Vol.  14   No. 2  Juni 2017              P-ISSN 1412- 808X; E- ISSN 2597-7873 Nomor : 671/AU3/P2MI-LIPI/07/2015
Gambar: Plot kerapatan atmosfer dari data posisi GPS satelit LAPAN A2 (panel atas) disandingkan dengan fluks sinar-X (panel bawah) dari satelit GOES.
Diterbitkan oleh Lembaga Penerbangan dan Antariksa Nasional (LAPAN)
Jakarta – Indonesia
J. Si. Dirgant VOL.  14 NO. 2 HAL.71 -  138 JAKARTA,    JUNI  2017 ISSN 1412-808X

## JURNAL SAINS DIRGANTARA Journal of Aerospace Sciences
Vol.  14   No. 2 Juni 2017                                    P-ISSN 1412- 808X; E- ISSN 2597-7873
Nomor : 671/AU3/P2MI-LIPI/07/2015
Jurnal Sains Dirgantara (JSD) berisi hasil penelitian, pengembangan, dan/atau pemikiran di bidang sains atmosfer dan antariksa. Jurnal ini terbit sejak tahun 2004 dan dipublikasikan dua kali dalam setahun (Juni dan Desember)

## SUSUNAN DEWAN PENYUNTING JURNAL SAINS DIRGANTARA
 Ketua Editor Dr. Laras Tursilowati, M.Si. (Lingkungan Atmosfer dan Aplikasinya)/LAPAN
 Penyunting
Dr. Trismidianto (Lingkungan Atmosfer dan Aplikasinya)/LAPAN
Dr. Ina Juaeni (Meteorologi/Sains Kebumian)/LAPAN Dr. Buldan Muslim (Fisika Magnetosfer dan Ionosfer)/LAPAN Drs. Jiyo, M.Si (Fisika Magnetosfer dan Ionosfer)/LAPAN Dr. Dadang Subarna (Klimatologi dan Atmosfer Maritim )/LAPAN Dr. Wiwiek Setyawati (Lingkungan Atmosfer dan Aplikasinya)/LAPAN
 Mitra Bestari Prof. Dr. Thomas Djamaluddin (Astronomi dan Astrofisik)/LAPAN Prof. Dr. The HouwLiong (Model Iklim, Prediksi Banjir, dan Sains Antariksa)/ITB Dr. Hakim Luthfi Malasan M.Sc (Astrofisika Bintang dan Instrumentasi Astronomi)/ITB Dr. Dhani Herdiwijaya (Cuaca Antariksa)/ITB
 Korektor Naskah Dr. Wiwiek Setyawati (Lingkungan Atmosfer dan Aplikasinya)/LAPAN

## SUSUNAN SEKRETARIAT REDAKSI JURNAL SAINS DIRGANTARA
Pemimpin Umum
Ir. Christianus Ratrias Dewanto, M.Eng
Pemimpin Redaksi Pelaksana Ir. Jasyanto, MM
Redaksi Pelaksana Mega Mardita, S.Sos.,M.Si Yudho Dewanto, ST Irianto, S.Kom Dwi Haryanto, S.kom Aulia Pradipta, S.S Tata Letak M. Luthfi Berdasarkan SK Kepala LIPI Nomor: 818/E/2015 ditetapkan Jurnal Sains Dirgantara sebagai Majalah Berkala Ilmiah Terakreditasi
Alamat Penerbit
LAPAN Jl. Pemuda Persil No. 1, Rawamangun, Jakarta 13220 Telepon : (021) 4892802 Ext. 142/146 (Hunting), Fax. : (021) 47882726 Email : publikasi@lapan.go.id Situs : http://www.lapan.go.id http://jurnal.lapan.go.id

## JURNAL SAINS DIRGANTARA Journal of Aerospace Sciences
Vol.  14   No. 2 Juni 2017                        P-ISSN 1412- 808X; E-ISSN 2597-7873
Nomor : 671/AU3/P2MI-LIPI/07/2015

## DAFTAR ISI
Halaman
DAMPAK  HUJAN  METEOR  PADA  KEMUNCULAN  LAPISAN  E-SPORADIS  DI
ATAS SUMEDANG
(THE IMPACT OF METEOR SHOWERS ON THE OCCURRENCE OF E-SPORADIC
LAYER OVER SUMEDANG) Rhorom Priyatikanto, Farahhati Mumtahana, dan Mumen Tarigan 71– 82
VARIASI TRACE GASES SELAMA 10 TAHUN DAN PENCAMPURAN DI SEKITAR
LAPISAN TROPOPAUSE DI INDONESIA BERBASIS SATELIT
(TRACE  GASES  VARIATION  FOR  10  YEARS  AND  MIXING  AROUND  THE TROPOPAUSE LAYERS IN INDONESIA BASED ON SATELLITE)
Novita Ambarsari, Ninong Komala, dan Fanny Aditya Putri 83 - 96
ANALISIS  PENGARUH  PENETRASI  MEDAN  LISTRIK  LINTANG  TINGGI  KE LINTANG RENDAH TERHADAP IONOSFER SAAT BADAI GEOMAGNET
(ANALYSIS  OF  THE  ELECTRIC  FILED  PENETRATION  EFFECT  FROM  HIGH  TO
LOW LATITUDES ON IONOSPHERE DURING GEOMAGNETIC STORM) Anwar Santoso, Dadang Nurmali, Mira Juangsih, Iyus Edi Rusnadi, Sri Ekawati,
Anton Winarko, dan Siska Filawati 97 - 110

## RESPON TEC IONOSFER DI ATAS BANDUNG DAN MANADO TERKAIT FLARE
SINAR-X MATAHARI KELAS M5.1 DAN M7.9 TAHUN 2015
(IONOSPHERIC TEC RESPONSE OVER BANDUNG DAN MANADO ASSOCIATED WITH M5.1 AND M7.9 CLASSES OF SOLAR FLARE XRAYS IN 2015)
Sri Ekawati 111– 126
PENGARUH AKTIVITAS MATAHARI TERHADAP KERAPATAN ATMOSFER ATAS BERDASARKAN DATA POSISI GPS SATELIT LAPAN-A2
(SOLAR ACTVITY INFLUENCE ON THE UPPER ATMOSPHERIC DENSITY
DERIVED FROM GPS DATA ON LAPAN-A2 SATELLITE)
Tiar  Dani,  Rhorom  Priyatikanto,  Slamet  Supriadi,  Abdul  Rachman,  dan
Amrullah A. Qadir 127 – 138

## JURNAL SAINS DIRGANTARA Journal of Aerospace Sciences
Vol.  14  No. 2 Juni 2017                         P-ISSN 1412- 808X; E- ISSN 2597-7873
Nomor : 671/AU3/P2MI-LIPI/07/2015

## Dari  Redaksi
Sidang Pembaca yang kami hormati,
Puji syukur kita panjatkan ke hadirat Allah SWT, atas rahmat dan karunia-Nya, sehingga Jurnal Sains Dirgantara Vol. 14, No. 2, Juni 2017, hadir ke hadapan sidang pembaca dengan mengetengahkan 5 (lima) artikel sebagai berikut:
“ Dampak  Hujan  Meteor  pada  Kemunculan  Lapisan  E-Sporadis  di  Atas  Sumedang  ( The  Impact  of Meteor  Showers  on  The  Occurrence  of  E-Sporadic  Layer  Over  Sumedang ) “ ditulis  oleh:  Rhorom Priyatikanto, Farahhati Mumtahana, dan Mumen Tarigan; “ Variasi Trace Gases Selama 10 Tahun dan Pencampuran di Sekitar Lapisan Tropopause di Indonesia Berbasis Satelit ( Trace Gases Variation for 10 Years and Mixing Around The Tropopause Layers in Indonesia Based on Satellite ) “ ditulis oleh: Novita Ambarsari, Ninong Komala, dan Fanny Aditya Putri; “ Analisis Pengaruh Penetrasi Medan Listrik Lintang Tinggi  ke  Lintang Rendah  Terhadap  Ionosfer  Saat  Badai  Geomagnet ( Analysis  of  The  Electric  Filed Penetration Effect from High to Low Latitudes on Ionosphere During Geomagnetic Storm )) “ ditulis oleh: Anwar Santoso, Dadang Nurmali, Mira Juangsih, Iyus Edi Rusnadi, Sri Ekawati, Anton Winarko,  dan Siska Filawati; “ Respon TEC Ionosfer di Atas Bandung dan Manado Terkait Flare Sinar-X Matahari Kelas M5.1 dan M7.9 Tahun 2015 ( Ionospheric TEC Response Over Bandung and Manado Associated With Solar Flare Xrays Class Of M5.1 and M7.9 In 2015 )) “ ditulis oleh: Sri Ekawati; Artikel terakhir “ Pengaruh Aktivitas Matahari Terhadap Kerapatan Atmosfer Atas Berdasarkan Data Posisi GPS Satelit LAPAN-A2 (Solar Actvity Influence  on The Upper Atmospheric Density Derived  from GPS Data  on LAPAN-A2 Satellite) )” ditulis oleh: Tiar Dani, Rhorom Priyatikanto, Slamet Supriadi, Abdul Rachman, dan Amrullah A. Qadir.
Kami  mengundang  sidang  pembaca  yang  budiman  untuk  berpartisipasi  aktif  dengan mengirimkan karya tulis ilmiah yang sesuai dengan lingkup jurnal ini.
Demikian kami sampaikan, semoga sidang pembaca dapat mengambil manfaatnya .

## JURNAL SAINS DIRGANTARA
Journal of Aerospace Sciences
P-ISSN 1412-808X E-ISSN 2597-7873
No. 671/AU3/P2MI-LIPI/07/2015 Vol. 14  No. 1,  Desember 2016 Lembar abstrak ini boleh dikopi tanpa ijin atau biaya ABSTRAK PERBANDINGAN KARAKTERISTIK AKTIVITAS  SINTILASI  IONOSFER  DI  ATAS
MANADO, PONTIANAK DAN BANDUNG BERDASARKAN DATA GISTM = CHARACTERISTICS COMPARISON OF IONOSPHERIC  SCINTILLATION  ACTIVITIES OVER
MANADO,
PONTIANAK AND BANDUNG  BASED  ON  GISTM  DATA  /  Sri
Ekawati, Sefria Anggarani, dan Dessi Marlia J. S AINS , 14 (1) 2016 : 1-16
Karakteristik  aktivitas  sintilasi  ionosfer  di  atas suatu wilayah perlu diketahui karena kemunculannya  dapat  menurunkan  kualitas sinyal dari sistem navigasi global berbasis satelit (GNSS)  dan  juga  komunikasi  satelit  khususnya yang bekerja pada frekuensi Pita-L. Kemunculan sintilasi  ionosfer  bervariasi  terhadap  lokasi. Tujuan  dari  penelitian  ini  adalah  mengetahui perbandingan  karakteristik  aktivitas  sintilasi ionosfer di atas Manado, Pontianak dan Bandung berdasarkan  data  indeks  amplitudo  sintilasi  S4. Data  diperoleh  dari  pengamatan  menggunakan GPS  Ionospheric  Scintillation  and  TEC  Monitor (GISTM) di Manado (1,48oLU;124,85oBT, lintang geomagnet
7,7o LS),
Pontianak (0,03oLS;109,33oBT,  lintang  geomagnet  9,7o LS) dan Bandung (-6,90o LS; 107,60o BT, lintang geomagnet  16,54o  LS).  Pengamatan  dilakukan dari  bulan  Juli  2014  hingga  Juni  2015.  Data harian diklasifikasikan menjadi tiga kategori yaitu kondisi  tenang,  menengah  dan  kuat.  Kemudian dihitung berapa persen kemunculan sintilasi kuat dari masing-masing stasiun pengamatan selama periode tersebut dan dilakukan pemetaan indeks S4  di  atas  Manado,  Pontianak  dan  Bandung. Hasilnya  menunjukkan  jumlah  kemunculan sintilasi  kategori  kuat  (S4>0,5)  bulanan  di  atas Manado  selalu  lebih  rendah  dibandingkan dengan  stasiun  lainnya.  Sintilasi  kuat  yang terdeteksi di suatu stasiun belum tentu terdeteksi di  stasiun  lainnya.  Untuk  peristiwa  sintilasi  yang sangat  intensif,  kemunculan  sintilasi  dapat terdeteksi oleh semua stasiun pengamatan tetapi durasinya  berbeda-beda.  Durasi  sintilasi  kuat  di atas  Bandung  merupakan  yang  paling  lama (mencapai 4 jam) dibandingkan dengan Pontianak  (kurang  dari  2  jam)  dan  Manado (kurang dari 1 jam). Berdasarkan peta kemunculan  sintilasi  kuat,  gangguan  lebih intensif terjadi di daerah di atas laut Jawa. Kata kunci: sintilasi ionosfer, indeks S4, GNSS
ESTIMASI BADAI GEOMAGNET BERDASARKAN KONDISI KOMPONEN ANGIN  SURYA  DAN  MEDAN  MAGNET
ANTARPLANET = ESTIMATION OF GEOMAGNETIC  STORM  BASED  ON  SOLAR WIND COMPONENT’S AND INTERPLANETARY MAGNETIC FIELD CONDITION / Anwar Santoso, Mamat Ruhimat,  Rasdewita  Kesumaningrum,  Siska Fillawati
J. S AINS , 14 (1) 2016 : 17-26
Salah  satu  fenomena  cuaca  antariksa  adalah badai  geomagnet.  Badai  geomagnet  terjadi akibat  masuknya  angin  surya  cepat  karena lontaran  massa  korona  bersamaan  dengan  Bz Interplanetary  Magnetic  Field  (IMF)  yang mengarah  ke  selatan.  Kondisi  komponen  angin surya  bersama  arah  selatan  Bz  IMF  sebelum badai geomagnet dapat menentukan pembentukan  badai  geomagnet.  Selain  itu, melalui  kondisi  komponen  angin  surya  dan  Bz IMF  sebelum  badai  geomagnet  maka  intensitas badai geomagnet dapat diestimasi melalui model badai  geomagnet  sebagai  fungsi  kerapatan angin surya dan model badai geomagnet sebagai fungsi gabungan kerapatan dan kecepatan angin surya.  Untuk  studi  kasus  digunakan  data kejadian badai geomagnet pada 17 Maret 2013, 19  Februari  2014,  17  Maret  2015  dan  23  Juni 2015. Hasil studi diperoleh bahwa estimasi badai geomagnet  (indeks  Dst)  berdasarkan  kondisi komponen angin surya sebelum badai geomagnet dan model badai geomagnet sebagai fungsi  gabungan  komponen  kerapatan  dan kecepatan angin surya masih cukup baik. Namun demikian, estimasi badai geomagnet menggunakan  model  badai  geomagnet  sebagai fungsi  gabungan  komponen  kerapatan  dan kecepatan angin surya  dengan deviasi rata-rata 17,6 nT (12,8%) lebih baik daripada model badai geomagnet  sebagai  fungsi  kerapatan  angin surya dengan deviasi rata-rata 37,3 nT (27,6%).
Kata  kunci: parameter  angin  surya,  medan magnet antarplanet, badai geomagnet

## JURNAL SAINS DIRGANTARA
Journal of Aerospace Sciences
P-ISSN 1412-808X E-ISSN 2597-7873
No. 671/AU3/P2MI-LIPI/07/2015 Vol. 14  No. 1,  Desember 2016
Lembar abstrak ini boleh dikopi tanpa ijin atau biaya
ssABSTRAK
PENGARUH  AEROSOL  TERHADAP  FLUKS RADIASI NETO DAN RADIATIVE FORCING DI
PUNCAK  ATMOSFER  DAN  DI  PERMUKAAN BERDASAR DATA SATELIT = THE INFLUENCE  OF  AEROSOL  ON  THE  NET RADIATION FLUX  AND RADIATIVE FORCING AT  THE  TOP  OF  ATMOSPHERE  AND SURFACE  BASED  ON  SATELLITE  DATA  / Rosida dan Indah Susanti J. SAINS, 14 (1) 2016 : 27-42
Efek langsung aerosol terhadap budget radiasi di Indonesia telah dianalisis berdasarkan data fluks radiasi yang diperoleh dari instrumen the Clouds and the Earth’s Radiant Energy System (CERES) dan data ketebalan  optik aerosol (AOD) dari the Moderate Resolution Imaging Spectroradiometer (MODIS) - Terra. Neraca radiasi yang diperhitungkan  termasuk  radiasi  gelombang pendek  dan  radiasi  gelombang  panjang.  Data dengan  periode  waktu  dari  Maret  2000  sampai Februari  2010,  diolah  untuk  dapat  menganalisis pengaruh aerosol terhadap radiasi neto dan untuk memperoleh  nilai  aerosol  radiative  forcing.  Nilai radiasi  neto  pada  saat  atmosfer  tanpa  aerosol, diestimasi  dengan  menggunakan  metode  slope. Hasil  analisis  menunjukkan  adanya  variasi temporal densitas aerosol yang tinggi di atmosfer dengan nilai AODmaks>2,5, yang pada umumnya menyebabkan penurunan fluks radiasi neto  sehingga  memberikan  efek  pendinginan. Pengaruh  aerosol  terhadap  fluks  radiasi  neto dapat sangat jelas terlihat pada kasus kebakaran hutan. Kebakaran hutan yang terjadi pada 2002, 2004  dan  2006  telah  meningkatkan  nilai  AOD lebih  besar  dari  tiga.  Peningkatan  tersebut menunjukkan  keterkaitan  yang  kuat  terhadap penurunan  fluks  radiasi  neto.  Untuk  rata-rata wilayah  Indonesia  penurunan  fluks  radiasi  neto pada  peristiwa  tersebut  adalah  pada  rentang  - 11,7  watt/m2  sampai  -13,6  watt/m2,  dengan penurunan  terbesar  terjadi  di  permukaan.  Dari hasil  perhitungan  Aerosol  Radiative  Forcing (ARF) untuk rata-rata wilayah Indonesia diperoleh nilai ARF untuk level puncak atmosfer sebesar  - 0,5 watt/m2  (ARFTOA)  dan  untuk  level permukaan  sebesar  -17,7  watt/m2  (ARFsurf). ARF  tersebut  merupakan  nilai  yang  dapat dijadikan  sebagai  indikasi  dari  potensi  kondisi iklim di Indonesia pada masa mendatang.
Kata  kunci : AOD,  aerosol  radiative  forcing, radiasi neto, puncak atmosfer, CERES, MODI
ANALISIS PROPAGASI GELOMBANG RADIO MODE ANGKASA SAAT PERISTIWA GERHANA  MATAHARI  9  MARET  2016  = SKYWAVE PROPAGATION
ANALYSIS
DURING SOLAR ECLIPSE ON 9 MARCH 2016
/ Varuliantor Dear  dan Rohmat Yulianto J. SAINS, 14 (1) 2016 : 43-56
Makalah ini membahas tentang analisis propagasi gelombang radio mode angkasa saat terjadi peristiwa gerhana matahari pada 9 Maret 2016.  Analisis  dilakukan  berdasarkan  hasil pengamatan  menggunakan  waveform  sistem Automatic  Link  Establishment  (ALE).  Frekuensi yang  digunakan  adalah  10,145  MHz  dengan Biak  dan  Manado  sebagai  sirkuit  radio komunikasi yang digunakan. Nilai frekuensi kerja ditentukan  dari  hasil  perhitungan  model  kondisi ionosfer  untuk  sirkuit  komunikasi  Biak  (01,16 ⁰LU;  136,047  ⁰BT)  dan  Manado  (1,52  ⁰LU; 124,856  ⁰BT)  pada  saat  gerhana  matahari berlangsung serta berdasarkan alokasi frekuensi sistem ALE di Indonesia. Hasil pengamatan yang diperoleh menunjukkan terdapat perbedaan nilai indeks  SN  antara  saat  kejadian  gerhana matahari dengan hari sebelum dan sesudahnya di  waktu  yang  sama.  Perbedaan  tersebut meliputi  variasi  nilai  indeks  SN  terhadap  waktu dan distribusinya yang dapat dijelaskan sebagai akibat  perubahan  tingkat  absorpsi  lapisan  D ionosfer  yang  berbeda.  Perubahan  tingkat absorpsi pada lapisan D saat peristiwa gerhana matahari cenderung konstan, sehingga menyebabkan nilai indeks SN memiliki tren yang juga  konstan  dengan  nilai  gradien  persamaan linear  sebesar  0,0004/detik.  Tingkat  absorpsi yang konstan tersebut juga terlihat dari distribusi nilai  indeks  SN  yang  memiliki  nilai  mean  (μ) sebesar  5,2384  dengan  standar  deviasi  (σ) 0,74894.  Sedangkan  pada  hari  sebelum  dan sesudahnya, yakni tanggal 8 dan 10 Maret 2018, nilai  indeks  SN  memiliki  tren  menurun  dengan nilai  gradien  persamaan  linear  sebesar  - 0,002/detik. Perbedaan tersebut juga terlihat dari distribusi indeks SN yang memiliki nilai μ sebesar 4,8316  dan  4,6164  dengan  σ  sebesar  0,92123 dan 0,9096. Hasil ini menunjukkan bahwa terjadi perubahan pada perambatan gelombang radio di lapisan ionosfer saat peristiwa gerhana matahari total 9 Maret 2016.
Kata  Kunci : propagasi  angkasa,  gerhana matahari, absorpsss

## JURNAL SAINS DIRGANTARA
Journal of Aerospace Sciences
P-ISSN 1412-808X E-ISSN 2597-7873
No. 671/AU3/P2MI-LIPI/07/2015 Vol. 14  No. 1,  Desember 2016 Lembar abstrak ini boleh dikopi tanpa ijin atau biaya ABSTRAK KEMAMPUAN MODEL WRF DALAM MEMPREDIKSI  CURAH  HUJAN  DIURNAL  DI
PULAU JAWA = PREDICTABILITY OF DIURNAL  RAINFALL  OVER  JAVA  ISLAND USING WRF / Suaydhi J. SAINS, 14 (1) 2016 : 57-70
Wilayah  Indonesia  sering  mengalami  bencana hidrometeorologis  seperti  banjir  dan  tanah longsor.  Untuk  mengurangi  kerugian  yang diakibatkan  oleh  kejadian  bencana  meteorologi diperlukan  suatu  sistem  peringatan  dini.  PSTA LAPAN sedang mengembangkan sebuah sistem peringatan dini  yang  diberi nama Satellite-based Disaster  Early  Warning  System  (SADEWA). Kinerja  sistem  peringatan  dini  seperti  ini  perlu dievaluasi agar tingkat kepercayaannya meningkat.  Salah  satu  evaluasi  kinerja  hasil prediksi ini dilakukan dengan menganalisis siklus diurnal curah hujan di pulau Jawa dan sekitarnya pada  data  hasil  prediksi  WRF  yang  digunakan dalam  SADEWA  dan  data  GSMaP  selama  satu tahun  (Maret  2014 –  Februari  2015).  Equitable Threat  Score  (ETS)  dan  Bias  Score  digunakan dalam evaluasi hasil prediksi WRF. Hasil analisis menunjukkan simulasi WRF untuk prediksi cuaca ini mempunyai waktu spin-off sekitar 5 jam. Siklus diurnal  curah  hujan  yang  kontras  antara  pulau Jawa dengan lautan sekitarnya mampu disimulasikan dengan baik oleh model WRF, baik dari  jumlah  maupun  frekuensi  curah  hujannya. Namun  fase  diurnal  dari  hasil  prediksi  WRF mendahului  fase  data  pengamatan  sekitar  dua jam dan mempunyai amplitudo lebih besar. Nilai ETS yang rendah mengindikasikan hasil prediksi WRF  masih  kurang  memuaskan  dan  nilai  bias yang tinggi berarti bahwa WRF sering overpredict. Hasil analisis juga menunjukkan hasil prediksi  WRF  belum  mampu  menyimulasikan pengaruh MJO (Madden-Julian Oscillation) pada siklus diurnal curah hujan di Jawa.
Kata  Kunci : curah  hujan,  siklus  diurnal,  WRF, Jawa, MJO

## JURNAL SAINS DIRGANTARA
Journal of Aerospace Sciences
P-ISSN 1412-808X E-ISSN 2597-7873
No. 671/AU3/P2MI-LIPI/07/2015 Vol. 14  No. 2,  Juni 2017 Lembar abstrak ini boleh dikopi tanpa ijin atau biaya ABSTRAK DAMPAK HUJAN METEOR PADA
KEMUNCULAN  LAPISAN  E-SPORADIS  DI ATAS  SUMEDANG  =  (THE  IMPACT  OF METEOR SHOWERS ON THE OCCURRENCE OF E-SPORADIC LAYER OVER SUMEDANG)/ Rhorom  Priyatikanto,  Farahhati  Mumtahana, dan Mumen Tarigan J. SAINS, 14 (2) 2017 : 71-82
Hujan  meteor  dengan  fluks  tinggi  telah dipercaya sebagai salah satu sumber penting ion logam yang terkumpul pada ketinggian ~100 km dan  memicu  kemunculan  lapisan  E-Sporadis. Pada  studi  ini,  katalog  hujan  meteor  hasil pengamatan  pada  jendela  visual  dan  radio digunakan  untuk  membangun  model  dan  peta temporal hujan meteor tahunan yang diharapkan teramati  di  Sumedang,  Jawa  Barat.  Peta tersebut dibandingkan dengan data pengamatan ionosfer  di  Sumedang  sepanjang  2014-2015 untuk  mengetahui  keterkaitan  antara  hujan meteor dengan beragam fluks serta kemunculan lapisan E-Sporadis. Hasil  analisis menunjukkan bahwa beberapa hujan meteor dengan kelajuan geosentris v G <  50  km/s  memiliki  indikasi berpengaruh  pada  kemunculan  E-Sporadis, sementara  hujan  meteor  dengan v G >  50  km/s tidak  berdampak  signifikan.  Namun,  variasi musiman  dari  persentasi  kemunculan  E- Sporadis  jauh  lebih  dominan  dibandingkan fluktuasinya saat hujan meteor.
Kata kunci : hujan meteor, ionosfer, E-Sporadis
VARIASI  TRACE  GASES  SELAMA  10  TAHUN DAN  PENCAMPURAN  DI  SEKITAR  LAPISAN TROPOPAUSE  DI  INDONESIA  BERBASIS SATELIT  =  (TRACE  GASES  VARIATION  FOR 10  YEARS  AND  MIXING  AROUND  THE TROPOPAUSE LAYERS IN INDONESIA BASED  ON  SATELLITE)/  Novita  Ambarsari, Ninong Komala, dan Fanny Aditya Putri J. SAINS, 14 (2) 2017 : 83-96
Pengukuran trace gases (CO, O 3 , CH 3 Cl, HCl,  H 2 O,  HNO 3 )  dan  temperatur  di  sekitar lapisan  troposfer  atas/stratosfer  bawah  (UT/LS) atau  tepatnya  di  sekitar Tropical  Tropopause Layer (TTL) di Indonesia menggunakan instrumen Microwave Limb Sounder (MLS) pada Satelit  AURA  periode  2005-2014  menjadikan variasi  gas-gas  tersebut  selama  10  tahun  di sekitar  TTL  memungkinkan  untuk  dikaji  lebih dalam.  TTL  menjadi  jalur  utama  masuknya senyawa-senyawa  kimia  dan  aerosol  yang bersumber  di  troposfer  ke  stratosfer.  Komposisi gas-gas  minor  di  TTL  sangat  penting  karena mempengaruhi budget radiasi  global.  Analisis profil  vertikal  gas-gas  tersebut  di  TTL  dilakukan untuk  mengetahui  kesesuaian  konsep  TTL  yang dimulai  dari  lapisan  troposfer  atas  hingga  ke stratosfer bawah. Metode lainnya adalah dengan diagram time  series terhadap  ketinggian  ( time series  versus  height  cross  section )  yang menunjukkan  variasi  tahunan  maupun  antar tahunan  profil  vertikal  gas-gas  tersebut  di  TTL serta kemungkinan adanya pengaruh dari proses dinamika atmosfer. Hasil penelitian menunjukkan korelasi gas-gas tersebut dengan ozon menunjukkan adanya sebagian udara di stratosfer  yang  mengalami  pencampuran  di wilayah  TTL.  Selain  itu,  perubahan  nilai konsentrasi dan temperatur di TTL telah dihitung menggunakan trend masing-masing  parameter dan diketahui bahwa parameter HCl, CH 3 Cl, dan temperatur  menunjukkan  penurunan  masing- masing sebesar  -0,036 ppmv, -0,024 ppmv, dan -0,456  K.  Adapun  parameter  lain  seperti  ozon, CO,  H 2 O,  dan  HNO 3 menunjukkan  adanya peningkatan  masing-masing  sebesar  0,0036 ppmv, 0,0096 ppmv, 0,108 ppmv, dan 0,06 ppmv.
Kata  kunci : gas  minor,  tropopause,  TTL,  MLS, AURA

## JURNAL SAINS DIRGANTARA
Journal of Aerospace Sciences
P-ISSN 1412-808X E-ISSN 2597-7873
No. 671/AU3/P2MI-LIPI/07/2015 Vol. 14  No. 2,  Juni 2017
Lembar abstrak ini boleh dikopi tanpa ijin atau biaya
ABSTRAK ANALISIS  PENGARUH  PENETRASI  MEDAN LISTRIK  LINTANG  TINGGI  KE  LINTANG
RENDAH TERHADAP IONOSFER SAAT BADAI  GEOMAGNET  =  (ANALYSIS  OF  THE ELECTRIC  FILED  PENETRATION  EFFECT FROM  HIGH  TO  LOW  LATITUDES  ON IONOSPHERE DURING GEOMAGNETIC STORM)/Anwar  Santoso,  Dadang  Nurmali, Mira Juangsih, Iyus Edi Rusnadi, Sri Ekawati, Anton Winarko, dan Siska Filawati J. SAINS, 14 (2) 2017 : 97-110
Pengaruh  badai  geomagnet  terhadap ionosfer  di  ekuator  dan  lintang  rendah  berupa naiknya  nilai  foF2  atau  turunnya  nilai  foF2 dengan  waktu  tunda  respon  berbeda-beda. Perbedaan respon tersebut salah satunya diduga dipengaruhi oleh modifikasi Equatorial electrojet (EEJ)  yang  dihasilkan  oleh  penetrasi  medan listrik lintang tinggi sampai daerah lintang rendah dan ekuator. Oleh karena itu, dalam makalah ini dilakukan analisis pengaruh penetrasi arus listrik lintang tinggi ke lintang rendah terhadap ionosfer saat  badai  geomagnet  menggunakan  data  foF2 dari  Balai  Pengamatan  Antariksa  dan  Atmosfer (BPAA) Sumedang (SMD; 6,91 o LS; 106,83 o BT koordinat  geografis  atau  16,55 o LS;  179,95 o BT koordinat  magnet)  dan  data  medan  geomagnet dari  stasiun  Biak  (BIK;  1,08 o LS;  136,05 o BT koordinat  geografis  atau  9,73 o LS;  207,39 o BT koordinat  magnet)  tahun  2000-2001.  Hasilnya diperoleh  bahwa  penetrasi  medan  listrik  dari lintang  tinggi  ke  lintang  lebih  rendah  Indonesia menyebabkan foF2 BPAA Sumedang terganggu. Onset  gangguan  foF2  BPAA  Sumedang  mulai terjadi  bertepatan  dengan  EEJ(HBIK-HDRW) mencapai  titik  minimumnya  dengan  jeda  waktu antara  0  sampai  4  jam  sebelum  dan  sesudah indeks  Dst  mencapai  minimum.  Untuk  beda waktu  0  sampai  4  jam  sesudah  indeks  Dst mencapai minimum, hasilnya bersesuaian dengan  hasil  penelitian  peneliti  sebelumnya. Namun,  untuk  beda  waktu  0  sampai  4  jam sebelum  indeks  Dst  mencapai  minimum, hasilnya  merupakan  temuan  berbeda  dari  hasil mereka.
Kata Kunci : badai geomagnet, ionosfer ekuator, elektrojet ekuator
RESPON TEC IONOSFER DI ATAS BANDUNG DAN  MANADO  TERKAIT FLARE SINAR-X MATAHARI  KELAS  M5.1  DAN  M7.9  TAHUN 2015 = (IONOSPHERIC TEC RESPONSE OVER BANDUNG  AND  MANADO  ASSOCIATED WITH SOLAR FLARE XRAYS CLASS OF M5.1 AND M7.9 IN 2015) /Sri Ekawati J. SAINS, 14 (2) 2017 : 111/124
Flare matahari berpotensi meningkatkan kerapatan  elektron  ionosfer  secara  mendadak, khususnya  di  lapisan  D,  yang  dikenal  sebagai Sudden Ionospheric Disturbances (SID). Peningkatan  kerapatan  elektron  tersebut  terjadi tidak hanya di lapisan D, tetapi juga di lapisan E dan F ionosfer. Total Electron Content (TEC) dari GPS merupakan jumlah banyaknya elektron total dari  lapisan  D  sampai  lapisan  F.  Penelitian  ini bertujuan mengetahui efek flare , yang lebih besar dari kelas M5 tahun 2015, terhadap TEC ionosfer di  atas  Bandung  dan  Manado.  Makalah  ini merupakan  hasil  awal  dari  respon  TEC  ionosfer terhadap fenomena flare di atas Indonesia. Data TEC  ionosfer  diperoleh  dari  penerima GPS Ionospheric  Scintillation  and  TEC  Monitor (GISTM) di Bandung (-6.90 o S; 107.60 o E lintang geomagnet 16.54 o LS) dan Manado
(1,48 o LU;124,85 o BT lintang geomagnet 7,7 o LS) dikaitkan dengan kejadian flare kelas M5.1 pada tanggal  10  Maret  2015  dan  kelas  M7.9  pada tanggal  25  Juni  2015.  Nilai  Slant  TEC  (STEC) dihitung  untuk  memperoleh  nilai  Vertical  TEC (VTEC),  kemudian  nilai  differensial  VTEC (DVTEC) per PRN satelit diperoleh untuk analisis selanjutnya.  Hasil  menunjukkan  segera  setelah terjadi flare ,  terjadi  peningkatan  VTEC  dan DVTEC  (di  atas  Bandung  dan  Manado)  secara mendadak pada waktu yang sama. Waktu tunda dari  respon  TEC  ionosfer  setelah  terjadi flare M5.1  adalah  sekitar  2  menit,  kemudian  VTEC meningkat  sebesar  0,5  TECU  dan  DVTEC meningkat  secara  tajam  sebesar  0.5 –  0.6 TECU/menit.  Sedangkan,  waktu  tunda  setelah terjadi flare M7.9  adalah  11  menit,  kemudian VTEC  meningkat  sebesar  1  TECU  dan  DVTEC meningkat  secara  tajam  sebesar  0.6 –  0.9 TECU/menit.
Kata kunci : Ionosfer, TEC, Flare, GPS, SID

## JURNAL SAINS DIRGANTARA
Journal of Aerospace Sciences
P-ISSN 1412-808X E-ISSN 2597-7873
No. 671/AU3/P2MI-LIPI/07/2015 Vol. 14  No. 2,  Juni 2017 Lembar abstrak ini boleh dikopi tanpa ijin atau biaya ABSTRAK PENGARUH AKTIVITAS MATAHARI TERHADAP  KERAPATAN  ATMOSFER  ATAS BERDASARKAN  DATA  POSISI  GPS  SATELIT LAPAN-A2 = (SOLAR ACTVITY INFLUENCE ON
THE UPPER ATMOSPHERIC
DENSITY DERIVED  FROM  GPS  DATA  ON  LAPAN-A2
SATELLITE)/Tiar  Dani,  Rhorom  Priyatikanto, Slamet Supriadi, Abdul Rachman, dan Amrullah A. Qadir J. SAINS, 14 (2) 2017 : 125-136
Studi  kerapatan  atmosfer  atas  sangat penting  untuk  memperoleh  faktor  koreksi  dari suatu  model  kerapatan  atmosfer.  Peningkatan akurasi dari model atmosfer yang telah ada (CIRA, JASCHIA,  NRLMSISE)  sangat  penting  dalam penerapannya untuk prediksi re-entry , penjejakan satelit  dan  prakiraan  kemungkinan  terjadinya tabrakan  antara  satelit  aktif  dengan  sampah antariksa. Peralatan GPS yang terpasang di satelit LAPAN-A2 secara tidak langsung dapat melakukan pengukuran in-situ perubahan kerapatan atmosfer atas dari orbit yang dilaluinya, meskipun tingkat resolusi temporalnya masih lebih rendah  dibandingkan  menggunakan  instrumen akselerometer  tetapi  masih  jauh  lebih  baik dibandingkan menggunakan data Two-Line Element (TLE). Studi ini telah berhasil memperoleh  variasi  kerapatan  atmosfer  atas dengan resolusi 10 detik menggunakan data posisi GPS LAPAN-A2. Selain itu, diperoleh pula tingkat kesalahan  dalam  koordinat  satelit  ( Radial  Intrack Crosstrack -  RIC)  data  TLE  terhadap  data  posisi GPS LAPAN-A2 sebesar ± 2 km. Selain itu terlihat pula  pengaruh  aktivitas  matahari  terhadap perubahan kerapatan atmosfer atas yang diperoleh dari data posisi GPS LAPAN-A2
Kata  kunci : kerapatan  atmosfer  atas,  GPS LAPAN-A2, aktivitas matahari, Two-Line Element (TLE)

## DAMPAK HUJAN METEOR PADA
KEMUNCULAN LAPISAN E-SPORADIS DI ATAS SUMEDANG (THE IMPACT OF METEOR SHOWERS ON
THE OCCURRENCE OF E-SPORADIC LAYER OVER SUMEDANG)
Rhorom Priyatikanto 1 , Farahhati Mumtahana, dan Mumen Tarigan Pusat Sains Antariksa Lembaga Penerbangan dan Antariksa Nasional Jl. Dr. Djundjunan 133 Bandung 40173 Indonesia
1 e-mail: rhorom.priyatikanto@lapan.go.id.
Diterima 24 Januari 2017; Direvisi 15 September 2017; Disetujui 18 September 2017

## ABSTRACT
Meteor  showers  have  been  believed  as  one  important  source  of  metalic  ion  which  is accumulated  at  ~100  km  altitude  and  triggering  the  emergence  of  E-Sporadic  layer.  In  this  study, meteor  showers  catalogue  derived  from  the  observations  in  visual  and  radio  windows  were  used  to establish a model and temporal map of annual meteor showers expected to be observed in Sumedang, West Java. The map was compared to ionospheric observation data acquired in Sumedang throughout 2014-2015  in  order  to  understand  the  relation  between  the  showers  of  various  fluxes  to  the occurrence  of  E-Sporadic  layer.  The  analysis  revealed  that  several  meteor  showers  with  geocentric speed of v G < 50 km/s possibly influence the occurrence of E-Sporadic layer, while the showers with v G >  50  km/s  impact  insignificantly.  However,  the  seasonal  variation  of  the  percentage  of  E-Sporadic occurrence is far more dominant compared to its fluctuation during meteor showers.
Keyword: meteor shower, ionosphere, E-sporadic

## ABSTRAK
Hujan  meteor  dengan  fluks  tinggi  telah  dipercaya  sebagai  salah  satu  sumber  penting  ion logam yang terkumpul pada ketinggian ~100 km dan memicu kemunculan lapisan  E-Sporadis. Pada studi  ini,  katalog  hujan  meteor  hasil  pengamatan  pada  jendela  visual  dan  radio  digunakan  untuk membangun model dan peta temporal hujan meteor tahunan yang diharapkan teramati di Sumedang, Jawa  Barat.  Peta  tersebut  dibandingkan  dengan  data  pengamatan  ionosfer  di  Sumedang  sepanjang 2014-2015  untuk  mengetahui  keterkaitan  antara  hujan  meteor  dengan  beragam  fluks  serta kemunculan lapisan E-Sporadis. Hasil analisis menunjukkan bahwa beberapa hujan meteor dengan kelajuan  geosentris v G <  50  km/s  memiliki  indikasi  berpengaruh  pada  kemunculan  E-Sporadis, sementara hujan meteor dengan v G > 50 km/s tidak berdampak signifikan. Namun, variasi musiman dari  persentasi  kemunculan  E-Sporadis  jauh  lebih  dominan  dibandingkan  fluktuasinya  saat  hujan meteor.
Kata kunci: hujan meteor, ionosfer, E-Sporadis

## 1 PENDAHULUAN
Bumi mengitari bintang induknya pada  lintasan  yang  tidak  sepenuhnya kosong. Sembari bergerak, Bumi menembus kerumunan kerikil dan debu Tata  Surya  yang  berasal  dari  serpihan komet atau asteroid. Berdasarkan fungsi massa  yang  dikonstruksi  oleh  Ceplecha et  al. (1998),  Correira et  al. (2010) memperkirakan  fluks  tahunan  dari meteor sporadis, yakni sebesar 1,3×10 8 kg untuk rentang massa 10 -21 hingga 10 15 kg. Massa  total  meteor  yang  memasuki atmosfer  Bumi  tidaklah  sebesar  itu karena meteor bermassa besar (>2×10 6 kg) amat  sangat  jarang  sementara  meteor dengan  massa  terlalu  kecil  (<10 -11 kg) memiliki efek yang tidak signifikan karena tidak  mengalami  ablasi  di  atmosfer. Menggunakan batasan yang lebih realistis, Correira et  al .  (2010)  memperoleh  fluks meteor  sporadis  sebesar  1×10 7 kg  per tahun. Angka tersebut belum menyertakan kontribusi  hujan  meteor  yang  memiliki fluks  maksimum  ( zenithal  hourly  rate , ZHR) hingga ratusan kali lipat dari fluks meteor sporadis.
Fluks  meteor  yang  tidak  kecil tersebut  tentu  mempengaruhi  kondisi lingkungan  dan  cuaca  antariksa  di Bumi.  Terdapat  setidaknya  dua  aspek yang menjadi perhatian, yakni pengaruh meteor  terhadap  keselamatan  wahana antariksa  dan  terhadap  peningkatan kandungan  ion  logam  di  atmosfer  yang
dapat  berimbas  pada  komunikasi  radio di  permukaan  Bumi  (Ma et  al. ,  2008; Jenniskens,  2006).  Aspek  kedua  yang akan  menjadi  pokok  bahasan  dalam studi ini.
Masuknya  meteor  ke  atmosfer Bumi, terutama saat hujan meteor dapat meningkatkan  kelimpahan  ion  logam  di atmosfer pada ketinggian sekitar 100 km. Peningkatan ion dapat memicu terbentuknya  lapisan  E-Sporadis  yang kemunculannya  dapat  mempengaruhi komunikasi radio frekuensi tinggi. Hujan meteor  sebenarnya  bukan  merupakan mekanisme  utama  yang  melatarbelakangi kemunculan  lapisan  E-Sporadis. Wind shear atau angin geser dianggap sebagai penyebab  kemunculan  lapisan  tipis  E- Sporadis (Mathews, 1998). Menurut teori ini,  gesekan  antara  dua  lapisan  udara meningkatkan  konsentrasi  ion  pada ketinggian  70  hingga  125  km  di  atas permukaan  Bumi.  Untuk  menghasilkan lapisan E-Sporadis, kumpulan ion tersebut harus  memiliki  kala  hidup  yang  cukup sebelum mengalami rekombinasi.
Terbentuknya  lapisan  E-Sporadis saat  hujan  meteor  dimodelkan  oleh McNeil et  al. (2001).  Meteor  yang mengandung  logam  akan  mengalami ablasi ketika bergesekan dengan atmosfer  Bumi.  Sebagian  komponen meteor,  terutama  magnesium  dan  besi mengalami  evaporasi  pada  temperatur yang  amat  tinggi  dan  menghamburkan
ion Fe+ dan Mg+ pada ketinggian sekitar 100  km.  Lapisan  ion  yang  dihasilkan diperkirakan  memiliki  kerapatan  dua kali lipat lebih tinggi dibandingkan angka normal serta memiliki kala hidup dalam orde  hari.  Model  ini  memberikan  prediksi yang  cukup  baik  ketika  dibandingkan dengan kasus hujan meteor Perseid dan Ursid yang menunjukkan adanya peningkatan konsentrasi ion di lapisan E sebagaimana diukur secara in-situ . Hasil pengamatan  lain  yang  dirangkum  oleh Ma et  al. (2008)  juga  menunjukkan adanya  gangguan  pada  lapisan  E- Sporadis  di  atas  daratan  Tiongkok  saat hujan  meteor  Leonid,  Perseid,  dan Draconid 1998 hingga 2002.
Di lain pihak, Correira et  al. (2010) tidak  mendapatkan  korelasi  yang  nyata antara  peningkatan  fluks  meteor  dan kerapatan  Mg  dan  Mg+  yang  teramati oleh  satelit Global  Ozone  Measuring Experiment (GOME)  sepanjang  1996 hingga  2001  (Correira et  al., 2008). Mereka  berkesimpulan  bahwa  hujan meteor, khususnya Geminid dan Quadrantid,  tidak  memberikan  cukup massa untuk menyebabkan peningkatan konsentrasi ion logam skala besar dalam waktu  yang  lama.  Kesimpulan  ini  tidak semerta-merta mematahkan model McNeil et  al. (2001)  karena  data  GOME tidak  dapat  digunakan  untuk  menelaah perubahan konsentrasi ion yang berlangsung singkat dan bersifat lokal.
Dampak  hujan  meteor  terhadap ionosfer, khususnya terhadap kemunculan lapisan  E-Sporadis,  merupakan  fokus dari  studi  kali  ini.  Studi  sejenis  pernah dilakukan  oleh  Rusnadi et  al. (2002), tetapi hanya berfokus pada satu peristiwa tertentu,  sementara  tujuan  dari  studi kali  ini  adalah:  (1)  mengidentifikasi  dan memetakan kejadian  hujan meteor yang berpotensi mempengaruhi ionosfer regional,  dan  (2)  memahami  dampak kejadian hujan meteor terhadap kemunculan  lapisan  E-Sporadis  di Indonesia  yang  telah  dipetakan  oleh Priyatikanto et  al. (2016).  Untuk
menjawab  tujuan  pertama,  digunakan katalog  hujan  meteor  yang  telah dipublikasikan (Jenniskens, 1994; Brown et  al. ,  2008;  Jenniskens et  al. , 2016).  Untuk  menjawab  tujuan  kedua, digunakan  data  frekuensi  kritis  lapisan E-Sporadis  ( foEs )  hasil  pengukuran ionosonda di Balai Pengamatan Atmosfer dan  Antariksa  LAPAN  di  Sumedang, Jawa Barat. Analisis komparatif dilakukan terhadap  kedua  jenis  data  untuk mengetahui keterkaitan keduanya.

## 2 DATA

## 2.1  Katalog Hujan Meteor
Terdapat  sejumlah  katalog  hujan meteor  yang  telah  dipublikasikan,  di antaranya  katalog  Jenniskens  (1994) yang disusun berdasarkan data pengamatan  visual  pengamat  meteor  di Belanda  dan  Australia  sepanjang  1981 hingga  1991.  Dalam  katalog  tersebut, terdapat  50  hujan  meteor  tahunan dengan  beberapa  parameter  penting,  di antaranya  waktu  puncak,  koordinat arah pancaran ( radiant ), parameter orbit sumber meteor, hingga perkiraan massa total  meteor.  Katalog  yang  lebih  baru dikompilasi  oleh  Brown et  al. (2008) yang  dibangun  dari  data  pengamatan radar dan Jenniskens et  al. (2016)  yang dibangun  dari  data  pengamatan  video pada  jendela  optik.  Katalog  Brown et  al. (2008)  terdiri  dari  45  hujan  meteor dengan  beragam  tingkat  aktivitas  yang diperoleh  berdasarkan  data Canadian Meteor  Orbit  Radar sejak  tahun  2002, sementara  katalog  Jenniskens et  al. (2016) berisikan 70 dari 95 hujan meteor yang dianggap established oleh International  Astronomical  Union (IAU). Katalog  kedua  dibangun  dari  hasil pengamatan  meteor  sejak  21  Oktober 2010 hingga 31 Maret 2013
menggunakan Cameras for Allsky Meteor Surveillance (CAMS,  Jenniskens et  al. , 2011).
Jenniskens et al. (2016) menggunakan data yang lebih baru serta merangkum  lebih  banyak  aliran  meteor
( meteor  stream ),  tetapi  mereka  belum memberikan  nilai Zenithal  Hourly  Rate (ZHR) yang amat penting untuk memperkirakan  tingkat  aktivitas  dari suatu  hujan  meteor.  Karena  itu,  studi ini  menggunakan  kombinasi  katalog Brown et al. (2008) dan Jenniskens et al.
(2016)  ketimbang  menggunakan  satu katalog  saja.  Kedua  katalog  memiliki korelasi  yang  amat  baik,  terutama  bila dilihat dari hasil penentuan arah pancaran meteor ( radiant point ). Terdapat 42 aliran meteor  yang  disebutkan  dalam  kedua katalog.
Tabel 2-1:  DAFTAR  HUJAN  METEOR  YANG  DIANALISIS  DALAM  STUDI  INI.  KEPANJANGAN  DARI  S DAN  N  PADA  KOLOM  NAMA  ADALAH SOUTHERN DAN NORTHERN .  PARAMETER AKTIVITAS  ( F max ),  BUJUR  EKLIPTIKA  MATAHARI  SAAT  MAKSIMUM,  AWAL,  DAN  AKHIR HUJAN  METEOR  ( λ max ; λ sta ; λ end )  DIPEROLEH  DARI  Brown et  al. (2008),  SEMENTARA KOORDINAT  ARAH  PANCARAN  ( α , δ ),  PERGERAKAN  HARIANNYA  (Δ α ,  Δ δ ),  DAN KECEPATAN GEOSENTRIS RATA-RATA ( v G ) DIPEROLEH DARI Jenniskens et al. (2016) Nama Kode F max λ max λ sta λ end α δ Δ α Δ δ v G º º º º º º/hari º/hari  km/s April Lyrids LYR 36 32,5 30,0 34,0 272,0 33,4 0,66 0,02 46,7 Daytime April Piscids APS 26 32,5 30,0 36,0 4,9 5,5 0,94 0,42 29,2 η Aquariids ETA 277 44,5 33,0 64,0 338,1 -0,8 0,92 0,37 65,7 N Daytime ω Cetids NOC 29 47,5 30,0 59,0 9,0 17,3 0,95 0,36 36,8 S Daytime May Arietids SMA 30 47,5 30,0 61,0 28,4 7,7 0,92 0,32 28,3 S Daytime ω Cetids OCE 32 49,5 34,0 59,0 20,5 -6,1 0,93 0,44 36,9 Daytime Arietids ARI 255 76,5 65,0 93,0 43,9 24,4 1,05 0,28 41,1 S June Aquilids SZC 28 80,5 78,0 81,0 319,3 -27,6 1,05 0,30 39,2 Daytime ζ Perseids ZPE 41 83,5 47,0 95,0 67,4 23,4 1,00 0,20 26,4 ε Perseids EPR 24 95,5 92,0 107,0 53,8 37,8 1,17 0,23 43,8 Daytime β Taurids BTA 45 96,5 92,0 103,0 82,0 20,0 0,89 0,04 27,4 β Equuleids BEQ 20 108,5  104,0  113,0  305,1 1,1 0,91 0,23 33,2 N June Aquilids NZC 29 108,5 85,0 114,0  309,7 -5,3 0,95 0,26 38,3 α Lacertids ALA 25 110,5  100,0  113,0  349,4 54,4 0,82 0,39 37,4 φ Cassiopeiids PCA 27 116,5  112,0  120,0 36,8 72,2 1,68 0,32 42,0 α Capricornids CAP 36 124,5  102,0  130,0  306,5 -9,2 0,97 0,24 23,0 Piscis Austrinids PAU 26 125,5  121,0  138,0  352,5 -20,5 0,94 0,40 43,8 S δ Aquariids SDA 356 125,5  115,0  155,0  341,3 -15,7 0,95 0,38 41,3 S ι Aquariids SIA 22 129,5  125,0  149,0  332,9 -14,7 0,36 -0,14 30,5 Daytime χ Orionids XRI 19 131,5  116,0  138,0  102,9 16,6 0,90 -0,40 45,4 N δ Aquariids NDA 22 137,5  131,0  159,0  347,6 2,1 0,91 0,39 38,4 Perseids PER 103 139,5  123,0  142,0 48,2 58,1 1,40 0,26 59,1 N ι Aquariids NIA 33 167,5  113,0  182,0  346,7 -1,2 0,92 0,39 31,3 Daytime κ Leonids KLE 40 178,5  164,0  189,0  162,3 14,9 0,62 -0,30 43,3 Daytime Sextantids DSX 83 187,5  180,0  193,0  156,6 -2,4 0,91 -0,37 32,9 S Taurids STA 56 191,5  166,0  236,0 47,9 12,8 0,99 0,26 26,6 October Draconids DRA 20 195,5  195,0  196,0  262,9 55,7 0,34 -0,05 20,7 Orionids ORI 132 209,5  196,0  222,0 95,9 15,7 1,03 -0,05 66,3 N Taurids NTA 31 223,5  201,0  236,0 48,9 20,7 1,03 0,26 28,0 Leonids LEO 82 236,5  230,0  238,0  153,8 21,8 0,99 -0,36 70,2 November Orionids NOO 78 247,5  226,0  256,0 90,6 15,2 1,03 -0,01 42,5 Geminids GEM 817 260,5  243,0  269,0  113,5 32,3 1,15 -0,16 33,8 December Monocerotids MON 21 262,5  253,0  266,0  102,9 7,8 0,97 -0,09 41,4 Ursids URS 29 270,5  270,0  271,0  219,9 75,4 0,05 -0,31 32,9 σ Serpentids SSE 18 275,5  271,0  282,0  245,4 -4,8 0,95 -0,16 45,5 January Leonids JLE 42 280,5  278,0  284,0  147,7 24,1 1,01 -0,34 51,4 ω Serpentids OSE 25 280,5  270,0  281,0  252,3 -5,8 0,76 0,11 45,0 Quadrantids QUA 238 283,5  281,0  286,0  230,2 49,5 0,56 -0,25 40,7 λ Bootids LBO 27 295,5  283,0  299,0  221,5 42,4 1,04 -0,76 40,7 χ CoronaeBorealids XCB 18 295,5  291,0  303,0  250,9 29,7 0,70 -0,13 45,1 θ CoronaeBorealids TCB 24 296,5  294,0  300,0  233,6 34,4 0,30 0,16 37,7 α Antiliids AAN 24 313,5  308,0  321,0  157,2 -9,5 0,89 -0,37 45,0
Data dari aliran tersebut dirangkum dalam  Tabel  2-1.  Satu  hal  yang  perlu dicatat adalah bahwa Brown et al. (2008) menyertakan  parameter  aktivitas  relatif yang  ditentukan  berdasarkan  data pengamatan satu stasiun ( F’ max ). Karena itu, perlu dilakukan koreksi berdasarkan posisi  stasiun  relatif  terhadap  arah pancaran meteor:
  , cos ' max max     F F (2-1)
dengan δ dan φ menyatakan  deklinasi arah  pancaran  dan  lintang  geografis stasiun.

## 2.2  Persentase  Kemunculan  Lapisan E-Sporadis
Data kedua yang digunakan dalam studi  adalah  peta  temporal  persentase kemunculan  lapisan  E-Sporadis  di  atas Sumedang  yang  tahun  2014-2015  yang sebagian  telah  dipublikasikan  sebelumnya oleh  Priyatikanto et  al. (2016).  Peta tersebut (Gambar 2-1 dan 2-2) dibangun berdasarkan  data  pengamatan  ionosfer menggunakan iononsonda IPS71 di Balai Pengamatan  Antariksa  dan  Atmosfer
LAPAN  Sumedang  (6,913°  LS;  107,838° BT)  sepanjang  2014-2015.  Persentase kemunculan  ( P )  lapisan  E-Sporadis didefinisikan  sebagai  jumlah  kemunculan lapisan  E-Sporadis  pada  waktu  tertentu dibagi  dengan  jumlah  pengukuran  yang ada.  Baik  jumlah  kemunculan  maupun jumlah
pengukuran dihitung
menggunakan  metode k-th  nearest neighbor (Silvermann,  1996)  dengan k = 7 hari. Nilai P dihitung untuk setiap jam serta dihitung dengan mempertimbangkan frekuensi ambang f T sebesar 2, 4, dan 6 MHz.
Kemunculan  lapisan  E-Sporadis pada  siang  hari  terjadi  karena  akumulasi ion  pada  ketinggian  90–120  km  sebagai dampak  dari  dinamika  mesofer  dan termosfer  bawah,  misalnya  pergeseran vertikal  ( vertical  drift ).  Di  sisi  lain, pengendapan  ion  logam  dari  hujan meteor  dapat  berkontribusi  dalam pembentukan  lapisan  E-Sporadis  pada malam  hari.  Karena  itu,  analisis  lebih dalam akan dilakukan terhadap kemunculan  lapisan  E-Sporadis  di  atas Sumedang  pada  malam  hari  (18.00 hingga 06.00 waktu lokal).
Gambar 2-1: Persentase  kemunculan  lapisan  E-Sporadis  ( P )  di  atas  Sumedang  tahun  2014  dengan frekuensi  kritis  lebih  dari  2  MHz  (bawah),  4  MHz  (tengah),  dan  6  MHz  (atas). Kemunculan E-Sporadis pada malam hari dianalisis dalam studi ini
Gambar 2-2: Persentase kemunculan lapisan E-Sporadis di atas Sumedang tahun 2015 (Priyatikanto et al. , 2016)
3 PEMODELAN

## FLUKS HUJAN METEOR
Pendekatan  yang  digunakan  untuk memahami  pengaruh  kejadian  hujan meteor terhadap ionosfer regional adalah analisis  kemunculan  lapisan  E-Sporadis dengan  beragam  frekuensi  kritis  saat terjadi peningkatan aktivitas hujan meteor. Untuk  keperluan  tersebut,  pemetaan aktivitas  hujan  meteor  pada  domain ruang dan waktu perlu dilakukan.
Aktivitas hujan meteor diparameterisasi  oleh  fluks  meteor  yang mengalami variasi mengikuti persamaan (Jenniskens, 1994):
  , 10 m ax max       Sun B F F (3-1)
Dengan F max menyatakan fluks maksimum hujan  meteor  yang  terjadi  ketika  bujur ekliptika  Matahari  ( λ Sun )  bernilai λ max . Konstanta B menyatakan laju peningkatan dan  penurunan  aktivitas  hujan  meteor. Beberapa  hujan  meteor  memiliki  laju peningkatan  yang  tidak  simetris  dengan laju  penurunannya  sehingga  didefinisikan dua  konstanta  yang  berbeda,  misalnya B + saat λ Sun < λ max dan B - saat λ Sun > λ max .
Konstanta B tidak secara eksplisit diberikan  oleh  Brown et  al. (2008) sehingga  dihitung  berdasarkan  waktu awal  dan  akhir  hujan  meteor  yang direpresentasikan  oleh λ sta dan λ end .
Pada λ Sun = λ sta dan λ Sun = λ end ,  fluks meteor  dianggap  bernilai  1  sehingga berlaku persamaan:
, log Sun st a max      F B (3-2) , log Sun end max      F B (3-3)
Setelah B + dan B - ditentukan,  fluks hujan  meteor  sepanjang  tahun  dapat dimodelkan dengan menggunakan Persamaan 3-1. Fluks tersebut merupakan fluks  meteor  yang  teramati  ketika  arah pancaran berada di zenit pengamat. Bila arah  pancaran  berada  pada  jarak  zenit ( ζ )  tertentu,  maka  fluks  yang  teramati adalah:
 cos obs F F  (3-4)
Dalam  hal  ini, ζ berubah  sepanjang waktu  mengikuti  rotasi  dan  revolusi Bumi  dan  pergeseran  arah  pancaran meteor  sesuai  dengan  besarnya  Δ α dan Δ δ (Tabel 2-1).

## 4 HASIL DAN PEMBAHASAN
4.1   Model Fluks Hujan Meteor
Gambar  4-1  menunjukkan  peta temporal  hasil  pemodelan  fluks  hujan meteor  sepanjang  tahun  berdasarkan
data  yang  dirangkum  dalam  Tabel  2-1. Waktu  kejadian  serta  perkiraan  intensitas dari hujan meteor dapat dibaca dari peta tersebut.  Untuk  mengetahui  validitasnya, fluks puncak dari peta tersebut dibandingkan  dengan  intensitas  meteor (ZHR)  dari  katalog  Jenniskens  (1994) serta  hasil  pengamatan International Meteor  Organization (IMO) Video  Meteor Network (Molau et  al. ,  2013,  2014 a,b,e,d,g,c,f,h).  Gambar  4-2  menunjukkan perbandingan  tersebut.  Tampak  bahwa fluks meteor dalam katalog Brown et  al. (2008)  cenderung  lebih  tinggi  dari  ZHR dari  pengamatan  visual  (Jenniskens,
1994)  dan  video  (IMO-VMN). Geminids (GEM), η Aquariids (ETA), Southern δ Aquariids (SDA), Daytime  Arietids (ARI), dan Orionids (ORI)  adalah  hujan  meteor dengan  fluks  radio  jauh  melebihi  ZHR pada  jendela  visual.  Hujan  meteor Geminids (GEM) adalah kasus yang   paling mencolok  karena  fluks  radio  sekitar delapan kali lipat ZHR visual atau sekitar lima  kali  lipat  ZHR  video.  Perbedaan  ini dapat  disebabkan  oleh  beberapa  faktor seperti perbedaan sensitivitas pengamatan, variasi tahunan dari fluks hujan meteor, serta  perlunya  transformasi  dari  fluks meteor menjadi ZHR.
Gambar 4-1: Hasil  pemodelan  fluks  relatif  hujan  meteor  tahunan  berdasarkan  fluks  relatif  dari katalog Brown et al . (2008)
Gambar 4-2: Fluks relatif hujan meteor dalam katalog Brown et al . (2008) dibandingkan dengan ZHR dari katalog Jenniskens (1994) dan hasil pengamatan International Meteor Organization Video  Meteor  Network .  Garis  putus-putus  menandari  korespondensi  satu-satu  ( y = x ), sedangkan garis tegas merupakan hasil least-square fitting
Pada Gambar 4-2, fungsi logaritmik dicocokkan dengan data. Hasilnya adalah:
, 0129 , 0 1 log 1 ZHR F    (4-1)
, 0088 , 0 1 log 2 ZHR F    (4-2)
dengan F menyatakan fluks meteor pada katalog  Brown et  al .  (2008),  sedangkan ZHR 1 dan ZHR 2 berturut-turut menyatakan ZHR  dari  Jenniskens  (1994)  dan  IMO- VMN.  Bila  diperhatikan,  korelasi  fluks tidak terlalu baik karena hanya memiliki koefisien determinasi berturut-turut sebesar  R 2 =  0,52  dan  R 2 =  0,21. Terlepas  dari  perbedaan  fluks  tersebut, waktu  kejadian  hujan  meteor  telah diketahui  dengan  baik.  Dengan  demikian peta  temporal  dapat  digunakan  sebagai acuan  dalam  analisis  lebih  lanjut, sementara  tingkat  aktivitas  hujan  meteor perlu memperhatikan mode pengamatan yang digunakan.

## 4.2  Hujan  Meteor  dan  Kemunculan Lapisan E-Sporadis
Langkah  sederhana  yang  diambil untuk  mengetahui  pengaruh  hujan meteor terhadap ionosfer adalah dengan menyandingkan  presentase  kemunculan E-Sporadis  ( P )  dengan  fluks  hujan meteor  yang  berubah  sepanjang  waktu. Dengan  mengasumsikan  bahwa  deposit ion  dari  meteor  bertahan  dalam  waktu yang  cukup  lama  (>1  jam),  maka presentase kemunculan E-Sporadis direpresentasikan  oleh  nilai  rerata P dalam satu malam.
Gambar  4-3  dan  Gambar  4-4 menunjukkan  plot P dengan  frekuensi ambang  tertentu  disandingkan  dengan fluks  relatif  hujan  meteor  sepanjang tahun. Presentase kemunculan E-Sporadis memiliki  pola  musiman  yang  tampak jelas  (Priyatikanto et  al. ,  2016).  Pada pertengahan tahun (Mei hingga September),  nilai P lebih  tinggi  dari waktu  lain.  Pola semacam ini juga terjadi pada  ionosfer  di  lintang  menengah  dan dikenal  sebagai summer  maximum
(Pietrella and Bianchi, 2009; Haldoupis et al. , 2007). Peningkatan nilai P juga terjadi pada Desember-Januari dan  April sebagaimana telah
dikemukakan sebelumnya.  Hal  ini  terjadi,  baik  untuk foEs >  2  MHz, foEs >  4  MHz,  maupun untuk foEs >  6  MHz.  Namun,  puncak dari  P  menurun  dengan  bertambahnya frekuensi ambang.
Variasi  musiman  dari  kemunculan E-Sporadis dan juga frekuensi kritis dari lapisan  ini  telah  menjadi  bahasan  oleh sejumlah  peneliti  karena  fenomena  ini tidak dapat dijelaskan dengan mekanisme wind  shear dalam pembentukan  lapisan E-Sporadis (Mathews, 1998). Shalimov et al. (1999)  mengaitkan  pola  musiman lapisan  E-Sporadis  dengan planetary wave yang  mengalami  variasi  periodik setiap 2 hari ( quasi 2 day planetary wave ). Amplitudo rerata dari gelombang ini juga mengalami  peningkatan  pada  musim panas. Akan tetapi, mekanisme ini dinilai tidak  berkontribusi  secara  signifikan dalam  pembentukan  lapisan  E-Sporadis (Haldoupis et al. , 2007). Variasi musiman dari fluks meteor yang masuk ke atmosfer Bumi dianggap lebih berpengaruh dalam peningkatan  kemunculan  dan  frekuensi kritis lapisan E-Sporadis pada saat musim panas.  Haldoupis et  al. (2007)  secara meyakinkan menunjukkan adanya korelasi yang baik antara frekuensi kritis lapisan  E-Sporadis  di  lintang  menengah dan  fluks  harian  meteor  yang  teramati dengan      radar  SKYiMET  33  MHz  pada rentang  waktu  November  1991  hingga Agustus 2001.
Untuk kasus dinamika ionosfer di atas Sumedang, fluks hujan meteor tidak secara  langsung  berkorelasi  dengan persentase  kemunculan  lapisan  E- Sporadis.  Akan  tetapi,  terdapat  kecocokan antara waktu kejadian hujan meteor dan peningkatan  nilai P sebagaimana  dapat diamati  pada  Gambar  4-3  dan  4-4. Kesesuaian ini tampak paling jelas untuk E-Sporadis  dengan  frekuensi  kritis foEs >  6  MHz.  Di  antara  sejumlah  hujan meteor  tahunan  yang  telah  dimodelkan,
BTA,  SDA,  PER,  dan  NIA  merupakan kejadian  hujan  meteor  yang  berimpit dengan peningkatan persentase kemunculan  E-Sporadis  (maksimum lokal).  Di  sisi  lain,  ETA,  ORI,  dan  LEO merupakan hujan meteor tahunan dengan fluks  tinggi,  tetapi  kejadiannya  tidak diikuti  dengan  peningkatan  nilai P . Kelompok  pertama  dapat  dikatakan berdampak  pada  ionosfer  di  atas Sumedang.
Gambar 4-5 dan 4-6 menunjukkan analisis  lebih  detil  yang  dilakukan  pada beberapa hujan meteor dalam kaitannya
dengan  peningkatan  nilai P rata-rata. Regresi linier dilakukan dengan mengasumsikan adanya hubungan antara fluks hujan meteor ( F ) dan nilai P sesuai dengan persamaan:
dengan a dan b menyatakan  koefisien korelasi  antara F dan P .  Koefisien diterminasi  ( R 2 )  juga  dihitung  untuk menilai  baik  atau  tidaknya  korelasi tersebut.
Gambar 4-3: Presentase rata-rata kemunculan lapisan E-Sporadis pada malam hari tahun 2014 (area berwarna  jingga).  Fluks  relatif  hujan  meteor  tahunan  juga  digambarkan  sebagai  garis berwarna merah
, bF a P   (4-3)
Sebagaimana diduga sebelumnya, fluks  hujan  meteor  seperti  ETA,  ARI, ORI,  dan  LEO  memiliki  korelasi  hampir nol  atau  bahkan  negatif.  Hal  ini menunjukkan  bahwa  hujan  meteor tersebut  tidak  menyebabkan  peningkatan persentase kemunculan E-Sporadis. Sebaliknya,  fluks  hujan  meteor  BTA, SDA,  PER,  NIA,  dan  GEM  memiliki korelasi  positif  terhadap P .  Nilai  koefisien korelasi  dan  koefisien  determinasi  juga bervariasi  terhadap  frekuensi  ambang yang digunakan.
Bila  mengacu  pada  parameter hujan  meteor  yang  terangkum  dalam Tabel  2-1,  kelompok  yang  berkorelasi positif  memiliki  kecepatan  geosentris relatif  rendah  ( v G <  50  km/s).  Sebaliknya,
kelompok  yang  berkorelasi  negatif cenderung  memiliki  kecepatan  geosentris lebih tinggi ( v G > 50 km/s). Sebagaimana dimodelkan  oleh  Vondrak et  al. (2008) dan  juga  didiskusikan  dalam  Pellinen- Wannberg et al . (2014), ketinggian ablasi serta  laju  produksi  ion  dari  meteor bergantung  pada  massa,  kerapatan, kecepatan,  dan  sudut  datang  dari meteor. Karena itu, besarnya deposit ion logam  di  lapisan  E  bergantung  pada faktor  tersebut.  Meteor  yang  masuk  ke atmosfer  Bumi  dengan  kecepatan  tinggi cenderung  mengalami  ablasi  pada ketinggian  lebih  rendah.  Meteor  dengan kerapatan  tinggi  juga  mengalami  ablasi pada ketinggian rendah.
Gambar 4-5: Hubungan antara fluks relatif beberapa hujan dan persentase rata-rata kemunculan E- Sporadis ( P ) tahun 2014 dengan foEs < 2 MHz (hitam), foEs < 4 MHz (jingga), dan foEs < 6  MHz  (merah  bata).  Kode  hujan  meteor  dituliskan  di  sebelah  kiri  atas  panel.  Garis putus-putus merupakan hasil regresi dengan koefisien a , 1000 b , dan R 2 (Persamaan 4-3)
Gambar 4-6: Sama seperti Gambar 4-5, tetapi untuk data E-Sporadis tahun 2015

## 5 KESIMPULAN
Dalam studi ini, telah dibuat peta temporal kejadian hujan meteor tahunan berdasarkan  hasil  pengamatan  visual dan  radio  yang  telah  dirangkum  dalam katalog.  Di  antara  42  hujan  meteor utama,  terdapat  beberapa  hujan  meteor yang  memiliki  indikasi  berdampak  pada kemunculan  lapisan  E-Sporadis  di  atas Sumedang,  Jawa  Barat.  Hujan  meteor tersebut di antaranya adalah BTA, SDA, PER,  NIA,  dan  GEM.  Di  sisi  lain, terdapat  beberapa  hujan  meteor  dengan fluks  tinggi,  tetapi  tidak  secara  jelas menimbulkan dampak
berupa
peningkatan  persentase  kemunculan lapisan  E-Sporadis.  Kecepatan  geosentris hujan meteor yang relatif tinggi diperkirakan  memicu  ablasi  tidak  pada ketinggian lapisan E.
Meski demikian, pengamatan ionosfer  di  atas  Sumedang  menunjukkan bahwa  variasi  musiman  lebih  dominan dibandingkan fluktuasi persentase kemunculan  lapisan  E-Sporadis  yang berasosiasi dengan hujan meteor.
Persentase kemunculan E-Sporadis mencapai  maksimum  pada  pertengahan tahun  sebagaimana summer  maximum yang terjadi di daerah lintang menengah.

## UCAPAN TERIMA KASIH
Penulis  berterima  kasih  kepada penelaah yang telah memberikan masukan perbaikan terhadap artikel ini.

## DAFTAR RUJUKAN
Brown,  P.,  R.  J.,  Weryk,  D.  K.,  Wong,  and  J. Jones,  2008. The  Canadian  Meteor  Orbit Radar meteor stream catalog . Earth Moon Planet, 102, 209-219.
Ceplecha, Z., J., Borovicka, W. G., Elford, D. O., Revelle, R. L., Hawkes, V., Porubcan, and M.  Simek,  1998. Meteor  phenomena  and bodies . Space Science Review, 84, 327.
Correira, J., A. C., Aikin, J. M., Grebowsky, and J. P., Burrows, 2010. Metal Concentrations in  the  Upper  Atmosphere  During  Meteor Showers .  Atmospheric  Chemistry  and Physics, 10, 909-917.
Correira, J., A. C., Aikin, J. M., Grebowsky, W., D.,  Pesnell,  and  J.  P.,  Burrows,  2008. Seasonal  Variations  of  Magnesium  Atoms in the Mesosphere-Thermosphere . Geophysical Research Letters, 35,
L06103.
Haldoupis,  C.,  D.,  Pancheva,  W.,  Singer,  C., Meek,  and  J.,  MacDougall,  2007. An Explanation for  the  Seasonal  Dependence of Midlatitude Sporadic E Layers . Journal of Geophysical Research, 112, A06315. Jenniskens,  P.,  1994. Meteor  Stream Activity.  I. The  Annual  Streams .  Astronomy  and Astrophysics, 287, 990-1013.
Jenniskens, P., 2006. Meteor Showers and Their Parent  Comets .  Cambridge  University Press.
Jenniskens,  P.,  P.,  Gural,  L.,  Dynneson,  B.,
Grigsby,  K.,  Newman,  M.,  Borden,  M., Koop,  and  D.,  Holman,  2011. CAMS,
Cameras for Allsky Meteor Surveillance to Establish  Minor  Meteor  Showers .  Icarus, 216, 40-61.
Jenniskens, P., Q., N´enon, J., Albers, P., Gural, B.,  Haberman,  D.,  Holman,  R,  M.,  A.  B., Grigsby, D., Samuels, and C., Johannink, 2016. The established meteor showers as observed by CAMS . Icarus, 266, 331-354.
Ma,  Y.,  Y.,  He,  P.,  Xu,  and  H.,  Zhao,  2008.
Observation  and  Research  on  Strong Meteor  Showers  and  their  Catastrophic
Space Weather Events . Chinese
Astronomy  and  Astrophysics,  32,  186- 196.
Mathews,  J.  D.,  1998. Sporadic  E.,  Current Views  and  Recent  Progress .  Journal  of Atmospheric and Solar-Terrestrial Physics, 60, 413-435.
McNeil,  W.  J.,  R.  A.,  Dressler,  and  E.,  Murad,
2001. Impact  of  a  Major  Meteor  Storm  on Earths  Ionosphere,    A  Modeling  Study . Journal  of  Geophysical  Research,  106, 10447.
Molau,  S.,  J.,  Kac,  S.,  Crivello,  E.,  Stomeo,  G., Barentsen,  and  R.,  Goncalves,  2013.
Results of the IMO Video Meteor Network - September  2013 .  WGN,  Journal  of  the International  Meteor  Organization,  41,
207.
Molau,  S.,  J.,  Kac,  S.,  Crivello,  E.,  Stomeo,  G.,
Barentsen,  and  R.,  Goncalves,  2014a.
Results of the IMO Video Meteor Network - November  2013 .  WGN,  Journal  of  the International  Meteor  Organization,  42, 25.
Molau,  S.,  J.,  Kac,  S.,  Crivello,  E.,  Stomeo,  G., Barentsen,  and  R.,  Goncalves,  2014b. Results of the IMO Video Meteor Network - October  2013 .  WGN,  Journal  of  the International  Meteor  Organization,  42, 20.
Molau,  S.,  J.,  Kac,  S.,  Crivello,  E.,  Stomeo,  G., Barentsen,  and  R.,  Goncalves,  and  A., Igaz,  2014c. Results  of  the  IMO  Video Meteor  Network  -  April  2014 .  WGN, Journal  of  the  International  Meteor Organization, 42, 145.
Molau,  S.,  J.,  Kac,  S.,  Crivello,  E.,  Stomeo,  G., Barentsen,  and  R.,  Goncalves,  and  A., Igaz,  2014d. Results  of  the  IMO  Video Meteor  Network  -  December  2013 .  WGN, Journal  of  the  International  Meteor Organization, 42, 76.
Molau,  S.,  J.,  Kac,  S.  Crivello,  E.,  Stomeo,  G., Barentsen,  and  R.,  Goncalves,  and  A., Igaz,  2014e. Results  of  the  IMO  Video Meteor  Network-January  2014 .  WGN, Journal  of  the  International  Meteor Organization, 42, 83.
Molau,  S.,  J.,  Kac,  S.,  Crivello,  E.,  Stomeo,  G., Barentsen,  and  R.,  Goncalves,  and  A., Igaz,  2014f. Results  of  the  IMO  Video Meteor  Network  -  June  2014 .  WGN, Journal  of  the  International  Meteor Organization, 42, 201.
Molau,  S.,  J.,  Kac,  S.,  Crivello,  E.,  Stomeo,  G., Barentsen,  R.,  Goncalves,  and  A.,  Igaz, 2014g. Results  of  the  IMO  Video  Meteor Network-May 2014 .  WGN, Journal  of  the International  Meteor  Organization,  42, 150.
Molau,  S.,  J.,  Kac,  S.,  Crivello,  E.,  Stomeo,  G.,
Barentsen,  R.,  Goncalves,  A.,  Igaz,  C., Saraiva,  M.,  Maciewski,  and  M.,  Maslov, 2014h. Results  of  the  IMO  Video  Meteor Network-August  2014 .  WGN,  Journal  of the  International  Meteor  Organization, 42, 239.
Pellinen-Wannberg, A., K., I., Haggstrom, J.,D.,
C.,  Sanchez,  J.,  M.,  C.,  Plane,  and  A., Westman,  2014. Strong  E  Region Ionization  Caused  by  the  1767  Trail During  the  2002  Leonids .  Journal  of Geophysical  Research,    Space  Physics, 119, 7880.
Pietrella, M., and C., Bianchi, 2009. Occurrence of  Sporadic-e  Layer  Over  the  Ionospheric Station  of  Rome,    Analysis  of  Data  for Thirty-two  Years .  Advances  in  Space Research, 44, 72.
Priyatikanto,  R.,  F.,  Mumtahana,  and  M.,
Tarigan,  2016. Variasi  Diurnal  dan Musiman Kemunculan Lapisan E-Sporadis di  atas  Sumedang  tahun  2015 .  Jurnal Sains Dirgantara, 13, 113-122.
Rusnadi, I. E., N., Ristanti, and T., Djamaluddin,
2002. Pola Frekuensi Kritis dan Ketinggian  Lapisan  E-Sporadis  di  atas Biak  pada  saat  Terjadi  Hujan  Meteor.
Warta LAPAN, 2, 159.
Shalimov,  S.,  C.,  Haldoupis,  M.,  Voiculescu, and  K.,  Schlegel,  1999. Mid-latitude  E Region  Plasma  Accumulation  Driven  by Planetary  Wave  Horizontal  Wind  Shears . Journal  of  Geophysical  Research,  104, 28207.
Silvermann,  B.,  1996. Density  Estimation  for Statistics and Data Analysis . Chapman & Hall.
Vondrak,  T.,  J.  M.  C.m  Plane,  S.m  Broadley, and D., Janches, 2008. A Chemical Model of Meteoric Ablation . Journal of Atmospheric  Chemistry  and  Physics,  8, 7015.

## VARIASI TRACE GASES SELAMA 10 TAHUN DAN PENCAMPURAN DI SEKITAR LAPISAN TROPOPAUSE DI INDONESIA BERBASIS SATELIT
(TRACE GASES VARIATION FOR 10 YEARS AND MIXING AROUND THE TROPOPAUSE LAYERS IN INDONESIA BASED ON SATELLITE)
Novita Ambarsari 1 , Ninong Komala, Fanny Aditya Putri Pusat Sains dan Teknologi Atmosfer Lembaga Penerbangan dan Antariksa Nasional Jl. Dr. Djunjunan 133 Bandung 40173 Indonesia
1 e-mail: novitaambar@yahoo.com, novita.ambarsari@lapan.go.id

## ABSTRACT
Measurement of trace gases (CO, O 3 , CH 3 Cl, HCl, H 2 O, and HNO 3 ) and temperatures around upper  troposphere/lower  stratosphere  (UT/LS)  or  rather  around  Tropical  Tropopause  Layer  (TTL)  in Indonesia by using Microwave Limb Sounder (MLS) instrument board on Satellite AURA for 2005-2014 period  to  make  variations  of  these  gases  over  the  10  years  around  TTL  allows  to  be  studied  more deeply.  TTL  becomes  the  main  route  entry  of  chemical  compounds  and  aerosols  originating  in  the troposphere  into  the  stratosphere.  The  composition  of  minor  gases  in  the  TTL  is  very  important because it affects the global radiation budget. Analysis of vertical profiles of these gases in the TTL was done to determine the suitability of the concept of TTL which starts from the upper troposphere to the lower stratosphere. Other method are the time series diagram of the altitude (height versus time series cross section) which shows the annual and interannual variations in vertical profiles of these gases in the TTL and the possible influence of the dynamics of the atmosphere. The results showed correlation of these gases with ozone showed most of the air in the stratosphere is experiencing mixing in the TTL. In addition, changes in concentration and temperature values in the TTL have been calculated using the  trends  of  each  parameter  and  it  is  known  that  the  parameters  of  HCl,  CH 3 Cl,  and  temperature show respective decreases of -0.036 ppmv, -0.024 ppmv, and -0.456 K. As for other parameters such as ozone, CO, H 2 O, and HNO 3 showed an increase of respectively 0.0036 ppmv, 0.0096 ppmv, 0.108 ppmv, and 0.06 ppmv.
Keywords: trace gases, tropopause, TTL, MLS, AURA

## ABSTRAK
Pengukuran trace gases (CO, O 3 , CH 3 Cl, HCl, H 2 O, HNO 3 ) dan temperatur di sekitar lapisan troposfer  atas/stratosfer  bawah  (UT/LS)  atau  tepatnya  di  sekitar Tropical  Tropopause  Layer (TTL)  di Indonesia menggunakan instrumen Microwave Limb Sounder (MLS) pada Satelit AURA periode 2005- 2014  menjadikan  variasi  gas-gas  tersebut  selama  10  tahun  di  sekitar  TTL  memungkinkan  untuk dikaji  lebih  dalam.  TTL  menjadi  jalur  utama  masuknya  senyawa-senyawa  kimia  dan  aerosol  yang bersumber  di  troposfer  ke  stratosfer.  Komposisi  gas-gas  minor  di  TTL  sangat  penting  karena mempengaruhi budget radiasi global. Analisis profil vertikal gas-gas tersebut di TTL dilakukan untuk mengetahui  kesesuaian  konsep  TTL  yang  dimulai  dari  lapisan  troposfer  atas  hingga  ke  stratosfer bawah.  Metode  lainnya  adalah  dengan  diagram time  series terhadap  ketinggian  ( time  series  versus height  cross  section )  yang  menunjukkan  variasi  tahunan  maupun  antar  tahunan  profil  vertikal  gas- gas  tersebut  di  TTL  serta  kemungkinan  adanya  pengaruh  dari  proses  dinamika  atmosfer.  Hasil penelitian menunjukkan korelasi gas-gas tersebut dengan ozon menunjukkan adanya sebagian udara di  stratosfer  yang  mengalami  pencampuran  di  wilayah  TTL.  Selain  itu,  perubahan  nilai  konsentrasi dan  temperatur  di  TTL  telah  dihitung  menggunakan trend masing-masing  parameter  dan  diketahui bahwa parameter HCl,  CH 3 Cl,  dan  temperatur  menunjukkan penurunan  masing-masing sebesar -0,036 ppmv, -0,024 ppmv, dan -0,456 K. Adapun parameter lain seperti ozon,  CO, H 2 O, dan HNO 3 menunjukkan adanya peningkatan masing-masing sebesar 0,0036 ppmv, 0,0096 ppmv, 0,108 ppmv, dan 0,06 ppmv.
Kata kunci: gas minor, tropopause, TTL, MLS, AURA

## 1 PENDAHULUAN
Lapisan  tropopause  di  wilayah tropis telah digambarkan sebagai lapisan transisi  antara  troposfer  dan  stratosfer di daerah tropis. Lapisan ini lebih sedikit terhubung  ke Planetary  Boundary  Layer (PBL)  dibandingkan  dengan  daerah troposfer  bawah  tetapi  tidak  dominan dipengaruhi  oleh  radiasi  matahari  seperti halnya  di  stratosfer.  Batas  wilayah Tropical  Tropopause  Layer (TTL)  telah ditentukan dari beberapa aspek diantaranya  proses  konveksi  dan  struktur termal atmosfer. Daerah dengan fenomena konveksi overshoot pada  ketinggian  17- 19  km  menjadi  nilai  batas  atas  lapisan TTL dan wilayah dengan buoyancy netral (14 km) menjadi batas bawahnya (Marcy et  al.,  2007).  Kriteria  lainnya  adalah batas  atas  TTL  berada  pada  ketinggian 17-19  km  saat  terjadi Cold  Point Temperature (CPT)  atau  saat  temperatur mencapai  titik  terendah  dan  batas bawahnya  adalah  level  dimana  terjadinya lapse  rate minimum  (10-12  km)  (Marcy et al., 2007).
TTL  sebagai  lapisan  batas  antara troposfer dan stratosfer diketahui memiliki  karakteristik  kedua  lapisan yaitu troposfer atas dan stratosfer bawah ( Upper  Troposphere/Lower  Stratosphere ). TTL juga diketahui dikontrol oleh berbagai proses  diantaranya  interaksi  transpor konveksi,  gelombang  konfektif,  radiasi, mikrofisika  awan,  dan  sirkulasi  stratosfer skala luas ( large scale ) (Henz, 2010). TTL juga  menjadi  jalur  utama  masuknya senyawa-senyawa  kimia  dan  aerosol yang bersumber di troposfer ke stratosfer. Konveksi  tinggi  menjadi  kunci  utama proses  yang  mempengaruhi  komposisi kimia  di  troposfer  dan  stratosfer  di wilayah  tropis  karena  dapat  membawa emisi dari troposfer di PBL. Karakteristik TTL juga sangat dipengaruhi oleh kondisi geografis  dan  musim.  Variabilitas  ini mungkin  berhubungan  dengan  sampel massa  udara  (bersih  atau  terpolusi), proses  yang  terjadi  hingga  massa  udara tersebut  mencapai  TTL,  konveksi  tinggi, transpor radiatif, dan proses kimia yang
melibatkan massa udara tersebut (Marecal et al., 2011).
Rasio  campuran  ( mixing  ratio ) beberapa gas  minor  ( trace  gases )  di  TTL menunjukkan variasi yang unik (Konopka et al., 2010; Fueglistaler et al., 2009;  Ploeger  et  al.,  2012).  Komposisi gas-gas  minor  di  TTL  sangat  penting karena  mempengaruhi budget radiasi global. Pengaruh gas-gas minor terhadap temperatur  menjadikan  rasio  campuran gas-gas  minor  di  TTL  juga  berpengaruh terhadap uap air di stratosfer serta proses kimia yang menyertainya dengan implikasinya  terhadap  radiasi  global. Oleh  karena  itu,  untuk  memahami perubahan  sistem  iklim,  penting  untuk mempelajari  proses  yang  mengontrol komposisi gas-gas minor di TTL (Ploeger et al., 2012).
Pemahaman  mengenai  proses yang  mempengaruhi  komposisi  kimia, mikrofisika,  dan  transpor  di  troposfer atas-stratosfer  bawah  di  wilayah  tropis (TTL) penting untuk menentukan proses transpor  dan  pencampuran  gas-gas minor  masuk  ke  stratosfer  yang  akan mempengaruhi  ozon  dan  uap  air  di stratosfer.  Oleh  karena  itu,  penelitian mengenai  komposisi  gas  minor  di  TTL penting dilakukan karena masuknya gas minor  ke  stratosfer  ditentukan  oleh jumlah gas minor yang mampu melewati TTL,  waktu  hidup  gas-gas  minor  di  TTL sebelum  mengalami  transpor upward serta  proses  lainnya  yang  berpotensi mengubah  konsentrasi  gas-gas  tersebut (proses kimia, mikrofisika, dan pencampuran  dari  lokasi  lain).  Selain itu, penelitian mengenai komposisi kimia di TTL juga penting karena beberapa gas minor  seperti  H 2 O,  ozon,  dan  CO 2 berkontribusi terhadap perubahan radiasi  dan  iklim,  juga  komposisi  kimia di  TTL  berperan  sebagai  sumber pembentukan partikel yang berpengaruh terhadap  aerosol  di  stratosfer  (Abalos  et al., 2013).
Penelitian  mengenai  komposisi gas minor di TTL telah banyak dilakukan peneliti-peneliti  internasional  selama lebih dari satu dekade terakhir diantaranya  adalah  penelitian  yang dilakukan  oleh  Marcy  et  al.  (2007)  dan Marecal  et  al.  (2011).  Kedua  penelitian tersebut  membuktikan  bahwa  profil vertikal gas minor sesuai dengan konsep TTL  yang  menunjukkan  perbedaan  di troposfer  atas  hingga  stratosfer  bawah serta  kombinasi  dari  profil  vertikal  dan korelasi  dengan  ozon  (kurva  “L”) menunjukkan adanya sejumlah gas dari stratosfer dan troposfer yang mengalami pencampuran di TTL. Penelitian mengenai gas-gas minor di TTL Indonesia khususnya  ozon  dan  karbon  monoksida (CO)  sebelumnya  juga  telah  dilakukan oleh Ambarsari  dan Komala (2014) yang menganalisis profil vertikal ozon dan CO di  sekitar  TTL  di  Indonesia.  Hasil penelitian  tersebut  menunjukkan  adanya lapisan transisi yang ditunjukkan dengan  menurunnya  konsentrasi  ozon dan  CO  pada  ketinggian  sekitar  TTL serta adanya pencampuran  udara stratosfer  dan  troposfer  di  TTL  yang tampak  pada  hasil scatter  plot CO  dan ozon  di  troposfer  atas,  TTL,  dan stratosfer bawah.
Penelitian  ini  bertujuan  untuk melengkapi penelitian yang telah dilakukan  sebelumnya  dengan  mengkaji variasi  gas-gas  minor  lainnya  di  TTL yaitu asam klorida (HCl), ozon (O 3 ), asam nitrat  (HNO 3 ),  metil  klorida  (CH 3 Cl), karbon  monoksida  (CO),  uap  air  (H 2 O) serta  parameter  fisik  yaitu  temperatur. Data  komposisi  gas-gas  minor  dan temperatur  tersebut  diperoleh  dari  hasil observasi sensor Microwave Limb Sounders (MLS)  pada  satelit  AURA. Periode  penelitian  ini  adalah  selama  10 tahun  yaitu  tahun  2005  hingga  2014 dengan wilayah kajian meliputi Indonesia  (94 o –  146 o BT,  12 o LS  –  12 o LU).
2 DATA DAN METODE
Data yang digunakan pada penelitian  ini  adalah  data  harian  profil vertikal  dalam Volume  Mixing  Ratio (VMR)  gas-gas  minor  meliputi  CO,  O 3 , CH 3 Cl,  H 2 O,  HNO 3 ,  HCl  dan  temperatur hasil  pengukuran  sensor  MLS  satelit AURA  tahun  2005-2014  untuk  wilayah Indonesia  (www.mirador.gsfc.nasa.gov). MLS  mengamati  radiasi  termal  pada gelombang  mikro  yang  dipancarkan Bumi dan merekam data dari permukaan  hingga  ketinggian  90  km. MLS  mengukur  emisi  termal  dari  pita spektrum yang luas pada frekuensi 118, 190,  240,  640,  dan  2250  GHz  yang diukur secara kontinyu menggunakan 7 penerima  gelombang  mikro.  Resolusi data  MLS  adalah  sebesar  3  km  untuk resolusi  vertikal  dan  200  km  untuk resolusi  horizontal  (http://mls.jpl.nasa. gov/eos/instrument.php). Resolusi horisontal  ini  menghasilkan  cakupan wilayah  observasi  MLS  meliputi  82  LS hingga  82  LU.  MLS  mengukur  profil vertikal pada 3500 lokasi di dunia setiap 24 jam (Ahmad et al., 2006).
Instrumen MLS dilengkapi dengan  empat  jenis  radiometer  yang dioperasikan  pada  temperatur  ambien pada lima daerah spektrum yang mampu mendeteksi  spektrum  O 2 termasuk mengukur  temperatur  dan  tekanan, H 2 O,  HNO 3 ,  O 3 di  troposfer  atas,  CO, HCl,  ClO,  BrO,  HO 2 ,  N 2 O,  dan  OH (Waters et al., 2006). Validasi data hasil pengukuran  MLS  AURA  telah  banyak dilakukan  di  antaranya  penelitian  yang dilakukan  oleh  Yan  et  al.  (2016)  yang melakukan  validasi  data  ozon,  uap  air, dan  temperatur  dari  MLS  AURA  dengan data ozonesonde di  wilayah  Tibet.  Hasil analisis  statistik  menunjukkan  korelasi yang  cukup  baik  antara  MLS  dengan ozonesonde untuk  data  ozon,  uap  air, dan  temperatur  di  sekitar  lapisan tropopause  dengan  koefisien  korelasi >0.5 (Yan et al., 2016). Selain itu Komala et  al.  (2013)  juga  telah  melakukan
validasi  data  profil  vertikal  ozon  dan temperatur  dari  MLS  dengan  data  dari instrumen ozonesonde di  Kototabang tahun 2007 dan 2008 yang memberikan nilai  korelasi  yang  sangat  baik  dengan r=0,9999  (Komala  et  al.,  2013).  Validasi konsentrasi  uap  air  dari  MLS  AURA dengan data hasil pengukuran Cryogenic Frost  point  Hygrometer (CFH)  di  Biak Indonesia  juga  telah  dilakukan  oleh Vomel  et  al.  (2007),  yang  menunjukkan perbedaan  nilai  sebesar  5-25  %  dengan koefisien  korelasi  bervariasi  antara  0,7 hingga  0,85  tergantung  level  tekanan atau  ketinggian.  Validasi  untuk trace gases lainnya  hasil  pengukuran  MLS AURA  dan  pengukuran  insitu  di Indonesia belum pernah dilakukan karena keterbatasan  instrumen  pengukuran insitu yang mengukur senyawa CO, HCl, CH 3 Cl, dan HNO 3 .
Adapun tahapan pengolahan data yang  dilakukan  pada  penelitian  ini diawali  dengan  ekstraksi  data  profil vertikal komposisi kimia dari MLS AURA dalam format Hierarchical Data Format-5 (HDF-5)  untuk  memperoleh  nilai  VMR masing-masing  komponen  kimia,  lintang, bujur, dan tekanan (hPa) yang kemudian dikonversi  menjadi  ketinggian  (km). Proses  konversi  tekanan  (hPa)  menjadi ketinggian  (km)  dilakukan  dengan menggunakan  nilai Geopotential  Heigth (GPH) dari data MLS AURA yang memuat data tekanan atmosfer (hPa) untuk setiap level ketinggian. Lapisan tropopause pada tekanan  100  hPa  menunjukkan  nilai rata-rata GPH diantara 16-17 km untuk wilayah Indonesia.
Tahapan berikutnya adalah melakukan  perata-rataan  data  untuk wilayah  Indonesia  ( area  average )  untuk memperoleh  satu  nilai  profil  vertikal rata-rata  Indonesia  untuk  masing- masing gas setiap harinya. Perata-rataan ini  merupakan  metode  yang  banyak dilakukan  untuk  menganalisis  profil vertikal  atmosfer  di  suatu  wilayah  yang luas,  seperti  pada  penelitian  Ploeger  et
al.  (2011)  yang  menganalisis  profil vertikal ozon dan uap air di TTL khususnya profil vertikal  rata-rata  di wilayah  tropis pada lintang 20  LU – 20  LS. Selain itu, penelitian  oleh  Fujiwara  et  al.  (2010) juga  mengenai  profil  vertikal  uap  air rata-rata  di  wilayah  tropis  di  sekitar stratosfer  bawah  dengan  area  penelitian mencakup 15  LS – 30  LU dan 90  BT – 90  BB.  Penelitian  mengenai  profil vertikal komposisi kimia dengan merata- ratakan  untuk  wilayah  tertentu  juga dilakukan  diantaranya  oleh  (Qian  et  al., 2014),  (Liu  et  al.,  2010),  dan  (Abalos  et al., 2013).
Pada penelitian yang telah dilakukan  sebelumnya,  profil  vertikal ozon,  CO,  H 2 O,  dan  temperatur  di beberapa  wilayah  di  Indonesia  ternyata tidak  menunjukkan  perbedaan  yang signifikan hanya sekitar 1 % hingga 10 % untuk masing-masing senyawa tergantung level  tekanan  atau  ketinggian,  dan perbedaan  yang  jauh  lebih  kecil  terjadi di  lapisan  tropopause  hingga  troposfer (Ambarsari  dan  Komala,  2010).  Penelitian untuk  variasi trace  gases lainnya  di Indonesia  belum  dilakukan  secara menyeluruh  sehingga  metode  perata- rataan area ( area average ) ini dipilih untuk dapat  memberikan  gambaran  secara umum  profil  vertikal trace  gases di tropopause Indonesia.
Selanjutnya adalah pemilihan data pada  ketinggian  sekitar  TTL.  Pada penelitian  ini  analisis  difokuskan  pada ketinggian  13  -  22  km  yaitu  dari  lapisan troposfer  atas  hingga  stratosfer  bawah yang dapat mencakup kondisi di lapisan tropopause  serta  profil  vertikal  yang menggambarkan adanya transpor senyawa  kimia  melewati  TTL.  Kemudian dilakukan perata-rataan bulanan, musiman,  analisis  diagram time  series - ketinggian,  analisis  variasi trace  gases pada  level  ketinggian  TTL  dan scatter plot antara gas-gas tersebut dengan ozon sebagai  senyawa  penanda  stratosfer ( stratospheric tracer ). Data yang digunakan
untuk  membuat scatter  plot ini  adalah data profil vertikal trace gases dan ozon pada ketinggian 10-20 km yang mewakili lapisan  troposfer  atas,  tropopause,  dan stratosfer bawah yang dapat menunjukkan profil pencampuran udara secara  vertikal  senyawa trace  gases di troposfer  atas  dengan  senyawa  di stratosfer  bawah  di  sekitar  lapisan  TTL (Marcy et al., 2007; Marecal et al., 2011). Untuk mengetahui perubahan konsentrasi trace  gases dan  temperatur di TTL Indonesia dibuat trend selama 10 tahun  pengukuran  kemudian  dihitung berdasarkan persamaan garis ( trend line ) nilai perubahan konsentrasi yang terjadi.

## 3 HASIL DAN ANALISIS
Profil  vertikal  HCl,  O 3 ,  dan  HNO 3 menunjukkan  dengan  jelas  adanya lapisan  transisi  pada  ketinggian  sekitar 16-17  km  atau  tekanan  100  hPa  yang diperkirakan  sebagai  lapisan  TTL  di Indonesia  seperti  diperlihatkan  pada Gambar 3-1. Hal ini ditunjukkan dengan konsentrasi  ketiga  senyawa  tersebut mencapai  nilai  terendah  (minimum) pada  ketinggian  16-17  km.  Penentuan ketinggian pada 16-17 km untuk lapisan tropopause telah dijelaskan pada bagian metodologi.
HCl,  O 3 ,  dan  HNO 3 merupakan stratospheric  tracer atau  senyawa  yang dominan  ada  di  stratosfer  ditunjukkan dengan  profil  vertikal  ketiga  senyawa tersebut  yang  mengalami  peningkatan konsentrasi  di  atas  TTL  (Gambar  3-1). Sumber antropogenik HCl di permukaan yang  dapat  terbawa  hingga  ke  TTL sangat  sedikit  hampir  dapat  diabaikan karena  sebagian  besar  HCl  di  troposfer mengalami  pembersihan  melalui  proses deposisi  basah.  Keberadaan  HCl  di  TTL berasal  dari  stratosfer  (Marcy  et  al., 2007;  Kim  et al.,  2008).  Hal  ini  berbeda dengan profil vertikal HCl di sekitar TTL di  Indonesia  seperti  pada  Gambar  3-1. Konsentrasi  HCl  di  troposfer  atas  di Indonesia pada ketinggian 13 km cukup
tinggi  sekitar  0,5  hingga  0,9  ppbv, kemudian  menurun  hingga  di  lapisan TTL  pada  ketinggian  sekitar  16,5  km dengan  konsentrasi  HCl  hanya  sekitar 0,1  ppbv.  Di  atas  TTL  hingga  stratosfer bawah pada ketinggian 22 km, konsentrasi  HCl  meningkat  kembali mencapai 0,5 hingga 0,6 ppbv. Konsentrasi HCl di troposfer atas di Indonesia cukup tinggi  diperkirakan  karena  sumber  HCl di  troposfer  terutama  dari  proses deklorinasi  aerosol  garam  laut  dengan
senyawa  asam  seperti  HNO 3 dan  H 2 SO 4 (Kim  et  al.,  2008).  Wilayah  Indonesia yang  dikelilingi  lautan  diperkirakan menjadi  alasan  konsentrasi  HCl  di troposfer atas di Indonesia cukup tinggi. Peningkatan konsentrasi HCl di atas TTL hingga  ke  stratosfer  bawah  diperkirakan karena  adanya  pencampuran  udara stratosfer  di  TTL  (Konopka  et  al.,  2010; Marcy et al., 2007) yang ditunjukkan juga oleh  peningkatan  konsentrasi  ozon mencapai  1800  ppbv  di  stratosfer
Gambar 3-1: Profil vertikal rata-rata bulan trace gases di sekitar lapisan tropopause tropis atau TTL di Indonesia Tahun 2005-2014
bawah (Mebarki
et al., 2010). Konsentrasi  ozon  di  troposfer  atas hingga sekitar TTL (ketinggian 13-17 km) sangat  kecil  sekitar  40-70  ppbv. Konsentrasi  ozon  meningkat  setelah lapisan  TTL  pada  16-17  km  hingga stratosfer bawah pada ketinggian 22 km konsentrasi  ozon  mencapai  maksimum yaitu  antara  1400-1800  ppbv.  Hal  ini menunjukkan  terjadinya  pencampuran udara  stratosfer  dimana  konsentrasi ozon sangat tinggi dengan udara troposfer di  lapisan  TTL  (Konopka  et  al.,  2010; Tuck  et  al.,  2008).  Sumber  ozon  di troposfer  yang  berasal  dari  aktivitas antropogenik  lebih  kecil  dibandingkan dengan produksi ozon di stratosfer yang berasal dari reaksi fotokimia. Sumber O 3 di  TTL  sebagian  berasal  dari  sumber  di troposfer,  dari  proses  produksi  ozon, maupun  dari  transport  udara  stratosfer (Marcy et al., 2007).
Profil vertikal HNO 3 menunjukkan pola  yang  hampir  sama  dengan  profil vertikal ozon, yaitu pada ketinggian lebih rendah di daerah troposfer atas, konsentrasi  HNO 3 lebih  kecil  sekitar  0,5 ppbv  kemudian  menurun  hingga  di lapisan  TTL.  Di  atas  TTL  konsentrasi HNO 3 meningkat  hingga  ke  stratosfer bawah  atau  ketinggian  22  km,  yang konsisten dengan peningkatan konsentrasi O 3 dan HCl. Konsentrasi HNO 3 di stratosfer bawah  mencapai  2,5  ppbv.  Sumber HNO 3 di  troposfer  berasal  dari  sumber lokal  maupun  regional  seperti  dari pembentukan petir. HNO 3 yang dihasilkan di  troposfer  yang  salah  satu  sumbernya adalah  dari  peristiwa  kilat  lebih  kecil dibandingkan proses fotokimia di stratosfer yang  menghasilkan  HNO 3 .  HNO 3 di  TTL dipengaruhi  dari  sumber  yang  berasal dari  atas  TTL  maupun  dari  bawah  TTL (Marcy et al., 2007).
Berbeda  dengan  HCl,  O 3 ,  dan HNO 3 yang bersifat sebagai stratospheric tracer ,  CH 3 Cl,  CO,  dan  H 2 O  bersifat sebagai tropospheric tracer yaitu senyawa yang  dominan  berasal  dari  sumber  di
troposfer.  Hal  ini  terlihat  dari  profil vertikal  senyawa-senyawa  tersebut  pada Gambar 3-1 yang mengalami penurunan konsentrasi dari troposfer atas hingga ke stratosfer  bawah  (Marcy  et  al.,  2007). Ketiga  senyawa  tersebut  menunjukkan pola yang mengalami penurunan konsentrasi  dari  troposfer  hingga  ke stratosfer bawah dengan perubahan pola yang sangat kecil terjadi pada ketinggian 16-17 km. Hal ini kemungkinan berkaitan dengan  semakin  berkurangnya  pengaruh dari  sumber di  troposfer  dengan  semakin meningkatnya ketinggian.
CH 3 Cl,  CO,  dan  H 2 O  sebagai tropospheric  tracer dimana  sumber  di troposfer  yang  menghasilkan  senyawa tersebut  lebih  dominan  dibandingkan reaksi fotokimia yang terjadi di stratosfer bawah, sedangkan di TTL sebagai lapisan transisi sehingga variasi senyawa-senyawa tersebut dipengaruhi oleh konsentrasi di troposfer  dan  stratosfer.  CO  dan  CH 3 Cl di  sekitar  tropopause  dikendalikan  oleh beberapa  proses  di  antaranya  interaksi yang kompleks antara emisi di permukaan, konveksi,  serta  transport  horizontal  jarak jauh.  Kedua  senyawa  ini  merupakan penanda  ( marker )  untuk  kejadian polusi udara  dari  pembakaran  biomassa  yang dapat terangkat hingga ke lapisan troposfer atas-stratosfer bawah dengan cepat melalui proses  konveksi  atau  proses  lainnya (Santee et al., 2013).
Profil  vertikal  H 2 O  menunjukkan penurunan konsentrasi dari troposfer atas dan terlihat juga penurunan konsentrasi yang  lebih  besar  terjadi  di  lapisan  TTL pada  ketinggian  16  km  (Gambar  3-1). Penurunan jumlah H 2 O di TTL disebabkan oleh  mekanisme  dehidrasi  fisik.  Saat udara  troposfer  yang  membawa  uap  air mencapai  TTL,  terjadi  proses  dehidrasi akibat  penurunan  temperatur  yang ekstrim di TTL (CPT) (Marcy et al., 2007; Koishi and Shiotani, 2012).
Plot time series terhadap ketinggian untuk trace gases di Indonesia di sekitar lapisan  tropopause  selama  10  tahun
pengamatan  ditunjukkan  pada  Gambar 3-2. Seperti pola yang ditunjukkan pada Gambar 3-1 yaitu adanya lapisan transisi yang terlihat jelas pada ketinggian 16-17 km untuk senyawa HCl, O 3 , HNO 3 , H 2 O,
dan temperatur sedangkan untuk senyawa CH 3 Cl  dan  CO  adanya  penurunan konsentrasi  yang  sangat  kecil  yaitu sekitar 0,1 ppbv untuk CH 3 Cl dan 20 ppbv untuk CO terjadi pada ketinggian 16 km.
Gambar 3-2: Plot time  series -ketinggian trace  gases di  lapisan Upper  Toposphere  Lower  Stratosphere (UTLS) atau sekitar TTL di Indonesia tahun 2005-2014
Dari Gambar 3-2 juga dapat terlihat adanya  variasi  antar  tahunan  untuk senyawa-senyawa  tersebut.  Kehadiran senyawa-senyawa  ini  di  TTL  sangat dipengaruhi  oleh  transport  dari  sumber antropogenik di troposfer melalui proses konveksi  serta  adanya  pencampuran dengan udara dari stratosfer (Livesey et al., 2008). Time  series H 2 O  menunjukkan adanya  anomali  penurunan  konsentrasi H 2 O pada ketinggian sekitar 16 km atau pada  lapisan  TTL  pada  akhir  tahun 2005, 2007, 2008, 2011, dan 2012 yang sejalan dengan pola penurunan temperatur pada  ketinggian  dan  waktu  yang  sama.
Hal  ini  diperkirakan  karena  temperatur yang  dingin  pada  lapisan  TTL  sehingga jumlah uap air yang dapat mencapai TTL menurun  atau  disebut  juga  dengan istilah  dehidrasi  di  TTL  seperti  yang telah dijelaskan sebelumnya (Koishi and Shiotani, 2012).
Variasi  rata-rata  bulanan trace gases di  lapisan  tropopause  Indonesia (ketinggian  17  km  atau  pada  tekanan 100 hPa) di Indonesia ditunjukkan pada Gambar  3-3.  Variasi  bulanan  masing- masing senyawa di lapisan TTL menunjukkan karakter yang berbeda.
Gambar 3-3: Variasi bulanan rata-rata trace gases dan temperatur di lapisan TTL pada tekanan 100 hPa di Indonesia tahun 2005-2014
Tampak  pada  Gambar  3-3  untuk ozon,  H 2 O,  dan  HNO 3 di  lapisan  TTL menunjukkan  pola  tahunan  yang  sama yaitu mencapai maksimum pada  sekitar bulan  Juli-Agustus.  Begitu  juga  dengan temperatur. Hal yang berlawanan terjadi pada senyawa CH 3 Cl, CO, dan HCl. Ketiga senyawa  tersebut  justru  mencapai minimum  pada  sekitar  bulan  Agustus- September  dan  mengalami  dua  nilai maksimum  yaitu  pada  sekitar  bulan Maret-April dan Oktober-November- Desember. Perbedaan pola ini diperkirakan dipengaruhi  oleh  banyak  faktor  di antaranya  adalah  variasi  temperatur  di tropopause,  sumber  senyawa-senyawa tersebut  di  troposfer,  proses upwelling dan  sirkulasi  Brewer-Dobson,  kopling antara  sirkulasi  vertikal  dan  aliran konvektif,  dan  pencampuran  udara antara stratosfer-troposfer (Ploeger et al., 2012; Stolarski et al., 2014).
Scatter  plot antara trace  gases dengan ozon sebagai stratospheric tracer karena sifatnya yang dominan berada di lapisan  stratosfer,  pada  ketinggian troposfer atas (UT)-stratosfer bawah (LS) yaitu  pada  ketinggian  sekitar  10  km hingga 20 km ditunjukkan pada Gambar 3-4 untuk Januari dan Juli. Scatter plot ini  dibuat  untuk  mengetahui  terjadinya pencampuran  udara  di  sekitar  UT/LS. Plot tracer - tracer umum digunakan untuk mempelajari  adanya  transisi  karakter senyawa  kimia  dari  troposfer  ke  stratosfer salah  satunya  dengan  plot tracer - tracer di  stratosfer  seperti  yang  dilakukan Jurkat  et  al.  (2014).  Beberapa  studi menggunakan CO sebagai penanda ( tracer ) di troposfer dan ozon sebagai penanda di stratosfer  (Marcy  et  al.,  2007).  Pada penelitian  ini  dibuat  plot tracer-tracer di troposfer-stratosfer  seperti  CO-O 3 ,  H 2 O- O 3 ,  dan  CH 3 Cl-O 3 juga tracer-tracer stratosfer seperti HCl-O 3 dan HNO 3 -O 3 .
Gambar 3-4: Scatter plot trace gases (CO, H 2 O, CH 3 Cl, HCl, dan HNO 3 ) terhadap ozon pada ketinggian di troposfer atas (10 km) hingga stratosfer bawah (20 km) untuk bulan Januari dan Juli 2005-2014
Pendekatan plot korelasi  ini menunjukkan  adanya  pencampuran udara  troposfer-stratosfer  di  TTL,  bila plot membentuk  suatu smooth  line atau huruf  “L”  yang  tidak  tegas  dan sebaliknya. Scatter  plot tersebut  dapat juga  dilihat  sebagai  profil  vertikal konsentrasi tracer troposfer-stratosfer dari ketinggian 10 km hingga 20 km yang mencakup tropopause. Scatter plot berbentuk huruf “L” yang tegas menunjukkan perubahan nilai konsentrasi trace  gases yang  signifikan dari  troposfer  atas  ke  stratosfer  bawah yang  juga  menunjukkan  tidak  adanya pencampuran  udara  dari  troposfer- stratosfer. Tracer yang  ada  di  troposfer tidak  mengalami  transport  ke  stratosfer sehingga huruf “L” yang tegas menggambarkan  karakter tracer troposfer tetap  di  troposfer  dan  karakter tracer di stratosfer  sebagai tracer yang  memang dihasilkan  di  stratosfer. Scatter  plot tropospheric tracer-stratospheric tracer ini dapat
menggambarkan
adanya pencampuran udara vertikal dan perubahan  karakteristik  senyawa  kimia di troposfer yang mengalami transport ke stratosfer  melalui  lapisan  TTL  sehingga memiliki  karakteristik  senyawa  stratosfer setelah  senyawa  tersebut  berada  di stratosfer (Marcy et al., 2007; Marecal et al., 2011). Hal ini tampak jelas pada plot CO-O 3 di TTL Indonesia seperti yang telah dilakukan  pada  penelitian  sebelumnya (Ambarsari dan Komala, 2014). Hal yang
mirip  tampak  pada  plot  CH 3 Cl-O 3 ,  HCl- O 3 dan HNO 3 -O 3 (kecuali H 2 O-O 3, tampak grafik  berbentuk  huruf  “L”  tegas)  yang menunjukkan adanya pencampuran udara troposfer-stratosfer juga stratosfer- troposfer di lapisan UT/LS di Indonesia.
Walaupun  lapisan-lapisan  lain  di atmosfer  memungkinkan  untuk  terjadi pencampuran  senyawa  kimia,  tetapi karena  TTL  menjadi  jalur  utama masuknya  senyawa-senyawa  kimia  dan aerosol  yang  bersumber  sangat  besar  di troposfer  ke  stratosfer  melalui  proses konveksi, maka pencampuran di lapisan TTL  menentukan  variasi  komposisi  kimia di  lapisan  atmosfer  lainnya  yang  lebih tinggi (Marecal et al., 2011).
Perubahan konsentrasi trace gases di  TTL  Indonesia  pada  tekanan 100  hPa  ditunjukkan  melalui trend masing-masing trace gases dan temperatur pada  Gambar  3-5.  Beberapa  parameter menunjukkan penurunan konsentrasi di TTL seperti HCl, CH 3 Cl, dan temperatur. Sedangkan  parameter  lainnya  seperti ozon, CO, H 2 O, dan HNO 3 menunjukkan adanya trend peningkatan  konsentrasi selama  rentang pengukuran. Perubahan konsentrasi trace  gases dan  temperatur di  TTL  sangat  kecil  selama  10  tahun pengukuran  yang  ditampilkan  pada Tabel 3-1. H 2 O menunjukkan peningkatan terbesar  di  TTL  yaitu  0,108  ppmv sedangkan  temperatur  di  tropopause mengalami  penurunan  cukup  signifikan yaitu mencapai -0,456 K.
Tabel 3-1:  PERUBAHAN KONSENTRASI TRACE GASES (CO, H 2 O, CH 3 Cl, HCl, dan HNO 3 ) DI LAPISAN TTL PADA TEKANAN 100 hPa DI INDONESIA TAHUN 2005-2014
Gambar 3-5: Trend trace gases (CO, H 2 O, CH 3 Cl, HCl, dan HNO 3 ) di lapisan TTL pada tekanan 100 hPa di Indonesia tahun 2005-2014

## KESIMPULAN
Variasi trace  gases di  sekitar
tropopause tropis di Indonesia menunjukkan  dengan  jelas  adanya lapisan  transisi  dari  pola  profil  vertikal bulanan rata-rata selama 10 tahun pada ketinggian  sekitar  16-17  km  yang diidentifikasi sebagai lapisan tropopause di  Indonesia.  HCl,  O 3 ,  dan  HNO 3 yang bersifat  sebagai stratospheric  tracer menunjukkan  peningkatan  konsentrasi di  atas  TTL,  sedangkan  CH 3 Cl,  CO,  dan H 2 O  yang  bersifat  sebagai tropospheric tracer menunjukkan penurunan konsentrasi  di  atas  TTL.  Profil  vertikal- time  series selama  10  tahun  juga menunjukkan adanya pola tahunan dan antar  tahunan  yang  spesifik  untuk masing-masing  senyawa  di  lapisan  TTL.
Perbedaan  pola  variasi  bulanan  di lapisan  TTL  menunjukkan  karakteristik yang  berlawanan  antara tropospheric tracer dan stratospheric  tracer . Scatter  plot hubungan  gas  dengan  sifat tropospheric tracer-stratospheric  tracer di  lapisan troposfer, TTL, dan stratosfer menunjukkan adanya pencampuran udara dari stratosfer bawah dan troposfer atas di  sekitar  lapisan  tropopause  tropis  di Indonesia.  Perubahan  konsentrasi trace gases di TTL Indonesia selama 10 tahun sangat kecil. Beberapa parameter menunjukkan  peningkatan  konsentrasi seperti  H 2 O yang  meningkat  paling signifikan  yaitu  sebesar  0,108  ppmv, sedangkan  temperatur  menunjukkan penurunan  yang  paling  signifikan  yaitu sebesar -0,456 K.

## UCAPAN TERIMA KASIH
Penulis mengucapkan terima kasih  kepada  penyedia  data  komposisi kimia  atmosfer  hasil  pengukuran  satelit Aqua  dan  Aura  milik  NASA  yang  dapat diakses  dengan  mudah  melalui  fasilitas website MIRADOR maupun GIOVANNI.

## DAFTAR RUJUKAN
Abalos,  M.,  W.J.  Randels,  D.  E.  Kinnison,  and
E.  Serrano,  2013. Quantifying  Tracer Transport in the Tropical Lower
Stratosphere  using  WACCM ,  Atmos. Chem.  Phys.,  13,  10591-10607,  doi: 10.5194/acp-13-10591-2013.
Ahmad, S. P., J. W. Waters, J. E. Johnson, I. V.
Gerasimov,  G.  G.  Leptoukh,  and  S.  J. Kempler,  2006. Atmospheric  Composition Data  Products  from  the  EOS  Aura  MLS , Proc.  Amer.  Meteorological  Soc.  Eighth Conf. on Atmospheric Chemistry , Atlanta,
Georgia, 2006 Jan 28 - Feb 3.
Ambarsari  N., dan N. Komala, 2010. Karakteristik Profil  Vertikal  Ozon,  CO,  Uap  Air,  dan Temperatur  di  Bandung  dan  Watukosek Berbasis  Sensor  MLS  Satelit  Aura , Prosiding  Seminar  Penerbangan  dan Antariksa  2010:  Sub  Seminar  Sains Atmosfer  dan  Iklim.  Serpong  15 Nopember 2010.
Ambarsari  N.,  dan  N.  Komala,  2014. Profil Vertikal  Ozon  dan  CO  pada  Lapisan Tropopause  Tropikal  di  Indonesia  Hasil Observasi MLS/AURA , Prosiding Seminar  Nasional  Sains  Atmosfer  dan
Antariksa 2014. Bandung 25 November 2014.
Fueglistaler, S., A. E. Dessler, T. J. Dunkerton, I. Folkins,  Q.  Fu,  and  P.  W.  Mote,  2009.
Tropical  Tropopause  Layer ,  Reviews  of
Geophysics, 47, RG1004, 1-31.
Henz, D., 2010. A Modelling Study of the Tropical Tropopause  Layer ,  Thesis  University  of Wisconsin-Madison.
Jurkat, T., C. Voight, S. Kaufmann, A. Zahn, M. Sprenger, P. Hoor, H. Bozem, S. Muller, A.  Dornbrack,  H.  Schlager,  H.  Bonisch, and  A.  Engel,  2014. A  Quantitative
Analysis  of  Stratospheric  HCl,  HNO 3 ,
and  O 3 in  the  Tropopause  Region  Near the Subtropical Jet , Geophys. Res. Lett., 41,  3315-3321,  doi:  10.1002/2013GL 059159.
Kim, S., L. G. Huey, R. E. Stickel, R. B. Pierce,
G. Chen, M. A. Avery, J. E. Dibb, G. S.
Diskin, G. W. Sachse, C. S.
McNaughton,  A.  D.  Clarke,  B.  E. Anderson,  and  D.  R.  Blake,  2008. Airborne  Measurement  of  HCl  from  the Marine  Boundary  Layer  to  the  Lower Stratosphere  Over  the  North  Pacific Ocean  during  INTEX-B ,  Atmos.  Chem. Phys. Discuss., 8, 3563-3595. Koishi,  K.,  and  M.  Shiotani,  2012. Water  Vapour and  Ozone  Variations  in  the  Tropical Tropopause  Layer  during  the  Central Equatorial  Pacific  Experiment  Campaign , Journal  of  the  Meteorological  Society  of Japan, 90(3), 403-416.
Komala, N., N. Ambarsari, dan D. Y. Risdianto, 2013. Analisis  Profil  Ozon  Mixing  Ratio dan  Suhu  di  Sumatera  berbasis  data MLS  dan  insitu ,  Prosiding  Seminar Nasional Sains Atmosfer-Antariksa. Serpong 22 Nopember 2011.
Konopka,  P.,  J.  U.  Groob,  G.  Gunther,  F.
Ploeger,  R.  Pommrich,  and  N.  Livesey, 2010. Annual  Cycle  of  Ozone  at  and
Above the Tropical Tropopause:
Observations Versus Simulation with the Chemical  Langrangian  Model  of  the Stratosphere  (CLaMS) ,  Atmos.  Chem. Phys. Discuss., 10, 121-132.
Liu, J., J. A. Logan, D. B. A. Jones, N. J. Livesey,
I.  Magretskaia,  C.  Carouge,  and  P. Nedelec,  2010. Analysis  of  CO  in  the Tropical Troposhere using AURA Satellite Data and Geos-Chem Model: Insight into Transport  Characteristics  of  the  Geos Meteorological  Products ,  Atmos.  Chem. Phys., 10, 12207-12232.
Livesey, N. J., M. J. Filipiak, L. Froidevaux, W. G. Read, A. Lambert, M. L. Santee, J. H. Jiang,  H.  C.  Pumphrey,  J.  W.  Waters, and  R.  E.  Cofield,  2008. Validation  of Aura  Microwave  Limb  Sounder  O 3 and CO observation in the Upper Troposphere
and  Lower  Stratosphere ,  Journal  of Geophysical Research, 113, 1-15.
Marcy, T.P., P. J. Popp, R. S. Gao, D. W. Fahey, and  E.  A.  Ray,  2007. Measurement  of Trace  Gases  in The Tropical  Tropopause Layer ,  Atmospheric  Environment,  41, 7253-7261.
Marecal,  V.,  G.  Krysztofiak,  Y.  Mebarki,  V.
Catoire,  and  F.  Lott,  2011. Impact  of Deep  Convection  on  the  Tropical Tropopause Layer Composition in Eqautorial  Brazil ,  Atmos.  Chem.  Phys. Discuss., 11, 16147-16183.
Mebarki, Y., V. Catoire, N. Huret, G. Berthet, C.
Robert,  and  G.  Poulet,  2010. More Evidence for Very Short Lived Substance Contribution  to  Stratospheric  Chlorine inferred  from  HCl  Ballon-Borne  in  situ Measurement  in  the  Tropics ,  Atmos.
Chem. Phys, 10, 397-409.
Microwave  Limb  Sounder,  http://mls.jpl.nasa. gov/index-eos-mls.php.
MIRADOR, www.mirador.gsfc.nasa.gov.
Ploeger,  F.,  P.  Konopka,  P.  Muller,  S.
Fueglistaler,  T.  Schmidt,  J.C.  Manners, J. U. Groob, G. Gunther, P. M. Forster, and M. Riese, 2012. Horizontal Transport
Affecting  Trace  Gas  Seasonality  in  the Tropical  Tropopause  Layer ,  Journal  of Geophysical Research Letter, 17, 1-16. Ploeger,  F.,  S.  Fueglistaler,  J.  U.  Groob,  G. Gunther,  P.  Konopka,  Y.  S.  Liu,  R. Muller,  F.  Ravegnani,  C.  Schiller,  A.
Ulanovski,  and  M.  Riese,  2011 .  Insight from  Ozone  and  Water  Vapour  on Transport  in  the  Tropical  Tropopause Layer  (TTL) ,  Atmos.  Chem.  Phys.,  11, 407-409.
Qian,  L.,  S.  Hua-Feng,  S.  Ai-Mei,  B.  Jian-Chun, and  L.  Da-Ren,  2014. Distribution  and
Variation  of  Carbon  Monoxide  in  the Tropical Troposphere and Lower
Stratosphere ,  Atmospheric  and  Oceanic
Science Letters, 7(3), 218-223.
Santee,  M.  L.,  N.  J.  Livesey,  G.  L.  Manney,  A.
Lambert, and W. G. Read, 2013. Methyl
Chloride  from  the  Aura  Microwave  Limb Sounder:  First  Global  Climatology  and Asessment  of  Variability  in  the  Upper Troposphere  and  Stratosphere ,  Journal of  Geophysical  Research:  Atmospheres, 118, 13532-13560.
Stolarski,  R.  S.,  D.  W.  Waugh,  L.  Wang,  L.  D. Oman,  A.  R.  Douglass,  and  P.  A. Newman,  2014. Seasonal  Variation  of Ozone in the Tropical Lower
Stratosphere:  Southern  Tropics  are Different  from  Northern  Tropics ,  Journal Geophysical  Research:  Atmosphere,
119, doi:10.1002/2013JD 021294.
Tuck, A. F., D. J. Donaldson, M. H. Hitchman, E.  C.  Richard,  H.  Tervahattu,  V.  Vaida, and J. C. Wilson, 2008. On
Geoengineering  with  Sulphate  Aerosols in  the  Tropical  Upper  Troposphere  and Lower  Stratosphere ,  Climatic  Change, 90, 315-331.
Vomel,  H.,  J.  E.  Barnes,  R.  N.  Forno,  M. Fujiwara, F. Hasebe, S. Iwasaki, R. Kivi, N.  Komala,  E.  Kyro,  T.  Leblanc,  B. Morel, S. Y. Ogino, W. G. Read, S. Ryan, S. Saraspriya, H. Elkirk, M. Shiotani, J. V. Canossa, and D. N. Whiteman, 2007. Validation  of  Aura  Microwave  Limb Sounder  Water  Vapour  by  Baloon  Borne Cryogenic Frost point Hygrometer
Measurement , J. Geophys. Res, 112.
Waters  J.W.,  L.  Froideuvaux,  and  R.  S. Harwood,  2006. The  Earth  Observing System  Microwave  Limb  Sounder  (EOS MLS)  on  The  Aura  Satellite ,  IEEE Transactions on Geoscience and Remote Sensing, 44, No. 5.
Yan, X., S. J. Wright, X. Zheng, J. N. Livesey, H. Vomel, and X. Zhou, 2016. Validation of Aura  MLS  Retrievals  of  Temperature, Water  Vapour,  and  Ozone  in  the  Upper
Troposphere and Lowe-Middle Stratosphere  Over  Tibetan  Plateau During  Boreal  Summer ,  Atmos.  Meas. Tech, 9, 3547-356.

## ANALISIS PENGARUH PENETRASI MEDAN LISTRIK LINTANG TINGGI KE LINTANG RENDAH TERHADAP IONOSFER SAAT BADAI GEOMAGNET

## (ANALYSIS OF THE ELECTRIC FIELD PENETRATION EFFECT FROM HIGH TO LOW LATITUDES ON THE IONOSPHERE DURING GEOMAGNETIC STORM)
Anwar Santoso * , Dadang Nurmali, Mira Juangsih, Iyus Edi Rusnadi, Sri Ekawati, Anton Winarko, Siska Filawati Pusat Sains Antariksa LAPAN Jln. DR. Djundjunan 133 Bandung
* Email: anwar.santoso@lapan.go.id
Diterima 23 Juni 2016; Direvisi 12 Desember 2017; Disetujui 15 Desember 2017

## ABSTRACT
The influence of geomagnetic storms on the ionosphere in the equatorial and low latitudes can be either rising or falling value of the value foF2 with the different response delay time. The difference in  response  is  one  of  them  allegedly  influenced  by  the  modification  of  Equatorial  Electrojet  (EEJ) generated by  the  penetration  of  high  latitude  electric  field  towards  the  low  latitude  electric  field  and the  equator.  Therefore,  this  paper  analyzes  the  influence  of  the  high  latitude  penetration  of  electric current  to  the  low  latitude  electric  current  towards  the  ionosphere  response  to  Indonesia's  current geomagnetic  storms  using  the  data  foF2  BPAA  Sumedang  (SMD;  6,91 0 S;  106,83 0 E  geographic coordinates  or  16,55 0 S;  179,95 0 E  magnetic  coordinates)  and  data  from  the  Biak  geomagnetic  field station (BIK; 1,08 0 S; 136,05 0 E geographic coordinates or  9,73 0 S; 207,39 0 E magnetic coordinates) in 2000-2001.  The  result  showed  that  the  injection  of  the  electric  field  of  the  high  latitudes  to  lower latitudes  causing  foF2  BPAA  Sumedang  to  be  disturbed.  Onset  of  the  foF2  disturbance  in  BPAA Sumedang started coincide with EEJ(HBIK-HDRW) and reached its minimum point with a time delay between 0 to 4 hours before and after Dst index reached the minimum point. For a delay time of 0 to 4 hours  after  the  Dst  index  reached  the  minimum  point,  the  results  were  in  accordance  with  the research  results  from  the  prior  research.  However,  for  the  time  difference  of  between  0  to  4  hours before the Dst index reached the minimum point, the results differ from their results.
Keywords: geomagnetic storms, ionosphere in the equatorial, equatorial electrojet (EEJ)

## ABSTRAK
Pengaruh badai geomagnet terhadap ionosfer di ekuator dan lintang rendah berupa naiknya nilai  foF2  atau  turunnya  nilai  foF2  dengan  waktu  tunda  respon  berbeda-beda.  Perbedaan  respon tersebut salah satunya diduga dipengaruhi oleh modifikasi Equatorial electrojet (EEJ) yang dihasilkan oleh  penetrasi  medan  listrik  lintang  tinggi  sampai  daerah  lintang  rendah  dan  ekuator.  Oleh  karena itu,  dalam  makalah  ini  dilakukan  analisis  pengaruh  penetrasi  arus  listrik  lintang  tinggi  ke  lintang rendah  terhadap  ionosfer  saat  badai  geomagnet  menggunakan  data  foF2  dari  Balai  Pengamatan Antariksa  dan  Atmosfer  (BPAA)  Sumedang  (SMD;  6,91 0 LS;  106,83 0 BT  koordinat  geografis  atau 16,55 0 LS;  179,95 0 BT  koordinat  magnet)  dan  data  medan  geomagnet  dari  stasiun  Biak  (BIK;  1,08 0 LS;  136,05 0 BT  koordinat  geografis atau  9,73 0 LS;  207,39 0 BT  koordinat magnet)  tahun  2000-2001. Hasilnya diperoleh bahwa penetrasi medan listrik dari lintang tinggi ke lintang lebih rendah Indonesia menyebabkan foF2 BPAA Sumedang terganggu. Onset gangguan foF2 BPAA Sumedang mulai terjadi bertepatan  dengan  EEJ(HBIK-HDRW)  mencapai  titik  minimumnya  dengan  jeda  waktu  antara  0 sampai 4 jam sebelum dan sesudah indeks Dst mencapai minimum. Untuk beda waktu 0 sampai 4 jam  sesudah  indeks  Dst  mencapai  minimum,  hasilnya  bersesuaian  dengan  hasil  penelitian  peneliti sebelumnya.  Namun,  untuk  beda  waktu  0  sampai  4  jam  sebelum  indeks  Dst  mencapai  minimum, hasilnya merupakan temuan berbeda dari hasil mereka.
Kata Kunci: badai geomagnet, ionosfer ekuator, elektrojet ekuator

## 1 PENDAHULUAN
Dalam  sistem  cuaca  antariksa, Matahari  merupakan  sumber  penggerak utama  cuaca  antariksa.  Salah  satu fenomena  di  Matahari  yang  menjadi sumber penggerak cuaca  antariksa adalah Coronal  Mass  Ejection (CME)  atau dinamakan  juga  peristiwa  pelepasan plasma dan medan magnet yang signifikan  dari  korona  Matahari.  Ketika terjadi  CME,  partikel-partikel  dan  medan magnet dilontarkan ke antariksa. Partikel-partkel  tersebut  terbawa  serta oleh  angin  surya.  Angin  surya  yang menuju Bumi akan bertumbukan dengan magnetosfer
(biasanya
dinamakan interplanetary shock , IPS). Dalam
tumbukan  ini  akan  terjadi  injeksi  energi medan listrik melalui mekanisme rekoneksi. Energi tersebut akan menyebabkan  pertumbuhan  arus  cincin di  sekitar  Bumi.  Pertumbuhan  arus cincin  akibat  masuknya  energi  medan listrik gabungan ( merger ) memicu gangguan  medan  magnet  Bumi  dengan skala global (Gopalswamy, 2009).
Respon  ionosfer  terhadap  badai geomagnet  tidak  terjadi  secara  langsung melainkan melalui proses kopling magnetosfer-ionosfer. Selama badai geomagnet,  energi  magnetosfer  yang
masuk  ke  dalam  atmosfer  atas  kutub Bumi  dapat  memodifikasi  proses-proses kimia dan elektrodinamika sistem ionosfer-termosfer  (I-T)  secara  signifikan. Konsekuensinya, gangguan densitas elektron ionosfer dan total electron content (TEC) teramati sepanjang badai geomagnet  (Mannucci  et  al.,  2005). Pengaruh  badai  geomagnet  terhadap ionosfer  di  ekuator  dan  lintang  rendah berupa  naiknya  nilai foF2 atau  turunnya nilai foF2 dengan  waktu  tunda  respon berbeda-beda.  Beberapa  hasil  penelitian sebelumnya  (Abdu  et  al.,  1991;  Yatini  et al.,  2009;  Mukherje  et  al.,  2010;  Lusiani et  al.,  2011)  telah  melaporkan  bahwa semakin  kuat  badai  geomagnet,  semakin cepat respon  dari ionosfer untuk terjadinya badai geomagnet. Badai ionosfer dapat terjadi dalam selang waktu satu sampai 4 jam setelah kejadian badai geomagnet kuat. Badai geomagnet menengah  mengakibatkan  badai  ionosfer dalam  selang  waktu  satu  sampai  10  jam setelah badai geomagnet tersebut. Sedangkan  badai  geomagnet  lemah mengakibatkan  badai  ionosfer  yang terjadi  dalam  selang  waktu  lebih  dari  10 jam  setelah  badai  geomagnet  menengah tersebut. Perbedaan respon diduga
dipengaruhi oleh modifikasi pada Equatorial  Ionization  Anomaly (EIA), Equatorial Spread-F (ESF), dan Equatorial electrojet (EEJ)  yang diproduksi  oleh  :  (1) gangguan  medan  listrik  yang  dihasilkan dari penetrasi medan listrik lintang tinggi menuju  ekuator  dengan  cepat,  (2) gangguan  dinamo  yang  digerakkan  oleh peningkatan  sirkulasi  termosfer  global yang  dihasilkan  dari  masuknya  energi pada  lintang  tinggi,  dan  (3)  gangguan angin  (zonal  dan  meridional)  yang memodifikasi dinamika termosfer ekuator.  Di  bawah  pengaruh  penetrasi yang  cepat  medan  listrik  dan  gangguan medan listrik dinamo, Equatorial Ionization Anomaly (EIA) dapat mengalami modifikasi  drastis  yang  menghasilkan gangguan ionosfer besar di lintang rendah (Abdu  et  al.,  1991;  Abdu,  1997;  Abdu, 2001; Mukherjee et al., 2010)
Dari gambaran di atas maka dalam makalah  ini  dilakukan  analisis  pengaruh penetrasi  arus  listrik  lintang  tinggi  ke lintang rendah terhadap ionosfer Indonesia  menggunakan  data  ionosfer dari  Balai  Pengamatan  Antariksa  dan Atmosfer  (BPAA)  Sumedang  (SMD;  6,91 0 LS;  106,83 0 BT  koordinat  geografis  atau 16,55 0 LS; 179,95 0 BT koordinat magnet) dan  data  medan  geomagnet  dari  stasiun Biak (BIK; 1,08 0 LS; 136,05 0 BT koordinat geografis  atau  9,73 0 LS;  207,39 0 BT koordinat  magnet)  tahun  2000-2001 (puncak siklus Matahari ke-23).
Adapun  tujuan  penelitian  ini adalah mengetahui respon lapisan ionosfer  di atas  BPAA Sumedang (berdasarkan  foF2)  terhadap  penetrasi medan listrik pada saat badai geomagnet.

## 2 DATA DAN METODOLOGI
2.1  Data
Data  yang  diolah  adalah  indeks Dst, Interplanetary  magnetic  field arah utara-selatan (IMF Bz), komponen kecepatan  angin  surya  (Vsw),  foF2 ionosfer dari Balai Pengamatan Antariksa dan  Atmosfer  (BPAA)  Sumedang  (SMD) (6,91 0 LS; 106,83 0 BT koordinat geografis atau  16,55 0 LS;  179,95 0 BT  koordinat magnet)  dan  medan  geomagnet  stasiun Biak  (BIK)  (1,08 0 LS;  136,05 0 BT koordinat  geografis  atau  9,73 0 LS; 207,39 0 BT  koordinat  magnet).  Alasan ilmiah menggunakan data geomagnet dari
stasiun  Biak  sementara  data  foF2 ionosfernya dari BPAA Sumedang (berbeda jarak > 3000 km) adalah penulis berasumsi  bahwa  efek  penetrasi  medan listrik dari lintang tinggi ke rendah untuk area  (regional)  lintang  Indonesia  akan dirasakan  hampir  sama  (Veenadhari  dan Alex (2006).
Gambar 2-1: (atas) Variasi foF2 Delhi (19,02 0 LU) dan  Vishakapatnam  (VSK,  7,95 0 LU), medan listrik konveksi (-VBz), Bz  IMF,  EEJ  dan  komponen  H medan geomagnet stasiun
Tirunelveli  dan  Alibag  saat  badai geomagnet tanggal 31 Maret 2001, dan (bawah) saat badai geomagnet tanggal 11 April 2001.
Dalam penelitiannya, mereka menggunakan  data  magnet  dari  stasiun Tirunelveli (0,03 0 LU; 150.40
0 BT
Koordinat  Geomagnet) dan Alibag  (10,36 0 LU;  146,54 0 BT  Koordinat  Geomagnet) untuk mendapatkan EEJ.  Sementera itu, untuk  melihat  efeknya  digunakan  data foF2 dari  stasiun  Visakhatpatnam  (8,56 0 LU;  156,49 0 BT  Koordinat  Geomagnet) dan Delhi (19,2 0 LU; 150,2 0 BT Koordinat Geomagnet, dip 42,4 0 ), seperti ditunjukkan pada Gambar 2-1.
Selain  itu,  digunakan  data  lain sebagai pendukung yakni medan geomagnet  dari  stasiun  Wewak  (WEW) (3,55 0 LS; 143,63 0 BT koordinat geografis atau  12,12 0 LS;  215,55 0 BT  koordinat magnet)  dan  stasiun  Darwin  (DAW) (12,40 0 LS;  130,90 0 BT  koordinat geografis  atau  22,06 0 LS;  202,78 0 BT
koordinat  magnet).  Periode  pengamatan data  yang  diolah  adalah  tahun  2000- 2001.  Adapun  tingkatan  kuat  badai geomagnet  (melalui  indeks  Dst)  dapat dikelompokkan  menjadi  5  level  aktivitas geomagnet  (Kumar  et  al.,  2010;  Adekoya et al., 2012).
Untuk  mempermudah  analisis, maka  dipilih  puncak  siklus  aktifitas Matahari  ke-23  (2000-2001)  dengan jumlah  kejadian  badai  geomagnet  cukup banyak  dan  berintensitas  kuat  (Dst  <  - 150  nT),  sehingga  diharapkan  deviasi foF2 ionosfer terhadap mediannya sebagai respon  terhadap  badai  geomagnet  akan jelas  terlihat.  Identifikasi  kejadian  badai geomagnet  menggunakan  kriteria  indeks Dst dengan nilai Dst < -150 nT sepanjang tahun  2000-2001  diperoleh  13  kejadian badai  geomagnet.  Dari  13  kejadian  badai geomagnet  tersebut,  hanya  6  kejadian badai  geomagnet  yang  terpilih  untuk bahan  analisis,  seperti  ditampilkan  pada Tabel 2-1.

## 2.2  Metodologi
Berdasakan
kejadian badai geomagnet  pada  Tabel  2-1  tersebut kemudian  dihitung  variasi  gangguan komponen H di stasiun Biak, Wewak dan Darwin menggunakan formulasi (2-1). ∆𝐻(𝑡0) =  𝐻(𝑡) −   𝐻 𝑆𝑞 (𝑡) (2-1)
Dengan,  H(t) adalah  gangguan medan  geomagnet  dari  Matahari, H(t) adalah  nilai  variasi  medan  geomagnet yang  terukur  alat  dan H Sq (t) adalah
medan  geomagnet  hari  tenang  yang dihitung menggunakan formulasi (2-2).
𝐻 𝑆𝑞 (𝑡) = 𝐻 1 +   𝐻 2 + 𝐻 3 +   𝐻 4 + 𝐻 5 5 (2-2)
Dengan, H 1 adalah medan
geomagnet  hari  tenang  pertama  di  bulan tersebut  dan  seterusnya  yang  tabelnya dapat diunduh di website http://wdc.kugi.kyoto-
u.ac.jp/qddays/index.html.
Selanjutnya ditentukan injeksi medan listrik dari lintang tinggi ke lintang rendah  dengan  menggunakan  formulasi (Veenadhari dan Alex, 2006):
𝐸𝐸𝐽(𝐻) =   ∆𝐻 1 − ∆𝐻 2 (2-3)
Dengan EEJ(H) merupakan  interpretasi kekuatan  medan  listrik  yang  terinjeksi dari lintang tinggi ke lintang lebih rendah (nT). Pada makalah ini,
EEJ(H)
diasumsikan  sama  seperti EEJ .  Namun, bila
EEJ merupakan pengurangan
komponen  H  stasiun  di  sekitar  lintang  ± 3 0 ekuator  magnet  dengan  lintang  lebih tinggi, maka EEJ(H) merupakan pengurangan komponen H lintang magnet rendah  dengan  lintang  lebih  tinggi  lagi. ∆H 1 adalah komponen H medan geomagnet  dari  stasiun  Biak  (BIK), Indonesia  dan ∆H 2 adalah  komponen  H medan geomagnet lintang lebih tinggi dari ∆H 1 .  Dalam  makalah  ini  yakni  dari stasiun Wewak (WWK) dan Darwin (DRW), Australia.
Tabel 2-1: DAFTAR  KEJADIAN  BADAI  GEOMAGNET  (TERPILIH)  DENGAN  NILAI  Dst  <  -150  nT SEPANJANG TAHUN 2000-2001 YANG TERSEDIA DATA foF2 BPAA SUMEDANG DAN MEDAN GEOMAGNET BIAK
No Tanggal Intensitas Waktu Puncak Badai Geomagnet Kategori 1  07 Apr 2000 -288 nT 01.00 nT Sangat Kuat 2  15 Jul 2000 -301 nT 24.00 UT Super Badai 3  12 Agt 2000 -235 nT 10.00 UT Sangat Kuat 4  06 Nov 2000 -159 nT 22.00 UT Kuat 5  31 Mar 2001 -387 nT 09.00 UT Super Badai 6  11 Apr 2001 -271 nT 24.00 UT Sangat Kuat
Biak  (BIK)  (1,08 0 LS;  136,05 0 BT koordinat  geografis  atau  9,73 0 LS; 207,39 0 BT  koordinat  magnet);  Wewak (WEW)  (3,55 0 LS;  143,63 0 BT  koordinat geografis  atau  12,12 0 LS;  215,55 0 BT koordinat  magnet)  dan  stasiun  Darwin (DAW)  (12,40 0 LS;  130,90 0 BT  koordinat geografis  atau  22,06 0 LS;  202,78 0 BT koordinat  magnet)  masih  berada  di sekitar  sabuk  jaringan  magnetometer 210 0 MM  (Yumoto  and  The  2100  MM Magnetic  Observation  Group ,  1995).  Jika nilai EEJ(H) yang diperoleh pada Persamaan  (2-3)  bernilai  negatif  berarti telah  terjadi  penetrasi  medan  listrik  dari lintang  tinggi  ke  lintang  rendah  atau mengindikasikan  bahwa  nilai  medan geomagnet  di  lintang  rendah  (Indonesia) lebih  besar  dari  lintang  lebih  tinggi (Australia).  Hal  sebaliknya  terjadi  jika EEJ(H) -nya  bernilai  positif.  Nilai EEJ(H) tersebut kemudian diplot bersama dengan  foF2  ionosfer  BPAA  Sumedang (  foF2 SMD )  dan  Bz  IMF  serta  Vsw. Formulasi  untuk  menghitung  foF2 Sumedang adalah:
∆𝑓𝑜𝐹2 𝑆𝑀𝐷 = 𝑓𝑜𝐹2 𝑆𝑀𝐷 − 𝑓𝑜𝐹2 𝑀𝑒𝑑𝑆𝑀𝐷 (2-4)
Dengan, ∆𝑓𝑜𝐹2 𝑆𝑀𝐷 bernilai negative, menginterpretasikan  bahwa  telah  terjadi badai  ionosfer  negatif.  Begitu  juga sebaliknya.
Berikutnya dilakukan analisis terhadap
hasil ploting tersebut menggunakan  metode  visual  dan  dengan metode statistik. Hasil analisis dirangkum untuk menjadi kesimpulan.

## 3 HASIL DAN PEMBAHASAN
Gambar  3-1  menunjukkan  pola data EEJ(HBIK-HDRW), EEJ(HBIK- HDRW) dan indeks Dst sebelum, saat dan setelah  badai  geomagnet  terpilih  dalam Tabel  2-1.  Dari  Gambar  3-1  tampak bahwa pada saat puncak badai geomagnet (Dst menuju ke titik minimum), pola EEJ(H) terutama EEJ(HBIK-HDRW) jelas terlihat mengikuti pola
indeks
Dst
menuju titik
minimumnya.  Nilai  EEJ(HBIK-HDRW) negatif menginterpretasikan bahwa depresi  medan geomagnetik di Biak  lebih besar dari di Darwin. Hal ini mengindikasikan  telah  terjadi  injeksi medan  listrik  dari  lintang  tinggi  (Darwin, Australia)  ke  lintang  rendah  (Biak, Indonesia).  Walaupun  pola  EEJ(HBIK- HDRW)  mengikuti  pola  indeks  Dst menuju titik minimumnya, namun, waktu titik minimum EEJ(HBIK-HDRW) terhadap waktu titik minimum indeks Dst tidak terjadi bersamaan atau dengan kata lain berbeda waktu terjadinya.
Dari enam kejadian badai geomagnet,  dua  diantaranya  dengan sebelum, saat dan setelah badai geomagnet  waktu  titik  minimum  EEJ (HBIK-HDRW)  mendahului  waktu  titik minimum  indeks  Dst  yakni  kejadian badai  geomagnet  tanggal  12  Agustus 2000 dan 31 Maret 2001. Empat kejadian badai  geomagnet  sisanya  terjadi  dengan waktu  titik  minimum  EEJ(HBIK-HDRW) setelah  indeks  Dst  mencapai  titik minimumnya. Pada kejadian badai geomagnet tanggal 12 Agustus 2000, titik minimum  EEJ(HBIK-HDRW)  terjadi  44 jam  lebih  awal  dari  titik  minimum  Dst. Sedangkan pada kejadian badai geomagnet  tanggal  31  Maret  2001,  titik minimum EEJ(HBIK-HDRW) terjadi 8 jam setelah titik minimum Dst.
Grafik  pola  data  Dst,  EEJ  (HBIK- HWWK),  EEJ(HBIK-HDRW),  foF2  BPAA Sumedang,  dan  foF2 SMD ditunjukkan pada Gambar 3-2 sampai Gambar 3-7.
Dari gambar-gambar tersebut secara jelas terlihat bahwa ada perubahan  pola  foF2SMD  bertepatan dengan EEJ(HBIK-HDRW)
mulai
mencapai  titik  minimumnya  sampai menuju normalnya. Secara fisis fenomena tersebut  menjelaskan  hal-hal  sebagai berikut:
Ketika  EEJ(HBIK-HDRW)  bernilai negatif,  maka  telah  terjadi  aliran  medan listrik  menuju  ke  stasiun  Biak  dari stasiun  Darwin  sebagai  konsekuensi kopling  lintang  tinggi-rendah.  Hal  ini
karena  EEJ(HBIK-HDRW)  diperoleh  dari pengurangan  nilai  HBIK  dengan  nilai HDRW  sehingga  apabila  nilai  EEJ(HBIK- HDRW)  negatif  berarti  nilai  HBIK  lebih besar dari nilai HDRW.
 Selama  proses  injeksi  medan  listrik berlangsung  (sebelum  nilai  EEJ(HBIK- HDRW)  mencapai  nilai  minimum), lapisan  ionosfer  di  atas  Sumedang
belum  mulai  mengalami  gangguan signifikan. Saat
EEJ(HBIK-HDRW) mencapai  nilai  minimum,  lapisan ionosfer  di  atas  Sumedang  mulai mengalami  depresi  nilai  foF2-nya  dan terus  berlangsung  bersamaan  dengan EEJ(HBIK-HDRW)  kembali  menuju  ke keadaan normal ( recovery phase ).
Gambar 3-1:Grafik Pola Data EEJ(HBIK-HDRW), EEJ(HBIK-HDRW) dan indeks Dst
Secara  umum,  nilai  EEJ(HBIK- HDRW) mencapai nilai minimum bersamaan  atau  setelah  nilai  indeks  Dst mencapai nilai minimum sebagai konsekuensi normal dari partikel Matahari  masuk  ke  magnetosfer  dimulai dari  kutub  menuju  ke  lintang  rendah. Akibatnya  terjadi  depresi  foF2  BPAA Sumedang akibat badai geomagnet terjadi bersamaan  atau  setelah  indeks  Dst mencapai  titik  minimumnya  karena  nilai EEJ(HBIK-HDRW)  mencapai  minimum bertepatan  dengan  indeks  Dst  mencapai minimum.  Contohnya  seperti  tampak jelas  terlihat  pada  kejadian  badai geomagnet tanggal 15 Juli 2000 (Gambar 3-3) dan 6 November 2000 (Gambar 3-5). Pada  kejadian  badai  geomagnet  tanggal 15  Juli  2000  (Gambar  3-3),  depresi  foF2 BPAA  Sumedang  mulai  terjadi  pukul 08.00  WIB  bertepatan  dengan  nilai EEJ(HBIK-HDRW) dan indeks Dst mencapai  titik  minimum.  Sedangkan pada  kejadian  badai  gemagnet  tanggal  6 November  2000  (Gambar  3-5),  depresi foF2 BPAA Sumedang mulai terjadi pukul 12.00  WIB  tanggal  7  November  2000 bertepatan  dengan  nilai  EEJ(HBIK- HDRW)  mencapai  titik  minimumnya. Pada  kejadian  badai  geomagnet  ini, indeks Dst mencapai nilai minimum pada pukul  08.00  WIB  tanggal  7  November 2000 atau 4 jam sebelum nilai EEJ(HBIK- HDRW)  mencapai  nilai  minimumnya. Dengan  kata  lain,  depresi  foF2  BPAA Sumedang  terjadi  4  jam  setelah  puncak badai  geomagnet.  Hasil  ini  secara  umum bersesuaian  dengan  hasil  yang  telah diperoleh  oleh  Lusiani  et  al.  (2011)  dan Yatini et al. (2009).
Pada  beberapa  kejadian  badai geomagnet, nilai EEJ(HBIK-HDRW) mencapai  nilai  minimum  sebelum  indeks Dst-nya mencapai nilai minimum. Hal ini menyebabkan  onset  depresi  foF2  BPAA Sumedang terjadi mendahului indeks Dst mencapai  titik  minimumnya.  Contohnya seperti  tampak  jelas  terlihat  pada kejadian  badai  geomagnet  tanggal  12 Agustus 2000 (Gambar 3-4) dan 31 Maret
2001  (Gambar  3-6).  Pada  kejadian  badai geomagnet  tanggal  12  Agustus  2000 (Gambar  3-4),  nilai  indeks  Dst  mencapai minimum  pukul  16.00  WIB  dan  nilai EEJ(HBIK-HDRW) mencapai titik minimum  pukul  12.00  WIB  tanggal  12
Agustus  2000.  Artinya  EEJ(HBIK-HDRW) mencapai  minimumnya  4  jam  lebih  dulu daripada indeks Dst mencapai minimumnya. Depresi foF2 BPAA
Sumedang mulai terjadi pukul 12.00 WIB bertepatan dengan EEJ(HBIK-HDRW) mencapai  minimum.  Dengan  kata  lain, foF2  BPAA  Sumedang  mulai  mengalami gangguan  sebelum  indeks  Dst  mencapai nilai minimumnya.
Gambar 3-2: Grafik  pola  indeks  Dst  dan  VBz
(atas),  foF2  BPAA  Sumedang  dan mediannya (tengah) serta EEJ(BHIK-HWWK), EEJ(HBIK- HDRW), dan  foF2 BPAA Sumedang (  foF2 SMD ) (bawah) tanggal  6-11  April  2000.  Garis vertikal putus-putus (a) biru adalah  onset  Dst,  (b)  hitam  adalah titik  Dst  mencapai  minimum,  dan
(c) merah adalah titik EEJ mencapai  minimum  bertepatan dengan onset foF2 mulai terdepresi
Gambar 3-3: Grafik pola indeks Dst dan VBz (atas), foF2 BPAA Sumedang dan mediannya (MHz) (tengah) serta EEJ(BHIK-HWWK), EEJ(HBIK-HDRW), dan  foF2 BPAA Sumedang (  foF2 SMD ) (bawah) tanggal  14-18  Jui  2000.  Garis  vertikal  putus-putus  (a)  biru  adalah  onset  Dst,  (b)  hitam adalah  titik  Dst  mencapai  minimum,  dan  (c)  merah  adalah  titik  EEJ  mencapai  minimum bertepatan dengan onset foF2 mulai terdepresi.
Gambar 3-4: Grafik pola indeks Dst dan VBz (atas), foF2 BPAA Sumedang dan mediannya (tengah) serta EEJ(BHIK-HWWK),  EEJ(HBIK-HDRW),  dan  foF2  BPAA  Sumedang  (  foF2 SMD )  (bawah) tanggal 14-16 Agustus 2000. Garis vertikal putus-putus (a) biru adalah onset Dst, (b) hitam adalah  titik  Dst  mencapai  minimum,  dan  (c)  merah  adalah  titik  EEJ  mencapai  minimum bertepatan dengan onset foF2 mulai terdepresi.
Gambar 3-5: Grafik pola indeks Dst dan VBz (atas), foF2 BPAA Sumedang dan mediannya (tengah) serta EEJ(BHIK-HWWK),  EEJ(HBIK-HDRW),  dan  foF2  BPAA  Sumedang  (  foF2 SMD )  (bawah) tanggal  5-10  November  2000.  Garis  vertikal  putus-putus  (a)  biru  adalah  onset  Dst,  (b) hitam  adalah  titik  Dst  mencapai  minimum,  dan  (c)  merah  adalah  titik  EEJ  mencapai minimum bertepatan dengan onset foF2 mulai terdepresi.
Gambar 3-6: Grafik pola indeks Dst dan VBz (atas), foF2 BPAA Sumedang dan mediannya (tengah) serta EEJ(BHIK-HWWK),  EEJ(HBIK-HDRW),  dan  foF2  BPAA  Sumedang  (  foF2 SMD )  (bawah) tanggal  30  Maret-4  April  2001.  Garis  vertikal  putus-putus  (a)  biru  adalah  onset  Dst,  (b) hitam  adalah  titik  Dst  mencapai  minimum,  dan  (c)  merah  adalah  titik  EEJ  mencapai minimum bertepatan dengan onset foF2 mulai terdepresi.
Gambar 3-7: Grafik pola indeks Dst dan VBz (atas), foF2 BPAA Sumedang dan mediannya (tengah) serta EEJ(BHIK-HWWK),  EEJ(HBIK-HDRW),  dan  foF2  BPAA  Sumedang  (  foF2 SMD )  (bawah) tanggal  10-16  April  2001.  Garis  vertikal  putus-putus  (a)  biru  adalah  onset  Dst,  (b)  hitam adalah  titik  Dst  mencapai  minimum,  dan  (c)  merah  adalah  titik  EEJ  mencapai  minimum bertepatan dengan onset foF2 mulai terdepresi.

## 4. KESIMPULAN
Kesimpulan  yang  dapat  diambil dalam  makalah  ini  adalah  bahwa  pada saat  terjadi  badai  geomagnet  maka  akan terjadi  injeksi  medan  listrik  dari  lintang tinggi ke lintang lebih rendahnya. Hal ini dibuktikan  dengan  EEJ(HBIK-HDRW) bernilai  negatif.  Nilai  foF2  ionosfer  BPAA Sumedang  mulai  terdepresi  bertepatan dengan nilai minimum (negatif) EEJ(HBIK-HDRW). Pola EEJ(HBIK-
HDRW)  mencapai  titik  minimumnya dapat  terjadi  sebelum  atau  setelah indeks  Dst  mencapai  nilai  minimumnya sehingga  onset  depresi  foF2  BPAA Sumedang  juga  dapat  terjadi  sebelum atau  setelah  indeks  Dst  mencapai  nilai minimumnya.  Pada  makalah  ini  beda waktu antara EEJ(HBIK-HDRW) mencapai  minimum  dengan  indeks  Dst mencapai  minimum  berkisar  antara  0 sampai 4 jam baik sebelum dan sesudah indeks  Dst  mencapai  minimum.  Namun, untuk  beda  waktu  0  sampai  4  jam sebelum  indeks  Dst  mencapai  minimum merupakan  temuan  berbeda  dari  hasil mereka.

## UCAPAN TERIMA KASIH
Ucapan terima kasih disampaikan kepada  Kepala  Pusat  Sains  Antariksa atas  diperkenankannya  menggunakan data  ionosfer  BPAA  Sumedang  dan medan  geomagnet  stasiun  Biak.  Terima kasih  juga  disampaikan  kepada  tim scaling ionogram  yang  telah  men- scaling data  ionogram  untuk  mendapatkan  nilai foF2  (salah  satu  parameter  ionosfer) BPAA Sumedang yang digunakan sebagai analisis dalam penelitian ini.

## DAFTAR RUJUKAN
Abdu, M.A., J.H.A. Sobral, E. R. Paula, I. S.  Batista,  1991.  Magnetospheric disturbance effects on the Equatorial Ionization Anomaly (EIA): an overview. Journal of Atmospheric and Solar-Terrestrial Physics 53, 757 – 771
Abdu,  M.  A.,  1997. Major  phenomena  of the equatorial ionosphere thermosphere system under disturbed conditions , J. Atmos. Terr. Phys., 59, 1505 – 1519. Abdu, M. A., 2001. Outstanding problems in the equatorial ionosphere thermosphere electrodynamics
relevant  to  spread-F ,  J.  Atmos.  Terr. Phys., 63, 869 – 884.
Adekoya,  B.  J.,  V.  U.  Chukwuma,  N.  O. Bakare,  and  T.  W.  David,  2012. Effects  of  geomagnetic  storm  on middle  latitude  ionospheric  F2  during storm  of  2-6  April  2004 ,  Indian Journal  of  Radio  &  Space  Physics, Vol. 41, pp 606-616.
Gopalswamy,  N.,  2009. Halo  coronal Mass  ejections  and  geomagnetic storm , Earth Planet Space, 61, 1-3 Kumar,  P.,  W.  Uddin,  A.  Taori,  R. Chandra,  and  S.  Bisht,  2010. Ionospheric  response  to  the  space weather  event  of  18  November  2003- An  investigation ,  Indian  Journal  of Radio  &  Space  Physics,  Vol  39,  pp 290-295.
Lusiani,  E.  S.  Mumpuni,  J.  A.    Utama,
2011. Analisis kaitan badai geomagnet  dengan  badai  ionosfer sebagai  dampak  kejadian  Lontaran massa  korona  Matahari  (Oktober- November  2003) ,  Prosiding  Seminar Nasional Astronomi Indonesia.
Mannucci,  A.J.,  B.T.  Tsurutani,  B.A. Iijima,  A.  Komjathy,  A.  Saito,  W.D.
Gonzalez, F.L. Guarnieri, J.U. Kozyra, and R. Skoug, 2005. Dayside global  ionospheric  response  to  the major interplanetary events of October 29-30  2003  ‘‘Halloween  storms’’ , Geophys.  Res.  Lett.,  32,  L12S02, DOI: 10.1029/2004GL021467.
Mukherjee S., S. Sarkar, P. K. Purohit, A.
K.  Gwal,  2010. Effect  of  geomagnetic storms  in  the  Equatorial  Anomaly Region  observed  from  ground  based data ,  Int.  Journal  of  Geomagnetics and  Geosciences,  Vol.  1,  No.  3,  pp. 478-488.
Veenadhari,  B.  dan  S.  Alex,  2006. Space weather  effects  on  low  latitude geomagnetic  field  and  ionospheric plasma  response ,  ILWS  Workshop 206, GOA, India.
Yatini C. Y., Jiyo, dan M. Ruhimat, 2009. Badai  Matahari  dan  Pengaruhnya pada  Ionosfer  dan  Geomagnet  di Indonesia , Majalah
Sains dan Teknologi Dirgantara Vo. 4
No.Hal.17-24.
Yumoto,  K.  and  The  210◦  MM  Magnetic Observation  Group,  (1995). Initial results  from  the  210◦  magnetic meridian project—Review , J. Geomag. Geoelectr., 47, 1197 – 1213.

## RESPON TEC IONOSFER DI ATAS BANDUNG DAN MANADO

## TERKAIT FLARE SINAR-X MATAHARI KELAS M5.1 DAN M7.9 TAHUN
2015
(IONOSPHERIC TEC RESPONSE OVER BANDUNG DAN MANADO ASSOCIATED WITH M5.1 AND M7.9 CLASSES OF SOLAR FLARE XRAYS IN 2015)
Sri Ekawati* Pusat Sains Antariksa Lembaga Penerbangan dan Antariksa Nasional *e-mail : sri.ekawati@lapan.go.id
Diterima 8 Mei 2016; Direvisi 19 September 2017; Disetujui 22 September 2017

## ABSTRACT
The  solar  flare  is  potential  to  cause  sudden  increase  of  the  electron  density  in  the ionosphere,particularly  in  D  layer,  known  as  Sudden  Ionospheric  Disturbances  (SID).  This  increase  of electron density occurs not only in the ionospheric D layer but also in the ionospheric E and F layers. Total Electron Content (TEC) measured by GPS is the total number of electrons from D to F layer. The aim of this research is to study the effect of solar flare x-rays, greater than M5 class in 2015, on ionospheric TEC over Bandung and Manado. This paper presents the preliminary result of ionospheric TEC response on solar flare occurrence over Indonesia. The ionospheric TEC data is derived from GPS Ionospheric Scintillation and  TEC  Monitor  (GISTM)  receiver  at  Bandung  (-6.90 o S;107.6 o E  geomagnetic  latitude  16.54 o S)  and Manado (1.48 o N; 124.85 o E geomagnetic latitude 7.7 o S). The solar x-rays flares classes analyzed where M5.1 on 10 March 2015 and M7.9 on 25 June 2015. Slant TEC (STEC) values where calculated to obtain Vertical TEC (VTEC) and the Differential of the VTEC (DVTEC) per PRN satellite for further analysis. The results showed that  immediately after the flare, there where sudden enhancement of the VTEC and the DVTEC (over Bandung and Manado) at the same time. The time delay of ionospheric TEC response on M5.1 flare was approximately 2 minutes, then the VTEC increased by 0.5 TECU and the DVTEC rose sharply by 0.5 – 0.6 TECU/minutes. Moreover, the time delay after the M7.9 flare was approximately 11 minutes, then the VTEC increased by 1 TECU and the DVTEC rose sharply by 0.6 – 0.9 TECU/minutes.
Keywords: Ionosphere, TEC, flare, GPS, SID

## ABSTRAK
Flare matahari  berpotensi  meningkatkan  kerapatan  elektron  ionosfer  secara  mendadak, khususnya  di  lapisan  D,  yang  dikenal  sebagai Sudden  Ionospheric  Disturbances (SID).  Peningkatan kerapatan elektron tersebut terjadi tidak hanya di lapisan D, tetapi juga di lapisan E dan F ionosfer. Total Electron Content (TEC) dari GPS merupakan jumlah banyaknya elektron total dari lapisan D sampai lapisan F. Penelitian ini bertujuan mengetahui efek flare , yang lebih besar dari kelas M5 tahun 2015, terhadap TEC ionosfer di atas Bandung dan Manado. Makalah ini merupakan hasil awal dari respon TEC ionosfer terhadap  fenomena flare di  atas  Indonesia.  Data  TEC  ionosfer  diperoleh  dari  penerima GPS  Ionospheric Scintillation and TEC Monitor (GISTM) di Bandung (-6,90 o S; 107,60 o E lintang geomagnet 16,54 o LS) dan Manado (1,48 o LU;124,85 o BT lintang geomagnet 7,7 o LS) dikaitkan dengan kejadian flare kelas M5.1 pada tanggal 10 Maret 2015 dan kelas M7.9 pada tanggal 25 Juni 2015. Nilai Slant TEC (STEC) dihitung untuk memperoleh  nilai  Vertical  TEC  (VTEC),  kemudian  nilai Differential  of VTEC  (DVTEC)  per  PRN  satelit diperoleh untuk analisis selanjutnya. Hasil menunjukkan segera setelah terjadi flare , terjadi peningkatan VTEC dan DVTEC (di atas Bandung dan Manado) secara mendadak pada waktu yang sama. Waktu tunda dari  respon  TEC  ionosfer  setelah  terjadi flare M5.1  adalah  sekitar  2  menit,  kemudian VTEC  meningkat sebesar 0,5 TECU dan DVTEC meningkat secara tajam sebesar 0,5 – 0,6 TECU/menit. Sedangkan, waktu tunda setelah terjadi flare M7.9 adalah 11 menit, kemudian VTEC meningkat sebesar 1 TECU dan DVTEC meningkat secara tajam sebesar 0,6 – 0,9 TECU/menit.
Kata kunci: Ionosfer, TEC, Flare, GPS, SID

## 1. PENDAHULUAN
Pemahaman  interaksi  aktivitas Matahari  dengan  ionosfer  Bumi  perlu ditingkatkan  untuk  optimalisasi  layanan Pusat  Sains  Antariksa,  sebagai center  of excellence sains antariksa, terhadap local space  weather  communities di  Indonesia. Sebab  ionosfer,  yang  sangat  rentan dipengaruhi  oleh  aktivitas  matahari, merupakan salah satu
faktor keberhasilan komunikasi radio, komunikasi  satelit  dan  sistem  navigasi berbasis  satelit.  Penjalaran  sinyal  satelit ke  antena  di  bumi  dapat  terganggu  bila medium ionosfer yang dilaluinya terganggu.
Ionosfer  terbentuk  disebabkan proses  ionisasi  dari  sinar Extreme Ultraviolet (EUV)  dan  sinar-X  Matahari. Ionosfer  adalah  lapisan  plasma  (elektron dan  ion)  yang  melingkupi  bumi  yang terbentuk karena mendapat energi radiasi matahari  (Kelley,  1989).  Pada  siang  hari
terjadi  proses  ionisasi  dan  ionosfer  akan terbagi menjadi lapisan D (70 – 90 km), E (90 – 150 km), F1 (150 – 200 km) dan F2 (200  –  300  km).  Sedangkan  pada  malam hari  terjadi  proses  rekombinasi  dan lapisan-lapisan tersebut akan menghilang menyisakan  satu  lapisan  yaitu  lapisan  F dan  pada  suatu  kondisi  tertentu  akan muncul  pula  lapisan  Es  (Sporadis). Pembentukan  lapisan-lapisan  di  ionosfer diilustrasikan pada Gambar 1-1.
Ketika terjadi peristiwa flare sinar- x,  berupa  peningkatan  intensitas  sinar-x yang  kuat  dan  mendadak,  maka  akan mengakibatkan  peningkatan  densitas elektron  di  lapisan  ionosfer.  Gangguan secara  mendadak  di  ionosfer  tersebut dikenal dengan istilah Sudden Ionospheric Disturbances (SID).  Penelitian  tentang pengaruh flare terhadap  ionosfer  diatas Indonesia dari data ionosonda menunjukkan bahwa fenomena peristiwa flare sinar-x  dari  matahari,  yang
merupakan radiasi elektromagnetik pengionisasi, merupakan kategori dampak langsung terhadap struktur dan dinamika  ionosfer  dengan  waktu  tunda sekitar 8,3 menit (Suratno dan Suhartini, 2011). Flare sinar-x  juga  menyebabkan peningkatan  frekuensi  minimum  ( fmin ) dari data ionosonda, sehingga anomali ini menyebabkan kegagalan  komunikasi yang  menggunakan  frekuensi  di  bawah ( fmin )  (Suratno  dan  Suhartini,  2011). Komunikasi  radio  HF  yang  pada  kondisi normal dapat digunakan untuk komunikasi,  ketika  terjadi flare sinar-x, mendadak  tidak  bisa  berkomunikasi karena  gelombang  tersebut  memperoleh serapan  lebih  tinggi  oleh  lapisan  D. Adapun ilustrasi
terjadinya SID diilustrasikan pada Gambar 1-2.
Peristiwa  SID  oleh  komunitas  pengguna radio  HF  lebih  dikenal  dengan  sebutan fenomena Short Wave Fadeout (SWF).
Penelitian  tentang  pengaruh flare terhadap  ionosfer  di  atas  Indonesia  dari data ionosonda telah lebih dahulu diteliti. Namun, penelitian anomali ionosfer diatas Indonesia dari data Total Electron Content (TEC) yang diperoleh dari penerima Global Positing  System (GPS)  masih  perlu
penelitian lebih dalam. Padahal, data TEC yang  mengukur  kerapatan  elektron  dari lapisan  D  sampai  dengan  lapisan  F ionosfer dapat digunakan untuk mendeteksi pengaruh flare sinar-x terhadap anomali ionosfer.
Peningkatan  kerapatan  elektron ionosfer  yang  disebabkan flare sinar-x tidak  hanya  terjadi  di  lapisan  D  ionosfer tetapi  juga  terjadi  di  lapisan  E  ionosfer (Xiong, 2011) dan terjadi juga di lapisan F ionosfer (Tripathi et al, 2011). Peningkatan kerapatan elektron di lapisan D, lapisan E dan lapisan F ionosfer akan meningkatkan  juga  nilai  Total  Electron Content  (TEC)  (Muslim,  2014).  Nilai  TEC adalah  integral  dari  densitas  elektron sepanjang garis lurus line of sight antara satelit  dengan  penerima  yang  dapat dituliskan pada Persamaan (1-1).
𝑆𝑇𝐸𝐶 = ∫ 𝑁𝑒𝑑𝑙 … (1-1)
dengan Ne adalah densitas elektron dalam satuan  elektron/m 3 ,  dan  satuan  TEC adalah  TEC  Unit  (1  TECU  =  10 16 elektron/m 2 ).
Gambar 1-1. Ilustrasi pembentukan lapisan Ionosfer pada siang dan malam
Gambar 1-2.: Ilustrasi kegagalan komunikasi radio HF akibat flare sinar-x Matahari (IPS,2015)
Gambar 1-3: Ilustrasi pengukuran STEC dan VTEC (courtessy: ROB)
Nilai  TEC  yang  diperoleh  dari pengukuran  penerima  GNSS  merupakan Slant  Total  Electron  Content (STEC).
Sedangkan  pada  makalah  ini  akan digunakan nilai vertical TEC. Gambar 1-3 menunjukkan ilustrasi pengukuran STEC dan  VTEC  oleh  satelit  GNSS.  STEC ditunjukkan  dengan  garis  warna  merah pada  ionosfer.  STEC  menunjukkan banyaknya elektron per m 2 secara “ line of sight” antara  satelit  GNSS  dengan penerima  GNSS  di  bumi.  Sedangkan VTEC ditunjukkan dengan garis biru pada ionosfer.  VTEC  mengadaptasi  model lapisan  tipis  ionosfer  yang  menganggap ionosfer  berada  pada  ketinggian  350- kilometer dari permukaan bumi
(Klobuchar, 1986; Asnawi, 2011).
Ketinggian tersebut dipilih karena konsentrasi  elektron  di  ionosfer,  paling tinggi pada ketinggian tersebut.
Anomali  peningkatan  nilai  VTEC akibat flare matahari sinar-x paling besar (X-rays  class  X17.2)  pada  tanggal  28 Oktober  2003  telah  dilaporkan  (Sahai, 2007).  Peningkatan  nilai  VTEC  sangat intensif  dan  mendadak  sesaat  setelah terjadinya flare , yang diamati oleh empat penerima  GPS  di  Brazil,  seperti  yang ditunjukkan pada gambar 2-4.
Dibandingkan  dengan  hari  sebelumnya, maka  anomali  VTEC  meningkat  secara mendadak sekitar 25 TECU  dan kembali normal  setelah  tiga  jam  kemudian. Beberapa  penelitian  anomali  TEC  diatas Indonesia telah dilakukan dengan mengamati  median  TEC  harian  (Ekawati dan  Srigutomo,  2013)  dan Differential  of STEC  (DSTEC)  dari International  GNSS Service (IGS)  (Muslim,  2014).  Muslim (2014) memperoleh hasil waktu terjadinya gangguan  ionosfer  dari  6  stasiun  GPS yang  berbeda,  berkaitan  erat  dengan peristiwa flare kelas  X.    Liu,  et  al  (2006) menyebutkan  bahwa  anomali  pada  TEC
terdeteksi  untuk  peristiwa flare kelas  M atau kelas X.
Penelitian  pada  makalah  ini bertujuan untuk mengetahui peningkatan nilai  TEC  ionosfer  di  atas  Bandung  dan Manado  dikaitkan dengan peristiwa flare sinar-x matahari dengan kelas lebih besar dari  5  yaitu  kelas  M5.1  pada  tanggal  10 Maret  2015  dan  kelas  M7.9  tanggal  25 Juni 2015.

## 2. DATA DAN METODOLOGI
Data yang digunakan pada makalah  ini  meliputi  data  ionosfer  dan flare sinar-x matahari.  Data Total Elektron Content (TEC)  ionosfer  diperoleh  dari penerima GPS Ionospheric Scintillation and TEC  Monitoring (GISTM)  diatas  untuk Bandung  Bandung (-6,90 o S;  107,60 o E lintang  geomagnet  16,54 o LS) dan Manado (1,48 o LU;124,85 o BT  lintang geomagnet  7,7 o LS).    Sedangkan  data flare sinar-x  matahari  diperoleh  dari web        SWPC  di http://www.polarlicht- vorhersage.de/goes_archive seperti  yang ditunjukkan  Gambar  2-1  dan  data flare sinar-x  matahari  berupa  plot  image  3- harian dapat diunduh di alamat ftp://ftp.swpc.noaa.gov/pub/warehouse/2015/ 2015_plots .Sedangkan  data  yang  lebih detail  mengenai  kejadian flare matahari ( event ) dapat diunduh
di ftp://ftp.swpc.noaa.gov/pub/warehouse/2015/ . Pada  makalah  ini, flare yang  akan dianalisis  adalah  kejadian flare sinar-x matahari  yang  lebih besar dari kelas  M5 selama tahun 2015.
Data  TEC  dari  GISTM  merupakan data  STEC,  kemudian  data  tersebut dikonversi terlebih dahulu menjadi VTEC dengan menggunakan persamaan sebagai berikut (Klobuchar, 1986):
𝑉𝑇𝐸𝐶 = 𝑆𝑇𝐸𝐶 𝐶𝑜𝑠 [𝑎𝑟𝑐𝑆𝑖𝑛 ( 𝑅𝐶𝑜𝑠𝜃 𝑅𝑒+ℎ𝑚𝑎𝑥 )] … (2-1)
dengan Re adalah jejari bumi (6378 km), hmax  adalah  ketinggian  lapisan  ionosfer yaitu 350 km dan θ adalah sudut elevasi posisi  satelit  terhadap  antena  penerima GNSS di bumi.
Selama  satu  menit,  nilai  TEC diperoleh  lebih  dari  11  nilai  dari  PRN ( Pseudo-Random  Noise/Number )  satelit yang berbeda secara simultan. Kemudian, data-data  VTEC  tersebut  dipilih  pada waktu sekitar peristiwa flare . Selanjutnya dipilah  kembali  berdasarkan  PRN  satelit
yang  mengukur  nilai  TEC  pada  waktu yang ditetapkan (waktu sekitar terjadinya flare ).  Terakhir,  dilakukan  perhitungan differensial  of VTEC  (DVTEC)  dan dilakukan  perbandingan  nilai  DVTEC pada  saat  terjadi  dengan flare dengan DVTEC  pada  saat  kondisi  aktivitas matahari  dan  geomagnet  dalam  kondisi tenang.  Adapun  perhitungan  DVTEC dilakukan  seperti  pada  pada  Persamaan (2-2) berikut:
𝐷𝑉𝑇𝐸𝐶 = 𝑉𝑇𝐸𝐶(𝑡) − 𝑉𝑇𝐸𝐶(𝑡 − 1) … (2-2)
dengan t adalah waktu.
Gambar  2-1  :  GOES  X-rays  flux  dari  tanggal  1  Jan  –  31  Desember  2015  ( http://www.polarlicht- vorhersage.de/goes_archive diunduh bulan Januari 2017 )

## 3. HASIL DAN PEMBAHASAN
Tabel  3-1  menunjukkan  hasil identifikasi  kemunculan flare sinar-x matahari di  atas kelas  M5  selama  tahun 2015.  Tabel  tersebut  menunjukkan terdapat dua kejadian flare yang mungkin berdampak  pada  ionosfer  di  atas Indonesia, karena terjadi pada siang hari untuk wilayah Indonesia, yaitu flare kelas M5.1  pada  tanggal  10  Maret  2015 (Gambar  3-1)  dan flare kelas  M7.9  pada tanggal 25 Juni 2015 (Gambar 3-2).
Gambar 3-1: Plot flare tanggal 09 – 11 Maret 2015 (sumber: ftp://ftp.swpc.noaa.gov/pub/warehous e/2015/2015_plots diunduh Maret 2016)
Gambar 3-2: Plot flare tanggal 24 – 26 Juni 2015
(sumber: ftp://ftp.swpc.noaa.gov/pub/warehous e/2015/2015_plots diunduh Maret 2016)
Tabel  3-1  juga  menunjukkan waktu  awal,  waktu  puncak  dan  waktu akhir kemunculan flare . Flare M5.1 mulai terjadi  pada  pukul  03.19  UT  (10.19  WIB atau  11.19  WITA),  mencapai  waktu puncak  pada  pukul  03.24  UT  dan berakhir pada pukul 03.28 UT.
Sedangkan, flare M7.9 mulai terjadi pada pukul  08.02  UT  (15.02  WIB  atau  16.02 WITA),  mencapai  puncak  pada  pukul 08.16 UT dan berakhir pada pukul 09.05 UT.
Tabel 3-1. Kemunculan Flare di atas M5 selama tahun 2015 ( ftp://ftp.swpc.noaa.gov/pub/warehouse/2015/ diunduh bulan April 2016) Tanggal Kelas flare Mulai (UT) Maks. (UT) Selesai (UT) Keterangan 07 Mar 2015 M9.2 21.45 22.22 22.58 malam 09 Mar 2015 M5.8 23.29 23.53 00.12 malam 10 Mar 2015 M5.1 03.19 03.24 03.28 siang 11 Mar 2015 X2.1 16.11 16.22 16.29 malam 05 Mei 2015 X2.7 22.05 22.11 22.15 malam 22 Jun 2015 M6.5 17.39 18.23 18.51 malam 25 Jun 2015 M7.9 08.02 08.16 09.05 siang
3.1.  TEC  pada  tanggal  10  Maret  2015 ( flare M5.1)
Gambar  3-3  menunjukkan  data VTEC  di  atas  Bandung  pada  tanggal  10 Maret  2015.  Data  TEC  yang  ditampilkan pada Gambar 3-3 adalah data dari pukul 02.00  UT  sampai  dengan  05.00  UT, karena  TEC  yang  akan  dianalis  adalah nilai  TEC  yang  terjadi  sekitar  waktu terjadinya flare (siang hari). Adapun, garis putus-putus  secara  vertikal  berwarna biru  menunjukkan  waktu  kejadian flare M5.1.   Bila melihat secara sepintas, nilai VTEC  meningkat  setelah  terjadi flare tersebut.  Namun,  sedikit  sulit  untuk menentukan  waktu  mulai  peningkatan VTEC, yang disebabkan oleh flare , beserta nilai  peningkatannya  disebabkan  waktu flare M5.1 tersebut terjadi pada fase naik menuju  nilai  maksimum  ionisasi  pada siang hari. Oleh karena itu, dihitung nilai DVTEC  per  PRN  satelit  untuk  melihat perubahan TEC per menit.
Gambar  3-4  menunjukkan  VTEC dan DVTEC dari PRN 21 pada tanggal 10 Maret 2015 di atas Bandung. Garis putus-
putus  ( dash-dot  line )  vertikal  berwarna merah menunjukkan waktu awal terjadinya flare yaitu pukul 03.19 UT atau 03.3167 UT (dalam desimal). Selanjutnya, waktu  menit  dihitung  menggunakan sistem  desimal  untuk  memudahkan plotting dan  perhitungan.  Grafik  putus- putus  berwarna  biru  adalah  nilai  VTEC dengan  nilai  sumbu-y  di  sebelah  kiri, satuannya  adalah  TECU.  Grafik  garis berwarna  hijau  adalah  DVTEC  dengan nilai sumbu-y  di sebelah  kanan, satuannya adalah TECU/menit atau 10 16 elektron/m 2 /menit.    Secara  fisis  DVTEC adalah  perubahan  peningkatan  densitas elektron per satuan waktu.   Nilai DVTEC meningkat  sangat  tajam  segera  setelah peristiwa flare M5.1,  yaitu  pada  pukul 3.35  UT  dengan  nilai  DVTEC  sebesar 0,5192   TECU/menit.  Data peningkatan DVTEC  dan  VTEC  terkait flare M5.1 secara terperinci ditunjukkan pada Tabel 3-2. Peningkatan DVTEC     bukan hanya ditunjukkan oleh data dari PRN21, tetapi hampir serentak oleh PRN satelit lainnya yang melintas di atas Bandung pada saat terjadi flare M5.1.
Gambar 3-3: VTEC di atas Bandung pada tanggal 10 Maret 2015 sekitar terjadinya flare M5.1
Gambar 3-4:   VTEC dan DVTEC dari PRN 21 di atas Bandung pada tanggal 10 Maret 2015
Tabel 3-3. Peningkatan nilai DVTEC dan TEC satelit PRN 21 di atas Bandung terkait dengan
flare M5.1 Waktu (dalam desimal) Waktu Tunda Nilai Flare DVTEC tDVTEC – Flare _awal DVTEC VTEC Mulai (UT) 3.3167 3.3330 0.0163 (58 detik) 0,08751 43,0800 Puncak (UT) 3.4000 3.3500 0.0333 (1 menit 59 detik) 0,51920 43,6000 Akhir (UT) 3.4667 3.4170 0.1003 (6 menit 6 detik) 0,03243 43,9800
Gambar 3-5 menunjukkan
peningkatan  VTEC  dan  DVTEC  yang diperoleh  dari  GPS  PRN  21,  PRN  12  dan PRN  29.  Nilai  DVTEC  dari  semua  PRN tersebut menunjukkan peningkatan yang tajam  setelah  peristiwa flare M5.1. Adapun waktu tundanya adalah sekitar 2- menit  dengan  nilai  DVTEC  sekitar  0,5- TECU/menit.  Hal yang sama ditunjukkan
oleh Gambar 3-6 yang diperoleh dari data GPS TEC dari stasiun di Manado. Waktu tunda respon TEC ionosfer adalah sebesar 2  menit  dengan  DVTEC  sekitar  0,6 TECU/menit. Peningkatan DVTEC tersebut ditunjukkan secara serentak dan mendadak  oleh  semua  PRN  satelit  GPS yang  melintas  di  atas  Bandung  dan Manado.
Gambar 3-5: Peningkatan DVTEC dan VTEC di atas Bandung, segera setelah peristiwa flare M5.1, dari data PRN 21, PRN12 dan PRN 29
Gambar 3-6: Peningkatan DVTEC dan VTEC di atas Manado, segera setelah peristiwa flare M5.1, dari data PRN 21, PRN12 dan PRN 29
3.2.  TEC  pada  tanggal  25  Juni  2015 ( flare M7.9)
Gambar  3-7  menunjukkan  nilai VTEC  di  atas Bandung  dari pukul  06.00 UT sampai dengan 10.00 UT. Garis putus- putus  berwarna  biru  adalah  waktu  awal peristiwa flare M7.9. Setelah terjadi flare , peningkatan nilai VTEC secara mendadak dapat terlihat pada grafik ini, yaitu pada pukul  08.25  UT.  Nilai  VTEC  dari  semua PRN  satelit  terlihat  tidak  simultan,  tidak kontinyu  dan  terlihat  seperti  “melompat” secara  tajam.  Untuk  analisis  lebih mendalam,  maka  akan  dihitung  nilai DVTEC  dari  masing-masing  PRN  satelit tersebut.
Gambar  3-8  menunjukkan  nilai VTEC  dan  DVTEC  dari  satelit  PRN  17  di
atas  Bandung.  Nilai  VTEC  ditunjukkan garis  berwarna  biru  sedangkan  dengan nilai  sumbu-y  di  sebelah  kiri,  satuannya TECU. Sedangkan, nilai
DVTEC
ditunjukkan  dengan  garis  berwarna  biru dengan  nilai  sumbu-y  sebelah  kanan,
satuannya dalah TECU/menit.
Peningkatan  DVTEC  meningkat  secara tajam  pada  pukul  8.2330  UT  (dalam desimal) dengan waktu tunda sebesar 11- menit 58 detik dari waktu awal terjadinya flare M7.9.    Peningkatan  VTEC,  secara mendadak, sebesar 1,1 TECU (1,1 x 10 16 elektron/m 2 )  selama  57  detik.  Respon VTEC  ionosfer  tidak  hanya  ditunjukkan oleh  satelit  PRN  17  saja,  tetapi ditunjukkan oleh semua satelit PRN yang melintas di atas Bandung di sekitar waktu peristiwa flare M7.9.
Gambar 3-7: VTEC di atas Bandung pada tanggal 25 Maret 2015 sekitar terjadinya flare M7.9.
Gambar 3-8:   VTEC dan DVTEC dari PRN 17 di atas Bandung pada tanggal 25 Juni 2015
Tabel 3-3. Peningkatan nilai DVTEC dan TEC satelit PRN 17 di atas Bandung terkait dengan Flare M7.9 Waktu (dalam decimal) Waktu Tunda Nilai Flare DVTEC tDVTEC – Flare _awal DVTEC VTEC Mulai (UT) 8.0333 8.2170 0.1837 (11 menit 10 detik) 0,1643 44,24 Puncak (UT) 8.2667 8.2330 0.1997 (11 menit 58 detik) 0,8967 45,14 Akhir (UT) 9.0833 8.3000 0.2667(16 menit) -0,1268 44,93 Gambar 3-9 menunjukkan
peningkatan  VTEC  dan  DVTEC  yang diperoleh  dari  GPS  PRN  7,  PRN  17  dan PRN 23 di atas Bandung pada pukul 06.00 UT sampai dengan 10.00 UT. Nilai DVTEC dari  semua  PRN  tersebut  menunjukkan peningkatan yang tajam setelah peristiwa flare M7.9.  Adapun  waktu  tundanya adalah sekitar 11 menit 58 detik dengan nilai  DVTEC  bervariasi  dari  0,5  sampai dengan 0,9 TECU/menit.
Gambar
3-10 menunjukkan peningkatan nilai VTEC dan DVTEC dari stasiun  di  Manado.  Waktu  tunda  respon TEC ionosfer di atas Manado juga sebesar sekitar 11 menit 58 detik dengan DVTEC sekitar  0,63  –  0,67  TECU/menit. Peningkatan  VTEC  dan  DVTEC  tersebut ditunjukkan secara serentak dan mendadak  oleh  semua  PRN  satelit  GPS yang  melintas  di  atas  Bandung  dan Manado setelah peristiwa flare M7.9.
Gambar 3-9: Peningkatan DVTEC dan VTEC di atas Bandung, segera setelah peristiwa flare M7.9, dari data PRN 7, PRN 17 dan PRN 23.
Gambar 3-10: Peningkatan DVTEC dan VTEC di atas Manado, segera setelah peristiwa flare M7.9, dari data PRN 7, PRN 30 dan PRN 23.

## 4. KESIMPULAN
Metode  DVTEC  sangat  efektif untuk mengetahui respon ionosfer terhadap  peristiwa flare kelas  M,  karena dengan  hanya  menganalisis  dari  data VTEC  saja  tidak  terlalu  signifikan peningkatannya.  Apabila flare terjadi pada  saat  fase  naik  atau  peningkatan ionisasi menuju puncak densitas elektron di siang hari, maka peningkatannya tidak dapat terlihat secara signifikan.
Peningkatan  VTEC  dan  DVTEC terjadi  secara  serentak  dan  mendadak yang ditunjukkan oleh semua PRN satelit yang  melintas  baik  di  atas  Bandung maupun di Manado. Respon TEC ionosfer terhadap flare M5.1 dapat terlihat dengan baik  dari  nilai  DVTEC  yang  meningkat secara  tajam  sebesar  0,5  –  0,6 TECU/menit  serentak  pada  pukul  03.23 UT atau sekitar 2 menit dari waktu awal terjadinya  peristiwa flare 5.1.  Adapun peningkatan  VTEC  sekitar  0,5  TECU. Begitu  juga  dengan  peningkatan  nilai VTEC  dan  DVTEC  sebagai  respon terhadap flare M7.9,  terjadi  secara serentak dan mendadak ditunjukkan oleh semua  PRN  satelit  yang  melintas  baik  di atas  Bandung  maupun  di  Manado.  Nilai DVTEC  meningkat  secara  tajam  sebesar 0,6  –  0,9  TECU/menit  serentak  pada pukul 08.13 UT atau sekitar 11 menit dari waktu awal terjadinya peristiwa flare 7.9 dan peningkatan VTEC sebesar 1,1 TECU.

## UCAPAN TERIMA KASIH
Penulis mengucapkan terima kasih kepada  tim Space  Weather  Information and Forecast Services (SWIFS) Pusat Sains Antariksa, tim jaringan LAPAN, serta tim BPD  Manado  atas  ketersediaan  data ionosfer.  Penulis  juga  mengucapkan terima kasih kepada Dr. Buldan Muslim,
yang  telah  mengarahkan  dalam  metode pengolahan data TEC.

## DAFTAR RUJUKAN
Appleton,  E.  V.,  1946.  “ Two  anomalies  in  the ionosphere ”,  Nature,  157,  691,  doi:
10.1038/157691a0.
Asnawi,  S.  Ekawati  dan  D.  U.  Prabowo,  2012. ”Variasi  Total  Electron  Content  Ionosfer pada awal Peningkatan Aktivitas Matahari siklus ke-24” , Majalah Sains dan Teknologi Dirgantara,  ISSN:1907-0713,  Vol.7,  No.1, Maret 2012.
Ekawati,  S.  dan  W.  Srigutomo,  2013.    “ Analisis Ketidakteraturan  Plasma  Ionosfer  pada saat  aktivitas  matahati  tinggi  diatas Indonesia ”,  Prosiding  Seminar  Kontribusi Fisika  2013,  ISBN  978-602-19655-5-9, Hal. 322-328.
IPS,  diunduh  bulan  Juli,  2015.  “ Introduction  to HF Radio Propagation ”  ,  web  diunduh  di : http://www.ips.gov.au/Category/Educati onal/Other%20Topics/Radio%20Commun ication/Intro%20to%20HFRadio.pdf
Kelley, M.C., 1989. “ The Earth’s Ionosfer: Plasma Physics  and  Electrodynamics” ,  Academic Press, USA.
Klobuchar, J., 1986. “ Design and Characteristic of the  GPS  Ionospheric  Time-delay  Algorithm for Single Frequency Users ”, Proceedings of PLANS’86  –  Position  Location  and Navigation  Sysmposium,  Las  Vegas, Nevada, p. 280-286, 4 – 7 November.
Liu,  J.H.,  C.H.  Lin,  Y.I.  Chen,  Y.C.  Lin,  T.  W. Fang,  C.H.  Chen,  Y.C.  Chen,  and  J.J. Hwang, 2006. “ Solar Flare Signature of the ionospheric  GPS  Total  Electron  Content”, Journal of Geophysical Research, Vol. 111, A05308.
Muslim,  B.,  2014.  “ Deteksi  efek  Flare  Sinar-X pada  Ionosfer  dari  Data  Total  Electron Content yang diturunkan dari pengamatan GPS ”,  Majalah  Sains  dan  Teknologi Dirgantara,  Vol  9,  No.2,  Desember 2014:43-52.
Y. Sahai, F. Becker-Guedes, P. R. Fagundes, W. L. C. Lima, A. J. de Abreu, F. L. Guarnieri, C.  M.  N.  Candido,  and  V.  G.  Pillat,  2007. “ Unusual  ionospheric  effects  observed during  the  intense  28  October  2003  solar flare  in  the  Brazilian  sector ”,  Ann. Geophys., 25, 2497–2502, 2007.
Suratno,  dan  S.  Suhartini,  2011.  “ Analisis Asosiasi Semburan Radio Matahari Tipe III dengan  Flare  Sinar-X  dan  Frekuensi
Minimum Ionosfer ”, Jurnal Sains Dirgantara,  Vol.8,  No.2  Juni  2011,  ISSN: 1412-808X
Tripathi, S.C., P.A. Khan, A. Ahmad, P. Bhawre,
P.K.  Purohit,  A.K.  Gwal,  2011.” Effect  of EnhanceX-Rays Flux on the D and F Layer Ionization  during  Extrem  Solar  Event ”, Proceeding of the 2011 IEEE International Conference and Communication (IconSpace)  12-13  Juli  2011,  Penang,
Malaysia.
Xiong, Bo, W. Wan, L. Liu, P. Withers, B. Zhao, B. Ning, Y. Wei, H. Le, Z. Ren, Y. Chen, M. He, and J. Liu, 2011. “ Ionospheric response to the  X ‐ class  solar  flareon  7  September 2005” ,  “Journal  of  Geophysical  Research, Vol.116,A11317,doi:10.1029/2011JA0169 1,2011.
PENGARUH AKTIVITAS MATAHARI TERHADAP KERAPATAN ATMOSFER ATAS BERDASARKAN DATA POSISI GPS SATELIT LAPAN-A2
(SOLAR ACTVITY INFLUENCE ON THE UPPER ATMOSPHERIC DENSITY DERIVED FROM GPS DATA ON LAPAN-A2 SATELLITE)
Tiar Dani *)1 , Rhorom Priyatikanto *) , Slamet Supriadi *) , Abdul Rachman *) , Amrullah A. Qadir **)
*) Pusat Sains Antariksa Lembaga Penerbangan dan Antariksa Nasional Jl. Dr. Djundjunan 133 Bandung 40173 Indonesia
**) Pusat Teknologi Satelit Lembaga Penerbangan dan Antariksa Nasional Jl. Cagak Satelit KM 4 Rancabungur Indonesia
1 e-mail: tiar.dani@lapan.go.id.
Diterima 6 Februari 2017; Direvisi 22 November 2017; Disetujui 22 November 2017

## ABSTRACT
Studies  on  atmospheric  density  were  very  important  to  obtain  a  correction  factor  for  the atmospheric density model. Thus, improvement of atmospheric models accuracy, i.e. CIRA, JASCHIA, NRLMSISE, became important in its application for re-entry prediction, satellite tracking and mitigation of  the  collisions  probability  between  active  satellites  with  space  debris.  GPS  equipment  installed  in LAPAN-A2 indirectly measured the upper atmospheric density variation in-situ from the satellite orbit path. Notwithstanding the measurement had a lower temporal resolution than using accelerometer, but still  gives  better  resolution  than  using  Two-Line  Element  (TLE)  data.  This  study  had  successfully determined upper atmospheric density variation with a 10 second resolution using LAPAN-A2 GPS data. The LAPAN-A2 GPS data validated using In-track Radial Cross-track (RIC) had ± 2 km error compared to  the  TLE  data.  It  was  also  found  that  there  was  influence  of  solar  activity  on  atmospheric  density changes obtained from the LAPAN-A2 GPS data.
Keyword: upper atmospheric density, GPS LAPAN-A2, solar activities, Two-Line Element (TLE)

## ABSTRAK
Studi  kerapatan  atmosfer  atas  sangat  penting  untuk  memperoleh  faktor  koreksi  dari  suatu model kerapatan atmosfer. Peningkatan akurasi dari model atmosfer yang telah ada (CIRA, JASCHIA, NRLMSISE)  sangat  penting  dalam  penerapannya  untuk  prediksi re-entry ,  penjejakan  satelit  dan prakiraan kemungkinan terjadinya tabrakan antara satelit aktif dengan sampah antariksa. Peralatan GPS yang terpasang di satelit LAPAN-A2 secara tidak langsung dapat melakukan pengukuran in-situ perubahan kerapatan atmosfer atas dari orbit yang dilaluinya, meskipun tingkat resolusi temporalnya masih lebih rendah dibandingkan menggunakan instrumen akselerometer tetapi masih jauh lebih baik dibandingkan menggunakan data Two-Line Element (TLE). Studi ini telah berhasil memperoleh variasi kerapatan atmosfer atas dengan resolusi 10 detik menggunakan data posisi GPS LAPAN-A2. Selain itu, diperoleh  pula  tingkat  kesalahan  dalam  koordinat  satelit  ( Radial  Intrack  Crosstrack -  RIC)  data  TLE terhadap data posisi GPS LAPAN-A2 sebesar ± 2 km. Selain itu terlihat pula pengaruh aktivitas matahari terhadap perubahan kerapatan atmosfer atas yang diperoleh dari data posisi GPS LAPAN-A2
Kata kunci: kerapatan atmosfer atas, GPS LAPAN-A2, aktivitas matahari, Two-Line Element (TLE)

## 1 PENDAHULUAN
Studi  kerapatan  atmosfer  sangat penting bagi keberlangsungan misi suatu satelit selama berada di orbitnya. Gangguan dari  radiasi  matahari,  terjadinya  badai geomagnet, serta dinamika atmosfer netral dapat meningkatkan kerapatan atmosfer atas  dan  gaya  hambat  satelit  (Vallado, 2001; Delgado, 2008; Lechtenberg, 2010). Model-model  kerapatan  atmosfer  yang banyak  dibangun  masih  membutuhkan koreksi  dengan  melakukan  pengukuran secara in-situ dengan  resolusi  temporal yang  tinggi  sehingga  perubahan  yang bersifat  sesaat  akibat  cuaca  antariksa dapat terlihat dan sebagai koreksi untuk model atmosfer yang telah ada.
Pengukuran  kerapatan  atmosfer secara in-situ dilakukan dengan berbagai metode dan instrumen seperti akselerometer, spektrometer ma ssa,
airglow ultraviolet imager , hingga rekonstruksi  orbit  satelit  berdasarkan pengamatan  optik  dan  radar  Doornbos (2011).  Studi  untuk  kerapatan  atmosfer selama  siklus  matahari  ke-23  pada ketinggian  400  –  800  km  dengan menggunakan data Two-line Elemen (TLE) multi  satelit  telah  dilakukan  oleh  Dani (2013);  Dani  dan  Rachman  (2013) melakukan  studi  kerapatan    atmosfer menggunakan  data  TLE  satelit  LAPAN- Tubsat  tahun  2008-2011  dan  Dani  dan Neflia (2014) kemudian
membandingkannya  dengan  TLE  dari satelit  berorbit  ekuatorial.  Hasil  studi tersebut  menemukan  bahwa  pengukuran kerapatan atmosfer berdasarkan data TLE memiliki  resolusi  temporal  yang  rendah (dalam  orde  hari).  Hal  ini  berbeda  jika kerapatan atmosfer diperoleh dari pengukuran
menggunakan akselerometer  atau Global  Positioning
System (GPS)  yang  dapat  memberikan peluang untuk memahami variasi temporal dan spasial kerapatan atmosfer atas dengan orde yang lebih kecil (dalam orde  detik/milidetik)  (misalnya  Young, 2001;  van  den  van  den  Ijssel,  2014) sehingga pengaruh perubahan kerapatan atmosfer atas akibat peristiwa transien di matahari ataupun pada lapisan magnetosfer  Bumi  dapat  dipelajari. Satelit  baru  milik  LAPAN  membuka peluang untuk studi kerapatan atmosfer atas menggunakan GPS.
LAPAN-A2 diluncurkan 28 September  2015  mengitari  Bumi  pada orbit  ekuatorial  dengan  inklinasi  6º  dan ketinggian 638 – 658 km. Dibandingkan pendahulunya  (LAPAN-Tubsat),  terdapat peningkatan dan penambahan peralatan pada  LAPAN-A2  seperti  GPS,  sensor bintang  dan  Matahari, on-board  solid state  memory ,  serta  panel  surya  dengan kapasitas lebih besar (Hardhienata et al., 2011).
Posisi  satelit  LAPAN-A2  sebagai fungsi  waktu  diperoleh  menggunakan sensor  GPS  tipe  VGPS-51  yang  dibuat khusus  untuk  ditempatkan  di  ruang angkasa  dengan receiver frekuensi tunggal  12  channel.  Untuk  mengurangi waktu tunda saat menerima sinyal GPS, terutama  setelah Power-On atau Reset , VGPS-51  dilengkapi  informasi  awal  dari lintasan satelit tersebut untuk mengakomodasi penerimaan sinyal pada ketinggian dan kecepatan tinggi. Dengan memanfaatkan GPS yang ada pada satelit LAPAN-A2,  dapat  diperoleh  data  posisi yang akurat dan beresolusi tinggi sebagai masukan untuk memperkirakan kerapatan  atmosfer  atas  yang  dilalui satelit ini.
Tujuan  dari  studi  ini  untuk mengetahui pengaruh aktivitas matahari terhadap  variasi  perubahan  kerapatan atmosfer atas dalam skala temporal tinggi yang  tidak  dapat  dilakukan  dengan menggunakan  data  TLE.  Studi  ini mempergunakan  data  posisi  GPS  yang ditempatkan  di  satelit  LAPAN-A2  untuk memperoleh kerapatan atmosfer atas.

## 2 DATA
Menurut  Hussou  (2006),  data navigasi  GPS  dari  VGPS-51  terdiri  atas waktu  dalam  hitungan  minggu  dan hitungan detik per minggu, waktu dalam UTC,  posisi  ( X , Y , Z )  dalam  meter, kecepatan  geosentris  ( V X , V Y , V Z )  dalam meter/detik,  kondisi  navigasi,  jumlah satelit terakuisisi, serta Positional dilution of precision (PDOP).
Saat operasional LAPAN-A2, sensor GPS  tidak  rutin  dinyalakan  dan  hanya digunakan sesekali sebagai koreksi orbit untuk penjejakan satelit tersebut. Beberapa hal yang menjadi kendala untuk akuisisi data  posisi  GPS  pada  LAPAN-A2  adalah permasalahan  manajemen  sumber  daya listrik  sehingga  GPS  tidak  dapat dinyalakan  secara  terus  menerus  untuk memperoleh data, permasalahan manajemen penyimpanan data/ buffering pada on-board  Solid  State  Memory di satelit
yang
sangat terbatas,
permasalahan  pengambilan  data  dari buffer pada satelit hanya dapat diunduh dari  stasiun  bumi  di  Rumpin  dan  Biak, dan  permasalahan  skala  prioritas  yaitu misi  utama  LAPAN-A2  adalah Automatic Identification System (AIS) untuk pemantauan  kapal  di  laut  dan Imagery. Dari kendala tersebut, maka akuisisi data posisi  GPS  oleh  LAPAN-A2  hanya  dapat dilakukan  1  kali  setiap  bulan  selama  1 kali  revolusi  satelit      mengeliling  Bumi dengan resolusi sekitar 10 detik. Berikut ini  contoh  akuisisi  data  posisi  GPS  dari satelit LAPAN-A2:
-------------------------------------------- 2016/03/19 02:50:02: Read Buffer Command ST02 Message ID           : F40 GPS week             : 1888
GPS sec of week      : 528618.00000 s
GPS UTC              : -1579932.61 s
Signed x             : -1579932.61 m Signed y             : +6805071.90 m Signed z             : +731409.21 m Signed Vx            : -6840.88997 m/s Signed Vy            : -1591.59091 m/s Signed Vz            : +61.61822 m/s Navigation status    : 3D Nav No. of tracked sat   :  8
PDOP                 :  2.5
Checksum             : 61 ETX                  : 03
------------------------------------------
Selain  data  posisi  GPS,  untuk memperoleh kerapatan atmosfer memerlukan  sumber  data  lain,  yaitu parameter fisik berupa bentuk dan berat satelit  LAPAN-A2  dari  Pusat  Teknologi Satelit  LAPAN.  Data  ini  dipergunakan untuk  mengestimasi  koefisien  balistik satelit LAPAN-A2.
Diperlukan  pula  data  TLE  satelit LAPAN-A2  dari  Departemen  Pertahanan Amerika Serikat melalui USSTRATCOM di situs https://www.space-track.org yang akan  dipergunakan  untuk  memvalidasi data  posisi  GPS  LAPAN-A2  yang diperoleh.
Untuk  melihat  pengaruh  dari aktivitas  matahari  terhadap  variasi kerapatan  atmosfer  atas  dipergunakan sumber data GOES X-ray Solar Flux dan Solar and Geophysical Event Report dari Space  Weather  Prediction  Center (SWPC) NOAA (ftp://ftp.swpc.noaa.gov).

## 3 METODE
Gambar 3-1 menunjukkan
metodologi studi ini dimulai dari akuisisi data  posisi  GPS  hingga  diperolehnya kerapatan  atmosfer  dan  pengaruh aktivitas  matahari  terhadap  variasi kerapatan            atmosfer  yang  diperoleh. Hasil  dari  pengamatan  GPS  LAPAN-A2 terutama  data  tanggal  dan  waktu  dalam Coordinated  Universal  Time (UTC),  serta vector posisi  satelit  ( x , y , z )  dalam koordinat Earth  Center  Earth  Fixed (ECEF) posisi akan menjadi input dalam System  Tool  Kit (STK)  11  untuk  validasi akuisisi data posisi GPS LAPAN-A2 yang diperoleh  dengan  cara  membandingkan perbedaan posisi yang diperoleh dari data TLE LAPAN-A2 dan data posisi GPS. Nilai kesalahan  posisi  antara  GPS  LAPAN-A2 dengan  TLE  diperoleh  dari  perbedaan posisi  kedua  pengukuran  pada  sistem koordinat  satelit Radial  Transverse
Normal (RSW).  Sistem  koordinat  RSW telah umum digunakan dalam mendeskripsikan  posisi  satelit  terhadap situs pengamatan ( sensor site ). Sistem ini terdiri dari komponen radial, in-track , dan cross-track .  Adapun  sistem  koordinat True  Equator  Mean  Equinox (TEME) adalah  sistem  koordinat  yang  dipakai untuk  data  TLE  (Vallado  dkk.,  2006). Untuk  transformasi  dari Earth  Centered Inertial (ECI)  ke  RSW,  vektor  GPS dijadikan  sebagai baseline .  Dengan demikian, vektor TLE ditransformasi dari ECI ke kerangka RSW yang didefinisikan oleh baseline vektor tadi. Galat Radial In- track Cross-track (RIC) yang dicari adalah selisih  set  vektor  GPS  dan  TLE  dalam koordinat  RSW  tersebut.  Kahr  et  al. (2010)  menemukan  bahwa  penggunaan data  posisi  GPS  yang  singkat  untuk propagasi TLE akan mampu
mempertahankan  akurasi  elemen  orbit tersebut  hingga  satu  minggu,  terutama pada  posisi cross-track .  Penentuan validasi  data  posisi  GPS  dengan membandingkan dengan TLE pada epoch yang  sama  kemudian dihitung RIC  error menggunakan  STK  versi  11.  Input  yang dimasukkan  adalah  waktu,  posisi  dan kecepatan dari data posisi GPS serta data TLE  dari Space-Track pada epoch yang berdekatan.

## Gambar  3-1:  Metodologi  yang  dipergunakan dalam penelitian ini
Setelah  dilakukan  proses  validasi terhadap data posisi GPS yang diperoleh kemudian  dihitung  elemen  orbit  yang diperlukan dengan menggunakan STK 11 untuk diperoleh kerapatan atmosfer atas yang dilalui oleh LAPAN-A2 menggunakan Persamaan (3-1) dari Picone et al. (2005)
                i k t t ik T t M ik ik M ik t Fdt v t B n t n t 3 3 2 0 3 1 3 2   (3-1)
Seluruh parameter dari  Persamaan (3-1)  diperoleh  dari  STK  11  kemudian dihitung  nilai  kerapatan  atmosfernya. Parameter dalam Persamaan (3-1) dijelaskan sebagai berikut:
 t ik = selang waktu iterasi yang dipilih : 𝑡 𝑖𝑘 ≡ (𝑡 𝑖 + 𝑡 𝑘 )/2 ,  untuk  studi  ini  selang waktu yang dipergunakan 10 detik,
 𝜌 ∆𝑡 𝑂 (𝑡 𝑖𝑘 ) = kerapatan atmosfer total dalam selang waktu  t ik (kg/m 3 ),  µ = GM ,  perkalian  konstanta  gravitasi dan massa Bumi (3,986 × 10 14 m 3 /s 2 ),  ∆ 𝑖𝑘 𝑛 𝑀 = 𝑛 𝑀 (𝑡 𝑘 ) − 𝑛 𝑀 (𝑡 𝑖 ) ,  selisih mean motion pada selang waktu t ik ,  𝑛 𝑀 (𝑡 𝑖𝑘 ) = perubahan rata-rata dari mean motion dalam selang waktu t ik. ,  B =  koefisien  balistik  (m 2 /kg)  dengan: 𝐵 = 𝑏 −1 = 𝐶 𝐷 𝐴 𝑚 dengan Cd =  koefisien hambatan, A =  luas  permukaan  yang berhadapan  langsung  dengan  arah gerak  ( cross  section  area- m 2 ),  dan m = massa  satelit  (kg).  Untuk  LAPAN-A2, nilai  koefisien  balistik  0,012  dengan asumsi koefisien hambatan ( C D ) LAPAN- A2  0,0592, A = 15 m 2 dan m = 74 kg,  v = kecepatan satelit (m/s),
 F = wind factor (tidak berdimensi) : 𝐹 ≅
(1 − 𝑟𝑤 𝑣 cos 𝑖) 2 (King-Hele, 1987)  dengan r = jarak satelit ke pusat Bumi (m), w = kecepatan sudut rotasi Bumi (m/s), i = sudut inklinasi satelit.
Nilai kerapatan atmosfer yang telah diperoleh  kemudian  dilakukan  analisis variasi kerapatan atmosfer akibat pengaruh aktivitas  matahari,  yaitu  fluks  sinar-X dengan resolusi yang sama dengan data posisi GPS.

## 4 HASIL DAN PEMBAHASAN

## 4.1 Validasi Data posisi GPS LAPAN-A2
Tabel  4-1  menunjukkan  waktu dan  durasi  data  posisi  GPS  LAPAN-A2 yang  berhasil  diakuisisi. Rentang  waktu terpendek  data  yang  berhasil  diakuisisi adalah tanggal 7 September 2016 selama 42  menit  dan  data  terpanjang  yang berhasil  diperoleh  adalah  tanggal  6 Oktober 2016 selama 2 jam 41 menit dan 30  detik.  Keseluruhan  data  tersebut memiliki  resolusi  10  detik.  Waktu  yang diperlukan  LAPAN-A2  untuk  melakukan satu  kali  revolusi  mengelilingi  Bumi berkisar 100 menit.
Data posisi GPS hasil akuisisi dari LAPAN-A2 perlu divalidasi untuk memastikan  bahwa  data  tersebut  telah sesuai,  yaitu  dengan  membandingkan
posisi satelit LAPAN-A2 hasil pengukuran dari  GPS  dengan  data  TLE  dari Space- Track pada epoch yang  berdekatan. Untuk  kedua  set  data  harus  memiliki sistem  koordinat  yang  sama  (GPS  dan TLE). Vektor GPS yang berupa koordinat ECEF  perlu  ditransformasikan  terlebih dahulu menjadi koordinat ECI. Transformasi  dilakukan  berdasarkan formula  IAU-76/FK5  untuk  memperoleh vektor  J2000.  Adapun  untuk  data  TLE, dibuat dulu vektor posisi hasil propagasi ke epoch yang bersesuaian dengan epoch GPS. Vektor TLE dalam koordinat TEME ini  kemudian  ditransformasi  ke  ECEF lalu ke ECI. Dengan demikian, kedua set data  dinyatakan  dalam  koordinat  ECI. Keseluruhan  proses  tersebut  dilakukan dengan menggunakan STK 11.
Tabel 4-1:  WAKTU  DAN  DURASI  DATA  POSISI
GPS  SATELIT  LAPAN-A2  YANG BERHASIL DIAKUISI DAN DIANALISIS DALAM STUDI INI 2016 Tanggal Waktu (UTCG) Durasi (menit) 09-May 02:07:37 - 03:52:37 1:45:00 25-Jul 07:15:07 - 09:16:17 2:01:10 15-Aug 01:59:07 - 03:38:07 1:39:00 7-Sep 13:25:47 - 14:07:47 0:42:00 19-Sep 08:16:07 - 10:11:27 1:55:20 06-Oct 08:40:17 - 11:21:47 2:41:30
Lintasan satelit LAPAN-A2 selama melakukan  akuisisi  data  posisi  GPS diperlihatkan  pada  Gambar  4-1.  Pada sebagian  besar  kasus,  satelit  hampir melakukan  1  revolusi  penuh  mengitari Bumi serta melalui daerah siang dan malam. Pengukuran  pada  tanggal  7  September hanya  mencakup  sekitar  separuh  orbit satelit,  sementara  pengukuran  pada  6 Oktober mencakup sekitar dua kali orbit.
Gambar 4-2 menunjukkan perbedaan posisi menurut TLE dan posisi menurut GPS pada arah In-Track, Cross- Track dan Radial. Pada kasus pengukuran  9  Mei  2016,  terlihat  bahwa kesalahan posisi dari TLE terhadap GPS untuk In-track dapat  mencapai  ±1,9  km dan untuk cross-track dan radial sekitar ±1 km. Nilai perbedaan in-track dari TLE
terhadap  GPS  akan  menyebabkan  nilai dari  kerapatan  atmosfer  yang  diperoleh dari  data  TLE menjadi  tidak  akurat  jika
dibandingkan dengan menggunakan data posisi GPS.
Gambar 4-1: Lintasan satelit LAPAN-A2 (kurva putih) selama melakukan akuisisi data posisi GPS pada berbagai  waktu/ epoch .  Satelit  bergerak  dari  barat  ke  timur  melalui  daerah  siang  dan malam hari
Gambar 4-2: Perbedaan  posisi  satelit  menurut  data  posisi  GPS  dan  hasil  propagasi  TLE  pada epoch yang  sesuai.  Perbedaan  dinyatakan  dalam  kilometer  dan  diuraikan  menjadi  perbedaan arah radial (merah), in - track (hijau), cross - track (biru), serta range (jingga)
Pada 25 Juli, LAPAN-A2 melakukan akuisisi  data  dimulai  di  atas  Samudra Atlantik. Perbedaan posisi TLE terhadap GPS  untuk in - track dapat  mencapai  ±3 km  dan  untuk cross-track dan radial sekitar  ±1,5  km.  Perbedaan  ini  masih dapat diterima mengingat satelit LAPAN- A2  mengorbit  pada  ketinggian  ~600  km dan  bergerak  dengan  kecepatan  ~700 km/detik.
Perbedaan yang lebih besar terjadi pada  kasus  akuisisi  tanggal  15  Agustus dan  setelahnya.  Pada  kasus  akuisisi  15 Agustus,  perbedaan in - track mencapai ±140  km  sementara  perbedaan  arah cross - track dan radial hanya  bernilai sekitar ±1,5 km.
Perbedaan  terbesar  terjadi  hanya pada komponen Range dan komponen In - track . Untuk komponen Radial dan Cross- track tidak ada perbedaan signifikan dan nyaris berimpitan dengan harga RIC yang diperoleh dari propagasi TLE. Kemungkinan,  perbedaan  terjadi  karena adanya perbedaan data posisi dan waktu GPS  yang  tidak  sinkron  mengingat  ada beberapa  data  yang  hilang  (data  lompat/ skipped  data ).  Kesalahan  dapat  pula ditimbulkan oleh data dan propagasi TLE yang  tidak  akurat.  Komponen In - track yang paling besar mengalami perbedaan dengan  data  TLE  karena  komponen tersebut  yang  mengalami  perubahan paling  besar  sebagai  fungsi  waktu, sebanding dengan kecepatan orbit satelit. Untuk komponen Radial dan Cross-track , nilainya relatif konstan.
Akuisisi  tanggal  7  September merupakan akusisi dengan durasi paling singkat.  Saat  itu,  satelit  melintas  dari ruang  di  atas  Amerika  Selatan  hingga ruang  di  atas  Laut  Jawa.    Pada epoch tersebut,  kesalahan  posisi  dari  TLE terhadap  GPS  untuk In-track yang mencapai  hingga  ±5000  km  dan  untuk cross-track sekitar  ±1,5  km,  serta radial sekitar ±2500 km.
Perbedaan dengan pola yang mirip juga  teramati  pada  data  19  September dan 6 Oktober, tetapi dengan amplitudo yang  lebih  rendah.  Pada  kasus  19
September, perbedaan antara posisi TLE dan GPS arah In-track yang mencapai ±8 km  yang  kemudian  pada  sekitar  pukul 09:15  UT  meningkat  menjadi  ±74  km sementara  untuk cross-track dan radial hanya  bernilai  sekitar  ±2  km.  Pada  6 Oktober,  perbedaan  arah in - track dan range mencapai ±500 km.

## 4.2 Kerapatan Atmosfer dan Pengaruh Aktivitas Matahari
Penentuan  kerapatan  atmosfer berdasarkan elemen orbit satelit menggunakan  Persamaan  (3-1)  dari Picone  et  al.  (2005)  yang  seluruh input- nya (elemen orbit, kecepatan in-track dan percepatan in-track )  diperoleh  dari ektraksi  data  posisi  GPS  dengan menggunakan STK 11.
Tabel  4-2  menunjukkan  nilai kerapatan  atmosfer  berdasarkan  model Harris  Priester  dalam  Vallado  (2001). Ketinggian tersebut merupakan ketinggian  yang  dilalui  oleh  LAPAN-A2 ( perigee dan apogee ). Perbedaan kerapatan  minimum  dan  maksimum diakibatkan  adanya  pengaruh  aktivitas matahari. Saat aktivitas matahari maksimum, maka nilai kerapatan atmosfer akan maksimum pula, begitupun sebaliknya.

## Tabel 4-2:  NILAI KERAPATAN ATMOSFER BERDASARKAN  MODEL  HARRIS
PRIESTER (Vallado, 2001)
Ketinggian (km) Densitas Minimum (kg/m 3 ) Densitas Maximum (kg/m 3 ) 620 6,012 x 10 -14 5,123 x 10 -13 640 4,519 x 10 -14 4,121 x 10 -13 660 3,430 x 10 -14 3,325 x 10 -13 Nilai kerapatan atmosfer
berdasarkan data posisi GPS yang diperoleh untuk seluruh data lebih mendekati nilai kerapatan atmosfer sesuai dengan model (~10 -13 kg/m 3 ).  Pengaruh  siang  malam terhadap perubahan kerapatan atmosfer tidak terlihat dari seluruh data yang telah diolah, meski secara teori pada siang hari
nilai  kerapatan  atmosfer  lebih  tinggi dibandingkan  malam  hari.  Hal  ini dimungkinkan  kontribusi  dari  perubahan siang malam tidak memberikan perubahan  kerapatan  atmosfer  yang signifikan  karena  akuisisi  data  posisi GPS  dilakukan  saat  satelit  bergerak dengan kecepatan hingga 700 km/s.
Gambar 4-3 menunjukkan variasi nilai  kerapatan  atmosfer  mengalami kenaikan  seiring  dengan  naiknya  fluks sinar-X  (lingkaran  hitam  putus-putus) meskipun kenaikan sinar-X fluks tersebut bukan disebabkan oleh peristiwa  transien  seperti flare .  Gambar inset  di  panel  bawah  menunjukkan kondisi fluks dalam satu hari, dan daerah berwarna  abu-abu  merupakan  waktu pengamatan  dilakukan/nilai  kerapatan atmosfer.  Terlihat  adanya  kenaikan gradual fluks sinar-X yang mengindikasikan  adanya  peningkatan aktivitas di Matahari pada waktu tersebut sebelum  terjadi flare kelas  B9.4  pada sekitar pukul 05:00 UT berdasarkan data Solar and Geophysical Event Report dari Space  Weather  Prediction  Center (SWPC) NOAA.
Gambar 4-3: Plot  kerapatan  atmosfer  dari  data
posisi GPS (panel atas) disandingkan  fluks  sinar-X  (panel bawah)  dari  satelit  GOES  pada tanggal 9 Mei 2016 pukul 02:07:37 hingga  03:52:37  UT.  Garis  merah pada  panel  atas  menunjukkan nilai  rata-rata  ( moving  average ) setiap  menit.  Gambar  inset  pada panel bawah merupakan plot fluks sinar-X  dalam  sehari  di  tanggal  9 Mei 2016
Gambar 4-4 menunjukkan variasi nilai  kerapatan  atmosfer  stabil  karena fluks sinar-X  juga  tidak  mengalami
peningkatan  yang  berarti,  kecuali  pada akhir  pengamatan  terjadi  peristiwa transien flare kelas  C1.8  dari  NOAA 12567.  Kenaikan  signifikan  dari  fluks sinar-X akibat flare ini tidak memberikan pengaruh terhadap
peningkatan kerapatan atmosfer karena lokasi daerah aktif  tersebut  berada  di  tepi  barat piringan Matahari berdasarkan pengamatan  Matahari  oleh  satelit  SDO pada  citra  panjang  gelombang  tampak tanggal  25  Juli  2016  (Gambar  4-5). Gambar inset menunjukkan kondisi fluks dalam  satu  hari,  dan  daerah  berwarna abu-abu  merupakan waktu pengamatan dilakukan/nilai kerapatan  atmosfer. Terlihat  pada  akhir  pengamatan  terjadi flare kelas C1.8 sekitar pukul 09:36 UT.
Gambar 4-4: Plot  kerapatan  atmosfer  dari  data posisi GPS (panel atas) disandingkan  fluks  sinar-X  (panel bawah) dari satelit GOES pada 25 Juli  2016  pukul  07:15:07  hingga 09:16:17  UT.  Garis  merah  pada panel  atas  menunjukkan  nilai rata-rata  ( moving  average )  setiap menit.  Gambar  inset  pada  panel bawah  merupakan  plot  fluks sinar-X dalam sehari di tanggal 25 Juli 2016
Gambar 4-5: Citra  pengamatan  Matahari    dan daerah  aktifnya  pada  tanggal  25 Juli  2016  dari  satelit  SDO. Sumber: Solarmonitor.org
Gambar 4-6: Plot  kerapatan  atmosfer  dari  data posisi GPS (panel atas) disandingkan  fluks  sinar-X  (panel bawah)  dari  satelit  GOES  pada tanggal  15  Agustus  2016  pukul 01:59:07  hingga  03:38:07  UT. Garis  merah  pada  panel  atas menunjukkan nilai rata-rata
( moving  average )  setiap  menit.
Gambar  inset  pada  panel  bawah merupakan  plot  fluks sinar-X dalam sehari di tanggal 15 Agustus 2016
Gambar 4-6 menunjukkan variasi nilai  kerapatan  atmosfer  yang  stabil dengan  fluks sinar-X  sedang  mengalami penurunan  setelah  terjadi flare kelas C1.1.  Terjadi  peristiwa  yang  cukup menarik  dengan  adanya  kenaikan  fluks sinar-X  (lingkaran  hitam  putus-putus) yang menyebabkan penurunan kerapatan  atmosfer.  Perlu  dilakukan kajian lebih lanjut dengan data yang lebih banyak  terkait  kondisi  saat  malam  hari memberikan  pengaruh  yang  sebaliknya terhadap kerapatan atmosfer saat terjadi peningkatan fluks sinar-X. Gambar inset menunjukkan  kondisi  fluks  dalam  satu hari,  dan  daerah  berwarna  abu-abu merupakan waktu pengamatan dilakukan/nilai kerapatan  atmosfer. Terlihat fluks saat akuisisi GPS dilakukan,  baru  saja  terjadi flare kelas C1.1  dan  fluks sinar-X  dalam  masa menuju  normal.  Terjadi  peningkatan menjelang  akhir  pengamatan  yang menyebabkan  penurunan  kerapatan atmosfer.  Satelit  LAPAN-A2  saat  itu berada  pada  sisi  malam.  Gambar  4-7 menunjukkan  variasi  nilai  kerapatan
atmosfer  yang  stabil  dan  fluks sinar-X sedang  mengalami  penurunan  setelah terjadi flare kelas  B2.9.  Nilai  kerapatan atmosfer  yang  diperoleh  sangat  rendah sekali  dibandingkan  dengan  data  yang lain. Ini merupakan data terpendek yang diperoleh selama akuisisi data posisi GPS dari LAPAN-A2. Gambar inset menunjukkan  kondisi  fluks  dalam  satu hari,  dan  daerah  berwarna  abu-abu merupakan waktu pengamatan dilakukan/nilai kerapatan atmosfer. Gambar 4-7: Plot  kerapatan  atmosfer  dari  data posisi GPS (panel atas) disandingkan  fluks  sinar-X  (panel bawah)  dari  satelit  GOES  pada tanggal  7  September  2016  pukul 13:25:47  hingga  14:07:47  UT. Garis  merah  pada  panel  atas menunjukkan nilai rata-rata ( moving  average )  setiap  menit.
Gambar  inset  pada  panel  bawah merupakan  plot fluks sinar-X dalam  sehari  di  tanggal  7 September 2016
Gambar 4-8 menunjukkan variasi nilai  kerapatan  atmosfer  yang  tampak memiliki pola sinusoidal. Sangat disayangkan bahwa pada waktu pengamatan, data fluks sinar-X tidak ada di  setiap  satelit  GOES  sehingga  tidak dapat  dianalisis  apakah  pola  sinusoidal tersebut akibat adanya peningkatan fluks sinar-X. Hal ini disebabkan peristiwa Sun Outage yang  dialami  seluruh  satelit GOES. Tetapi berdasarkan data Solar and Geophysical  Event  Report dan Solar Region  Summary dari  SWPC  NOAA, terjadi flare kelas  B5.3  dari  NOAA  2592 (N14E27)  dengan  luas  10  SMH  ( solar millionth  hemisphere )  dan  memiliki
konfigurasi magnetik Beta. Flare tersebut dimulai  pada  pukul  07:32  UT  dan berakhir  pada  pukul  07:52  UT  yang diduga menyebabkan kenaikan kerapatan  pada  sisi  siang  di  saat  awal pengamatan.
Gambar 4-8: Plot  kerapatan  atmosfer  dari  data posisi GPS (panel atas) disandingkan  fluks  sinar-X  (panel bawah)  dari  satelit  GOES  pada tanggal 19 September 2016 pukul 08:16:07  hingga  10:11:27  UT. Garis  merah  pada  panel  atas menunjukkan nilai rata-rata
( moving  average )  setiap  menit.
Gambar  inset  pada  panel  bawah merupakan plot fluks sinar-X dalam  sehari  di  tanggal  19
September 2016
Terjadi  pula  semburan  radio matahari  tipe  III  (berasosiasi  dengan flare )  pada  pukul  09:20  UT.  Apakah dampak dari semburan    radio matahari type  III  tersebut  menyebabkan  pola sinusoidal  pada  kerapatan  atmosfer  di sisi malam masih perlu dilakukan kajian lebih lanjut. Gambar inset menunjukkan kondisi fluks dalam satu hari, dan daerah berwarna  abu-abu  merupakan  waktu pengamatan  dilakukan/nilai  kerapatan atmosfer.
Gambar 4-9 menunjukkan variasi nilai  kerapatan  atmosfer  yang  tampak mengalami peningkatan akibat flare dari NOAA2599  (S14E46)  yang memiliki  luas 460  SMH  dan  kelas  magnetik  Beta berdasarkan  data  dari Solar  and Geophysical  Event  Report dan Solar Region Summary SWPC NOAA. Flare dari
NOAA2599  ini  terjadi  pada  pukul  09:44 UT  –  09:59  UT.  Data  fluks sinar-X  juga tidak  ada  pada  awal  pengamatan  GPS yang  masih  disebabkan  peristiwa Sun Outage yang dialami seluruh satelit GOES. Gambar inset menunjukkan kondisi fluks dalam  satu  hari,  dan  daerah  berwarna abu-abu  merupakan waktu pengamatan dilakukan/nilai kerapatan atmosfer.
Gambar 4-9: Plot kerapatan  atmosfer  dari  data posisi GPS (panel atas)
disandingkan  fluks  sinar-X  (panel bawah)  dari  satelit  GOES  pada tanggal  6  Oktober  2016  pukul 08:40:17  hingga  11:21:47  UT. Garis  merah  pada  panel  atas menunjukkan nilai rata-rata ( moving  average )  setiap  menit.
Gambar  inset  pada  panel  bawah merupakan plot fluks sinar-X dalam sehari di tanggal 6  Oktober 2016
Dari keseluruhan analisis tersebut menunjukkan bahwa pengaruh aktivitas matahari  dalam  skala  temporal  yang singkat (10 detik) memberikan pengaruh peningkatan kerapatan atmosfer. Peristiwa transien  di  Matahari  berupa flare tidak memberikan pengaruh peningkatan kerapatan  atmosfer  berdasarkan  hasil yang  diperoleh.  Selain  itu,  terdapat beberapa  kasus  peningkatan  aktivitas matahari memberikan pengaruh penurunan         kerapatan atmosfer. Hal ini  perlu  ditinjau  lebih  lanjut  untuk melihat  faktor  lain,  yaitu  pengaruh terbesar  kedua  yang  mempengaruhi kerapatan atmosfer, yaitu adanya pemanasan  Joule  akibat  aktivitas  badai geomagnet

## 5 KESIMPULAN
Data posisi GPS yang diakuisisi oleh LAPAN-A2  telah  cukup  baik,  dibuktikan dengan  membandingkan  data  tersebut terhadap  data  TLE  yang  berasal  dari pengamatan optik dan radar USSTRATCOM  ( space-track ).  Diperoleh kesalahan  posisi  dalam  koordinat  RSW dengan perbedaan ± 2 km (data Mei dan Juli),  sedangkan  data  posisi  GPS  untuk bulan  Agustus,  September  dan  Oktober perlu  dikaji  lebih  dalam  sumber kesalahan penentuan posisinya walaupun  pada  akhirnya  hal  ini  tidak mempengaruhi  nilai  kerapatan  atmosfer yang dihasilkan.
Diperoleh  pula  nilai  kerapatan atmosfer  yang diperoleh  dari data  posisi GPS LAPAN-A2 menggunakan persamaan ektraksi kerapatan atmosfer dari elemen orbit (TLE) (Picone et al., 2005). Nilai dari kerapatan atmosfer berdasarkan metode Picone  et  al.  (2005)  memberikan  nilai yang  berdekatan  dengan  nilai  model atmosfer.
Pengaruh  aktivitas  matahari  dari data  fluks sinar-X  terhadap  kerapatan atmosfer menunjukkan
adanya
peningkatan  kerapatan  atmosfer  saat terjadi  kenaikan  nilai  fluks sinar-X. Peningkatan fluks sinar-X yang tiba-tiba juga  tampaknya  tidak  secara  cepat direspons  dengan  perubahan  peningkatan kerapatan atmosfer.

## UCAPAN TERIMA KASIH
Terima  kasih  sebesar-besarnya kepada  USSPACECOM  atas  data Two- Line  Element (TLE)  di  situs Space-Track serta terima kasih juga sebesar-besarnya kepada  NOAA  dan  SDO  atas  data  fluks sinar-X dan citra Matahari

## DAFTAR RUJUKAN
Dani,  T.  dan  A.  Rachman,  2013. Pengaruh Radiasi  EUV  Matahari  dan  Badai Geomagnet  Terhadap  Variasi  Kerapatan Atmosfer  dari  Elemen  Orbit  LAPAN- Tubsat , Jurnal Sains Dirgantara, 10, 70- 81.
Dani, T., dan Neflia, 2014. Comparison Between TLE Derived Density from LAPAN-Tubsat and  Razaksat  Satellite  Orbital  Element and  the  NRLMSISE-00  Density  Model , Proceeding of International Workshop on Space Weather in Indonesia,  6-11. Dani,  T.,  2013. Pengaruh  Aktivitas  Matahari Siklus  Ke-23  yang  Berdampak  pada Perubahan  Kerapatan  Atmosfer  dari Analisis Elemen Orbit Satelit LEO , Master Tesis, Program Studi Astronomi, Institut Teknologi Bandung.
Delgado, M.R., 2008. Atmospheric Drag: Modeling the Space Environment . Technical report, Universidad  Politecnica  de  Madrid,  E.T.
S.I. Aeronauticos.
Doornbos, E., 2011. Thermospheric Density and
Wind Determination from Satellite Dynamics , Ph.D. thesis, TU Delft, School of Aerospace Engineering.
Hardhienata,  S.,  R.  H.  Triharjanto,  dan  M., Mukhayadi,  2011. LAPAN-A2:    Indonesian Near-Equatorial  Surveillance  Satellite , APRSAF-18 (Asia-Pacific Regional Space Agency Forum) Singapore. Houssou, S., 2006. GPS Receiver Type VGPS-51: Interface  Control  Documen  &  Operation Manuals , Vectronic Aerospace.
Kahr, E., S. Skone, and K., O'Keefe, 2010. Orbit Determination  for  the  Canx-2  Nanosatellite Using Intermittent GPS Data,  Proceedings of ION GNSS , The Institute of Navigation, Portland, Oregon.
King-Hele,  D.,  1987. Satellite  Orbits  in  an Atmosphere: Theory and Applications . 1st ed. London: Blackie and Son Ltd.
Lechtenberg,  T.  F.,  2010. Derivation  and Observability  of  Upper  Atmospheric Density Variations utilizing precision orbit ephemerides , Master’s thesis, University of Kansas, School of Aerospace Engineering.
Picone,  J.  M.,  J.  T.,  Emmert,  and  J.  L.,  Lean,
2005. Thermospheric  Densities  Derived from Spacecraft Orbits: Accurate
Processing of two Line Element ,  Journal of Geophysical Research, 110, A03301.
Vallado,  D.  A,  2001. Fundamentals  of Astrodynamics  and  Applications,  2  ed. , Microcosm Press.
Vallado, D. A, P., Crawford, R., Hujsak, and T., Kelso, 2006. Revisiting Spacetrack Report
#3 ,  AIAA/AAS  Astrodynamics  Specialist
Conference, AIAA/AAS, Keystone, CO. Van  den Ijssel,  J.A.A,  2014. GPS-Based Precise
Orbit  Determination  and  Accelerometry for  Low  Flying  Satelllites, Dissertation,
faculteit Luchtvaarten Ruimtevaarttechniek, Technische Universiteit Delft.
Young, J. L., 2001. Determination of Atmospheric Density  in  Low-Earth  Orbit  using  GPS Data , Trident Scholar Project Report, US Naval Academy, no. 287.
A
Abdul Rachman Amrullah A. Qadir Anton Winarko Anwar Santoso
D Dadang Nurmali Dessi Marlia
F Fanny Aditya Putri Farahhati Mumtahana
I Indah Susanti Iyus Edi Rusnadi

## M
Mamat Ruhimat Mira Juangsih Mumen Tarigan 127 [14,2] 127 [14,2] 97[14,2] 17[14,1], 97[14,2] 97[14,2] 1[14,1] 83[14,2] 71[14,2] 27[14,1] 97[14,2] 17[14,1] 97[14,2] 71[14,2] N Ninong Komala Novita Ambarsari R Rasdewita Kesumaningrum Rhorom Priyatikanto Rohmat Yulianto Rosida S Sefria Anggarani Siska Filawati Slamet Supriadi Sri Ekawati Suaydhi T Tiar Dani V Varuliantor Dear 83[14,2] 83[14,2] 17[14,1] 71,127[14,2] 43[14,1] 27[14,1] 1[14,1] 17[14,1], 97[14,2] 127[14,2] 1[14,1],97 ,111[14,2] 57[14,1] 127[14,2] 43[14,1]
A Absorpsi Absorption
Aerosol radiative forcing
AOD AURA

## B
Badai geomagnet
C

## CERES
Curah hujan

## D
Diurnal cycle

## E
Elektrojet ekuator Equatorial electrojet
Equatorial ionosphere E-sporadic E-sporadis

## F
Flare

## G
Gas minor Geomagnetic storm Geomagnetic storms Gerhana matahari GNSS GPS

## GPS LAPAN-A2

## H
Hujan meteor

## I
Indeks S4 Interplanetary Magnetic Field Ionosfer 44,45,49,52,53,54[14,1] 43,52,54,55[14,1] 27,28,31[14,1] 27,28,29,30,31,32,33,34 ,35,36,38[14,1] 83,84,85,86,94,95 ,96[14,2] 17,18,19,20,21,22,23,24 ,25,26[14,1] ,97,98,99,100,104,105,10 6,108,109,136[14,2] 27,28,30,31,36,41[14,1] 57,58,59,60,61,63,65,66 ,67,68,69[14,1] 57,70[14,1] 97[14,2] 97,98[14,2] 98,109[14,2] 71[14,2] 71,72,73,75,76,78,79,80 ,81,82[14,2] 22,23,24,26,45[14,1],111 ,112,113,114,115,116 ,117,118,119,120,121 ,122,123,124,134,135 ,136[14,2] 84,85,86[14,2] 17,26[14,1],98,109[14,2] 17[14,1],98,109[14,2] 43,44,45,46,47,49,51,52 ,53,54,55[14,1] 1,2,3,16[14,1],115 ,137[14,2] 1,2,3,4,5,6,16[14,1],111 ,112,113,115,121,123 ,125,126,127,128,129 ,130,131,132,133,134 ,135,136[14,2] 125,126,129,130,131 ,137[14,2] 71,72,73,74,75,76 ,77,78,79,80,81 ,82[14,2] 2,5,6,7,10,12,13,14 ,15,16[14,1] 17,18[14,1],99[14,2] 1,2,3,4,5,6,7,8,9,10 ,11,12,13,14,15,16 ,44,45,46,47,49,52 Ionosfer ekuator Ionosphere Ionospheric scintillation J Java Jawa

## K

## Kerapatan atmosfer atas

## M
Medan magnet antarplanet Meteor shower MJO MLS MODIS

## N
Net radiation

## P
Parameter angin surya
Propagasi angkasa Puncak atmosfer
R Radiasi neto Rainfall S S4 index SID Siklus diurnal Sintilasi ionosfer Skywave propagation Solar activities Solar eclipse Solar wind parameters ,53,54,55[14,1],72 ,73,75,76,78,79,81 ,97,98,99,100,101 ,108,109,111,112 ,113,114,115,116 ,117,118,119,120 ,121,122,123[14,2] 97[14,2] 3,6,43,55[14,1],71 ,81,111,123[14,2] 1,6,16[14,1],111 ,115[14,2] 1,57,70[14,1] ,71[14,2] 2,15,57,58,59,60,61 ,66,67,68,69[14,1] ,72,73,81,133[14,2] 128,129,130[14,2] 17,18[14,1] 71,81[14,2] 57,58,59,60,66,67 ,68,69,70[14,1] 83,84,85,86,95 ,96[14,2] 27,28,29,30,39,40 ,41[14,1] 27[14,1] 18,21,22,23,24 ,25[14,1] 44,45,52[14,1] 27,28,29,30,31,32 ,33,34,35,36,37,38 ,39[14,1] 27,28,29,30,31,32 ,33,34,35,36,37,38 ,39,40[14,1] 57,69,70[14,1] 1[14,1] 111,112,113 ,123[14,2] 58,59,62,64,65,67 ,68,69[14,1] 1,2,3,4,5,6,7,8,9,10 ,11,12,13,14,15 ,16[14,1] 43,52[14,1] 125[14,2] 43,55[14,1] 17[14,1]
TEC The top of atmosphere Trace gases Tropopause TTL 2,6,55[14,1],96,98,111 ,112,113,114,115,116 ,117,118,119,120,121 ,122,123,124,137 ,138[14,2] 27,41[14,1] 83,84,85,86,87,88,89,90 ,91,92,93,94,95,96[14,2] 83,84,85,86,87,88,89,90 ,91,92,93,94,95,96[14,2] 83,84,85,86,87,88,89,90 ,91,92,93,94,95,96[14,2] Two-Line Element (TLE)

## U
Upper atmospheric density W WRF
125[14,2] 57,58,59,60,61,62 ,63,64,65,66,67,68 ,69[14,1]
Pedoman Penulisan Jurnal Sains Dirgantara) JUDUL MAKALAH DITULIS DENGAN HURUF KAPITAL TEBAL SECARA SINGKAT DAN JELAS, (Studi Kasus : apabila ada) (16 pt, Britannic Bold )
Judul dibuat dalam 2 bahasa (Indonesia dan Inggris), apabila tulisan dalam bahasa Indonesia, maka judul dalam bahasa Inggris ditulis dalam tanda kurung
(16 pt, Britannic Bold )
Penulis Pertama 1 , Penulis Kedua 2 , dst n (Nama Penulis Tanpa gelar) (10,5 pt, Franklin Gothic Medium, bold)
1 Instansi Penulis Pertama
2 Instansi Penulis Kedua
dst n. ....
(10,5 pt, Franklin Gothic Medium)
e-mail: e-mail penulis pertama          (berwarna hitam) (10,5 pt, Franklin Gothic Medium)
Diterima : ..... (tanggal bulan tahun); Disetujui : ..... (tanggal bulan tahun); Diterbitkan : ..... (tanggal bulan tahun) (9 pt, Franklin Gothic Medium)

## ABSTRACT
(10,5 pt, Bookman Old Style, bold)
Abstract is a summary of the most important elements of the paper, written in one paragraph  in  the  one  column  of  a  maximum  of  200  words.  Abstract  made  in  two languages written with the Bookman Old Style 9 pt. If the paper written in Indonesian, the Indonesian abstract written first then followed by English abstract and vice versa. The title "ABSTRAK" or "ABSTRACT" made with uppercase letters, and bold.
Keywords: guidence, author, journal        (minimal 3 keywords) (9pt, Bookman Old Style, italic)

## ABSTRAK
(10,5 pt, Bookman Old Style, bold)
Abstrak  merupakan  ringkasan  elemen-elemen  terpenting  dari  naskah,  ditulis dalam satu paragraf dalam 1 kolom maksimal 200 kata. Abstrak dibuat dalam 2 bahasa ditulis dengan huruf 9 pt, Bookman Old Style. Apabila naskah dalam Bahasa Indonesia, maka  abstrak  dengan  Bahasa  Indonesia  ditulis  terlebih  dahulu  dilanjutkan  abstrak Bahasa  Inggris  dan  sebaliknya. Judul  “ABSTRAK” atau “ ABSTRACT ”  dibuat  dengan huruf besar, bold .
Kata kunci: panduan, penulis, jurnal        (minimal 3 kata kunci)
(9pt, Bookman Old Style, italic)

## 1  PENDAHULUAN
(10,5pt, Bookman Old Style, bold)
Naskah  dapat  ditulis  dalam Bahasa  Indonesia  maupun  Bahasa Inggris.  Naskah  diketik  dalam  Microsoft Word dengan 1 kolom untuk abstrak dan 2  kolom  untuk  isi.  Ukuran  kertas  A4
dengan ukuran panjang ( height ) 29,7 cm, lebar ( width ) 21 cm dengan dimensi Top 3 cm, Bottom 2,5 cm, Inside 2,5 cm, Outside 2 cm, Gutter 1 cm, Header 1 cm  dan Footer 1  cm.  Jenis  Huruf Bookman  Old  Style  10,5  pt,  dan  spasi ( line  spacing )  1.  Panjang  naskah  tidak
melebihi 10 halaman termasuk tabel dan gambar.
Kerangka  Tulisan  disusun  dengan urutan  :  Judul,  Identitas  Penulis, Abstrak,  Kata  Kunci,  Pendahuluan, Metode, Hasil Pembahasan, Kesimpulan, Ucapan Terimakasih, dan Daftar Pustaka.

## 2  METODOLOGI
(10,5pt, Bookman Old Style, bold)
Menguraikan  tentang  metode  yang digunakan  dalam  penelitian  termasuk data,  peralatan,  teori,  diagram  alir, beserta lokasi penelitian.
2.1 Lokasi dan Data (10,5pt, Bookman Old Style, bold)
2.2 Standarisasi data (10,5pt, Bookman Old Style, bold)

## 2.3 Metode Penelitian
(10,5pt, Bookman Old Style, bold)
Persamaan  matematis  atau  formula diberi  nomor  secara  berurutan  yang diletakkan di  ujung kanan dalam  tanda kurung.  Apabila  penulisan  persamaan lebih  dari  satu  baris  maka  penulisan nomor  diletakkan  pada  baris  terakhir. Penggunaan  huruf  sebagai  simbol matematis dalam naskah ditulis dengan huruf miring ( Italic ) seperti x . Penjelasan persamaan diulas dalam naskah.
Penurunan  persamaan  matematis  atau formula  tidak  perlu  dituliskan  secara detil,  cukup  diberikan  bagian  yang terpenting,  metode  yang  digunakan  dan hasilnya.
(1-1)
dengan
D( t ) tingkat gangguan geomagnet, ∆ H( t )  variasi  medan  magnet komponen horizontal, Sq(t,m) variasi hari tenang pada waktu t dan bulan m.

## 3  HASIL PEMBAHASAN
(10,5pt, Bookman Old Style, bold)
Tabel dibuat ringkas dan diberi judul yang singkat tetapi jelas hanya menyaji- kan data yang esensial  dan  mudah  di-
pahami.  Tabel  diberi  catatan  secukup- nya,  termasuk  sumbernya,  sehingga tabel  mampu  menjelaskan  informasi yang  disajikan  secara  mandiri.  Setiap tabel diberi nomor secara berurutan dan diulas  di  dalam  naskah.  Judul  tabel diketik dengan jenis huruf Bookman Old Style 10,5 pt dan pada tulisan “Tab el 1: ” “Tabel 2 : ” dan seterusnya diketik tebal. Tabel yang ukurannya melebihi satu kolom, maka dapat menempati area dua kolom.  Tabel  tidak  boleh  dalam  bentuk “ picture ”,  harus  dalam  bentuk  tabel. Judul tabel dituliskan pada bagian atas tabel, rata tengah dan diberi tanda titik (.) pada akhir judul tabel.
Gambar, Grafik dan Foto harus tajam dan jelas agar cetakan berkualitas baik. Semua  simbol  di  dalamnya  harus dijelaskan. Seperti halnya tabel, keterangan pada gambar, grafik atau foto harus  mencukupi  agar  tersaji  secara mandiri.  Gambar,  grafik  dan  foto  harus diulas  di  dalam  naskah.  Seperti  halnya tabel,  gambar,  grafik  dan  foto  yang ukurannya  melebihi  satu  kolom,  maka dapat  menempati  area  dua  kolom. Gambar,  grafik  dan  foto  memiliki kedalaman minimal 300 dpi.
Gambar 3-1: Domain  model  yang  digunakan dalam simulasi
(9pt, Bookman Old Style)

## Tabel 3-1: ANALISIS ENERGI GANGGUAN GEOMAGNET (9pt, Bookman Old Style)
Tanggal Bz (nT) v (km/s) N (/cm3) L0 (RE) (x10 ɛ 11J) Em (mV/m) Dst* (nT) Q (nT/jam) 1 -4,3 670 3,2 9,4 3,1 2,4 -37 14,8 2 -13,8 352 4,6 8,9 21,2 4,8 -73 21,4 3 -0,5 349 2,7 12,3  0,42 0,49 -2 2,9

## 4  KESIMPULAN
Hal-hal  penting  dalam  naskah  yang merupakan kesimpulan dari hasil penelitian atau kajian.

## UCAPAN TERIMAKASIH
Wajib  dituliskan  penulis,  ditujukan kepada  pihak-pihak  yang  membantu penulis  baik  penyediaan  data,  pengerjaan data,  serta  Tim  Redaksi  Jurnal  Geomatika dan Mitra Bestari.

## DAFTAR RUJUKAN
Referensi  hendaknya  dari  sumber  yang jelas  dan  terpercaya.  Setiap  referensi  yang tercantum  dalam  daftar  pustaka  harus dikutip (disitir) pada naskah dan sebaliknya setiap  kutipan  harus  tercantum  dalam daftar  pustaka.  Penulisan  acuan  dalam pembahsan sebaiknya menggunakan “sistem pe nulis- tahun” yang mengacu pada karya  pada  daftar  pustaka.  Kutipan  buku dalam bentuk saduran  untuk  satu  sampai dua penulis ditulis nama akhir penulis dan tahun. Contoh: Muhammad Nasir dituliskan (Nasir, 2009).
Referensi  primer  lebih  dari  80  %  dan diterbitkan  dalam  5-10  tahun  terakhir. Referensi yang dicantumkan dalam naskah mengikuti  pola  baku  dengan  disusun menurut abjad berdasarkan nama (keluarga)  penulis  pertama  dan  tahun publikasi,  dengan  sistim  sitasi American Physiological Association 6th Edition . Contoh penulisan  di  dalam  Daftar  Pustaka  adalah sebagai berikut :

## Artikel dalam Jurnal (Jurnal Primer)
Burton R. K., R. I. McPherron, C. T. Russell, 1975.
An Empirical Relationship Between Interplanetary Conditions  and  Dst, J. Geophys. Res., 80(31), 4204-4214.

## Buku
Ross,  S.  M.,  2004. Introduction  to  Probability  and Statistics  for  Engineers  and  Scientists , Burlington, Elsevier.

## Artikel bagian dari Buku
Maris, G.; M.D. Popescu dan M. Mierla, 2004. Soft X-Ray Solar Flarecycles , dalam A.V. Stepanov; E.E. Benevolenskaya dan A.G.Kosovichev (editor), Proceedings IAU Symposium , no. 223, 73.

## Skripsi/Tesis/Disertasi
Ameldam, P., 2012. Pengujian Data NCEP-FNL Dan CCMP  Untuk  Potensi  Energi  Angin  (Studi Kasus Di Jawa Barat) , Skripsi ITB.

## Naskah Prosiding
Avia,  L.  Q.,  A.  Haryanto,  N.  Cholianawati  dan  B. Siswanto,  2010. Identifikasi  Awal  Musim Kemarau dan  Musim  Hujan  Berdasarkan Data  Satelit  TRMM ,  Prosiding  Seminar Penerbangan  dan  Antariksa  2010:  Sub Seminar  Sains  Atmosfer  dan  Iklim. Serpong, 15 Nopember 2010.

## Naskah Konferensi
Pontes,  M-T,  Sempreviva,  AM,  Barthelmie,  R., Giebel,  G.,  Costa,  P.,  2007. Integrating Offshore  Wind  And  Wave Resource Assessment, Proc. 7th European Wave and Tidal Energy Conference, Porto, Portugal.

## Naskah Laporan Hasil Penelitian
P3TKEBTKE-Kementerian  ESDM,  2008. Laporan Penelitan  Kajian  PLT  Angin  di  Indonesia Bagian Timur .
Naskah Online Habby, J., 2011. Applying Tropospheric Moisture to Forecasting, Meteororology Education , diakses http:// weatherpredicition.com, 23
Desember 2014.

## PEDOMAN BAGI PENULIS JURNAL SAINS DIRGANTARA
( Journal of Aerospace Sciences )
Jurnal Sains Dirgantara ( Journal of Aerospace Sciences ) adalah jurnal ilmiah untuk publikasi penelitian dan pengembangan di bidang sains atmosfer dan sains antariksa.
Penulis diundang untuk mengirimkan naskah atau karya asli hasil penelitian, pengembangan, dan atau pemikiran yang belum dipublikasikan atau dikirimkan ke media publikasi manapun. Penulis boleh mengusulkan penelaah ahli di luar Dewan Penyunting, yang dianggap memahami betul substansi naskah yang dikirim. Naskah yang dikirim akan dievaluasi secara anonim oleh dua atau tiga penelaah ahli dan/atau Dewan Penyunting dari segi keaslian (orisionalitas), kesahihan (validitas) ilmiah,  dan  kejelasan  pemaparan.  Penulis  berhak  menanggapi  hasil  evaluasi,  sedangkan  Dewan  Penyunting  berhak menerima  atau  menolak  serta  menyempurnakan  naskah  tanpa  mengurangi  isi/maknanya.  Naskah  yang  tidak  dimuat, dikembalikan kepada penulis dengan alasan penolakannya. Penulis yang naskahnya dimuat mendapat 3 (tiga) eksemplar dari  nomor  yang  diterbitkan,  dan  naskah  yang  ditulis  kolektif,  hanya  diberikan  2  (dua)  eksemplar  untuk  masing-masing penulis. Ketentuan bagi penulis pada jurnal ini adalah sebagai berikut.

## a.  Pengiriman naskah
Naskah  dikirim  dan  diunggah  melalui  laman  www.jurnal.lapan.go.id/jurnal_sains/.  Naskah  diketik  dengan  MS  Word dengan  Bookman  Old  Style  font  10.5pt pada  kertas  A4  dengan  spasi  ganda.  Khusus  untuk judul naskah  ditulis  huruf besar dengan font 16 pt. Penulis yang naskahnya diterima untuk dipublikasikan, diminta menyerahkan file dalam cd, atau dikirim melalui e-mail ke Sekretariat Dewan Penyunting (pukasi.lapan@gmail.com; publikasi.lapan@gmail.com)

## b. Sistematika penulisan
Judul  harus  ringkas  tanpa  singkatan  dalam  bahasa  Indonesia  dan  bahasa  Inggris.  Informasi  penulis  terdiri  dari  nama (para) penulis tanpa gelar, instansi/perguruan tinggi, dan e-mail penulis utama.Isi makalah terdiri dari: (a) abstrak dalam bahasa Indonesia dan bahasa Inggris maksimum 200 kata yang tersusun dalam satu alinea, (b) kata kunci, (c) batang tubuh naskah terdiri dari Pendahuluan, Data/Metode/Teori, Hasil dan Pembahasan, Implementasi (jika ada), serta Kesimpulan, (d) Ucapan terimakasih (bila perlu) yang lazim, dan (e) Daftar rujukan.
c. Gambar dan Tabel
Gambar  atau foto harus dapat direproduksi dengan tajam dan jelas.  Gambar atau foto warna hanya diterima dengan  pertimbangan  khusus.    Gambar  dan tabel  dapat  dimasukkan  ke  dalam  batang  tubuh  atau  dalam lampiran tersendiri. Untuk kejelasan penempatan dalam jurnal, gambar dan tabel harus diberi nomor sesuai nomor bab dan nomor urut pada bab tersebut, misalnya Gambar 2-2 atau Tabel 2-1 yang disertai keterangan singkat gambar dan judul dari tabel yang bersangkutan.
d.  Persamaan, Satuan, dan Data Numerik
Persamaan diketik atau ditulis tangan (untuk simbol khusus) dan diberi nomor di sebelah kanannya sesuai nomor bab dan nomor urutnya, misalnya  persamaan (1-2).  Satuan  yang digunakan adalah satuan internasional (CGS atau MKS) atau yang lazim pada cabang ilmunya. Karena terbit dengan dua bahasa, angka desimal data numerik pada tabel dan gambar harus  mengacu  pada  sistem  internasional  dengan  menggunakan  titik,  sedangkan  pada  naskah  tetap  menggunakan ketentuan menurut bahasanya.
e.  Rujukan PP No. 74, 2001. Peraturan Pemerintah Republik Indonesia Nomor 18 Tahun 1999 Tentang: Pengelolaan Limbah Bahan Berbahaya dan Beracun . Kementrian Lingkungan Hidup. Jakarta. Haryani, N. S., Hidayat, Sulma, S., dan Pasaribu, J. M., 2014. Deteksi Limbah Acid Sludge Menggunakan Metode Red Edge Berbasis Data Penginderaan Jauh , Jurnal Penginderaan Jauh dan Pengolahan data Citra Digital, Vol 11 No.2 Desember 2014.
Center for International Forestry Research [CIFOR], 2012. Forests and Climate Change Mitigation : What Policymakers Should Know , Fact Sheet. No. 5, November 2012, MITIGATION, Key of Research Findings. CGIAR Research Programme.
The National Geophysical Data Center (NOAA)-NASA. Sumber data VNF, 2014. Sumber: http:// ngdc. noaa. gov/ eog/ viirs/download_2014_indonesia.html)  atau  (Sumber  LAPAN:  http://modis-catalog.  lapan.go.id/  monitoring/ katalognpp#).
http://landsathandbook.gsfc.nasa.gov/data_prod/prog_sect11_3.html