Fakultas Ilmu dan Teknologi Kebumian

Transkripsi

1 Fakultas Ilmu dan Teknologi Kebumian Program Studi Meteorologi PENERBITAN ONLINE AWAL Paper ini adalah PDF yang diserahkan oleh penulis kepada Program Studi Meteologi sebagai salah satu syarat kelulusan program sarjana. Karena paper ini langsung diunggah setelah diterima, paper ini belum melalui proses peninjauan, penyalinan penyuntingan, penyusunan, atau pengolahan oleh Tim Publikasi Program Studi Meteorologi. Paper versi pendahuluan ini dapat diunduh, didistribusikan, dan dikutip setelah mendapatkan izin dari Tim Publikasi Program Studi Meteorologi, tetapi mohon diperhatikan bahwa akan ada tampilan yang berbeda dan kemungkinan beberapa isi yang berbeda antara versi ini dan versi publikasi akhir Program Studi Meteorologi Institut Teknologi Bandung

2 Identifikasi Ketebalan Lapisan Batas Atmosfer Menggunakan Profil Angin Radar Doppler di Daerah Tangerang dan Sekitarnya SARASWATI DEWI Program Studi Meteorologi, Fakultas Ilmu dan Teknologi Kebumian, Institut Teknologi Bandung ABSTRAK Ketebalan lapisan batas atmosfer merupakan salah satu parameter meteorologi yang penting. Tebal lapisan batas dapat digunakan untuk mengetahui kekuatan dari proses pencampuran vertikal polutan. Selain itu, parameter ini juga penting dalam model cuaca dan iklim. Radar Doppler C-band Serpong yang merupakan kerjasama antara BPPT dan JAMSTEC memiliki resolusi temporal yang tinggi dan daerah cakupan yang luas. Profil vertikal angin dari data radar ini digunakan untuk mengidentifikasi puncak Nocturnal Boundary Layer (NBL) dan Convective Boundary Layer (CBL). Identifikasi dilakukan dengan meninjau geser angin vertikal dari profil angin. Puncak NBL ditandai dengan geser angin signifikan akibat adanya kecepatan angin maksimum/llj pada ketinggian 1-1,5 km di atas permukaan tanah, sedangkan puncak CBL ditandai dengan meningkatnya geser angin di atas lapisan pencampuran. Dengan mengambil beberapa sampel pada bulan Januari 2010 sebagai representasi bulan basah dan bulan Juli 2010 sebagai representasi bulan kering, ditunjukkan bahwa tebal lapisan batas rata-rata pada bulan Januari lebih kecil daripada bulan Juli walaupun perbedaannya tidak cukup besar dan evolusi diurnal lapisan batas terlihat. Selain itu, perbedaan karakteristik tebal lapisan batas di beberapa wilayah dengan tutupan berbeda pun dapat terlihat. Kata kunci: lapisan batas, tebal lapisan batas, radar Doppler, bulan basah, bulan kering 1. Pendahuluan Lapisan batas atmosfer merupakan bagian dari troposfer yang secara langsung dipengaruhi oleh permukaan bumi dan interaksi antara permukaan tanah dengan skala waktu satu hari atau kurang (Stull, 1988). Ketebalan lapisan batas atmosfer adalah satu parameter yang fundamental untuk melihat karakteristik struktur lapisan batas atmosfer seperti turbulensi, stabilitas atmosfer serta pola diurnal karena berkaitan dengan proses transpor vertikal atau proses konveksi. Kajian mengenai lapisan batas atmosfer cukup banyak dilakukan di berbagai tempat dan digunakan untuk berbagai macam analisis termasuk analisis struktur lapisan batas di suatu tempat di berbagai jenis topografi atau pada saat terjadi fenomena cuaca seperti badai tropis. Ketebalan lapisan batas atmosfer tidak dapat diukur secara langsung, sehingga harus dilakukan pendekatan secara tidak langsung dari profil pengukuran atau simulasi. Instrumen yang dapat digunakan datanya untuk menentukan ketebalan lapisan batas adalah instrumen-instrumen yang menghasilkan profil vertikal parameter meteorologi dan salah satu contohnya adalah radar Doppler. Penelitian mengenai variasi diurnal lapisan batas atmosfer menggunakan Radar Doppler L- Band atau Boundary Layer Radar (BLR) sebelumnya pernah dilakukan di Jepang oleh Hashiguchi dkk (1994) pada daerah yang berbukit. Dalam penelitiannya, variasi diurnal lapisan batas atmosfer dilihat berdasarkan echo intensity dan ditemukan bahwa echo intensity maksimum berhubungan dengan puncak lapisan batas konvektif pada siang hari yang didefinisikan dari gradien temperatur potensial virtual. Berdasarkan observasi BLR, lapisan batas atmosfer pada daerah berbukit memiliki siklus diurnal yang kuat. Berbeda dengan BLR, Radar Doppler C-band dalam pengoperasiannya dapat menjangkau hingga radius 175 km. Kelebihan ini memberikan peluang untuk bisa melakukan identifikasi tebal lapisan batas atmosfer di berbagai tempat berbeda dalam waktu yang sama. Tujuan dari paper ini adalah menggambarkan bagaimana cara menentukan tebal lapisan batas atmosfer yang meliputi Nocturnal Boundary Layer (NBL) dan Convective Boundary Layer (CBL) berdasarkan profil vertikal angin radial Radar Doppler C-band Serpong serta bagaimana variasi spasial dan temporal lapisan batas di daerah Tangerang dan sekitarnya. 2. Data dan Metode Data yang digunakan dalam paper ini adalah data dari Radar Doppler C-band yang terletak di kawasan Pusat Penelitian Ilmu Pengetahuan dan Teknologi (Puspiptek) Serpong, Tangerang (6.4 S, E). Dalam menentukan tebal lapisan batas atmosfer menggunakan Radar Doppler C-band, data yang digunakan adalah data Doppler Velocity (m/s) dan Radar Reflectivity (dbz). Dari data yang tersedia (data untuk elevasi radar 0.6 s.d. 50 ), yang digunakan hanya data untuk elevasi radar 0.6 s.d. 10 karena untuk sudut elevasi yang rendah (kurang dari 10 ) data kecepatan angin yang dihasilkan memiliki komponen angin horizontal yang dominan, sedangkan semakin bertambahnya sudut elevasi komponen angin yang lebih 1

3 Tabel 1. Spesifikasi Teknis Radar Doppler C- band. Sumber: neonet.bppt.go.id Tipe C-band Doppler Radar (Pulse) Manufacturer Toshiba Electrical Company, Japan Ketinggian Menara 10 m Diameter Antena 3 m Lebar Beam 1.6 Transmitter Peak 200 kw Power Jangkauan 175 km (Surveillance mode), 105 km (Volume Scan Mode) Resolusi 1 km Frekuensi Transmisi 5320 MHz Lebar Spektral 4 MHz Lebar Pulsa 1.0 mikrosekon Rotasi Antena 5 rpm Azimuth 360 Elevasi 0.6 to 50 Sistem Operasi Sun Solaris & Red Hat Enterprise Linux 5 Sistem Data Proses Sigmet RVP8 + IRIS Radar/Analysis ver Data Mentah Reflektivitas, Doppler Velovity, Tebal Spektral dominan adalah komponen angin vertikal (Chapman dan Browning, 1998). Daerah cakupan Radar Doppler C-band yang terletak di Serpong meliputi sebagian daerah Laut Jawa dan beberapa daerah di wilayah daratan. Daerah-daerah yang termasuk dalam cakupannya memiliki tutupan permukaan yang berbedabeda. Oleh karena itu, untuk melihat bagaimana variasi tebal lapisan batas pada daerah dengan tutupan permukaan yang berbeda, daerah cakupan radar ini dibagi lagi menjadi beberapa wilayah : 1) Wilayah A (5.4 LS LS dan BT B1 A C B2 Gambar 1. Peta Wilayah Kajian (sumber: Google Earth) BT). Wilayah A merupakan daerah dengan sebagian besar tutupan permukaan berupa air (wilayah laut). 2) Wilayah B (6.1 LS 6.5 LS dan BT BT). Wilayah B merupakan daerah dataran rendah yang cenderung datar dengan tutupan wilayah berupa daerah perkotaan. Wilayah B dibagi dua: B1 yang merupakan daerah suburban dan B2 yang merupakan daerah urban. 3) Wilayah C (6.6 LS LS dan BT BT). Wilayah C merupakan daerah dengan topografi wilayah yang berbukit-bukit dengan ketinggian minimum 400 m dpl. Waktu kajian yang digunakan dalam penelitian ini adalah dengan mengambil sampel masing-masing 5 (lima) hari pada bulan basah (Januari) yaitu tanggal 18, 19, 20, 21, 22 Januari 2010 dan pada bulan kering (Juli) yaitu tanggal 1, 2, 3, 5, 8 Juli Untuk menentukan tebal lapisan batas dengan Radar Doppler C-band, yang pertama dilakukan adalah pengolahan data radar. Data radar yang digunakan merupakan data mentah dengan format *.RAW. Data diekstrak dengan menggunakan program IRISread yang dijalankan dengan OS Linux. Data yang sudah dibaca kemudian disimpan dalam format ASCII. Selanjutnya, untuk mendapatkan data profil angin yang dapat merepresentasikan data angin di masing-masing daerah kajian maka dilakukan sampling data. Teknik sampling yang digunakan pada tugas akhir ini adalah teknik modus, yaitu dengan mengambil nilai yang paling banyak muncul di masing-masih daerah kajian. Profil angin yang dihasilkan adalah profil angin per-100 meter. Setelah dilakukan pengolahan data radar, barulah proses menentukan tebal lapisan batas atmosfer. Penentuan tebal lapisan batas ini dilakukan dengan 2 tahap yaitu identifikasi ketinggian puncak lapisan batas dan penentuan tebal lapisan batas. Identifikasi puncak CBL (terhitung sejak pukul s.d WIB) dilakukan dengan identifikasi ketinggian Entrainment layer (EL). EL terletak di atas mixed layer (ML) yang ditandai dengan meningkatnya geser angin vertikal,. Identifikasi ini dilakukan secara visual dengan melihat profil vertikal angin serta dengan melihat pertambahan nilai geser angin. Identifikasi puncak NBL yang terhitung sejak pukul s.d WIB ditentukan dengan meninjau ketinggian angin maksimum/llj karena Nocturnal Boundary Layer (NBL) biasanya berkaitan dengan nocturnal LLJ (Seibert dkk, 1997). Angin maksimum ini menghasilkan geser angin yang kuat pada lapisan di bawahnya yang merupakan sumber dari turbulensi pada pencampuran di NBL. LLJ ditentukan dari kecepatan angin maksimum yang terdapat di 1 1,5 km di atas permukaan tanah. Untuk digolongkan sebagai LLJ, kecepatan angin maksimum

4 haris mempunyai peak minimal 2 m/s lebih besar daripada angin di level atas maupun di bawahnya (Banta, 2008). Identifikasi in dilakukan secara visual dengan melihat profil vertikal angin serta dengan memperhatikan selisih kecepatan angin maksimum dengan kecepatan angin di level atas dan di level tinggi. Pada jam WIB puncak lapisan batas kembali ditentukan dengan ketinggian angin maksimum yang merupakan puncak NBL Tebal Lapisan Batas Atmosfer Gambar 2. Profil vertikal angin di daerah B1 pada pada 18 Januari 2010 mulai pukul WIB (paling kiri) sampai dengan pukul WIB (paling kanan) bawahnya. Selanjutnya, ketebalan lapisan batas diukur dari dasar permukaan hingga ketinggian puncak lapisan batas. 3. Hasil dan Pembahasan 3.1. Puncak Lapisan Batas Atmosfer Untuk menentukan tebal lapisan batas atmosfer, ketinggian puncak lapisan batas harus didapatkan terlebih dahulu. Ketinggian puncak CBL dan NBL dapat teridentifikasi dari profil angin dan hasil identifikasi ketinggian puncak lapisan batas atmosfer berdasarkan profil vertikal angin radial radar menunjukkan bahwa puncak lapisan batas berubah-ubah dalam satu hari. Perubahan dari ketinggian puncak lapisan batas atmosfer ditunjukkan oleh Gambar 2. Pada dini hari hingga menjelang matahari terbit, ketinggian puncak lapisan batas atmosfer teridentifikasi berdasarkan ketinggian LLJ, pada pagi hari hingga sore hari sebelum matahari terbenam puncak lapisan batas teridentifikasi dari ketinggian entrainment layer yang ditandai dengan meningkatnya geser angin vertikal. Pada dini hari jam WIB puncak NBL diidentifikasi dari ketinggian angin maksimum/llj, begitu pula pada jam WIB. Pada jam WIB nampak mulai terbentuk ML yang ditandai dengan kecepatan angin yang konstan menurut ketinggian. Tinggi puncak CBL diidentifikasi dari EL di atas ML. Pada pukul WIB ML mengalami pengembangan dan ketinggian puncak CBL semakin Terbentuknya lapisan batas atmosfer sebagai akibat dari interaksi antara atmosfer dengan permukaan menghasilkan nilai ketebalan lapisan batas yang berbeda untuk tempat yang berbeda, tergantung pada pemanasan/pendinginan permukaan, kekasaran permukaan, serta karakteristik topografi permukaan. Secara umum tebal rata-rata NBL di daerah daratan pada bulan Juli lebih besar daripada tebal rata-rata NBL di bulan Januari, walaupun perbedaannya tidak terlalu besar. Berbeda dengan darat, daerah A (laut) memiliki rata-rata tebal NBL yang hampir sama pada bulan Januari dan Juli. Daerah C dengan sebagian besar tebal NBL berada pada kisaran ratusan meter memiliki range yang paling besar dibandingkan dengan lainnya karena penurunan yang signifikan saat transisi CBL ke NBL. Sedangkan untuk CBL, secara umum tebal CBL di bulan Juli lebih besar daripada di bulan Januari tetapi untuk daerah A (laut) perbedaan antara Januari dan Juli tidak begitu signifikan dan range tebal CBL di bulan Januari dan Juli hampir sama. Tebal CBL lebih bervariasi daripada tebal NBL karena CBL mengalami pengembangan pada siang hari yang tergantung pada tingkat pemanasan di permukaan bumi dan variasi tebal CBL di bulan Juli di semua daerah kajian lebih besar daripada di bulan Januari Evolusi Diurnal Lapisan Batas Atmosfer Salah satu faktor yang mempengaruhi lapisan batas atmosfer adalah variasi diurnal. Idealnya, tebal lapisan 3

5 batas atmosfer akan bertambah dari waktu ke waktu dan mencapai puncak pada siang hari saat pemanasan lebih besar daripada ketebalan rata-rata lapisan batas pada bulan Januari baik NBL maupun CBL. Indonesia yang terletak di daerah tropis mendapatkan radiasi sinar Gambar 3. Tebal lapisan batas atmosfer rata-rata di bulan Januari 2010 (atas) dan di bulan Juli 2010 (bawah) permukaan bumi oleh sinar matahari mencapai maksimum. Setelah itu lapisan batas akan terdisipasi pada sore hari saat radiasi matahari berkurang dan akhirnya menurun pada malam hari membentuk NBL. Berikut dijelaskan mengenai variasi ketebalan lapisan batas atmosfer sebagai akibat dari siklus diurnal pemanasan permukaan bumi oleh sinar matahari. Tebal lapisan batas atmosfer yang didapatkan dengan meninjau profil vertikal angin di 5 (lima) hari di bulan Januari 2010 dan 5 (lima) hari di bulan Juli 2010 kemudian dirata-ratakan sehingga didapatkan tebal lapisan batas rata-rata di bulan Januari dan Juli Evolusi diurnal dari tebal lapisan batas atmosfer dapat terlihat, ditunjukkan oleh Gambar 3. Lapisan batas atmosfer menebal pada siang hari dan menipis pada malam hari sesuai dengan siklus diurnal pemanasan permukaan oleh sinar matahari. Ketebalan rata-rata lapisan batas atmosfer pada masing-masing wilayah kajian menunjukkan bahwa pada bulan Juli nilai ketebalan rata-rata lapisan batas matahari sepanjang tahun, tetapi walaupun demikian bulan Januari merupakan bulan basah dengan kelempaban rata-rata yang lebih tinggi daripada bulan Juli yang termasuk bulan kering. Rata-rata kelempaban bulan Januari 2010 dari 5 (lima) stasiun meteorologi yang berada di wilayah kajian menunjukkan nilai 83.4% sedangkan untuk bulan Juli 2010 rata-rata kelempaban bernilai 79.9%. Selain itu temperatur rata-rata bulan Januari 2010 bernilai 25 C sedangkan temperatur ratarata di bulan Juli 2010 bernilai 27 C. Hal inilah yang menyebabkan tebal lapisan batas rata-rata di bulan Juli lebih besar daripada di bulan Januari. Kelempaban di bulan Januari yang lebih tinggi menjadikan pemanasan permukaan pada siang hari tidak seintens di bulan Juli. Dari Gambar 3 dapat terlihat bahwa daerah A yang berupa daerah dengan sebagian besar tutupan berupa air memiliki rata-rata tebal lapisan batas dengan nilai yang lebih kecil dibandingkan dengan daerah lainnya yang semuanya berupa daratan. Tebal rata-rata antara lapisan batas pada malam hari dengan lapisan batas pada siang hari tidak memiliki perbedaan yang cukup besar bila 4

6 dibandingkan dengan daerah lainnya. Hal ini dikarenakan karakteristik daerah lautan yang memiliki variasi diurnal kecil. Permukaan laut bersifat lambat menyerap panas serta lambat juga melepaskan panas, udara di daerah laut memiliki kelempaban tinggi karena banyak mengandung uap air. Hal ini menyebabkan proses pencampuran konventif di laut tidak sekuat yang terjadi di darat. Dibandingkan dengan daerah A yang permukaannya ditutupi oleh air, daerah B1, B2, dan C yang merupakan daerah daratan memiliki tebal rata-rata lapisan batas yang lebih besar. Karakteristik daerah daratan yang berbeda dengan daerah lautan menyebabkan tebal lapisan batas di daerah ini memiliki perbedaan yang cukup jelas antara NBL dan CBL. Daratan memiliki sifat mudah menyerap panas dan mudah melepaskan panas. Pada siang hari di daratan lapisan batas terus mengembang hingga mencapai tebal maksimumnya selama ada pemanasan permukaan oleh radiasi sinar matahari lalu menurun dengan cepat karena adanya pendinginan permukaan saat tidak adanya lagi pemanasan permukaan akibat radiasi sinar matahari. Pendinginan permukaan menyebabkan turbulensi termal berkurang dengan cepat. Bila dibandingkan dengan daerah daratan lainnya, daerah C memiliki perbedaan antara tebal NBL dan CBL yang cukup besar. Hal ini dikarenakan karakteristik permukaan daerah C yang termasuk kompleks. Udara di daerah lembah gunung memanas lebih cepat pada siang hari dan mendingin lebih cepat pada malam hari dibandingkan udara di daerah datar sekitarnya, pada siang hari jumlah radiasi sinar matahari yang datang ke atas daerah lembah gunung memanasi volume udara yang lebih kecil dibandingkan dengan daerah datar di sekitarnya. Pada Gambar 3 juga ditunjukkan bahwa perbedaan tebal lapisan batas rata-rata antara daerah laut (A) dan daerah daratan (B1, B2, C) di bulan Juli lebih besar daripada di bulan Januari. Hal ini dapat dihubungkan dengan kejadian angin laut yang teridentifikasi dengan jelas pada bulan kering (Hadi dkk, 2001). Angin laut yang teridentifikasi dengan jelas di bulan kering menandakan kekuatan angin laut yang besar dan kekuatan angin laut bergantung pada perbedaan suhu antara darat dan laut, sehingga dapat disimpulkan pada bulan kering perbedaan suhu antara darat dan laut lebih besar dibandingkan pada bulan basah. Perbedaan suhu yang besar antara darat dan laut menandakan perbedaan tingkat pemanasan darat dan laut yang juga lebih besar di bulan kering sehingga berpengaruh terhadap tebal lapisan batasnya. Pada pukul WIB dini hari hingga pukul WIB saat terbitnya matahari, ketebalan lapisan batas di masing-masing daerah baik di bulan Januari maupun di bulan Juli berada pada kisaran ratusan meter hingga kurang lebih 1 km dengan variasi yang tidak cukup besar. Di antara pukul dan WIB tampak bahwa tebal lapisan batas bertambah. Pertambahan yang jelas terlihat untuk daerah daratan. Saat sinar matahari mulai memanasi permukaan, panas permukaan berkontribusi pada pemanasan di lapisan batas sehingga mulai terjadi penebalan lapisan batas. Pertambahan tebal lapisan batas di bulan Juli pada pagi hari nampak tidak sebesar di bulan Januari, hal ini kemungkinan dikarenakan adanya lapisan permukaan stabil yang kuat. Secara spasial, baik di bulan Januari maupun di bulan Juli, daerah C memiliki nilai yang paling kecil dibandingkan daerah lainnya, hal ini dikarenakan udara di atas daerah gunung dan lembah lebih cepat panas pada siang hari dan lebih cepat dingin pada malam hari dibandingkan daratan lainnya. Pada periode waktu WIB s.d WIB tebal lapisan batas atmosfer di masing-masing daerah kajian mengalami peningkatan seiring dengan adanya proses pemanasan permukaan oleh sinar matahari yang menyebabkan pencampuran secara konvektif terjadi di lapisan batas. Semakin bertambah temperatur di permukaan akibat pemanasan semakin besar pula proses pencampuran konvektif yang mempengaruhi tebal mixed layer yang merupakan bagian dari CBL. Pada periode waktu pukul WIB s.d WIB lapisan batas atmosfer masih mengalami penebalan hingga mencapai puncaknya. Pada periode waktu ini penerimaan sinar matahari oleh permukaan mencapai titik maksimum. oleh karena itu di sebagian besar daerah kajian, tebal lapisan batas mencapai puncaknya pada periode waktu ini. Akan tetapi puncak maksimum tidak terjadi pada tengah hari, melainkan di sekitar pukul WIB sampai WIB. Radiasi matahari yang datang ke permukaan bumi mencapai intensitasnya yang paling tinggi di sekitar tengah hari. Walaupun intensitas sinar matahari yang datang ke permukaan bumi berkurang setelah siang hari, tetapi intensitasnya masih melebihi panas yang dikeluarkan oleh permukaan bumi. Kondisi ini menyebabkan adanya surplus energi selama dua sampai empat jam setelah tengah hari dan menyebabkan adanya lag antara waktu puncak pemanasan dan puncak suhu maksimum permukaan. Pada bulan Juli terjadi penurunan tebal lapisan batas yang cukup signifikan terjadi di daerah daratan. Hal ini kemungkinan diakibatkan oleh pengaruh dari intrusi angin laut. Angin laut dapat mengubah struktur lapisan batas atmosfer dan menjadikannya terbagi menjadi beberapa lapisan. Proses adveksi udara laut yang lebih dingin menjadikan proses pendinginan berjalan lebih cepat. Pengaruh angin laut ke daratan dapat mencapai jarak km dari pantai. Jika angin laut tersebut kuat maka pengaruhnya dapat mencapai daerah yang jauh pula. Selain itu terdapat juga kemungkinan lain yang menyebabkan daerah C mengalami penurunan tebal lapisan batas yang signifikan pada sore hari. Kelempaban rendah serta kecepatan angin yang rendah juga merupakan penyebab proses pendinginan permukan berjalan lebih cepat. Pada 5

7 periode waktu ini, tebal lapisan batas di masing-masing daerah berkisar antara 2 km hingga lebih dari 3 km. Daerah B2 memiliki tebal lapisan batas rata-rata paling besar diantara daerah-daerah lainnya. Daerah B2 yang berupa daerah urban dengan sebagian besar tutupan lahan berupa bangunan dan jalan disertai kelempaban udara yang lebih rendah menyebabkan tingkat pemanasan di daerah ini tinggi dan udara di daerah ini bersifat bouyant sehingga puncak mixed layer di daerah ini tinggi. Baik di bulan Januari maupun di bulan Juli, ketebalan lapisan batas menunjukkan angka yang sangat bervariasi pada periode waktu ini. pada periode waktu pukul WIB s.d WIB terjadi penurunan tebal lapisan batas atmosfer. Di sekitar jam hingga WIB terjadi transisi dari CBL ke NBL, hal ini ditunjukkan oleh penurunan tebal lapisan batas. Di daerah A, tebal lapisan batas pada periode waktu ini berkisar antara 1000 m hingga 2000 m. Proses pendinginan yang membutuhkan waktu lama di daerah laut menyebabkan penurunan tebal lapisan batas di daerah laut tidak signifikan dibandingkan daerah daratan. Ketebalan lapisan batas rata-rata di periode ini bernilai maksimum pada waktu sekitar pukul WIB yaitu pada waktu terbenamnya matahari. Di daerah C, ketebalan lapisan batas rata-rata pada periode waktu ini lebih kecil dibandingkan daerah lainnya, yaitu berkisar antara ratusan meter hingga sekitar 1500 meter. Temperatur rata-rata daerah C yang rendah daripada daerah lainnya serta karakteristik daerah bertopografi kompleks dengan proses pendinginan lebih cepat dibandingkan daerah datar di sekitarnya menyebabkan penurunan tebal lapisan batas di daerah C berlangsung lebih cepat. Daerah B1 dan B2 juga menunjukkan adanya penurunan tebal lapisan batas tetapi tidak sesignifikan daerah C Kondisi-kondisi yang Menyebabkan Tebal Lapisan Batas Sulit Teridentifikasi Metode penentuan lapisan batas menggunakan profil angin merupakan cara yang tergolong praktis. Akan tetapi dalam pengerjaannya terdapat beberapa kondisi yang menyebabkan puncak lapisan batas sulit teridentifikasi. Kondisi tersebut antara lain: 1) Profil vertikal angin yang hampir konstan di setiap ketinggian. Gambar 4 merupakan contoh dari profil angin yang hampir konstan terhadap ketinggian. Pada profil angin yang seperti digambarkan oleh gambar tersebut tidak terdeteksi adanya perubahan kecepatan angin yang signifikan menurut ketinggian maka sulit untuk menentukan ketinggian puncak lapisan batas. Gambar 4. Contoh profil vertikal angin yang konstan menurut ketinggian 2) Profil vertikal angin yang memiliki variasi besar menurut ketinggian Gambar 5. Contoh profil vertikal angin yang memiliki variasi besar Pada profil angin seperti yang digambarkan pada Gambar 5 puncak NBL sulit diidentifikasi karena besarnya variasi pada profil vertikal angin. Karakteristik NBL seperti LLJ tidak dapat terlihat dengan jelas. 3) Profil vertikal angin yang terputus-putus atau hanya mencapai ketinggian tertentu saja. Gambar 6 merupakan contoh profil vertikal angin yang hanya mencapai ketinggian tertentu saja atau tidak lengkap. Hal ini disebabkan karena tidak adanya data angin pada ketinggian tersebut. Kondisi seperti ini menyebabkan identifikasi puncak lapisan batas baik NBL maupun CBL dengan metode geser angin sulit dilakukan. 6

8 Penentuan tebal lapisan batas dengan metode profil angin dapat dilakukan akan tetapi terdapat beberapa kondisi dimana puncak lapisan batas sulit teridentifikasi antara lain: profil vertikal angin yang terputus-putus, profil vertikal angin dengan variasi yang besar, serta profil vertikal angin yang konstan di setiap ketinggian UCAPAN TERIMA KASIH Gambar 6. Contoh profil vertikal angin yang terputus-putus Dari beberapa contoh kondisi yang menunjukkan kondisi dimana puncak lapisan batas yang sulit teridentifikasi maka dapat disimpulkan bahwa metode identifikasi tebal lapisan batas dengan berdasarkan profil angin tergolong praktis jika struktur lapisan batas terlihat dengan jelas. 4. Kesimpulan Kesimpulan dari penelitian ini adalah: Puncak lapisan batas atmosfer (NBL dan CBL) dapat teridentifikasi dari profil vertikal angin, sehingga tebal lapisan batas pun dapat ditentukan. Ketebalan lapisan batas rata-rata di daerah laut dan beberapa daerah daratan berbeda memiliki nilai yang berbeda-beda karena tingkat penyerapan dan pelepasan pemanasan di setiap daerah berbedabeda tergantung karakter permukaan masingmasing daerah. Daerah A yang merupakan daerah laut memiliki tebal rata-rata antara ratusan meter hingga sekitar 2 km, lebih kecil dibandingkan tebal rata-rata di daerah daratan yang mencapai kurang lebih 3 km dan perbedaan antara Januari dan Juli tidak signifikan. Daerah B1 (daerah suburban) dan B2 (daerah urban) memiliki tebal lapisan rata-rata dengan kisaran yang hampir sama, pada bulan Juli tebal lapisan batas lebih besar daripada di bulan Januari. Daerah C yang topografi wilayahnya tergolong kompleks memiliki tebal lapisan batas perbedaan siang-malam yang lebih besar dibandingkan daerah daratan di sekitarnya dan memiliki perbedaan yang cukup besar antara Januari dan Juli. Evolusi diurnal lapisan batas atmosfer dalam satu hari dapat terlihat, terutama di daerah daratan. Tebal lapisan batas memuncak setelah siang hari dan mencapai nilai minimumnya pada saat menjelang fajar. Penelitian ini tidak akan selesai tanpa data Radar Doppler C-Band Serpong yang merupakan hasil kerjasama antara Badan Penelitian dan Pengkajian Teknologi (BPPT) dan Japan Agency for Marine Earth Science and Technology (JAMSTEC). Karena itu penulis mengucapkan banyak terima kasih kepada Bapak Ardhi Adhary Arbain, S.Si, MT. dan Ibu Sophia Lestari, S.Si atas bantuan data yang penulis dapatkan. REFERENSI Banta, R. M. (2008). Stable Boundary Regimes from The Perspective of The Low Level Jet. Acta Geophysica, Chapman, D., dan Browning, K. A. (1998). Use of Wind Shear Displays for Doppler Radar Data. Journal of American Meteorological Society. Hadi, T. W., Horinouchi, T., Tsuda, T., Hashiguchi, H., & Fukao, S. (2001). Sea-Breeze Circulation over Jakarta, Indonesia: A Climatology Based on Boundary Layer Radar Observations. Hadi, T. W., Tsuda, T., Hashiguchi, H., dan Fukao, S. (2000). Tropical Sea-breeze Curculation and Related Atmospheric Phenomena Observed with L-band Boundary Layer Radar in Indonesia. Journal of the Meteorological Society of Japan, Vol. 78, No. 2, Hashiguchi, H., Yamanaka, M. D., Tsuda, T., Yamamoto, M., Nakamura, T., Adachi, T., Fukao, Shoichiro. (1995). Diurnal Variations of The Planetary Boundary Layer Observed With An L-Band Clear-Air Doppler Radar. Seibert, P., Beyrich, F., Gryning, S.-E., Rasmussen, A., Tercier, P., Joffre, S., (1997). Mixing Height Determination for Dispersion Modelling. COST Action 710. Stull, R. B. (1988). An Introduction to Boundary Layer Meteorology. Dordrecht: Kluwer Academic Publishers. 7