ANALISIS STABILITAS ATMOSFER MENGGUNAKAN CONVECTIVE
AVAILABLE POTENTIAL ENERGY (CAPE) TERHADAP TERJADINYA HUJAN DI PADANG
Yudha Nugraha 1) , Asrul 1) , Sugeng Nugroho 2)
1 Jurusan Fisika, FMIPA Universitas Negeri Padang,
2 BMKG Stasiun Klimatologi Padang Pariaman email: yudhahysteria@yahoo.co.id

## Abstract
Precipitation is ones of many atmospheric phenomena which closed with human activity. There is so many factors  in  earth  atmosphere  that  can  cause  precipitation  from  global  into  local  scale.  One  of  them  is atmospheric stability that identified based on convective available potential energy (CAPE). Using of CAPE is  to  know  the  characteristics  of  atmospheric  stability  and  its  correlation  with  precipitation  so  we  can estimate accuracy of CAPE for predicting daily rainfall. Study took location at several areas in Padang as a region which is located in  tropical latitude and divide it based on topographical characteristic such coastal, urban,  and  slope  mountain  area.  To  understand  characteristic  of  atmospheric  stability,  is  used  scatterplot between  CAPE  with  precipitation  rainfall.  Conclusion  shows  that  for  all  studied  area,  CAPE  value  have variation from slight into moderate, with a little case heavy and extreme value. Correlation between CAPE and  daily  rainfall  shows  a  negative  correlation,  which  has r score  less  than  -0.2 . It  can  be  assumed  that relationship between CAPE and rainfall is not significantly closed. Hence, we can assume that atmospheric stability has a less relationship for making high intensity precipitation.
Keywords: Atmospheric stability, CAPE, precipitation

## PENDAHULUAN
Atmosfer  bumi  merupakan  kumpulan  gas heterogen  yang  menyelubungi  bumi  mulai  dari permukaan  bumi  sampai  luar  angkasa [1] .  Atmosfer bumi  terdiri  atas  lapisan-lapisan  dengan  ketebalan tertentu  yang  dibedakan  berdasarkan  laju  perubahan suhu terhadap ketinggian. Lapisan yang paling bawah dan terdekat dengan permukaan bumi, yaitu troposfer merupakan lapisan dimana sebagian besar proses dan fenomena  cuaca  terjadi.  Sebagai  lapisan  yang  paling dekat  dengan  permukaan  bumi,  maka  seluruh  proses dan  fenomena  meteorologi  yang  terjadi  di  troposfer juga  berhubungan  langsung  dengan  kehidupan  di permukaan bumi.
Penelitian  mengemukakan  bahwa  besarnya radiasi  matahari  rata-rata  tahunan  yang  diterima permukaan  bumi  berbeda-beda  berdasarkan  letak lintang.  Daerah  di  sekitar  khatulistiwa  diketahui memiliki  radiasi  matahari  rata-rata  tahunan  yang paling  besar [2] .  Dengan  demikian,  daerah-daerah  di sekitar garis khatulistiwa memiliki potensi pertumbuhan awan-awan konvektif yang kuat.
Salah  satu  cara  untuk  mengamati  proses konvektif  di  atmosfer  yang sedang berlangsung ialah dengan  melakukan  pengamatan  atmosfer  secara vertikal.  Pengamatan  dapat  dilakukan  dengan menggunakan  suatu  instrumen  yang  terdiri  atas
sensor-sensor  untuk  mengukur  parameter  cuaca seperti  suhu  udara,  tekanan  udara,  serta  arah  dan kecepatan  angin.  Pengamatan  dapat  dilakukan melalui  beragam  cara  seperti  aerosonde,  roketsonde, radiometer, maupun radiosonde. Namun, pengamatan melalui  radiosonde  lazim  dilakukan  di  seluruh  dunia untuk mengamati profil vertikal troposfer.
Sumatera Barat merupakan salah satu propinsi Indonesia  yang  dilewati  oleh  garis  khatulistiwa. Secara  geografis  Sumatera  Barat  berbatasan  dengan Samudera  Hindia  di  sebelah  barat  dengan  luas wilayah  42,297.30  km2.  Selain  itu  topografi Sumatera  Barat  juga  terdiri  atas  barisan  perbukitan Bukit  Barisan  yang  memanjang  sejajar  dengan  garis pantai.  Bentuk  topografi  ini  menjadikan  Sumatera Barat  istimewa  karena  memiliki  keragaman  bentang alam.  Propinsi  Sumatera  Barat  beribukota  di  Kota Padang. Padang sebagai ibukota dan pusat pemerintahan  Sumatera  Barat  dengan  luas  wilayah 694,96  km2  yang  terletak  di  pesisir  barat  pantai Sumatera memiliki wilayah dataran rendah di sebelah barat  dan  perbukitan  di  sebelah  timur  dan  selatan kota.
Padang  merupakan  sebuah  daerah  aliran sungai (DAS) yang dilalui oleh lima sungai besar dan enam  belas  sungai-sungai  kecil  yang  banyak diantaranya  berhulu  di  daerah  perbukitan  barat  kota. Secara  teori,  debit  air  sungai  tersebut  bergantung
pada  hujan  yang  terjadi  di  bagian  hulu.  Semakin tinggi  curah  hujan,  maka  debit  air  sungai  akan semakin  meningkat.  Hal  ini  perlu  disikapi  dengan bijak  mengingat  potensi  bencana  yang  dapat ditimbulkan  apabila  terjadi  hujan  dengan  kondisi ekstrem di hulu sungai.
Untuk  menentukan  proses  konvektif  di atmosfer, dapat diukur dengan menggunakan parameter  stabilitas  atmosfer,  salah  satunya  ialah CAPE  ( Convective  available  potential  energy ). Berdasarkan  hal  itu,  penulis  memilih  untuk  meneliti intensitas  hujan  berdasarkan  proses  konvektif  yang ditimbulkan  oleh  stabilitas  atmosfer  menggunakan parameter  CAPE  di  daerah  Padang.  Tujuan  dari penelitian  ini  ialah  untuk  menentukan  karakteristik stabilitas  atmosfer  menggunakan  CAPE  berdasarkan data  radiosonde.  Selain  itu  juga  untuk  menentukan hubungan  antara  CAPE  terhadap  curah  hujan  di Padang

## METODE
Jenis  penelitian  ini  merupakan  penelitian deskriptif  kuantitatif  yang  menggunakan  data sekunder  berupa  data  profil  suhu  udara  vertikal berasal  dari  pengamatan  radiosonde  di    Stasiun Meteorologi  Minangkabau.  Pada  penelitian  ini dilakukan  kajian  terhadap  peristiwa  yang  sudah terjadi menggunakan data-data yang tersedia kemudian dilakukan analisa.
Variabel penelitian terdiri atas variabel terikat dan  bebas.  Variabel  terikat merupakan variabel yang berkaitan  dengan  variabel  lainnya.  Dalam  penelitian ini,  variabel  terikat  berupa  nilai  CAPE,  sedangkan variabel bebasnya yaitu curah hujan.
Penelitian  ini  menggunakan  data  sekunder, berupa  data  profil  suhu  udara  dari  radiosonde  dan data  curah  hujan  sepanjang  tahun  2012-2016. Penelitian  dilakukan  di  Padang  dengan  mengambil lokasi  di  stasiun  meteorologi  Minangkabau  dengan koordinat  00°47’38”LS  dan  100°17’24”BT,  stasiun meteorologi Teluk Bayur dengan koordinat 0°58’48”LS  dan  100°21’36”BT,  pos  hujan  Parak Karakah  dengan  koordinat  0°56’24”LS  dan 100°22’48”BT,  pos  hujan  Lubuk  Minturun  dengan koordinat  0°50’16”LS  dan  100°23’03”BT  ,  dan  pos hujan  Limau  Manis  dengan  koordinat  0°54’14”LS dan 100°22’48”BT.
Data  yang  digunakan  dalam  penelitian  ini diperoleh  dari  stasiun  meteorologi  Minangkabau  dan stasiun  klimatologi  Padang  Pariaman  dengan  teknik pengumpulan data terbagi sebagai berikut
a. Data Radiosonde
Data  radiosonde  yang  digunakan  ialah  data pengamatan  di  stasiun  meteorologi  Minangkabau
pada jam 0000 UTC (07.00 WIB) dan jam 1200 UTC (19.00 WIB).
Gambar 1. Lokasi Penelitian
b. Data curah hujan
Data  curah  hujan  yang  digunakan  ialah  data curah hujan harian pada lokasi sampel yaitu Bandara Internasional  Minangkabau,  Teluk  Bayur,  Parak Karakah,  Lubuk  Minturun,  dan  Limau  Manis  yang diperoleh dari stasiun klimatologi Padang Pariaman.
CAPE  diinterpretasikan  sebagai  total  usaha yang  bekerja  per  unit  massa  mulai  dari  LFC  sampai LNB, sehingga CAPE dapat dinyatakan dalam fungsi berikut
(1)
Dengan : g      = percepatan gravitasi bumi (9,8 ms-2) T p = suhu parsel (K) T      = suhu udara lingkungan (K)
Dimana  LFC  merupakan  ketinggian  awal parsel  saat  mulai  mengapung  dan  LNB  merupakan ketinggian  dimana  suhu  udara  lingkungan  dan  parsel sama  besar.  LFC  dan  LNB  ditentukan  dalam  satuan meter [3] .
Hubungan  CAPE  dengan  curah  hujan dikorelasikan  dengan  Korelasi  Pearson  dengan persamaan berikut [4]
r xy (2) Dengan : r xy = koefisien korelasi n = jumlah data x i = variabel CAPE ke- i y i = variabel curah hujan ke- i
= rata-rata CAPE
= rata-rata curah hujan
Niilai  koefisien    korelasi  memiliki  rentang  -1< r xy <1, dengan  nilai  koefisien  mendekati  0  menunjukkan tidak  ada  hubungan    antara  variabel x dengan variabel y dan  nilai  -1  menunjukkan  korelasi berbanding  terbalik  serta  nilai  1  berarti  korelasi berbanding lurus.

## HASIL DAN PEMBAHASAN
Selama  periode  2012-2016,  didapat  data pengamatan  radiosonde  dari  stasiun  meteorologi Minangkabau  sebanyak  3575  data  yang  terbagi menjadi 1790 data untuk pengamatan jam 0000 UTC (07.00  WIB)  dan  1785  data  untuk  pengamatan  jam 1200  UTC  (19.00  WIB).  Data  sekunder  lain  yang digunakan,  yaitu  data  curah  hujan  lokasi  penelitian untuk  rentang  waktu  2012  sampai  2016  didapat sebanyak  1824  data  untuk  stasiun  Minangkabau, 1817  data  di  Teluk  Bayur,  1454  di  hujan  Parak Karakah,  1817  data  di  Lubuk  Minturun,  serta  1461 data hujan Limau Manis.

## Rata-rata curah hujan
Untuk  melakukan  analisa,  perlu  diketahui pola  klimatologis  curah  hujan  dalam  menentukan seberapa  besar  potensi  akibat  terjadinya  fenomena cuaca  di  atmosfer.  Metode  yang  paling  umum  ialah dengan  menentukan  rata-rata  bulanan  dari  data  yang telah  dikumpulkan.  Dalam  bagian  ini  rata-rata  curah hujan bulanan per tahun ditentukan untuk mengetahui pola  klimatologis  curah  hujan  daerah  yang  diteliti selama periode 2012-2016.
Gambar 2. Rata-rata curah hujan bulanan Padang periode 2012-2016
Gambar 2. menunjukkan rata-rata curah hujan bulanan  untuk  lokasi  penelitian  di  Padang.  Dari pengolahan  data  klimatologi  tersebut,  tercatat  bahwa pada bulan November memiliki rata-rata curah hujan bulanan  tertinggi  untuk  seluruh  lokasi  pos  hujan. Sedangkan  nilai  terendah  berada  pada  bulan  Juli untuk  Minangkabau  dan  Lubuk  Minturun,  bulan September  untuk  Teluk  Bayur  dan  Limau  Manis, serta  bulan  Maret  untuk  Parak  Karakah.  Secara umum  terlihat  bahwa  pola  curah  hujan  bervariasi  di awal dan pertengahan tahun namun terjadi peningkatan  rata-rata  curah  hujan  bulanan  pada triwulan akhir. Berdasarkan hal yang telah dikemukakan  tersebut,  wilayah  Padang menunjukkan pola  ekuatorial  namun  masih  terdapat  karakteristik lokal  yang  berbeda-beda  pengaruhnya  untuk  setiap titik penelitian [1] .

## Rata-rata CAPE
Selain  menentukan  pola  klimatologi  curah hujan, maka perlu juga diketahui pola rata-rata CAPE bulanan baik untuk pagi hari maupun pada sore hari.
Gambar 3. Rata-rata bulanan CAPE jam 0000 UTC (7.00 WIB) dan 1200 UTC (19.00 WIB) periode 2012-2016
Dari gambar 3. rata-rata bulanan CAPE pada jam  1200  UTC  memiliki  nilai  yang  lebih  besar dibandingkan dengan pada saat jam 0000 UTC. Nilai rata-rata  CAPE  yang  lebih  besar  pada  sore  hari mengindikasikan bahwa energi untuk proses konvektif yang tersedia lebih banyak terjadi pada saat sore  hari.  Hal  ini  menunjukkan  bahwa  energi  CAPE menjadi  lebih  besar  setelah  terjadinya  pemanasan matahari saat siang hari. Selama bulan Januari hingga Desember  untuk  jam  0000  UTC  dan  1200  UTC, CAPE  memiliki  dua  titik  puncak  dan  dua  titik minimum.  Mulai  dari  bulan  Januari,  CAPE mengalami  peningkatan  hingga  bulan  Mei  lalu mengalami  penurunan  hingga  bulan  Juli  selanjutnya kembali meningkat di Agustus dan berkurang kembali hingga bulan November.
Apabila  kita  bandingkan  dengan  pola  curah hujan  terdapat  perbedaan  karakteristik  pada  bulan Oktober  dan  November  dimana  untuk  seluruh  lokasi pos  hujan  terjadi  peningkatan  curah  hujan  yang signifikan.  Namun,  apabila  melihat  nilai  CAPE terdapat  penurunan  yang  signifikan  pula  pada  bulan- bulan tersebut.

## Korelasi CAPE dengan Curah Hujan
Perbedaan  karakteristik  daerah  yang  digunakan dibagi  menjadi  tiga,  yaitu  wilayah  pesisir  pantai, wilayah  perbukitan/kaki  bukit,  serta  wilayah  urban (perkotaan).
a. Pesisir pantai
Plot  sebaran  antara  CAPE  dengan  curah  hujan di  stasiun  meteorologi  Minangkabau  ditunjukkan pada  Gambar  4.  Untuk  data  radiosonde  pagi  hari, selama  periode  2012-2016,  tercatat  nilai  CAPE tertinggi sebesar 4863 J/kg hanya menghasilkan hujan sebesar  2,3  mm/hari  di  Minangkabau.  Sebaliknya, untuk  curah  hujan  tertinggi  pada  periode  2012-2016 di Minangkabau  sebesar  384,1  mm/hari  hanya diakibatkan oleh nilai CAPE sebesar 553 J/kg.
Gambar 4. Plot sebaran CAPE-curah hujan di Minangkabau jam 0000 UTC dan 1200 UTC
Sama  halnya  dengan  kondisi  pada  pagi  hari, untuk  pengamatan  sore  hari  menghasilkan  plot sebaran yang tidak jauh berbeda antara CAPE dengan curah  hujan  di  wilayah  Minangkabau.  Berdasarkan data  pengamatan  radiosonde,  pada  sore  hari  tercatat nilai  CAPE  maksimal  sebesar  4476  J/kg  diikuti dengan  curah hujan sebesar 29,8 mm/hari sedangkan untuk  curah  hujan  maksimal  sebesar  370    mm/hari tercatat nilai CAPE sebesar 215,4 J/kg.
Gambar  5.  menunjukkan  plot  sebaran  antara CAPE  dengan  curah  hujan  di  Teluk  Bayur  pada pengamatan  pagi  hari  yaitu  0000  UTC  dan  sore  hari atau  1200  UTC.  Secara  umum  plot  sebaran menunjukkan  hal  yang  sama  dengan  Minangkabau dimana untuk pagi hari nilai CAPE sebesar 4863 J/kg tidak  terdapat  hujan  di  wilayah  Teluk  Bayur. Sebaliknya,  curah  hujan sebesar  379  mm/hari memiliki  nilai  CAPE  hanya  sebesar  553  J/kg.  Untuk sore  hari  menimbulkan  kondisi  yang  tidak  jauh berbeda dimana nilai CAPE maksimum sebesar 4476 J/kg  juga tidak  menghasilkan  hujan  di  Teluk Bayur, sedangkan curah hujan 255 mm/hari tercatat dengan nilai CAPE yang sebesar 41,2 J/kg. Distribusi CAPE  banyak  berada  pada  tingkat  labilitas  ringan hingga sedang baik pada pagi maupun sore hari.
Gambar 5. Plot sebaran CAPE-curah hujan di Teluk Bayur jam 0000 UTC dan 1200 UTC
b. Perbukitan
Analisis untuk melihat seberapa besar pengaruh  antara  CAPE  terhadap  hujan  yang  terjadi juga  dilakukan  di  wilayah  lereng  perbukitan.  Proses pengangkatan massa udara dapat dipaksa naik apabila melalui  lereng  bukit  atau  pegunungan.  Penelitian  ini mengambil sampel lokasi di wilayah Lubuk Minturun yang  memiliki  elevasi  105  mdpl  dan  Limau  Manis yang berada pada ketinggian 120 mdpl.
Gambar  6.  di  bawah  ini  menunjukkan  hasil sebaran data CAPE dengan curah hujan untuk daerah Lubuk Minturun pada jam 0000 UTC dan 1200 UTC dimana  frekuensi  kejadian  curah  hujan  dibawah  50 mm/hari  menempati  frekuensi  terbanyak  selama periode 2012-2016.
Gambar 6. Plot sebaran CAPE-curah hujan di Lubuk Minturun jam 0000 UTC dan 1200 UTC
Untuk  nilai  CAPE  maksimum  pagi  hari sebesar  4863  J/kg  berkaitan  dengan  curah  hujan sebesar  22  mm/hari  sedangkan  curah  hujan sejumlah 225  mm/hari  hanya  memiliki  nilai  CAPE  553  J/kg. Secara  umum,  dari  sebaran  data  dpat  diketahui hubungan  terbalik  antara  CAPE  dengan  curah  hujan dengan  inkonsistensi  tren  yang  rendah.  Nilai  CAPE yang  tinggi  belum  tentu  menghasilkan  curah  hujan dengan intensitas yang tinggi dan sebaliknya.
Hasil  plot  sebaran  di  daerah  lereng  bukit lainnya yaitu Limau Manis menunjukkan bahwa nilai CAPE  yang  besar  tidak  menunjukkan  curah  hujan yang meningkat secara signifikan baik pada pagi hari maupun  sore  hari.  Sebagian  besar  hujan  yang  terjadi dengan  intensitas  lebat  hingga  ekstrem  terjadi  pada nilai  CAPE  yang  kurang  dari  1000  J/kg  untuk  pagi hari dan kurang dari 1500 J/kg pada sore hari.
Gambar 7. Plot sebaran CAPE-curah hjan di Limau Manis jam 0000 UTC dan 1200 UTC
c. Perkotaan ( Urban area )
Dalam  penelitian  ini,  yang  menjadi  sampel lokasi untuk wilayah perkotaan ialah pos hujan Parak Karakah, yang terletak pada elevasi 28 mdpl. Daerah perkotaan dipilih untuk melihat pengaruh lingkungan perkotaan terhadap proses konvektif di atmosfer.
Gambar 8. Plot sebaran CAPE-curah hujan di Parak Karakah jam 0000 UTC dan 1200 UTC
Untuk  daerah Parak Karakah, hujan-hujan lebat cenderung  terjadi  pada  nilai  CAPE  yang  rendah. Curah  hujan  tertinggi  pada  periode  2012-2016 sebesar  307  mm/hari  memiliki  nilai  CAPE  pagi  hari sebesar  553,3  J/kg,  sedangkan  untuk  curah  hujan sebesar  203,5  mm/hari  nilai  CAPE  pada  sore  hari menjadi 739,2 J/kg. Nilai CAPE maksimal pada pagi hari  selama  periode  2012-2016  yaitu  4863  J/kg berhubungan dengan curah hujan sebesar 26 mm/hari dan  CAPE  sore  hari  sebesar  4476  J/kg  dikaitkan dengan kejadian hujan yang sangat ringan sebesar 0,5 mm/hari.
Secara  keseluruhan,  hubungan  antara  nilai CAPE dengan curah hujan pada seluruh lokasi dapat dilihat  pada  Tabel  1.  dibawah.  Untuk  seluruh  lokasi penelitian,  nilai  koefisien  korelasi  bersifat  negatif baik untuk pengamatan radiosonde pagi hari maupun sore  hari.  Untuk  Minangkabau,  pada  pagi  hari koefisien korelasi bersifat negatif namun dengan nilai koefisien  yang  lebih  kecil  dari  0,1  sehingga  dapat dikatakan tidak signifikan.
Tabel 1. Koefisien korelasi CAPE dengan curah hujan di Padang Lokasi Koefisien korelasi 0000 UTC 1200 UTC Minangkabau 0,01 -0,12 Teluk Bayur 0,01 -0,08 Parak Karakah -0,04 -0,16 Limau Manis -0,03 -0,14 Lubuk Minturun -0,01 -0,1
Berdasarkan  hasil  pengolahan  data,  dapat diketahui  bahwa  secara  umum  nilai  CAPE  pada  saat sore  hari  lebih  tinggi  dibandingkan  pada  saat  pagi hari. Nilai CAPE pada sore hari menjadi lebih tinggi ini  dikarenakan  telah  terjadinya  proses  pemanasan
matahari  terhadap  permukaan  bumi  pada  siang  hari sehingga  menyediakan  energi  konvektif  yang  cukup besar juga untuk suatu parsel udara bergerak naik.
Jika  melihat  nilai  korelasi  antara  CAPE dengan curah hujan yang bernilai negatif menimbulkan  pertanyaan  mengenai  penyebab  hal tersebut.  Analisis  lebih  jauh  mengenai  hubungan CAPE  terhadap  curah  hujan  dengan  mengambil beberapa  kasus  menunjukkan  bahwa  selain  nilai CAPE,  terdapat  juga  parameter  yang  berpengaruh dalam  proses  konvektif  yang  terdapat  dalam pengamatan  radiosonde  seperti Convective  Inhibits (CIN) yaitu energi awal yang dibutuhkan parsel yang berasal dari kondisi eksternal [8] .
Gambar 9. Diagram Aerologi pada saat pengamatan Radiosonde tanggal 21 April 2016 jam 1200 UTC
Gambar 9. menunjukkan profil lapisan vertikal atmosfer dari pengamatan radiosonde pada tanggal 21 April  2016,  dimana  memiliki  nilai  CAPE  yang  lebih besar dibandingkan tanggal 24 Juni 2016 dengan nilai sebesar  1330  J/kg.  Dengan  nilai  CIN  -13,0  J/kg namun  ketinggian  LFC  lebih  tinggi  sebesar  2520  m. Curah  hujan  pada  tanggal  tersebut  hanya  mencatat terjadinya  hujan  di  daerah  perbukitan  di  yaitu  di Lubuk Minturun dan Limau Manis sebesar 2 mm dan 2,5 mm berturut-turut dan tidak ada kejadian hujan di daerah  Minangkabau,  Teluk  Bayur,  maupun  Parak Karakah.
Apabila  selanjutnya  kita  lihat  profil  suhu udara pada Gambar 10. terhadap ketinggian pada saat terjadi  fenomena  atmosfer  dalam  skala  yang  lebih besar  seperti  Dipole  Mode,  dapat  dilihat  untuk  nilai sebesar  1295  J/kg  dengan  nilai  CIN  -27,4  J/kg  dan ketinggian  LFC  1520  m.  Pengamatan  radiosonde tersebut  terkait  dengan  kejadian  hujan  sebesar  8,5 mm  di  Minangkabau, 25,3 mm di Teluk Bayur, 12,2 mm  di  Parak  Karakah,  25  mm  di  Lubuk  Minturun, dan 16,2 mm di Limau Manis.
Gambar 10. Diagram Aerologi pada Saat Pengamatan Radiosonde Tanggal 21 April 2016 Jam 1200 UTC
Dengan  memperbandingkan  kedua  diagram aerologi  diatas,  terlihat  pengaruh  ketinggian  awal LFC,  dimana  pada  gambar  10.  yang  memiliki  nilai CAPE  sebesar  1295  J/kg  dan  LFC  pada  ketinggian 1520  m  dan  gambar  35.  dengan  nilai  CAPE  sebesar 1330  J/kg  dan  LFC  2520  m.  Terlihat  bahwa meskipun nilai CAPE yang lebih kecil, namun dengan ketinggian  LFC  yang  lebih  rendah  dibandingkan gambar  9,  curah  hujan  yang  terjadi  juga  menjadi lebih  besar.  Nilai  CIN  sebesar  -13,0  J/kg mengindikasikan energi yang diperlukan parsel udara untuk  bergerak  naik.  Peran  topografi  membantu parsel  untuk  bergerak  naik  hingga  LFC.  Ketika terjadi  fenomena  global,  hujan  terjadi  secara  merata di  seluruh  titik  di  Kota  Padang,  yang  menandakan bahwa  hujan  terjadi  dalam  skala  yang  luas.  Berbeda dengan  keadaan  tersebut,  pada  saat  keadaan  normal, hujan berada pada daerah yang tidak merata.

## PENUTUP
Berdasarkan hasil dan pembahasan yang telah dikemukakan  sebelumnya,  dapat  disimpulkan  bahwa karakteristik  stabilitas  atmosfer  berdasarkan  CAPE secara  umum  bergantung  pada  waktu  pengamatan, dimana  pada  saat  sore  hari  nilai  CAPE  cenderung lebih besar dibandingkan dengan pada saat pagi hari. Hal  ini  menunjukkan  bahwa  pada  saat  sore  hari, stabilitas  atmosfer  menjadi  lebih  labil  sebagai  akibat dari  pemanasan  matahari  terhadap  permukaan  bumi. Untuk  daerah  Padang,  stabilitas  atmosfer  cenderung menunjukkan  tingkat  kelabilan  yang  ringan  hingga sedang  selama  periode  2012-2016.  Selain  itu  dari
seluruh  lokasi  penelitian  di  Padang,  korelasi antara CAPE  dengan  curah  hujan  menunjukkan  korelasi negatif  dengan  koefisien  korelasi  yang  kurang  kuat dengan nilai kurang dari -0,3. Hal ini didasarkan pada tingginya nilai CAPE namun dengan intensitas curah hujan  yang  rendah  bahkan  tidak  terjadi  hujan  dan sebaliknya.  Dengan  demikian,  dapat  disimpulkan hujan  dengan  intensitas  tinggi di Padang tidak  selalu terjadi akibat stabilitas atmosfer yang tinggi.

## REFERENSI
[1]  Tjasyono,  Bayong.  2008. Klimatologi. Penerbit ITB : Bandung.
[2] Ahrens, Donald. 2004. Essentials of Meteorology :an  Invitation to the Atmosphere . Pergamon Press : San Diego.
[3]  Lamb,  Dennis  dan  Verlinde,  Johannes.  2011. Physics and Chemistry of Clouds . Cambridge University Press : Cambridge.
[4]  Wilks.  Daniel.  2012 Statistical  Methods  in Atmospheric  Sciences , 2 nd ed. Elsevier Academic Press : New York.
[5]  McBride,  John  dan  Frank,  William.  1999. Relationship between Stability and Monsoon Convection. Journal  of  the  Atmospheric Sciences vol. 56 hal 24-36.
[6]  Monkam,  David.  2002. Convective  Available Potential Energy (CAPE) in Northern Africa and  tropical  Atlantic  and  Study  of  its
connections  with  rainfall  in  Central  and West  Africa  during  Summer  1985 .  Journal Atmospheric  Research  vol.  62  hal  125-147. Elsevier Academic Press.
[7]  Air  Weather Service. 1990. The Use of the Skew T,  Log  P  Diagram  in  Analysis  and Forecasting . Illinois : Scott Air Force Base.
[8]  Barkidija,  Sanda  &  Fuchs,  Zeljka.  2013.
“Precipitation correlation between
convective available potential energy, convective  inhibition  and saturation fraction in  middle  latitudes”. Jurnal  Atmospheric Research, vol. 124 , Elsevier . Hlm. 170-180.
[9]  Muttaqin,  Alfan.,  dkk.  2016.  “Analisis  Profil CAPE  (Convective  Available  Potential Energy) Radiometer selama Kegiatan Intensive  Observation  Period  (IOP)  di Darmaga  Bogor”. Jurnal Sains dan Teknologi  Modifikasi  Cuaca,  Vol  17  No.  2 . Hlm. 83-89.
[10] Suryantoro, A. 2004. “Fenomena MJO/ISO dan Hubungannya  dengan  Pola  Aktivitas  Awan Konvektif  dan  Curah  Hujan  di  Lampung, Sumatera  Selatan  dan  Aceh”. Jurnal Meteorologi  dan  Geofisika,  Vol.  5,  No.  4, Desember  2004,  BMG,  Jakarta.  ISSN  : 1411-3083. Hlm 30-45 .