banyak terjadi pemanasan selama siang hari dibandingkan
pendinginan pada
malam harinya. Oleh karena itu, ketebalan ABL di
musim panas akan lebih tinggi. Sebaliknya, saat terjadi musim dingin malam hari akan
lebih panjang dibandingkan siang hari, sehingga pendinginan permukaan akan lebih
dominan. Oleh karena itu, ketebalan ABL menjadi lebih rendah pada musim dingin
Stull 2000. 2.2
Parameter Atmospheric Boundary Layer ABL
2.2.1 Profil Vertikal Suhu Potensial dan
Kelembaban
Pemanasan permukaan
menyebabkan lapisan
thermal naik
dari permukaan,
sehingga menimbulkan turbulensi. Selain itu, gaya gesek permukaan yang menyebabkan
angin dekat permukaan menjadi lebih lambat dibandingkan angin pada lapisan yang lebih
tinggi juga dapat menimbulkan turbulensi. Turbulensi dihasilkan dari proses pen-
campuran suhu potensial dekat permukaan yang nilainya relatif lebih rendah dengan suhu
potensial dari suatu ketinggian yang nilainya lebih tinggi. Oleh karena itu, profil vertikal
suhu potensial
dapat digunakan
untuk mengetahui ketebalan ABL.
Menurut Wallace dan Hobbs 2006 ketika siang hari evaporasi dari permukaan dapat
menambahkan kelembaban di ABL. Oleh karena itu, kelembaban spesifik menurun
terhadap ketinggian di SL dan ketika ke- lembaban ditambahkan dari permukaan, maka
menyebabkan ML lebih lembab dibandingkan lapisan diatasnya yaitu FA dan menurun
secara drastis di lapisan CI.
Ketika malam hari, udara lembab sebagian besar berada di bagian tengah dan atas dari
ABL. Hal tersebut dapat terjadi karena intensitas turbulensi cenderung melemah.
Pendinginan permukaan dapat menyebabkan pembentukan embun atau frost, yang dapat
menurunkan kelembaban di lapisan ABL bagian bawah. Tetapi apabila embun atau
frost tidak terbentuk maka kelembaban spesifik akan relatif seragam di lapisan ABL
bagian tengah dan bawah Wallace dan Hobbs 2006.
2.2.2 Profil Vertikal Kecepatan Angin
Arya 1999 mengemukakan bahwa besar dan arah angin dekat permukaan serta
variasinya terhadap ketinggian di ABL dapat terjadi karena turbulensi. Beberapa faktor
yang penting dalam menentukan distribusi angin antara lain gradien suhu dan tekanan
horizontal, gesekan permukaan dan ka- rakteristik kekasapan, rotasi bumi, dan
stabilitas yang disebabkan oleh siklus diurnal pemanasan dan pendinginan.
Beberapa jam setelah matahari terbit ketinggian ML hanya sebesar 300 m. Pada
lapisan ini kecepatan angin cenderung homogen terhadap ketinggian dan akan
mendekati nol ketika di permukaan. Pada siang hari saat ML menjadi lebih tebal,
kecepatan angin tetap di dekat permukaan dan semakin meningkat dengan bertambahnya
ketinggian.
Setelah matahari
terbenam, intensitas turbulensi berkurang dan gaya gesek
permukaan menghasilkan angin yang lebih besar di lapisan bawah Stull 2000.
2.2.3
Stabilitas Atmosfer
Stabilitas atmosfer adalah kondisi yang menunjukkan kecenderungan parsel udara
bergerak secara vertikal naik atau turun. Stabilitas atmosfer terdiri dari dua macam,
yaitu stabilitas statis dan stabilitas dinamis. Pada stabilitas statis, dalam penentuan
stabilitas atmosfer hanya mempertimbangkan gaya apung bouyancy force. Sedangkan pada
stabilitas dinamis dipertimbangkan pula faktor shear angin Stull 2000.
Stabilitas statis memiliki tiga kondisi
atmosfer, yaitu tidak stabil, netral, dan stabil. Kondisi atmosfer tersebut didasarkan pada
laju penurunan suhu terhadap ketinggian lapse rate. Lapse rate memiliki tiga
kategori, yaitu SALR Saturated Adiabatic Lapse Rate, DALR Dry Adiabatic Lapse
Rate, dan ELR Environmental Lapse Rate.
Kondisi atmosfer tidak stabil adalah kondisi parsel udara cenderung terus naik atau
turun dari posisi awalnya, biasanya terjadi ketika suhu lingkungan lebih cepat dingin
dibandingkan suhu parsel atau laju penurunan suhu lingkungan lebih besar dibandingkan laju
adiabatik kering ELRDALR. Sedangkan kondisi netral adalah kondisi parsel udara
tetap pada posisi awalnya, biasanya terjadi ketika laju penurunan suhu parsel sama
dengan laju penurunan suhu lingkungan ELR = DALR.
Kondisi stabil adalah kondisi parsel udara cenderung kembali ke posisi awalnya setelah
naik atau turun, biasanya terjadi ketika suhu parsel lebih cepat dingin dibandingkan suhu
lingkungannya atau laju penurunan suhu lingkungan lebih kecil dibandingkan laju
penurunan adiabatik kering ELRDALR.
Stabilitas statis non-lokal penting dalam
menggambarkan stabilitas atmosfer karena stabilitas
statis non-lokal
merupakan
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