ANGIN “DOWNSLOPE” YANG KUAT DI BOULDER,COLORADO

From paper,”Strong Downslope Winds at Boulder, Colorado”

W A R BRINKMANN

MUH ARIF MUNANDAROKY SURENDRARISMANTO EFFENDIR HIKMAT KURNIAWAN

SAINS ATMOSFERINSTITUT TEKNOLOGI BANDUNG

2013

1. Pendahuluan

2. Data

3. Angin Permukaan

4. Tekanan udara permukaan

5. Karakteristik massa udara

6. Kesimpulan dan diskusi

1. PENDAHULUAN1. PENDAHULUAN

LOKASI

TOPOGRAFI

1. PENDAHULUAN

Untuk mengetahui ciri –ciri cuaca dingin pada wilayah Boulder, Colorado

adalah adanya badai angin ”Downslope” yang hebat . Badai tersebut secara

umum merupakan bagian dari angin panas ‘Chinook” yang terjadi di

lembah Gunung Rocky yang berasal dari Alberta/Canada ke timur Laut

NewMexico/USA(Harrison,1956,et al).NewMexico/USA(Harrison,1956,et al).

Sedangkan menurut Brinkmann,1955 , Badai angin tersebut tidak selalu

berasal dari angin panas Chinook, terkadang juga dingin seperti boras.

Beberapa badai dari Boulder menyebabkan suhu naik 15-20 C namun disisi

lain suhu bisa turun sampai 15 C (Brinkmann,1973)

Belum pernah ada penelitian tentang “windstorm” tersebut sebelumnya.

Dari pengamatan sederhana diketahui bahwa badai tersebut merupakan

fenomena lokal dan tidak meluas sampai ke daerah timur Boulder. Tempat

seperti Denver (35 km Tenggara Colorado) biasanya dipengaruhi oleh

angin pada umumnya.

Ives(1950) menganalisa Chinooks di wilayah Denver,dan menemukan hasil

dan tidak percaya jika angin tercatat pada anemometer 34 m/satau 68

knots. Diketahui “windstorm” tersebut memiliki “gusty” di atas 45 m/s atau

90 knots dan itu jarang terjadi di Boulder (Julian dan Julian 1969).

Dalam hal ini, kecepatan angin sepanjang lereng sebelah timur Colorado,

yang naik secara curampada pinggir kota bagian barat, asumsi umum

yang ada bahwa terdapat hubungan antara “windstorm” di Boulder dan

“downslope”

Terdapat 3 “windstrom ” hebat yang terjadi selama 6 tahun yang

menyebabkan kerusakan dengan perkiraan kerugian 0.75 $ Juta, 1,5 $

Juta dan yang terakhir 2.5 $ Juta juga 50 orang luka dan 2 orangyang

meninggal.

Profil temperatur vertikal selama Chinooks pada timur Colorado telah

dianalisa oleh Cook Dan Topil(1952) dan Beran(1967) yang dipelajari bukan

pada kriteria kecepatan angin permukaan tetapi temperatur.

Harrison(1956) mempelajari karakteristik synoptik atmosfer selamaHarrison(1956) mempelajari karakteristik synoptik atmosfer selama

periode gelombang gunung yang kuat pada wilayah Denver didefinisikan

menggunakan aturan turbulensi pada kondisi cuaca cerah yang bisa atau

tidak berhubungan dengan angin permukaan yang kuat

Angin Chinook dan badai angin “downslope” dihasilkan oleh amplitudo

gelombang lembah (Scorer dan Klieforth,1959) dan “Pressure jumps”. Dua

tipe angin tersebut secara definisi tidak sama,namun pada faktanya hasilnya

membingunkan(Brinkmann,1971).

Danielsen dan Bleck(1970) menggunakan model gelombang lembah linearDanielsen dan Bleck(1970) menggunakan model gelombang lembah linear

tetapi hasilnya kurang memuaskan.

Vergeiner(1971) menyarankan bahwa ada perbedaan antara gelombang

lembah amplitudo kecil dan “windstorm” dapat menghilangkan kekuatan

angin dilevel atas gunung dan shear dibawahnya

Houghton dan Isaacson(1968) menggunakan model Hydraulic/Pressure

Jump untuk menemukan hubungan antara hasil model dan aliranhasil

pengamatan.

Klemp dan Lily(1974) menganalisis ulang masalah dari gelombang

lembahdan menemukanhasil yangmemuaskandari model3 lapisannya.lembahdan menemukanhasil yangmemuaskandari model3 lapisannya.

Sangster(1970,1972) menggunakan model statistik. Peluang tinggi

terjadinya angin kencang jika terdapat komponen angin baratan yang

tinggi pada 3 stasiun pengamatn udara atas dan angin lereng yang luas

pada tekanan konstan 850-700mb. Hasilnya sangat baik tetapi tidak

mendorong untuk penelitian selanjutnya.

Aliran udara yang melewati Colorado pada musim dingin telah diukur

menggunakan pesawat dengan hasil yang baik seperti pengukuran

menggunakan ballon.

Secara umumterdapat 2 tipe aliran udara yang berbeda yang melewati

gunung yaitu:

1. Tipe aliran lembah biasa

2. Tipe aliran yang diamati saat badai angin dipermukaan,adanya

wilayah arus kebawah yang menonjol secara halus hanya dibagian

lembah dari Devide dan beberapa indikasi dari gelombanng

lereng(Zipser dan Julain 1971,et al)

2. DATA2. DATA

2. DATA

Data yang digunakan adalah data permukaan yang diambil darirekaman

7 stasiun anemometer yang membentang dari timur ke barat yang

dipasang di lembah Boulder di Colorado Front Range oleh NCARdan

Universitas of Colorado Institute Artic dan Alpine Research(INSTAAR).

Untuk meluaskan garis dari timur ke barat dilakukan penambahanyaituUntuk meluaskan garis dari timur ke barat dilakukan penambahanyaitu

di Divide(50 km Barat Daya Boulder) dan di Denver(50 km tenggara

Boulder).

Sebagian besar anemometer memiliki ketinggiaan 3.4 m diatas

permukaan tanah, sedangkan sebagiannya lagi lebih tinggi.

3. Angin Permukaan3. Angin Permukaan

�Variasi harian badai di Boulder ditentukan darijumlah kejadiannya, dengan kecepatan angin rata-rataselang 5 menit lebih dari 15 m/detik dan gust (anginkencang tiba-tiba) lebih dari 25 m/detik.

�Angin kencang dan “high gust” paling sering terjadipada tengah malam- 10.00 pagi.

�Frekuensiminimum kejadianbadaidi pagi dan sore�Frekuensiminimum kejadianbadaidi pagi dan sorehari menggambarkan kecenderungan “mulai danberakhirnya” badai pada saat sunrise dan sunset.

� “Strong downslope windstorms” terjadi akibat adanyapressure jumps (Kuettner, 1959) dan lee wavesdengan amplitudo besar (Scorer and Klieforth, 1959)

� Perbedaan kecepatan angin antara Boulder danstasiun pengamatan di lereng sangat besar.

� Pada saat puncak badai di Boulder, kecepatan anginrata-rata 20 m/detik dengan “gust” maksimum36m/detik. Pada saat yang sama, di sepanjang lereng-kearah barat- dan di 10 kmke arah timur, kecepatananginnya tereduksi hampir 50% (sehingga padaanginnya tereduksi hampir 50% (sehingga padaDenver station hanya 4 m/s).

� Karaktareristik utama di Boulder menunjukkanbahwa Kecepatan angin maksimumnya merupakanfenomena lokal pada wilayah yang luas dalamareatimur-barat (Gunung Rocky-Boulder).

Frekuensi rata-rata kejadian badai di Boulder tahun 1967-2002

www.esrl.noaa.gov/psd/boulder/

Boulder

Gold Hill

Como

Pada kasus warm storm, low spressure ystem bergerak ke arahlereng gunung sebelah timur. Pada daerah arah datangnyaangin (windward) yang diwakili oleh daerah bernama Eagle, terjadi penurunan tekanan udara, dan di daerah lee side jugaterjadi penurunan tekanan udara sebesar dua kalinyapenurunan tekanan udara di daerah windward. Pada saat badaiterjadi, tekanan udara di daerah lee side berada di bawahnormal, tetapi di daerah windward tekan udaranya berada di

Pada kasus cold storm, high pressure system (anticyclone) terjadi di daerah barat Divide (50 km SW Boulder). Tekananudara di daerah windward mengalami kenaikan. Kenaikantekanan udara di daerah ini dua kali lipat dibandingkankenaikan tekanan udara di daerah lee side.Pada saat badai terjadi, tekanan udara di daerah windwardberada di atas normal, tetapi di daerah lee side tekan udaranya

Secara total, perbedaan tekanan antara Eagle dan Denver adalahsebesar 8 mb. Perbedaan trend/kecenderungan perubahantekanan udara � perbedaan antara warm windstorm dan cold windstorm.

� Perbedaan tekanan sebesar 5 mb antaraBoulder dan Denver mengindikasikan tekananlokal minimum rata-rata yang berhubungandengan wind storms.

� Perubahan kecepatan angin berhubungan� Perubahan kecepatan angin berhubungandengan gradien tekanan, hal ini bisadiestimasi menggunakan persamaanBernoulli.

� Dengan asumsi-asumsi tertentu, penurunantekanan lokal sebesar 5 mb dapatmeningkatkan kecepatan angin dari 21 m/s di Gold Hill menjadi 38 m/s di kaki gunung.

� Di Boulder, arah angin pada level atas disebelah barat gunung selama badai angin,mengarah ke utara.

� Menentukan upwind dari stasiun yang adasulit dilakukan karena jarak antara 3 stasiunyang ada (GrandJunction, Salt Lake, dansulit dilakukan karena jarak antara 3 stasiunyang ada (GrandJunction, Salt Lake, danLander) semuanya menggunakan interval 12jam antar pengukurannya.

� Hasil dari pengukuran upwind rata-rataditampilkan pada gambar 14.

� Peta tekanan konstan 500 dan 700 mbar dan suhu potensial yang diketahui di gunung dan stasiun Boulder, digunakan untuk pengukuran upwind.

� Dasar dari inversi suhu � Dasar dari inversi suhu pada lapisan stabil menandai batas atas dari udara badai.

� Dasar tersebut dijadikan titik referensi / acuan ketika merata-ratakan data.

• Batas dasar berada di level 575 mb.

� Angin rata-rata permukaan selama badaiangin diBoulder jauh lebih besar (36 m/s)daripada angin rata-rata yang naik ke level400mb pada aliran udara upwind.

� Angin permukaan yang kuat tersebut dapatbersifat lokal dan diakibatkan olehdorongan angin dari atas (mis : jetstreamyang turun ke permukaan).Untuk menentukan karakterstik aliran� Untuk menentukan karakterstik alirandownwind, dilakukan pengujian pada 20kejadian badai angin di Denver yangdilakukan menjelang atau selama badai.

� Dari 32 pengukuran yang diseleksi,menghasilkan profil suhu dan kec. Anginyang ditunjukkan pada gambar 15.

� Untuk menentukan

karakteristik aliran

downwind pada 20 kasus

windstorm di Denver,

pengukuran diuji beberapa

kali (32 x)untuk

mengetahui adanya storm mengetahui adanya storm

air.

� Pada sejumah kasus,

udara dingin dibawah 700

mb diduga menghalangi

arah angin di lapisan

inversi di level bawah.

• Batas dasar berada di level 650 mb.

� Berkurangnya aliran udara naik di atas slop windward bisa menjadi sebuah alasan untuk menghitung curah hujan di atas lereng selama badai di Boulder.

� Foehn Effect (penghangatan yang disebabkan pelepasan panas laten pada naiknya udara di atas lereng windward) berperan penting dalam pembentukan angin Chinook namun dalam pembentukan angin Chinook namun tidak terlalu diperhitungkan pada badai di Boulder (Brinkmann, 1973).

� Berdasarkan kedua grafik sebelumnya, pengukuran downwind dan upwind memiliki kemiripan dalam hal suhu potensial di udara pada ketinggian 100 mb diatas dasar lapisan stabil.

� Profil suhu downwind menunjukkan sebuah lapisan dengan ketebalan 20-25 mb di lapisan isotermal menandai batas atas badai angin, isotermal menandai batas atas badai angin, hampir sama dengan upwind.

� Dasar lapisan stabil downwind ada di 650 mb, lebih rendah dari upwind (575 mb).

� Perbedaan lain antara profil suhu downwind dan upwind

adalah lapse rate yang lebih curam pada downwind

(dengan suhu yang lebih tinggi di lapisan bawah dan lebih

rendah di lapisan atas) dibanding upwind.

� Pada laipsan downwind, kec. angin di troposfer atas dan

menengah menurun secara konstan, sedangkan pada

upwind, perc. anginnya berubah-ubah namun kontinyu.upwind, perc. anginnya berubah-ubah namun kontinyu.

� Rata-rata komponen angin baratan di atas gunung lebih

besar pada downwind daripada upwind.

� Kedua perbedaan tersebut adalah hasil dari konvergensi

horisontal (divergensi streamline pada arah vertikal)

dengan gerakan menurun di bagian bawah downwind dan

naik di lapisan atas upwind.

� Sebagai tambahan, kec. Angin baratan distasiun gunung harus > 8 m/s.

� Hasil tersebut didapat dari 6 pengukuran“Boulder windstorm” dan 7 pengukuran“slope wind”.

� Untuk membedakannya, pengukuran “Boulderwindstorm” dilakukan sedikitnya 2 jamsetelah awal atau sebelum berakhirnya badaisetelah awal atau sebelum berakhirnya badaiangin di Boulder. Sedangkan pengukuran“slope wind” dilakukan 2 jam sebelum awalatau setelah berakhirnya badai angin.

� Dari 6 pengukuran“Boulder wind storm”,dasar lapisan stabilkebanyakan terjadi disekitar 675 mb.

� Dari 7 pengukuran “slopewind”, dasar lapisan stabildi 625 mb.di 625 mb.

� Boulder windstormberbeda dengan kasusangin gunung dalam halkekuatan angin baratandiatas lapisan stabil,menghasilkan angin shearyang besar yang melintasdi bawah lapisan stabil.

� Kec. angin cukup tinggi di lapisan stabil, tetapibertentangan dengan anggapan umum, bahwa anginkuat di troposfer atas tidak perlu diperhatikan.

� Kondisi ini memicu perkembangan angin lee yangmenuruni lembah.

� Tekanan minimum lokal secara hidrostatik terjadi diwilayah hangat downwind.

� Udara secara teratur menuruni lereng, mengarah ketekanan minimum tersebut dan secara cepat bergerakke sebelah timur, sehingga kec. Angin permukaanke sebelah timur, sehingga kec. Angin permukaanmaksimum (arah timur-barat) sangat bersifat lokal.

� Ketika badai angin, kec. angin rata-rata perjam 20 m/sdan maksimum 36 m/s. Kemudian angin lee mengarahke barat sejauh 10 km dan semakin lama kecepatannyaberkurang 50%.

� Kec. angin di gunung menjadi sangat rendah selamabadai angin di Boulder.

� Gangguan udara bersifat tidak stasioner.� Badai angin yang bersifat merusak cenderung berkembang sekitar sekali dalam 2 atau 3 tahun.

� Studi mengenai badai angin di Boulder ini menarik untuk dikaji dampaknya pada badai angin lain seperti angin setan di Santa Ana, California, angin gunung Wasatch di Ana, California, angin gunung Wasatch di Utah, dan angin downslope di Montana dan Wyoming, bora di Yugo, fohn di peg. Alpen, dll.

� Sebuah survey menduga bahwa sejumlah angin ini memiliki mekanisme yang sama dan menunjukkan karakteristik permukaan yang serupa dengan observasi WindStorm di Boulder.