selain itu
ternyata dibutuhkan lagi data atmosfer radar
di Indonesia. Dengan dibangunnya EAR
4 (Equtorial Atmosphere Radar) di stasiun
Kototabang sekitar 19 km dari Bukittinggi
bagian utara, Sumatera Barat Indonesia (0.20
LS; 100.320 BT, 865 mdpl) dimulai dari
tanggal 26 Juni 2001 dengan tujuan untuk
meneliti perilaku angin dan turbulensi yang
terkadi di lapisan troposfer dan lapisan bawah
stratosfer dengan resolusi tinggi dalam
pengukuran
waktu
dan
ketinggian
(Hermawan,2002)
Selain itu EAR dirancang khusus untuk
mengamati fenomena atmosfer dalam selang
pengamatan yang relatif pendek biasanya
permenit seperti pada peristiwa penjelasan
gelombang Rossby, gelombang kelvin
ataupun
kombinasi
dari
keduanya
(Hermawan,2002).
maksimum peak dan kekuatan transimisi ratarata 100kW dan 5kW menggunakan threeelement Yagi antenna squared sebanyak 560
buah pada ketinggian sekitar 865 mdpl.
Gambar 4 Antena Radar (Shu, 2009)
Gambar 3
560 Yagi Antena EAR yang
terdapat
di
Kototabang,
Sumatera
Barat
(Fukao
et al.2003)
Prinsip pengukuran angin dengan radar
adalah radar memancarkan dan menerima
pulsa radiasi gelombang mikro di antenanya.
Antena memfokuskan radiasi menjadi beam
sempit, sehingga sinyal yang ditransmisikan
berjalan kearah yang spesifik. Sinyal yang
diterima dipantulkan dari target yang terletak
di arah beam, dan jarak antara radar dengan
target bias ditentukan secara akurat dari
selang waktu sinyal dipancarkan sampai
sinyal diterima.
Menurut Holton 1992 dalam Handayani
1996, komponen angin horizontal dapat
dipisahkan menjadi dua komponen yaitu :
1. Komponen anigin Timur-Barat (angin
zonal)disebut komponen angin U.
2. Komponen angin Utara-Selatan (angin
meridional) disebut komponen angin V.
EAR merupakan Radar Doppler yang
dibangun untuk observasi pada daerah
ekuator, EAR beroperasi pada 47Mhz dengan
Kelebihan
dari
radar
ini
yaitu
menggunakan antena putar sehingga dalam
oprasinya dapat diputar ke segala arah,
asalakan masih berada dalam radius 300 dari
sumbu vertikal. Alat ini dirancang khusus
untuk memantau arah dan kecepatan angin
dan turbulensi secara kontinu dimulai dari
lapisan 1.5 hingga 22 km (lapisan troposfer
dan bawah stratosfer) dalam arah tiga dimensi
(vertikal, meridional, dan zonal) dalam selang
waktu menit-an pada setiap ketinggian 150
hingga 300 meter.
Salah satunya adalah pengamatan Quasi
Biennal Osciallation (QBO) yang merupakan
salah satu parameter penting dalam pendugaan
datangnya ENSO (El-Nino and Southern
Oscillation) di Indonesia. Kekurangan yang
ada pada saat ini adalah minimnya
datavertikal atmosfer yang ada. Padahal kita
tahu bahwa ada keterkaitan yang erat antara
fenomena
yang
terjadi
di
lapisan
stratosfer/troposfer
dengan
lapisan
di
bawahnya yang dikenal dengan istilah
coupling (Hermawan,2002)
EAR terdiri dari peralatan-peralatan
sebagai berikut:
1. ANT (Antenna Array)
a. Power Distribution Unit (PDU)
b. Transceiver
Module
(TRX
Module)
2. TRX(Transmitter and Receiver)
a. Pre-Amplifier TRX Module
b. TRX Module
3. SMD (Signal modular System and
Demodulator)
4. SP (Signal Processor)
5. CHAM (Chamber)
5 a.
b.
Enginnering Workstation
Melco PC for maintanance
purpose
c. SMD
d. SP
6. SDU (Signal Distribution Unit)
a. Power Supply (10 & 80 VDC)
b. Signal is divide to 24
Menurut Hermawan (2002) EAR
memiliki keunikan-keunikan diantaranya:
1. Mengamati fenomena atmosfer yang
resolusi waktu pengamatannya relatif
sangat pendek (biasanya per menit)
seperti
peristiwa
penjalaran
gelombang Rossby, gelombangg
Kelvin atau kombinasi keduanya.
2. Menggunakan
antenna
putar
sehingga dalam operasinya dapat
diputar kesegala arah, asalkan masih
dalam radius 300 dari sumbu vertikal.
3. Mampu
mendeteksi
fenomena
elektromagnetik yang terjadi pada
lapisan sekitar 100km.
4. Untuk mendeteksi angin mulai dari
lapisan 1.5 km hingga 20 km
(operasional)
Tabel
1
Spesifikasi EAR (Equatorial
Atmosphere
Radar)
di
Kototabang
Lokasi
100.320BT; 0.20LS ;
865m dpl
Frekwensi
Daya
Keluaran
Sistem
Antenna
Lebar beam
47MHz
100 kW
560 antena Yagi tiga
elemen berbaris pada
area hampir lingkaran
berdiameter 110m
3.40 (-3. One way)
Arah beam
Kesegala arah dalam
rentang 300dari sudut
zenith
Jarak
Pengamatan
1.5-20 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 tropofer
sedikit
dibawah
statosfer)
Klarifikasi
Instalasi
Penggunaan
Untuk
meneliti
dinamika
atmosfer
yang terkait perubahan
iklim dunia, terutama
anomali iklim yang
menyebabkan El-Nino
dan La-Nina
Info Hasil
Untuk
mengamati
resolusi tinggi arah dan
kecepatan angin, yang
memungkinkan
penelitian
struktur
atmosfer khatulistiwa
secara lengkap.
Deputi
SAINS,
Pengkajian
dan
Informasi-LAPAN
Tahun 2001
Pengelola
Beroperasi
(Sumber: Fukao et al.2003)
2.4 Iklim di Indonesia
Iklim merupakan keseluruhan cuaca yang
meliputi jangka waktu panjang di suatu
wilayah, biasanya diikhtisarkan menurut ratarata dan ukuran statistik keragaman. Unsurunsur utama iklim adalah suhu udara,
kelembaban, udara, curah hujan, tekanan
udara, angin dan intensitas matahari
(Handoko,1995)
Indonesia merupakan daerah pertemuan
sirkulasi meridional (Hadley) dan sirkulasi
zonal (Walker). Sehingga memiliki golakan
yang berbeda antara yang satu dengan yang
lainnya. Hal ini disebabkan oleh Indonesia
merupakan daerah maritim yang memiliki
topografi yang sangat bervariasi dan
membentang luas di sekitar ekuator.
Sirkulasi Walker dan Hadley terjadi
akibat perbedaan pemanasan seperti daratan
Asia dan perairan di kawasan Asia Tenggara
yang disebut denagn peredaran angin Monsun.
Monsun merupakan angin yang berhembus
sepanjang tahun di daerah Asia Barat dan
berganti dua kali dalam setahun. Akibat angin
monsun di wilayah Indonesia adalah adanya
angin baratan yang bertepatan dengan Monsun
dingin Asia dan membawa massa udara dingin
yang lembab. Sehingga menimbulakn
banyaknya hujan pada banyak lokasi. Monsun
dingin Asian dikatakan banyak menimbulkan
hujan apabila suhu pada saat musim dingin di
daratan Asia dingin, sehingga mengakibatkan
suhu massa udara yang melewati Laut Cina
6 Selatan juga sangat dingin, sementara suhu
muka laut Cina Selatan cukup tinggi.
tiga daerah di Indonesia berikut
berdasarkan metode korelasi ganda.
Kadarsah
(2007)
mengemukakan
Indonesia memiliki tiga jenis pola curah
hujan:
1. Pola Curah Hujan Monsun
Wilayahnya memiliki perbedaan yang
jelas antara periode musim hujan dan periode
musim kemarau kemudian dikelompokan
dalam Zona Musim (ZOM), tipe curah hujan
yang bersifat unimodial (satu puncak musim
hujan,DJF
(Desember-Januari-Februari)
musim hujan, JJA (Juni-Juli-Agustus) musim
kemarau). Contoh pola hujan monsun adalah
hujan bulanan di wilayah Lampung, Jakarta,
Ujung Pandang dan Kupang.
2. Pola Curah Hujan Ekuator
Wilayahnya memiliki distribusi hujan
bulanan bimodial dengan dua puncak musim
hujan maksimum dan hampir sepanjang tahun
masuk dalam kreteria musim hujan. Pola
ekuatorial dicirikan oleh tipe curah hujan
dengan bentuk bimodial (dua puncak hujan)
yang biasanya terjadi sekitar bulan April dan
Oktober atau pada saat terjadi ekinoks.
Misalnya hujan bulanan wilayah Aceh,
Padang, Solok dan Pontianak
3. Pola Curah Hujan Lokal
Wilayahnya memiliki distribusi hujan
bulanan kebalikan dengan pola monsun. Pola
lokal dicirikan oleh bentuk pola hujan
unimodial (satu puncak hujan), tetapi
bentuknya berlawanan dengan tipe hujan
monsun. Misalnya hujan bulanan wilayah
Ambon.
Gambar 6 Pembagian Pola Iklim
(Kadarsah, 2007)
Gambar 5 Pola Curah Hujan di Indonesia
(Kadarsah, 2007)
Curah Hujan memiliki keragaman dalam
ruang dan waktu. Selain itu dalam bentuk lain
ini
Region atau daerah A, pola curah
hujannya berbentuk huruf U ( paling kiri),
sedang pola Region B, pola curah hujannya
berbentuk huruf M ( tengah) dengan dua
puncak curah hujan.Sedangkan pola Region C
berbentuk huruf U terbalik ( kanan) atau
berkebalikan dengan Region A. Garis merah
merupakan curah hujan dalam milimeter
sedangkan garis hitam merupakan deviasinya.
Region A: region Monsun tengara/Australian
monsun
Region B: region semi-Monsun/NE Passat
monsun
Region C :region anti-Monsun/Indonesian
throughflow
Menurut Kadarsah (2007) Pola umum
curah hujan di Indonesia antara lain
dipengaruhi oleh letak geografis. Secara rinci
pola umum hujan di Indonesia dapat diuraikan
sebagai berikut:
1. Pantai sebelah barat setiap pulau
memperoleh jumlah hujan selalu lebih
banyak daripada pantai sebelah timur.
2. Curah hujan di Indonesia bagian barat
lebih besar daripada Indonesia bagian
timur. Sebagai contoh, deretan pulau-pulau
Jawa, Bali, NTB, dan NTT yang
dihubungkan oleh selat-selat sempit,
jumlah curah hujan yang terbanyak adalah
Jawa Barat.
3. Curah hujan juga bertambah sesuai dengan
ketinggian tempat. Curah hujan terbanyak
umumnya berada pada ketinggian antara
600 – 900 m di atas permukaan laut.
4. Di daerah pedalaman, di semua pulau
musim hujan jatuh pada musim pancaroba.
7 Demikian juga halnya di daerah-daerah
rawa yang besar.
5. Saat mulai turunnya hujan bergeser dari
barat
ke
timur
seperti:
1) Pantai barat pulau Sumatera sampai ke
Bengkulu mendapat hujan terbanyak pada
bulan
November.
2) Lampung-Bangka yang letaknya ke
timur mendapat hujan terbanyak pada
bulanDesember.
3) Jawa bagian utara, Bali, NTB, dan NTT
pada bulan Januari – Februari.
6. Di Sulawesi Selatan bagian timur,
Sulawesi Tenggara, Maluku Tengah,
musim hujannya berbeda, yaitu bulan MeiJuni. Pada saat itu, daerah lain sedang
mengalami musim kering. Batas daerah
hujan Indonesia barat dan timur terletak
pada kira-kira 120( Bujur Timur. Grafik
perbandingan empat pola curah hujan di
Indonesia dapat Anda lihat pada gambar
dibawah ini.
Kadarsah (2007) mengemukakan ada
beberapa daerah yang mendapat curah hujan
sangat rendah dan ada pula daerah yang
mendapat curah hujan tinggi:
1. Daerah yang mendapat curah hujan ratarata per tahun kurang dari 1000 mm,
meliputi 0,6% dari luas wilayah Indonesia,
di antaranya Nusa Tenggara, dan 2 daerah
di Sulawesi (lembah Palu dan Luwuk).
2. Daerah yang mendapat curah hujan antara
1000 – 2000 mm per tahun di antaranya
sebagian Nusa Tenggara, daerah sempit di
Merauke, Kepulauan Aru, dan Tanibar.
3. Daerah yang mendapat curah hujan antara
2000 – 3000 mm per tahun, meliputi
Sumatera Timur, Kalimantan Selatan, dan
Timur sebagian besar Jawa Barat dan Jawa
Tengah, sebagian Irian Jaya, Kepulauan
Maluku dan sebagaian besar Sulawesi.
4. Daerah yang mendapat curah hujan
tertinggi lebih dari 3000 mm per tahun
meliputi dataran tinggi di Sumatera Barat,
Kalimantan Tengah, dataran tinggi Irian
bagian tengah, dan beberapa daerah di
Jawa, Bali, Lombok, dan Sumba.
Posisi Kototabang terletak pada 0.20 LS;
100.320 BT; 865 mdpl, Padangpanjang 0.50
LS; 100.410 BT; 700 mdpl dan Sicincin
terletak pada 0.60 LS; 100.220 BT; 500 mdpl
(Suryantoro et al, 2009). Provinsi Sumatera
Barat berbatasan dengan Provinsi riau, Jambi
dan Sumatera Utara. Berdasarkan letak
geografisnya Sumatera Barat dilalui oleh garis
khatulistiwa (garis lintang nol derajat),
sehingga Sumatera Barat tergolong beriklim
tropis dengan suhu udara dan kelembaban
yang tinggi.
Gambar
7
Posisi Daerah Kototabang,
Padangpanjang, dan Sicincin
(http://gaw.kishou.go.jp/qasac
/bkt_map.jpg,\)
Kawasan Sumatera Barat termasuk
kedalam pola curah hujan ekuatorial, artinya
yaitu daerah ini memiliki dua puncak hujan
dalam setahun. Selain itu, banyak dipengaruhi
oleh pengaruh topografi seperti adanya bukit
barisan.
2.5 Struktur Lapisan Atmosfer
Atmosfer bumi merupakan lapisan gas
yang menyelimuti bumi dan penting bagi
kehidupan makhluk hidup.atmosfer setinggi
5.5-5.6 km telah mencakup 50% dari massa
total dan pada ketinggian 40 km mencakup
99.99%. Batas bawah atmosfer relatif lebih
mudah ditentukan berdasarkan ketinggian
permukaan laut. Sedangkan puncaknya sulit
ditentukan karena disamping besarnya
keragaman ukuran dan massa partikel terdapat
pula keragaman suhu permukaan bumi dan
kekuatan
angin
yang
mempengaruhi
pengangkatan bahan (Nasir, dalam Handoko,
1995).
Atmosfer dapat dibedakan berdasarkan
parameter-parameter seperti tekanan udara,
masa atmosfer dan profil temperatur. Profil
temperatur vertikal dapat dibagi menjadi
empat lapisan yang berbeda yaitu troposfer,
stratosfer, mesosfer, dan termosfer. Puncak
dari
lapisan-lapisan
tersebut
adalah
tropopause, stratopause, mesopause, dan
termopause.
8 Gambar
8
Struktur Lapisan Atmosfer
(Annenberg, 2009)
Nasir,
dalam
Handoko
(1995)
mengemukakan perubahan suhu udara di
atmosfer secara vertikal (menurut ketinggian)
berbeda-beda dapat dikelompokkan menjadi
tiga hal:
a. dT/dz > 0 Suhu naik, dengan
bertambahnya ketinggian. Hal ini
disebut inversi suhu
b. dT/dz = 0 Suhu tetap walaupun
ketinggian berubah. Hal ini disebut
isotermal
c. dT/dz < 0 Suhu udara turun dengan
bertambahnya ketinggian disebut lapse
rate
Troposfer merupakan lapisan terbawah
dari atmosfer terdapat pada ketinggian dari 8
km di daerah kutub dan 16 km di ekuator.
Ruang terjadinya sirkulasi dan turbulensi
seluruh bahan atmosfer sehingga menjadi
salah satu lapisan yang mengalami
pembentukan dan perubahan cuaca seperti
angin, awan, presipitasi, badai, kilat dan
guntur. Kecepatan angin pada lapisan ini
bertambah dengan naiknya ketinggian dan di
troposfer ini pemindahan energi berlangsung.
Radiasi surya menyebabkan pemanasan
permukaan bumi yang selanjutnya panas
tersebut diserap oleh air untuk berubah
menjadi uap. Akibat proses evaporasi, energi
panas diangkat oleh uap ke lapisan atas yang
lebih tinggi berupa panas laten. Setelah terjadi
pendinginan berlangsung proses kondensasi.
Pada lapisan ini suhu udara turun dengan
bertambahnya ketinggian (dT/dz < 0) atau
pada keadaan lapse rate. Rata-rata lapse rate
seluruh dunia pada keadaan normal adalah
-6.5K setiap kenaikan ketinggian 1 km. Pada
atmosfer normal, suhu troposfer berubah dari
150C pada permukaan laut menjadi -600C di
puncak troposfer. Tekanan dan kerapatan
udara di permukaan laut masing-masing
adalah 1013.2 mb dan 1.23 km m-3.
Lapisan di atasnya dengan suhu tetap atau
meningkat
disebut
stratofer
kisaran
ketinggiannya antara 12-50 km diatas
permukaan laut. Lapisan ini terdiri dari 3
wilayah antara lain Stratofer bawah
krtinggiannya 12-20 km daerah isotermis,
Stratosfer tengah ketinggiannya 20-35 km
daerah inversi suhu, Stratosfer atas
ketinggiannya 35-50 km daerah inversi suhu
yang kuat. Lapisan ini tidak mengalami
turbulensi maupun sirkulasi. Stratosfer
merupakan lapisan atmosfer utama yang
mengandung gas ozon.
Lapisan dengan suhu menurun dari 50-80
km disebut mesosfer dengan perubahan suhu
terhadap ketinggian adalah lapse rate. Pada
lapisan inisuhu udara sekitar -50C pada lapisan
hingga -950C pada puncaknya. Tidak
mengalami turbuleni atau sirkulasi udara.
Merupakan daerah penguraian 02 menjadi
atom O. Batas atasnya adalah lapisan
mesopause dengan perubahan suhu terhadap
ketinggian mulai bersifat isotermal.
Lapisan di atasnya dengan suhu yang
meningkat disebut termosfer. Lapisan ini
ditandai dengan beberapa ciri yaitu memiliki
ketinggian 80 km hingga batas yang sulit
ditentukan karena sangat jarangnya partikel
gas yang mencapai lapisan ini. Lapisan ini
merupakan tempat berlangsungnya proses
ionisasi gas ionasasi gas N2 dan O2 sehingga
lapisan ini disebut ionosfer. Dimana diatas
ketinggian 100km pengaruh radiasi uv dan
sinar x makin kuat.
2.6 Spectral Density
Metode
analisis
Spectral
Density
diantarnya adalah FFT (Fast Fourier
Transform) dan transformasi wavelet. Spektral
density merupakan fungsi untuk melihat sifat
suatu frekuensi dalam sebuah deret data (time
series). Analisa spektral adalah suatu cara
yang umumnya digunakan untuk melihat
adanya suatu periodisitas yang mungkin
tersembunyi dalam data deret waktu tersebut.
Dengan metode Transformasi wavelet
terbobot dan wavelet softwere diperoleh
frekuensi curah hujan. Dari frekuensi
kemudian ditentukan periode dan periode
dominan, yaitu periode kemunculannya yang
lebih dari satu kali atau periode dengan daya
spektrum tinggi. Transformasi wavelet adalah
metode untuk analisis periode deret waktu,
khususnya mengamati evolusi waktu (periode,
amplitudo dan fase) suatu parameter (Juaeni
dkk, 2009). Metode ini mentransformasikan
9 fungsi spasial atau temporal menjadi fungsi
frekuensi.
Transformasi wavelet berguna dalam
menggambarkan
perilaku
sinyal-sinyal
periodik dan semi periodik. Pada saat yang
diterapkan pada data yang tidak lengkap,
respon transformasi ini sangat tergantung pada
ketidak teraturan jumlah dan spasi data.
Dengan memperlakukan transformasi wavelet
sebagai proyeksi terbobot, kemampuan untuk
mendeteksi perilaku sinyal periodik dan semi
periodik
dapat
ditingkatkan.
Metode
transformasi wavelet ini pertama kali
diperkenalkan oleh Foster (1996) yang dikenal
dengan nama Transformasi wavelet Terbobot
Z atau Wavelet Weighted Z-Transform
(WWZ).
Transformasi
wavelet
juga
dikembangkan oleh Torrence dan Compo
(1998) dengan penggunaan metode Monte
Carlo kasus SOI (Soutern Oscillation Index)
Analisis Fourier merupakan konsep dasar
dengan menggunakan fungsi penjumlahan
antara hubungan kosinus dan situs, analisis ini
juga sering disebut dengan deret fourier yang
dapat dirumuskan sebagai berikut:
(Persamaan 2.1)
γ(k) =
γ(k) =
……(2.6)
….(2.7)
Persamaan diatas adalah persamaan
integral biasa (Rienmann) dan oleh karena itu
persamaan tersebut lebih mudah untuk
digunakan. Dengan memasukkan nilai k=0
maka persamaan tersebut menjadi persamaan
(2.8)
γ(0) =σx 2
Fungsi f(ω) dω dalam persamaan fisika
dari spektrum merupakan bagian dari
komponen varians dengan interval frekuensi
(ω, ω+dω). Puncak dari spektrum tersebut
menunjukkan bagian yang sangat penting
untuk varians dari suatu frekuensi yang tepat
dalam suatu frekuensi yang tepat dalam suatu
interval. Pada persamaan (2.8) yang
menyatakan hubungan antara γ(k) dan f(ω)
sebagai tranformasi dari fungsi cosinus.
Hubungan inverse nya dapat dituliskan
berikut:
…………………(2.9)
Pada suatu selang (0,2π), (-π, π) dengan
perioda 2π. Keterangan:
(2.2)
Spektrum tersebut merupakan bagian dari
tranformasi fourier dari fungsi autokovarians.
Pada saat γ(k) merupakan fungsi yang tetap,
sehingga persemaan (2.9) dituliskan kedalam
persamaan (2.10) yaitu :
(2.10
(2.3)
r=1,2,….
(2.4)
Fungsi dari analisis spektral density ini
dapat dituliskan sebagai berikut (Christopher,
1989):
……….. (2.5)
Keterangan:
F(ω) merupakan fungsi dari distribusi
energi spektral jika f(ω) tetap, sehingga
persamaan fungsi autokovarians dari analisis
spektral yaitu:
)
Keterangan : Persamaan diatas digunakan
untuk suatu proses yang mengandung
komponen determinan suatu frekuensi ω0,
juga Σγ(k) cos ω0k yang tidak akan bisa
terhitung pada saat fungsi dari F(ω) tidak
bersifat diferensial pada ω0 dan f(ω0) tidak
dapat ditentukan.
Pendekatan lainnya yang dapat digunakan
untuk mendefinisikan spektum dengan
interval (-π,π), yaitu:
…………..(2.1
1)
10 Dari hubungan
dinyatakan menjadi:
γ(k) =
inverse
nya
dapat
……...(2.12)
ƒ=ω/2π menyatakan sebagai variabel dari
frekuensi. Sedangkan persamaan (2.11) dan
(2.12) adalah bentuk pasangan dari persamaan
transformasi fourier. Persamaan ini adalah
bentuk tranformasi umum yang dapat
diaplikasikan atau dipakai untuk bilangan
kompleks dalam suatu deret waktu (time
series). Tetapi untuk time series yang real,
fungsi f(ω) adalah fungsi yang tetap dan ω>0.
Sedangkan untuk nilai frekuensi yang negtiff
maka kita dapat menghitung fungsi
autokovarians f(ω) sama dengan persamaan
(2.9) dengan interval frekuensi (0,π).
Fungsi (2.9) digunakan untuk bentuk
normal dari fungsi spektral density yaitu:
f*(ω) = f(ω)/σx2 =
………..(2.13)
Dimana F*(ω) adalah ukuran dari varians
yang dihitung dengan suatu frekwensi dengan
interval (0,ω). Persamaan diatas merupakan
bentuk dari fungsi distribusi spektal yaitu
ƒ*(ω) = ƒ(ω)/σx2
2.7 Semi Annual Oscillation (SAO) dan
Annual Oscillation (AO)
Fenomena ini dipengaruhi oleh pergerakan
semu matahari ke arah utara dan selatan yang
melewati Ekuator sebanyak dua kali. Pada
saat matahari berada di atas Ekuator, daerah
yang berada dekat dengan Ekuator mengalami
pemanasan lebih besar sehingga menyebabkan
tekanan tekanan udara menurun sehingga
massa udara dari daerah tekanan tinggi
subtropik Belahan Bumi Utara dan Belahan
Bumi Selatan menuju ke daerah tekanan
rendah tersebut. ITCZ mengikuti pergerakan
matahari dengan posisi sedikit di belakang
matahari. Pengaruh ini di tandai dengan
adanya dua puncak curah hujan maksimal dua
kali dalam satu tahun, yaitu terjadi pada saat
bulan April dan Oktober yaitu pada saat
matahari dekat ekuator.
Adanya perubahan posisi matahari yang
berosilasi dalam 1 tahun dari garis balik utara
ke selatan dan sebaliknya merupakan
penyebab utama terjadinya fenomena monsun
(AO). Monsun dapat terjadi ketika matahari
bergerak ke arah selatan yaitu ketika menuju
ke arah garis balik selatan (23.50 LS) dan
mencapai titik maksimum ketika matahari
berada di ekuator. Aktivitas AO memiliki
periode 365 hari atau 1 tahun (Endarwin et al,
2000).
2.8 Analisis Korelasi Silang
Korelasi menunjukkan adanya hubungan
keeratan antara dua variabel atau lebih. Jika
dua atau lebih variabel tersebut berhubungan
hasilnya dapat ditentukan dengan koefisien
korelasi, nilai koefisien korelasi berkisar -1
dan +1 yang menunjukkan berbagai derajat
hubungan dari yang sangat lemah hingga yang
sangat kuat atau tinggi.
Korelasi silang merupakan ukuran
hubungan (measure of association) yang di
standarkan anatar satu deret angka berkala
dengan nilai masalah pada saat ini dan pada
saat yang akan datang dari deret berkala
lainnya. Karakteristik korelasi silang sama
dengan korelasi biasa dengan nilai berkisar -1
dan +1 yang berfungsi sebagai autokorelasi di
dalam pemodelan transfer untuk analisis deret
berkala univariat, korelasi silang sangat
berperan
penting
dalam
pemodelan
multivariat yang berhubungan dengan suatu
deret data time series dengan adanya suatu
hubungan antara satu deret yang di
lambangkan dengan lag dengan yang lainnya
dan sebaliknya (Makridakis et al, 1999)
Menurut Silalahi (1999) jika koefisien
korelasi 0 atau mendekati 0 mengindikasikan
tidak adanya hubungan sistematik antara dua
variabel maksudnya adalah peningkatan atau
penurunan dalam satu variable tidak
berhubungan dengan peningkatan atau
penurunan dalam variable lain ataupun
sebaliknya.
Varians atau ragam adalah sebuah
parameter statistik untuk sampel atau
populasi. Varians bisa dinyatakan sebagai Sx,
Vx, dan COVxx (Makridakis et al, 1999).
Ragam merupakan rata-rata deviasi
kuadrat nilai tengah dan variansi atau
simpangan baku hanya berguna dalam
embandingkan dua atau lebih distribusi yang
sama satuan pengukurannya.
Adapun
selang
kepercayaan
yang
digunakan dalam korelasi silang ini yaitu
95%. Dalam statistika, selang kepercayaan
(Bahasa Inggris: confidence interval, CI)
merupakan sebuah interval antara dua angka,
dimana dipercaya nilai parameter sebuah
populasi terletak di dalam interval tersebut.
Persamaan 2.15
-Z(1-α/2)(1/ n)< rk< + Z(1-α/2)(1/ n)