kecepatan dan arah angin per jam dan temperatur ambien. Output model yang berhubungan dengan database memberikan peringatan pada ketinggian 17 m.
2.6.1 Stabilitas Atmosfer
Stabilitas atmosfer menurut Stull 2000 terbagi dua, ada yang statis dan ada yang dinamis. Stabilitas dinamis ditentukan oleh faktor buoyancy daya apung
udara akibat pemanasan oleh radiasi matahari dan wind shears gesekan yang terjadi antara dua lapisan atmosfer dengan arah angin berbeda, sedangkan
stabilitas statis hanya mempertimbangkan faktor buoyancy. Chung-Chen, Kot dan Tepper 1996 mendeteksi kondisi stabil dan inversi dengan menggunakan Radio
Acoustic Sounding Sistem RASS. Hasil deteksi menunjukkan bahwa tanggal 3 Januari 1996 pukul 11.30am pada kondisi stabil, dan terjadi inversi pada saat
fumigasi pada permukaan lapisan. Sementara itu Huser, Nilsen dan Skatun 1997 membangun sebuah prosedur untuk memprediksi kondisi stabil atmosfer pada
permukaan yang kompleks dengan model k- ε dengan program FLOW3D. Angin,
temperatur dan kuantitas turbulensi dihitung dengan aliran udara dan transfer panas sampai keadaan steady. k-
ε adalah model turbulensi, dengan k adalah turbulensi energi kinetik dan
ε adalah bouyance pada kondisi stabil. Model diaplikasi untuk memprediksi sebaran konsentrasi NOx di atmosfer. Hasil
pembandingan prediksi dengan model menunjukkan bahwa hasil prediksi berada pada kisaran hasil pengukuran.
Karakteristik yang dapat menunjukkan stabilitas atmosfer adalah gradien suhu potensial d
θdZ. Suhu potensial θ adalah suhu yang akan dimiliki suatu paket udara kering jika bergerak secara adiabatik dari tekanan tertentu p menuju
permukaan atau tekanan standar p
o
. Umumnya p
o
digunakan 1000 mb Wark dan Warner, 1981
d p
R C
o
p T
p θ
⎛ ⎞
= ⎜ ⎟ ⎝
⎠ ……. 2.1
dengan R
d
adalah konstanta gas universal untuk udara kering dan nilai eksponen untuk udara kering adalah 0,286 Stull, 2000
Secara umum stabilitas statis terdiri dari tiga kondisi kestabilan yaitu stabil, tidak stabil dan netral. Gambar 4 menunjukkan stabilitas atmosfer ditinjau
dari laju penurunan suhu paket udara dan lingkungan serta gradien suhu potensial. Pada gambar tersebut Environmental Lapse Rate ELR adalah laju penurunan
suhu lingkungan, sedangkan Г adalah laju penurunan suhu paket udara.
Kondisi tidak stabil adalah kondisi ketika laju penurunan suhu paket udara lebih kecil dibandingkan laju penurunan suhu udara lingkungannya, sehingga
pada ketinggian yang sama, suhu paket udara lebih tinggi dibanding lingkungannya. Paket udara ini akan cenderung mengembang secara vertikal,
pergerakan secara horisontal akan bergantung arah anginnya. Hal ini terjadi biasanya pada siang hari dengan radiasi matahari tinggi. Berkaitan dengan suhu
potensial, pada kondisi stabil gradien suhu potensial terhadap ketinggian negatif.
Sumber: Oke 1978 Gambar 4. Stabilitas atmosfer ditinjau dari laju penurunan suhu
Kondisi netral ditunjukkan oleh laju penurunan suhu paket udara yang sama dengan laju penurunan suhu udara lingkungannya, sehingga suhu keduanya
akan sama pada ketinggian yang sama. Menurut Stull 2000, pada kondisi ini jika udara tidak jenuh, maka dTdZ=-
Г
d
, jika udara jenuh uap air dTdZ=- Г
s
laju penurunan suhu udara jenuh. Apabila diekspresikan dengan suhu potensial, maka
kondisi netral ditunjukkan oleh d θdZ=0, jika udara tidak jenuh, dan dθdZ=Г
d
- Г
s
biasa terjadi siang ataupun malam hari, berangin dan atau berawan. Kondisi stabil terjadi jika laju penurunan suhu paket udara lebih besar
dibandingkan dengan laju penurunan suhu udara lingkungannya. Pada ketinggian yang sama suhu paket udara lebih rendah dibanding suhu lingkungannya,
sehingga tidak akan dapat berkembang vertikal. Hal ini menyebabkan suatu paket udara cenderung stabil ditempatnya.
Atmosfer dikatakan dalam kondisi inversi jika terjadi kenaikan suhu terhadap ketinggian. Menurut Schnelle dan Dey 2000, inversi suhu dapat terjadi
akibat beberapa hal, yaitu: 1 berubahnya keseimbangan radiasi gelombang pendek dan panjang inversi radiasi seperti yang terjadi secara alami di
permukaan bumi pada malam hingga dini hari, 2 karena evaporasi, sehingga terjadi pendinginan permukaan bumi evaporation inversion terutama pada siang
hari saat langit cerah tanpa awan, 3 adanya udara hangat bergerak di atas permukaan yang lebih dingin advection inversion, sehingga dapat membentuk
kabut, dan 4 adanya subsidensi udara dingin udara dingin lebih berat sehingga cenderung turun, sehingga udara yang lebih hangat naik, seperti yang terjadi di
sekitar lereng atau lembah pegunungan.
2.6.2 Turbulensi
