pelengkap dari parameter stabilitas statis lokal yang
dianggap kurang
relevan dalam
menggambarkan stabilitas atmosfer. Pada stabilitas statis lokal, stabilitas atmosfer
ditunjukkan dengan parameter stabilitas statis s yang dirumuskan sebagai berikut :
Dalam menentukan stabilitas atmosfer pada masing-masing lapisan, parsel udara
bergerak naik dan turun dari titik asal. Dalam prakteknya, dapat dilihat dari titik maksimum
atau minimum suhu potensial virtual. Parsel udara bergerak naik atau turun dari posisi
awalnya tergantung pada gaya apung parsel bukan lapse rate lokal. Gaya apung parsel
pada
setiap ketinggian
diketahui dari
perbedaan antara suhu potensial virtual parsel dengan suhu potensial virtual lingkungannya
pada ketinggian tersebut. Gaya apung parsel udara hangat untuk naik dan gaya apung
parsel udara dingin untuk turun. Kemudian parsel udara bergerak dari titik asalnya sampai
ketinggian di mana parsel udara tersebut akan neutrally bouyant T
vp
=T
v
. Dengan demikian stabilitas statis non-lokal dapat dibagi menjadi
empat kategori, yaitu unstable, stable, neutral, dan unknown Arya 1999.
Gambar 3 Karakteristik parameter stabilitas non-lokal
berdasarkan suhu potensial virtual Sumber: Arya 1999.
Stabilitas dinamis
dapat ditentukan dengan menggunakan parameter Richardson
number Ri yang tidak memiliki dimensi. Adapun rumus untuk menghitung Ri yaitu:
| | [
] Di mana
θv merupakan suhu potensial virtual, U dan V merupakan kecepatan angin, dan g
merupakan percepatan gravitasi. Richardson number Ri menunjukkan
rasio antara gaya apung dengan shear angin. Menurut Tjernstrom et al. 2008, nilai Ri
dapat digunakan untuk mengetahui adanya aliran turbulensi yang terjadi pada suatu
lapisan. Apabila Ri bernilai negatif maka turbulensi yang terjadi akan cenderung kuat,
sedangkan apabila Ri bernilai negatif maka turbulensi yang terjadi akan melemah.
2.3
Penelitian Tentang
Atmospheric Boundary Layer ABL
2.3.1 Penelitian di O’Neill, Nebraska, US
1953
Penelitian mengenai profil vertikal suhu potensial dan kecepatan angin yang digunakan
untuk mengidentifikasi ML dilakukan di O’Neill Nebraska US pada tahun 1953.
Seperti yang ditunjukkan pada Gambar 4, hasil dari penelitian ini menunjukkan bahwa
suhu potensial dan kecepatan angin di ML cenderung konstan sampai ketinggian 1000
meter. Sedangkan Richardson number di ML kurang dari critical Richardson number Ri
c
yaitu sebesar 0.25, hal tersebut menunjukkan bahwa terjadi turbulensi pada lapisan tersebut.
Gambar 4 Profil suhu potensial, kecepatan angin, dan
Richardson number di O’Neill, Nebraska,
US pada 7 September 1953 14.35 LST Sumber: Benkley dan Schulman 1979.
Ketebalan ABL pada siang hari semakin meningkat seiring dengan meningkatnya
pemanasan permukaan.
Ketebalan ABL
maksimum ketika suhu permukaan mencapai maksimum, yaitu saat lapse rate berubah dari
super adiabatik menjadi netral. Sedangkan ketika malam hari ABL akan menyusut karena
terjadi pendinginan permukaan Benkley dan Schulman 1979.
2.3.2 Wangara Experiment, Australia
1967
Observasi mengenai profil vertikal suhu potensial virtual dan kelembaban spesifik
dengan interval waktu setiap 3 jam dilakukan di Wangara, New South Wales, Australia pada
hari ke-33 dengan menggunakan radiosonde. Selama pengukuran langit tampak cerah,
sangat sedikit terjadi adveksi horizontal panas dan kelembaban, serta tidak ada kejadian yang
berarti sepanjang 1000 km. Pada periode ini, permukaan cenderung kering dengan sedikit
vegetasi didominasi oleh rumput-rumput kering, legume, dan cottonbush.
Gambar 5 Variasi diurnal profil suhu potensial a pada
siang hari; b pada malam hari; dan c profil kelembaban spesifik dari penelitian
Wangara Sumber: Arya 1999.
Arya 1999 mengemukakan bahwa sesaat setelah matahari terbit, permukaan menjadi
hangat dan mulai terjadi transfer panas dari permukaan ke ABL, sehingga beberapa jam
setelah matahari terbit ketinggian ABL dapat mencapai maksimum. Sedangkan ketika
malam hari, sesaat setelah matahari terbenam, permukaan mulai mendingin dan terjadi
transfer panas dari ABL ke permukaan. Oleh karena itu, ABL menjadi semakin dingin
seiring dengan bertambahnya waktu, sehingga ketinggian ABL akan mencapai minimum.
Evaporasi dari permukaan menjadi intensif ketika siang hari dan akan semakin berkurang
sampai malam hari Gambar 5c. Dalam menghilangkan evaporasi yang intensif dari
permukaan, profil
kelembaban spesifik
cenderung homogen pada siang hari di ABL, dengan nilai kelembaban spesifik yang
berubah seiring dengan perubahan ML. 2.3.3
Teluk Benggala 2008
Kajian variabilitas spasial dan temporal mengenai profil vertikal ABL di lautan
dilakukan di sepanjang Teluk Benggala pada tanggal 26 Desember 2008 sampai 29 Januari
2009, di mana dalam penelitian ini membagi waktu menjadi tiga kelas, yaitu pagi hari
06:00 LT sampai 08:00 LT, siang hari 12:00 LT sampai 15:00 LT, dan malam hari
22:00 LT sampai 02:00 LT.
Gambar 6 Profil vertikal a suhu potensial virtual θ
v
dan kelembaban spesifik q yang me- nunjukkan ketinggian ML dan b Bulk-
Richardson number
Ri
B
yang menunjukkan
TFT pada
tanggal 27
Desember 2008 Pukul 13:15 LT Sumber: Subrahamanyam et al. 2012.
Seperti ditunjukkan pada Gambar 6, pada penelitian ini digunakan profil suhu potensial
virtual θ
v
dan kelembaban spesifik q untuk mengidentifikasi ketinggian ML dan diguna-
kan pula profil vertikal Bulk-Richardson Number Ri
B
untuk mengidentifikasi besar- nya
TFT. Hasil
dari penelitian
ini menunjukkan bahwa ketinggian ML berkisar
antara 450 m sampai 1500 m dengan rata-rata 900 m, sedangkan TFT berkisar antara 125 m
sampai 1475 m dengan rata-rata sebesar 581 m Subrahamanyam et al. 2012.
2.4 Gambaran Umum Wilayah Kajian