Stable Boundary Layer SBL yang terbentuk saat kondisi atmosfer stable terbentuk di
bawah Residual Layer RL yaitu lapisan atmosfer yang netral, kedua lapisan ini
terbentuk pada malam hari Gambar 10.
Gambar 10 ABL di bagi menjadi tiga bagian mixed layer ML, stable boundary layer
SBL, dan
residual layer
RL modifikasi dari: Stull 1999
Surface Layer SL disebut juga sebagai Prandtl Layer, lapisan ini ketebalannya antara
20-100 m. Pada lapisan ini turbulen relatif konstan terhadap ketinggian. Pengaruh gaya
koriolis dapat diabaikan dekat permukaan, jadi pembentukan angin di dalam Prandtl
Layer dapat diabaikan. Kecepatan angin meningkat dengan kuat pada lapisan ini,
kecepatannya bahkat lebih kuat setengah kali lipat dari kecepatan angin pada puncak ABL
Zdunkowski dan Bott 2003.
Di atas lapisan Prandtl yang merupakan ML disebut juga sebagai Ekman Layer,
ketebalannya mencapai 1000 m tergantung pada stabilitas atmosfer. Turbulensi pada
lapisan ini menurun hingga nol pada puncak ekman layer. Di atas Ekman Layer aliran
udara relatif tidak turbulen turbulensi sangat lemah. Pengaruh gaya koriolis pada lapisan
ini menyebabkan pembentukan vektor angin. Daerah antara permukaan bumi hingga puncak
Ekaman Layer di sebut Planetary Boundary Layer
Atmospheric Boundary
Layer Zdunkowski dan Bott 2003.
Dalam siklus ABL di daratan, transisi terjadi di antara dua model dasar yang
mendekati kondisi netral. Seperti siklus diurnal yang menunjukkan dua tahapan
utama, pertama model unstable, pada model ini lapisan campuran terjadi setelah matahari
terbit dan berlangsung sampai sore hari atau ketika evening trantition terjadi. Kedua,
model stable yang terbentuk setelah matahari terbenam dan mulai menghilang ketika pagi
hari menjelang matahari terbit, memberikan sedikit jeda hingga lapisan campuran terjadi
lagi Columbie 2008. ABL
secara kontinyu
merespon pemanasan dan pendinginan permukaan bumi,
yang menyebabkan ABL memiliki kondisi yang berbeda yang digambarkan dalam bentuk
yang sederhana.
Bentuknya mengikuti
pergerakan matahari, ketika matahari terbit sebuah CBL terbentuk di dekat permukaan
kemudian sinar
matahari memanaskan
permukaan. CBL tumbuh pada pagi hari hingga mencapai ketebalan 1-2 km pada siang
hari. Inversi permukaan umumnya ada sebelum matahari terbit yang menjadi lapisan
penutup, lapisan ini terus naik seiring dengan naiknya CBL Kaimal dan Finnigan 1994.
Gambar 11 Evolusi CBL dan SBL dalam merespon pemanasan dan pendinginan permukaan
modifikasi dari: Garrat 1992
4.1.2 Parameter Karakter Atmospheric
Boundary Layer ABL
ABL adalah
lapisan yang
sangat dipengaruhi oleh permukaan bumi. Interaksi
antara ABL
dan permukaan
bumi menyebabkan terjadinya proses-proses unik
yang menjadi karakter ABL. Karakter- karakter ABL tersebut dapat diidentifikasi
oleh beberapa parametervariabel meteorologi seperti
suhu udara,
kelembaban, dan
kecepatan angin. Selain variabel-variabel meteorologi tersebut, faktor stabilitas atmosfer
juga menjadi hal yang penting dalam menentukan karakter ABL.
4.1.2.1
Stabilitas Atmosfer
Dalam menentukan stabiltas atmosfer dilakukan dengan dua pendekatan yaitu
stabilitas statis dan stabilitas dinamis. Pada stabilitas statis penentuan stabilitas atmosfer
didasarkan pada gaya apung Bouyance Force dan tidak mempertimbangkan shear
angin. Sedangkan pada stabilitas dinamis mempertimbangkan gaya apung dan shear
angin. Stabilitas Statis
Stabilitas statis membagi kondisi atmosfer menjadi tiga yaitu kondisi unstable, neutral,
dan stable. Ketiga kondisi tersebut didasarkan pada laju penurunan suhu terhadap ketinggian
lapse rate. Ahrens 2002 membagi laju penurunan suhu ke dalam tiga kategori yaitu
SALR Saturated Adiabatic Lapse Rate, DALR Dry Adiabatic Lapse Rate, dan ELR
Environmental Lapse Rate. Berdasarkan data radisonede nilai lapse rate tersebut
adalah:
SALR = 6˚C1000 m ELR = 4˚C1000 m, stable
DALR = 10˚C1000 m ELR
= 11˚C1000 m, unstable a
Unstable Kondisi unstable terjadi ketika ELR lebih
besar dari DALR. Kondisi ketidakstabilan conditional instability terjadi ketika ELR
berada diantara SALR dan DALR. Rata-rata ELR di tropsfer adalah 6.5˚C1000m. Nilai ini
berada diantara DALR dan rata-rata SALR, dengan demikian kondisi atmosfer di troposfer
cenderung dalam kondisi ketidakstabilan Ahrens 2002.
Penyebab ketidakstabilan adalah suhu udara lebih dingin dibandingkan dengan suhu
permukaan. Penyebab suhu udara menjadi dingin adalah:
1. Angin yang membawa udara dingin
adveksi dingin 2.
Perawanan yang mengemisikan radiasi infra merah ke atmosfer.
Penyebab suhu permukaan menjadi lebih hangat adalah:
1. Pemanasan matahari pada siang hari
2. Aliran udara hangat yang dibawa oleh
angin 3.
Pergerakan udara yang melalui permukaan yang hangat
Jika gaya apung memindahkan parsel udara ke bagian yang lebih atas dari titik
mula-mula, maka udara diantara ketinggian titik mula-mula dengan ketinggian parsel saat
berpindah menjadi tidak stabil. Karena ketidakstabilan ini persel udara akan terus
bergerak ke atas menghasilkan srkulasi konvektif bahkan awan konvektif.
Untuk menentukan daerah tidak stabil menggunakan perpindahan parsel udara secara
stabilitas statis non-lokal. Parsel udara yang memiliki suhu potensial relatif maksimum
berdasarkan konsep
akan naik
secara adiabatik. Begitu pula sebaliknya, parsel udara
yang memiliki suhu potensial yang relatif minimum akan turun secara adiabatik pula
hingga menyentuh sounding atau permukaan tanah. Daerah tempat pergerakan persel
tersebut disebut sebagai daerah statically unstable. Suhu potensial relatif maksimum
adalah suhu parsel udara yang lebih hangat dari suhu lingkungan, sedangkan suhu
potensial relatif minimum adalah suhu parsel udara yang lebih rendah dari suhu lingkungan
Stull 2000.
a
b
Gambar 12 Kondisi atmosfer unstable pada parsel udara kering a; Kondisi atmosfer
unstable pada parsel udara jenuh b modifikasi dari: Ahrens 2002
b Neutral
Bagian dari sounding dimana ELR sama dengan Adiabatic Lapse Rate ALR, tetapi
kondisinya berbeda
dengan nonlocally
unstable, kondisi seperti ini disebut statically neutral. Parsel udara yang bergerak dalam
lingkungan ini tidak akan merasakan gaya apung.
∆ ∆
≈ − г
г atau
∆� ∆
≈ г − г
Stull 2000. c
Stable Kondisi stable adalah suatu kondisi
dimana ELR selalu lebih kecil dari SALR. Pada kondisi stabil, ELR 4˚C1000 m
sehingga nilai ELR selalu lebih kecil dari SALR dan DALR pada semua level. Pada
kondisi stable, atmosfer menahan gerakan vertikal parsel udara menyebabkan parsel
udara cenderung bergerak secara horizontal. Pada kondisi ini akan terbentuk awan secara
horizontal
seperti awan
cirrostratus, altostratus, nimbostratus, atau stratus.
Kondisi stable terjadi ketika laju suhu lingkungan sangat kecil dan ketika perbedaan
suhu udara dan suhu udara permukaan relatif kecil. Kondisi stabil juga terjadi apabila suhu
permukaan lebih dingin dibandingkan dengan suhu udara di atasnya. Suhu lingkungan dapat
menjadi dingin disebabkan oleh beberapa faktor:
1.
Pendinginan permukaan pada malam hari 2.
Aliran udara permukaan dingin yang dibawa oleh angin cold advection
3. Pergerakan udara yang melalui permukaan
yang dingin Bagian dari sounding dimana penurunan
suhu terhadap ketinggian lebih kecil dari adiabatik, dan kondisinya berbeda dengan
nonlocally unstable, kondisi ini disebut statically stable. Parsel udara yang bergerak di
daerah ini akan mengalami gaya apung yang berlawanan arah dengan perpindahannya.
∆ ∆
− г
г atau
∆� ∆
г − г Dalam kondisi tidak jenuh parsel udara
akan statically stable jika suhu potensial bertambah terhadap ketinggian Stull 2000.
a b
Gambar 13 Kondisi atmosfer stable pada parsel udara kering a; kondisi
stable pada parsel udara jenuh b. modifikasi dari: Ahrens,
2002
Stabilitas statis non-lokal
Stabilitas statis non-lokal merupakan pembaharuan dari stabilitas statis lokal.
Karena stabilitas statis lokal dianggap sudah tidak relevan dalam menggambarkan stabilitas
atmosfer. Pada stabilitas statis lokal stabilitas atmosfer
digambarkan menggunakan
parameter stabilitas
statis s
yang
dirumuskan:
= � �� ��
Tetapi parameter ini kurang relevan untuk menggambarkan seluruh kondisi stabilitas
atmosfer di dalam ABL karena pada Surface Layer SL kondisi atmosfer superadiabatik
menyebabkan parsel
udara mengalami
perpindahan yang signifikan sebelum parsel udara mencapai ML. Oleh sebab itu stabilitas
statis lokal diubah menjadi stabilitas statis non-lokal yang menggunakan parameter suhu
potensial virtual θ
v
. Dalam menentukan stabiltas atmosfer
untuk tiap-tiap lapisan, parsel udara akan bergerak naik atau turun dari semua titik asal
yang memungkinkan untuk mulai. Dalam praktek, perhatikan titik maksimum atau titik
minimum suhu potensial virtual parsel udara. Parsel udara bergerak naik atau turun
tergantung pada gaya apung parsel bukan pada Lapse Rate lokal. Gaya apung parsel
udara hangat untuk naik dan gaya apung parsel udara dingin untuk turun. Dengan
demikian stabilitas statis non-lokal dapat dibagi menjadi empat kategori yaitu unstable,
stable, neutral, dan unknown Arya 2001.
Gambar 14 Karakteristik stabilitas statis nonlokal berdasarkan suhu potensial virtual
sumber: Arya P 2001
Stabilitas Dinamis
Telah dijelaskan sebelumnya bahwa dalam penentuan
stabilitas atmosfer
dengan menggunakan pendekatan stabilitas dinamik
tidak hanya memperhatikan faktor gaya apung tetapi shear angin juga memiliki peran
penting. Dalam stabilitas aliran angin dapat menjadi turbulen dalam statically stable jika
shear angin cukup kuat. Dalam menentukan stabilitas atmosfer dan turbulensi pada
stabilitas
dinamis digunakan
parameter
Richadson number yang tidak berdimensi.
�� =
� . ∆ +Г . ∆
.
∆
2
+ ∆
2
atau
�� =
� . ∆� . ∆
.
∆
2
+ ∆
2
atau
�� =
�
� 2
. ∆
2
∆
2
+ ∆
2
Dimana ∆ , ∆ , dan ∆ adalah suhu
virtual dan kecepatan angin yang pada ketinggian
∆ =
2
−
1
. Lapse
rate a
diabatik kering Г
d
= 9.8 Kkm. Suhu udara dalam Kelvin. Pada udara yang relatif kering
T
v
≡ T dan θ
v
≡ θ. Dalam pendekatannya, untuk menentukan
Dynamic Unstable dan turbulensi digunakan Richardson Number. Suatu kondisi atmosfer
dikatan tidak stabil dan turbulen apabila Ri Ri
c
. Ri
c
adalah Critical Richardson Number yang bernilai 0.25. Untuk Richardson Number
yang bernilai
lebih besar
dari 0.25
menunjukkan bahwa
kondisi atmosfer
Statically Stable. Sedangkan kondisi atmosfer yang tidak stabil menghasilkan Richardson
Number yang bernilai lebih kecil dari 0.25 bahkan bernilai negatif, yang dinamakan
Dynamical Instability. Udara yang menjadi Dynamical Instability sering disebut sebagai
gelombang kevin-helmholtz. Baik stabilitas dinamis maupun stabilitas
statis belum memberikan pengukuran yang tepat tentang eksistensi turbulensi. Dalam
stabilitas statis tidak memasukkan pengaruh shear angin dalam menghasilkan turbulensi.
Sedangkan dalam stbilitas dinamis tidak memasukkan proses-proses non-lokal yang
dapat menghasilkan turbulensi. Sehingga dalam menentukan turbulensi diperlukan
kedua pendekatan tersebut Stull 2000. 4.1.2.2
Profil Vertikal
Suhu dan
Kelembaban
Pemanasan permukaan
menyebabkan lapisan thermal naik dari permukaan yang
menghasilkan turbulensi.
Gaya gesek
permukaan yang menyebabkan angin dekat permukaan lebih lambat daripada angin pada
lapisan yang lebih atas, juga menghasilkan turbulensi. Turbulensi dihasilkan oleh proses
percampuran suhu potensial dekat permukaan yang nilainya relatif lebih rendah dengan suhu
potensial dari ketinggian tertentu yang nialinya lebih tinggi. Dengan demikian profil
suhu potensial dapat digunakan untuk menentukan ketebalan ABL.
Capping Inversion CI adalah batas atas ABL yang dicirikan dengan stabilitas statis,
yang menekan
turbulen di
dalamnya. Turbulen dari bawah sulit menembus CI dan
tetap berada di dalam ABL. Dengan demikian turbulensi membantu pembentukan CI dan CI
memerangkap turbulen di dalam ABL Wallace dan Hobbs 2006.
Stable Boundary Layer SBL atau Nocturnal Boundary Layer NBL terbentuk
di dekat permukaan pada malam hari, proses pembentukannya dengan cara merespon
pendinginginan dari permukaan. Di bagian atas, CI yang terbentuk pada siang hari masih
tetap
ada. SBL
dekat permukaan
menghasilkan turbulensi yang lemah. Diantara dua SBL terdapat Residual Layer RL dengan
turbulensi sama dengan nol, merupakan residual panas, kelembaban, dan polutan, dan
tempat terjadinya Mixed Layer ML pada siang hari Wallace dan Hobbs 2006.
Gambar 15 juga menunjukkan profil kelembaban spesifik, μ. Evaporasi dari
permukaan pada siang hari menambah kelembaban pada ABL. Kelembaban spesifik
menurun terhadap ketinggian di dalam SL, kemudian ketika kelembaban masuk ke dalam
lapisan ML menyebabakan lapisan ML lebih lembab dan pada lapisan yang lebih atas yaitu
FA kelembaban menurun drastis melalui CI Wallace dan Hobbs 2006.
Gambar 15 Sketsa profil vertikal suhu T, suhu potensial θ, kelembaban spesifik
μ, dan kecepatan angin V pada siang hari dan malam hari. FA=Free
Atmosfer, EZ=Entrainment Zone, ML=Mixed Layer, SL=Surface Layer,
CI=Capping Inversion, RL=Residual Layer, SBL=Stable Boundary Layer,
zi= ketinggian capping inversion, Vg=angin geostrofik modifikasi dari:
Wallace dan Hobbs 2006
Pada malam hari, udara lembab sebagian besar berada di tengah dan di bagian atas
ABL. Pendinginan
permukaan dapat
menyebabkan pembentukan embun dan forst yang mengurangi kelembaban di lapisan
bawah ABL. Pada kondisi lain, ketika tidak terjadi embun dan forst, kelembaban relatif
homogen pada bagian tengah dan bawah ABL Wallace dan Hobbs 2006.
Profil vertikal suhu dan kelembaban udara di lautan secara diurnal memiliki variasi yang
kecil perubahannya sedikit, ini disebabkan suhu permukaan laut yang sedikit sekali
berubah. Perbedaan suhu permukaan laut pada
siang hari dan malam hari kurang dari 0.5˚C. Arya 1988.
4.1.2.3
Profil Verikal Kecepatan Angin
Besar dan arah angin dekat permukaan serta variasinya terhadap ketinggian di ABL
memiliki karakter yang unik yaitu turbulensi yang tidak terdapat pada lapisan-lapisan
atmosfer lainnya Arya 2001.
Gambar 16 Evolusi profil angin di dalam ABL selama
cuaca cerah
di dartan
sumber: Stull 2000
Di daratan selama cuaca cerah angin mengalami siklus diurnal seperti pada gambar
16. Beberapa jam ssetelah matahari terbit pukul 09.00 WS dimana ketebalan ABL
masih dangkal 300 m kecepatan angin relatif homogen terhadap ketinggian dan mendekati
nol di dekat permukaan. Pada siang hari, saat ABL lebih tebal, kecepatan angin tetap
moderate
dekat permukaan
dan terus
meningkat lebih cepat dengan bertambahnya ketinggian.
Setelah matahari
terbenam, intensitas turbulensi biasanya berkurang, dan
gaya gesek permukaan menghasilkan angin di lapisan
bawah. Bagaimanapun,
tanpa turbulensi, udara di tengah ABL tidak akan
merasakan gaya gesek permukaan dan tidak akan mengalami percepatan. Pada pukul 03.00
WS kecepatan angin di beberapa ratus meter di atas permukaan mendekati kecepatan angin
geostrofik, walapun kecepatan angin di permukaan relatif kecil Stull 2000.
4.1.3
Atmospheric Boundary Layer ABL di Wilayah Lautan
Penutupan awan pada ABL di atas lautan berbeda dengan di daratan, hal ini di sebabkan
oleh beberapa faktor yaitu: Kelembaban relatif udara permukaan yang
cenderung lebih tinggi 75. Karena RH udara yang lebih tinggi
pembentukan awan lebih intensif. Dengan penutupan awan yang tersebar
luas, transfer radiatif memerankan peran yang lebih penting dan lebih kompleks
dalam keseimbangan panas di dalam ABL.
Di beberapa daerah, drizzle memiliki peran yang penting dalam keseimbangan
panas dan air di ABL. Siklus diurnal tidak terlalu penting, dan
siklus tersebut di atur oleh faktor fisik yang berbeda .
Wallace dan Hobbs 2006. Di daerah daratan tropis yang merupakan
dasar inversi angin pasat ~1.500 m memiliki vertikal
transfer yang
lebih tinggi
dibandingkan dengan daerah Midlatitudes termasuk konveksi awan cumulus. Ketika
awan terbentuk, Subcloud Layer berperan sebagai CI dan dasar dari Subcloud Layer
dimana θv mulai meningkat terhadap ketinggian adalah nilai dasar awan, yang
menjadi batas atas ABL dan digunakan untuk menentukan
ketinggian proses-proses
konveksi dibawahnya LeMone 1978 dalam Kaimal dan Finnigan 1994. Sedangkan untuk
wilayah lautan di daerah tropis, gradien suhu cenderung mendekati nilai adiabatik, dan
konveksi dibangkitkan oleh panas laten dari fluks kelembaban di permukaan. Namun
demikian, CBL di lautan mrnunjukkan kesamaan dengan CBL di daratan pada daerah
tropis LeMone 1978 dalam Kaimal dan Finnigan 1994.
4.2
Profil Vertikal Diurnal Variabel- Variabel ABL di Tiga Wilayah
Kajian pada Tanggal 02 Februari 2010
4.2.1 Bogor
