1. ATMOSPHERIC
INFLUENCE
KELOMPOK 9
1. BAYU ARISTIWIJAYA (3511100036)
2. MEIKA SUMARSONO (3512100023)
3. LATIFATUL ZAHROH (3512100027)
4. ASWALDIASWAN (3512100049)
5. DIAN PRATAMA E. P. (3512100081)

2. 1. Pengantar
Matahari dan atmosfer mengendalikan hampir semua proses
dinamik di laut baik secara langsung maupun tidak langsung.
Angin mengendalikan sirkulasi permukaan laut sampai
kedalaman sekitar satu kilometer. Angin dan pasang surut
bercampur mengendalikan arus lebih dalam di laut.

3. 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.

4. Jika panas matahari dengan cepat didistribusikan kembali ke bumi, suhu
maksimum akan terjadi pada bulan Januari. Sebaliknya, jika panas yang
didistribusikan sedikit, maksimum suhu di belahan bumi utara akan terjadi di
musim panas. Jadi sudah jelas bahwa panas yang tidak cepat didistribusikan
oleh angin dan arus.
2. The Earth in Space

5. 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.

6. 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

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

8. 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.

9. 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 pada
ketinggian 10 meter (List, 1966). Skala ini awalnya diusulkan oleh Laksamana Sir F.
Beaufort pada tahun 1806 untuk memberikan kekuatan angin pada layar kapal. Hal ini
diadopsi oleh British Admiralty pada tahun 1838 dan digunakan untuk umum.

10. • 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.

11. • Windsat
Windsat adalah eksperimental, polarimetrik, microwave
radiometer yang dikembangkan oleh Angkatan Laut Amerika
Serikat yang mengukur jumlah dan polarisasi radiasi microwave
yang dipancarkan dari laut pada sudut relatif antara 50◦ sampai
55◦ terhadap vertikal dan lima frekuensi radio.

12. • Special Sensor Microwave SSM / I
Instrumen ini mengukur radiasi gelombang
mikro yang dipancarkan dari laut pada
sudut mendekati 60◦ dari vertikal.
• Anemometers on Ships
Pengamatan satelit yang dilengkapi oleh
laporan angin ke lembaga meteorologi oleh
pengamat yang membaca anemometers di
kapal. Anemometer dibaca empat kali
sehari pada Standard Greenwich Time dan
dilaporkan melalui radio kepada badan-
badan meteorologi.

13. • Calibrated Anemometers on Weather Buoys
Pengukuran angin paling akurat di laut yang dibuat oleh anemometers yang
telah dikalibrasi pada Weather Buoys Data dari pelampung pesisir dirata-rata
selama delapan menit sebelum jam, dan pengamatan ditransmisikan ke
pantai melalui link satelit. Akurasi terbaik dari anemometer pada
pelampung yang dioperasikan the US national Data Buoy Center adalah lebih
besar dari ± 1 m/s atau 10% untuk kecepatan angin dan ± 10◦ untuk arah
angin (Beardsley et al. 1997).

14. 6. Calculations of Wind
• Surface Analysis from Numerical Weather Models
Model cuaca yang paling banyak digunakan adalah yang dijalankan oleh
European Centre for Medium-range Weather Forecasts ECMWF. Ini menghitung
analisis permukaan, termasuk permukaan angin dan fluks panas setiap enam
jam pada grid 1◦ × 1◦ dari model batas-lapisan eksplisit. Nilai yg telah dihitung
diarsipkan pada grid 2,5◦. Dengan demikian peta angin dari model cuaca
numerik terlihat kurang rinci dalam peta dari data Scatterometer, yang
memiliki 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.

15. 6. Calculations of Wind
• Reanalyzed Data from Numerical Weather Models
Analisa permukaan dari cuaca untuk beberapa daerah telah dihasilkan selama
lebih dari seratus tahun, dan seluruh bumi sejak sekitar tahun 1950. Analisis
permukaan dihitung dengan model numerik dari sirkulasi atmosfer yang telah
tersedia selama beberapa dekade.

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

17. 7. Wind Stress
Tegangan angin ( T ) dihitung dari:
T = ρa CDU2
10
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 U2
10 memberikan
CD(Gambar 4.6).

18. Trenberth et al. (1989) dan Harrison (1989) mendiskusikan keakuratan sebuah
koefisien hambatan angin yang efektif terkait tegangan untuk kecepatan angin
pada skala global. Mungkin nilai yang terbaik dari yang diterbitkan terbaru
adalah dari Yelland dan Taylor (1996) dan Yelland et al. (1998) yang
menyebutkan bahwa:

19. 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 interaksi
antara atmosfer dan laut yang terjadi setiap tahunnya dan merupakan berupa struktur 2 kutub
yang 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 dan
resolusi spasial 1o x 1o, memiliki 50 tingkat kedalaman

20. Tujuan Penetlitian :
1. Untuk mengetahui karakter oseanografi fisik di perairan Samudera Hindia timur pada saat fase
pembentukan, pematangan dan peluruhan di tahun yang berbeda. Menggunakan analisis Empirical
Orthogonal Function (EOF) untuk menganalisis SPL secara spasial dan temporal.
2. Untuk mengetahui perbandingan karakter oseanografi fisik di perairan Samudera Hindia Timur antara
fenomena IOD positif pada tahun yang berbeda
Tahap-tahapnya :
1. Data spasial dari suhu permukaan laut untuk melihat perubahan-perubahan yang terjadi sehingga dapat
menentukan 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 fenomena
IOD terjadi pada bulan Juni, fase pematangan umumnya mencapai puncaknya pada bulan September dan
untuk fase peluruhan terjadi pada bulan November. Dari hasil analisis EOF menunjukan bahwa fenomena
IOD 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 SPL
dengan variabilitas tertinggi berada di perairan selatan Jawa Barat hingga barat Sumatera.

21. 8. Important Concepts
• Sinar matahari adalah sumber energi utama yang mengendalikan atmosfer dan
lautan.
• Ada boundary layer di bagian bawah atmosfer di mana kecepatan angin
menurun mendekati batas, dan di mana fluks panas dan momentum konstan di
bawah 10-20 meter.
• Angin diukur dengan berbagai cara. Yang paling umum sampai tahun 1995 dari
pengamatan yang dilakukan di laut adalah kekuatan Beaufort dari angina.
• Sejak tahun 1995, sumber yang paling penting dari pengukuran angin adalah
dari scatterometers pada satelit. Mereka menghasilkan peta global setiap hari
dengan resolusi 25 km.
• Analisis permukaan dari model numerik dari atmosfer adalah sumber global
yang paling berguna, peta grid dari kecepatan angin sebelum tahun 1995. Ini
juga merupakan sumber yang berguna untuk peta 6 jam-an. Resolusinya
adalah 100-250 km.
• Fluks momentum dari atmosfer ke laut, tegangan angin, dihitung dari
kecepatan angin menggunakan koefisien drag.