Kajian Distribusi Spasial dan Temporal Turbulen Menggunakan Data di 15 Lokasi di Indonesia
KAJIAN DISTRIBUSI SPASIAL DAN TEMPORAL TURBULEN
MENGGUNAKAN DATA DI 15 LOKASI
DI INDONESIA
JEANNETTE VICTORIA TONGGAL
DEPARTEMEN GEOFISIKA DAN METEOROLOGI
FAKULTAS MATEMATIKA DAN ILMU PENGETAHUAN ALAM
INSTITUT PERTANIAN BOGOR
BOGOR
2014
PERNYATAAN MENGENAI SKRIPSI DAN
SUMBER INFORMASI SERTA PELIMPAHAN HAK CIPTA*
Dengan ini saya menyatakan bahwa skripsi berjudul Kajian Distribusi
Spasial dan Temporal Turbulen Menggunakan Data di 15 Lokasi di Indonesia
adalah benar karya saya dengan arahan dari komisi pembimbing dan belum
diajukan dalam bentuk apa pun kepada perguruan tinggi mana pun. Sumber
informasi yang berasal atau dikutip dari karya yang diterbitkan maupun tidak
diterbitkan dari penulis lain telah disebutkan dalam teks dan dicantumkan dalam
Daftar Pustaka di bagian akhir skripsi ini.
Dengan ini saya melimpahkan hak cipta dari karya tulis saya kepada Institut
Pertanian Bogor.
Bogor, Juni 2014
Jeannette Victoria Tonggal
NIM G2410005
ABSTRAK
JEANNETTE VICTORIA TONGGAL. Kajian Distribusi Spasial dan Temporal
Turbulen Menggunakan Data di 15 Lokasi di Indonesia. Dibimbing oleh AHMAD
BEY.
Turbulensi adalah aliran fluida yang berbentuk acak, tidak beraturan dan
menjadi salah satu fenomena cuaca penting antara lain untuk penerbangan dan
polusi udara. Pola distribusi turbulensi dapat dilihat berdasarkan pola harian dan
musiman serta dapat dibuat klasifikasi untuk memahami seberapa kuat kejadian
turbulensi. Parameter turbulensi yang dikaji yakni ketinggian lapisan pencampur,
bilangan Richardson yang menunjukkan kriteria ada atau tidaknya turbulen, besar
energi kinetik dan intensitas turbulensi. Kajian turbulensi menunjukkan bahwa
perbedaan nilai beberapa parameter lebih terlihat pada pola harian (pagi dan
siang) dibandingkan pola musiman. Berdasarkan hasil penelitian dapat
disimpulkan bahwa turbulensi di lima belas lokasi kajian dominan pada kategori
turbulensi lemah ditinjau dari intensitas turbulensi konvektif, dan berdasarkan
kekuatan energi kinetik setiap lokasi tergolong kategori turbulensi lemah hingga
kuat.
Kata kunci: lapisan pencampur, Richardson, energi kinetik, intensitas, kategori
turbulensi
ABSTRACT
JEANNETTE VICTORIA TONGGAL. Study of Spatial and Temporal Turbulent
Distribution Using Data on 15 Location in Indonesia. Supervised by AHMAD
BEY.
Turbulence is a type of chaotic and irregular fluid flow which is one of
significant weather phenomenon for aviation and air pollution. The distribution
pattern of turbulence can be observed by the daily and seasonal patterns and can
be classified to understand how strong turbulence events. Turbulence parameters
studied were mixed layer height, Richardson number indicating the presence or
absence of turbulent, kinetic energy, and turbulence intensity. The study showed
that the daily pattern has more significant differences of turbulence parameters
than seasonal pattern. Based on the result, turbulence in the fifteen locations are
classified as weak turbulence based on convective turbulence intensity and weak
to strong turbulence category by the kinetic energy approache.
Key words: mixed layer, Richardson, kinetic energy, intensity, turbulence
category
KAJIAN DISTRIBUSI SPASIAL DAN TEMPORAL TURBULEN
MENGGUNAKAN DATA DI 15 LOKASI
DI INDONESIA
JEANNETTE VICTORIA TONGGAL
Skripsi
sebagai salah satu syarat untuk memperoleh gelar
Sarjana Sains
pada
Departemen Geofisika dan Meteorologi
DEPARTEMEN GEOFISIKA DAN METEOROLOGI
FAKULTAS MATEMATIKA DAN ILMU PENGETAHUAN
INSTITUT PERTANIAN BOGOR
BOGOR
2014
Judul Skripsi : Kajian Distribusi Spasial dan Temporal Turbulen Menggunakan
Data di 15 Lokasi di Indonesia
Nama
: Jeannette Victoria Tonggal
NIM
: G24100057
Disetujui oleh
Prof Dr Ahmad Bey
Pembimbing
Diketahui oleh
Dr Ir Tania June, MSc
Ketua Departemen
Tanggal Lulus:
PRAKATA
Puji dan syukur penulis panjatkan kepada Tuhan Yang Maha Esa atas segala
karunia-Nya sehingga karya ilmiah ini berhasil diselesaikan. Tema yang dipilih
dalam penelitian yang dilaksanakan sejak bulan Februari 2014 sampai Juni 2014
ini ialah turbulensi, dengan judul Kajian Distribusi Spasial dan Temporal
Turbulen Menggunakan Data di 15 Lokasi di Indonesia.
Terima kasih penulis ucapkan kepada Bapak Prof Dr Ahmad Bey selaku
pembimbing tugas akhir yang telah banyak memberikan ide, kritik, saran dan
bimbingannya sehingga karya tulis ini dapat diselesaikan. Terimakasih pula
penulis ucapkan kepada Ketua Departemen Geofisika dan Meteorologi Ibu Dr Ir
Tania June, MSc yang telah memberi saran dan masukan bagi kelancaran
penulisan tugas akhir ini.
Ungkapan terima kasih juga disampaikan bagi segenap staf pengajar dan
pegawai Departemen GFM, Pak Azis, Pak Nandang, Pak Pono yang telah banyak
membantu selama penulis menjalani perkuliahan di IPB. Terima kasih pula tak
lupa diucapkan kepada Zevy Augrind Limin yang dengan setia memberi semangat
dan dukungan bagi penulis, Em, Himma, Enggar, Uni, Givo, Alan, Mani, Aret,
Thaisir, Ernat, Arisal dan seluruh teman-teman GFM 47, 48, dan 49 atas semangat
serta doanya selama ini.
Terima kasih penulis ucapkan kepada ayah, ibu, serta seluruh keluarga, atas
segala doa, motivasi, dan kasih sayangnya.
Semoga karya ilmiah ini bermanfaat.
Bogor, Juni 2014
Jeannette Victoria Tonggal
DAFTAR ISI
DAFTAR TABEL
vii
DAFTAR GAMBAR
vii
DAFTAR LAMPIRAN
viii
PENDAHULUAN
1
Latar Belakang
1
Tujuan Penelitian
1
TINJAUAN PUSTAKA
2
Turbulensi
2
Pendekatan Statistik untuk Perhitungan Turbulensi
3
Peran Kajian Turbulen di Berbagai Aspek
4
METODE
4
Waktu dan Tempat Penelitian
4
Bahan
4
Alat
5
Prosedur Penelitian
5
HASIL DAN PEMBAHASAN
10
Deskripsi Wilayah Kajian
10
Analisis Ketinggian Lapisan Pencampur
11
Identifikasi Keberadaan Turbulensi Berdasarkan Bilangan Richardson
14
Analisis Kekuatan Turbulensi Berdasarkan Besar Energi Kinetik Turbulensi
16
Intensitas Turbulensi dan Klasifikasi bagi Turbulensi Konvektif
19
SIMPULAN DAN SARAN
21
Simpulan
21
Saran
22
DAFTAR PUSTAKA
22
LAMPIRAN
23
DAFTAR TABEL
1
2
3
4
5
6
Klasifikasi intensitas turbulensi di penerbangan
Kriteria turbulensi dan kestabilan atmosfer berdasar nilai Ri
Klasifikasi intensitas turbulensi berdasarkan nilai ΔT dengan
metode tephigram
Persentase bilangan Richardson berdasarkan jumlah data pada
satu hari di lima belas lokasi untuk bulan Juni dan Desember
Nilai kuartil turbulensi berdasarkan distribusi data energi
kinetik di lima belas lokasi pengamatan
Kaitan antara besarnya intensitas turbulensi dengan
klasifikasinya pada daerah kajian Manado dan Kupang
4
8
10
14
17
20
DAFTAR GAMBAR
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
Profil vertikal suhu potensial dengan panas kumulatif sebagai
area di bawah kurva (modifikasi dari Stull 2000).
Peta sebaran lima belas lokasi pengamatan kajian turbulensi
Tabel klasifikasi panjang kekasapan (z0) dengan pendekatan
koefisien gesekan Cd (Modifikasi dari Stull 2000)
Diagram tahapan metode tephigram
Ketinggian lapisan pencampur (km) di lima belas lokasi
pengamatan pada pagi hari (00 UTC) di musim kemarau
(bulan Juni)
Ketinggian lapisan pencampur (km) di lima belas lokasi
pengamatan pada siang hari (06 UTC) di musim kemarau
(bulan Juni)
Ketinggian lapisan pencampur (km) di lima belas lokasi
pengamatan pada pagi hari (00 UTC) di musim hujan (bulan
Desember)
Ketinggian lapisan pencampur (km) di lima belas lokasi
pengamatan pada siang hari (06 UTC) di musim hujan (bulan
Desember)
Profil vertikal bilangan Richardson antara ketinggian
permukaan dan 20 Km pada jam pengamatan siang (13.00
WIB atau 14.00 WITA) dan malam (22.00 WIB atau 23.00
WITA) di lokasi Medan (a) (b) dan Bali (c) (d)
Simulasi energi kinetik turbulensi (m2/s2) selama dua hari di
Medan pada bulan Juni (a), dan bulan Desember (b)
Sebaran pengelompokkan turbulensi berdasarkan nilai energi
kinetik pada (a) Juni, (b) Desember
3
5
9
10
11
12
12
13
15
16
19
12
13
Profil udara atas lokasi Manado pada tanggal 1 Juni 2012
pukul 13.00 WIB, cara pengeplotan suhu untuk metode
Tephigram
Jumlah kejadian intensitas turbulensi selama pengamatan di
lima belas lokasi pada bulan Juni (a) dan Desember (b)
19
20
DAFTAR LAMPIRAN
1
2
3
4
5
6
7
8
Ketingian lapisan pencampur pada pagi dan siang hari serta
dibedakan pada pola musim di 15 lokasi pengamatan
Nilai Richardson terhadap ketinggian pada siang dan malam
hari di lokasi Medan dan Bali
Nilai energi kinetik turbulensi (m2/s2) di lokasi Medan pada
satu hari di bulan Juni dan satu hari di bulan Desember
Jumlah kejadian turbulensi berdasarkan kategori energi kinetik
turbulen
Nilai selisih suhu pada metode Termodinamik untuk lokasi
Manado pada bulan Juni 2012
Nilai selisih suhu pada metode Termodinamik untuk lokasi
Manado pada bulan Desember 2012
Nilai selisih suhu pada metode Termodinamik untuk lokasi
Kupang pada bulan Juni 2012
Nilai selisih suhu pada metode Termodinamik untuk lokasi
Kupang pada bulan Desember 2012
23
23
24
25
26
26
26
27
1
PENDAHULUAN
Latar Belakang
Berbagai aktivitas yang dilakukan di luar ruangan sering kali harus
memperhatikan faktor cuaca demi kelancaran aktivitas tersebut. Salah satu
fenomena cuaca tersebut yaitu turbulensi. Turbulensi di atmosfer memberikan
pengaruh bagi penyebaran polutan serta pencampuran panas, uap air dan
momentum secara efektif di udara. Turbulensi menjadi penting bagi penerbangan
terkait dengan potensinya dalam menimbulkan gangguan kenyamanan dan
keselamatan pesawat (Sasmito 2011).
Turbulensi merupakan pergerakan udara yang acak, kacau dan dihasilkan
oleh beberapa faktor penyebab seperti perpindahan panas dari permukaan dan
gesekan angin vertikal. Terdapat beberapa jenis turbulensi yang dikelompokkan
berdasarkan faktor penyebabnya (Golding 2000). CAT merupakan salah satu jenis
turbulensi yang terjadi pada kondisi langit cerah tanpa awan yang terjadi pada
ketinggian antara 6 km sampai 15 km, sehingga sangat berpengaruh pada
penerbangan baik komersil maupun militer (Widseth 1999).
Pendekatan yang banyak dilakukan untuk menghitung turbulensi adalah
dengan menduga besar energi kinetiknya (McCann 1999, Savli 2012). Persamaan
energi kinetik turbulensi atau Turbulence Kinetic Energy (TKE) didasari pada
hubungan antara pola pengamatan atmosfer yaitu geser angin dan bouyancy
dengan kejadian turbulensi (McCann 1999). Hasil penelitian Mccan (1999)
menunjukkan adanya hubungan antara intensitas turbulensi dengan besar energi
kinetik, lebih lanjut Savli (2012) menyimpulkan bahwa energi kinetik turbulensi
sangat berguna bagi ahli meteorologi untuk mengetahui kekuatan turbulensi.
Ada pula perhitungan turbulensi dengan menggunakan bilangan Richardson
sebagai kriteria ada atau tidaknya turbulensi (Widseth 1999). (McCann 2001).
Selain itu, ketinggian lapisan pencampur juga penting dipahami untuk mengetahui
ketinggian terjadinya pencampuran massa udara akibat turbulensi (Stull 2000).
Klasifikasi turbulensi pada bidang penerbangan dibagi berdasarkan
intensitas turbulensi yaitu: ekstrim, kuat, sedang, dan lemah. Namun hingga saat
ini laporan turbulensi dalam penerbangan masih dilakukan secara subjektif
(Overeem 2002).
Distribusi turbulensi di Indonesia akan dikaji melalui perhitungan berbagai
karakteristik yaitu ada atau tidaknya terjadi turbulensi, besar energi kinetiknya,
ketinggian potensial turbulensi, serta intensitas turbulensi untuk dapat
diklasifikasikan menurut klasifikasi turbulensi pada beberapa titik sebaran di
Indonesia.
Tujuan Penelitian
Penelitian ini bertujuan untuk menentukan distribusi turbulensi yang
diwakili oleh beberapa titik sebaran di Indonesia berdasarkan pola harian dan
musiman.
2
TINJAUAN PUSTAKA
Turbulensi
Turbulensi adalah jenis aliran fluida yang memiliki perputaran kuat dan
menampakkan suatu kekacauan secara jelas (Overeem 2002). Umumnya, fluida
ini memiliki kecepatan yang tidak beraturan dan bentuknya berfluktuatif secara
acak (Panofsky, Dutton 1983). Di atmosfer, turbulensi tampak sebagai putaran
angin tak beraturan (swirl) yang disebut eddies (Savli 2012).
Angin merupakan udara yang bergerak dan dapat sangat bervariasi.
Besarnya angin sesaat dapat dinyatakan sebagai jumlah dari nilai rata-rata
kecepatan angin dengan parameter turbulensinya (Stull 2000).
(1)
dengan U(t) merupakan komponen angin zonal pada waktu (t), Ū adalah rata-rata
pengukuran angin sesaat pada periode waktu tertentu dan u’(t) yaitu simpangan
dari nilai rata-rata pada waktu (t) atau disebut sebagai turbulen.
Rata-rata dari persamaan (1) dihitung pada waktu dan jarak tertentu, yang
dituliskan sebagai:
(2)
dengan k adalah indeks data dan N adalah jumlah data.
Sedangkan nilai simpangan atau standar deviasi, u’(t) dari persamaan (1)
didefinisikan sebagai akar dari keragaman dan diinterpretasikan juga sebagai
turbulensi. Secara statistik, untuk menentukan keragaman dapat dituliskan sebagai
berikut:
(3)
dan standar deviasi yaitu,
(4)
Berdasarkan penyebab terbentuknya, turbulensi dibagi menjadi beberapa
jenis (Golding 2000), yaitu:
Turbulensi konvektif
Turbulensi ini disebabkan adanya kenaikan udara hangat dari permukaan
serta turunnya udara yang lebih dingin dari atmosfer (Stull 2000).
Turbulensi mekanik
Turbulensi mekanik terjadi karena adanya geser angin (wind shear) yaitu
perubahan kecepatan dan arah angin terhadap ketinggian (Golding 2000).
Mountain – wave
Overeem (2002) menyatakan bahwa turbulensi ini disebabkan oleh
perubahan aliran udara karena adanya gerakan pengangkatan udara
menjadi gerakan udara menurun pada sisi kaki di balik gunung.
Wake turbulence
3
Wake turbulence terjadi pada penerbangan pesawat udara yaitu ketika
pesawat mengalami pengangkatan yang memicu terbentuknya sepasang
rotasi silinder massa udara (Golding 2000).
Clear- air turbulence (CAT)
CAT adalah turbulensi non konvektif dan berada di luar planetary
boundary layer (PBL) yaitu pada atmosfer bebas. CAT terjadi tiba-tiba
tanpa terjadinya pembentukan awan. Beberapa kondisi yang memicu
terbentuknya CAT antara lain adalah KHI (Kelvin-Helmholtz instability),
salah satu gelombang gravity yang terbentuk karena geser angin (McCann
2001). Area terjadi CAT berkisar antara ketinggian 6-15 km (Savli 2012).
Pendekatan Statistik untuk Perhitungan Turbulensi
Beberapa ahli meteorologi umumnya menggunakan pendekatan statistik
untuk mengukur turbulensi seperti mengidentifikasi keberadaan turbulen dengan
bilangan Richardson, menghitung intensitas turbulensi, mengukur besar energi
kinetik serta ketinggian terjadinya turbulensi.
Richardson number (Ri) merupakan kriteria yang dapat menunjukkan ada
atau tidaknya turbulensi pada tingkat stabilitas lingkungan (Arya 2001).
Hubungan antara turbulensi dan Ri yaitu, jika Ri < 0.0 maka terjadi turbulensi
konvektif kuat, ketika 0.0< Ri < 0.25 maka yang terbentuk adalah turbulensi
dengan konvektif lemah, dan ketika Ri > 0.25 menandakan tidak ada turbulensi
yang terjadi (McCann 2001).
Intensitas turbulensi diartikan sebagai rasio standar deviasi dengan nilai
kecepatan angin rata-rata (Arya 1999). Lebih lanjut, Arya (2001) menyatakan
teori bahwa intensitas turbulensi umumnya lebih besar di dekat permukaan.
Stull (2000) dan Han et al. (2000) mendefinisikan energi kinetik turbulensi
sebagai gambaran besarnya kekuatan turbulensi yang biasanya dihasilkan pada
skala ketinggian lapisan perbatas (ABL), energi ini dihasilkan secara mekanik
oleh geser angin (wind shear) dan gaya apung (bouyancy) oleh pemanasan.
Ketinggian lapisan pencampur (mixed layer) berkaitan dengan ketinggian
terjadinya turbulensi karena sifat turbulensi yang mengakibatkan pencampuran
dan perubahan massa, momentum, serta panas secara efektif. Ketinggian lapisan
pencampur dapat diperoleh melalui pendekatan antara suhu potensial terhadap
ketinggian dengan besarnya panas kumulatif sebagai area di bawah kurva.
Gambar 1 Profil vertikal suhu potensial dengan panas kumulatif sebagai area di
bawah kurva (modifikasi dari Stull 2000).
4
Peran Kajian Turbulen di Berbagai Aspek
Angin dan turbulensi merupakan parameter cuaca yang vital dalam
penyebaran polutan di udara. Keduanya akan menyebabkan dispersi polutan yang
bercampur dengan udara sekitar sehingga berpengaruh pada besarnya konsentrasi
polutan setempat (Oke 2002).
Kajian turbulensi di atmosfer juga menjadi hal utama yang diwaspadai
dalam dunia penerbangan. Menurut Golding (2002), pemahaman turbulensi bagi
penumpang pesawat adalah salah satu kemungkinan terjadinya goncangan ketika
berada dalam penerbangan yang mengganggu kenyamanan. Turbulensi tidak
diharapkan bagi pilot karena menuntut pilot untuk mengendalikan pesawat dengan
ketelitian dan kewaspadaan lebih dibanding saat kondisi normal, lebih lagi
turbulensi menyebabkan peningkatan kerja mesin sehingga diperlukan bahan
bakar tambahan bagi pesawat (Overeem 2002).
Kelas turbulensi yang dikenal di dunia penerbangan digolongkan berdasar
intensitas dan pengaruhnya bagi pesawat terbang, yaitu:
Tabel 1 Klasifikasi intensitas turbulensi di penerbangan
Intensitas
Lemah
Keterangan
Tubrukan ringan, lebih kecil daripada gangguan akibat
kesalahan saat mengendalikan pesawat.
Sedang
Frekuensi tubrukan pesawat mendadak namun kecil atau tidak
terjadi perbedaan ketinggian atau letak pesawat.
Kuat
Perubahan besar mendadak pada ketinggian, kecepatan, dan
posisi pesawat. Ada kalanya menyebabkan kehilangan kendali
sementara. Turbulensi kuat dapat juga terjadi di dekat badai
guntur dan pada gesekan kuat dari angin horizontal-vertikal.
Ekstrim
Tubrukan hebat pada pesawat, ada kalanya menghasilkan
kerusakan struktural dan hilang kendali. Kejadian yang jarang
terjadi, dan biasanya berhubungan dengan badai guntur besar.
(COMET 2013)
METODE
Waktu dan Tempat Penelitian
Penelitian dilaksanakan dari bulan Februari - Juni 2014 di Laboratorium
Meteorologi dan Pencemaran Atmosfer, Departemen Geofisika dan Meteorologi,
Institut Pertanian Bogor (IPB).
Bahan
Bahan yang digunakan pada penelitian berupa data yang mencakup:
5
1. Data koordinat lintang dan bujur setiap lokasi pengamatan yang diperoleh dari
http://www.maps.google.com/.
2. Data radiosonde mencakup parameter tekanan, ketinggian, suhu, suhu titik
embun, arah angin, kecepatan angin, dan kelembaban relatif pada bulan Juni dan
Desember 2012 di 15 lokasi pada tiap 3 jam pengamatan (00, 03, 06, 09, 12, 15,
18, 21 UTC). (sumber: http://ready.arl.noaa.gov/READYamet.php)
Gambar 2 Peta sebaran lima belas lokasi pengamatan kajian turbulensi
Alat
Alat yang digunakan dalam penelitian ini berupa seperangkat komputer
yang dilengkapi software RAOB 5.7 (The RAwinsonde Observation Program)
untuk memperoleh ketinggian convective condensation level (CCL) dan nilai
suhu, software Surfer 9, serta software Microsoft Office 2007 (Word dan Excel).
Prosedur Penelitian
Lapisan yang diteliti mulai dari permukaan bumi sampai ketinggian 20 km
dari permukaan. Setiap lokasi memiliki ketinggian awal (permukaan) yang
berbeda. Diukur selama 1 minggu setiap harinya, yang terdiri dari 8 kali
pengamatan dalam satu hari.
1.
Ketinggian turbulensi dengan metode termodinamik
Metode termodinamik merupakan metode untuk menentukan pertumbuhan
lapisan pencampuran berdasarkan profil suhu potensial dengan besarnya panas
kumulatif sebagai area di bawah kurva (Stull 2000). Beberapa tahapan yang
dilakukan dalam metode ini adalah:
Menentukan solar declination angle
solar declination angle didefinisikan sebagai sudut antara orbit dengan
ekuator bumi (Stull 2000).
(5)
Keterangan:
δs : solar declination angle
Φr : kemiringan sumbu bumi relatif (23.450)
C : 2π radians = 3600
d : julian date
dr : summer solstice
dy : total hari dalam setahun
6
Menghitung Sudut elevasi (Ψ)
Sudut elevasi merupakan sudut matahari ketika berada di atas permukaan
bumi (Stull 2000).
(6)
Keterangan:
Ψ
: sudut elevasi (0)
: latitude
λe
: longitude
C
: 2 π radians = 3600
tUTC : coordinated universal time (jam)
td
: panjang hari (jam)
Heat flux (ƷH)
Heat flux yaitu jumlah perpindahan kuantitas panas per unit area per unit
waktu (Stull 2000)
(7)
Keterangan:
ƷH
: heat flux (W/m2)
E
: solar constant (1368 W/m2)
Ψ
: sudut elevasi (0)
Menghitung heat flux kinematic (FH)
Heat flux kinematic merupakan nilai fluks panas dibagi dengan massa jenis
udara dan panas spesifik yang menghasilkan nilai persamaan untuk satuan
suhu dan kecepatan angin (Stull 2000).
(8)
Keterangan:
FH
: heat flux kinematic (K m s-1)
ρair : massa jenis udara (kg/ m3)
Cp
: spesific heat for air (J K-1 kg-1)
ρair.Cp : 1231 W m-2/ K m s-1
Menentukan cumulative daytime heating (QAK)
Cumulative daytime heating (QAK) menggambarkan akumulasi panas
harian per unit area dalam bentuk kinematik (Stull 2000).
(9)
Keterangan:
QAK : cumulative daytime heating (K. km)
FHmax : heat flux kinematic maximum (K m s-1)
D
: total durasi heat flux positif (s)
T
: waktu pengamatan (s), pada siang hari t=D; malam hari t=24-D
Π
: 3.14
7
Menentukan suhu potensial terhadap ketinggian
Suhu potensial adalah suhu parsel udara kering yang dibawa secara
adiabatik dari posisi awal menuju tekanan standar 1000 mb (Oke 2002).
Persamaannya sebagai berikut:
θ = T. (P0/P)Rd/Cp
(10)
Keterangan:
θ
: suhu potensial (K)
T
: suhu udara (K)
P0
: tekanan referensi (1000 mb)
P
: tekanan pada ketinggian tertentu (mb)
Rd/Cp : 0.286
Menentukan ketinggian lapisan pencampur, zi
Lapisan pencampur adalah bagian dari atmospheric boundary layer yang
merupakan lapisan terjadinya pergerakan konvektif akibat pemanasan dari
permukaan dan juga turbulensi yang melakukan pencampuran secara
efektif (Savli 2012). Persamaannya sebagai berikut:
(11)
Keterangan:
zi
: ketinggian lapisan pencampur (km)
QAK : cumulative daytime heating (K. km)
Δθ/Δz : perubahan suhu potensial terhadap ketinggian (K/km)
(Stull 2000).
2. Kriteria kekuatan turbulensi dengan bilangan Richardson
Bilangan Richardson (Ri) merupakan pengukuran intensitas pencampuran
(turbulensi) dan menyediakan kriteria yang menunjukkan ada atau tidaknya
turbulensi pada tingkat stabilitas lingkungan (Arya 2001).
(12)
Keterangan:
T
: suhu udara (K)
g
: kecepatan gravitasi, 9.8 m/s2
γd
: dry adiabatic lapse rate, 9.8°C/km
z
: ketingggian lapisan
u
:kecepatan angin (m/s) (Panofsky, Dutton 1983).
8
Tabel 2 Kriteria turbulensi dan kestabilan atmosfer berdasar nilai Ri
Nilai Ri
Turbulensi
Ri < 0
Ada, konvektif kuat
0.0 < Ri < 0.25
Ada, konvektif lemah
Ri > 0.25
Tidak ada
(Stull 2000), (McCann 2001).
Stabil/ tidak stabil
Tidak stabil termal
3. Energi kinetik turbulensi (TKE)
Energi kinetik turbulensi secara langsung menggambarkan kekuatan
turbulensi di dalam aliran (Han J et al. 2000), dan memiliki persamaan secara
statitistik sebagai berikut:
(13)
Keterangan:
TKE
: Turbulence Kinetic Energy (m2s-2)
δu; δv; δw
: standar deviasi kecepatan angin (m/s) (Stull 2000)
Persamaan untuk menentukan standar deviasi kecepatan angin berbeda
pada kondisi tidak stabil, stabil, dan netral.
Standar deviasi pada kondisi tidak stabil (Stull 2000)
(14)
Keterangan:
wB
: Bouyancy velocity (m/s)
z
: ketinggian (m)
zi
: ketinggian lapisan pencampur (m)
Bouyancy velocity menyatakan keefektifan panas yang dihasilkan oleh
perpindahan panas vertikal, dapat dihitung melalui persamaan:
(15)
Keterangan:
g
: 9.8 m/s2
Tv
: suhu virtual (K)
zi
: ketinggian mixed layer (km)
ML : mixed layer
sfc
: surface (Stull 2000).
Standar deviasi pada kondisi stabil (Stull 2000)
9
(16)
Standar deviasi pada kondisi netral (Stull 2000)
(17)
Keterangan:
h
: ketinggian lapisan pencampur (m)
z
: ketinggian (m)
u* : friction velocity (m/s)
Nilai friction velocity yaitu tegangan kinematik yang berlawanan dengan
permukaan bumi (Stull 2000) dapat dihitung melalui pendekatan (Arya 2001):
U(z) = (U*/k) ln {(z)/z0}
(18)
Keterangan:
U : kecepatan angin (m.s)
U* : friction velocity (m/s)
k : konstanta Von Karman = 0.4
z0 : panjang kekasapan (m)
z : ketinggian (m)
Gambar 3 Tabel klasifikasi panjang kekasapan (z0) dengan pendekatan
koefisien gesekan Cd (Modifikasi dari Stull 2000)
4. Intensitas Turbulensi
Intensitas turbulensi merupakan rasio standar deviasi dari fluktuasi
kecepatan angin. Secara matematis, nilai intensitas dapat dihitung dengan
menggunakan persamaan sebagai berikut:
(19)
Keterangan:
iu; iv; iw
δu; δv; δw
|v|
: intensitas turbulensi longitudinal; lateral; vertikal dengan
x sebagai sumbu orientasi.
: standar deviasi kecepatan angin (m/s)
: kecepatan angin rata – rata (m/s) (Arya 2001).
10
5. Klasifikasi turbulensi konvektif dengan metode Tephigram
Metode tephigram merupakan metode yang digunakan ahli meteorologi di
Amerika untuk memprediksi turbulensi bagi penerbangan. Asumsi pada metode
ini yaitu tanpa melihat pengaruh dinamik sehingga hanya turbulensi pada awan
konvektif yang akan diamati (COMET 2013). Prosedurnya adalah sebagai berikut:
Data Sounding
Suhu di 400hpa (T400)
Ketinggian CCL
Suhu di 400hpa dari titik
CCL mengikuti garis
adiabatik jenuh (T’)
ΔT = T’ – T400
Analisis intensitas
turbulensi berdasarkan ΔT
Gambar 4 Diagram tahapan metode tephigram
Tabel 3 Klasifikasi intensitas turbulensi berdasarkan nilai ΔT dengan metode
tephigram
ΔT (oC)
0-3
4-6
7-9
>9
Intensitas turbulensi
Lemah
Sedang
Kuat
Ekstrim
HASIL DAN PEMBAHASAN
Deskripsi Wilayah Kajian
Turbulensi merupakan fenomena cuaca yang besar pengaruhnya oleh faktor
lokal sehingga kejadiannya akan berbeda antar lokasi dan antar waktu
pengamatan. Kajian turbulensi dilakukan pada lima belas lokasi yakni Medan
(3.580 LU, 98.660 BT), Palembang (2.980 LS, 104.730 BT), Jakarta (6.210 LS,
106.850 BT), Surabaya (7.260 LS, 112.730 BT), Pontianak (0.020 LS, 109.330 BT),
Bali (8.270 LS, 115.140 BT), Samarinda (0.490 LS, 117.150 BT), Manado (1.490
LU, 124.840 BT), Makassar (5.130 LS, 119.420 BT), Kupang (10.180 LS, 123.580
BT), Ambon (3.610 LS, 128.100 BT), Sofifi (0.730 LU, 127.560 BT), Jayapura
11
(2.520 LS, 140.720 BT), Manokwari (0.850 LS, 134.060 BT), dan Seram (2.860 LS,
129.470 BT).
Karakteristik rata-rata permukaan pada kelima belas titik adalah lokasi
perumahan atau perkotaan yang terdiri atas bangunan dan wilayah padat
penduduk, serta pada beberapa lokasi seperti Makassar, Manado, Ambon dan
Jayapura merupakan titik lokasi perkotaan yang berdekatan jaraknya dengan laut.
Laporan analisis musim kemarau dan musim hujan tahun 2012 oleh BMKG
(2012) menyatakan bahwa sebagian besar wilayah Jakarta, Bali, Sumatra,
Kalimantan, Jawa, Maluku dan Papua mengalami awal musim hujan pada kisaran
bulan Oktober - Desember 2012, dan untuk Jawa Timur dan Nusa Tenggara
berkisar bulan November 2012. Sedangkan rata-rata awal musim kemarau
dilaporkan terjadi pada kisaran bulan April – Mei 2012 untuk wilayah Jakarta,
Jawa, Bali dan Sumatra dan untuk wilayah Kalimantan diawali pada bulan MeiJuli 2012. Berdasarkan laporan awal musim kemarau dan hujan di Indonesia pada
tahun 2012 tersebut maka untuk melihat distribusi turbulensi berdasarkan pola
musimnya digunakanlah data bulan Juni dan Desember untuk mewakili kondisi
pada musim kemarau dan hujan.
Analisis Ketinggian Lapisan Pencampur
Stull (2010) menyatakan bahwa ketinggian turbulensi dapat diukur melalui
ketinggian lapisan pencampur karena sifat turbulensi yang menyebabkan
pencampuran di atmosfer. Berikut adalah grafik yang menunjukkan ketinggian
lapisan pencampur pada pagi dan siang hari di semua lokasi pengamatan dilihat
pula pada kondisi musim yang berbeda yaitu musim kemarau (Juni) dan musim
hujan (Desember).
Gambar 5 Ketinggian lapisan pencampur (km) di lima belas lokasi pengamatan
pada pagi hari (00 UTC) di musim kemarau (bulan Juni)
12
Gambar 6 Ketinggian lapisan pencampur (km) di lima belas lokasi pengamatan
pada siang hari (06 UTC) di musim kemarau (bulan Juni)
Gambar 7 Ketinggian lapisan pencampur (km) di lima belas lokasi pengamatan
pada pagi hari (00 UTC) di musim hujan (bulan Desember)
13
Gambar 8 Ketinggian lapisan pencampur (km) di lima belas lokasi pengamatan
pada siang hari (06 UTC) di musim hujan (bulan Desember)
Rata-rata antar lokasi menunjukkan ketinggian lapisan pencampur lebih
rendah pada pagi hari dibandingkan pada siang hari, yaitu berkisar antara 2.4 km
hingga 3.2 km untuk siang hari di bulan Juni dan Desember, dan pada pagi hari
pada kedua bulan yang sama berkisar antara 2.1 km hingga 3.1 km. Oke (2012)
menyatakan bahwa ketika siang hari, permukaan bumi akan lebih panas daripada
lapisan di atasnya sehingga terjadi kenaikan panas dari permukaan ke lapisan atas
yang menimbulkan pencampuran kuat dan memungkinkan ketinggian lapisan
pencampur bertambah. Pagi hari, permukaan bumi pada kondisi lebih dingin
dibanding lapisan di atasnya karena masih mendapatkan pengaruh dari kondisi
malam yaitu suhu permukaan lebih rendah dan juga pada pagi hari sumber panas
dari matahari belum mencapai maksimum untuk bisa menimbulkan pencampuran
besar.
Ketinggian lapisan pencampur yang ditentukan menggunakan metode
termodinamik dipengaruhi tingginya oleh perbandingan pemanasan kumulatif
pada siang hari dan gradien suhu potensial (Stull 2000). Sehingga, pada lokasi
Palembang yaitu lokasi dengan ketinggian lapisan pencampur siang hari paling
tinggi di bulan Juni dan Desember bisa dikatakan memiliki rasio panas kumulatif
dengan gradien suhu potensial yang paling besar dibandingkan lokasi lainnya.
Berdasarkan hasil yang diperoleh pada Gambar 5 sampai Gambar 8 yaitu
ketinggian lapisan pencampur berdasarkan nilai lintang setiap lokasi maka ditemui
bahwa sebagian besar lokasi seperti Palembang, Jakarta, Surabaya, Bali,
Makassar, Kupang, Ambon, Jayapura, dan Seram memiliki nilai ketinggian
lapisan pencampur yang lebih besar pada bulan Desember dibandingkan pada
bulan Juni. Hal ini berarti bahwa rasio antara besarnya panas kumulatif dan
gradien suhu potensial pada bulan Desember lebih besar daripada bulan Juni di
setiap lokasi tersebut. Nilai lintang setiap lokasi ini mempengaruhi besarnya panas
kumulatif yang diterima oleh permukaan (Stull 2000).
14
Identifikasi Keberadaan Turbulensi Berdasarkan Bilangan
Richardson
Ada atau tidaknya turbulensi di atmosfer dapat disimpulkan melalui
perhitungan bilangan Richardson. Menurut Mccann (2001) pengamatan
lingkungan dan keluaran model prediksi numerik cukup untuk mengkuantifikasi
geser angin dan bilangan Richardson, yang merupakan pemicu terjadinya
gelombang graviti. Gelombang graviti adalah salah satu penyebab terjadinya
turbulensi.
Bilangan Richardson diperoleh melalui rasio antara bouyancy dengan geser
angin vertikal. Karena nilai penyebut selalu positif maka hubungan antara
bilangan Richardson dengan turbulensi yakni Jika Ri < 0.0 menandakan terjadinya
turbulensi konvektif, ketika 0.0< Ri < 0.25 maka kemungkinan turbulensi masih
dapat terjadi namun dengan konvektif lemah dan ketika Ri > 0.25 menandakan
tidak cukup kuat untuk membentuk terjadinya turbulensi (Panofsky 1983).
Dibawah ini adalah persentase nilai bilangan Richardson pada lima belas lokasi
pengamatan.
Tabel 4 Persentase bilangan Richardson berdasarkan jumlah data pada satu hari
di lima belas lokasi untuk bulan Juni dan Desember
Lat, lon
Lokasi
Ri
MENGGUNAKAN DATA DI 15 LOKASI
DI INDONESIA
JEANNETTE VICTORIA TONGGAL
DEPARTEMEN GEOFISIKA DAN METEOROLOGI
FAKULTAS MATEMATIKA DAN ILMU PENGETAHUAN ALAM
INSTITUT PERTANIAN BOGOR
BOGOR
2014
PERNYATAAN MENGENAI SKRIPSI DAN
SUMBER INFORMASI SERTA PELIMPAHAN HAK CIPTA*
Dengan ini saya menyatakan bahwa skripsi berjudul Kajian Distribusi
Spasial dan Temporal Turbulen Menggunakan Data di 15 Lokasi di Indonesia
adalah benar karya saya dengan arahan dari komisi pembimbing dan belum
diajukan dalam bentuk apa pun kepada perguruan tinggi mana pun. Sumber
informasi yang berasal atau dikutip dari karya yang diterbitkan maupun tidak
diterbitkan dari penulis lain telah disebutkan dalam teks dan dicantumkan dalam
Daftar Pustaka di bagian akhir skripsi ini.
Dengan ini saya melimpahkan hak cipta dari karya tulis saya kepada Institut
Pertanian Bogor.
Bogor, Juni 2014
Jeannette Victoria Tonggal
NIM G2410005
ABSTRAK
JEANNETTE VICTORIA TONGGAL. Kajian Distribusi Spasial dan Temporal
Turbulen Menggunakan Data di 15 Lokasi di Indonesia. Dibimbing oleh AHMAD
BEY.
Turbulensi adalah aliran fluida yang berbentuk acak, tidak beraturan dan
menjadi salah satu fenomena cuaca penting antara lain untuk penerbangan dan
polusi udara. Pola distribusi turbulensi dapat dilihat berdasarkan pola harian dan
musiman serta dapat dibuat klasifikasi untuk memahami seberapa kuat kejadian
turbulensi. Parameter turbulensi yang dikaji yakni ketinggian lapisan pencampur,
bilangan Richardson yang menunjukkan kriteria ada atau tidaknya turbulen, besar
energi kinetik dan intensitas turbulensi. Kajian turbulensi menunjukkan bahwa
perbedaan nilai beberapa parameter lebih terlihat pada pola harian (pagi dan
siang) dibandingkan pola musiman. Berdasarkan hasil penelitian dapat
disimpulkan bahwa turbulensi di lima belas lokasi kajian dominan pada kategori
turbulensi lemah ditinjau dari intensitas turbulensi konvektif, dan berdasarkan
kekuatan energi kinetik setiap lokasi tergolong kategori turbulensi lemah hingga
kuat.
Kata kunci: lapisan pencampur, Richardson, energi kinetik, intensitas, kategori
turbulensi
ABSTRACT
JEANNETTE VICTORIA TONGGAL. Study of Spatial and Temporal Turbulent
Distribution Using Data on 15 Location in Indonesia. Supervised by AHMAD
BEY.
Turbulence is a type of chaotic and irregular fluid flow which is one of
significant weather phenomenon for aviation and air pollution. The distribution
pattern of turbulence can be observed by the daily and seasonal patterns and can
be classified to understand how strong turbulence events. Turbulence parameters
studied were mixed layer height, Richardson number indicating the presence or
absence of turbulent, kinetic energy, and turbulence intensity. The study showed
that the daily pattern has more significant differences of turbulence parameters
than seasonal pattern. Based on the result, turbulence in the fifteen locations are
classified as weak turbulence based on convective turbulence intensity and weak
to strong turbulence category by the kinetic energy approache.
Key words: mixed layer, Richardson, kinetic energy, intensity, turbulence
category
KAJIAN DISTRIBUSI SPASIAL DAN TEMPORAL TURBULEN
MENGGUNAKAN DATA DI 15 LOKASI
DI INDONESIA
JEANNETTE VICTORIA TONGGAL
Skripsi
sebagai salah satu syarat untuk memperoleh gelar
Sarjana Sains
pada
Departemen Geofisika dan Meteorologi
DEPARTEMEN GEOFISIKA DAN METEOROLOGI
FAKULTAS MATEMATIKA DAN ILMU PENGETAHUAN
INSTITUT PERTANIAN BOGOR
BOGOR
2014
Judul Skripsi : Kajian Distribusi Spasial dan Temporal Turbulen Menggunakan
Data di 15 Lokasi di Indonesia
Nama
: Jeannette Victoria Tonggal
NIM
: G24100057
Disetujui oleh
Prof Dr Ahmad Bey
Pembimbing
Diketahui oleh
Dr Ir Tania June, MSc
Ketua Departemen
Tanggal Lulus:
PRAKATA
Puji dan syukur penulis panjatkan kepada Tuhan Yang Maha Esa atas segala
karunia-Nya sehingga karya ilmiah ini berhasil diselesaikan. Tema yang dipilih
dalam penelitian yang dilaksanakan sejak bulan Februari 2014 sampai Juni 2014
ini ialah turbulensi, dengan judul Kajian Distribusi Spasial dan Temporal
Turbulen Menggunakan Data di 15 Lokasi di Indonesia.
Terima kasih penulis ucapkan kepada Bapak Prof Dr Ahmad Bey selaku
pembimbing tugas akhir yang telah banyak memberikan ide, kritik, saran dan
bimbingannya sehingga karya tulis ini dapat diselesaikan. Terimakasih pula
penulis ucapkan kepada Ketua Departemen Geofisika dan Meteorologi Ibu Dr Ir
Tania June, MSc yang telah memberi saran dan masukan bagi kelancaran
penulisan tugas akhir ini.
Ungkapan terima kasih juga disampaikan bagi segenap staf pengajar dan
pegawai Departemen GFM, Pak Azis, Pak Nandang, Pak Pono yang telah banyak
membantu selama penulis menjalani perkuliahan di IPB. Terima kasih pula tak
lupa diucapkan kepada Zevy Augrind Limin yang dengan setia memberi semangat
dan dukungan bagi penulis, Em, Himma, Enggar, Uni, Givo, Alan, Mani, Aret,
Thaisir, Ernat, Arisal dan seluruh teman-teman GFM 47, 48, dan 49 atas semangat
serta doanya selama ini.
Terima kasih penulis ucapkan kepada ayah, ibu, serta seluruh keluarga, atas
segala doa, motivasi, dan kasih sayangnya.
Semoga karya ilmiah ini bermanfaat.
Bogor, Juni 2014
Jeannette Victoria Tonggal
DAFTAR ISI
DAFTAR TABEL
vii
DAFTAR GAMBAR
vii
DAFTAR LAMPIRAN
viii
PENDAHULUAN
1
Latar Belakang
1
Tujuan Penelitian
1
TINJAUAN PUSTAKA
2
Turbulensi
2
Pendekatan Statistik untuk Perhitungan Turbulensi
3
Peran Kajian Turbulen di Berbagai Aspek
4
METODE
4
Waktu dan Tempat Penelitian
4
Bahan
4
Alat
5
Prosedur Penelitian
5
HASIL DAN PEMBAHASAN
10
Deskripsi Wilayah Kajian
10
Analisis Ketinggian Lapisan Pencampur
11
Identifikasi Keberadaan Turbulensi Berdasarkan Bilangan Richardson
14
Analisis Kekuatan Turbulensi Berdasarkan Besar Energi Kinetik Turbulensi
16
Intensitas Turbulensi dan Klasifikasi bagi Turbulensi Konvektif
19
SIMPULAN DAN SARAN
21
Simpulan
21
Saran
22
DAFTAR PUSTAKA
22
LAMPIRAN
23
DAFTAR TABEL
1
2
3
4
5
6
Klasifikasi intensitas turbulensi di penerbangan
Kriteria turbulensi dan kestabilan atmosfer berdasar nilai Ri
Klasifikasi intensitas turbulensi berdasarkan nilai ΔT dengan
metode tephigram
Persentase bilangan Richardson berdasarkan jumlah data pada
satu hari di lima belas lokasi untuk bulan Juni dan Desember
Nilai kuartil turbulensi berdasarkan distribusi data energi
kinetik di lima belas lokasi pengamatan
Kaitan antara besarnya intensitas turbulensi dengan
klasifikasinya pada daerah kajian Manado dan Kupang
4
8
10
14
17
20
DAFTAR GAMBAR
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
Profil vertikal suhu potensial dengan panas kumulatif sebagai
area di bawah kurva (modifikasi dari Stull 2000).
Peta sebaran lima belas lokasi pengamatan kajian turbulensi
Tabel klasifikasi panjang kekasapan (z0) dengan pendekatan
koefisien gesekan Cd (Modifikasi dari Stull 2000)
Diagram tahapan metode tephigram
Ketinggian lapisan pencampur (km) di lima belas lokasi
pengamatan pada pagi hari (00 UTC) di musim kemarau
(bulan Juni)
Ketinggian lapisan pencampur (km) di lima belas lokasi
pengamatan pada siang hari (06 UTC) di musim kemarau
(bulan Juni)
Ketinggian lapisan pencampur (km) di lima belas lokasi
pengamatan pada pagi hari (00 UTC) di musim hujan (bulan
Desember)
Ketinggian lapisan pencampur (km) di lima belas lokasi
pengamatan pada siang hari (06 UTC) di musim hujan (bulan
Desember)
Profil vertikal bilangan Richardson antara ketinggian
permukaan dan 20 Km pada jam pengamatan siang (13.00
WIB atau 14.00 WITA) dan malam (22.00 WIB atau 23.00
WITA) di lokasi Medan (a) (b) dan Bali (c) (d)
Simulasi energi kinetik turbulensi (m2/s2) selama dua hari di
Medan pada bulan Juni (a), dan bulan Desember (b)
Sebaran pengelompokkan turbulensi berdasarkan nilai energi
kinetik pada (a) Juni, (b) Desember
3
5
9
10
11
12
12
13
15
16
19
12
13
Profil udara atas lokasi Manado pada tanggal 1 Juni 2012
pukul 13.00 WIB, cara pengeplotan suhu untuk metode
Tephigram
Jumlah kejadian intensitas turbulensi selama pengamatan di
lima belas lokasi pada bulan Juni (a) dan Desember (b)
19
20
DAFTAR LAMPIRAN
1
2
3
4
5
6
7
8
Ketingian lapisan pencampur pada pagi dan siang hari serta
dibedakan pada pola musim di 15 lokasi pengamatan
Nilai Richardson terhadap ketinggian pada siang dan malam
hari di lokasi Medan dan Bali
Nilai energi kinetik turbulensi (m2/s2) di lokasi Medan pada
satu hari di bulan Juni dan satu hari di bulan Desember
Jumlah kejadian turbulensi berdasarkan kategori energi kinetik
turbulen
Nilai selisih suhu pada metode Termodinamik untuk lokasi
Manado pada bulan Juni 2012
Nilai selisih suhu pada metode Termodinamik untuk lokasi
Manado pada bulan Desember 2012
Nilai selisih suhu pada metode Termodinamik untuk lokasi
Kupang pada bulan Juni 2012
Nilai selisih suhu pada metode Termodinamik untuk lokasi
Kupang pada bulan Desember 2012
23
23
24
25
26
26
26
27
1
PENDAHULUAN
Latar Belakang
Berbagai aktivitas yang dilakukan di luar ruangan sering kali harus
memperhatikan faktor cuaca demi kelancaran aktivitas tersebut. Salah satu
fenomena cuaca tersebut yaitu turbulensi. Turbulensi di atmosfer memberikan
pengaruh bagi penyebaran polutan serta pencampuran panas, uap air dan
momentum secara efektif di udara. Turbulensi menjadi penting bagi penerbangan
terkait dengan potensinya dalam menimbulkan gangguan kenyamanan dan
keselamatan pesawat (Sasmito 2011).
Turbulensi merupakan pergerakan udara yang acak, kacau dan dihasilkan
oleh beberapa faktor penyebab seperti perpindahan panas dari permukaan dan
gesekan angin vertikal. Terdapat beberapa jenis turbulensi yang dikelompokkan
berdasarkan faktor penyebabnya (Golding 2000). CAT merupakan salah satu jenis
turbulensi yang terjadi pada kondisi langit cerah tanpa awan yang terjadi pada
ketinggian antara 6 km sampai 15 km, sehingga sangat berpengaruh pada
penerbangan baik komersil maupun militer (Widseth 1999).
Pendekatan yang banyak dilakukan untuk menghitung turbulensi adalah
dengan menduga besar energi kinetiknya (McCann 1999, Savli 2012). Persamaan
energi kinetik turbulensi atau Turbulence Kinetic Energy (TKE) didasari pada
hubungan antara pola pengamatan atmosfer yaitu geser angin dan bouyancy
dengan kejadian turbulensi (McCann 1999). Hasil penelitian Mccan (1999)
menunjukkan adanya hubungan antara intensitas turbulensi dengan besar energi
kinetik, lebih lanjut Savli (2012) menyimpulkan bahwa energi kinetik turbulensi
sangat berguna bagi ahli meteorologi untuk mengetahui kekuatan turbulensi.
Ada pula perhitungan turbulensi dengan menggunakan bilangan Richardson
sebagai kriteria ada atau tidaknya turbulensi (Widseth 1999). (McCann 2001).
Selain itu, ketinggian lapisan pencampur juga penting dipahami untuk mengetahui
ketinggian terjadinya pencampuran massa udara akibat turbulensi (Stull 2000).
Klasifikasi turbulensi pada bidang penerbangan dibagi berdasarkan
intensitas turbulensi yaitu: ekstrim, kuat, sedang, dan lemah. Namun hingga saat
ini laporan turbulensi dalam penerbangan masih dilakukan secara subjektif
(Overeem 2002).
Distribusi turbulensi di Indonesia akan dikaji melalui perhitungan berbagai
karakteristik yaitu ada atau tidaknya terjadi turbulensi, besar energi kinetiknya,
ketinggian potensial turbulensi, serta intensitas turbulensi untuk dapat
diklasifikasikan menurut klasifikasi turbulensi pada beberapa titik sebaran di
Indonesia.
Tujuan Penelitian
Penelitian ini bertujuan untuk menentukan distribusi turbulensi yang
diwakili oleh beberapa titik sebaran di Indonesia berdasarkan pola harian dan
musiman.
2
TINJAUAN PUSTAKA
Turbulensi
Turbulensi adalah jenis aliran fluida yang memiliki perputaran kuat dan
menampakkan suatu kekacauan secara jelas (Overeem 2002). Umumnya, fluida
ini memiliki kecepatan yang tidak beraturan dan bentuknya berfluktuatif secara
acak (Panofsky, Dutton 1983). Di atmosfer, turbulensi tampak sebagai putaran
angin tak beraturan (swirl) yang disebut eddies (Savli 2012).
Angin merupakan udara yang bergerak dan dapat sangat bervariasi.
Besarnya angin sesaat dapat dinyatakan sebagai jumlah dari nilai rata-rata
kecepatan angin dengan parameter turbulensinya (Stull 2000).
(1)
dengan U(t) merupakan komponen angin zonal pada waktu (t), Ū adalah rata-rata
pengukuran angin sesaat pada periode waktu tertentu dan u’(t) yaitu simpangan
dari nilai rata-rata pada waktu (t) atau disebut sebagai turbulen.
Rata-rata dari persamaan (1) dihitung pada waktu dan jarak tertentu, yang
dituliskan sebagai:
(2)
dengan k adalah indeks data dan N adalah jumlah data.
Sedangkan nilai simpangan atau standar deviasi, u’(t) dari persamaan (1)
didefinisikan sebagai akar dari keragaman dan diinterpretasikan juga sebagai
turbulensi. Secara statistik, untuk menentukan keragaman dapat dituliskan sebagai
berikut:
(3)
dan standar deviasi yaitu,
(4)
Berdasarkan penyebab terbentuknya, turbulensi dibagi menjadi beberapa
jenis (Golding 2000), yaitu:
Turbulensi konvektif
Turbulensi ini disebabkan adanya kenaikan udara hangat dari permukaan
serta turunnya udara yang lebih dingin dari atmosfer (Stull 2000).
Turbulensi mekanik
Turbulensi mekanik terjadi karena adanya geser angin (wind shear) yaitu
perubahan kecepatan dan arah angin terhadap ketinggian (Golding 2000).
Mountain – wave
Overeem (2002) menyatakan bahwa turbulensi ini disebabkan oleh
perubahan aliran udara karena adanya gerakan pengangkatan udara
menjadi gerakan udara menurun pada sisi kaki di balik gunung.
Wake turbulence
3
Wake turbulence terjadi pada penerbangan pesawat udara yaitu ketika
pesawat mengalami pengangkatan yang memicu terbentuknya sepasang
rotasi silinder massa udara (Golding 2000).
Clear- air turbulence (CAT)
CAT adalah turbulensi non konvektif dan berada di luar planetary
boundary layer (PBL) yaitu pada atmosfer bebas. CAT terjadi tiba-tiba
tanpa terjadinya pembentukan awan. Beberapa kondisi yang memicu
terbentuknya CAT antara lain adalah KHI (Kelvin-Helmholtz instability),
salah satu gelombang gravity yang terbentuk karena geser angin (McCann
2001). Area terjadi CAT berkisar antara ketinggian 6-15 km (Savli 2012).
Pendekatan Statistik untuk Perhitungan Turbulensi
Beberapa ahli meteorologi umumnya menggunakan pendekatan statistik
untuk mengukur turbulensi seperti mengidentifikasi keberadaan turbulen dengan
bilangan Richardson, menghitung intensitas turbulensi, mengukur besar energi
kinetik serta ketinggian terjadinya turbulensi.
Richardson number (Ri) merupakan kriteria yang dapat menunjukkan ada
atau tidaknya turbulensi pada tingkat stabilitas lingkungan (Arya 2001).
Hubungan antara turbulensi dan Ri yaitu, jika Ri < 0.0 maka terjadi turbulensi
konvektif kuat, ketika 0.0< Ri < 0.25 maka yang terbentuk adalah turbulensi
dengan konvektif lemah, dan ketika Ri > 0.25 menandakan tidak ada turbulensi
yang terjadi (McCann 2001).
Intensitas turbulensi diartikan sebagai rasio standar deviasi dengan nilai
kecepatan angin rata-rata (Arya 1999). Lebih lanjut, Arya (2001) menyatakan
teori bahwa intensitas turbulensi umumnya lebih besar di dekat permukaan.
Stull (2000) dan Han et al. (2000) mendefinisikan energi kinetik turbulensi
sebagai gambaran besarnya kekuatan turbulensi yang biasanya dihasilkan pada
skala ketinggian lapisan perbatas (ABL), energi ini dihasilkan secara mekanik
oleh geser angin (wind shear) dan gaya apung (bouyancy) oleh pemanasan.
Ketinggian lapisan pencampur (mixed layer) berkaitan dengan ketinggian
terjadinya turbulensi karena sifat turbulensi yang mengakibatkan pencampuran
dan perubahan massa, momentum, serta panas secara efektif. Ketinggian lapisan
pencampur dapat diperoleh melalui pendekatan antara suhu potensial terhadap
ketinggian dengan besarnya panas kumulatif sebagai area di bawah kurva.
Gambar 1 Profil vertikal suhu potensial dengan panas kumulatif sebagai area di
bawah kurva (modifikasi dari Stull 2000).
4
Peran Kajian Turbulen di Berbagai Aspek
Angin dan turbulensi merupakan parameter cuaca yang vital dalam
penyebaran polutan di udara. Keduanya akan menyebabkan dispersi polutan yang
bercampur dengan udara sekitar sehingga berpengaruh pada besarnya konsentrasi
polutan setempat (Oke 2002).
Kajian turbulensi di atmosfer juga menjadi hal utama yang diwaspadai
dalam dunia penerbangan. Menurut Golding (2002), pemahaman turbulensi bagi
penumpang pesawat adalah salah satu kemungkinan terjadinya goncangan ketika
berada dalam penerbangan yang mengganggu kenyamanan. Turbulensi tidak
diharapkan bagi pilot karena menuntut pilot untuk mengendalikan pesawat dengan
ketelitian dan kewaspadaan lebih dibanding saat kondisi normal, lebih lagi
turbulensi menyebabkan peningkatan kerja mesin sehingga diperlukan bahan
bakar tambahan bagi pesawat (Overeem 2002).
Kelas turbulensi yang dikenal di dunia penerbangan digolongkan berdasar
intensitas dan pengaruhnya bagi pesawat terbang, yaitu:
Tabel 1 Klasifikasi intensitas turbulensi di penerbangan
Intensitas
Lemah
Keterangan
Tubrukan ringan, lebih kecil daripada gangguan akibat
kesalahan saat mengendalikan pesawat.
Sedang
Frekuensi tubrukan pesawat mendadak namun kecil atau tidak
terjadi perbedaan ketinggian atau letak pesawat.
Kuat
Perubahan besar mendadak pada ketinggian, kecepatan, dan
posisi pesawat. Ada kalanya menyebabkan kehilangan kendali
sementara. Turbulensi kuat dapat juga terjadi di dekat badai
guntur dan pada gesekan kuat dari angin horizontal-vertikal.
Ekstrim
Tubrukan hebat pada pesawat, ada kalanya menghasilkan
kerusakan struktural dan hilang kendali. Kejadian yang jarang
terjadi, dan biasanya berhubungan dengan badai guntur besar.
(COMET 2013)
METODE
Waktu dan Tempat Penelitian
Penelitian dilaksanakan dari bulan Februari - Juni 2014 di Laboratorium
Meteorologi dan Pencemaran Atmosfer, Departemen Geofisika dan Meteorologi,
Institut Pertanian Bogor (IPB).
Bahan
Bahan yang digunakan pada penelitian berupa data yang mencakup:
5
1. Data koordinat lintang dan bujur setiap lokasi pengamatan yang diperoleh dari
http://www.maps.google.com/.
2. Data radiosonde mencakup parameter tekanan, ketinggian, suhu, suhu titik
embun, arah angin, kecepatan angin, dan kelembaban relatif pada bulan Juni dan
Desember 2012 di 15 lokasi pada tiap 3 jam pengamatan (00, 03, 06, 09, 12, 15,
18, 21 UTC). (sumber: http://ready.arl.noaa.gov/READYamet.php)
Gambar 2 Peta sebaran lima belas lokasi pengamatan kajian turbulensi
Alat
Alat yang digunakan dalam penelitian ini berupa seperangkat komputer
yang dilengkapi software RAOB 5.7 (The RAwinsonde Observation Program)
untuk memperoleh ketinggian convective condensation level (CCL) dan nilai
suhu, software Surfer 9, serta software Microsoft Office 2007 (Word dan Excel).
Prosedur Penelitian
Lapisan yang diteliti mulai dari permukaan bumi sampai ketinggian 20 km
dari permukaan. Setiap lokasi memiliki ketinggian awal (permukaan) yang
berbeda. Diukur selama 1 minggu setiap harinya, yang terdiri dari 8 kali
pengamatan dalam satu hari.
1.
Ketinggian turbulensi dengan metode termodinamik
Metode termodinamik merupakan metode untuk menentukan pertumbuhan
lapisan pencampuran berdasarkan profil suhu potensial dengan besarnya panas
kumulatif sebagai area di bawah kurva (Stull 2000). Beberapa tahapan yang
dilakukan dalam metode ini adalah:
Menentukan solar declination angle
solar declination angle didefinisikan sebagai sudut antara orbit dengan
ekuator bumi (Stull 2000).
(5)
Keterangan:
δs : solar declination angle
Φr : kemiringan sumbu bumi relatif (23.450)
C : 2π radians = 3600
d : julian date
dr : summer solstice
dy : total hari dalam setahun
6
Menghitung Sudut elevasi (Ψ)
Sudut elevasi merupakan sudut matahari ketika berada di atas permukaan
bumi (Stull 2000).
(6)
Keterangan:
Ψ
: sudut elevasi (0)
: latitude
λe
: longitude
C
: 2 π radians = 3600
tUTC : coordinated universal time (jam)
td
: panjang hari (jam)
Heat flux (ƷH)
Heat flux yaitu jumlah perpindahan kuantitas panas per unit area per unit
waktu (Stull 2000)
(7)
Keterangan:
ƷH
: heat flux (W/m2)
E
: solar constant (1368 W/m2)
Ψ
: sudut elevasi (0)
Menghitung heat flux kinematic (FH)
Heat flux kinematic merupakan nilai fluks panas dibagi dengan massa jenis
udara dan panas spesifik yang menghasilkan nilai persamaan untuk satuan
suhu dan kecepatan angin (Stull 2000).
(8)
Keterangan:
FH
: heat flux kinematic (K m s-1)
ρair : massa jenis udara (kg/ m3)
Cp
: spesific heat for air (J K-1 kg-1)
ρair.Cp : 1231 W m-2/ K m s-1
Menentukan cumulative daytime heating (QAK)
Cumulative daytime heating (QAK) menggambarkan akumulasi panas
harian per unit area dalam bentuk kinematik (Stull 2000).
(9)
Keterangan:
QAK : cumulative daytime heating (K. km)
FHmax : heat flux kinematic maximum (K m s-1)
D
: total durasi heat flux positif (s)
T
: waktu pengamatan (s), pada siang hari t=D; malam hari t=24-D
Π
: 3.14
7
Menentukan suhu potensial terhadap ketinggian
Suhu potensial adalah suhu parsel udara kering yang dibawa secara
adiabatik dari posisi awal menuju tekanan standar 1000 mb (Oke 2002).
Persamaannya sebagai berikut:
θ = T. (P0/P)Rd/Cp
(10)
Keterangan:
θ
: suhu potensial (K)
T
: suhu udara (K)
P0
: tekanan referensi (1000 mb)
P
: tekanan pada ketinggian tertentu (mb)
Rd/Cp : 0.286
Menentukan ketinggian lapisan pencampur, zi
Lapisan pencampur adalah bagian dari atmospheric boundary layer yang
merupakan lapisan terjadinya pergerakan konvektif akibat pemanasan dari
permukaan dan juga turbulensi yang melakukan pencampuran secara
efektif (Savli 2012). Persamaannya sebagai berikut:
(11)
Keterangan:
zi
: ketinggian lapisan pencampur (km)
QAK : cumulative daytime heating (K. km)
Δθ/Δz : perubahan suhu potensial terhadap ketinggian (K/km)
(Stull 2000).
2. Kriteria kekuatan turbulensi dengan bilangan Richardson
Bilangan Richardson (Ri) merupakan pengukuran intensitas pencampuran
(turbulensi) dan menyediakan kriteria yang menunjukkan ada atau tidaknya
turbulensi pada tingkat stabilitas lingkungan (Arya 2001).
(12)
Keterangan:
T
: suhu udara (K)
g
: kecepatan gravitasi, 9.8 m/s2
γd
: dry adiabatic lapse rate, 9.8°C/km
z
: ketingggian lapisan
u
:kecepatan angin (m/s) (Panofsky, Dutton 1983).
8
Tabel 2 Kriteria turbulensi dan kestabilan atmosfer berdasar nilai Ri
Nilai Ri
Turbulensi
Ri < 0
Ada, konvektif kuat
0.0 < Ri < 0.25
Ada, konvektif lemah
Ri > 0.25
Tidak ada
(Stull 2000), (McCann 2001).
Stabil/ tidak stabil
Tidak stabil termal
3. Energi kinetik turbulensi (TKE)
Energi kinetik turbulensi secara langsung menggambarkan kekuatan
turbulensi di dalam aliran (Han J et al. 2000), dan memiliki persamaan secara
statitistik sebagai berikut:
(13)
Keterangan:
TKE
: Turbulence Kinetic Energy (m2s-2)
δu; δv; δw
: standar deviasi kecepatan angin (m/s) (Stull 2000)
Persamaan untuk menentukan standar deviasi kecepatan angin berbeda
pada kondisi tidak stabil, stabil, dan netral.
Standar deviasi pada kondisi tidak stabil (Stull 2000)
(14)
Keterangan:
wB
: Bouyancy velocity (m/s)
z
: ketinggian (m)
zi
: ketinggian lapisan pencampur (m)
Bouyancy velocity menyatakan keefektifan panas yang dihasilkan oleh
perpindahan panas vertikal, dapat dihitung melalui persamaan:
(15)
Keterangan:
g
: 9.8 m/s2
Tv
: suhu virtual (K)
zi
: ketinggian mixed layer (km)
ML : mixed layer
sfc
: surface (Stull 2000).
Standar deviasi pada kondisi stabil (Stull 2000)
9
(16)
Standar deviasi pada kondisi netral (Stull 2000)
(17)
Keterangan:
h
: ketinggian lapisan pencampur (m)
z
: ketinggian (m)
u* : friction velocity (m/s)
Nilai friction velocity yaitu tegangan kinematik yang berlawanan dengan
permukaan bumi (Stull 2000) dapat dihitung melalui pendekatan (Arya 2001):
U(z) = (U*/k) ln {(z)/z0}
(18)
Keterangan:
U : kecepatan angin (m.s)
U* : friction velocity (m/s)
k : konstanta Von Karman = 0.4
z0 : panjang kekasapan (m)
z : ketinggian (m)
Gambar 3 Tabel klasifikasi panjang kekasapan (z0) dengan pendekatan
koefisien gesekan Cd (Modifikasi dari Stull 2000)
4. Intensitas Turbulensi
Intensitas turbulensi merupakan rasio standar deviasi dari fluktuasi
kecepatan angin. Secara matematis, nilai intensitas dapat dihitung dengan
menggunakan persamaan sebagai berikut:
(19)
Keterangan:
iu; iv; iw
δu; δv; δw
|v|
: intensitas turbulensi longitudinal; lateral; vertikal dengan
x sebagai sumbu orientasi.
: standar deviasi kecepatan angin (m/s)
: kecepatan angin rata – rata (m/s) (Arya 2001).
10
5. Klasifikasi turbulensi konvektif dengan metode Tephigram
Metode tephigram merupakan metode yang digunakan ahli meteorologi di
Amerika untuk memprediksi turbulensi bagi penerbangan. Asumsi pada metode
ini yaitu tanpa melihat pengaruh dinamik sehingga hanya turbulensi pada awan
konvektif yang akan diamati (COMET 2013). Prosedurnya adalah sebagai berikut:
Data Sounding
Suhu di 400hpa (T400)
Ketinggian CCL
Suhu di 400hpa dari titik
CCL mengikuti garis
adiabatik jenuh (T’)
ΔT = T’ – T400
Analisis intensitas
turbulensi berdasarkan ΔT
Gambar 4 Diagram tahapan metode tephigram
Tabel 3 Klasifikasi intensitas turbulensi berdasarkan nilai ΔT dengan metode
tephigram
ΔT (oC)
0-3
4-6
7-9
>9
Intensitas turbulensi
Lemah
Sedang
Kuat
Ekstrim
HASIL DAN PEMBAHASAN
Deskripsi Wilayah Kajian
Turbulensi merupakan fenomena cuaca yang besar pengaruhnya oleh faktor
lokal sehingga kejadiannya akan berbeda antar lokasi dan antar waktu
pengamatan. Kajian turbulensi dilakukan pada lima belas lokasi yakni Medan
(3.580 LU, 98.660 BT), Palembang (2.980 LS, 104.730 BT), Jakarta (6.210 LS,
106.850 BT), Surabaya (7.260 LS, 112.730 BT), Pontianak (0.020 LS, 109.330 BT),
Bali (8.270 LS, 115.140 BT), Samarinda (0.490 LS, 117.150 BT), Manado (1.490
LU, 124.840 BT), Makassar (5.130 LS, 119.420 BT), Kupang (10.180 LS, 123.580
BT), Ambon (3.610 LS, 128.100 BT), Sofifi (0.730 LU, 127.560 BT), Jayapura
11
(2.520 LS, 140.720 BT), Manokwari (0.850 LS, 134.060 BT), dan Seram (2.860 LS,
129.470 BT).
Karakteristik rata-rata permukaan pada kelima belas titik adalah lokasi
perumahan atau perkotaan yang terdiri atas bangunan dan wilayah padat
penduduk, serta pada beberapa lokasi seperti Makassar, Manado, Ambon dan
Jayapura merupakan titik lokasi perkotaan yang berdekatan jaraknya dengan laut.
Laporan analisis musim kemarau dan musim hujan tahun 2012 oleh BMKG
(2012) menyatakan bahwa sebagian besar wilayah Jakarta, Bali, Sumatra,
Kalimantan, Jawa, Maluku dan Papua mengalami awal musim hujan pada kisaran
bulan Oktober - Desember 2012, dan untuk Jawa Timur dan Nusa Tenggara
berkisar bulan November 2012. Sedangkan rata-rata awal musim kemarau
dilaporkan terjadi pada kisaran bulan April – Mei 2012 untuk wilayah Jakarta,
Jawa, Bali dan Sumatra dan untuk wilayah Kalimantan diawali pada bulan MeiJuli 2012. Berdasarkan laporan awal musim kemarau dan hujan di Indonesia pada
tahun 2012 tersebut maka untuk melihat distribusi turbulensi berdasarkan pola
musimnya digunakanlah data bulan Juni dan Desember untuk mewakili kondisi
pada musim kemarau dan hujan.
Analisis Ketinggian Lapisan Pencampur
Stull (2010) menyatakan bahwa ketinggian turbulensi dapat diukur melalui
ketinggian lapisan pencampur karena sifat turbulensi yang menyebabkan
pencampuran di atmosfer. Berikut adalah grafik yang menunjukkan ketinggian
lapisan pencampur pada pagi dan siang hari di semua lokasi pengamatan dilihat
pula pada kondisi musim yang berbeda yaitu musim kemarau (Juni) dan musim
hujan (Desember).
Gambar 5 Ketinggian lapisan pencampur (km) di lima belas lokasi pengamatan
pada pagi hari (00 UTC) di musim kemarau (bulan Juni)
12
Gambar 6 Ketinggian lapisan pencampur (km) di lima belas lokasi pengamatan
pada siang hari (06 UTC) di musim kemarau (bulan Juni)
Gambar 7 Ketinggian lapisan pencampur (km) di lima belas lokasi pengamatan
pada pagi hari (00 UTC) di musim hujan (bulan Desember)
13
Gambar 8 Ketinggian lapisan pencampur (km) di lima belas lokasi pengamatan
pada siang hari (06 UTC) di musim hujan (bulan Desember)
Rata-rata antar lokasi menunjukkan ketinggian lapisan pencampur lebih
rendah pada pagi hari dibandingkan pada siang hari, yaitu berkisar antara 2.4 km
hingga 3.2 km untuk siang hari di bulan Juni dan Desember, dan pada pagi hari
pada kedua bulan yang sama berkisar antara 2.1 km hingga 3.1 km. Oke (2012)
menyatakan bahwa ketika siang hari, permukaan bumi akan lebih panas daripada
lapisan di atasnya sehingga terjadi kenaikan panas dari permukaan ke lapisan atas
yang menimbulkan pencampuran kuat dan memungkinkan ketinggian lapisan
pencampur bertambah. Pagi hari, permukaan bumi pada kondisi lebih dingin
dibanding lapisan di atasnya karena masih mendapatkan pengaruh dari kondisi
malam yaitu suhu permukaan lebih rendah dan juga pada pagi hari sumber panas
dari matahari belum mencapai maksimum untuk bisa menimbulkan pencampuran
besar.
Ketinggian lapisan pencampur yang ditentukan menggunakan metode
termodinamik dipengaruhi tingginya oleh perbandingan pemanasan kumulatif
pada siang hari dan gradien suhu potensial (Stull 2000). Sehingga, pada lokasi
Palembang yaitu lokasi dengan ketinggian lapisan pencampur siang hari paling
tinggi di bulan Juni dan Desember bisa dikatakan memiliki rasio panas kumulatif
dengan gradien suhu potensial yang paling besar dibandingkan lokasi lainnya.
Berdasarkan hasil yang diperoleh pada Gambar 5 sampai Gambar 8 yaitu
ketinggian lapisan pencampur berdasarkan nilai lintang setiap lokasi maka ditemui
bahwa sebagian besar lokasi seperti Palembang, Jakarta, Surabaya, Bali,
Makassar, Kupang, Ambon, Jayapura, dan Seram memiliki nilai ketinggian
lapisan pencampur yang lebih besar pada bulan Desember dibandingkan pada
bulan Juni. Hal ini berarti bahwa rasio antara besarnya panas kumulatif dan
gradien suhu potensial pada bulan Desember lebih besar daripada bulan Juni di
setiap lokasi tersebut. Nilai lintang setiap lokasi ini mempengaruhi besarnya panas
kumulatif yang diterima oleh permukaan (Stull 2000).
14
Identifikasi Keberadaan Turbulensi Berdasarkan Bilangan
Richardson
Ada atau tidaknya turbulensi di atmosfer dapat disimpulkan melalui
perhitungan bilangan Richardson. Menurut Mccann (2001) pengamatan
lingkungan dan keluaran model prediksi numerik cukup untuk mengkuantifikasi
geser angin dan bilangan Richardson, yang merupakan pemicu terjadinya
gelombang graviti. Gelombang graviti adalah salah satu penyebab terjadinya
turbulensi.
Bilangan Richardson diperoleh melalui rasio antara bouyancy dengan geser
angin vertikal. Karena nilai penyebut selalu positif maka hubungan antara
bilangan Richardson dengan turbulensi yakni Jika Ri < 0.0 menandakan terjadinya
turbulensi konvektif, ketika 0.0< Ri < 0.25 maka kemungkinan turbulensi masih
dapat terjadi namun dengan konvektif lemah dan ketika Ri > 0.25 menandakan
tidak cukup kuat untuk membentuk terjadinya turbulensi (Panofsky 1983).
Dibawah ini adalah persentase nilai bilangan Richardson pada lima belas lokasi
pengamatan.
Tabel 4 Persentase bilangan Richardson berdasarkan jumlah data pada satu hari
di lima belas lokasi untuk bulan Juni dan Desember
Lat, lon
Lokasi
Ri