Profil Vertikal Suhu Potensial dan Profil Vertikal Kecepatan Angin

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