## ANALISIS PERILAKU ANGIN DI LAPISAN 850 hPa HASIL OBSERVASI DATA WPR DIKAITKAN DENGAN PERILAKU DATA INDEKS MONSUN GLOBAL DI INDONESIA
Noviyanti Erfien Kaparang *) dan Eddy Hermawan **)
*) Program Studi Meteorologi, FITB, Institut Teknologi Bandung (ITB), Bandung
**) Peneliti Pusat Pemanfaatan Sains Atmosfer dan Iklim, LAPAN e-mail : noviyantierfien@yahoo.com, eddy_lapan@yahoo.com

## ABSTRACT
This  study analyzed the  behavior of  winds  in the  lower  layers of the  troposphere,  or  rather  at  "approximately"  850  hPa  layer,  which  is equivalent to an altitude of "about" 1.5 km above the sea level (asl) and observed  the  data  at  Wind  Profiling  Radar  (WPR)  in  Pontianak,  Biak, Manado,  Serpong and  Kototabang,  particularly  in  the  wet  months  (BB) and dry months (BK) for a few months. The results show that the WPR data  used  to  identify  the  Monsoon  on  the  Indonesian  Maritime Continent  region  (BMI)  is  quite  refresentative. The  results  further  show that  the  cities  which  are  located  relatively  close  to  the  equatorial  line, such  as  Pontianak  and  Biak  are  relatively  strongly  influenced  by  wind zonal  (East-West).  While  the  city  which  is  relatively  far  from  the equatorial  line  (like  Manado),  is  relatively  strongly  affected  by  the meridional  wind  (North-South).  There  is  further  analysis  of  why  this  is happening.  However,  this  is  allegedly  due  to  the  influence  of  Coriolis force (Coriolis Force), particularly at the lower layers of the troposphere in the region that is located relatively far from the equatorial than in the precise area at the equatorial considering that the Coriolis force itself is close  to  zero  (very  small)  for  the  equatorial  region.  Another  interesting point is that the zonal winds are stronger influence on the data AUSMI (Australian Monsoon Index), while the meridional winds are the stronger influence  on  the  data  WNPMI  (Western  North  Pacific  Monsoon  Index) with correlation values respectively around 0.76 and 0.45.
Keywords: Monsoon Signal, WPR, and Global Monsoon Index

## ABSTRAK
Dalam  studi  ini  dilakukan  analisis  perilaku  angin  di  lapisan bawah  troposfer  atau  tepatnya  di  “sekitar”  lapisan  850  hPa,  setara dengan ketinggian di “sekitar” 1.5 km di atas permukaan laut (dpl) hasil observasi data Wind Profiling Radar (WPR) di kota-kota Pontianak, Biak,
Manado, Serpong dan Kototabang, khususnya di saat bulan basah (BB) dan  bulan  kering  (BK)  selama  beberapa  bulan  pengamatan.  Hasilnya menunjukkan bahwa ternyata data WPR cukup representatif digunakan untuk  mengidentifikasi  terjadinya  Monsun  di  kawasan  Benua  Maritim Indonesia (BMI). Hasil lebih lanjut menunjukkan bahwa kota-kota yang letaknya  relatif  dekat  dengan  garis  ekuatorial,  seperti  Pontianak  dan Biak  ternyata  relatif  kuat  dipengaruhi  oleh  angin  zonal  (Barat-Timur), sementara kota yang relatif jauh dari garis ekuatorial (seperti Manado), ternyata relatif kuat dipengaruhi oleh angin meridional (Selatan-Utara). Belum  ada  hasil  analisis  lebih  lanjut  mengapa  hal  ini  terjadi.  Namun, diduga  kuat  hal  ini  disebabkan  karena  adanya  pengaruh  gaya Coriolis (Coriolis Force) khususnya pada lapisan bawah troposfer di wilayah yang letaknya  relatif  agak  jauh  dari  garis  ekuatorial  dibanding  di  wilayah yang tepat berada pada ekuatorial mengingat nilai gaya Coriolis sendiri mendekati  nol  (sangat  kecil)  untuk  wilayah  di  ekuatorial.  Hal  menarik lainnya  adalah  ternyata  angin  zonal  lebih  kuat  pengaruhnya  terhadap data  AUSMI  (Australian  Monsoon  Index),  sementara  angin  meridional lebih  kuat  pengaruhnya  terhadap  data  WNPMI  (Western  North  Pacific Monsoon  Index)  dengan  nilai  korelasi  masing-masing  sekitar  0.76  dan 0.45. Pembahasan lebih mendalam tentang analisis di atas, kami bahas dalam tulisan ini.
Kata kunci: Sinyal Monsun, WPR, Indeks Monsun Global

## 1 PENDAHULUAN
Sebagai  satu-satunya  kawasan  unik  dan  spesifik  di  kawasan ekuatorial  yang  dikenal  dengan  istilah  Benua  Maritim  Indonesia  (BMI) atau  Indonesian  Maritime  Continent  (IMC),  akibat  posisi  geografisnya yang  diapit  silang  oleh  dua  Benua  besar  dan  dua  Samudera  besar, masing-masing  Benua  Asia  dan  Australia,  dan  Samudera  Pasifik  dan Hindia.  Keistimewaan  inilah  yang  menyebabkan  sifat  Monsun Indonesia,  memiliki  karakteristik  yang  berbeda  dengan  kawasan Monsun lainnya
seperti dijelaskan
Ramage (1971)
yang menggambarkan  kawasan  Monsun  dibatasi  oleh  Garis  Lintang  35 ° LU (Lintang  Utara)  dan  25 ° LS  (Lintang  Selatan),  serta  Garis  Bujur  30 ° BB (Bujur  Barat)  dan  170 ° BT  (Bujur  Timur).  Di  sini  terlihat  jelas  bahwa BMI  termasuk  dalam  satu  satu  kawasan  Monsun  dunia  yang  perlu dikaji  lebih  mendalam  tentang  karakteristik  atmosfer  yang  terjadi  di dalamnya.
Jika  ditinjau  dari  distribusi  curah  hujan  di  Indonesia,  maka terdapat  wilayah  seperti  Sumatera  Bagian  Selatan,  Jawa,  Bali,  dan Nusa Tenggara yang sangat tegas dipengaruhi oleh Monsun, dimana di saat angin Monsun dekat permukaan bergerak dari Asia, maka jumlah
curah  hujan  yang  dihasilkannya  berlimpah,  sebaliknya  saat  angin Monsun  bergerak  dari  Australia,  maka  jumlah  curah  hujan  yang dihasilkannya  tidaklah  berlimpah,  bahkan  cenderung  relatif  kecil/ sedikit (Aldrian and Susanto, 2003).
Beberapa  penelitian  tentang  Monsun  di  Indonesia  seperti Mustofa  (2000),  Suryantoro  (2009),  dan  peneliti  lain  telah  banyak dilakukan.  Umumnya  mereka  menggunakan  simulasi  model,  data satelit dan data hasil observasi lain. Sementara penggunaan data radar, belum banyak dimanfaatkan, walaupun radar menghasilkan parameter arah  dan  kecepatan  angin  untuk  tiga  dimensi  dengan  resolusi pengamatan  yang  relatif  “tinggi”  sebagai  parameter  utama  dalam mengkaji fenomena Monsun, khususnya di lapisan 850 dan 200 hPa.
Tujuan  utama  penelitian  ini  adalah  ingin  memanfaatkan  data radar, khususnya data Wind Profiling Radar (WPR) hasil kerjasama riset antara  pihak  Japan  Agency  for  Marine-Earth  Science  and  Technology (JAMSTEC), Jepang dan Badan Pengkajian
Penerapan dan
Pengembangan  Teknologi  (BPPT),  Indonesia  di  bawah  naungan  proyek Hyrometeorological  ARray  for  ISV-Monsoon  AUtomonitoring  (HARIMAU). Analisis difokuskan pada perilaku perubahan arah dan kecepatan angin di  lapisan  bawah  troposfer,  tepatnya  di  sekitar  lapisan  850  hPa  atau setara  dengan  ±  1.5  km  di  atas  permukaan  laut  (dpl).  Sehubungan dengan  keterbatasan  data  yang  dimiliki,  maka  pada  penelitian  kali  ini dibatasi hanya untuk wilayah Biak, Manado, dan Pontianak.

## 2 TEORI DASAR

## 2.1 Gambaran Umum Monsoon (Monsun)

## 2.1.1 Definisi monsun
Monsoon atau Monsun berasal dari bahasa Arab “mausam” yang berarti musim. Monsun didefinisikan sebagai angin yang berubah arah selama  setahun  atau  angin  yang  bertiup  musiman  dan  merupakan sistem  sirkulasi  regional.  Menurut  Chao  dan  Chen  (2001)  Monsun merupakan  rata-rata  waktu  (misalnya,  bulanan)  dari  sistem  konvektif daratan  di  daerah  tropis.  Secara  umum  dapat  digambarkan  bahwa monsun  berhubungan  dengan  ITCZ  substansial  jauh  (lebih  dari  100 km)  dari  ekuatorial,  sehingga  Monsun  tidak  bergantung  pada perbedaan  daratan  dan  lautan  yang  kontras.  Daratan  –  lautan  yang kontras hanya melengkapi lokasi yang menguntungkan dari bujur ITCZ (Muna, 2005).
Namun secara keseluruhan Monsun dapat didefinisikan sebagai pembalikan angin permukaan tahunan, termasuk pembalikan perpindahan  kelembaban  tahunan  dan  distribusi  presipitasi  tahunan yang  kontras  antara  musim  panas  dan  musim  dingin.  Pusat  musim panas menyebabkan musim hujan dan relatif kering saat musim dingin (Wang and Ding, 2006).

## 2.1.2 Mekanisme Umum Sirkulasi Monsun
Pada  dasarnya  monsun  sebagai  fenomena  global  dinamika  atmosfer, disebabkan oleh:
 Peredaran semu matahari terhadap bumi yang bergerak antara 23,5 ° LU hingga  23,5 ° LS  mengakibatkan  arah  pergerakan  angin  mengikuti peredaran  Matahari  tersebut  dengan  periode  setengah  tahunan  atau sering disebut sebagai periode musiman,
 Adanya perbedaan kapasitas panas yang diterima antara daratan dan lautan yang cukup besar.
Pada  musim  panas,  daratan  mempunyai    suhu  lebih tinggi  dari pada  lautan. Karena  itu  pada  musim  panas  daratan  merupakan  pusat tekanan rendah dan angin atau sirkulasi udara berlangsung dari lautan ke  daratan.  Sebaliknya  pada  musim  dingin suhu  daratan  lebih  rendah daripada suhu lautan, sehingga pada musim dingin daratan merupakan pusat  tekanan  tinggi  dan  sirkulasi  udara  berlangsung  dari  daratan  ke lautan  (Tjasyono,  2008).  Gambar  2-1  menunjukkan  sirkulasi  musiman sistem monsun dalam musim dingin dan panas.
Gambar 2-1: Sirkulasi  musiman  sistem  monsun  dalam  musim  dingin dan panas (Sumber : Tjasyono, 2008)
Monsun  yang  mempengaruhi  kedatangan  musim  hujan  dan musim  kemarau  telah  menjadi  teka-teki  yang  lama  dalam  ilmu meteorologi.  Bahwa  perbedaan  skala  benua  dan  laut  yang  sangat
kontras  merupakan  salah  satu  alasan  utama  terjadinya  monsun (Chang,  1984,  Holton,  1992;  Wu  Wang,  1999).  Beberapa  ahli  tersebut menjelaskan  bahwa  mekanisme  utama  terjadinya  monsun  dapat diuraikan sebagai berikut:
 Pada  musim  panas,  pemanasan  radiasi  daratan  (contohnya:  Benua Asia) meningkatkan skala termal rendah daratan dan sekitarnya serta bertiupnya angin level rendah dari barat daya. Angin ini menyebabkan terjadinya konvergensi kelembaban dan konvergensi kumulus.
 Pada musim dingin, pendinginan radiasi daratan meningkatkan skala termal  tinggi  daratan  dan  sekitarnya  serta  bertiupnya  angin  level rendah  dari  timur  laut.  Hal  ini  menyebabkan  terjadinya  divergensi udara  kering  (Muna,  2005).  Gambar  2-2  menunjukkan  mekanisme sirkulasi monsun pada musim panas dan dingin.
Gambar 2-2: Mekanisme  sirkulasi  monsun  saat  (a)  panas,  (b)  dingin (Sumber : Muna, 2005)

## 2.1.3 Kriteria Monsun
Menurut  Khromov  daerah  Monsun  adalah  daerah  dengan  arah angin  yang  berkuasa  berbalik  arah  paling  sedikit  120 0 antara  bulan Januari  dan  Juli.  Bulan  Januari  merupakan bulan  maksimum  musim dingin  di  BBU  (Belahan  Bumi  Utara)  atau  musim  panas  di  BBS (Belahan Bumi Selatan), sedangkan bulan Juli adalah bulan maksimum musim  panas  di  BBU  atau  musim  dingin  di  BBS.  Sedangkan  kriteria Monsun menurut Ramage (1971) adalah:
(a) (b)
 Arah  angin  (prevailing)  mengalami  perubahan  sedikitnya  120 0 antara bulan Januari dan Juli,
 Frekuensi rata-rata arah angin utama (prevailing) melebihi 40% pada bulan Januari dan Juli,
 Kecepatan angin paduan rata-rata melebihi 3 m/s di salah satu atau di  setiap  bulannya  (Januari  dan  Juli),  dan  secara  rata-rata  terjadi kurang dari 1 siklus pergantian siklon-antisiklon yang terjadi di setiap 2  tahun  pada  bulan  Januari  atau  Juli  di  sekitar  wilayah  persegi  5 0 lintang dan bujur.
Dari  kriteria  tersebut,  Monsun  dapat  dikarakterisasikan  oleh kawasan  angin  yang  tetap  dan  tak  terpisahkan  dari  perkembangan musiman  kondisi  lapisan  batas  seperti  suhu  permukaan  daratan  atau lautan (Tjasyono, 1996 dan 2008).
Gambar 2-3: Daerah/kawasan Monsun (Sumber : Ramage, 1971)
Berdasarkan  Gambar  2-3,  maka  dapat  dikategorikan  bahwa wilayah yang tergolong dalam wilayah Monsun adalah wilayah India dan Asia  Tenggara,  Australia  bagian  utara,  serta  Afrika  barat  dan  tengah. Ketiga  wilayah  ini  merupakan  wilayah  Monsun  utama  dari  sirkulasi global.  Sedangkan,  wilayah  Amerika  dan  Afrika  selatan  meskipun  juga merupakan  wilayah  yang  curah  hujannya  memiliki  siklus  musiman yang  kuat,  akan  tetapi  karena  prevailing  wind  nya  secara  umum tidak mengalami  perubahan  yang  cukup  berarti  antara  musim  panas  dan dingin sehingga tidak dapat dikategorikan sebagai wilayah Monsun.

## 2.1.4 Monsun Asia Timur dan Tenggara dan Monsun Asia Selatan
Secara  umum  diketahui  bahwa    monsun  Asia  Timur  dan monsun Asia Selatan adalah dua subsistem berbeda di antara seluruh sistem  monsun  Asia,  masing-masing  memiliki  karakteristik  tersendiri karena kombinasi yang berbeda antara darat dan laut, dan posisi relatif berbeda  terhadap  Dataran  Tinggi  Tibet  (Wan  and  Fan,  1998;  Ping,
2008).  Salah  satu  metode  umum  untuk  merepresentasikan  intensitas sistem  monsun  adalah  dengan  menggunakan  Indeks  Monsun  yang berguna  dalam  mempelajari  variabilitas  tahunan  kegiatan  Monsun  di kawasan ekuatorial Indonesia.
Gambar 2-4: Angin rata-rata pada level 925 hPa pada (a) musim dingin BBU  (Januari-Februari)  dan  (b)  musim  panas  BBU  (Juli- Agustus) dengan satuan m/s (Sumber: data reanalisis dari European  Centre  for  Medium  Range  Weather  Forecasts, 1979-1993).
Gambar 2-5: Monsun  Asia  Timur  dan  Tenggara  pada  saat  (a)  musim dingin  BBU  dan  (b)  musim  panas  BBU  (Sumber: Prawirowardoyo,1996)
(a) (b) (a) (b)
Untuk  Monsun  Asia  Selatan  (misalnya  Monsun  India),  yang umumnya  menekankan  sepenuhnya  curah  hujan  musim  panas, setidaknya  dua  indeks  telah  ditempatkan  untuk  mengindentifikasi monsun  yang  kuat  dan  lemah.  Salah  satunya  adalah  yang  disebut “curah  hujan  musim  panas  all-India”  pada  bulan  Juni  sampai September  (Krishnamurti  dan  Bhalme,  1976).  Selain  itu,  zonal  wind shear didefinisikan oleh perbedaan angin zonal antara 850 dan 200 hPa di  Asia  Selatan  diperkenalkan  oleh  Webster  dan  Yang  (1992).  Lalu digunakan juga oleh beberapa peneliti lain, seperti Shukla (1987a,b,c,d,e),  Meehl,  and  Arblaster,  2001),  Krishnamurti,  1976)  yang telah mempelajari beberapa aspek variabilitas monsun Asia Selatan.
Gambar 2-6: Sama  dengan  Gambar  2-5,  tetapi  untuk  Monsun  Asia Selatan  pada  saat  (a)  musim  dingin  BBU  dan  (b)  musim panas BBU (Sumber : Prawirowardoyo,1996)
Situasinya lebih rumit dalam kasus monsun Asia Timur. Secara umum, musim panas di Asia Timur terdiri dari tiga aliran udara : arus barat Daya (bagian dari monsun India), aliran Tenggara (dari tepi Barat Daya  Pasifik  Barat  sub-tropis  tinggi),  dan  arus  lintas-khatulistiwa mengalir  melalui  bagian  Selatan  dari  Laut  Cina  Selatan.  Hasil  curah hujan musim panas dari interaksi tidak hanya tropis dan massa udara subtropis, tapi  juga  massa  udara  dingin  dari  lintang  tengah  ke  lintang tinggi (Ding 2004, Chao dan Chen, 2001).
Karakteristik  dari  monsun  Asia  Timur adalah komponen  musim dingin yang kuat. Aliran udara dari Utara ke Timur Laut mempengaruhi Cina dan Laut Cina Selatan, kemudian melintasi ekuatorial ke belahan bumi  Selatan  dan  menjadi  monsun  Barat  Laut  Australia  Utara.  Udara dingin dari daratan Cina juga dapat bermigrasi di lepas pantai timur ke Laut Cina Timur sebelum berbelok ke Selatan menuju khatulistiwa, dan
(a) (b)
menghasilkan arus Timur Laut (Wheeler dan Bride, 2005). Oleh karena itu,  di  wilayah  Asia  Timur,  angin  pada  musim  panas  (musim  dingin) memiliki  komponen  angin  selatan  (angin  utara).  Namun,  komponen zonal  pada  dua  musim  tersebut  dapat  saja  sama  (ke arah  Tenggara  di musim panas dan ke arah Timur Laut di musim dingin).

## 2.1.5  Monsun Australia
Berdasarkan  kriteria  Ramage  yang  mengandalkan  perbedaan sirkulasi atmosfer antara bulan Januari dan Juli, wilayah utara 25°S di Australia  dapat  digambarkan  sebagai  monsunal.  Daerah  monsunal  ini terdiri  atas  lebih  dari  400000  km²  yang  mencakup  belahan  utara Australia  Barat  dan  Queensland  dan  lebih  dari  90%  dari  “Northern Territory”.
Gambar 2-7: Monsun  australia  utara  pada  (a)  musim  dingin  BBU  dan (b) musim panas BBU (Sumber : Prawirowardoyo,1996)
Berdasarkan  hasil  analisis  massa  udara  di  sekitar  wilayah Australia  dan  pola  sirkulasi  di  Samudra  Hindia  Timur  dan  proses pemanasan Australia Utara, Wheeler dan McBride (2005)
mengelompokkan  arus  monsunal  menjadi  tiga  jenis.  Dia  berpendapat bahwa angin barat di Barat Laut Australia adalah angin pasat belahan selatan  yang  dibelokkan  di  tepi  utara  karena  panas  di  Australia  Utara rendah.  Dia  menamakan  aliran  barat  yang  terpotong  sebagai  “Pseudo- Monsoon”  yang  umumnya  terjadi  di  bagian  utara  Australia  Barat, dimana terdapat angin barat laut dangkal dan sangat bergantung pada angin  pasat  tenggara  yang  dibelokkan  oleh  “heat  low”  semi-permanen yang terletak di atas daerah Pilbra di Australia Barat.
Aliran  yang  lain  dinamakan  “Quasi-Monsoon”,  dan  terkait dengan  pola  dimana  aliran  diarahkan  menuju  “eastcentral”  dan Queensland  Tenggara,  sebagai  tanggapan  terhadap  “heat  low”  di  atas daratan  barat  Queensland.  Dia  menganggap  wilayah  “true  monsoonal” sebagai  daerah  yang  terletak  di  antara  Pseudo  dan  Quasi-Monsoon,  di sebelah  utara  20°S.  Ini  termasuk  angin  Barat  atau  angin  Barat  Laut
(a) (b)
dari  maritim  tropis  dan  massa  udara  khatulistiwa.  Dalam  studi  baru- baru  ini,  bagaimanapun,  Webster  dan  Yang  (1992)  menyatakan  bahwa bersamaan  dengan  pemanasan  diferensial  dan  rotasi  bumi,  proses kelembaban harus dipertimbangkan untuk memahami struktur sirkulasi monsun.
Selanjutnya,  karakteristik  monsunal  dari  iklim  Australia  utara dapat dibandingkan dengan daerah monsun tropis lainnya di Asia dan Afrika dimana migrasi musiman melalui khatulistiwa mendominasi silih bergantinya  musim  basah  dan  kering.  Daerah  ini  juga  menunjukkan pembalikan  angin  musiman  antara  musim  dingin  dan  musim  panas (Suppiah,  1992).

## 2.2 Monsun di Indonesia
Monsun di Indonesia adalah bagian dari monsun Asia Timur dan Asia  Tenggara,  dan  perpanjangan  dari  sistem  monsun  ini  disebut dengan  monsun  Australia  Utara.  Pada  musim  dingin  di  Belahan  Bumi Utara  (BBU),  yaitu  pada  bulan  Desember,  Januari  dan  Februari terdapat  sel  tekanan  tinggi  di  Benua  Asia  sedangkan  di  Belahan  Bumi Selatan  (BBS)  pada  waktu  yang  sama  terdapat  sel  tekanan  rendah akibat  musim  panas  di  Benua  Australia.  Karena  adanya  perbedaan tekanan  di  kedua  benua  tersebut,  sehingga  terjadi  aliran  udara  atau angin  dari  Asia  menuju  Australia  yang  dikenal  sebagai  monsun  Barat atau  Monsun  Barat  Laut.  Selama  periode  ini  di  daerah  yang membentang  dari  ujung  Sumatera  bagian  selatan,  Jawa,  Bali,  Nusa Tenggara sampai Irian angin monsun bertiup dari Barat ke Timur. Pola aliran  rata-rata  maksimum  musim  dingin  di  BBU  yaitu  bulan  Januari (Prawirowardoyo,  1996).  Pada  wilayah  Sumatera  bagian  Utara,  arah angin  utamanya  berkisar  lebih  dari  60  %,  sedangkan  pada  daerah lainnya  berkisar  antara  40%  -  60%.  Periode  ini  bersamaan  dengan musim hujan di sebagian besar wilayah Indonesia.
Sedangkan  pada  bulan  Juni,  Juli,  dan  Agustus  yaitu  pada musim panas di Belahan Bumi Utara (BBU), terjadi sebaliknya dimana terdapat  sel  tekanan  rendah  di  Benua  Asia  dan  sel  tekanan  tinggi  di Benua Australia yang menggerakkan monsun Timur atau Tenggara. Di daerah  yang  membentang  dari  ujung  Sumatera  bagian  selatan,  Jawa, Bali,  Lombok,  Nusa  Tenggara  dan  Irian  angin  monsun  bertiup  dari Timur  ke  Barat.  Periode  ini  cenderung  membawa  udara  kering  ke wilayah  Indonesia.  Dengan  demikian  dapat  dikatakan  bahwa  untuk daerah  yang  membentang  dari  ujung  selatan  Sumatera  selatan,  Jawa, Bali, Lombok, Nusa Tenggara, dan sampai Irian, musim Monsun Barat praktis  bersamaan  dengan  musim  hujan  sedangkan  musim  Monsun Timur praktis bersamaan dengan musim kemarau.
Gambar 2-8: Pola  rata-rata  angin  bulanan  (a)  saat  musim  dingin  Asia, dan (b) saat musim dingin Australia (sumber : BMKG)
Dari  beberapa  hasil  penelitian  yang  ada,  maka  dapat  dikatakan bahwa  faktor-faktor  utama  penyebab  variabilitas  curah hujan  tahunan di  wilayah  Denpasar,  Mataram,  dan  Makassar  adalah  fenomena monsun  Asia  Timur  dan  Tenggara  (Suryantoro,  2009).  Sedangkan berdasarkan kriteria Ramage (1971) yang ada, untuk wilayah Indonesia bagian barat hanya meliputi 64% wilayah saja yang dapat digolongkan sebagai  wilayah  monsun,  beberapa  di  antaranya  pengaruh  angin  lokal yang lebih mendominasi (Mustofa, 2000).
(a)
(b)
Gambar 2-9: Rata-rata  streamline  di  lapisan  pada  850  hPa  dan  curah hujan (mm/day) (a) JJA, dan (b) DJF (sumber : Hung et al., 2004)

## 3 DATA DAN METODE ANALISIS

## 3.1 Data
Data  utama  yang  digunakan  dalam  penelitian  ini  terdiri  dari  : data  Wind  Profiler  Radar  (WPR)  bersifat  10  menit-an  wilayah  Biak, Pontianak,  dan  Manado  periode  2008–2009  altitude  0,1-10  km,  data Boundary  Layer  Radar  (BLR)  wilayah  Kototabang  dan  Serpong  periode 2001–2002 yang diperoleh dari http://www.rish.kyoto-u.ac.jp/.

## 3.2  Metode Analisis
Metode  analisis  yang  digunakan  dari  penelitian  ini  adalah identifikasi dengan plot kontur time height  section data untuk checking reversal wind, perhitungan angin paduan, serta persistensi angin.
Angin  paduan  atau  resultan  vektor  dari  komponen  zonal  dan meridional. Dengan rumus perhitungan kecepatannya, yaitu:
⃗ = ⃗ + ⃗ (3-1)
dengan ⃗ dan ⃗ adalah vektor satuan arah sumbu x dan y.
= + (3-2)
dimana:
= kecepatan angin paduan = kecepatan angin zonal (B-T) = kecepatan angin meridional (S-U)
Sedangkan persistensi angin merupakan rasio antara kecepatan angin paduan dan kecepatan angin rata-rata.
= (3-3)
dimana:
= persistensi angin
̅ = kecepatan angin rata-rata
Dengan  analisis  spektral,  ditentukan  level  yang  mewakili  sinyal monsun yang ada dari setiap kota.
Data  timeseries  dari  Radar  juga  digunakan  sebagai  data  insitu untuk  memvalidasi  data  indeks  monsun  dengan  analisis  scatter  dan perhitungan  koefisien  korelasi  dengan  metode  analisa  korelasi  Pearson Product  Moment  yang  merupakan  metode  untuk  mengukur  eratnya korelasi antara 2 variabel dengan rumus:
Untuk lebih jelasnya, dapat dilihat pada diagram alir berikut ini:
Data angin zonal dan meridional dari WPR&BLR REVERSAL WIND CHECK : Kontur time height section Angin paduan Persistensi angin Validasi Indeks Monsun dengan analisis scatterplot dan koefisien korelasi Analisis spektral Deteksi level ketinggian yang mewakili monsun (km) Identifikasi dan analisa karakter monsun di Indonesia Indeks monsun yang mewakili monsun di Indonesia Verifikasi Monsoon update end start
Gambar 3-1: Diagram alir penelitian
4 HASIL DAN PEMBAHASAN 4.1 Plot Time-Height Section
Gambar 4-1: Plot time height section angin zonal Biak (a) Januari, (b) Juli
(a) (b)
Gambar 4-2: Plot  time  height  section  tahunan  Biak  angin  (a)  zonal,

## (b) meridional
Dari  beberapa  plot  kontur  yang  ada  dapat  terlihat  perbedaan yang  tegas  antara  bulan  Januari  dengan  bulan  Juli  baik  dari  angin zonal maupun meridionalnya. Dengan angin zonal yang tadinya bersifat westerly  berbalik  arah  menjadi  easterly,  sedangkan  untuk  angin meridionalnya  berbalik  dari  northerly  menjadi  southerly.  Dari  plot tahunan pun terlihat peralihannya dengan gejala pada sekitar awal dan akhir  tahun  pola  anginnya  cenderung  seragam,  sementara  untuk pertengahan tahun memiliki pola yang berbeda.
Gambar 4-3: Plottime height section angin zonal Pontianak (a) Januari, (b) Juli
Gambar 4-4: Plot time height section tahunan Pontianak angin (a) zonal, (b) meridional
Dari  hasil  plot  yang  ada,  terlihat  juga  untuk  wilayah  Pontianak pembalikan  arah  untuk  angin  zonal  maupun  meridionalnya.  Begitu pula dengan plot vertikalnya terlihat adanya pembalikan arah angin di
(a) (b) (a) (b)
(a)
(b)
antara  kedua  bulan  yaitu  Januari  dan  Juli.  Dari  plot  tahunan  terlihat adanya  pola  yang  terbalik  antara  angin  zonal  dan  meridional.  Pada angin  zonal  di  sekitar  pertengahan  tahun  pada  lapisan  permukaan hingga  ketinggian  sekitar  2  km  pola  angin  cenderung  pada  posisi peralihan  (reversal  wind),  sedangkan  pada  level  di  atasnya  pola  angin yang  cenderung  westerly.  Sementara  untuk  angin  meridional,  pada pertengahan  tahun  lapisan  permukaan  hingga  2  km  pola  anginnya cenderung  southerly,  sedangkan  di  lapisan  atasnya  pola  angin cenderung dalam masa peralihan.
Gambar 4-5: Plot time height section angin zonal Manado (a) Januari, (b) Juli
Gambar 4-6: Plot time height section tahunan Manado angin (a) zonal, (b) meridional
Pola angin zonal pada bulan Januari dan Juli untuk wilayah ini cenderung  merupakan  periode  peralihan,  dimana  pada  bulan  Januari terjadi  peralihan  dari  westerly  menjadi  easterly,  sedangkan  untuk bulan  Juli  merupakan  masa  peralihan  dimana  sebagian  bulannya terjadi  reversal  wind  menuju  westerly.  Sementara  untuk  angin meridional  dari  plot  DJF  dan  JJA  terjadi  perubahan  dari  easterly menjadi  cenderung  westerly  khususnya  pada  lapisan  bawah  atmosfer yaitu  pada  lapisan  yang  memiliki  ketinggian  sekitar  0  –  2  km.  Sama dengan  wilayah  lainnya,  wilayah  Manado  pun  menunjukkan  adanya keterbalikan pola tahunan antara angin zonal dan meridional.
(a) (b) (a) (b)
Gambar 4-7: Plot time height section angin zonal Serpong (a) Januari, (b) Juli
Gambar 4-8: Plot time height section tahunan Serpong angin (a) zonal, (b) meridional
Dari plot angin zonal dan meridional, keduanya memperlihatkan adanya  pembalikan arah. Namun,  lebih terlihat  jelas  pada  angin  zonal khususnya  dari  rata-rata  angin  permukaan  dan  lapisan  bawah atmosfer.
Gambar 4-9: Plot  time  height  section  angin  meridional  Kototabang (a) Januari, (b) Juli
Untuk  wilayah  Kototabang,  karena  terlalu  banyak  data  yang kosong,  sehingga  tidak  terdeteksi  sinyal  monsun  yang  ada.  Sedikit terlihat  pada  plot  tahunan  dimana  terjadi  pembalikan  arah  angin  dari peralihan  ke  westerly  untuk  angin  zonal  dan  peralihan  ke  northerly untuk angin meridional. Sebagai pembanding untuk wilayah Kototabang, digunakan hasil plot pembanding untuk data EAR bulanan periode  2001-2008,  dimana  terlihat  dengan  jelas  osilasi  monsun  yang ada dari perubahan warna yang ada.
(a) (b) (a)
(b) (a)
(b)
Gambar 4-10: Plot  time  height  section  data  EAR  bulanan  Kototabang dalam kurun waktu 8tahun angin (a) zonal, (b) meridional

## 4.2 Analisis Prevaling, Persistensi dan Kecepatan Rata-Rata Angin
Tabel 4-1: HASIL  PERHITUNGAN  PREVAILING,  PERSISTENSI,  DAN

## KECEPATAN RATA-RATA ANGIN
KOTA THN  BLN  Prevailing  Persistensi Kecepatan rata2 BIAK 2008 jan W 0,8960 8 jul E 0,9749 6 2009 jan W 0,0466 5 jul E 0,3948 3 PONTIANAK 2008 jan NW 0,6113 5 jul E 0,6219 3 2009 jan NW & N 0,7382 6 jul S 0,6648 4 KOTOTABANG 2002 jan E 0,9855 2 jul W 0,9245 3 2003 jan jul MANADO
2008 jan jul 2009 jan W 0,6905 6 jul W 0,8391 3 SERPONG 2002 jan NW 0,7745 4 jul E 0,4195 2 2003 jan W 0,8386 4 jul E 0,8895 4
Dari  hasil  perhitungan  tersebut,  dapat  diketahui  bahwa  untuk wilayah  Biak  terjadi  pembalikan  arah  prevailing  wind  sedikitnya  180 0 dengan frekuensi rata-rata arah angin utama diatas 50% dan kecepatan
(a)
angin  rata-rata  diatas  3  m/s.  Untuk  wilayah  Pontianak  terjadi pembalikan  arah  sedikitnya  135 0 dengan  frekuensi  angin  utama  rata- rata  di  atas  60%  dan  kecepatan  angin  rata-rata  di  atas  4  m/s. Sedangkan  untuk  wilayah  Kototabang,  frekuensi  angin  utama  sangat tinggi dengan nilai rata-rata di atas 90%, dengan pembalikan arah 180 º dan  kecepatan  rata-rata  di  atas  2  dan  3  m/s.  Untuk  wilayah  Manado meskipun tidak terlihat pembalikan dengan jelas, namun dari frekuensi angin  utamanya  yang  cenderung  di  atas  60%  dan  kecepatan  di  atas 3  m/s.  Dan  terakhir,  untuk  wilayah  Serpong  terjadi  pembalikan sedikitnya 135 º dan kecepatan rata-rata 3,5 m/s. Terlihat pada wilayah ini nilai persistensi antara kedua tahunnya sangat berbeda khususnya pada  bulan  Juli  tahun  2002.  Hal  tersebut  diduga  akibat  pengaruh adanya  gangguan  tropis  seperti  kejadian  El  Nino  lemah  di  sepanjang tahun tersebut, siklon tropis di wilayah Samudera Hindia, hadirnya cold surge,  serta  kondisi  MJO  (Madden  Julian  Oscillation)  yang  dalam  fase aktif. Beberapa gangguan ini, diduga menyebabkan penyimpangan arah pergerakan angin di Indonesia khususnya wilayah Jawa dan sekitarnya.
Gambar 4-11: Hasil analisis spektral (FFT) untuk penentuan level yang mewakili monsun

## Tabel 4-2: REKAPITULASI HASIL ANALISIS SPEKTRAL
Berdasarkan hasil analisis spektral di beberapa kota di Indonesia (Tabel 4-2), maka dapat disimpulkan bahwa sinyal Monsun di Indonesia sebagian  besar  dapat  diwakili  oleh  ketinggian  1  hingga  2  km  untuk lapisan atmosfer bawah. Dalam hal ini, ditentukan level 1.5 km sebagai level yang mewakili.

## 4.3 Validasi Indeks Monsun Global
Gambar 4-12: Plot timeseries Indeks Monsun Global
Sesuai  dengan  batasan  penelitian,  maka  Indeks  Monsun  Global yang  digunakan  adalah  indeks  yang  hanya  memperhitungkan  angin pada  level  850hPa  saja,  yaitu  meliputi  indeks  monsun  Australia (AUSMI),  indeks  monsun  India  (ISMI),  serta  indeks  monsun  Pasifik Barat (WNPMI).

## Tabel 4-3: NILAI  KORELASI  ANTARA  DATA  ANGIN  DENGAN  INDEKS MONSUN GLOBAL
Ausmi imi wnpmi kesimpulan zonal Biak 0.472264 -0.38066 -0.10202 ausmi Pontianak 0.56777 -0.39017 -0.23396 ausmi Manado 0.283513 -0.02919  0.081023 ausmi Serpong 0.758356 -0.34572 -0.3321 ausmi Kototabang -0.22354  0.133633  0.038401 ismi meridional Biak -0.11844 0.15069 -0.00255 ismi Pontianak -0.53644  0.299127  0.360044 wnpmi Manado -0.41484  0.413973  0.447083 wnpmi Serpong -0.23707  0.175116  0.271019 wnpmi Kototabang 0.01063  0.074474  0.069118 ismi
Dari hasil perhitungan korelasi tersebut, dapat diketahui bahwa indeks  AUSMI    yang  lebih  cocok  untuk  sebagian  besar  wilayah Indonesia  bila  ditinjau  dari  angin  zonalnya.  Sedangkan  indeks  WNPMI cocok untuk wilayah Indonesia bila dilihat dari angin meridionalnya.

## 5 KESIMPULAN
Berdasarkan  analisis  yang  kami  lakukan  terhadap  perilaku angin  zonal  dan  juga  meridional  di  atas  kota-kota  Biak,  Pontianak, Manado,  Serpong  dan  juga  Kototabang  hasil  observasi  data  Wind Profiling Radar (WPR) di lapisan 850 hPa (hampir setara dengan lapisan 1.5 km dpl), khususnya di saat bulan basah dan bulan kering (DJF dan JJA), maka dapatlah ditarik beberapa kesimpulan sebagai berikut:
 Sinyal Monsun di Indonesia dapat terlihat dengan menggunakan data WPR  dari  beberapa  kota  yang  ada,  sehingga  dapat  dikatakan  bahwa data  WPR  dapat  digunakan  untuk  mengkaji  fenomena  Monsun  di Indonesia, khususnya di lapisan 850 hPa,
 Terlihat  bahwa  untuk  kota-kota  yang  letaknya  relatif  dekat  dengan garis  ekuatorial,  seperti  Pontianak  dan  Biak,  maka  pengaruh  angin zonal  relatif  lebih  kuat  dibandingkan  dengan  angin  meridional.  Hasil ini,  kemungkinan  diduga  akibat  pengaruh  gaya  Coriolis  yang berpengaruh khususnya pada lapisan bawah troposfer di wilayah yang letaknya  agak  jauh  dari  garis  ekuatorial  dibanding  di  wilayah  yang tepat  berada  pada  ekuatorial  mengingat  nilai  gaya  Coriolis  sendiri mendekati nol (sangat kecil) untuk wilayah di ekuatorial, dan
 Terkait  dengan  aktifitas  data  Indeks  Monsun  Global,  terlihat  bahwa untuk angin zonal pada umumnya lebih berkorelasi baik dengan data Indeks  AUSMI,  sedangkan  untuk  angin  meridional  lebih  berkorelasi baik  dengan  WNPMI  dengan  korelasi  maksimum  masing-masing bernilai sekitar 0.76 dan 0.45 untuk Serpong dan Manado.

## Ucapan Terima Kasih
Penulis mengucapkan terima kasih kepada Bapak Dr. Zadrach L. Dupe dan Prof. Bayong Tjasyono H. K. atas  kritik dan sarannya untuk perbaikan  tulisan  ini.  Juga  kepada  pihak  Research  Institute  for Sustainable Humanosphere (RISH) Kyoto University  atas izin penggunaan data dalam tulisan ini.

## DAFTAR RUJUKAN
Aldrian,  E,  and  R.D.,  Susanto,  2003.  Identification  of  three  Dominant Rainfall  Regions  within  Indonesia  and  their  Relationship  to  Sea Surface Temperature, Int. J. Climatol, 23, 1435-1452.
Chang, C.P., 2005. The Asian Winter – Australian Summer Monsoon: An Introduction,  Goswami,  B.  M.,  2005:  South  Asian  Summer Monsoon:  An  Overview.,  Hendon,  H.,  2005:  The  Australian Summer  Monsoon.,  Wang,  B.,  Li,  T.,  Ding,  Y.,  Zhang,  R.,  and Wang,  H.,  2005:  East  Asian-Western  North  Pacific  Monsoon:  A Distinctive Component of the Asian-Australian Monsoon System., The Global Monsoon System: Research and Forecast, Report of the International  Committee  of  the  Third  International  Workshop  on Monsoons  (IWM-III)  2-6  Nov  2004,  Hangzhou,  China,  WMO/TD No.70 (TMRP Report No. 70).
Chao, W.C. and B. Chen, 2001. The Origin of Monsoons.  J. Atmos. Sci., 58, 3497-3507.
Ding,  Y.,  H.  Wang,  H.,  and  B.  Wang,  2005.  East  Asian  Monsoon:  East Asia.  The  Global  Monsoon  System:  Research  and  Forecast,  Report of  the  International  Committee  of  the Third  International  Workshop on  Monsoons  (IWM-III)  2-6  Nov  2004,  Hangzhou,  China,  WMO/TD
No.70 (TMRP Report No. 70).
Holton,  J.R.,  1992.  An  Introduction  to  Dynamic  Meteorology.  Academic
Press. New York.
Hung,  C-W.,  X.  Liu,  and  M.  Yanai,  2004.  Symmetry  and  Asymmetry  of the Asian and Australian Summer Monsoons. J. Climate, 17, 2413- 2426.
Khrisnamurti, N.T, and N.H. Bhalme NH., 1976. Oscillations of Monsoon System. Observational Aspect, 33:1937-1953.
Khromov,  S.  P.,  1978.  Geographic  Distribution  of  Monsoons,  Die
geographische Verbreitung der Monsune. Petermanns Geogr. Muna, R., 2005. On the origin of Monsoon; Conventional Theory vs. New Findings. Course ATM, 656.
Mustofa,  M.A.,  2000.  Identifikasi  daerah  Monsun  dan  Curah  Hujan Berdasarkan  Sifat  Angin  Permukaan  di  Indonesia  Bagian  Barat, Tesis magister, Institut Teknologi Bandung, Bandung. Meehl,  G.  A.,  and  J.  M.  Arblaster,  2001.  The  Tropospheric  Biennial Oscillation  and  Indian  Monsoon  rainfall,  Geophys.  Res.  Lett.,  28 (9), 1731–1734.
Prawirowardoyo, S., 1996. Meteorologi. Penerbit ITB, Bandung. Ping,  2008.  An  East  Asian  Subtropical  Summer  Monsoon  Index  Defined
By moisture Transport. Journal of Tropical Meteorology. 14: 61-64. Ramage,  C.  S.,  1971.  Monsoon  Meteorology.  Academic  Press,  New  York and London, 1-7,231-238.
Suppiah, R., 1992. The Australian Summer Monsoon: a Review. Progress in Physical Geography.16; 283-312.
Suryantoro  Arief,  2009.  Pengaruh  Monsun  Asia  Timur  dan  Tenggara terhadap  Variabilitas  Temporal  Curah  Hujan  Denpasar,  Mataram, dan Makassar, Jurnal LAPAN.
Shukla,  J,  1987a. General  Circulation  Modeling  and  the  Tropics.
Geophysiology  of  Amazonia:Vegetation  and  Climate  Interactions. Editor:  R. E. Dickinson, John Wiley & Sons, Inc., pp. 409-461.
Shukla,  J.,  1987b. Interannual  Variability  of  Monsoons.   Monsoons.
Editors:  Jay S.Fein and Pamela L. Stephens, John Wiley & Sons, Inc., pp. 399-464.
Shukla,  J.,  1987c. Long  Range  Forecasting  of  Indian  Monsoons. Science
Age, November, 21-23.
Shukla,  J,  1987d. Long  Range  Forecasting  of  Monsoons. Monsoons.
Editors:  Jay S. Fein and Pamela L. Stephens, John Wiley & Sons, Inc., pp. 523-547.
Shukla,  J,  1987e. Numerical  Simulation  of  Atmospheric  Response  to Observed SST Anomalies and Oceanic Response to Observed Wind Stress: Intercomparison of Results from Various GCMs. Proceedings of the Workshop on Predictability in the Medium and Extended  Range  (17-19  March  1986),  ECMWF,  England,  pp. 205-220.
Shukla,  J.  and  D.  A.  Mooley,  1987. Empirical  Prediction  of  the  Summer Monsoon Rainfall Over India. Mon. Wea. Rev., 117, 695-703. Slingo,  J.,  2003.  Monsoon.  Encyclopedia  of  Atmospheric  Sciences. University of Reading, Reading UK., Elsevier Science Ltd. Tjasyono  H.K,  Bayong,  2008.  Sains  Atmosfer.  Penerbit  Badan Meteorologi dan Geofisika, Bandung, 243-276.
Tjasyono  H.K,  Bayong,  1996.  The  Impact  of  El  Nino  on  Season  in  the Indonesian  Monsoon  Region.  Proc.  of  the  International  Workshop on the Climate System of Monsoon Asia, Kyoto, Japan.
Wheeler  CM,  McBride  LJ.,  2005.  Asian-Aurtralian  Monsoon.  Praxis,
Springer Berlin Heidelberg.
Wu, Wang, 1999. Interannual Variability of Summer Monsoon Onset over
the  Western  North  Pacific  and  the  Underlying  Processes  13:  2483-
2500.
Wang  B,  Fan  Z.,  1998.  Choice  of  South  Asian  SummerMonsoon  Indices. Bulletin of the American Meteorological Society 80: 629-638. Wang,  B.,  and  Q.  Ding,  2006.  Changes  in  Global  Monsoon  Precipitation over  the  Past  56  years.  Geophys.  Res.  Lett.,  33,  L06711, doi:10.1029/2005GL025347.
Webster,  P.  J.  and  S.  Yang,  1992.  Monsoon  and  ENSO:  Selectively Interactive Systems. Quart. J. Roy. Meteor. Soc., 118, 877-926. Zaizhi et al., 2004. Advans in Atmospheric Sciences. Simulation of Asian Monsoon  Seasonal  Variations  with  Climate  Model  R42L9/LASG. 21: 879-889.