Siklon Tropis/ Tropical Cyclone

Hai kawan ni ada sedikit Artikel dari berbagai Kumpulan sumber  Semoga bisa sedikit bermanfaat membantu Pengetahuan kita semua. Selamat membaca........

Perairan sekitar Indonesia, termasuk samudra hindia(selatan), samudra Indonesia(barat), atau laut pasifik di bagian utara kepulauan Ambon, adalah tempat-tempat yang hampir setiap tahunnya menyumbang terbentuknya cyclone. Karena terbentuknya di sekitar perairan tropis, maka cyclone ini disebut dengan Cyclone Tropis. Cyclone tropis adalah bencana alam dengan efek kehancuran terbesar di dunia, tidak hanya daerah yang dilewati terkena dampaknya, daerah-daerah sekitar yang hanya terkena bagian ekornya saja juga akan kena imbas. Siklon tropis muncul di samudra tropis yang disertai dengan angin dan hujan dalam kecepatan dan intensitas yang sangat tinggi.

faktor penunjang terbentuknya Siklon Tropis :

          

·         Siklon tropis terbentuk pada lintang >10 derajat (LU & LS). Untuk daerah lintang equator seperti di Indonesia, Siklon Tropis hampir pasti tidak dapat terbentuk. Hal ini diakibatkan oleh efek rotasi bumi atau faktor Coriolli yang kecil di equator. Coriolli kecil berarti vortisitas juga kecil, sehingga Siklon Tropis tidak dapat terbentuk. Gangguan dan depresi tropis dapat saja terjadi di Indonesia, tapi pertumbuhan selanjutnya yaitu menjadi siklon tropis akan terjadi pada lintang tingg yang memiliki vortisitas lebih tinggi.

·         Suhu muka laut(SST atau Sea Surface Temperatur) di atas ± 26,5^o. Untuk suhu muka laut, di Indonesia dapat memenuhi. Akan tetapi faktor Coriolli lebih dominan, sehingga walaupun dengan suhu muka laut sekian, masi belum cukup untuk membentuk siklon tropis di perairan Indonesia.

·         Adanya daerah perairan yang luas. Sumber energi utama dari suatu siklon tropis adalah uap air. Pelepasan panas kondensasi oleh awan-awan konvektid dalam badai merupakan sumber energi utama siklon tropis.

·         Adanya gangguan dekat permukaan dengan vortisitas dan konvergensi mencukupi. Siklon tropis tidak terjadi secar tiba-tiba, akan tetapi memerlukan suatu sistem putaran dan aliran yang besar di dekat permukaan.

·         Shear angin vertikal yang rendah di antara permukaan dan bagian atas troposfer (kurang dari 10 m/detik). Shear angin vertikal adalah besar perubahan angin terhadap ketinggian. Shear angin vertikal yang besar akan mengacaukan atau mengganggu siklon tropis yang baru saja terbentuk atau mencegah terjadinya pembentukan siklon tropis. Jika siklon tropis telah terbentuk, shear angin vertikal akan memperlemah atau menghancurkan siklon tropis tersebut dengan

·         Adanya lapisan yang relatif basah dekat troposfer bagian tengah (pada ketinggian 5 km).

waktu hidup sebuah siklon tropis adalah dari beberapa jam hingga bertahan dua minggu, dan secara rata-rata waktu hidup siklon tropis adalah 6 hari dari waktu terbentuk hingga melebur.

Berikut ini adalah penyebab matinya sebuah siklon tropis :

·         Siklon tropis meninggalkan perairan. Sehingga penguapan yang memasok uap air untuk energi sebuah siklon akan berkurang.

·         Siklon menuju daratan dimana daratan lebih cepat dingin dari perairan, sehingga udara naik menjadi lebih dingin

·         Contour atau topografi daratan yang menghambat sikol tropis.

Siklon tropis dikenal dengan berbagai nama tergantung dari tempat terjadinya. Misalnya di daerah Pasifik timur dikenal dengan hurricane dan di Pasifik bagian Barat disebut dengan Typhoons. Ada fakta unik dalam hal penamaan siklon tropis yaitu penggunaan nama-nama wanita.

Siklon tropis digolongan

• depresi tropis,
• badai tropis,
• siklon tropis ( bermacam-macam: Bagyo di Filipina, Chubasco di Meksiko, dan Taino di Haiti.)

Siklon berasal dari kata Yunani kyklos yang berarti lingkaran atau roda, secara meteorologi siklon tropis merupakan suatu sistem tekanan udara rendah yang terbentuk secara umum di daerah tropis yang kemunculannya diawali oleh tahapan-tahapan tertentu, sifat sistem bertekanan rendah yang merupakan bagian dari sirkulasi atmosfer. yang memindahkan panas dari daerah khatulistiwa menuju garis lintangyang lebih tinggi. Gambar dibawah merupakan contoh siklon yang disebut siklon Katrina yang muncul tanggal 26 Maret 2004

Sumber :Menurut Pak Kadarsah:

Di Indonesia, siklon tropis selalau muncul dibagian selatan setiap tahun antara bulan Januari hingga Maret. Penyebabnya adalah tinggi suhu muka laut di selatan Indonesiatepatnya di timur laut Australia dan pergerakan ITCZ (Inter Tropical Convergence Zone) menuju utara. Pada bulan Desember, ITCZ berada di daerah itu sehingga tekanan menjadi rendah, kemudian pada bulan Januari, tekanan rendah itu tak disertai keberadaan ITCZ sehingga menjadi labil. Pemunculan siklon diawali pusat tekanan rendah di barat laut Australia dan bergerak menuju barat daya. Efek yang biasa diterima pantai selatan Indonesia biasanya pengaruh dari ekor siklon, bukan akibat pusat badai tropis yang berupa angin kencang, curah hujan tinggi dan tingginya gelombang muka laut. Indonesia bukan merupakan jalur siklon. Tetapi,Indonesiaberada di ekuator yang nilai gaya putar buminya (koriolis) rendah dan tak memungkinkan terjadi perbedaan tekanan ekstrem. Ini mempersulit terjadinya udara berpusar. Daerah lain yang tak terpengaruh tapi kena dampak siklon adalah -10 lintang utara dan lintang selatan. Keuntungan dengan adanya siklon tropis diIndonesia terjadi di bidang pertanian , terutama di bagian selatan Jawa hingga Pulau Timor. sebab saat itu terjadi puncak curah hujan yang bisa mengairi pertanian.Siklon itu ada fasenya sekitar 10 hari sampai dua hingga tiga mingguan.

Anomali kemunculan siklon tropis di wilayah Indonesia terjadi tanggal 1-2 Desember 2004 yang bertepatan dengan kecelakaan pesaawat Lion Air di Solo. Badai tropis itu langsung bergerak ke barat daya. Penyebab munculnya siklon tersebut adalah adanya siklon utara di wilayah Filipina yang ekornya melintas ekuator. Anomali lintas ekuator ini baru pertama kali terjadi. Kemungkinan penyebabnya akibat pola perubahan iklim global. Dengan perubahan iklim global dimungkinkan adanya global warming yang berakibat tertahannya energi radiasi matahari di atmosfir bumi. Energi tersebut menjadi energi kinetik atau gerak yang memungkinkan adanya gejala cross equatorial (lintas ekuator) tersebut.

Badai tropis ini akan mempengaruhi curah hujan di kepulauan Indonesia pada umumnya. Sedangkan gelombang besar akibat angin yang bertiup kencang, dapat terjadi di pantai-pantai yang berdekatan dengan pusat badai. Fenomena alam ini terjadi sepanjang tahun, pada lokasi yang berbeda-beda, tergantung pada posisi matahari/musim. Tidak ada keterkaitan badai tropis dan tsunami, sebab gelombang badai dibangkitkan oleh kondisi cuaca ekstrim yang umumnya menyertai pergerakan oleh suatu siklon. Sedangkan tsunami sendiri dibangkitkan oleh gempa, tanah longsor ataupun letusan gunung api di bawah laut. Gelombang tsunami ini merupakan gelombang panjang yang energi dan kecepatannya sangat besar.

Badai tropis yang muncul pada kawasan perairan bertekanan rendah ini akan semakin melemah dan menghilang saat mendekati khatulistiwa. Karena faktor, inilah sebagian besar wilayah Indonesia relatif aman dari ancaman badai tropis.

Indonesia hanya terkena imbas dari ekor badai tropis berupa angin kencang, hujan deras, dan tingginya gelombang laut. Secara statistik, kenaikan gelombang pantai yang paling tinggi justru terjadi pada Juni, hal tersebut disebabkan di Australia terjadi musim dingin. Gelombang akibat badai tropis itu berbeda dengan yang disebabkan oleh tsunami. Gelombang akibat badai tropis dibangkitkan kondisi cuaca ekstrem yang diikuti pergerakan udara dalam siklon sedangkan gelombang akibat tsunami, dibangkitkan oleh gempa sehingga akibatnya gelombang pun sangat besar yang panjang dengan daya jangkau yang luas. Gelombang tsunami jauh lebih besar hantaman atau terjangannya dibanding gelombang akibat badai tropis.

By Kadarsah

Siklon tropis atau juga dikenal dengan Hurricane di Samudera Atlantic dan di bagian timur Samudera Pacific, Typhoon di bagian barat Pacific, Cyclone di bagian selatan bumi (Samudera Hindia), dan Willy willies di bagian utara Australia, adalah gejala alam yang berlangsung secara periodik berupa cuaca buruk yang merusak dan sangat mengancam kehidupan manusia. Masih tergiang peristiwa Badai Sidr tanggal 15-16 November 2007 lalu di Bangladesh yang merengut ribuan korban. Siklon tropis sangat berbahaya karena energi merusaknya berupa angin berkecepatan tinggi, hujan deras, badai petir seringkali disertai banjir, tornado, dan tanah longsor. Daerah pertumbuhan siklon tropis paling subur di dunia adalah Samudra Hindia dan perairan barat Australia. Sebagaimana dijelaskan Biro Meteorologi Australia, pertumbuhan siklon di kawasan tersebut rata-rata mencapai 10 kali per tahun, oleh karena itu Australia telah mengembangkan peringatan dini untuk mengurangi tingkat risiko ancaman siklon tropis sejak era 1960-an. Meskipun metode early warning systems yang semakin baik sekarang ini, dampak ekonomi akibat siklon tropis terus saja meningkat dan memakan anggaran yang sangat besar. Hal ini karena dampak yang terjadi bukan hanya di pusat area tempat berlangsungnya siklon tropis melainkan juga sangat dirasakan di area sekitarnya. Seperti ancaman badai di laut selatan Indonesia yang seringkali terjadi, yang sebenarnya bukan akhibat pusat badai tropis melainkan hanya pengaruh ekor siklon tropis yang berlangsung di laut Australia. Fenomena siklon tropis memang sangat menarik, karena walaupun kehilangan energi ketika melewati daratan, siklon tropis masih membawah sejumlah moisture/uap lembab di atas daratan yang menyebabkan munculnya thunderstorms yang berkolaborasi dengan banjir dan tanah longsor.

Dalam Artikel ini akan membicarakan fenomena Siklon Tropis yang sangat berbahaya dan mematikan, mencakup informasi mengenai Siklon Tropis, bagaimana pembentukan dan pergerakannya secara fisis, serta melihat dampak dan kerusakan yang disebabkan fenomena alam yang sangat menakjubkan ini. Perumusan Masalah Meskipun hanya pengaruh ekor siklon tropis yang sering melanda wilayah Indonesia, namun dampak yang ditimbulkan cukup memporak-porandakan wilayah pesisir, bagaimana dengan dampak yang ditimbulkan pusat siklon tropis? Apakah sebenarnya siklon tropis itu? Bagaimana pembentukan dan pergerakannya? Di wilayah mana dan kapan musim siklon tropis berlangsung? Apa parameter dan teori fisis yang dapat menjelaskan fenomena alam yang sangat dasyat ini.Tujuan dan Manfaat Penulisan paper ini bertujuan memberikan penjelasan secara simpel mengenai siklon tropis, karena mengingat wilayah Indonesia yang berada tepat di daerah tropis dan sangat mungkin dilanda badai tropis secara periodik, untuk memberikan informasi kepada masyarakat demi perkembangan metode early warning systems.

Karakteristik dan Formasi

Klasifikasi dan terminologi Dalam meteorologi, siklon tropis adalah sebuah sistem udara bertekanan rendah yang terbentuk secara umum di daerah tropis (bertemperatur 800 F / 26,50 C). Walaupun bersifat destruktif tinggi, siklon tropis adalah bagian penting dari sistem sirkulasi atmosfer, yang memindahkan panas dari daerah khatulistiwa menuju garis lintang yang lebih tinggi. Siklon tropis digolongkan ke dalam lima kelompok utama yaitu Tropical wave, Tropical disturbance, Tropical depression, Tropical Storm, dan kelompok kelima (Hurricane/Typhoon/Cyclone) yang namanya tergantung pada wilayah tersebut. Tropical wave adalah suatu sistem tekanan udara rendah yang terbentuk secara umum di daerah tropis / the trade wind easterlies. Tropical disturbance adalah pergerakan suatu area thunderstorms di daerah tropis yang berlangsung selama 24 jam atau lebih. Tropical depression adalah sistem terjuntrung awan dan badai petir dengan sirkulasi dan angin berlarut maksimum permukaan terarasi kurang dari 17 meter per detik (33 knot, 38 mile/h, atau 62 km/h). Ia tidak mempunyai mata, dan tidak khas dengan bentuk berpilin dari badai-badai yang lebih kuat. Ia sudah menjadi sistem tekanan rendah, karenanya bernama quot;depresiquot;. Tropical Storm adalah sistem terjuntrung dari badai petir kuat dengan sirkulasi dan angin berlarut maksimum permukaan terarasi di antara 17 - 33 meter per detik (34-63 knot, 39-73 mile/h, atau 62-117 km/h). Pada keadaan ini bentuk siklon mulai terbina, walaupun matanya biasanya tak muncul. Hurricane/Typhoon/Cyclone adalah nama lain dari siklon tropis yang merupakan sistem badai terkuat dengan kecepatan angin maksimum lebih dari 33 meter per sekon (63 knot, 73 mile/h, atau 117 km/h) yang penamaannya bervariasi tergantung daerah asalnya sebagai berikut:

• Huricane di Samudera Atlantik dan di bagian timur Samudera Pasifik

• Typhoon di bagian barat Samudra Pasifik

• Cyclone di Samudra Hindia

Di tempat lain di dunia, Siklon Tropis telah dikenal sebagai Bagyo di Filipina, Chubasco di Meksiko, Taino di Haiti dan Willy willies di bagian utara Australia.

Struktur Siklon Tropis Siklon tropis terdiri dari tiga bagian utama :

• Eye – Area bertekanan rendah yang merupakan pusat sirkulasi siklon.

 • Eye wall – Area berupa angin dasyat disekitar eye yang berputar mengelilingi pusat dengan  sangat cepat.

• Rain bands – area pita sirkulasi thunderstorms dibagian terluar eye yang merupakan tempat berlangsungnya siklus evaporasi/condensasi yang merupakan sumber pembentukan storm.

Struktur Siklon Tropis Ukuran siklon tropis ditentukan dengan mengukur jarak antara pusat sirkulasi dengan bagian terluar isobar tertutup. Jika radiusnya dibawah 2 latitude degrees (120 nmi, 222 km) cyclone “sangat kecil”, radius 2–3 degrees (120–180 nmi, 222–333 km) quot;kecilquot;, radius antara 3 dan 6 latitude degrees (180–360 nmi, 333– 666 km) merupakan quot;ukuran cyclone pada umumnyaquot;. Siklon tropis dianggap quot;besarquot; ketika radiusnya 6–8 latitude degrees (360–480 nmi, 667–888 km), jika radiusnya lebih dari 8 degrees (480 nmi, 888 km) siklon tropis tersebut (22) diklasifikasikan “sangat besar” .

Metode lainnya untuk menentukan ukuran

siklon tropis adalah metode pengukuran radius energi badai, dan mengukur radius pusat densitas awan. Proses pembentukan siklon tropis Berdasarkan strukturnya, siklon tropis adalah daerah raksasa aktivitas awan, angin, dan badai petir yang bertautan. Unsur-unsur dari siklon tropis meliputi cuaca yang buruk, samudra tropis hangat, uap lembab, dan angin ringan berkecepatan tinggi relatif. Jika kondisi yang tepat berkutat cukup lama, mereka dapat bertautan untuk menghasilkan angin ribut, ombak luar biasa, hujan amat deras, dan banjir yang berdampingan dengan fenomena ini. Sumber energi primer sebuah siklon tropis adalah pelepasan kalor dengan cara kondensasi (pengembunan) uap air pada ketinggian tertentu, dengan matahari sebagai sumber energi untuk proses evaporasi. Oleh karena itu siklon tropis dapat digambarkan sebagai mesin pemanas raksasa (vertical heat engine) yang didukung mechanics driven oleh energi fisis seperti rotasi dan gravitasi bumi. Siklon tropis terbentuk ketika energi yang dilepaskan akibat proses kondensasi uap lembab (moisture) di dalam rising air (udara yang naik) menyebakan pusaran arus positif (positive feedback loop) diatas samudera bertemperatur hangat (warm ocean waters). Di lain waktu siklon tropis dilihat sebagai suatu tipe spesial dari mesoscale convective complex, yang terbentuk secara kontinyu diatas sumber yang relatif hangat. Kondensasi berjalan pada angin berkecepatan tinggi, seperti fraksi kecil melepaskan energi yang terkonversi menjadi energi mekanis; angin berkecepatan tinggi dan tekanan terendah berkolaborasi satu dengan lainnya menyebabkan evaporasi permukaan dalam dan kemudian terkondensasi lebih. Sebagian besar energi pelepasan dibagian atas termasuk storm clouds cepat terkondensasi. Hal ini menyebabkan sistem mempunyai cukup energi untuk menjadi siklon dan menyebabkan pusaran arus positif (positive feedback loop) yang selanjutnya menjadi siklon tropis.

Faktor-faktor seperti continued lack of equilibrium dalam distribusi masa udara biasanya mendukung energi siklon. Rotasi bumi menyebabkan sistem berputar, sebuah efek yang dikenal sebagai efek Coriolis, memberi siklon karakter cyclonic. Perbedaan utama siklon tropis dari fenomena meteorologi lainnya adalah konveksi yang dalam seperti energi yang bergerak. Karena proses konveksi terkuat berada di iklim tropis, ini menegaskan karakteristik utama dari siklon tropis. Berbeda dengan mid-latitude cyclones yang menggambarkan energinya sebagian besar dari naik turunnya suhu di atmosfer. Selanjutnya untuk menjaga pergerakan mesin pemanasnya (heat engine), siklon tropis harus selalu berada di atas laut hangat, yang selalu menyediakan energinya berupa uap lembab atmosfir (atmospheric moisture) yang dibutuhkannya untuk mempertahankan kelangsungan pusaran arus positifnya. Akibatnya ketika siklon tropis memasuki daratan ia kehilangan energi dan kekuatannya pun mulai melemah dengan cepat. yang menunjukan penurunan temperatur permukaan di teluk Meksiko ketika Hurricanes Katrina dan Rita memasukinya. Pergerakan siklon tropis di atas lautan dapat menyebabkan permukaan lautan dingin sekali, yang dapat mengakibatkan terbentuknya siklon berikutnya.

Penyebab utama pendinginan adalah naiknya air dingin dari laut dalam menuju pusaran angin ribut yang menyebabkan storm membangun dirinya sendiri diatas permukaan laut. Pendinginan lainnya mungkin terjadi karena hujan deras. Lapisan permukaan/cover badai boleh juga berperan dalam pendinginan lautan, dengan perlindungan permukaan lautan dari sinar matahari langsung sebelum dan sesudah badai lewat. Semua efek ini dapat bersatu menyebabkan temperatur permukaan lautan yang luas turun drastis hanya dalam beberapa hari. Para ilmuwan amerika serikat (National Center For Atmospheric Research) memperkirakan bahwa siklon tropis melepaskan energi panas sekitar 50 sampai 200 exajoule setiap hari. atau sekitar 1 PW (1015 watt). Sebagai perbandingan besar energi yang dilepaskan ini sama dengan 70 kali konsumsi energi dunia dan 200 kali kapasitas listrik dunia, atau sama dengan 10 megaton letusan bom nuklir setiap 20 menit.

Musim berlangsungnya siklon tropis berlangsung di akhir musim panas, ketika perbedaan temperatur di dataran tinggi dan permukaan lautan sangat besar. Berdasarkan data statistik bulan September adalah bulan dimana siklon tropis sangat aktif di seluruh dunia, sedangkan bulan Mei adalah bulan yang jarang terjadinya Siklon Tropis kecuali di bagian utara samudera Hindia. Di bagian utara Samudera atlantik, Hurricanes sering terjadi pada tanggal 1 Juni (14) sampai dengan 30 November puncaknya dibulan Agustus dan September , terutama pada tanggal 10 September. Di bagian utara Samudera Pasifik rentang waktu terjadinya Typhoon sangat luas tapi hampir sama di samudera atlantik, yakni awal september merupakan puncaknya, sedangkan bulan Februari adalah bulan yang jarang terjadi Siklon tropis. Dibagian utara Samudera Hindia Cyclones terjadi pada bulan April sampai Desember, dimana Mei dan November adalah puncaknya. Sedangkan di bagian selatan Bumi Siklon tropis mulai beraksi di akhir bulan Oktober dan May, dimana pertengahan Februari sampai dengan awal bulan Maret merupakan puncaknya.

Intensitas Siklon Tropis Para ahli meteorologi membagi Siklon Tropis atas lima kategori, dimana masing- masing kategori dikelompokan berdasarkan intensitas dan potensi kerusakannya. Adapun intensitas siklon tropis ditentukan berdasarkan besar kecepatan anginnya. Siklon tropis yang kecepatan angin yang paling besar menempati kategori yang paling tinggi dan sangat berpotensi menghasilkan kerusakan yang sangat besar.

Nama-nama Siklon Tropis. Nama-nama Hurricanes di Atlantik Sejak tahun 1953, National Hurricane Center memberikan nama terhadap Hurricane yang terjadi di Atlantik dengan nama-nama yang feminim, namun pada tahun 1979 mereka menggantikan nama-nama yang feminim itu dengan nama- nama yang maskulin dan akhirnya sekarang nama-nama yang feminim dan maskulin diberikan bergantian setiap tahun. Nama-nama Hurricane tersebut bergiliran dan kembali dinamakan setiap 6 tahun, contohnya seperti Hurricane Katrina yang terjadi di New Orleans tahun 2005, nantinya akan dinamakan lagi pada Hurricane yang terjadi pada tahun 2011. Nama-nama Hurricane di bagian Timur Pacifik Utara Penamaan Hurricane di bagian timur Pasifik Utara sama dengan di Samudera Atlantik, dimana nama-nama Hurricane tersebut bergiliran dan kembali dinamakan setiap 6 tahun sekali (24). 10

Pergerakan Siklon Tropis. Rotasi Siklon Tropis Di bagian utara Bumi Siklon Tropis berputar berlawanan arah jarum jam sedangkan di bagian selatan Bumi Siklon Tropis berputar searah dengan jarum jam. Pergerakan Siklon Sebaliknya pergerakan siklon tropis di bagian utara bumi searah dengan jarum jam, dan di bagian selatan bumi bergerak berlawanan arah jarum jam. Pergerakan ini disebut dengan efek Coriolis yang disebabkan rotasi Bumi.

Parameter dan Teori Fisis Siklon Tropis

        Parameter Siklon Tropis Respon lautan terhadap siklon tropis ditentukan parameter-parameter gaya pada atmosfir yang ditunjukan pada tabel dibawah ini:

        Wind Stress Pusaran angin siklon tropis biasanya berbentuk vortex, oleh karenanya representasi wind stress dari siklon tropis menggunakan Rankine Vortex (Chang and Athens 1978). Komponen-komponen Tangensial dan radial wind strees diberikan oleh persamaan: Dimana Rmax adalah Radius maximum winds, dan Rout adalah Radius Siklon Tropis (sampai dengan bagian terluar Storm). Adapun Siklon seringkali dianggap simetris.  Parameter laut dan kerangka nondimensional Untuk mengukur pentingnya gradien tekanan horisontal perlu diketahui Nomor nondimensional dalam lapisan heterogen (mixed layer) atau yang dikenal dengan Burger number (M) yang ditunjukan persamaan: M = (1 + 1/S2)g’ h / (2Rmax f)2 Dimana S adalah kecepatan nondimensional storm (Uh/2Rmaxf), h adalah kedalaman mixed layer dan g’ adalah gravitasi reduksi. Sedangkan Uh adalah Kecepatan translasi Storm dan 2Rmax adalah curl wind stress. Price menebak bahwa frekuensi pergeseran diatas frekuensi lokal inersia (σ-f)/f adalah sebanding dengan M/2. Arus laut Pengukuran arus permukaan laut sangat dipengaruhi pergerakan gelombang permukaan storm, yang ditunjukan melalui persamaan (8): um = [Au cos (σt) + Bu sin (σt)]ekz dimana Au dan Bu adalah koefisien least squares (yang dapat dilihat pada tabel 17) untuk u adalah komponen kecepatan arus, σ adalah frekuensi gelombang permukaan (2π/T), serta T adalah peiode (5-15s), k adalah nomor gelombang (σ2/g) dan g adalah percepatan gravitasi. Kecepatan arus ini adalah pengurangan dari profil original arus AXCP menggunakan koefisien pada tabel 17 dan 18 (8). 20

        Efek Siklon Tropis Dampak dan kerusakan Siklon tropis atau yang dikenal dengan hurricane, typhoon, ataupun cyclones adalah daerah raksasa aktivitas awan bertekanan rendah dengan energi merusak seperti pusaran angin berkecepatan tinggi, hujan deras dan badai petir yang bertautan menghasilkan bencana dasyat berupa tornado, banjir, dan tanah longsor yang sering menyerang populasi manusia secara periodik sehingga menciptakan bencana yang sangat dasyat dan menghancurkan ribuan bangunan baik perumahan penduduk maupun fasilitas umum.

        Siklon tropis atau yang dikenal dengan hurricane, typhoon, ataupun cyclones adalah daerah raksasa aktivitas awan dengan energi merusak seperti pusaran angin berkecepatan tinggi, hujan deras dan badai petir yang bertautan menghasilkan bencana dasyat berupa tornado, banjir, dan tanah longsor yang sering menyerang populasi manusia secara periodik sehingga menciptakan bencana yang sangat dasyat. Formasi terbentuknya Siklon Tropis bergantung dari enam hal/kondisi pendukung: Pertama yaitu lautan bertemperatur hangat sekitar 26,50C pada kedalaman 50m. Kedua yaitu atmosfir yang dingin mendadak pada ketinggian vertikal, yang ketiga adalah lapisan lembab pada elevasi mid-troposphere (5km) untuk mempertinggi formasi thunderstorm, keempat adalah efek Coriolis yang signifikan untuk memutar Cyclone, kelima yaitu adanya permukaan yang dekat untuk mengatur dan memutar sistem dengan spin (vorticity) dan level perpindahan yang rendah (convergence), dan yang terakhir adalah pusaran angin ringan yang bergerak sangat cepat. Epidemiologi siklon tropis sangat ditentukan antara energi merusak siklon tersebut dengan pola hidup dan faktor-faktor penunjang kelangsungan hidup manusia seperti struktur tanah tempat tinggal, desain dan konstruksi bangunan, early warning system, evakuasi, dan penanggulangan bencana.

Link Referensinya:

http://www.spc.noaa.gov/

http://www.ncar.ucar.edu/tools/models/modelslist.php#operational

http://maritim.bmg.go.id/cyclones/

http://app.nea.gov.sg/cms/htdocs/article.asp?pid=1193

http://www.freebase.com/view/meteorology

http://www.atmos.washington.edu/~robwood/data/cyclones.html

http://www.hko.gov.hk/informtc/tcWsignal.htm

http://www.tropicalcyclone2005.com/

http://ams.confex.com/ams/27Hurricanes/techprogram/session_19492.htm

Source: Google dan Sumber lainya

phenomenaalam.blogspot.com

Download Artikel Disini

MJO (Madden-Julian Oscillation)

        Madden Julian Oscillation adalah suatu gelombang atau osilasi sub musiman yang terjadi di lapisan troposfer wilayah tropis, akibat dari sirkulasi sell skala besar di ekuatorial yang bergerak dari barat ke timur yaitu dari laut Hindia ke Pasifik Tengah dengan rentang daerah propagasi 15°LU - 15°LS. MJO secara alami terbentuk dari sistem interaksi laut dan atmosfer, dengan periode osilasi kurang lebih 30-60 hari (Madden dan Julian, 1971, 1972; Madden dan Julian, 1994).

       MJO/ISO ( Madden Julian Oscillation/Intra Seasonal Oscillation) yang merupakan osilasi sub musiman dari suatu sistem interaksi laut dan atmosfer. MJO pertama kali ditemukan oleh Roland A. Madden dan Paul R. Julian pada tahun 1971,  mereka menemukan semacam osilasi yang berperiode 41-53 hari pada saat menganalisis anomali angin zonal di Pasifik Tropis dengan menggunakan data tekanan 10 tahun P. Canton (2,8°S,171,7°W) dan data angin lapisan atas Singapore (Madden dan Julian 1971,1972). Namun seiring dengan perkembangan penelitian, dengan mengevaluasi data stasiun dan menambahkan titik pengamatan serta periode waktu yang berbeda, mereka menyatakan osilasi tersebut lebih sering mengarah kepada osilasi 30-60 hari (Madden dan Julian,1994).

          Madden Julian Oscillation juga merupakan fluktuasi utama dari sirkulasi atmosfer yang menjelaskan variasi cuaca di tropis dan meregulasi Monsun Asia Selatan (South asian Monsoons). MJO mempengaruhi variasi dari angin, SST, awan, dan curah hujan (http://www.gsfc.nasa.gov), selain itu MJO juga memicu terjadinya fenomena ENSO yang sangat dikenal sebagai sinyal tunggal yang terkemuka dari variasi intraseasonal iklim di bumi (lau dan Chan,1986). Hal inilah yang menyebabkan feomena MJO merupakan salah satu variabilitas dominan yang sangat penting di daerah tropis.

FASE MJO

Fenomena MJO mempunyai dua mode/fase yang berbeda jelas sebagaimana yang diungkapkan (Suryantoro,2004) yaitu fase basah-pelan dan kering-cepat dimana fase MJO basah-pelan dapat di didentifikasikan pada saat divergensi paras atas maksimum berada di daerah konveksi aktif seperti di daerah samudera Hindia,Pasifik Barat,Amerika Selatan dengan kecepatan fase penjalaran 5 m/s. fase MJO kering-cepat muncul pada saat gangguan bergerak melalui daerah- daerah dengan aktivitas konveksi rendah seperti di Pasifik Tengah sampai Timur dan Atlantik dengan kecepatan penjalaran berkisar 30 m/s untuk parameter tekanan permukaan serta 15-20 m/s untuk parameter kecepatan potensial paras atas dan angin zonal.

MJO dibagi menjadi 8 fase yaitu:

fase-1 di Afrika ( 210o BB – 60o BT )
fase-2 di samudera Hindia bagian barat ( 60o BT – 80o BT )
fase-3 di samudera Hindia bagian timur ( 80o BT – 100o BT )
fase-4 & fase-5 di benua maritim Indonesia ( 100o BT – 140o BT )
fase-6 di kawasan Pasifik barat ( 140o BT-160o BT )
fase-7 di Pasifik tengah ( 160o BT – 180o BT )
fase-8 di daerah konveksi di belahan bumi bagian barat ( 180o – 160oBB ).
(Sumber : Buletin Stamet Batam Oktober 2008)

Up date MJO klik disini

KARAKTERISTIK MJO

         Meski uraian penelitian MJO sudah maju dengan mantap sepanjang tahun, tidak satu pun dari teori-teori saat ini yang mampu secara penuh menjelaskan karakteristik-karakteristik dasar MJO (Hayashi dan Golder, 1993). Kendatipun demikian karakteristik MJO secara eksplisit terlihat sebagai propagasi wilayah kenaikan (enhanced) dan penurunan (suppressed) dari curah hujan di wilayah tropis, kejadian ini terlihat pertama kali di wilayah lautan Pasifik yang menjalar
menuju ke timur hingga lautan Pasifik Tengah.

         Karakteristik secara eksplisit ini dapat dilihat karena pada umumnya hujan di daerah tropis adalah hujan konvektif dimana puncak awan konvektif sangat dingin dengan kata lain sedikit mengemisi radiasi gelombang panjang, Pergerakan awan konvektif dari barat ke timur sepanjang Pasifik Tropis ditandai dengan konvergensi di lapisan bawah (troposfer) dan divergensi di lapisan atas (stratosfer) (www.kadarsah.wordpress.com), oleh karena itu MJO dapat dideteksi atau dimonitor dengan memperhatikan variasi OLR yang di pancarkan oleh sensor inframerah pada satelit.

         Untuk menggambarkan karakterisik MJO lebih dalam (Rui dan Wang, 1990) menggunakan struktur 3 dimensi yaitu ketika suppressed convective kuat dari lautan Hindia hingga lautan Pasifik Tengah, anomali siklonik pada level 200 mb bergerak mengikuti daerah dari suppressed convective. Dengan kondisi yang sama, Anomali antisiklonik level pada 200 mb juga bergerak mengikuti daerah enchanced convective dan sekali lagi menjadi kuat di samudera Hindia dan Pasifik Barat. Kedua anomali tersebut juga terbentuk pada sisi berlawanan yang terbentuk di permukaan, tetapi lebih lemah daripada yang terbentuk di troposfer
(Geerts dan Wheeler,1998).

IDENTIFIKASI MJO
Madden Julian Oscillation dapat diidentifikasi dengan berbagai cara,
(Wheeler et al., 2004) menyatakan bahwa MJO dapat diidentifikasi dengan 3
teknik pendekatan yaitu:

a. Penyaringan frekuensi panjang gelombang
b. Model forecast dari interaksi laut dan udara
c. Proyeksi dari observasi harian yang mengkombinasikan EOFs (Empirical
    Orthogonal Functions) pada rentang 15°S-15°N dari rata-rata OLR
    (Outgoing Long Wave Radiation), u850 dan u200 untuk mendapatkan dua
     indikasi yang dinamakan “Real-time Multivariate MJO” (RMM1 dan
     RMM2). Indeks ini terdiri dari RMM1,RMM2,Fase,dan Amplitudo
     Indeks dalam series waktu harian.

Prediksi MJO dapat di temukan di:
http://www.cpc.noaa.gov/products/precip/CWlink/MJO/mjo_chi.shtml.
Ada 4 infomasi yang disampaikan dari situs di atas
1.Prediksi MJO 40 hari kedepan dari sekarang:


2.Analisis GFS untuk analisis MJO,analisis verifikasi ( 40 hari sebelumny)

3.Prediksi EWP  untuk analisis MJO , verifikasi prediksi ( 40 hari sebelumnya)

• Roland Madden dan Paul Julian (1971) menemukan osilasi 30-60 hari,ketika menganalisis anomali angin zonal di Pasifik Tropis, data yang digunakan :data tekanan 10 tahun P.Canton (2.8 LS Pasifik), dan data angin di lapisan atas singapore.
• Osilasi ini dihasilkan dari sirkulasi sell skala besar di ekuatorial yang bergerak ke timur dari laut Hindia ke Pasifik Tengah. Anomali angin zonal dan kecepatan potensial di troposfer atas yang sering menyebar untuk melakukan siklus mengitari bumi. Proses tersebut ditandai dengan perubahan tekanan permukaan dan momentum relatif angular atmosfer.MJO merupakan variasi intraseasonal (kurang dari setahun )yang terkenal di daerah tropis.
• Osilasi ini merupakan faktor penting saat fase aktif dan fase lemah monsun India dan Australia, sehingga menyebabkan gelombang laut, arus, dan interaksi laut-udara.
• Pergerakan awan ke arah timur diasosiasikan dengan osilasi MJO
• Analisis spektral digunakan oleh Yanai dan Maruyama, 1966 untuk menemukan gelombang gravitasi Rossby di stratrosfer ekuatorial, Wallace dan Kousky menggunakan untuk mengidentifikasi gelombang kelvin stratosferik.
• Osilasi MJO dapat juga dianalisis dari data rawinsonde,sehingga terlihat koherensi antara tekanan permukaan,angin zonal dan temperatur tiap pada berbagai level dalam rentang 41-53 hari.
• Angin meridional berperan dalam MJO.
• Awal dan aktivitas monsun Asia-Australia dipengaruhi sangat kuat oleh pergerakan MJO ke timur (Yasunari 1979; Lau and Chan 1986)
• Kopel dengan lautan tropis dengan angin baratan mengakibatkan MJO secara signifikan dapat memodifikasi SST,surface heat fluks. (Kawamura 1991; Zhang 1996; Jones and Weare 1996; Flatau et al. 1997; Jones et al. 1998; Hendon and Glick 1997)
• MJO mempengaruhi struktur termohalin di laut pasifik ekuatorial (Kessler.1996), dan sekaligus mentrigger peristiwa ENSO (Lau and Chan 1986; Weickmann 1991)
• Dalam hal prediksi cuaca, saat amplitudo MJO membesar tingkat prediksi membesar dan juga berlaku sebaliknya, selain itu prediksi jangka menengah berhasil baik jika eror di daerah ektratropis (tropical intraseasonal osilasi) minimal
• Contohnya hasil NCEP, dapat memprediksi 10 hari kedepan,dengan syarat error mode frekuensi rendah tropical dan ektratroopical mengecil dan presistensi amplitudo MJO membesar.

• Dengan menggunakan analisis EAR (Equatorial Atmosphere Radar) secara vertikal ( zonal-vertikal, data angin) dapat menunjukan adanya pergerakan ke timur dipermukaan dan ke barat di lapisan atas dan inilah yang disebut dengan siklus MJO serta hal tersebut sesuai dengan teori skema perpotongan MJO sepanjang ekuator.
• MJO juga memiliki siklus 40-50 hari
• MJO mempengaruhi seluruh lapisan trofis,terlihat jelas di Pasifik Barat dan Hindia.
• Unsur yang dilibatkan dalam menganalisi MJO dapat berupa :angin,SST,perawanan,hujan, dan OLR.
• Fenomena MJO, terlihat jelas pada variasi OLR ( sensor inframerah satelit), sebab CH tropis adalah konvektif,dengan puncak awan konvektif sangat dingin sehingga memancarkan sedikit radiasi gelombang panjang.
• Pergerakan awan konvektif dari barat ke timur sepanjang Pasifik Tropis ditandai konvergensi di lapisan bawah (troposfer )dan divergensi di lapisan atas(stratosfer).
• MJO merupakan sirkulasi skala besar di ekuator dan berpusat di Samudera Hindia dan bergerak ketimur antara 10 LU dan 10 LS.
• Mekanisme MJO:

1. CSIK (Conditional Instability of the Second Kind)
2. Evaporation-wind feedback

• CSIK memiliki dua mekanisme:

1. Penjalaran gelombang kelvin ke arah timur yang ditandai dengan pemanasan awan kumulus
2. Interaksi dengan osilasi stabil pada keadaan dasar yang stabil

• Aktivitas konveksi dapat mempengaruhi siklus MJO
• Faktor orografik bisa menghambat pergerakan MJO
• Siklus MJO ( Matthews A.J,2000) ditunjukan berupa gugus-gugus awan tumbuh di Samudera Hindia lalu bergerak ke arah timur dan membentuk suatu siklus dengan rentang 30-60 hari dan dengan cakupan daerah 10N-10S, seperti yang ditunjukan Gambar 1.

Gambar diatas menunjukan siklus MJO dengan interval selama 3 harian atau 22.5 derajat.Gambar diatas menggunakan OLR sebagai salah satu cara untuk menggambarkan perjalanan siklus MJO. Siklus MJO pada fase 0 atau t=0,konveksi tumbuh dan berkembang di Samudera Hindia dan terjadi supresi (mengalami kekeringan)di Samudera Pasifik. Kedua peristiwa ini bergerak ke timur sampai fase 180 dengan lokasi yang berkebalikan (konveksi di Samudera Pasifik dan supresi di Samudera Hindia).Kondisi ini terus bergerak ke timur dan kembali ke fase 0 ( Konveksi di Samudera Hindia dan supresi di Samudera Pasifik). Penjalaran ini memerlukan waktu 30-60 hari dengan efek basah dan kering pada daerah-daerah yang di lewatinya.

·

Sama dengan Gambar 1 hanya dengan menggunakan SLP.

Gambar 3 diatas menunjukan skema MJO di ekuatorial. Garis panah menunjukan sirkulasi meridional yang diasosiasikan dengan MJO. Garis atas menunjukan tinggi tropopause dan garis bawah menunjukan tekanan permukaan laut(sea-level pressure, SLP). Terlihat dalam gambar tersebut munculnya awan dan posisinya bergeser ke arah timur.

Sedangkan Wang dan Rui melakukan penelitian munculnya MJO menggunakan data OLR 1975-1985 dan mengklasifikasikan penjalaran MJO menjadi tiga tipe, seperti yang ditunjukan oleh Gambar 4.

Referensi:

• Flatau M, Flatau PJ, Phoebus P, Niiler PP (1996) The feedback between equatorial convection and local radiative and evapo-rative processes: the implications for intraseasonal oscillations.J Atmos Sci 54: 2373±2386
• Hendon HH, Glick J (1997) Intraseasonal air-sea interaction in the tropical Indian and Pacipic Oceans. J Clim 10: 647±661
• Jones C, Weare BC (1996) The role of low-level moisture conver-gence and ocean latent heat fluxes in the Madden and Julian Oscillation: an observational analysis using ISCCP data and ECMWF analyses. J Clim 9: 3086±3104
• Jones C, Waliser DE, Gautier C (1998 ) The infuence of the Madden and Julian Oscillation on ocean surface heat fluxes and very high sea surface temperature variability in the warm pool region. J Clim 11: 1057±1072
• Kawamura R (1991) Air-sea coupled modes on intraseasonal and interannual time scales over the tropical western Pacific.J Geophys Res 96: 3165±3172
• Lau KM, Chan PH (1986) Aspects of the 40±50 day oscillation during the northern summer as inferred from outgoing long-wave radiation. Mon Weather Rev 114: 1354±1367
• Kessler WS, McPhaden MJ, Weickmann KM (1996) Forcing of intraseasonal Kelvin waves in the equatorial Pacific. J Geophys Res 100: 10613±10631
• Madden RA, Julian PR (1971) Detection of a 40±50 day oscillation in the zonal wind in the tropical Pacific. J Atmos Sci 28: 702± 708
• Madden RA, Julian PR (1994) Observations of the 40±50 day tropical oscillation: a review. Mon Weather Rev 112: 814±837
• Matthews, A. J., 2000: Propagating mechanism for the Madden Julian oscillation. Quart. J. Roy.Met. Soc., 126, 2637-2651.
• Weickmann KM (1991) El NinÄ o/Southern Oscillation and Madden-Julian (30±60 day) oscillations during 1981±1982. J Geophys Res 96: 3187±3195
• Yasunari T (1979) Cloudiness ¯uctuations associated with the Northern Hemisphere monsoon. J Meteorol Soc Jpn 58: 225± 229
• Zhang C (1996) Atmospheric intraseasonal variability at the surface in the tropical western Paci®c Ocean. J Atmos Sci 53: 739±758

 by: Kadarsah: www.kadarsah.wordpress.com

  Selain itu data satelit juga bisa digunakan untuk melihat indikasi adanya konvektivitas kuat di tropis dan dimana wilayah yang terjadi konvektivitas menyimpang dari rata-rata. Penyimpangan ini menjadi alat diagnosis fundamental yang digunakan langsung untuk memonitor dan memprediksi Madden Julian Oscillation (Gottschalck, et. al).

PENGARUH MJO TERHADAP HUJAN

        Troposfer adalah lapisan atmosfer paling bawah dengan ketebalan lapisan rerata 10 km. Diatas ekuator puncak troposfer (tropopause) mencapai sekitar 18
km (paling tinggi) (Tjasyono,2007). MJO mempengaruhi aktivitas konveksi pada lapisan troposfer dimana, aktifitas konveksi merupakan salah satu faktor yang penting dalam pembentukan awan konvektif. Awan konvektif ialah awan yang terjadi karena kenaikkan udara di atas permukaan yang nisbi panas (Tjasyono,1999). Dari awan konvektif tersebutlah muncul potensi terjadinya hujan. Hujan yang terjadi tentunya adalah hujan konvektif, yaitu terjadi akibat adanya pemanasan radiasi matahari dan proses thermal sehingga menyebabkan
udara permukaan mengalami pemuaian dan naik ke lapisan atas.

Link:

http://cawcr.gov.au/bmrc/clfor/cfstaff/matw/maproom/RMM/phase.Last40days.gif

http://www.cpc.ncep.noaa.gov

http://www.gsfc.nasa.gov

Sumber: Buku,Google,dan berbagai sumber lainnya yang mau lebih lengkap bisa tanya jawab via email..

 Download Artikel disini
Download pengertian MJO disini

FRONT

Menganalisis front merupakan suatu metode identifikasi front pada suatu wilayah dimana wilayah tersebut merupakan tempat pertemuan massa udara yang berbeda karakteristik dan kekuatan. Analisis front dapat dilakukan secara manual dengan bantuan peta isoplet dan juga dapat dilakukan secara otomatis dengan bantuan citra satelit dan perangkat lunak meteorologi.

Front merupakan suatu wilayah atau tempat pertemuan antara dua massa udara yang memiliki perbedaan fisik dan kekuatannya. Biasanya, front terjadi di daerah lintang tinggi sekitar 66.5o lintang utara atau selatan. Pada awal pembentukannya, perkembangan hingga penguatan front dikenal dengan istilah frontogenesis. Sedangkan pada fase akhir pelenyapan atau penghancuran front dikenal dengan istilah frontolisis.

         Secara umum front dapat dibedakan atas lima jenis yaitu front panas (warm front), front dingin (cold front), front campuran (occluded front), front stasioner (stationary front) dan siklon frontal. Klasifikasi front ini didasarkan pada temperatur udara dan dominasi udara yang terjadi. 

 

Analisis front sangat bermanfaat terutama untuk mempelajari fenomena cuaca yang mungkin terjadi dalam suatu wilayah. Dengan mengetahui jenis front yang terjadi maka kita dapat melakukan tindakan mitigasi untuk mencegah terjadinya keruskan akibat fenomena cuaca yang terjadi. Analisis front akan menjadi akurat jika kita mampu menganalisis proses terbentuknya front dari berbagai parameter unsur cuaca yang terjadi waktu lampau dan saat pengamatam. 
 

Pemahaman yang mendalam mengenai analisis front juga akan membantu kita untuk melakukan forecasting kondisi cuaca. Mampu menganalisis peta isoplet dan peta sinoptik untuk menentukan garis-garis front, Mampu mengidentifikasi jenis front berdaarakan parameter unsur-unsur cuaca, Membedakan dan mengetahui jenis-jenis dan karakterisitk front, Mampu menjelaskan pengaruh front terhadap kondisi cuaca dan iklim suatu wilayah. Diharapkan setelah membaca tulisan ini, mahasiswa atau pembaca dapat menjadi seorang yang paham dalam analisis cuaca khususnya peristiwa frontogenisis dan frontolisis. 

Deskripsi Umum Front

Front adalah suatu wilayah pada posisi astronomis tertentu (biasanya sekitar lintang tinggi 66.5o LU/LS), dikenal sebagai wilayah transisi, suatu lokasi pertemuan dua massa udara yang memiliki karakter yang berbeda baik secara fisik maupun magnitude. Secara sederhana front dapat diartikan sebagai daerah perbatasan rempat bertemunya dua massa udara. Adanya front mengakibatkan cuaca sangat mudah berubah dan menyebabkan bayak terjadinya awan dan hujan. Awal pembentukan dari front ini sering disebut dengan Frontogenesis dan fase akhir pelenyapannya dikenal sebagai Frontolisis. 
 

Analisis front dapat dilakukan secara manual dan otomatis dengan bantuan perangkat lunak dan komputer. Analisis front secara manual biasanya dengan menggunakan peta sinoptik. Dengan memperhatikan unsur-unsur cuaca yang ada pada peta seperti tekanan, suhu udara, jenis awan, titik embun dan unsur lainnya kita dapat menentukan daerah terjadinya front. Analisis front secara otomatis biasanya dengan bantuan perangkat lunak dan data citraan satelit. Kemajuan teknologi mampu menentukan titik atau posisi terjadinya front secara akurat dalam tiga dimensi rauang dan waktu, tentu saja analisis front secara otomatis akan lebih memudahkan dalam proses analisis. 
 

Analisis front dapat dilakukan secara manual dan otomatis dengan bantuan perangkat lunak dan komputer. Analisis front secara manual biasanya dengan menggunakan peta sinoptik. Dengan memperhatikan unsur-unsur cuaca yang ada pada peta seperti tekanan, suhu udara, jenis awan, titik embun dan unsur lainnya kita dapat menentukan daerah terjadinya front. Analisis front secara otomatis biasanya dengan bantuan perangkat lunak dan data citraan satelit. Kemajuan teknologi mampu menentukan titik atau posisi terjadinya front secara akurat dalam tiga dimensi rauang dan waktu, tentu saja analisis front secara otomatis akan lebih memudahkan dalam proses analisi. 
 

Karakteristik Front (General Describtion)

Front mempunyai ciri-ciri yang khusus, diantaranya adalah sebagai berikut :
1. Sepanjang garis front terjadi angin yang bergerak dari arah yang berlawanan
2. Perbedaan suhu yang tajam Cuaca yang buruk seperti hujan badai selama 2      jam pada front dingin, serta hujan gerimis selama 2 hari pada front panas. Pada awal pembentukan front terjadi kabut.

4. Pada lokasi sekitar front beda suhu udara T dan Td sangat kecil, bahkan hampir sama.Garis isobar mengalami patahan, dan pada patahan tersebut terjadi siklon.

Ciri-ciri front (www.books.google.co.id) 
 

     Kriteria yang digunakan untuk menentukan lokasi suatu front di permukaan pada peta cuaca (Ahrens, 2007) :

1. Tajamnya perubahan suhu pada jarak yang relatif dekat, 
2. Perubahan pada kelembaban udara (ditunjukkan oleh perubahan suhu titik embun), 
3. Perubahan pada arah angin,
4. Tekanan udara dan perubahan tekanannya, 
5. Awan dan pola presipitasi.

Dalam suatu Front atau konvergensi massa udara, udara mengalami deformasi kompresi. Adapun tahap – tahap deformasinya biasa dibagi ke dalam empat tingkat, yaitu : Tingkat normal Udara Kutub dari utara dan udara tropis dari selatan saling bertemu. 

1. Tingkat Deformasi 
2. Suatu putaran udara terjadi, arahnya berlawanan jarum jam di belahan bumi utara dan searah jarum jam di belahan bumi selatan. 
3. Tingkat deformasi frontal

            Bidang front (diskontinuitas) terdeformasi kuat sehingga massa udara terbelah dan udara panas terjepit diantara udara dingin. Udara dingin menghujam di bawah udara panas, kemudian udara panas naik ke udara atas yang lebih tinggi dalam bidang miring dimana disepanjang bidang Front panas akan terbentuk awan – awan Cirrus, Altostratus dan Altocumulus. Disepanjang bidang Front dingin udara panas bersinggungan dengan udara dingin menyebabkan tidak stabil sehingga udara panas naik dengan cepat dan menumbuhkan awan – awan konvektif Cumulus, Cumulus Congestus dan Cumulonimbus. Front dingin inilah yang menyebabkan hujan lebat, badai guruh dan hujan es. 

 

Tingkat Occlusion

Front dingin akan bergerak lebih cepat di bandingkan dengan Front panas. Front dingin akan mengejar Front panas dan menutup jalannya dengan cara menyatukan kedua Front yang akhirnya akan kabur dan kemudian mati (Occlusion). Dalam suatu Front atau konvergensi massa udara, udara mengalami deformasi kompresi. 

Adapun tahap – tahap deformasinya biasa dibagi ke dalam empat tingkat, yaitu:  Tingkat normal Udara Kutub dari utara dan udara tropis dari selatan saling bertemu, Tingkat Deformasi, Suatu putaran udara terjadi, arahnya berlawanan jarum  jam di belahan bumi utara dan searah jarum jam di belahan bumi selatan, Tingkat deformasi frontal.

           Bidang front (diskontinuitas) terdeformasi kuat sehingga massa udara terbelah dan udara panas terjepit diantara udara dingin. Udara dingin menghujam di bawah udara panas, kemudian udara panas naik ke udara atas yang lebih tinggi dalam bidang miring dimana disepanjang bidang Front panas akan terbentuk awan – awan Cirrus, Altostratus dan Altocumulus. Disepanjang bidang Front dingin udara panas bersinggungan dengan udara dingin menyebabkan tidak stabil sehingga udara panas naik dengan cepat dan menumbuhkan awan – awan konvektif Cumulus, Cumulus Congestus dan Cumulonimbus. Front dingin inilah yang menyebabkan hujan lebat, badai guruh dan hujan es.

Tingkat Occlusion

             Front dingin akan bergerak lebih cepat di bandingkan dengan Front panas. Front dingin akan mengejar Front panas dan menutup jalannya dengan cara menyatukan kedua Front yang akhirnya akan kabur dan kemudian mati (Occlusion).

Masing-masing front ini mempunyai ciri yang berbeda-beda sesuai dengan jenis awannya masing-masing serta jenis massa udaranya. Karakteristik front dingin berbeda dengan front panas. Apabila terjadi front dingin, daerah tersebut akan mengalami hujan deras dan badai yang biasanya disertai dengan petir dan kilat, sedangkan pada front panas yang terjadi adalah gerimis yang berkepanjangan. Dengan menggunakan simbol-simbol yang ada pada peta sinoptik, pengamat dapat menganilisis bilamana terjadi front di daerah tersebut. 
 

Berdasarkan jenis awan yang ada, dapat terlihat front yang terbentuk, karena setiap jenis awan yang tebentuk dapat dijadikan parameter dalam penentuan jenis front sehingga dapat dianalisis dan informasinya bisa digunakan untuk kepentingan masyarakat. Analisis tersebut dapat mencakup lama badai atau

Klasifikasi Front

Secara umum dan berdasarkan sifat, suhu perkembangan udara atau dominansinya, front dapat dibagi menjadi empat , yaitu front panas, front dingin, front stationer, dan front campuran. Namun pada beberapa kasus khusus front dibagi menjadi lima yaitu dengan adanya tambahan siklon frontal. Masing-masing front ini mempunyai ciri yang berbeda-beda sesuai dengan jenis awannya masing- masing serta jenis massa udaranya.

Masing-masing front ini mempunyai ciri yang berbeda-beda sesuai dengan jenis awannya masing-masing serta jenis massa udaranya. Karakteristik front dingin berbeda dengan front panas. Apabila terjadi front dingin, daerah tersebut akan mengalami hujan deras dan badai yang biasanya disertai dengan petir dan kilat, sedangkan pada front panas yang terjadi adalah gerimis yang berkepanjangan. Dengan menggunakan simbol-simbol yang ada pada peta sinoptik, pengamat dapat menganilisis bilamana terjadi front di daerah tersebut. Berdasarkan jenis awan yang ada, dapat terlihat front yang terbentuk, karena setiap jenis awan yang tebentuk dapat dijadikan parameter dalam penentuan jenis front sehingga dapat dianalisis dan informasinya bisa digunakan untuk kepentingan masyarakat. Analisis tersebut dapat mencakup lama badai atau gerimis berlangsung serta karakteristik dari fenomena tersebut sehingga antisipasi  dapat dilakukan. 

Untuk melakukan analisis front maka kita harus mengkaji dan memahami lebih dalam mengenai karaketer atau ciri-ciri dari front, hal ini akan sangat membantu kita dalam indentifikasi front dan penentuan wilayah yang akan terkena dampaknya. 

1. Front Panas (Warm front)

        Front panas terjadi apabila massa udara panas menggilas massa udara dingin. Proses terjadinya front ini seperti udara yang naik di pegunungan sehingga akan terbentuk kabut dan seringkali menimbulkan hujan gerimis berkepanjangan. Awan-awan yang terbentuk pada saat front panas ini adalah awan Cirrus, Cirocumulus, Cirrostratus, Altocumulus, dan Altostratus. Pada saat front panas berlangsung, terjadi hujan gerimis dalam waktu yang lama sekitar 2-3 hari. Pada peta cuaca, posisi permukaan front dingin ditandai dengan garis dengan simbol segitiga yang berwarna biru, yang ditempatkan pada tepi terdepan massa udara dingin. (David Roth, 2006). Proses terjadinya front panas seperti udara yang naik di pegunungan (sumber: www.free-online-private-pilot-ground-school.com) gerimis berlangsung serta karakteristik dari fenomena tersebut sehingga antisipasi dapat dilakukan.

Untuk melakukan analisis front maka kita harus mengkaji dan memahami lebih dalam mengenai karaketer atau ciri-ciri dari front, hal ini akan sangat membantu kita dalam indentifikasi front dan penentuan wilayah yang akan terkena dampaknya.

Front Panas (Warm front)

Front panas terjadi apabila massa udara panas menggilas massa udara dingin. Proses terjadinya front ini seperti udara yang naik di pegunungan sehingga akan terbentuk kabut dan seringkali menimbulkan hujan gerimis berkepanjangan. Awan-awan yang terbentuk pada saat front panas ini adalah awan Cirrus, Cirocumulus, Cirrostratus, Altocumulus, dan Altostratus. Pada saat front panas berlangsung, terjadi hujan gerimis dalam waktu yang lama sekitar 2-3 hari. Pada peta cuaca, posisi permukaan front dingin ditandai dengan garis dengan simbol segitiga yang berwarna biru, yang ditempatkan pada tepi terdepan massa udara dingin. (David Roth, 2006).Proses terjadinya front panas seperti udara yang naik di pegunungan (sumber: www.free-online-private-pilot-ground-school.com).Front panas umumnya bergerak sangat lambat sekitar 10-25 mile/ jam. Front panas mengandung massa udara yang hangat dan memiliki kelembaban yang tinggi. Ketika massa udara terangkat maka udara akan mengalami pendinginan dan kondensasi pun terjadi. Ciri dari terbentuknya front panas adalah adanya awanci rrif o rm danstra ti fo rm, juga adanya kabut. Pada bulan musim panas, awan jenis cumulonimbus akan memiliki peluang untuk tumbuh. Tipe hujan yang mencirikan front ini adalah hujan yang ringan hingga menengah, bentuk hujan tersebut diantaranya adalah sleet, snow, atau drizzle. Terakhir, ketika front panas terbentuk maka tekanan barometer akan turun sampai front selesai tejadi (frontolisis). Pada saat terjadi front ini visibilitas sangatlah buruk. Front panas digambarkan dengan garis merah dan simbol setengah lingkaran. Besarnya slope adalah 1:200 (Lutgens & Tarbuck, 1982).

Weaer

         Front panas umumnya bergerak sangat lambat sekitar 10-25 mile/ jam. Front panas mengandung massa udara yang hangat dan memiliki kelembaban yang tinggi. Ketika massa udara terangkat maka udara akan mengalami pendinginan dan kondensasi pun terjadi. Ciri dari terbentuknya front panas adalah adanya awanci rrif o rm danstra ti fo rm, juga adanya kabut. Pada bulan musim panas, awan jenis cumulonimbus akan memiliki peluang untuk tumbuh. Tipe hujan yang mencirikan front ini adalah hujan yang ringan hingga menengah, bentuk hujan tersebut diantaranya adalah sleet, snow, ataud rizzl e. Terakhir, ketika front panas terbentuk maka tekanan barometer akan turun sampai front selesai tejadi (frontolisis). Pada saat terjadi front ini visibilitas sangatlah buruk. Front panas digambarkan dengan garis merah dan simbol setengah lingkaran. Besarnya slope adalah 1:200 (Lutgens & Tarbuck, 1982).

Weather

         Pada front panas, wilayah yang akan menerima hujan sangat ditentukan oleh seberapa jauh kemiringan yang terbentuk dan total uap air yang ada didalamnya. (Paul, 1996). Secara simbolik, front panas diwakilkan oleh garis merah padat dengan titik-titik berbentuk setengah lingkaran yang mengarah ke daerah massa udara dinging atau searaha dengan pergerakan front panas yang menggilas massa udara dingin. Simbol front panas (Sumber : ww2010.atmos.uiuc.edu, 2009)

Perubahan temperatur secara ekstrim dapat digunakan sebagai indikator untuk menjustifikasi bahwa daerah tersebut merupakan daerah front. Sebagai contoh, jika pada peta suhu permukaan berikut, stasiun yang berada disebelah utara dilaporkan memiliki temperatur 53o F sementara pada jarak yang tidak terlalu jauh dibelakang font suhu udara meningkat 71o F . Perbedaan suhu pada jarak yang dekat seperti ini merupakan indikator yang baik bahwa terdapat front yang berada diantaranya.

Jika udara hangat menggantikan posisi udara dingin, maka front dapat dianalisis sebagai front hangat. Ciri-ciri umum ini sangat berasosiasi dengan ciri front panas seperti yang telah disebutkan pada tabel diatas.

Dalam melakukan identifikasi lanjut, ada beberapa parameter yang kita bisa digunakan untuk menentukan front pada suatu wilayah. Diantaranya dengan melihat suhu udara, suhu titik embun dan arah angin pada peta sinoptik. Seperti yang telah dijelaskan sebelumnya bahwa suatu wilayah diakatakan sebagai front jika terdapat perbedaan suhu yang ekstrim pada jarak yang sangat dekat, suhu titik embun mendekati suhu udara (RH 100% atau lembab), dan adanya angin yang bergerak pada arah yang berlawanan.

         Pada front panas, wilayah yang akan menerima hujan sangat ditentukan oleh seberapa jauh kemiringan yang terbentuk dan total uap air yang ada didalamnya. (Paul, 1996). Secara simbolik, front panas diwakilkan oleh garis merah padat dengan titik-titik berbentuk setengah lingkaran yang mengarah ke daerah massa udara dinging atau searaha dengan pergerakan front panas yang menggilas massa udara dingin. Simbol front panas (Sumber : ww2010.atmos.uiuc.edu, 2009)

Perubahan temperatur secara ekstrim dapat digunakan sebagai indikator untuk menjustifikasi bahwa daerah tersebut merupakan daerah front. Sebagai contoh, jika pada peta suhu permukaan berikut, stasiun yang berada disebelah utara dilaporkan memiliki temperatur 53o F sementara pada jarak yang tidak terlalu jauh dibelakang font suhu udara meningkat 71o F . Perbedaan suhu pada jarak yang dekat seperti ini merupakan indikator yang baik bahwa terdapat front yang berada diantaranya.

Jika udara hangat menggantikan posisi udara dingin, maka front dapat dianalisis sebagai front hangat. Ciri-ciri umum ini sangat berasosiasi dengan ciri front panas seperti yang telah disebutkan pada tabel diatas.

Dalam melakukan identifikasi lanjut, ada beberapa parameter yang kita bisa digunakan untuk menentukan front pada suatu wilayah. Diantaranya dengan melihat suhu udara, suhu titik embun dan arah angin pada peta sinoptik. Seperti yang telah dijelaskan sebelumnya bahwa suatu wilayah diakatakan sebagai front jika terdapat perbedaan suhu yang ekstrim pada jarak yang sangat dekat, suhu titik embun mendekati suhu udara (RH 100% atau lembab), dan adanya angin yang bergerak pada arah yang berlawanan.

         Pada gambar peta sinoptik di atas, kita bisa menggunakan peta isoplet yang terdiri dari peta isotherm (1), isogon (2), dan isodrotherm (3) untuk menganalisis pada suatu wilayah. Pada peta isoterm terdapat perubahan suhu yang cukup ekstrim antara dua wilayah seperti yang telah dilingkari 53oF dan 71oF. Pada peta arah angin terlihat jelas bahwa arah angin pada front berlawanan arah, dan pada peta isodrotherm suhu antara Td dan T lingkungan memiliki nilai yang hampir sama (jenuh). Selain dengan menggunakan peta-peta tersebut analisis front dapat juga dilakukan dengan menggunakan peta isobarik, pada isboarik yang bentuknya patahan merupakan daerah terjadinya front. Ilustrasi front panas (Source: http://www.atmos.uiuc.edu/earths_atmosphere/airmasses_fronts.html)

Ketika massa udara panas terangkat sampai pada daerah tekanan rendah, massa udara tersebut mengembang dan mengalami pendinginan. Saat pendinginan, uap air mengalami kondensasi dan menghasilkan awan. Awan pertama yang terbentuk sepanjang slope permukaan massa udara dingin adalah nimbostratus, diikuti oleh altostratus, cirrostratus, dan cirrus.

          Pada gambar peta sinoptik di atas, kita bisa menggunakan peta isoplet yang terdiri dari peta isotherm (1), isogon (2), dan isodrotherm (3) untuk menganalisis pada suatu wilayah. Pada peta isoterm terdapat perubahan suhu yang cukup ekstrim antara dua wilayah seperti yang telah dilingkari 53oF dan 71oF. Pada peta arah angin terlihat jelas bahwa arah angin pada front berlawanan arah, dan pada peta isodrotherm suhu antara Td dan T lingkungan memiliki nilai yang hampir sama (jenuh). Selain dengan menggunakan peta-peta tersebut analisis front dapat juga dilakukan dengan menggunakan peta isobarik, pada isboarik yang bentuknya patahan merupakan daerah terjadinya front. Ilustrasi front panas(Source: http://www.atmos.uiuc.edu/earths_atmosphere/airmasses_fronts.html)

Ketika massa udara panas terangkat sampai pada daerah tekanan rendah, massa udara tersebut mengembang dan mengalami pendinginan. Saat pendinginan, uap air mengalami kondensasi dan menghasilkan awan. Awan pertama yang terbentuk sepanjang slope permukaan massa udara dingin adalah nimbostratus, diikuti oleh altostratus, cirrostratus, dan cirrus.

Front Dingin (Cold Front)

        Front dingin adalah massa udara dingin menggilas massa udara panas, dimana massa udara panas akan naik di atas massa udara yang lebih dingin. Front ini menunjukkan suatu wilayah dimana udara yang dingin, kering dan stabil mendorong udara yang hangat, lembab, dan tak stabil (Ahrens 2007). Proses terjadinya front dingin seperti skop membongkar tanah (sumber: www.free-online-private-pilot-ground-school.com.

Dengan gerakan yang lambat, Awan dan presipitasi biasanya menutupi area di belakang front. Dan ketika udara hangat yang naik tersebut menjadi stabil, awan-awan seperti nimbostratus terbentuk. Sering kali di ujung front dingin terbentuk kabut, hujan deras, atau bahkan kilat (Thunderstorm) (Lutgens 1982). Udara dingin mempunyai densitas lebih besar dibandingkan udara panas (bandingkan dengan kerak samudera yang densitasnya lebih berat dibandingkan kerak benua, maka kerak samudera akan menyusup di bawah kerak benua; persis seperti massa udara dingin menyusup di bawah massa udara panas). Hal yang menarik, “front dingin” ini digambarkan persis simbolnya seperti simbol subduction, yaitu kurva bergerigi. Front dingin biasanya mempunyai kemiringan antara 1:80 dan 1:150 yang artinya zona transisisi tersebut terletak pada ketinggian 1 km di atas tanah, pada jarak antara 80 sampai 150 dari front permukaan. Kemiringan ini cukup tajam sehingga udara bergerak lebih cepat dan mengakibatkan terjadinya hujan badai sangat besar dan sering kali meluas ke belakang ke udara yang dingin pada jarak tertentu. Apabila udara hangat itu relatif tidak stabil dan mengalami pengangkatan yang cukup besar, di zona frontal (transisi) terbentuk suatu deretan awan cumulonimbus sehingga berpotensi terjadinya badai yang dikenal sebagai garis badai atau squall line. Simbol front dingin (Sumber : ww2010.atmos.uiuc.edu, 2009)

Front dingin dapat bergerak dua kali lebih cepat dan perubahan cuaca yang drastis daripada front panas, udara dingin lebih padat daripada udara hangat dan secara cepat menggantikan keberadaan udara hangat pada lapisan perbatas. Pada peta cuaca, posisi permukaan front dingin ditandai dengan garis dengan simbol segitiga yang berwarna biru, yang ditempatkan pada tepi terdepan massa udara dingin.

Front dingin terletak pada tepi terdepan dimana suhu udaranya terendah, dimana dalam analisis isotherm akan ditunjukkan sebagai tepi terdepan dari gradien isotherm. Awan-awan yang terbentuk pada saat front dingin adalah awan Cumulonimbus (Cb) dan Cumulus (Cu). Selama front ini berlangsung terjadi hujan badai sangat besar, Guntur, dan kilat selama 2-3 jam.

Setelah terjadinya front dingin, maka menara yang dibentuk oleh awan cumulus dan cumulonimbus akan perlahan-lahan hilang dan menjadi awan kumlus kecil). Satu fakta penting yang diingat adalah tekanan rendah selalu terjadi ketika front melewati stasiun. Jika kita bergerak menuju front, tekanan akan menurun, dan jika kita menjauh, tekanan meningkat. Front dingin selalu bergerak menuju selatan, tenggara, atau timur. Front ini digambarkan dengan garis biru dan segitiga di sepanjang garis tersebut. (Lutgens & Tarbuck, 1982).

Front Campuran (Occluded Front)

Front campuran terjadi apabila dua massa udara dingin bertemu dengan massa udara panas sehingga massa udara dingin akan mengambil alih lokasi massa udara panas. Pada saat front campuran berlangsung, yang mendominasi adalah front dingin, sehingga karakteristiknya mirip dengan front dingin. Front campuran pada umumnya terjadi dimana front dingin bergerak lebih cepat dari front panas. Kadang-kadang dalam sebuah sistem badai front dingin akan "mengejar" front panas. Front campuran yang diwakili oleh pada peta cuaca yang solid ungu dengan alternating triangles dan setengah lingkaran, yang di arah dari gerakan. Gambar 10 : Proses terjadinya front campuran (sumber: www.free-online-private-pilot-ground-school.com). Terdapat dua jenis front campuran di atmosfer dan temperatur udara sangat menentukan front campuran jenis mana yang lebih dominan. Front oklusi dingin terjadi ketika front dingin bergerak cepat dan mengambil alih lokasi front panas dimana udara pada front panas lebih bergerak lambat atau ketika front dingin menyelusup ke bawah front panas. Ketika hal ini terjadi maka udara dingin akan mengganti massa udara hangat di atmosfer. Secara khusus front campuran jenis ini dapat menciptakan sebuah percampuran dari udara yang ditemukan pada kedua front sehingga kondisi udara relatif stabil. 

 

 Cold front occlusion

Front oklusi panas terjadi ketika udara di depan front panas lebih dingin dari udara front dingin atau dengan kata lain terjadi apabila front dingin naik ke atas front panas. Ketika kasus ini terjadi maka front dingin akan naik dan terus naik ke atas front panas. Ketika udara ini terangkat oleh front panas maka kondisi atmosfer yang terbentuk adalah tidak stabil, cuaca akan lebih berat dibandingkan dengan front oklusi dingin, diikuti oleh terjadinya badai besar, hujan dan kabut.

Front Stasioner (Stationary Front)

Ada kalanya suatu front tidak cukup kuat untuk mendorong front lainnya, sehingga udara menjadi tidak bergerak. Kondisi ini dinamakan front stasioner atau front quasi stationer (Ahrens, 2007). Front quasi stationer dapat terjadi apabila ada dua massa udara yang bertemu, baik dingin maupun panas, tetapi masing-masing dari massa udara tersebut tidak cukup kuat untuk mendesak satu dengan yang lainnya sehingga tidak jelas mana yang mendominasi.

Suatu daerah dapat dikatakan mengalami front quasi stationer apabila tidak terjadi perubahan selama rentang beberapa lama. Hal ini bersifat subjektif, karena tergantung dari pengamat yang melakukan penelitian di lapangan. Pergerakan dari front quasi stationer ini hanya berkisar pada 5 knot.

Kondisi cuaca di sepanjang front stasioner ini umumnya cerah atau sedikit berawan, dengan udara yang jauh lebih dingin disalah satu sisi. Hal ini disebabkan karena kedua massa udara relatif kering dan tanpa presipitasi. Tetapi front tersebut tak berlangsung lama. Jika udara yang lebih hangat mulai bergerak dan mendorong udara dingin, front tak lagi dalam kondisi stasioner. Kondisinya akan berubah menjadi front panas. Begitu pula ketika udara yang lebih dingin mendapat daya dorong yang lebih kuat, maka kondisi akan berubah menjadi front dingin dan udara hangat tersebut akan

Sumber: Meteorologi Tropis PROF. DR. Paulus, Wikipedia, Google, http://www.jeffsweather.com