Bab II Tinjauan Pustaka II.1 Konveksi Pengetahuan mengenai struktur dan sifat sistem konveksi di daerah monsun dunia, baik di darat maupun di laut diperoleh dari studi kasus dan kegiatan lapangan (field campaigns) terbatas. Bukti dari studi ini mengindikasikan karakteristik sistem konveksi kuat (deep convection) pada bermacam-macam wilayah monsun mempunyai kemiripan satu sama lain (Houze dan Betts 1981; Johnson dan Houze 1987). Konveksi cenderung mengalami evolusi dikarakteristikan dengan presipitasi konvektif yang dominan pada awal siklus hidup diikuti oleh pertumbuhan ke atas dan perkembangan presipitasi stratiform pada skala waktu ~2-4 jam atau lebih lama. Hasil akhir sistem konveksi skala meso atau MCS, didefinisikan oleh Houze (1993) sebagai sistem awan cumulunimbus yang menghasilkan area yang berbatasan ~100 km atau lebih sekurang-kurangnya pada satu arah. MCS iklim global di wilayah monsun pertama kali diteliti menggunakan satelit Mesoscale Convective Complexes (MCC) (Maddox 1980). MCC merupakan populasi MCS yang hidup terbesar dan terpanjang. Laing dan Fritsch (1997) dalam penelitiannya tentang MCC menemukan beberapa hal antara lain; (1) kebanyakan MCC di benua, (2) cenderung terbentuk pada zona gradien diantara Outgoing Longwave Radiation (OLR) maksimum dan minimum maxima [normalnya tidak terjadi pada daerah yang sering hujan] dan (3) cenderung terjadi di daerah lee (relatif terhadap aliran level menengah utama) dari elevasi daerah. Struktur dan dinamika MCC menjadi subjek penelitian intensif selama lebih kurang tiga puluh tahun (Houze 1993). Penyelidikan terbaru evolusi dari lebih kurang 100 MCC dibagian tengah Amerika Serikat mengungkapkan karakteristik baru dari sistem (Parker dan Johnson 2000). Tiga pola utama MCC telah diidentifikasi. Tiga mode tersebut adalah garis konvektif dengan jejak (TS), leading (LS) dan curahan stratiform parallel (PS). Sistem TS merupakan bentuk yang paling umum, tercatat ~60% kasus, dengan LS dan PS masing-masing tercatat sekitar 20%. Sistem TS umumnya menjalar secara cepat (~10-15 ms-1) dan menghasilkan hujan lebat tetapi jarang menghasilkan banjir bandang. Sementara itu, sistem LS dan PS bergerak lebih lambat dan dan seringkali menyebabkan banjir bandang sebagai hasil pergerakan yang lambat, training dan/atau pembentukan kembali sell. Wilayah konvektif dan stratiform MCS menunjukkan profil pemanasan yang kontras. Peningkatan yang tajam terhadap ketinggian dan pada level menengah pada wilayah stratiform menghasilkan anomali vortisitas potensial (PV) positif di pertengahan troposfer, menimbulkan pembangkitan vortex konvektif skala meso pada level menengah (MCV; Raymond dan Jiang 1991). MCV biasa muncul di atas China di lembah Yangtze selama musim Meiyu, secara potensial berkontribusi memperpanjang sistem presipitasi,
hujan lebat dan banjir bandang (Akiyama 1984a,b). Akhir-akhir ini, Wang et al. (2004) telah mempelajari penjalaran sistem konveksi yang melintasi daratan utama China menggunakan data kecerahan inframerah GMS. Mereka menemukan penjalaran ke arah timur pada akhir musim semi berhubungan kuat dengan siklus diurnal. Gambar II.1 Tahap dewasa ideal dari MCS mengilustrasikan wilayah presipitasi konvektif dan stratiform dengan mengasosiasikan profil pemanasan (Sumber: Johnson 1986) II.2 Siklus Diurnal Siklus diurnal aliran dan presipitasi merupakan ciri dominan monsun. Pada skala besar Plateau (Dataran Tinggi) Tibet membangkitkan sirkulasi yang bervariasi secara harian yang signifikan, gerakan ke atas dan pemanasan diabatik (Luo dan Yanai 1983; Nitta 1983; Krishnamurti dan Kishtawal 2000). Pada skala meso ada angin darat-laut lokal, sirkulasi gunung/lembah dan keheterogenan permukaan yang mempengaruhi pola presipitasi daerah monsun dunia. Selama Winter Monsoon Experiment (WMONEX) 1978, siklus diurnal konveksi pantai utara Borneo (Kalimantan) dipelajari menggunakan radar dan data sounde. Houze et al. (1981) mendokumentasikan perkembangan MCS pada malam hari di Borneo, disinyalir merupakan hasil konvergensi level bawah angin darat pada malam hari dengan aliran monsun timurlaut. MCS umumnya berawal sebagai kelompok sell konvektif dekat garis pantai dan kemudian melebar sampai beberapa ratus kilometer skala dimensi dengan komponen konvektif dan stratiform, kemudian terdisipasi setelah matahari terbit sebagai perkembangan angin laut (lihat Gambar II.2).
Studi konveksi di Taiwan selama Taiwan Mesoscale Experiment (TAMEX), Johnson dan Bresch (1991) menyarankan aliran angin darat pada malam hari diperbesar oleh evaporasi presipitasi malam sebelumnya di atas interior elevasi topografi. Mapes et al. (2003) mengajukan teori bahwa angin darat sendiri tidak cukup untuk menghasilkan konveksi malam hari yang secara teratur muncul di lepas pantai Kolumbia dan Teluk Panama. Beliau berargumen gelombang gravitas akibat pemanasan (dihasilkan oleh elevasi topografi dan menjalar sekitar 15 ms-1) merupakan bagian penting dari proses dan menghasilkan anomali hangat lepas pantai selama siang hari, sehingga menutup konveksi, sementara pendinginan yang dihasilkan pada malam hari, membolehkan konveksi tumbuh (Gambar II.3). Selain angin darat, gelombang gravitas atau mekanisme lain yang memainkan peran utama kemunculan konveksi pantai malam hari (Garreaud dan Wallace 1997) masih belum jelas. Selama North American Monsoon Experiment (NAME) 2004, radar pantai dan pemprofil angin mendokumentasikan perkembangan konveksi tengah malam, pagi buta lepas pantai dekat Mazatlan, Meksiko secara jelas merupakan tanggapan konvergensi angin darat, serupa dengan mekanisme yang diajukan oleh Houze et al. (1981) untuk Borneo. Pemahaman siklus diurnal konveksi di lingkungan pantai penting karena banyak presipitasi yang terjadi disana dan model global tidak dapat mewakili secara benar siklus diurnal konveksi (Yang dan Slingo 2001). Di daerah monsun Asia, data satelit mengindikasikan penjalaran ke arah selatan sistem presipitasi dari India diatas Teluk Bengal. Penjalaran ini dibuktikan dari diagram waktu-lintang kecerahan temperatur di atas Teluk Bengal (Webster et al. 2002). Sistem presipitasi (diduga dari puncak awan dingin) dapat dilihat penjalaran sepanjang waktu dari pantai India dekat 20 LU menuju equator pada suatu waktu. Data radar dari R/V Ron Brown di Teluk Bengal mengindikasikan bahwa konveksi diasosiasikan dengan sinyal diurnal mempunyai karakteristik sistem squall line (garis badai). Penjalaran yang berhubungan dengan siklus diurnal juga muncul di atas darat daerah
monsun. Wang et al. (2004) mendokumentasikan siklus diurnal konveksi di atas bagian timur Dataran Tinggi Tibet, mencapai puncak pada sore hari atau malam hari kemudian menjalar ke arah timur. Kousky (1980) dan Molion (1987) menyajikan sequen gambar satelit yang mengilustrasikan kejadian di daerah pantai pada sore hari dan subsequen penjalaran ke arah darat garis badai di Basin Amazon. Garis badai di atas Afrika Barat menjalar ke arah barat melampau jarak yang jauh dan diasosiasikan dengan gelombang timuran Afrika (Houze dan Betts 1981), dan maksimum tutupan awan konveksi ditemukan terjadi di dekat atau pendek setelah tengah malam di atas Afrika Barat (McGarry dan Reed 1978). Gambar II.2 Skema pembentukan presipitasi dibangkitkan secara diurnal dilepas pantai Borneo (Sumber: Houze et al. 1981).
Gambar II.3 Ilustrasi propagasi gelombang gravitas dibangkitkan secara termal oleh pemanasan di atas elevasi topografi dan inisialisasi konveksi malam hari di lepas pantai (Sumber: Mapes et al. 2003). II.3 Pengaruh Topografi Diseluruh wilayah monsun dunia, topografi mempunyai pengaruh yang signifikan pada cuaca lokal dan presipitasi (Riehl 1954; Ramage 1971; Ding 1994). Akhir-akhir ini, Chang et al. (2004) mempelajari hubungan curah hujan terhadap aliran monsun dan topografi di atas Indochina dan benua maritim menggunakan TRMM PR dan data QuickSCAT. Sebagian besar wilayah tercatat adanya pembalikan aliran secara musiman. Selama musim dingin boreal ada aliran dekat pantai menuju deretan pegunungan di sekitar pantai di Viet Nam, Malaysia dan sepanjang sisi timur Filipina. Aliran dekat pantai berkontribusi pada maksimum curah hujan monsun musim dingin boreal di wilayah ini.
Meskipun tidak dapat digambarkan secara jelas, kebanyakan curah hujan pantai yang lebat terjadi di lepas pantai daripada di sekitar slope arah angin rangkaian pantai. Kelakuan ini telah dicatat dan dipelajari dalam mempelajari hujan lebat sepanjang pantai bagian barat India Bagian Barat Ghats oleh Grossman dan Durran (1984), Smith (1985) dan Ogura dan Yoshizaki (1988). Studi pemodelan Ogura dan Yoshizaki menunjukkan posisi curah hujan paling lebat berada lepas pantai bergantung pada geser angin vertikal kuat (baratan level bawah dan timuran level atas) dan fluks permukaan kuat di atas osean. Pembalikan aliran serupa terjadi selama monsun musim panas boreal Myanmar dan pantai barat Filipina, memungkinkan membantu penjelasan kelakuan yang serupa pada wilayah ini. Faktor kemungkinan yang lain presipitasi lepas pantai adalah blocking upstream pada aliran level bawah, efek land breeze (angin darat) dan konvergensi gesekan daerah pantai.