danangeko.
ANALISIS AKTIVITAS KONVEKTIF
DI ATAS BENUA MARITIM INDONESIA
MENGGUNAKAN COMPLEX EMPIRICAL ORTHOGONAL FUNCTION
Danang Eko Nuryanto
PUSAT PENELITIAN DAN PENGEMBANGAN
BADAN METEOROLOGI KLIMATOLOGI DAN GEOFISIKA
LATAR BELAKANG
• Ciri utama dari aktivitas konvektif di BMI adalah
variasi diurnal (Nitta dan Sekine, 1994; Liberti
dkk., 2001; Sakurai dkk., 2005; Ichikawa dan
Yasunari, 2006; Hara dkk., 2006)
• Indeks konveksi diurnal di BMI umumnya
diturunkan dari data suhu puncak awan hasil
penginderaan jauh satelit (Ohsawa dkk., 2001;
Liberti dkk., 2001; Sakurai dkk., 2005)
• Aktivitas konvektif sangat terkait dengan
konvergensi angin (Akitomo dkk., 1995; Pucillo
dkk., 2009)
• Dengan demikian indeks aktivitas konvektif
diurnal yang memasukkan unsur konvergensi
angin di dalam perhitungannya lebih sesuai
dengan kondisi BMI dimana interaksi darat‐laut‐
atmosfer lebih kompleks
PERMASALAHAN
• Bagaimana merepresentasikan aktivitas
konvektif diurnal yang lebih mencerminkan
interaksi darat‐laut‐atmosfer di BMI.
• Bagaimana pola aktivitas konvektif yang
memberikan ciri khas BMI.
TUJUAN PENELITIAN
• Diperoleh suatu indeks representatif yang
mengandung informasi keberadaan awan
konvektif sekaligus kovergensi angin dekat
permukaan
• Diperoleh pola khas BMI yang direpresentasi‐
kan oleh awan konvektif dan kovergensi angin
RUANG LINGKUP
• Dalam studi ini membahas aktivitas konvektif
pada wilayah BMI
• Studi ini ditekankan pada aktivitas konvektif
diurnal yang dapat direpresentasikan ke
dalam skala iklim
• Periode data yang dipergunakan dalam studi
ini adalah data tahun 1996 – 2009.
STUDI PUSTAKA
Cont’d
• Liberti dkk (2001) mempelajari variabilitas awan dengan
menganalisis data satu jam‐an brightness temperature selama 4
bulan. Mereka mempelajari pengaruh relatif pulau‐pulau besar
terhadap variasi diurnal awan di atas lautan Pasifik ekuator
barat.
• Sakurai dkk (2005) menerangkan siklus diurnal migrasi sistematis
sistem awan menggunakan data GMS IR1 di seluruh wilayah
Sumatera. Awan konvektif terbentuk di atas wilayah
pegunungan (darat) pada sore hari dan bermigrasi ke barat
dan/atau ke timur dari tengah malam hingga pagi hari.
• Peran konvergensi angin lapisan bawah dalam proses konveksi di
atas danau diteliti oleh Akitomo dkk. (1995) dengan simulasi
numerik.
• Penelitian terbaru juga mengemukakan bahwa konvergensi angin
dapat memicu terbentuknya awan konveksi (Pucillo dkk., 2009).
STUDI PUSTAKA
Cont’d
• Ensemble tipe‐tipe awan yang terjadi berasosiasi dengan konveksi
tinggi, kontribusi positif dan negatif individual saling menghilangkan
ketika sistem awan konvektif tersebut dirata‐ratakan (Hartmann
dkk, 2001).
• Neale dan Slingo (2003) telah menunjukkan bahwa setiap perubahan
kecil pada siklus diurnal memproyeksikan pada iklim rata‐rata
musiman secara signifikan.
• Slingo dkk (2003) menyatakan bahwa klimatologi siklus diurnal
dapat digunakan untuk memberikan bukti pentingnya angin laut‐
angin darat dan efek gelombang gravitasi, yang kemungkinan
memainkan peran penting dalam budget panas dan uap air wilayah
BMI.
• Barnett (1983) menggunakan CEOF untuk menyelidiki interaksi
sistem monsun dan angin pasat di Pasifik dengan data kecepatan
angin.
• Susanto dkk. (1998 ) menerapkan prinsip CEOF dengan menggunakan
data anomali tinggi muka laut Samudera Pasifik
STUDI PUSTAKA
• Analisis EOF (Empirical Orthogonal Function)
merupakan suatu upaya untuk menemukan
sejumlah relatif kecil dari variabel independen
(prediktor; faktor) yang menyampaikan sebanyak
mungkin informasi yang asli.
• Analisis EOF dapat digunakan untuk
mengeksplorasi struktur variabilitas dalam
kumpulan data dengan cara yang obyektif, dan
untuk menganalisis hubungan di dalam satu
himpunan variabel.
• Analisis EOF juga disebut analisis komponen
utama atau analisis faktor.
• Analisis CEOF (Complex Empirical Orthogonal
Function) merupakan analisis EOF dengan
menggunakan input bilangan kompleks (Barnett,
1983).
DATA
• Angin permukaan (Cross‐Calibrated Multi‐
Platform /CCMP Î penggabungan antara
data angin permukaan yang diturunkan
sumber konvensional (pengamatan kapal) dan
in situ (buoys) dan beberapa satelit ke dalam
analisis global (Atlas dkk., 2010))
– Data 1996 – 2009
– Resolusi 0.25 derajad, 6 jam‐an
• Awan (IR1 Æ Kochi)
– Data 1996 – 2009
– Resolusi 0.05 derajad, 3 jam‐an
METODOLOGI
Angin Permukaan Zonal
and Meridional
Brightness Temperature
IR1
⎧230 − Tb utk Tb ≤ 230 K
IK = ⎨
utk Tb > 230 K
⎩ 0
N=
( xsore − x pagi )
maks ( xsore − x pagi )
⎛ ∂u ∂v ⎞
konv = −⎜⎜ + ⎟⎟
⎝ ∂x ∂y ⎠
Normalisasi dihitung dengan cara mencari selisih rata‐rata data
pada sore hari (13:00 – 22:00) dengan rata‐rata data pada pagi
hari (01:00 – 10:00) yang hasilnya kemudian dibagi dengan nilai
maksimumnya
9Konvergensi Angin (Nk)
9Indeks Konvektif (Nik)
PERHITUNGAN CEOF
Menentukan matriks representasi bilangan
kompleks sebagai input :
u ( x, t ) = n k ( x, t ) + inik ( x, t )
⎡ u (1,1) u (1,2)
⎢ u (2,1) u (2,2)
U =⎢
⎢ ...
...
⎢
⎣u (m,1) u (m,2)
... u (1, n) ⎤
... u (2, n) ⎥⎥
...
... ⎥
⎥
... u (m, n)⎦
Dimana Λ adalah matriks diagonal yang
λ
mengandung nilai eigen dari matriks R.
Vektor pada setiap kolom matriks C
menunjukkan vektor eigen dari matriks R,
yang berasosiasi dengan nilai eigen .
Menghitung nilai variansinya berdasarkan
nilai eigen :
variansi(i) =
Menghitung matriks kovarians dari U :
R = U *U
Menghitung nilai eigen (eigenvalues) dan
vektor eigen (eigenvectors) dari matriks R
dengan menyelesaikan persamaan berikut :
RC = C Λ
λi
x100%
∑ λi
Deret waktu sebagai Principal Component (PC)
setiap mode dari CEOF diperoleh dengan
memproyeksikan matriks U dengan CEOF
setiap mode (matriks C). Sehingga PC dapat
kita peroleh melalui perhitungan :
PC = UC
Menghitung amplitudo temporal :
Amplitudo = ( real ( PC )) 2 + (imag ( PC )) 2
REPRESENTASI PSEUDO‐VEKTOR
• Fase 1: konvergensi dominan
pada sore hari, konveksi lemah
• Fase 2: konvergensi dan
konveksi sama kuat pada sore
hari
• Fase 3: konveksi dominan pada
Konveksi
positif
sore hari, konvergensi lemah
• Fase 4: konvergensi pada pagi
hari dan konveksi pada sore hari
Fase 3
sama kuat
Fase 4
Fase 2
• Fase 5: konvergensi dominan
Konvergensi
pada pagi hari, konveksi lemah
Fase 5
Fase 1
positif
• Fase 6: konvergensi dan
konveksi sama kuat pada pagi
Fase 8
Fase 6
hari
Fase 7
• Fase 7: konveksi dominan pada
pagi hari, konvergensi lemah
Konveksi
• Fase 8: konvergensi pada sore
negatif
hari dan konveksi pada pagi hari
sama kuat
Nitta dan Sekine (1994) menggunakan
pseudo‐vektor untuk merepresentasikan
amplitude dan fase komponen diurnal indeks
konvektif pada Pasifik Barat Tropis.
Konvergensi
negatif
CONTOH HASIL NORMALISASI
Konveksi dan Konvergensi pada 110 BT, 5.5 LS
0.4
konveksi
konvergensi
0.3
0.2
0.1
0
-0.1
-0.2
-0.3
-0.4
-0.5
0
5
10
15
20
Tanggal
25
30
35
Konveksi dan Konvergensi pada 110 BT, 0.5 LS
0.6
0.4
0.2
0
-0.2
-0.4
-0.6
-0.8
konveksi
konvergensi
0
5
10
15
20
Tanggal
25
30
35
HASIL DAN PEMBAHASAN
Variansi CEOF
70
Dasarian
Bulanan
60
variansi (%)
50
40
30
20
10
0
1
2
3
4
5
6
7
8
CEOF
Mode
CEOF1
CEOF2
Konveksi
RataMaks
Rata
0.0049 0.00011
0.0199 -0.00071
Konvergensi
RataMaks
Rata
0.0067 0.00025
0.0043 -0.00017
9
10
Deret Waktu Bulanan Amplitudo Konvergensi dan Konveksi
3
CEOF1 (67.1804%)
CEOF2 (7.991%)
2.5
Amplitudo
2
1.5
1
0.5
0
1996 1997 1998 1999 2000 2001 2002 2003 2004 2005 2006 2007 2008 2009
Tahun
Pola Spektrum CEOF1 (67,18%)
Pola Spektrum CEOF2 (7,99%)
2.5
3
2
2.5
1.5
2
1
1.5
log(power)
log(power)
0.5
0
-0.5
0.5
0
-1
-0.5
-1.5
CEOF1
sig. level 95%
-2
-2.5
1
6
12
18
periode(bulan)
24
-1
-1.5
CEOF2
sig. level 95%
6
12
18
periode(bulan)
24
Scatter Plot CEOF1 vs CEOF2
2.5
1996 - 1998
1999 - 2009
linear
R = 0.40475
y = 0.62*x + 0.29
2
Pola monsunal kuat maka
pengaruh lokal j uga kuat ,
namun sebaliknya j ika pola
monsunal lemah belum
t ent u pengaruh lokal lemah
(lokal lebih independen
t idak t erpengaruh pola
monsunal)
CEOF2
1.5
1
0.5
0
0.2
0.4
0.6
0.8
1
CEOF1
1.2
1.4
1.6
1.8
KESIMPULAN
• Dalam studi ini telah diperkenalkan deret waktu CEOF yaitu
sebagai suatu indeks yang mewakili aktivitas konvektif BMI
mencerminkan nilai konvergensi dan indeks konveksi, diperoleh :
– CEOF‐1 cenderung menunjukkan pola umum BMI yaitu adanya beda fase
antara konveksi di darat dan konveksi di laut, namun menunjukkan sama
fase antara konvergensi dan konveksi, dimana mempunyai dominasi siklus
annual.
– CEOF‐2 secara spasial menunjukkan pola yang cenderung acak yang
merepresentasikan aktivitas lokal dengan dominasi aktivitas berada di
darat, menariknya adalah pola ini terdapat di seluruh kepulauan
Indonesia tidak hanya di daerah tipe hujan ekuatorial. Pola IAK‐2 secara
temporal mempunyai dominasi siklus semi‐annual.
– CEOF‐1 dan CEOF‐2 tidak sepenuhnya independen karena hasil regresi
antara CEOF1 dan CEOF‐2 (koefisien COEF‐1 dan CEOF‐2) menunjukkan
nilai koefisien korelasi sekitar 0,4.
• El Nino 1997/1998 cenderung mempunyai keterkaitan dengan
pola umum aktivitas konvektif BMI namun tidak terlalu
mempunyai keterkaitan pada pola lokal aktivitas konvektif BMI.
DAFTAR PUSTAKA
Cont’d
Adler, R. F., dan Negri, A. J., (1988) : A Satellite Infrared Technique to Estimate Tropical Convective and Stratiform Rainfall, Journal of Applied Meteorology, 27, 30 – 51.
Akimoto, K., Tanaka, K., Awaji, T., dan Imasato, N., (1995) : Deep Convection in Lake Trigered by Wind: Two‐Dimensional Numerical Experiments with a Nonhydrostatic
Model, Journal of Oceanography, 51, 171 – 185.
Aldrian, E., dan Susanto, R.D., (2003), Identification of Three Dominant Rainfall Regions within Indonesia and Their Relationship to Sea Surface Temperature, International
Journal od Climatology, 23: 1435 – 1452.
Atlas, R., Hoffman, R. N., Ardizzone, J., Leidner, S. M., Jusem, J. C., Sminth, D. K., dan Gombos, D., (2010) : A Cross‐Calibrated, Multi‐Platform Ocean Surface Wind Velocity
Product for Meteorological and Oceanographic Application, Bulletin of the American Meteorological Society (preliminary accepted version), doi:
10.1175/2010BAMS2946.1.
Barnett, T. P., (1983) : Interaction of the Monsoon and Pacific Trade Wind Systems at Interannual Time Scale. Part I: The Equatorial Zone, Monthly Weather Review, 111, 756
– 773.
Chen, S. S., dan Houze, Jr. R. A., (1997) : Diurnal Variation and Lifecycle of Deep Convective Systems over the Tropical Pacific Warm Pool, Quarterly Journal of the Royal
Meteorological Society, 123, 357 – 388.
Chang, C. P., Wang, Z., McBride, J., dan Liu, C. H., (2005) : Annual Cycle of Southeat Asia – Maritime Continent Rainfall and the Asymmetric Monsoon Transition, Journal of
Climate, 18, 287 – 301.
Engerer, N. A., Stensrud, D. J., dan Coniglio, M. C., (2008) : Surface Characteristics of Observed Cold Pools, Monthly Weather Review, 136, 4839 – 4849.
Haylock, M., dan McBride, J., (2001) : Spatial Coherence and Predictability of Indonesian Wet Season Rainfall, Journal of Climate, 14, 3882 – 3887.
Hara, M., Yoshikane, T., dan Kimura, F., (2006) : Mechanism of Diurnal Cycle of Convective Activity over Borneo Island, 7th WRF User’s Workshop, 17 – 22 June 2006, Boulder,
Colorado, US.
Hartmann, D. L., Moy, L. A., dan Fu, Q., (2001) : Tropical Convection and the Energy Balance at the Top of the Atmosphere, Journal of Climate, 14, 4495 – 4511.
Hendon, H. H., dan Woodberry, K., (1993) : The Diurnal Cycle of Tropical Convection, Journal of Geophysical Research, 98, 16623 – 16637.
Hendon, H. H., (2003) : Indonesian Rainfall Variability: Impacts of ENSO and Local Air‐Sea Interaction, Journal of Climate, 16, 1775 – 1790.
Holton, J. R., (2004) : An Introduction to Dynamic Meteorology, Fourth Edition, Elsevier Academic Press, ISBN: 0‐12‐354015‐1.
Ichikawa, H., dan Yasunari, T., (2006) : Time–Space Characteristics of Diurnal Rainfall over Borneo and Surrounding Oceans as Observed by TRMM‐PR, Journal of Climate, 19,
1238 – 1260.
Lau, K. –M., and Chan, P. H., (1983) : Short‐term Climate Variability and Atmosphere Teleconnections from Satellite‐observed Out‐going Longwave Radiation. Part I:
Simultaneous Relationship, Journal of Atmosphere Science, 40, 2735 – 2750.
Liberti, G. L., Chéruy, F., dan Desbois, M., (2001) : Land effect on the diurnal cycle of clouds over the TOGA COARE area, as observed from GMS IR Data, Monthly Weather
Review, 129, 1500‐1517.
Kajikawa, Y., Wang, B., dan Yang, J., (2009) : A Multi‐time Scale Australian Monsoon Index, International Journal of Climatology, DOI: 10.1002/joc.1955.
Mapes, B. E., dan Houze, R. A. Jr., (1993) : Cloud Clusters and Super Clusters over the Oceanic Warm Pool, Monthly Weather Review, 121, 1398 – 1415.
Matsumoto, J., dan Murakami, T., (2002) : Seasonal Migration of Monsoons Between the Northern and Southern Hemisphere as Revealed from Equatorially Symmetric and
Asymmetric OLR Data, Journal of the Meteorological Society of Japan, 80, 419 – 437.
McBride, J. L., (1998) : Indonesia, Papua New Guinea, and Tropical Australia. The Southern Hemisphere Summer Monsoon, Meteorology of the Southern Hemisphere,
Meteorological Monograph, No. 49, American Meteorology Seciety, 89 – 99.
Zhu, W., Li, T., Fu, X., dan Luo, J‐J., (2010) : Influence of the Maritime Continent on the Boreal Summer Intraseasonal Oscillation, Journal of the Meteorological Society of
Japan, 88, 395 – 407.
DAFTAR PUSTAKA
Meehl, G. A., (1987) : The Annual Cycle and Interannual Variability in the Tropical Pacific and Indian Ocean Regions, Monthly Weather Review, 115, 27 – 50.
Meyers, G., McIntosh, P., Pigot, L., dan Pook, M., (2007): The Years of El Nino, La Nina, and Interactions with the Tropical Indian Ocean, Journal of Climate, 20, 2872 – 2880.
Motoi, T., dan Kitoh, A., (2005) : Role of the Maritime Continent in a Coupled Atmosphere‐Ocean‐Land Surface Model, American Geophysical Union, Fall Meeting 2005,
abstract #OS31B‐1445. http://adsabs.harvard.edu/abs/2005AGUFMOS31B1445M
Neale, R., dan Slingo, J. , (2003) : The Maritime Continent and its Role in the Global Climate: A GCM study, Journal of Climate, 16, 834 – 848.
Nitta, T., dan Sekine, S., (1994) : Diurnal Variation of Convective Activity over the Tropical Western Pacific, Journal of the Meteorological Society of Japan, 72, 627 – 641.
Ohsawa, T., Ueda, H., Hayashi, T., Watanabe, A., dan Matsumoto, J., (2001) : Diurnal Variation of Convective Activity and Rainfall in Tropical Asia, Journal of the
Meteorological Society of Japan, 79, 333 – 352.
Pucillo, A., Giaiotti, D. B., dan Stel, F., (2009) : Ground Wind Convergence as Source of Deep Convection Initiation, Atmospheric Research, 93, 37 – 445.
Ramage, C.S., (1968) : Role of a Tropical “Maritime Continent” in the Atmospheric Circulation, Monthly Weather Review, 96, 365 – 370.
Saito, K., Keenan, T., Holland, G., dan Puri, K., (2001) : Numerical Simulation of the Diurnal Evolution of Tropical Island Convection over the Maritime Continent, Monthly
Weather Review, 129, 378 – 400.
Saji, N. H., Goswami, B. N., Vinayachandran P. N., dan Yamagata, T., (1999): A Dipole Mode in the Tropical Indian Ocean, Nature, 401, 360 – 363.
Sakurai, N., Murata, F., Yamanaka, M. D., Mori, S., Hamada, J‐I., Hashiguchi, H., Tauhid, Y. I., Sribimawati, T., and Suhardi, B., (2005) : Diurnal Cycle of Cloud System Migration
over Sumatera Island, Journal of the Meteorological Society of Japan, 83, 835 – 850.
Satomura, T., (2000) : Diurnal Variation of Precipitation over the Indo‐China Peninsula: Two Dimensional Numerical Simulation, Journal of the Meteorological Society of Japan,
78, 461 – 475.
Simmons, A. J., Wallace, J. M., dan Branstator, G.W., (1983) : Barotropic Wave Propagation and Instability, and Atmospheric Teleconnection Patterns, Journal of the
Atmospheric Sciences, 40, 1363 – 1392.
Slingo, J., Innes, P., Neale, R., Woolnough, S., dan Yang, G‐Y., (2003) : Scale Interactions on Diurnal to Seasonal Timescales and their Relevance to Model Systematic Errors,
Annals of Geophysics, 46, February 2003.
Susanto, R. D., Zheng, Q., dan Yan, X‐.H., (1998) : Complex Singular Value Decomposition Analysis of Equatorial Waves in the Pacific Observed by TOPEX/Poiseidon Altimeter,
Journal of Atmospheric and Oceanic Technology, 15, 764 – 774.
Ting, M., dan Sardeshmukh, P. D., (1993) : Factors Determining the Extratropical Response to Equatorial Diabatic Heating Anomalies, Journal of the Atmospheric Sciences, 50,
907 – 918.
Trenberth, K. E., and T. J. Hoar, (1996) : The 1990–1995 El Niño‐Southern Oscillation Event: Longest on record, Geophysical Research Letters, 23, 57 – 60.
Wang, B., dan Fan, Z., (1999) : Choice of South Asian Summer Monsoon Indices, Bulletin of American Meteorology Society, 80, 629 – 638.
Wang, B., Wu, R., dan Lau, K. –M., (2001) : Interannual Variability of the Asian Summer Monsoon: Contrasts between the Indian and the Western North‐East Asian Monsoon,
Journal of Climate, 14, 4073 – 4090.
Wilks, D. S., (2006) : Statistical Methods in the Atmospheric Sciences, Academic Press, USA, 383 – 388.
Wilson, J. W., dan Schreiber, W. E., (1986) : Initiation of Convective Storms at Radar‐Observed Boundary‐Layer Convergence Lines. Monthly Weather Review, 114, 2516 –
2536.
Wu, C.‐H., dan Hsu, H.‐H., (2009) : Topographic Influence on the MJO in the Maritime Continent, Journal of Climate, 22, 5433 – 5448.
Yang, G‐Y, dan Slingo, J., (2001) : The Diurnal Cycle in the Tropics, Monthly Weather Review, 129, 784 – 801.
Zhu, W., Li, T., Fu, X., dan Luo, J‐J., (2010) : Influence of the Maritime Continent on the Boreal Summer Intraseasonal Oscillation, Journal of the Meteorological Society of
Japan, 88, 395 – 407.
TERIMA KASIH
danang.eko@bmkg.go.id
DI ATAS BENUA MARITIM INDONESIA
MENGGUNAKAN COMPLEX EMPIRICAL ORTHOGONAL FUNCTION
Danang Eko Nuryanto
PUSAT PENELITIAN DAN PENGEMBANGAN
BADAN METEOROLOGI KLIMATOLOGI DAN GEOFISIKA
LATAR BELAKANG
• Ciri utama dari aktivitas konvektif di BMI adalah
variasi diurnal (Nitta dan Sekine, 1994; Liberti
dkk., 2001; Sakurai dkk., 2005; Ichikawa dan
Yasunari, 2006; Hara dkk., 2006)
• Indeks konveksi diurnal di BMI umumnya
diturunkan dari data suhu puncak awan hasil
penginderaan jauh satelit (Ohsawa dkk., 2001;
Liberti dkk., 2001; Sakurai dkk., 2005)
• Aktivitas konvektif sangat terkait dengan
konvergensi angin (Akitomo dkk., 1995; Pucillo
dkk., 2009)
• Dengan demikian indeks aktivitas konvektif
diurnal yang memasukkan unsur konvergensi
angin di dalam perhitungannya lebih sesuai
dengan kondisi BMI dimana interaksi darat‐laut‐
atmosfer lebih kompleks
PERMASALAHAN
• Bagaimana merepresentasikan aktivitas
konvektif diurnal yang lebih mencerminkan
interaksi darat‐laut‐atmosfer di BMI.
• Bagaimana pola aktivitas konvektif yang
memberikan ciri khas BMI.
TUJUAN PENELITIAN
• Diperoleh suatu indeks representatif yang
mengandung informasi keberadaan awan
konvektif sekaligus kovergensi angin dekat
permukaan
• Diperoleh pola khas BMI yang direpresentasi‐
kan oleh awan konvektif dan kovergensi angin
RUANG LINGKUP
• Dalam studi ini membahas aktivitas konvektif
pada wilayah BMI
• Studi ini ditekankan pada aktivitas konvektif
diurnal yang dapat direpresentasikan ke
dalam skala iklim
• Periode data yang dipergunakan dalam studi
ini adalah data tahun 1996 – 2009.
STUDI PUSTAKA
Cont’d
• Liberti dkk (2001) mempelajari variabilitas awan dengan
menganalisis data satu jam‐an brightness temperature selama 4
bulan. Mereka mempelajari pengaruh relatif pulau‐pulau besar
terhadap variasi diurnal awan di atas lautan Pasifik ekuator
barat.
• Sakurai dkk (2005) menerangkan siklus diurnal migrasi sistematis
sistem awan menggunakan data GMS IR1 di seluruh wilayah
Sumatera. Awan konvektif terbentuk di atas wilayah
pegunungan (darat) pada sore hari dan bermigrasi ke barat
dan/atau ke timur dari tengah malam hingga pagi hari.
• Peran konvergensi angin lapisan bawah dalam proses konveksi di
atas danau diteliti oleh Akitomo dkk. (1995) dengan simulasi
numerik.
• Penelitian terbaru juga mengemukakan bahwa konvergensi angin
dapat memicu terbentuknya awan konveksi (Pucillo dkk., 2009).
STUDI PUSTAKA
Cont’d
• Ensemble tipe‐tipe awan yang terjadi berasosiasi dengan konveksi
tinggi, kontribusi positif dan negatif individual saling menghilangkan
ketika sistem awan konvektif tersebut dirata‐ratakan (Hartmann
dkk, 2001).
• Neale dan Slingo (2003) telah menunjukkan bahwa setiap perubahan
kecil pada siklus diurnal memproyeksikan pada iklim rata‐rata
musiman secara signifikan.
• Slingo dkk (2003) menyatakan bahwa klimatologi siklus diurnal
dapat digunakan untuk memberikan bukti pentingnya angin laut‐
angin darat dan efek gelombang gravitasi, yang kemungkinan
memainkan peran penting dalam budget panas dan uap air wilayah
BMI.
• Barnett (1983) menggunakan CEOF untuk menyelidiki interaksi
sistem monsun dan angin pasat di Pasifik dengan data kecepatan
angin.
• Susanto dkk. (1998 ) menerapkan prinsip CEOF dengan menggunakan
data anomali tinggi muka laut Samudera Pasifik
STUDI PUSTAKA
• Analisis EOF (Empirical Orthogonal Function)
merupakan suatu upaya untuk menemukan
sejumlah relatif kecil dari variabel independen
(prediktor; faktor) yang menyampaikan sebanyak
mungkin informasi yang asli.
• Analisis EOF dapat digunakan untuk
mengeksplorasi struktur variabilitas dalam
kumpulan data dengan cara yang obyektif, dan
untuk menganalisis hubungan di dalam satu
himpunan variabel.
• Analisis EOF juga disebut analisis komponen
utama atau analisis faktor.
• Analisis CEOF (Complex Empirical Orthogonal
Function) merupakan analisis EOF dengan
menggunakan input bilangan kompleks (Barnett,
1983).
DATA
• Angin permukaan (Cross‐Calibrated Multi‐
Platform /CCMP Î penggabungan antara
data angin permukaan yang diturunkan
sumber konvensional (pengamatan kapal) dan
in situ (buoys) dan beberapa satelit ke dalam
analisis global (Atlas dkk., 2010))
– Data 1996 – 2009
– Resolusi 0.25 derajad, 6 jam‐an
• Awan (IR1 Æ Kochi)
– Data 1996 – 2009
– Resolusi 0.05 derajad, 3 jam‐an
METODOLOGI
Angin Permukaan Zonal
and Meridional
Brightness Temperature
IR1
⎧230 − Tb utk Tb ≤ 230 K
IK = ⎨
utk Tb > 230 K
⎩ 0
N=
( xsore − x pagi )
maks ( xsore − x pagi )
⎛ ∂u ∂v ⎞
konv = −⎜⎜ + ⎟⎟
⎝ ∂x ∂y ⎠
Normalisasi dihitung dengan cara mencari selisih rata‐rata data
pada sore hari (13:00 – 22:00) dengan rata‐rata data pada pagi
hari (01:00 – 10:00) yang hasilnya kemudian dibagi dengan nilai
maksimumnya
9Konvergensi Angin (Nk)
9Indeks Konvektif (Nik)
PERHITUNGAN CEOF
Menentukan matriks representasi bilangan
kompleks sebagai input :
u ( x, t ) = n k ( x, t ) + inik ( x, t )
⎡ u (1,1) u (1,2)
⎢ u (2,1) u (2,2)
U =⎢
⎢ ...
...
⎢
⎣u (m,1) u (m,2)
... u (1, n) ⎤
... u (2, n) ⎥⎥
...
... ⎥
⎥
... u (m, n)⎦
Dimana Λ adalah matriks diagonal yang
λ
mengandung nilai eigen dari matriks R.
Vektor pada setiap kolom matriks C
menunjukkan vektor eigen dari matriks R,
yang berasosiasi dengan nilai eigen .
Menghitung nilai variansinya berdasarkan
nilai eigen :
variansi(i) =
Menghitung matriks kovarians dari U :
R = U *U
Menghitung nilai eigen (eigenvalues) dan
vektor eigen (eigenvectors) dari matriks R
dengan menyelesaikan persamaan berikut :
RC = C Λ
λi
x100%
∑ λi
Deret waktu sebagai Principal Component (PC)
setiap mode dari CEOF diperoleh dengan
memproyeksikan matriks U dengan CEOF
setiap mode (matriks C). Sehingga PC dapat
kita peroleh melalui perhitungan :
PC = UC
Menghitung amplitudo temporal :
Amplitudo = ( real ( PC )) 2 + (imag ( PC )) 2
REPRESENTASI PSEUDO‐VEKTOR
• Fase 1: konvergensi dominan
pada sore hari, konveksi lemah
• Fase 2: konvergensi dan
konveksi sama kuat pada sore
hari
• Fase 3: konveksi dominan pada
Konveksi
positif
sore hari, konvergensi lemah
• Fase 4: konvergensi pada pagi
hari dan konveksi pada sore hari
Fase 3
sama kuat
Fase 4
Fase 2
• Fase 5: konvergensi dominan
Konvergensi
pada pagi hari, konveksi lemah
Fase 5
Fase 1
positif
• Fase 6: konvergensi dan
konveksi sama kuat pada pagi
Fase 8
Fase 6
hari
Fase 7
• Fase 7: konveksi dominan pada
pagi hari, konvergensi lemah
Konveksi
• Fase 8: konvergensi pada sore
negatif
hari dan konveksi pada pagi hari
sama kuat
Nitta dan Sekine (1994) menggunakan
pseudo‐vektor untuk merepresentasikan
amplitude dan fase komponen diurnal indeks
konvektif pada Pasifik Barat Tropis.
Konvergensi
negatif
CONTOH HASIL NORMALISASI
Konveksi dan Konvergensi pada 110 BT, 5.5 LS
0.4
konveksi
konvergensi
0.3
0.2
0.1
0
-0.1
-0.2
-0.3
-0.4
-0.5
0
5
10
15
20
Tanggal
25
30
35
Konveksi dan Konvergensi pada 110 BT, 0.5 LS
0.6
0.4
0.2
0
-0.2
-0.4
-0.6
-0.8
konveksi
konvergensi
0
5
10
15
20
Tanggal
25
30
35
HASIL DAN PEMBAHASAN
Variansi CEOF
70
Dasarian
Bulanan
60
variansi (%)
50
40
30
20
10
0
1
2
3
4
5
6
7
8
CEOF
Mode
CEOF1
CEOF2
Konveksi
RataMaks
Rata
0.0049 0.00011
0.0199 -0.00071
Konvergensi
RataMaks
Rata
0.0067 0.00025
0.0043 -0.00017
9
10
Deret Waktu Bulanan Amplitudo Konvergensi dan Konveksi
3
CEOF1 (67.1804%)
CEOF2 (7.991%)
2.5
Amplitudo
2
1.5
1
0.5
0
1996 1997 1998 1999 2000 2001 2002 2003 2004 2005 2006 2007 2008 2009
Tahun
Pola Spektrum CEOF1 (67,18%)
Pola Spektrum CEOF2 (7,99%)
2.5
3
2
2.5
1.5
2
1
1.5
log(power)
log(power)
0.5
0
-0.5
0.5
0
-1
-0.5
-1.5
CEOF1
sig. level 95%
-2
-2.5
1
6
12
18
periode(bulan)
24
-1
-1.5
CEOF2
sig. level 95%
6
12
18
periode(bulan)
24
Scatter Plot CEOF1 vs CEOF2
2.5
1996 - 1998
1999 - 2009
linear
R = 0.40475
y = 0.62*x + 0.29
2
Pola monsunal kuat maka
pengaruh lokal j uga kuat ,
namun sebaliknya j ika pola
monsunal lemah belum
t ent u pengaruh lokal lemah
(lokal lebih independen
t idak t erpengaruh pola
monsunal)
CEOF2
1.5
1
0.5
0
0.2
0.4
0.6
0.8
1
CEOF1
1.2
1.4
1.6
1.8
KESIMPULAN
• Dalam studi ini telah diperkenalkan deret waktu CEOF yaitu
sebagai suatu indeks yang mewakili aktivitas konvektif BMI
mencerminkan nilai konvergensi dan indeks konveksi, diperoleh :
– CEOF‐1 cenderung menunjukkan pola umum BMI yaitu adanya beda fase
antara konveksi di darat dan konveksi di laut, namun menunjukkan sama
fase antara konvergensi dan konveksi, dimana mempunyai dominasi siklus
annual.
– CEOF‐2 secara spasial menunjukkan pola yang cenderung acak yang
merepresentasikan aktivitas lokal dengan dominasi aktivitas berada di
darat, menariknya adalah pola ini terdapat di seluruh kepulauan
Indonesia tidak hanya di daerah tipe hujan ekuatorial. Pola IAK‐2 secara
temporal mempunyai dominasi siklus semi‐annual.
– CEOF‐1 dan CEOF‐2 tidak sepenuhnya independen karena hasil regresi
antara CEOF1 dan CEOF‐2 (koefisien COEF‐1 dan CEOF‐2) menunjukkan
nilai koefisien korelasi sekitar 0,4.
• El Nino 1997/1998 cenderung mempunyai keterkaitan dengan
pola umum aktivitas konvektif BMI namun tidak terlalu
mempunyai keterkaitan pada pola lokal aktivitas konvektif BMI.
DAFTAR PUSTAKA
Cont’d
Adler, R. F., dan Negri, A. J., (1988) : A Satellite Infrared Technique to Estimate Tropical Convective and Stratiform Rainfall, Journal of Applied Meteorology, 27, 30 – 51.
Akimoto, K., Tanaka, K., Awaji, T., dan Imasato, N., (1995) : Deep Convection in Lake Trigered by Wind: Two‐Dimensional Numerical Experiments with a Nonhydrostatic
Model, Journal of Oceanography, 51, 171 – 185.
Aldrian, E., dan Susanto, R.D., (2003), Identification of Three Dominant Rainfall Regions within Indonesia and Their Relationship to Sea Surface Temperature, International
Journal od Climatology, 23: 1435 – 1452.
Atlas, R., Hoffman, R. N., Ardizzone, J., Leidner, S. M., Jusem, J. C., Sminth, D. K., dan Gombos, D., (2010) : A Cross‐Calibrated, Multi‐Platform Ocean Surface Wind Velocity
Product for Meteorological and Oceanographic Application, Bulletin of the American Meteorological Society (preliminary accepted version), doi:
10.1175/2010BAMS2946.1.
Barnett, T. P., (1983) : Interaction of the Monsoon and Pacific Trade Wind Systems at Interannual Time Scale. Part I: The Equatorial Zone, Monthly Weather Review, 111, 756
– 773.
Chen, S. S., dan Houze, Jr. R. A., (1997) : Diurnal Variation and Lifecycle of Deep Convective Systems over the Tropical Pacific Warm Pool, Quarterly Journal of the Royal
Meteorological Society, 123, 357 – 388.
Chang, C. P., Wang, Z., McBride, J., dan Liu, C. H., (2005) : Annual Cycle of Southeat Asia – Maritime Continent Rainfall and the Asymmetric Monsoon Transition, Journal of
Climate, 18, 287 – 301.
Engerer, N. A., Stensrud, D. J., dan Coniglio, M. C., (2008) : Surface Characteristics of Observed Cold Pools, Monthly Weather Review, 136, 4839 – 4849.
Haylock, M., dan McBride, J., (2001) : Spatial Coherence and Predictability of Indonesian Wet Season Rainfall, Journal of Climate, 14, 3882 – 3887.
Hara, M., Yoshikane, T., dan Kimura, F., (2006) : Mechanism of Diurnal Cycle of Convective Activity over Borneo Island, 7th WRF User’s Workshop, 17 – 22 June 2006, Boulder,
Colorado, US.
Hartmann, D. L., Moy, L. A., dan Fu, Q., (2001) : Tropical Convection and the Energy Balance at the Top of the Atmosphere, Journal of Climate, 14, 4495 – 4511.
Hendon, H. H., dan Woodberry, K., (1993) : The Diurnal Cycle of Tropical Convection, Journal of Geophysical Research, 98, 16623 – 16637.
Hendon, H. H., (2003) : Indonesian Rainfall Variability: Impacts of ENSO and Local Air‐Sea Interaction, Journal of Climate, 16, 1775 – 1790.
Holton, J. R., (2004) : An Introduction to Dynamic Meteorology, Fourth Edition, Elsevier Academic Press, ISBN: 0‐12‐354015‐1.
Ichikawa, H., dan Yasunari, T., (2006) : Time–Space Characteristics of Diurnal Rainfall over Borneo and Surrounding Oceans as Observed by TRMM‐PR, Journal of Climate, 19,
1238 – 1260.
Lau, K. –M., and Chan, P. H., (1983) : Short‐term Climate Variability and Atmosphere Teleconnections from Satellite‐observed Out‐going Longwave Radiation. Part I:
Simultaneous Relationship, Journal of Atmosphere Science, 40, 2735 – 2750.
Liberti, G. L., Chéruy, F., dan Desbois, M., (2001) : Land effect on the diurnal cycle of clouds over the TOGA COARE area, as observed from GMS IR Data, Monthly Weather
Review, 129, 1500‐1517.
Kajikawa, Y., Wang, B., dan Yang, J., (2009) : A Multi‐time Scale Australian Monsoon Index, International Journal of Climatology, DOI: 10.1002/joc.1955.
Mapes, B. E., dan Houze, R. A. Jr., (1993) : Cloud Clusters and Super Clusters over the Oceanic Warm Pool, Monthly Weather Review, 121, 1398 – 1415.
Matsumoto, J., dan Murakami, T., (2002) : Seasonal Migration of Monsoons Between the Northern and Southern Hemisphere as Revealed from Equatorially Symmetric and
Asymmetric OLR Data, Journal of the Meteorological Society of Japan, 80, 419 – 437.
McBride, J. L., (1998) : Indonesia, Papua New Guinea, and Tropical Australia. The Southern Hemisphere Summer Monsoon, Meteorology of the Southern Hemisphere,
Meteorological Monograph, No. 49, American Meteorology Seciety, 89 – 99.
Zhu, W., Li, T., Fu, X., dan Luo, J‐J., (2010) : Influence of the Maritime Continent on the Boreal Summer Intraseasonal Oscillation, Journal of the Meteorological Society of
Japan, 88, 395 – 407.
DAFTAR PUSTAKA
Meehl, G. A., (1987) : The Annual Cycle and Interannual Variability in the Tropical Pacific and Indian Ocean Regions, Monthly Weather Review, 115, 27 – 50.
Meyers, G., McIntosh, P., Pigot, L., dan Pook, M., (2007): The Years of El Nino, La Nina, and Interactions with the Tropical Indian Ocean, Journal of Climate, 20, 2872 – 2880.
Motoi, T., dan Kitoh, A., (2005) : Role of the Maritime Continent in a Coupled Atmosphere‐Ocean‐Land Surface Model, American Geophysical Union, Fall Meeting 2005,
abstract #OS31B‐1445. http://adsabs.harvard.edu/abs/2005AGUFMOS31B1445M
Neale, R., dan Slingo, J. , (2003) : The Maritime Continent and its Role in the Global Climate: A GCM study, Journal of Climate, 16, 834 – 848.
Nitta, T., dan Sekine, S., (1994) : Diurnal Variation of Convective Activity over the Tropical Western Pacific, Journal of the Meteorological Society of Japan, 72, 627 – 641.
Ohsawa, T., Ueda, H., Hayashi, T., Watanabe, A., dan Matsumoto, J., (2001) : Diurnal Variation of Convective Activity and Rainfall in Tropical Asia, Journal of the
Meteorological Society of Japan, 79, 333 – 352.
Pucillo, A., Giaiotti, D. B., dan Stel, F., (2009) : Ground Wind Convergence as Source of Deep Convection Initiation, Atmospheric Research, 93, 37 – 445.
Ramage, C.S., (1968) : Role of a Tropical “Maritime Continent” in the Atmospheric Circulation, Monthly Weather Review, 96, 365 – 370.
Saito, K., Keenan, T., Holland, G., dan Puri, K., (2001) : Numerical Simulation of the Diurnal Evolution of Tropical Island Convection over the Maritime Continent, Monthly
Weather Review, 129, 378 – 400.
Saji, N. H., Goswami, B. N., Vinayachandran P. N., dan Yamagata, T., (1999): A Dipole Mode in the Tropical Indian Ocean, Nature, 401, 360 – 363.
Sakurai, N., Murata, F., Yamanaka, M. D., Mori, S., Hamada, J‐I., Hashiguchi, H., Tauhid, Y. I., Sribimawati, T., and Suhardi, B., (2005) : Diurnal Cycle of Cloud System Migration
over Sumatera Island, Journal of the Meteorological Society of Japan, 83, 835 – 850.
Satomura, T., (2000) : Diurnal Variation of Precipitation over the Indo‐China Peninsula: Two Dimensional Numerical Simulation, Journal of the Meteorological Society of Japan,
78, 461 – 475.
Simmons, A. J., Wallace, J. M., dan Branstator, G.W., (1983) : Barotropic Wave Propagation and Instability, and Atmospheric Teleconnection Patterns, Journal of the
Atmospheric Sciences, 40, 1363 – 1392.
Slingo, J., Innes, P., Neale, R., Woolnough, S., dan Yang, G‐Y., (2003) : Scale Interactions on Diurnal to Seasonal Timescales and their Relevance to Model Systematic Errors,
Annals of Geophysics, 46, February 2003.
Susanto, R. D., Zheng, Q., dan Yan, X‐.H., (1998) : Complex Singular Value Decomposition Analysis of Equatorial Waves in the Pacific Observed by TOPEX/Poiseidon Altimeter,
Journal of Atmospheric and Oceanic Technology, 15, 764 – 774.
Ting, M., dan Sardeshmukh, P. D., (1993) : Factors Determining the Extratropical Response to Equatorial Diabatic Heating Anomalies, Journal of the Atmospheric Sciences, 50,
907 – 918.
Trenberth, K. E., and T. J. Hoar, (1996) : The 1990–1995 El Niño‐Southern Oscillation Event: Longest on record, Geophysical Research Letters, 23, 57 – 60.
Wang, B., dan Fan, Z., (1999) : Choice of South Asian Summer Monsoon Indices, Bulletin of American Meteorology Society, 80, 629 – 638.
Wang, B., Wu, R., dan Lau, K. –M., (2001) : Interannual Variability of the Asian Summer Monsoon: Contrasts between the Indian and the Western North‐East Asian Monsoon,
Journal of Climate, 14, 4073 – 4090.
Wilks, D. S., (2006) : Statistical Methods in the Atmospheric Sciences, Academic Press, USA, 383 – 388.
Wilson, J. W., dan Schreiber, W. E., (1986) : Initiation of Convective Storms at Radar‐Observed Boundary‐Layer Convergence Lines. Monthly Weather Review, 114, 2516 –
2536.
Wu, C.‐H., dan Hsu, H.‐H., (2009) : Topographic Influence on the MJO in the Maritime Continent, Journal of Climate, 22, 5433 – 5448.
Yang, G‐Y, dan Slingo, J., (2001) : The Diurnal Cycle in the Tropics, Monthly Weather Review, 129, 784 – 801.
Zhu, W., Li, T., Fu, X., dan Luo, J‐J., (2010) : Influence of the Maritime Continent on the Boreal Summer Intraseasonal Oscillation, Journal of the Meteorological Society of
Japan, 88, 395 – 407.
TERIMA KASIH
danang.eko@bmkg.go.id