## EFEK PARAMETERISASI LAPISAN BATAS ATMOSFER TERHADAP PEMBENTUKAN GELOMBANG GRAVITAS DI SUMATERA BARAT [ THE EFFECT OF ATMOSPHERIC BOUNDARY LAYER PARAMETERIZATION TO THE GENERATION OF GRAVITY WAVES OVER WEST SUMATERA ]
Dyah Ayu Putriningrum *)1 , Nurjanna Joko Trilaksono *) , dan Noersomadi **)
*) Institut Teknologi Bandung
**) Peneliti Pusat Sains dan Teknologi Atmosfer, Lapan
1 e-mail: d.a.puput@gmail.com
Diterima 15 Agustus 2014; Disetujui  3 Nopember 2014

## ABSTRACT
Gravity waves play an important role in the dynamical of atmosphere and affect some  processes  in  Planetary  Boundary  Layer  (PBL).  Gravity  waves  was  identified  by potential  temperature  and  vertical  wind  velocity  by  using  Weather  Research  and Forecasting–Advance  Research  WRF  (WRF-ARW)  model  with  initial  and  boundary conditions were taken from the final analyses (FNL) data at the interval March 16 to 17, 2008  and  three  nested  domain  with  the  highest  horizontal  resolution  is  3  km.  This simulations  were  run  into  two  experiments  of  PBL  parameterizations,  which  were Medium  Range  Forecast  (MRF)  and  Yonsei  University  (YSU).  The  phenomenon  and characteristics  of  gravity  waves  were  studied  using  Fourier  and  wavelet  transform’s analysis  method.  Gravity  waves  could  be  well  identified  using  the  MRF  scheme  over Sumatera Barat when the convection activity had been established. The charateristic of gravity waves are detected by the model over Sumatera Barat was short period (~2 hour) with  5–50  km  horizontal  wavelength.  The  difference  characteristic  between  two experiments was related to the sensitivity of PBL scheme and horizontal grid resolution. In  these  case,  MRF  scheme  well  captured  gravity  waves  phenomenon,  while  3  km horizontal resolution can produced shorter wavelength.
Keywords: Gravity  waves,  Planetary  Boundary  Layer  Parameterization,  WRF-ARW, parameterization

## ABSTRAK
Gelombang  gravitas  berperan  dalam  sirkulasi  dinamika  atmosfer  dan mempengaruhi  proses-proses  di  Lapisan  Batas  Atmosfer  (LBA).  Gelombang  gravitas telah  diidentifikasi  dengan  simulasi  temperatur  potensial  dan  kecepatan  angin menggunakan model Weather Research and Forecasting–Advance Research WRF (WRF- ARW)  dengan  kondisi  inisial  dan  kondisi  batas  model  dari  data final  analyses (FNL) tanggal  16–17  Maret  2008.  Simulasi  dilakukan  dalam  tiga  domain nested (bersarang) dengan  resolusi  horizontal  paling  tinggi  sebesar  3  km.  Metode  simulasi  dilakukan dengan  membandingkan  dua  skema  parameterisasi  LBA  yang  berbeda  yakni Medium Range  Forecast (MRF)  dan Yonsei  University (YSU).  Metode  analisis  menggunakan transformasi Fourier dan wavelet .  Dari  hasil  simulasi,  gelombang  gravitas  berhasil diidentifikasi  dengan  baik  menggunakan  skema  MRF  di  atas  Sumatera  Barat  saat aktivitas konveksi sedang terjadi dengan nilai Cloud Water Mixing Ratio (CWMR) sekitar 0,1-2,1  g/kg.  Ciri-ciri  gelombang  gravitas  yang  terdeteksi  merupakan  gelombang gravitas berperiode singkat (~2 jam) dengan panjang gelombang horizontalnya 5–50 km.
Perbedaan karakter gelombang gravitas yang dihasilkan simulasi, berhubungan dengan sensitivitas skema parameterisasi LBA dan resolusi grid horizontal. Gelombang gravitas dapat  disimulasikan  oleh  skema  MRF  dengan  resolusi  horizontal  3  km  yang  dapat menghasilkan panjang gelombang yang lebih pendek.
Kata  kunci: Gelombang  gravitas,  Lapisan  Batas  Atmosfer,  WRF-ARW,  Parameterisasi

## 1  PENDAHULUAN
Gelombang gravitas merupakan gelombang yang muncul di atmosfer akibat gaya apung ( buoyant) sebagai pemulih perturbasi dalam atmosfer stabil statis. Perpindahan parsel  udara  yang  berosilasi  menyebabkan  gangguan  di  atmosfer,  dan  yang  berperan sebagai gaya pemulih yang bekerja pada parsel udara untuk kembali ke posisi awalnya dilakukan  oleh  gravitas.  Akibat  adanya  gaya  pemulih  ini,  terbentuklah  gelombang gravitas di atmosfer (Nappo, 2012).
Di daerah ekuatorial, pembentukan gelombang gravitas identik dengan konveksi dalam.  Dhaka  dkk.  (2011)  menunjukkan  adanya  hubungan  aktivitas  gelombang gravitas  dengan  konveksi  di  troposfer  bawah  tropis  dengan  mengolah  data  radar Ministry  of  Science  and  Technology (MST),  India.  Disisi  yang  lain,  Kjelaas  dkk.  (1974) memasang  tiga sounder akustik  untuk  menghitung  kecepatan  fase  horizontal gelombang  gravitas  di  atmosfer  pada  ketinggian  1000  m.  Susunan  sumber  suara akustik  dapat  mendeteksi  perambatan  gelombang  gravitas  dalam  inversi  pada Convective Boundary Layer (CBL).
Di  Lapisan  Batas  Atmosfer (LBA),  lapisan  yang  dipengaruhi  langsung  oleh permukaan,  turbulensi  dapat  dihasilkan  secara  konvektif  maupun  dinamis.  Konveksi di  LBA  dapat  membentuk  awan,  meskipun  tidak  selalu.  Ketika  awan  terbentuk, struktur  awan  identik  dengan  gulungan  konveksi  horizontal  dimana  mekanisme pembentuknya melibatkan gelombang gravitas dan gelombang Kelvin-Helmholtz. Ketika inhibisi  konvektif  dalam  LBA  bernilai  kecil,  maka  yang  menentukan  posisi  dimana konveksi  pertama kali  muncul  adalah  turbulensi  LBA. Pada  kondisi  konvektif, proses updraft dan downdraft mempengaruhi variasi puncak CBL (Stull, 1988). Chimonas dan Nappo (1989) menunjukkan kondisi  LBA yang stabil dapat berubah menjadi turbulen akibat gelombang gravitas.
Selain dengan menggunakan data observasi, gelombang gravitas dapat dianalisis dengan  menggunakan  simulasi  model  prediksi  cuaca  numerik.  Evan  dkk.  (2012)  dan Lane  dkk.  (2001  dan  2005)  menyimpulkan  bahwa  model  WRF-ARW  mempunyai kemampuan  untuk  menyimulasikan  gelombang  gravitas  skala  menengah  yang dibentuk oleh konveksi pada daerah tropis. Lane dkk. (2001) mengidentifikasi perilaku gelombang gravitas di atas konveksi dengan menguji temperatur potensial dan angin.
Dalam  penelitian  ini,  model  WRF-ARW  digunakan  untuk  mengetahui  efek parameterisasi  LBA  terhadap  pembentukan  gelombang  gravitas  di  wilayah  Sumatera Barat akibat proses konveksi dengan meninjau temperatur potensial, temperatur parsel udara  ketika  terkembang  dan  terkompres  atau  termampatkan  secara  adiabatik  dari tekanan referensi, dan kecepatan angin di atas daerah konveksi.

## 2  METODOLOGI

## 2.1 Data
Data  yang  digunakan  dalam  simulasi  ini  adalah  data input (syarat  awal  dan batas)  model  yang  berupa  data final  analyses (FNL)  dari National  Centers  for Environmental  Prediction (NCEP)  pada  tanggal  16-18  Maret  2008  dengan  resolusi spasial  1°×1°  yang  dikeluarkan  setiap  enam  jam.  Data  FNL  tersedia  untuk  level permukaan,  26  level  mandatori  dari  1000  mb  sampai  10  mb,  di  lapisan  batas permukaan dan beberapa lapisan sigma, dan tropopause.
Hasil simulasi diverifikasi oleh data kecepatan angin zonal dan meridional hasil observasi menggunakan Equatorial Atmospheric Radar (EAR) dengan resolusi 10 menit yang dapat diunduh di www.rish.kyoto-u.ac.jp/ear/index-e.html, data temperatur yang diobservasi  oleh Global  Positioning  System Radio  Occultation (GPS-RO)  dari  satelit COSMIC dan Metop-A yang dapat diunduh di http://www.cosmic.ucar.edu/, dan data temperatur black body (TBB) dengan resolusi temporal 1 jam dan resolusi spasial 5 km dari  kanal  IR1 Multi-Functional  Transport  Satellite (MTSAT)  yang  dapat  diunduh  di weather.is.kochi-u.ac.jp/sat/GAME/,  dan  weather.is.kochi-u.ac.jp/sat/CAL/untuk  data kalibrasinya.

## 2.2 Metode
Dalam  penelitian  ini,  digunakan  tiga  domain nested (bersarang)  seperti  yang ditunjukkan  pada  Gambar  2-1.  Domain  induk  dengan  resolusi  horizontal  27  km, domain dua (domain anak) 9 km, dan domain tiga (domain anak) 3 km. Ketiga domain tersebut memiliki resolusi vertikal 0,5 m. Masing-masing domain  menggunakan skema Goddard  untuk  parameterisasi  mikrofisis  dan  skema  kumulus untuk  parameterisasi konveksi.  Pada  domain  ketiga,  parameterisasi  kumulus  tidak  digunakan  dalam simulasi ini karena pada resolusi 4 km, updraft dapat diselesaikan secara eksplisit.
Gambar 2-1: Domain nested (bersarang)  model  WRF-ARW,  garis  kuning menunjukkan batas  domain 1, 2 dan 3.
Dua  eksperimen  skema  LBA  dilakukan  dalam  model  untuk  mengetahui pengaruh parameterisasi LBA. Pada eksperimen pertama, semua domain menggunakan skema Medium  Range  Forecast (MRF).  Sementara  pada  eksperimen  kedua,  semua domain  menggunakan  skema  Yonsei  University  (YSU).  Skema-skema  parameterisasi tersebut dipilih berdasarkan penelitian sebelumnya untuk mengidentifikasi gelombang gravitas  di  wilayah  benua  maritim,  khususnya  Kalimantan  dan  Malaka  (Hara  dkk., 2006; Wu dkk., 2009; Teo dan Koh., 2011).
Simulasi untuk domain ketiga dijalankan sebanyak dua kali. Pertama, simulasi dijalankan  dengan  resolusi  waktu  60  menit  untuk  uji  coba  apakah  model  bisa menangkap  evolusi  konveksi.  Kedua,  simulasi  dijalankan  dengan  resolusi  waktu  5 menit untuk mengetahui detil evolusi konveksi di dalam model.

## 3  HASIL DAN PEMBAHASAN

## 3.1 Verifikasi Model
Aktivitas  konveksi  dapat  dilihat  dari  citra  satelit  MTSAT  IR1.  Citra  satelit  ini memperlihatkan  puncak  awan  pada  domain  tiga  model.  Citra  puncak  awan  dengan nilai  TBB  semakin  rendah,  maka  aktivitas  konveksi  semakin  besar.  Dari  diagram
1 2 3
Hovmöller  (Gambar  3-1),  dapat  dilihat  arah  perambatan  konveksi  menuju  ke  barat. Sementara  itu,  perambatan  konveksi  ke  arah  barat  diperlihatkan  oleh  hasil  simulasi OLR (Gambar 3-2). Hal ini sesuai dengan Clayson, dkk. (2002) bahwa ada perambatan awan  konveksi  ke  arah  barat.  Konveksi  kuat  yang  muncul  di  titik  102°  BT  dari  citra MTSAT  menunjukkan  kesamaan  dengan  hasil  simulasi  dengan  skema  YSU,  berbeda dengan MRF yang tidak begitu kuat.
Gambar 3-1: Temperatur black body (TBB) dari data MTSAT IR1 di sepanjang 0,2 °LS dalam periode 16 – 17 Maret 2008.
Gambar 3-2: Anomali rata-rata OLR pada 2,8° LS – 1,1° LU sepanjang ekuator tanggal 16 – 18 Maret 2008 menggunakan skema (a) MRF dan (b) YSU
Verifikasi profil vertikal dilakukan dengan membandingkan data temperatur dari hasil  simulasi  dengan upper  air  sounding data  GPS-RO.  Korelasi  sebesar untuk data satelit METOP-A vs MRF maupun METOP-A vs YSU. Korelasi sebesar untuk COSMIC  vs  MRF  dan
untuk  COSMIC  vs  YSU.  Walaupun  selisih  nilai  korelasi yang  cukup  kecil,  dapat  disimpulkan  bahwa  skema  MRF  lebih  baik  dibandingkan skema YSU.
a
b

## 3.2 Evolusi Awan Konvektif dalam Model
Tingkat kejenuhan air di dalam awan dapat direpresentasikan oleh Cloud Water Mixing Ratio (CWMR). Semakin tinggi CWMR maka pertumbuhan awan semakin kuat. Hasil dari skema MRF, pada pukul 10:00 UTC (Gambar 3-3a) terlihat bahwa di sekitar 100° BT terdapat awan. Saat itu, kontur temperatur potensial di antara ketinggian 10– 14  km  (daerah  troposfer  atas)  mengalami  gangguan  yang  besar  dengan  amplitudo sekitar 1 km. Pada pukul 11:00 UTC (Gambar 3-3b), pertumbuhan awan semakin kuat dengan amplitudo di ketinggian 10–14 km mencapai 2 km. Pukul 12:00 UTC (Gambar 3-3c), perawanan mulai melemah. Adanya aktivitas gelombang yang merambat vertikal dan  membentuk  gelombang  horizontal  di  daerah  troposfer  atas  (sekitar  ketinggian  19 km) ditunjukkan oleh fluktuasi temperatur potensial di atas awan.
Dengan  skema  YSU  (Gambar  3-3d-f),  fluktuasi  temperatur  potensial  di  atas perawanan  juga  terlihat  seperti  hasil  skema  MRF.  Namun  perawanan  pada  simulasi skema YSU tidak begitu kuat dibandingkan dengan skema MRF. Ini dapat dilihat dari CWMR  hasil  skema  YSU  yang  tidak  begitu  melebar  secara  horizontal  dibandingkan dengan skema MRF. Fluktuasi temperatur potensial dalam arah horizontal skema MRF lebih kuat dibandingkan skema YSU.
Area  di  atas  aktivitas  konvektif  dengan  turbulensi  termal  (Gambar  3-3)  yang kuat  dan  aliran  vertikal  dapat  dengan  jelas  menunjukkan  keberadaan  pergerakan gelombang (Petenko dkk., 2011). Hal ini memberikan kecurigaan bahwa di atas daerah konveksi terdapat gelombang gravitas.
Gambar 3-3: Penampang melintang vertikal temperatur potensial (kontur) skema MRF pada  (a) 10:00 UTC, (b) 11:00 UTC, (c) 12:00 UTC tanggal 17 Maret 2008 sepanjang 0,2° LS. Warna biru menunjukkan CWMR dengan nilai 0,1–2,1 g/kg. Gambar (d),(e),(f) sama seperti (a),(b),(c) namun untuk YSU.

## 3.3 Gelombang Gravitas Model
Pembentukan  awan  konvektif  ditunjukkan  oleh  Gambar  3-3  pada  penampang melintang  vertikal  di  sekitar  100°  BT.  Di  lapisan  atas  pembentukan  awan  konvektif,
terdapat fluktuasi temperatur potensial dan angin vertikal. Adanya aktivitas konvektif dapat memicu pembentukan gelombang gravitas di lapisan troposfer bagian atas (Fovell dkk., 1992).
Untuk  mengidentifikasi  apakah  gelombang  yang  terbentuk  adalah  gelombang gravitas,  maka  selanjutnya  akan  diperiksa  karakteristiknya.  sesuai  hasil  penelitian Shaw  dan  Lane  (2013).  Pertama,  memeriksa  hubungan  antara  sinyal  temperatur potensial  dan  kecepatan  angin  vertikal.  Jika  hal  tersebut  merupakan  gelombang gravitas, maka kedua sinyal akan berkoherensi dengan baik dan fasenya berada dalam satu kuadran seperempat yang sama.
Gambar 3-4: Spektrum wavelet kontinu  temperatur  potensial  dan  kecepatan  angin  vertikal  skema MRF.  Panah  menggambarkan  perbedaan  fase  antara  kedua  variabel,  sementara  warna menunjukkan nilai  koherensi  antara  dua  variabel  tersebut.  Garis  lengkung merupakan batas tingkat kepercayaan >95%.
Pukul  09:00–11:00  UTC  tanggal  17  Maret  2008  (saat  konveksi  sedang terbentuk), kedua variabel hasil skema MRF berkoherensi tinggi, yaitu mendekati nilai 1. Koherensi  yang  tinggi  pada  periode  20–60  menit  dan  80–120  menit.  Variabel temperatur potensial mendahului variabel kecepatan angin vertikal dengan perbedaan fasa  kedua  variabel  pada  kedua  periode  berkoherensi  tersebut  sebesar  90°,  hal  ini menandakan  bahwa  kedua  variabel  berada  dalam  satu  kuadran  fasa  yang  sama (Gambar  3-4).  Pada  skema  YSU,  koherensi  tinggi  berada  pada  periode  20–120  menit dan beda fase kedua variabel lebih dari 90°. Karena kedua variabel tidak berada dalam satu  kuadran  fase,  sehingga  bisa  dikatakan  bahwa  sinyal  temperatur  potensial maupun kecepatan angin vertikal bukan merupakan gelombang gravitas.
Kedua,  memeriksa  karakteristik  berupa  periode,  bilangan  gelombang  dan panjang gelombang. Karakteristik periode gelombang gravitas diperiksa menggunakan transformasi wavelet di titik 0,2 °LS 100,32 °BT pada ketinggian 15 km sepanjang 16 Maret  2008  pukul  00:00  UTC  sampai  18  Maret  2008  pukul  00:00  UTC.  Sedangkan karakteristik  bilangan  gelombang  dan  panjang  gelombang  gravitas  diperiksa menggunakan transformasi Fourier berupa spektrum kecepatan angin  vertikal w dan kecepatan horizontal u yang direkam pada setiap titik grid horizontal setiap satu jam di sepanjang  ketinggian  15  km  sepanjang  0,2  °LS  di  setiap  level  waktu  dari  jam  ke-3 hingga  jam  ke-49  simulasi  (jam  ke-1  dan  ke-2  dianggap spin  up  error sehingga  tidak dipakai dalam analisis ini).
Sinyal  temperatur  potensial  pada  pukul  09:00–11:00  UTC  tanggal  17  Maret 2008 (Gambar 3-5) berperiode 60–180 menit memiliki daya yang cukup kuat dibanding sinyal di waktu dan periode yang lain. Sementara sinyal kecepatan angin vertikal pada pukul 09:00–11:00 UTC menguat pada periode 20–40 menit. Walaupun ada sinyal yang cukup kuat di periode 80–120 menit, namun tidak sekuat periode 20–40 menit. Hal ini konsisten dengan perbedaan fase pada Gambar 3-4.
Gambar 3-5: Spektrum wavelet kontinu skema MRF (a) temperatur potensial dan (b) kecepatan angin vertikal selama 00:00 UTC tanggal 16 Maret 2008 sampai 00:00 UTC tanggal 17 Maret 2008.  Warna  menunjukkan  daya  dengan  satuan  °C 2 s  untuk  temperatur  potensial  dan m 2 s -1 untuk kecepatan angin.
Perbedaan  fase  tersebut  menunjukkan lag  time antara  sinyal  temperatur potensial  dan  kecepatan  angin  vertikal  pada  periode  80–120  menit.  Karena  pada periode  20–40  menit  tidak  menunjukkan lag  time sesuai  dengan  karakter  gelombang gravitas, maka bisa dikatakan bahwa gelombang gravitas pada pukul 09:00–11:00 UTC memiliki  periode  80–120  menit  konsisten  dengan  periode  gelombang  gravitas  di Sumatera Barat yang diteliti oleh Dhaka, dkk (2011) yakni periode gelombang gravitas pendek  sebesar  kurang  dari  3  jam  yang  muncul  di  sekitar  tropopause  yang teridentifikasi  saat  konveksi  sedang  terbentuk.  Dari  periode  gelombang  gravitas tersebut  didapatkan  frekuensi  gelombang  gravitas  yang  terjadi  sebesar s -1
sampai s -1 .
Gambar 3-6: Power Spectral Density kecepatan (a) angin vertikal dan (b) angin horizontal skema MRF terhadap  bilangan  gelombang  pada  ketinggian  15  km  sepanjang  0,2  °LS  dari  jam  ke-3 hingga jam ke-49 simulasi.
Spektrum horizontal bilangan gelombang angin horizontal memiliki kesamaan dengan  angin  vertikal,  kecuali  bilangan  gelombang  dominannya.  Untuk  skema  MRF (Gambar 3-5), bilangan gelombang dominannya terletak diantara rentang rad m -1 sampai
rad m -1 sehingga panjang gelombangnya berada pada rentang 5–50 km.
a
b
Gambar 3-7: Penampang melintang horizontal kecepatan angin vertikal (m s -1 ) hasil model domain 3 yang menggunakan skema MRF pada (a) 09:20 UTC, (b) 09:50 UTC, (c) 10:20 UTC, dan (d) 11:00 UTC di ketinggian 19 km
Ketiga,  diidentifikasi  melalui  frekuensi  intrinsiknya.  Frekuensi  intrinsik  ( ) adalah  frekuensi  yang  relatif  terhadap  udara  saat  gelombang  sedang  terjadi, didefinisikan  sebagai: dimana adalah  frekuensi  gelombang  relatif terhadap  sistem  koordinat, merupakan  vektor  aliran  horizontal  rata-rata  dan adalah  bilangan  gelombang  horizontal.  Frekuensi  intrinsik  dihitung  dengan  rumus yang  telah  disebutkan  sebelumnya  dengan  kecepatan  angin background horizontal sebesar -2,628 m s -1 , maka diperoleh rata-rata frekuensi intrinsiknya sebesar 0,0033 s -1 , yang lebih besar dibanding frekuensi Brunt-Vaisala.
Gelombang  gravitas  hasil  skema  MRF  yang  ditunjukkan  oleh  Gambar  3-7 terbentuk  di  ketinggian  19  km.  Hal  ini  konsisten  dengan  karakteristik  gelombang gravitas yang disarankan oleh Lane. Sementara itu,  pembentukan gelombang gravitas skema YSU (gambar tidak ditunjukkan) pada ketinggian 19 km tidak muncul.

## 3.4 Sensitivitas Model
Dari  dua  simulasi  yang  dilakukan,  terdapat  perbedaan  antara  kedua  hasil model.  Hal  ini  bisa  disebabkan  karena  sensitivitas  skema  parameterisasi  LBA  (Udina dkk., 2012) maupun resolusi horizontal yang digunakan (Lane dan Reeder, 2001a dan 2001b).  Untuk  itu,  pada  Subbab  ini  akan  dibahas  mengenai  sensitivitas  model  yang mempengaruhi hasil simulasi gelombang gravitas.
Untuk menguji sensitivitas skema LBA pada hasil simulasi gelombang gravitas, digunakan  dua  skema  yakni  MRF  dan  YSU.  Berdasarkan  hasil  pada  Subbab  3.3, spektrum  gelombang  keduanya  menunjukkan  pola  yang  hampir  sama.  Perbedaannya hanya  terdapat  pada  rentang  bilangan  gelombang  pada  spektrum  angin  vertikal maupun angin horizontal dengan perbedaan sekitar 0,001.
Gambar 3-8: Power spektra horizontal skema (a) MRF dan (b) YSU dengan resolusi 27 km, 9 km, dan 3 km. Spektrum dihitung dari nilai kecepatan vertikal di ketinggian 15 km.
Perawanan yang dihasilkan dengan menggunakan skema MRF (Gambar 3-3a-c) terlihat  lebih  melebar  secara  horizontal  dibandingkan  perawanan  yang  dihasilkan dengan  menggunakan  skema  YSU  (Gambar  3-3d-f).  Hal  ini  disebabkan  karena  MRF pada  umumnya  menghasilkan  pencampuran  ( mixing )  yang  berlebih  ketika  angin sedang  menguat.  Selain  itu,  MRF  melemahkan  penghalangan  konveksi  (Bright  dan Mullen,  2002).  Penghalang  konveksi  yang  melemah  membuat  model  menghitung pembentukan perawanan yang lebih kuat.
Untuk  menggambarkan  sensitivitas  skala  horizontal  gelombang  gravitas terhadap  resolusi grid horizontal,  dilakukan  perhitungan power spektrum  dari  ketiga domain model (Gambar 3-8). Dari kedua skema, resolusi horizontal paling rendah, 27 km, menghasilkan panjang gelombang yang lebih besar dibanding kedua resolusi yang lebih tinggi  lainnya.  Hal  ini  konsisten  dengan  Lane  dan  Knievel  (2005),  simulasi  dengan resolusi horizontal yang rendah menghasilkan  panjang gelombang gravitas  yang  lebih panjang  dibanding  resolusi  tinggi,  namun  PSD  yang  kecil  menunjukkan  bahwa karakteristiknya tidak kuat.
Ditinjau  dari power spektra  kedua  skema,  MRF  memiliki  spektra  lebih  tinggi dibanding YSU pada bilangan gelombang dominannya. MRF menghasilkan awan yang lebih kuat dibandingkan YSU, sehingga gelombang yang muncul juga lebih kuat.

## 4  KESIMPULAN
Dari  hasil  simulasi  WRF-ARW  menggunakan  dua  skema  MRF  dan  YSU menunjukkan  bahwa  perawanan  hasil  kedua  skema  sama-sama  menunjukkan perambatan  ke  arah  barat  dengan  jelas.  Skema  MRF  menyimulasikan  CWMR  lebih besar dibanding YSU, sehingga gangguan temperatur potensial di atas perawanan MRF lebih  besar  dibanding  YSU.  Semakin  besar  gangguan  temperatur  potensial  dan kecepatan angin vertikal, maka gelombang di atmosfer semakin terlihat, sesuai dengan evolusi pada penampang horizontal, diduga gelombang yang terjadi adalah gelombang gravitas di ketinggian 19 km.
Skema  LBA  yang  berbeda  menghasilkan  bilangan  gelombang  yang  berbeda untuk  kecepatan  angin  vertikal.  MRF  menghasilkan  bilangan  gelombang rad  m -1 ,  sementara  YSU  menghasilkan  bilangan  gelombang rad  m -1 .  MRF menghasilkan  panjang  gelombang  yang  lebih  pendek  dibanding  YSU,  namun  masih dalam orde yang sama. Selain itu, resolusi horizontal grid model yang digunakan juga memberikan  hasil  yang  berbeda.  Semakin  besar  resolusi  yang  dipakai,  model  dapat menangkap panjang gelombang yang merupakan gelombang gravitas.

## Ucapan Terimakasih
Penulis berterimakasih kepada Dr. Todd P. Lane dari Melbourne University dan Dr.  Rosbintarti  Kartika  Lestari  dari Atmospheric  and  Ocean  Research  Institute,  The
University  of  Tokyo ,  atas  komentar  dan  saran  yang  membantu.  Pengerjaan  penelitian ini didukung sepenuhnya oleh Weather and Climate Prediction Laboratory .

## DAFTAR RUJUKAN
Bright, D. R., dan S. L. Mullen, 2002. The Sensitivity of the Numerical Simulation of the Sputhwest  Monsoon  Boundary  Layer  Parameterizations ,  Mon.  Wea.  Rev.,  128, 3941-3961.
Chimonas, G., dan C. J Nappo, 1989. Wave Drag in the Planetary Boundary Layer Over Complex Terrain , Boundary-Layer Met . , 47, 217–232. Clayson,  C.A.,  B.  Strahl,  dan  J.  Schrage,  2002. 2-3  Day  Convective  Variability  in  the Tropical Western Pacific , Mon. Wea. Rev., 130, 529-548.
Dhaka, S. K.,  R.  Bhatnagar,  Y.  Shibagaki,    H.  Hashiguchi,  S.  Fukao, T.  Kozu, dan  V. Panwar, 2011. Characteristics of Gravity Waves Generated in A Convective and A Non-convective Environment Revealed from Hourly Radiosonde Observation under CPEA-II Campaign” , Ann. Geophys., 29, 2259-2276. Evan,  S.,  M.  J.  Alexander,  dan  J.  Dudhia,  2012. Model  Study  of  Intermediate-Scale Tropical  Inertia–Gravity  Waves  and  Comparison  to  TWP-ICE  Campaign Observations , J. Atmos. Sci., 69, 591–610.
Fovell,  R.,  D.  Durran,  dan  J.  R.  Holton,  1992. Numerical  Simulations  of  Convectively Generated Stratospheric Gravity Waves , J. Atmos. Sci., 49, 1427-1442.
Hara, M., T. Yoshikane, dan F. Kimura, 2006. Mechanism of Diurnal Cycle of Convective Activity Over Borneo Island , 7 th WRF-ARW User’s Workshop, Colorado.
Kjelaas,  A.  G.,  D.  W.  Beran,  W.  H.  Hooke,  B.  R.  Bean,  1974. Waves  Observed  in  the Planetary  Boundary  Layer  using  an  Array  of  Acoustic  Sounders , J.  Atmos. Sci., 31, 2040–2045. Lane,  T.P.,  dan  J.C.  Knievel,  2005. Some  Effects  of  Model  Resolution  on  Simulated Gravity  Waves  Generated  by  Deep,  Mesoscale  Convection ,  J.  Atmos.  Sci., 62, 3408–3419.
------------,  M.J.  Reeder,  dan  T.L.  Clark,  2001. Numerical  Modeling  of  Gravity  Wave Generation by Deep Tropical Convection , J. Atmos. Sci. , 58, 1249-1274.
------------,  dan  M.  J.  Reeder,  2001a. Convectively  Generated Gravity  Waves and  Their Effect on the Cloud Environment , J. Atmos. Sci., 58, 2427–2440.
------------,  dan  M.  J.  Reeder,  2001b. Modelling  the  Generation  of  Gravity  Waves  by  A Maritime Continent Thunderstorm , Quart. J. Roy. Meteor. Soc., 127, 2705-2724. Nappo, C. J., 2012. An Introduction to Atmospheric Gravity Waves , California: Academic Press.
Petenko, I., G. Mastrantonio, A. Viola, S. Argentini, dan I. Pietroni, 2012. Wavy Vertical Motions in the ABL Observed by Sodar , Boundary-Layer Meteor., 143, 125-141. Shaw,  T.A.,  dan  T.P.  Lane,  2013. Toward  an  Understanding  of  Vertical  Momentum Transports  in  Cloud-System-Resolving  Model  Simulations  of  Multiscale  Tropical Convection . J. Atmos. Sci., 70, 3231–3247. Stull,  R.  B.,  1988. An  Introduction  to  Boundary  Layer  Meteorology ,  Dordrecht:  Kluwer Academic Publishers.
Teo, C.K., dan T.Y. Koh, 2011. Principal Component Analysis of Observed and Modeled Diurnal Rainfall in the Maritime Continent , Journal of Climate, 24, 4662-4675. Udina, M., M.R. Soler, S. Viana, dan C. Yagüe, 2013. Model Simulation of Gravity Waves Triggered by A Density Current” , Quart. J. Roy. Meteor. Soc . , 139, 701–714. Wu,  P.,  J.  Hamada,  M.  Yamanaka,  J.  Matsumoto,  dan  M.  Hara,  2009. The  Impact  of Orographically-Induced  Gravity  Waves  on  the  Diurnal  Cycle  of  Rainfall  over Southeast Kalimantan Island , Atmos. and Ocean. Sci. Letters, 2. 1, 35-39.