## DINAMIKA LAPISAN STRATOSFER DI BELAHAN BUMI UTARA DAN DAMPAKNYA TERHADAP WILAYAH TROPIS: STUDI KASUS MUSIM DINGIN 2012-2013
(STRATOSPHERIC DYNAMICS IN THE NORTHERN HEMISPHERE AND ITS IMPACT TO THE TROPICS: A CASE STUDY OF 2012-2013 WINTER)
Noersomadi Research Institute for Sustainable Humanosphere (RISH) Kyoto University, Uji campus Gokasho, Uji-shi, Kyoto, Japan, 611-0011 e-mail: noersomadi@rish.kyoto-u.ac.jp
Diterima 18 Mei 2017; Direvisi 8 Januari 2018; Disetujui 9 Januari 2018

## ABSTRACT
This research aims to investigate the dynamic of static stability ( N 2 ), potential energy of gravity waves  ( Ep ),  and  vortex  in  the  stratospheric  northern  hemisphere  during  2012-2013  winter  using temperature  ( T )  and  zonal  wind  ( u )  data  from  NCEP-DOE  Reanalysis  II.  The  results  showed  two occurrences of decreasing N 2 ascociated with reversal of u in the first and third week of December 2012 were believed as a trigger of Sudden Stratospheric Warmings (SSW) on January 7, 2013. There was a flow from the polar to the tropics region during the SSW event. It caused the tropopause folding in the sub-tropic  region  indicated  by  the  distribution  of Ep on  January  24,  2013.  This  tropopause  folding triggered the convective activity over the Indonesian continents as shown by the negative OLR anomaly from 22 to 26 January 2013. The impact of SSW event in the northern hemisphere to the convective activity was 20%. This results showed the interaction between stratosphere and troposphere and also the teleconnection between the polar and the tropics.
Keywords: SSW, static stability, potential energy of gravity waves, vortex, and stratospheric dynamics

## ABSTRAK
Penelitian ini bertujuan menyelidiki dinamika stabilitas statis ( N 2 ), energi potensial gelombang gravitas ( Ep ), dan pusaran angin di lapisan stratosfer Belahan Bumi Utara (BBU) selama musim dingin 2012-2013 menggunakan data temperatur ( T ) dan komponen angin zonal ( u ) dari NCEP-DOE Reanalysis II .  Hasil  riset  menunjukkan  bahwa  dua  kejadian  penurunan N 2 pada  pekan  awal  dan  ketiga  bulan Desember  2012  diyakini  sebagai  pemicu  kejadian Sudden  Stratosphere  Warmings (SSW)  tanggal  7 Januari  2013.  Pada  saat  terjadi  SSW  terdapat  aliran  dari  kutub  menuju  tropis.  Aliran  ini mengakibatkan  terjadinya  pelipatan  lapisan  tropopause  di  wilayah  sub-tropis  yang  terlihat  pada distribusi Ep tanggal 24 Januari 2013. Pelipatan lapisan tropopause ini kemudian memicu aktivitas konvektif  di  atas  wilayah  Indonesia  yang  ditandai  oleh  anomali  OLR  negatif  antara  tanggal  22-26 Januari 2013. Dampak kejadian SSW di BBU terhadap aktivitas konvektif di atas wilayah kepulauan Indonesia sebesar 20%. Hasil ini membuktikan interaksi antara lapisan stratosfer dan troposfer serta telekoneksi wilayah kutub dan tropis.
Kata kunci: SSW,  stabilitas  statis,  energi  potensial  gelombang  gravitas,  pusaran  angin,  dinamka stratosfer

## 1 PENDAHULUAN
Stratosfer  adalah  lapisan  lebih stabil  dari  troposfer  yang  ditandai  oleh peningkatan temperatur atmosfer terhadap  ketinggian  (Fueglistaler  dkk., 2009).  Lapisan  stratosfer  global  sangat peka  terhadap  anomali  (perubahan  dari rerata) cuaca dan iklim di wilayah tropis (Randell  dan  Wu,  2015).  Disisi  lain, terdapat  dampak  timbal  balik  dari lapisan stratosfer terhadap pertumbuhan awan konvektif di ekuator (Kodera, 2006). Oleh karenanya, penelitian terkait dinamika di lapisan stratosfer, terutama di Belahan Bumi  Utara  (BBU),  penting  dilakukan untuk  memahami  lebih  lanjut  tentang dampaknya terhadap wilayah tropis.
Variabel  angin  zonal u dapat diuraikan  menjadi  komponen  rerata ditambah komponen perturbasi, 𝑢 = 𝑢̅ + 𝑢′ (Holton, 2004). Kondisi lapisan stratosfer yang  stabil  menyebabkan  gelombang gravitas  atmosfer mudah  merambat  dan berinteraksi dengan angin dominan ( mean wind  or  background  wind ),  yakni  angin zonal rerata ( u ̅ ). Stabilitas statis atmosfer akan  menurun  apabila  terjadi  efek  non linier  seperti  turbulensi  dan  atau  pecah gelombang  (Fritts  dan  Alexander,  2003). Dengan  kata  lain,  nilai  stabilitas  statis merupakan  salah satu indikator untuk mendeteksi  adanya:  1)  perambatan
gelombang atmosfer (stabil positif), atau 2) turbulensi (stabil negatif) yang mendukung proses percampuran udara antara lapisan troposfer  dan  stratosfer  (Griise  dkk., 2010; Gettleman dkk., 2011).
Parameter  stabilitas  statis  di atmosfer  adalah  nilai  kuadrat  frekuensi apung  ( buoyancy  frequency )  yang  sering disebut  sebagai Brunt  Väisälä  frequency squared ( N 2 ). VandZandt (1982)
memperkenalkan model spektrum gelombang  atmosfer  sebagai  fungsi N 2 . Total energi potensial gelombang atmosfer dapat  dihitung  dari  besaran N 2 untuk panjang  gelombang  vertikal  ( m )  tertentu (Smith dkk., 1987). Penelitian sebelumnya telah  menunjukkan  bahwa  gelombang atmosfer dengan m < 5 km akan mudah mengalami saturasi, yaitu saat amplitudo gelombang  mencapai  maksimum  (Fritts dan Rastogi, 1985; Tsuda dkk., 1991).
Ketika gelombang atmosfer mengalami  saturasi,  maka  akan  terjadi deposit energi, dan fasa gelombang atmosfer yang  berlawanan  arah  dengan  angin dominan  akan  berinteraksi.  Berikutnya, akan tercapai level kritis (paras u = 0 m/s) hingga  terjadi  pembalikan  arah  angin dominan  (Holton,  2004).  Konsep  ini digunakan untuk menjelaskan proses fisis pembalikan arah u ̅ yang terjadi bersamaan dengan  peningkatan  temperatur  secara
drastis di lapisan stratosfer BBU ( Sudden Stratosphere Warmings/ SSW) (Albers dan Birner, 2014; Attard dkk., 2016).
SSW  adalah  kenaikan  pesat temperatur rerata zonal sebesar 25 K  di lintang 60ºLU pada paras tekanan 10 mb (ketinggian  ~30  km)  yang  terjadi  dalam waktu beberapa hari sampai dengan dua minggu (<20 hari) (McInturf, 1978; Andrew dkk.,  1987) .  O’Neill  (2003)  men yatakan bahwa  SSW  identik  dengan  perubahan rerata angin baratan ( u ̅ > 0) menjadi angin timuran  ( u ̅ <  0)  pada  lintang  dan  paras tekanan yang  sama bersesuaian dengan kenaikan temperatur 25 K. Hasil ulasan O’Neill  (2003)  kemudian  dikembangkan oleh  Charlton  dan  Polvani  (2007)  untuk membuat klasifikasi SSW terkait dengan perubahan angin terhadap dimensi ruang yang  disebut  pusaran  angin.  Merujuk definisi  dan  klasifikasi  tersebut,  Buttler dkk., (2015) merekomendasikan penggunaan  rerata  zonal  pada  lintang 65ºLU untuk menganalisis SSW.
Attard  dkk.  (2016)  melakukan investigasi SSW pada bulan Januari 2013 dan  menemukan  bahwa  proses  fisis  di lapisan  troposfer  memicu  kejadian  SSW di  bulan  Januari  2013.  Akan  tetapi, penelitian  tersebut  tidak  menjelaskan bagaimana dampak SSW terhadap wilayah lintang menengah dan ekuator. Pertanyaan riset yang muncul dari hasil Attard dkk. (2016)  adalah  bagaimana  distribusi energi  potensial  gelombang  gravitas  ( Ep ) pada  masa  pra  dan  pasca  terjadi  SSW? Apakah perubahan Ep di stratosfer setelah masa  puncak  SSW  berdampak  pada pertumbuhan awan konvektif di ekuator?
Penelitian ini bertujuan  memahami dinamika stabilitas statis pada masa pra dan  pasca  SSW,  serta  pengaruhnya terhadap pertumbuhan awan konvektif di ekuator  terutama  di  atas  kepulauan maritim  Indonesia,  dengan  mengambil studi kasus periode musim dingin di BBU dari November 2012 sampai Maret 2013. Untuk menjawab pertanyaan riset tersebut, penelitian  ini  menganalisis  kondisi stabilitas  statis  ( N 2 )  dan  hasil  estimasi energi potensial gelombang atmosfer ( Ep )
berdasarkan N 2 serta  menginvestigasi dampaknya  terhadap  wilayah  tropis, dengan mengambil studi kasus SSW yang terjadi pada awal Januari 2013.
Sistematika pembahasan karya tulis ilmiah  ini  dimulai  dengan  penjabaran latar  belakang  riset,  penjelasan  metode penurunan N 2 ,  dan  formula  untuk menghitung Ep sebagai fungsi N 2 dan m . Analisis distribusi N 2 dan Ep , serta diskusi tentang  mekanisme  fisis  di  lapisan stratosfer  pada  masa  pra  dan  pasca kejadian  SSW  diuraikan  pada  bagian berikutnya.  Makalah  ini  dilengkapi kesimpulan yang berisi rangkuman hasil penelitian.

## 2 DATA DAN METODOLOGI
NCEP-DOE  Reanalysis  II adalah data  grid  global  berukuran  2,5º  bujur  × 2,5º  lintang  yang  memiliki  17  paras tekanan  dari  permukaan  1000  mb sampai  lapisan  stratosfer-bawah  di ketinggian 10 mb sebagai hasil integrasi data  observasi  dan  model  dinamika atmosfer (Kanamitsu dkk., 2002). Penelitian ini menganalisis data harian T dan u periode  November  2012  hingga Maret  2013.  Untuk  mendukung  analisis dampak  SSW  terhadap  aktivitas  konvektif di wilayah tropis, penelitian ini menggunakan  data Outgoing  Long  Wave (OLR),  yakni  data  radiasi  gelombang panjang dari pantulan permukaan bumi. Data  OLR  dianggap  mewakili  aktivitas konvektif  di  wilayah  ekuator  (Kiladis dkk.,  2014).  Nilai  OLR  rendah  (tinggi) menunjukkan konvektif kuat (lemah).
Karena  data T dalam  koordinat isobar  atau T pada  tekanan  udara  ( p ) konstan, maka perlu dilakukan konversi T ( p ) menjadi T ( z ) sebelum menghitung N 2 . Reichler dkk. (2003); Austin dan Reichler (2008)  memperkenalkan  metode  untuk menghitung gradien temperatur terhadap ketinggian  (∂ T /∂ z )  dari  data grid dalam koordinat isobar (Persamaan 2-1 dan 2-2).
∂T ∂z = ∂T ∂p ∂p ∂z = ∂T ∂p κ ∂p κ ∂p ∂p ∂z (2-1)
Dengan  menggunakan  persamaan  gas ideal  dan  kesetimbangan  hidrostatis, maka
∂T ∂z = − ∂T ∂p κ p κ T κg R (2-2)
Nilai N 2 diperoleh  dari ∂ T /∂ z dan lapse rate adiabatik kering ( g / c p ) (Persamaan 2-3) (Lindzen  dan  Holton,  1968). g adalah percepatan gravitasi (9,8 ms − 2 ), dan c p = 1004 Jkg − 1 K − 1 adalah konstanta gas ideal pada tekanan tetap.
N 2 = g T [ ∂T ∂z + g c p ] (2-3)
Persamaan  (2-4) dan  (2-5) adalah rumus  untuk  menghitung  estimasi  total energi potensial gelombang atmosfer, Ep (dalam  satuan  J/kg),  diperoleh  dari integrasi  spektrum  gelombang  atmosfer ( F ) yang merupakan fungsi N 2 dan m ( m = 1/ λ z ), λ z adalah  panjang  gelombang vertikal (Tsuda dan Hocke, 2002). Nilai m dipilih untuk λ z1 = 2 km dan λ z2 = 5 km, sebagaimana  hasil  (Tsuda  dkk.,  2000) yang  membuktikan  bahwa  gelombang atmosfer mudah mencapai saturasi pada interval λ z tersebut.
𝐹 = 𝑁 4 10𝑔 2 𝑚 3 (2-4)
𝐸𝑝 = ∫ 𝐹𝑑𝑚 𝑚 2 𝑚 1
(2-5)
Analisis variasi N 2 dan Ep dilengkapi dengan investigasi variasi angin horizontal. Dengan  mengambil  asumsi  bahwa komponen selatan-utara (meridional) dan komponen vertikal vektor angin di  lapisan stratosfer  sangat  kecil  dibandingkan dengan  komponen  barat-timur  (zonal), maka  penelitian  ini  hanya  menganalisis pusaran  angin  berdasarkan  data u (komponen ∂ u /∂ y dan  ∂ u /∂ z )  terbatas pada  cakupan  wilayah  BBU  (0º-360ºBT, 0º-90ºLU).

## 3    HASIL DAN PEMBAHASAN
Kondisi  stratosfer  di  BBU  pada ketinggian 10 mb lintang 65ºLU  selama periode  November  2012  sampai  Maret 2013 dapat dilihat dari deret waktu u’ dan T ’ (Gambar  3-1).  Terdapat  dua  kejadian penurunan nilai u’ positif menjadi negatif 9-10  m/s  pada  minggu  pertama  dan ketiga  bulan  Desember  2012  sebelum drastis  mencapai  puncak  negatif  30-40 m/s  di  awal  Januari  2013.  Perubahan nilai u’ menandakan  perlambatan  angin jet  baratan  di  stratosfer.  Puncak  negatif u’ yang  menunjukkan  penguatan  angin timuran  secara  drastis  terjadi  pada  7 Januari  2013  disertai  oleh  kenaikan temperatur hingga melebihi 25 K. Puncak SSW  musim  dingin  2012-2013  terjadi pada periode awal Januari 2013 (Manney dkk.,  2015;  Attard  dkk.,  2016).  Pada pertengahan dan akhir bulan Maret 2013 terjadi pembelokan kurva u’ yang disertai pula oleh kenaikan T’ . Akan tetapi, nilai T’ positif  sepanjang  bulan  Maret  2013 tidak  termasuk  kategori  SSW  karena tidak  ada  tanda  yang  menunjukkan perubahan angin baratan menjadi angin timuran.
Aktivitas  gelombang  planeter  dan gelombang  gravitas  bertepatan  dengan u ̅ =0 m/s (Hei dkk., 2008; Alexander dkk., 2008;  Alexander  dkk.,  2009).  Artinya, perlambatan  angin  baratan  hingga mencapai  0  m/s  kemudian  terjadi penguatan angin timuran menggambarkan keberadaan  aktivitas  gelombang  atmosfer. Hal ini akan didiskusikan lebih rinci pada bagian 3.3.
Attard  dkk.,  2016  mengategorikan dua  penguatan  angin  timuran  yang terjadi pada tanggal 4 dan 26 Desember 2012  sebagai  dua  gangguan  atmosfer yang  memicu  fenomena  SSW  tanggal  7 Januari  2013.  Mereka  menganalisis aktivitas  gelombang  atmosfer  sebagai pemicu SSW dengan menjabarkan aliran momentum yang merambat ke atas dari troposfer.  Hal  yang  belum  dijelaskan secara  rinci  adalah  dinamika  stabilitas statis  sebelum,  pada  saat,  dan  setelah
kejadian SSW dari bulan Desember 2012 sampai dengan akhir Januari 2013.

## 3.1  Dinamika  Stabilitas  Statis  dan Angin Zonal
Perambatan  gelombang  atmosfer dipengaruhi  oleh  kondisi  kestabilan atmosfer. Gelombang atmosfer merambatkan energi bersesuaian dengan kenaikan  nilai  stabilitas  statis.  Proses fisis yang mungkin terjadi pada saat nilai stabilitas statis menurun yaitu amplitudo gelombang mencapai titik kritis maksimum dan tidak dapat melebihi nilai kritis  tersebut  seiring  dengan  perambatan vertikal  ke  atas  yang  berakibat  terjadi saturasi gelombang (Fritts dan Alexander, 2003;  Alexander  dkk.,  2010).  Proses saturasi  gelombang  atmosfer  akan menyimpan  momentum  atau  energi  dan kemudian  berinteraksi  dengan  angin dominan. Interaksi tersebut akan memperlambat  angin  rerata  hingga kemudian membalikkan arahnya.
Dinamika  saturasi  gelombang  atmosfer dijelaskan oleh model spektrum gelombang yang  merupakan  fungsi  dari N 2 (Tsuda, 2014; Alexander dkk., 2010).
Gambar 3-2 menunjukkan diagram ketinggian terhadap waktu rerata N 2 dan
u pada  paras  tekanan  100,  70,  50,  30, dan 10 mb di lintang 65 º -90 º LU. Dengan mengingat  Persamaan  (2-3),  maka  nilai N 2 mewakili  paras  tekanan  85,  60,  40, dan  15  mb.  Terlihat  perubahan  nilai N 2 dalam  waktu  singkat  terjadi  dua  kali pada  awal  dan  minggu  ketiga  bulan Desember 2012 dari 5 × 10 − 4 (rad/s) 2 di ketinggian 15 mb menurun hingga 4,2 × 10 − 4 (rad/s) 2 di ketinggian 60-85 mb. Pola yang  sama  terlihat  pada  kontur u yang menunjukkan  perlambatan  angin  baratan 20-30  m/s  menjadi  angin  timuran  5-10 m/s.  Pola  kejadian  penurunan  tingkat kestabilan  atmosfer  bersesuaian  dengan pelemahan angin zonal tersebut disebabkan oleh gangguan dari lapisan troposfer. Hal ini sesuai dengan yang diperkirakan dan konsisten  dengan  riset  sebelumnya,  yakni bahwa terdapat induksi fluks momentum dari  troposfer  (Coy  dan  Pawson,  2015). Hasil yang menarik adalah pola perubahan N 2 dan u di  awal  Januari  2013  berbeda dengan  dua  kejadian  sebelumnya.  Pada saat  puncak  kejadian  SSW,  tampak bahwa  baik N 2 dan u mengalami perubahan secara drastis dan perubahan nilai kedua parameter tersebut berlangsung sampai minggu ketiga Januari 2013.
Gambar 3-1: Deret waktu rerata zonal u’ (kurva biru) dan T’ (kurva merah)
Gambar 3-2 Rerata zonal N 2 (panel atas) dan u (panel bawah) di lintang 65 º -90 ºLU
Diagram  waktu  terhadap  lintang rerata zonal (Gambar 3-3) memperlihatkan nilai N 2 di ketinggian 15 mb dan u di 10 mb. Terlihat  jelas  bahwa N 2 mengalami peningkatan  mencapai  5  ×  10 − 4 (rad/s) 2 sesaat sebelum terjadi penurunan hingga 4,4  ± 0,1 × 10 − 4 (rad/s) 2 pada  tanggal  4 dan  26  Desember  2012.  Fase  ini  terjadi bersamaan  dengan  perubahan  rerata u positif  menjadi  negatif  10-20  m/s  di lintang  tinggi.  Stabilitas  statis  lapisan stratosfer  menurun  drastis  di  lintang tinggi 65 º -90 ºLU hingga 4,1 ± 0,1 × 10 − 4
(rad/s) 2 pada saat kejadian SSW tanggal 7  Januari  2013  beriringan  dengan perubahan  drastis  rerata  angin  baratan menjadi angin timuran yang mencapai 30 m/s.  Kondisi  stabilitas  statis  menurun secara  perlahan  hingga  pada  minggu ketiga Januari 2013 melebar ke wilayah lintang tengah sekitar 45 ºLU. Dinamika penurunan  stabilitas  lapisan  stratosfer terjadi  bersamaan  dengan  degradasi pelemahan angin zonal.
Dua kejadian perubahan stabilitas statis  seiring  dengan  pelemahan  angin zonal di bulan Desember 2012 memastikan hasil analisis gangguan atmosfer (Attard
dkk.,  2016;  Coy  dan  Pawson,  2015). Penjelasan  mekanisme  fisisnya  adalah sebagai  berikut.  Ketika  stabilitas  statis meningkat sesaat sebelum terjadi perlambatan  angin  baratan,  aktivitas gelombang  atmosfer  meningkat  hingga terjadi  saturasi  gelombang  (Fritts  dkk., 2003;  Alexander  dkk.,  2010).  Aliran momentum gelombang akan menyimpan energi  yang  terserap  oleh  angin  baratan sampai kemudian terjadi turbulensi atau pecah gelombang. Turbulensi atau pecah gelombang  akan  menurunkan  stabilitas statis  atmosfer  yang  diwakili  oleh penurunan N 2 .
Martineau dan Son (2013) menemukan  bahwa  pelemahan  angin rerata  zonal  terjadi  berkaitan  dengan SSW.  Kejadian  SSW  pada  tanggal  7 Januari 2013 terlihat jelas merambat dari lintang tinggi dan mengganggu rerata u di lintang tengah. Hal yang menarik adalah tampak  terjadi  perubahan  sirkulasi  di lintang  menengah  (30 º  -45 ºLU)  hingga wilayah sub-tropis (15 º -30 ºLU) selama periode pertengahan Januari 2013. Akan tetapi, stabilitas statis pada lintang 15 º - 45 ºLU menunjukkan tidak ada perubahan
yang  berarti,  meskipun  terdapat  sedikit perubahan  nilai N 2 pada  akhir  Januari 2013  di  wilayah  ekuator  (Gambar  3-3 panel kiri).

## 3.2  Gangguan Atmosfer terkait Kejadian SSW
Pada  bagian  ini  akan  diuraikan pola  gangguan  atmosfer  sebelum,  pada saat,  dan  setelah  kejadian  SSW.  Dua kejadian  penurunan  stabilitas  statis bersamaan  dengan  anomali  angin  zonal pada  tanggal  4  dan  26  Desember  2012 dikategorikan  sebagai  gangguan  yang memicu  SSW  pada  7  Januari  2013. Gambaran variasi dalam bidang horizontal  terkait  setelah  kejadian  SSW diambil  pada  tanggal  24  Januari  2013 yang  mana  sekitar  periode  tersebut terjadi  sedikit  peningkatan  stabilitas statis  di  wilayah  tropis  (lihat  kembali Gambar 3-3 panel kiri).
Kontur N 2 di 15 mb dan u di 10 mb pada bidang horizontal polar stereografik 180  ºBB-180  ºBT  dan  0  º  -90  ºLU ditampilkan  dalam  Gambar  3-4(a)-(d). Gambar  3-4(a)  dan  (b)  menggambarkan dua  kondisi  perubahan N 2 di  bulan Desember 2012 yang bersesuaian dengan perubahan u sebelum  puncak  kejadian SSW  pada  tanggal  7  Januari  2013 (Gambar  3-4c).  Pada  waktu  kejadian sebelum  puncak  SSW  terlihat  bahwa wilayah  seperti  Kanada  bagian  utara, Pegunungan  Greenland  (4  Desember 2012)  dan  Perbukitan  Aleutian  (26 Desember  2012)  menunjukkan  nilai N 2 tinggi  bertepatan  dengan  pelemahan angin zonal (zona u = 0 m/s). Kondisi N 2 rendah dan u = 0 m/s terlihat di wilayah utara Samudera Pasifik. Mulai dari anomali pada  bulan  Desember  2012  sampai dengan  akhir  Januari  2013,  pusat N 2 rendah (kontur warna biru pada Gambar 3-4(a)  dan  (b)  di  sekitar  kutub  utara, memperlihatkan  pola  perpindahan  zona N 2 rendah dari  sekitaran  lintang 65 ºLU belahan  bumi  bagian  timur  menuju  ke
lintang  lebih  tinggi  dan  kemudian mencapai  belahan  bumi  bagian  barat sampai di sekitar Kanada utara (Gambar 3-4d).  Pada  masa  puncak  SSW  dan periode  setelahnya  (24  Januari  2013), terlihat  bahwa  kondisi  stabilitas  statis terganggu dan terlihat merata di lintang tengah  dengan  nilai N 2 4,5 – 4,8  ×  10 − 4 (rad/s) 2 .  Apabila  dibandingkan  antara kondisi  stabilitas  statis  pada  tanggal  26 Desember  2012  dan  24  Januari  2013, maka  wilayah  tropis  sekitar  90˚ - 180˚E (Benua Maritim Indonesia dan Samudera Pasifik) mengalami perubahan nilai N 2 . Zona u =  0  m/s  (titik  kritis) menandakan  terjadi  pembalikan  vektor angin  horizontal  akibat  interaksi  fasa gelombang  dengan  angin  dominan (Alexander dkk., 2010). Dengan kata lain pada titik kritis tersebut terdapat aktivitas gelombang  planeter  atau  gelombang gravitas.  Proses  fisis  yang  mungkin terjadi pada N 2 tinggi di lokasi yang sama dengan u =  0  m/s  adalah  gelombang planeter atau gelombang gravitas merambat ke  atas.  Sedangkan  pada  lokasi N 2 rendah dan u = 0 m/s, terjadi turbulensi (pergolakan massa udara) atau resonansi gelombang  (Birner  dan  Williams,  2008; Albers dan Birner, 2014).
Ern dkk., (2014) mengungkapkan bahwa  peningkatan  aktivitas  gelombang di stratosfer terjadi di sekitar titik kritis ( u = 0  m/s).  Energi  gelombang  gravitas  yang bersumber  dari  pegunungan  di  wilayah Greenland,  Aleutian,  dan  bagian  utara Kanada merambat ke atas yang dipandu oleh  perpindahan  arus  jet  baratan  dari lapisan stratosfer bagian bawah ke tengah dan mengarah ke utara (Alexander dkk., 2009).  Gelombang  gravitas  ini  akan mencapai  keadaan  saturasi  dan  secara perlahan  menurunkan  stabilitas  statis lapisan  stratosfer  itu  sendiri  karena terjadi efek non linier (turbulensi) sampai kemudian menaikkan temperatur (Martineau dan Son, 2013; Manney dkk., 2015).
Gambar 3-3: Rerata zonal N 2 yang diturunkan dari data temperatur pada ketinggian 20 mb dan 10 mb (panel kiri) dan rerata zonal angina horizontal komponen barat-timur di ketinggian 10 mb (panel kanan)
3.3  Dampak  Kejadian  SSW  terhadap Aktivitas Konvektif di atas
wilayah Indonesia
Setelah  menganalisis  variasi N 2 secara  global,  penjabaran  analisis  di bagian  ini  akan  lebih  fokus  pada penampang  melintang  estimasi  total energi  potensial  gelombang  gravitas (Persamaan  2-5)  dan  pusaran  angin dalam  batas  90°-140°BT.  Gambar  3-5 menunjukkan diagram ketinggian terhadap lintang  distribusi Ep ,  ∂ u /∂ z ,  dan  ∂ u /∂ y pada  waktu  yang  dipilih  seperti  dalam Gambar  3- 4.  Satuan  ∂ u /∂ z dan  ∂ u /∂ y berturut-turut  dalam  m/s  per  mb  dan m/s per rad. Berdasarkan hasil perkalian silang vektor gradien dan angin horizontal (−∂ u /∂ z j + ∂ u /∂ y k ), maka nilai positif  (negatif)  ∂ u /∂ z menunjukkan vektor  ke  atas  (bawah),  sedangkan  nilai positif (negatif) dari ∂ u /∂ y mewakili vektor ke  selatan  (utara).  Batas  ketinggian meliputi  lapisan  troposfer dan  stratosfer untuk  memperlihatkan  dampak  yang terlihat  di  troposfer  lintang  menengah dan  ekuator  setelah  kejadian  SSW.
Sumbu  horizontal  dibatasi  dari  20°LS sampai  90°LU  karena  penelitian  ini hanya menganalisis dinamika di BBU.
Nilai Ep pada lintang 40°-90° LU di atas  100  mb  tanggal  4  Desember  2012 sekitar  11  J/kg.  Peningkatan Ep mencapai  12-13  J/kg  terjadi  pada  26 Desember  2012  bersamaan  dengan perubahan  secara  drastis  pola  pusaran angin di  40°-60°  LU  yang  mencapai  ±20 m/(s.mb) dan ±10 m/(s.rad). Perubahan drastis  pada  tanggal  26  Desember  2012 ini  telah  diinvestigasi  oleh  Attard  dkk. (2016) yang merupakan pemicu kejadian SSW pada tanggal 7 Januari 2013.
Diagram  melintang  ∂ u /∂ y di sekitar 60°-80° LU paras 50-10 mb pada saat  kejadian  SSW  menunjukkan  pola kebalikan  pada  tanggal  26  Desember 2012.  Negatif ∂ u /∂z  dan  positif  ∂ u /∂ y di lapisan  stratosfer  di  lintang  menengah menggambarkan  ada  aliran  ke  bawah dan  menuju  tropis.  Aktivitas  gelombang gravitas  yang  ditunjukkan  oleh Ep juga meningkat  di  lintang  menengah  sekitar 100-50 mb.
(a) (b) (c) (d)
Gambar 3-4:  Diagram polar stereografik N 2 di 15 mb (kontur warna) dan u di 10 mb (kontur garis hitam) dengan  interval  tiap  10  m/s,  angin  baratan  (timuran)  diwakili  oleh  garis  penuh  (garis putus-putus). Kontur garis merah menunjukkan zona u = 0 m/s
Gambar 3-5:  Diagram ketinggian terhadap lintang distribusi energi potensial gelombang gravitas dan pusaran angin dalam batas 90°-140° BT pada waktu yang dipilih sesuai dengan Gambar 3-4
Gambar 3-6: Anomali OLR (nilai OLR dikurangi reratanya) di atas wilayah 90°-140° BT dan 10°LS-10°LU.
Dampak  kejadian  SSW  terhadap wilayah  sub-tropis  dan  tropis  mulai terlihat pada tanggal 24 Januari 2013. Ep di sekitar 20°-30° LU pada paras 100-200 mb  menunjukkan  pola  yang  disebut pelipatan lapisan tropopause ( tropopause folding ) (Fueglistaler dkk., 2009;
Gettleman dkk.,
2011).
Desakan terhadap  lapisan  tropopause  di  wilayah sub-tropis ini kemudian memicu anomali aktivitas  konvektif  di  atas  wilayah Indonesia  (Gambar  3-6).  Korelasi  silang anomali  angin  zonal  di  10  mb  terhadap anomali  OLR  menunjukkan  positif dengan  keterlambatan  sekitar  15  hari (Kodera,  2006).  Anomali  negatif  OLR  di antara tanggal 22-26 Januari 2013 hanya mencapai  10  W/m 2 lebih  kecil  daripada yang terjadi pada awal Januari 2013 yang mencapai lebih dari −30 W/m 2 . Meskipun anomali negatif pada akhir Januari 2013 ini  dapat  juga  dipengaruhi  oleh  kondisi lokal  dan  juga  oleh  fasa  monsun  Asia- Australia  dan Madden  Julian  Oscillation (MJO)  (Kiladis  dkk.,  2014),  namun kejadian  SSW  pada  bulan  Januari 2013 ini  memiliki  kontribusi  sebesar  20%, yakni  hasil  korelasi  silang  deret  waktu anomali angin zonal di 10 mb (Gambar 3- 1) terhadap anomali OLR.
Hasil  penelitian  ini  merupakan temuan  dari  analisis  studi  kasus  SSW major pada  bulan Januari  2013 (berdasarkan ketegori Butler dkk., 2015). Hasil  kuantitatif  ini  perlu  dilakukan  uji statistik  dari  kejadian  SSW major dan minor menggunakan  data  klimatologi
untuk  melihat  perbedaan  pengaruh kedua  tipe  SSW  tersebut  terhadap aktivitas  konvektif  di  wilayah  tropis. Interaksi  SSW major ( minor )  yang  lebih identik dengan pemisahan/ split (perpindahan/ displacement ) pusaran angin terhadap  gangguan  atmosfer  di  wilayah tropis  seperti Quasi  Biennial  Oscillation (QBO)  dan Madden-Julian  Oscillation (MJO)  (Garfinkel  dkk.,  2012;  Liu  dkk., 2014) juga perlu dipertimbangkan untuk melihat  dampak  timbal  balik  lapisan troposfer-stratosfer.

## 4 KESIMPULAN
Dinamika  lapisan  stratosfer  BBU selama  masa  pra,  saat,  dan  pasca kejadian  SSW  di  bulan  Januari  2013 telah  diteliti  berdasarkan  data T dan u dari NCEP-DOE  Reanalysis  II .  Analisis dinamika  stabilitas  statis,  energi  potensial gelombang  gravitas  dan  pusaran  angin dipilih pada tanggal 4 dan 26 Desember 2012 yang dikategorikan sebagai periode sebelum puncak SSW tanggal 7 Januari 2013. Adapun penjabaran kondisi pasca kejadian  SSW  merujuk  pada  tanggal  24 Januari 2013.
Hasil  penelitian  memperlihatkan peningkatan  dan  penurunan  secara drastis  dalam  waktu  singkat  pada N 2 terjadi  bersamaan  dengan  perubahan rerata angin baratan menjadi timuran di awal dan minggu ketiga Desember 2012 yang menjadi pemicu kejadian SSW. Pada masa  puncak  SSW, N 2 menurun  secara drastis di wilayah kutub utara bertepatan dengan  pelemahan  angin  zonal.  Pada saat  kejadian  SSW  tanggal  7  Januari 2013 terdapat aliran dari kutub menuju tropis  dan  berdampak  terjadi  pelipatan lapisan tropopause di wilayah sub-tropis pada tanggal 24 Januari 2013. Pelipatan lapisan tropopause ini kemudian memicu aktivitas  konvektif  di  atas  wilayah Indonesia  antara  tanggal  22-26  Januari 2013.  Kontribusi  kejadian  SSW  di  BBU terhadap  aktivitas  konvektif  di  atas wilayah  Indonesia  sebesar  20%.  Nilai prosentase  ini  memperlihatkan  proses interaksi lapisan stratosfer-troposfer dan telekoneksi wilayah kutub dan tropis.

## UCAPAN TERIMAKASIH
Penulis mengucapkan terima kasih kepada Prof. Toshitaka Tsuda atas diskusi  mengenai  dinamika  stratosfer. Data NCEP-DOE  Reanalysis  II diperoleh dari  NOAA/OAR/ESRL  PSD,  Boulder, Colorado, USA  (www.esrl.noaa.gov), serta Tim Redaksi Jurnal Sains Dirgantara dan Mitra Bestari.

## DAFTAR RUJUKAN
Albers,  J.  R.,  dan  T.,  Birner,  2014. Vortex Preconditioning  due  to  Planetary  and Gravity Waves prior to Sudden Stratospheric Warmings .  J.  Atmos.  Sci.,  71,  4028 – 4054, doi:10.1175/JAS-D-14-0026.1.
Alexander, M.J., M., Geller, C., Mc-Landress, S., Polavarapu,  P.,  Preusse,  F.,  Sassi,  K., Sato,  S.,  Eckermann,  M.,  Ern,  A., Hertzog,  Y.,  Kawatani,  M.,  Pulido,  T., Shaw,  M.,  Sigmond,  R.,  Vincent,  S., Watanabe,  2010. Recent  Developments in  Gravity-Wave  Effects  in  Climate Models  and  the  Global  Distribution  of Gravity-Wave  Momentum  Flux  From Observations  and  Models ,  Q.  J.  R. Meteorolog.  Soc . ,  136,  1103 – 1124, doi:10.1002/qj.637.
Alexander, S.P., A.R., Klekociuk, dan T., Tsuda, 2009. Gravity  Wave  and  Orographic
Wave  Activity  Observed  Around  the
Antarctic and Arctic Stratospheric Vortices by the COSMIC GPS-RO Satellite
Constellation . J. Geophys. Res. 114, doi: 10.1029/2009JD011851.
Alexander,  S.P.,  T.,  Tsuda,  dan  Y.,  Kawatani, 2008. COSMIC  GPSRO Observations  of Northern Hemisphere Winter Stratospheric Gravity Waves and Comparisons with an
Atmospheric  General  Circulation  Model .
Geophys.  Res.  Lett.,  35,  L10808, doi:10.1029/2008GL033174.
Andrews, D. G., J. R., Holton, dan C. B., Leovy, 1987. Middle  Atmosphere  Dynamics . Academic Press, 489.
Attard, H. E., R.-B., Rosimar, T. G., Corey, dan L.  L.,  Andrea,  2016. Tropospheric  and Stratospheric  Precursors  to  the  January 2013  Sudden  Stratospheric  Warming. Mon. Weather Rev.,1321-1339.
Austin, J., dan T. J. Reichler, 2008. Long-Term Evolution  of  the  Cold  Point  Tropical Tropopause:  Simulation  Results  and
Attribution  Analysis ,  J.  Geophys.  Res., 113,  D00B10,  doi:  10.1029/2007JD 009768.
Birner,  T.,  dan  P.  D.,  Williams,  2008. Sudden Stratospheric  Warmings  as  Noise- Induced Transitions . J. Atmos. Sci., 65,
3337 – 3343, doi:10.1175/2008JAS2 770.1.
Butler, A. H., D. J., Seidel, S. C., Hardiman, N., Butchart, T. Birner, dan A. Match, 2015. Defining  Sudden  Stratospheric  Warmings . Bull. Amer. Meteor. Soc., 96, 1913 – 1928, doi:10.1175/BAMS-D-13-00173.1. Charlton, A. J., dan L. M., Polvani, 2007. A New Look at Stratospheric Sudden Warnings . Part  I:  Climatology  and  Modeling Benchmarks .  J.  Climate,  20,  449 – 469, doi:10.1175/JCLI3996.1.
Coy,  L.,  dan  S.,  Pawson,  2015. The  Major Stratospheric Sudden  Warming of January  2013:  Analyses  and  Forecasts in the GEOS-5 Data Assimilation System . Mon. Wea. Rev., 143, 491 – 510, doi: 10.
1175/MWR-D-14-00023.1.
Ern, M., F., Ploeger, P., Preusse, J. C., Gille, L. J.,  Gray,  S.,  Kalisch,  M.  G.,  Mlynczak, J.  M.,  Russell  III,  dan  M.,  Riese,  2014. Interaction  of  Gravity  Waves  with  The QBO: a Satellite Perspective , J. Geophys.
Res.  Atmos.,  119,  2329 – 2355,  doi:  10.
1002/2013JD020731.
Fritts, D. C., dan Alexander, M. J., 2003. Gravity Wave Dynamics and Effects in the Middle Atmosphere ,  Rev.  Geophys.,  41,  1003, doi:10.1029/2001RG000106.
Fritts, D. C., dan P. K., Rastogi, 1985. Convective and  Dynamical  Instabilities  due  to Gravity Wave  Motions  in  the  Lower  and  Middle Atmosphere:  Theory  and  Observations , Radio Sci., 20 , 1247 – 1277.
Fueglistaler, S., A. E., Dessler, T. J., Dunkerton, I.,  Folkins,  Q.,  Fu,  dan  P.  W.,  Mote, 2009. Tropical  Tropopause  Layer ,  Rev. Geophys.,  47,  RG1004,  doi:10.1029/ 2008RG000267.
Garfinkel, C. I., S. B., Feldstein, D. W., Waugh, dan  C.,  Yoo,  S.,  Lee,  2012. Observed Connection between Stratospheric
Sudden  Warmings  and  the  Madden- Julian  Oscillation .  Geophys.  Res.  Lett., 39, L18807, doi:10.1029/2012GL05 3144. Gettelman, A., P., Hoor, L., Pan, W. J., Randel, M. I., Hegglin, dan T., Birner, 2011. The Extratropical  Upper  Troposphere  and
Lower  Stratosphere ,  Rev.  Geophys.,  49, RG3003, doi:10.1029/2011RG000355. Griise, K. M., D. W. J., Thompson, dan T., Birner, 2010. A Global Survey of Static Stability in the Stratosphere and Upper Troposphere , J. Clim., 23, 2275 – 2292. Hei,  H.,  T.,  Tsuda,  dan  T.,  Hirooka,  2008. Characteristics of Atmospheric Gravity Wave Activity in the Polar Regions Revealed by GPS Radio Occultation Data with  CHAMP ,  J.  Geophys.  Res.,  113,
D04107, doi:10.1029/2007JD008938.
Holton,  J.R.,  2004. An  Introduction  to  Dynamic Meteorology , Elsevier Academic Press. Kanamitsu,  M.,  W.  Ebisuzaki,  J.  Woollen,  S-K Yang, J.J., Hnilo, M. Fiorino, dan G. L.,
Potter, 2002. NCEP-DOE AMIP-II
Reanalysis  (R-2).  Bull.  Amer.  Meteor. Soc. 1631-1643.
Kiladis,  G.N.,  J.,  Dias,  K.H.,  Straub,  M.C.,
Wheeler, S.N., Tulich, K., Kikuchi, K.M., Weickmann,  M.J.,  Ventrice,  2014. A
Comparison  of  OLR  and  Circulation Based  Indices  for  Tracking  the  MJO . Monthly Weather Review, 142 1697-1715. Kodera,  K.,  2006. Influence  of  Stratospheric Sudden  Warming  on  the  Equatorial Troposphere . Geophys.  Res.  Lett., 33 , L06804, doi:10.1029/2005GL024510. Lindzen, R.S., dan J.R., Holton, 1968. A Theory of  the  Quashi-Biennial  Oscillation.  J. Atmos. Sci., 25, 1095-1107.
Liu, C., B., Tian, K.-F., Li, G. L., Manney, N. J., Livesey, Y. L., Yung, dan D. E., Waliser, 2014. Northern  Hemisphere  Mid-Winter Vortex-Displacement  and  Vortex-Split Stratospheric  Sudden  Warmings:  Influence of  The  Madden–Julian  Oscillation  and Quasi-Biennial  Oscillation .  J.  Geophys.
Res.  Atmos.,  119,  12  599 – 12  620,  doi: 10.1002/2014JD021876.
Manney, G.L., Z. D., Lawrence, M. L., Santee, W., G., Read, N. J., Livesey, A., Lambert, L., Froidevaux, H. C., Pumphrey, and M.J., Schwarrtz,  2015. A  Minor  Sudden Stratospheric  Warming  With  a  Major Impact:  Transport  And  Polar  Processing In The 2014/2015 Arctic Winter , Geophys. Res. Lett., 42, 7808 – 7816, doi: 10.1002/ 2015GL065864.
Martineau, P., dan S.-W., Son, 2013. Planetary- Scale  Wave  Activity  as  a  Source  of Varying  Tropospheric  Response  to
Stratospheric Sudden Warming Events: a Case  Study .  J.  Geophys.  Res.  Atmos., 118 , 10994 – 11006,  doi:10.1002/jgrd.
50871.
McInturff, R. M., 1978. Stratospheric Warmings:
Synoptic, Dynamic and General-
Circulation  Aspects .  Tech.  Rep.  NASA- RP-1017, NASA, Washington, DC, 166.
O’Neill,  A.,  2003. Middle  Atmosphere:  Sudden Stratospheric Warmings . Encyclopedia of Atmospheric Sciences, J. R. Holton, J. A. Curry,  and  J.  A.  Pyle,  Eds.,  Academic,
1342 – 1353. Randell,  W.J.,  dan  F.  Wu,  2015. Variability  of Zonal Mean Temperatures Derived from a Decade of GPS Radio Occultation Data . J.
Atmos. Sci., 72, 1261-1275, doi: 10.1175/ JAS-D-14-0216.1.
Reichler, T., M., Dameris, dan R., Sausen, 2003.
Determining the Tropopause Height from Gridded  Data ,  Geophys.  Res.  Lett., 30(20),  2042,  doi:10.1029/2003GL0 18240.
Smith, S. A., D. C., Fritts, dan T. E., VanZandt,
1987. Evidence for a Saturated Spectrum of Atmospheric Gravity Waves , J. Atmos.
Sci., 44, 1404 – 1410. Tsuda,  T.,  2014. Characteristics  of  Atmospheric Gravity  Waves  Observed  using  The  MU (Middle  and  Upper  Atmosphere)  Radar and  Global  Positioning  System  (GPS) Radio  Occultation.  Review. Proc.  Jpn. Acad., Ser. B 90, 12-27.
Tsuda, T., K., Hocke, 2002. Vertical Wave Number Spectrum of Temperature Fluctuations in the  Stratosphere  using  GPS  Occultation Data , J. Meteorol. Soc. Japan, 80, 925 – 938.
Tsuda,  T.,  M.,  Nishida,  C.,  Rocken,  and  R.  H., Ware,  2000. A  Global  Morphology  of Gravity Wave activity in the Stratosphere Revealed  by  the  GPS  Occultation  Data GPS/MET ,  J.  Geophys.  Res.,  105(D6),
7257 – 7273.
Tsuda,  T.,  T.  E.,  VanZandt,  M.,  Mizumoto,  S.,
Kato,  dan  S.,  Fukao,  1991. Spectral
Analysis  of  Temperature  and  Brunt- Vaisala Frequency Fluctuations Observed  by  Radiosondes ,  J.  Geophys. Res . , 96, 17265 – 17278.
VanZandt, T. E., 1982. A Universal Spectrum of Buoyancy  Waves  in  the  Atmosphere ,
Geophys. Res. Lett . , 9, 575 – 578.