Penelitian di O’Neill, Nebraska, US Wangara Experiment, Australia

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