ATMOSPHERIC INFLUENCE

KELOMPOK 9

1. BAYUARISTIWIJAYA (3511100036)

2. MEIKA SUMARSONO (3512100023)

3. LATIFATULZAHROH (3512100027)

4. ASWALDIASWAN (3512100049)

5. DIAN PRATAMA E. P. (3512100081)

1. Pengantar

Matahari dan atmosfer mengendalikan hampir semua prosesdinamik di laut baik secara langsung maupun tidak langsung.Angin mengendalikan sirkulasi permukaan laut sampaikedalaman sekitar satu kilometer. Angin dan pasang surutbercampur mengendalikan arus lebih dalam di laut.

2. The Earth in Space

Orbit Bumi terhadap matahari adalah ellips

dengan jarak rata-rata 1,5 × 108 km.

Eksentrisitas terkecil orbit yaitu 0,0168. Di

Aphelion, jarak bumi ke matahari 3,4% lebih jauh

daripada di Perihelion. Perihelion merupakan

jarak terdekat bumi dengan matahari. Perihelion

terjadi setiap tahun pada bulan Januari, dan

waktu pasti berubahnya sekitar 20 menit per

tahun.

Jika panas matahari dengan cepat didistribusikan kembali ke bumi, suhumaksimum akan terjadi pada bulan Januari. Sebaliknya, jika panas yangdidistribusikan sedikit, maksimum suhu di belahan bumi utara akan terjadi dimusim panas. Jadi sudah jelas bahwa panas yang tidak cepat didistribusikanoleh angin dan arus.

2. The Earth in Space

3. Atmospheric Wind System

Gambar disamping menunjukkan

distribusi angin di permukaan laut

dan tekanan rata-rata selama tahun

1989. Peta menunjukkan angin

kencang dari barat antara lintang 40◦

untuk 60◦, angin lemah di daerah

subtropis dekat 30◦ lintang, angin

bertiup dari timur di daerah tropis,

dan angin timur lemah di sepanjang

Khatulistiwa.

Sel-sel Meridional di atmosfer dan pengaruh rotasi bumi pada angin

Gambar 4.3 Sketsa sirkulasi atmosfer bumi didorong oleh pemanasan matahari di

daerah tropis dan pendinginan di lintang atas. U10 = 7,4 m / s

Gambar 4.4 Angin permukaan laut selama bulan Juli dan Januari dihitung dariTrenberth et al. (1990) set data, yang didasarkan pada data cuaca reanalysesECMWF 1980-1989. Angin dekat 140◦ Barat di Pasifik khatulistiwa sekitar 8 m /s.

4. The Planetary Boundary Layer

Atmosfer pada ketinggian 100 m

dari permukaan laut dipengaruhi

oleh Turbulent Drag dari angin di

laut dan fluks panas melalui

permukaan. Pada variasi ketebalan

Zi dari beberapa puluh meter

selama angin bertiup lemah di atas

air yang lebih dingin dari udara

untuk sekitar satu kilometer selama

angin kuat bertiup di atas air yang

lebih hangat daripada udara.

5. Measurement of Wind

Skala pada tahun 1946 didasarkan pada persamaan U10 = 0.836B3/2, Dimana B =Beaufort Number dan U10 adalah kecepatan angin dalam satuan meter per detik padaketinggian 10 meter (List, 1966). Skala ini awalnya diusulkan oleh Laksamana Sir F.Beaufort pada tahun 1806 untuk memberikan kekuatan angin pada layar kapal. Hal inidiadopsi oleh British Admiralty pada tahun 1838 dan digunakan untuk umum.

• Scatterometers

Scatterometer adalah instrumen

yang sangat mirip dengan sebuah radar

yang mengukur persebaran dari sentimeter-

panjang gelombang radio yaitu gelombang

yang kecil, gelombang sentimeter-panjang

gelombang di permukaan laut.

• Windsat

Windsat adalah eksperimental, polarimetrik, microwaveradiometer yang dikembangkan oleh Angkatan Laut AmerikaSerikat yang mengukur jumlah dan polarisasi radiasi microwaveyang dipancarkan dari laut pada sudut relatif antara 50◦ sampai55◦ terhadap vertikal dan lima frekuensi radio.

• Special Sensor Microwave SSM / I

Instrumen ini mengukur radiasi gelombangmikro yang dipancarkan dari laut padasudut mendekati 60◦ dari vertikal.

• Anemometers on Ships

Pengamatan satelit yang dilengkapi olehlaporan angin ke lembaga meteorologi olehpengamat yang membaca anemometers dikapal. Anemometer dibaca empat kalisehari pada Standard Greenwich Time dandilaporkan melalui radio kepada badan-badan meteorologi.

• Calibrated Anemometers on Weather Buoys

Pengukuran angin paling akurat di laut yang dibuat oleh anemometers yangtelah dikalibrasi pada Weather Buoys Data dari pelampung pesisir dirata-rataselama delapan menit sebelum jam, dan pengamatan ditransmisikan kepantai melalui link satelit. Akurasi terbaik dari anemometer padapelampung yang dioperasikan the US national Data Buoy Center adalah lebihbesar dari ± 1 m/s atau 10% untuk kecepatan angin dan ± 10◦ untuk arahangin (Beardsley et al. 1997).

6. Calculations of Wind

• Surface Analysis from Numerical Weather Models

Model cuaca yang paling banyak digunakan adalah yang dijalankan olehEuropean Centre for Medium-range Weather Forecasts ECMWF. Ini menghitunganalisis permukaan, termasuk permukaan angin dan fluks panas setiap enamjam pada grid 1◦ × 1◦ dari model batas-lapisan eksplisit. Nilai yg telah dihitungdiarsipkan pada grid 2,5◦. Dengan demikian peta angin dari model cuacanumerik terlihat kurang rinci dalam peta dari data Scatterometer, yangmemiliki grid 1/4◦.

Perhitungan angin memiliki akurasi yang relatif baik. Freilich dan Dunbar (1999)memperkirakan bahwa akurasi untuk kecepatan angin pada 10 meter adalah ±1,5 m / s, dan ± 18◦ untuk arahnya.

6. Calculations of Wind

• Reanalyzed Data from Numerical Weather Models

Analisa permukaan dari cuaca untuk beberapa daerah telah dihasilkan selamalebih dari seratus tahun, dan seluruh bumi sejak sekitar tahun 1950. Analisispermukaan dihitung dengan model numerik dari sirkulasi atmosfer yang telahtersedia selama beberapa dekade.

• Source of Reanalyzed Data

Reanalisis menggunakan sebagian besar data permukaan dan kapal yang samadengan yang digunakan oleh reanalysis NCEP/NCAR ditambah data dari ERS-1dan ERS-2 satelit dan SSM/I. Era-40 produk resolusi dasar tersedia setiapenam jam pada grid N80 memiliki 160 × 320 poin grid dengan resolusi spasial1,125◦ dan 60 tingkat vertikal. Produk era-40 resolusi dasar tersedia setiapenam jam dengan resolusi spasial 2,5◦ dan 23 tingkat vertikal. Reanalisismeliputi model gelombang laut yang menghitung ketinggian gelombang lautdan gelombang spektrum setiap enam jam pada grid 1,5◦.

7. Wind Stress

Tegangan angin ( T ) dihitung dari:

T = ρa CDU210

dimana ρ = 1,3 kg / m3 adalah densitas udara, U10 adalah kecepatan angin pada

10 meter, dan CD adalah koefisien hambatan. Dengan respon yang cepat,

instrumen mengukur fluktuasi angin dalam 10-20 m dari permukaan laut,

dimana T secara langsung dihitung. Korelasi T dengan U210 memberikan

CD(Gambar 4.6).

Trenberth et al. (1989) dan Harrison (1989) mendiskusikan keakuratan sebuahkoefisien hambatan angin yang efektif terkait tegangan untuk kecepatan anginpada skala global. Mungkin nilai yang terbaik dari yang diterbitkan terbaruadalah dari Yelland dan Taylor (1996) dan Yelland et al. (1998) yangmenyebutkan bahwa:

8. Studi Kasus

KARAKTERISTIK OSEANOGRAFI FISIK DI PERAIRAN SAMUDERA HINDIA TIMUR

PADA SAAT FENOMENA INDIAN OCEAN DIPOLE (IOD)

FASE POSITIF TAHUN 1994/1995, 1997/1998 DAN 2006/2007

Fenomena Indian Ocean Dipole (IOD) adalah fenomana yang terjadi karena adanya interaksiantara atmosfer dan laut yang terjadi setiap tahunnya dan merupakan berupa struktur 2 kutubyang ditandai dengan adanya perubahan suhu muka laut terhadap normalnya.

Penelitian ini dimulai dari bulan Agustus 2010 hingga April 2011.

Lokasi penelitian di perairan Samudera Hindia timur pada koordinat 10oLU-15oLS dan 90oBT-125oBT.

Data suhu permukaan laut diperoleh dari Geophysical Fluid Dynamic Laboratory (GFDL) National Oceanic and Atmospheric Administration (NOAA) dengan data rata – rata bulanan danresolusi spasial 1o x 1o, memiliki 50 tingkat kedalaman

Tujuan Penetlitian :

1. Untuk mengetahui karakter oseanografi fisik di perairan Samudera Hindia timur pada saat fasepembentukan, pematangan dan peluruhan di tahun yang berbeda. Menggunakan analisis EmpiricalOrthogonal Function (EOF) untuk menganalisis SPL secara spasial dan temporal.

2. Untuk mengetahui perbandingan karakter oseanografi fisik di perairan Samudera Hindia Timur antarafenomena IOD positif pada tahun yang berbeda

Tahap-tahapnya :

1. Data spasial dari suhu permukaan laut untuk melihat perubahan-perubahan yang terjadi sehingga dapatmenentukan fase-fase fenomena IOD

2.. pengolahan untuk data suhu perkolom hingga kedalaman 500 m

3. melakukan analisis Empirical Orthogonal Function (EOF) untuk data suhu permukaan.

Kesimpulan

- Pola SPL di Samudera Hindia timur saat fenomena IOD menunjukan bahwa fase pembentukan fenomenaIOD terjadi pada bulan Juni, fase pematangan umumnya mencapai puncaknya pada bulan September danuntuk fase peluruhan terjadi pada bulan November. Dari hasil analisis EOF menunjukan bahwa fenomenaIOD merupakan proses dominan yang membentuk pola variasi SPL di Samudera Hindia timur.

- Mode-2 dari analisis EOF menunjukan fenomena IOD dengan menggunakan 28,4% dari total varians SPLdengan variabilitas tertinggi berada di perairan selatan Jawa Barat hingga barat Sumatera.

8. Important Concepts

• Sinar matahari adalah sumber energi utama yang mengendalikan atmosfer danlautan.

• Ada boundary layer di bagian bawah atmosfer di mana kecepatan anginmenurun mendekati batas, dan di mana fluks panas dan momentum konstan dibawah 10-20 meter.

• Angin diukur dengan berbagai cara. Yang paling umum sampai tahun 1995 daripengamatan yang dilakukan di laut adalah kekuatan Beaufort dari angina.

• Sejak tahun 1995, sumber yang paling penting dari pengukuran angin adalahdari scatterometers pada satelit. Mereka menghasilkan peta global setiap haridengan resolusi 25 km.

• Analisis permukaan dari model numerik dari atmosfer adalah sumber globalyang paling berguna, peta grid dari kecepatan angin sebelum tahun 1995. Inijuga merupakan sumber yang berguna untuk peta 6 jam-an. Resolusinyaadalah 100-250 km.

• Fluks momentum dari atmosfer ke laut, tegangan angin, dihitung darikecepatan angin menggunakan koefisien drag.

•