KAJIAN BEBERAPA KARAKTERISTIK SIKLON TROPIS
PUTRI ASRIANTI
DEPARTEMEN GEOFISIKA DAN METEOROLOGI
FAKULTAS MATEMATIKA DAN ILMU PENGETAHUAN ALAM
INSTITUT PERTANIAN BOGOR
BOGOR
ABSTRACT
PUTRI ASRIANTI. Study of Some Characteristics of Tropical Cyclones. Supervised by
AHMAD BEY and YOPI ILHAMSYAH
Tropical cyclone is a cyclone that originates over tropical oceans and is driven principally by heat transfer from the ocean. Tropical region is an area that receives more intensive solar radiation and solar radiation received twice the perpendicular, so that sea surface temperature is relatively high then a low pressure center is formed which can lead to tropical cyclone that begins with a tropical disturbance and tropical depression, tropical storms and then tropical cyclones. When a small vertical wind shear that occurs in the ocean which the potential for the occurence of tropical cyclones. Tropical cyclone are analogues to carnot heat engines. The size of the energy can be expressed as the total entropy s per unit of air mass. Carnot cycle is a closed process. The air can spin through the tropical cyclone. During the cycle entropy is produce near sea level where the sea surface temperature is warm and it will be loss near the top of the clouds where the temperature is cold. Carnot cycle in tropical cyclones can produce mechanical energy. Tropical cyclone of Choi-wan and Nida produce mechanical energy of 14790.72 J/kg and 13297.28 J/kg, respectively.
ABSTRAK
PUTRI ASRIANTI. Kajian Beberapa Karakteristik Siklon Tropis. Dibimbing oleh AHMAD BEY dan YOPI ILHAMSYAH
Daerah tropika merupakan daerah yang lebih intensif menerima radiasi matahari dan menerima dua kali penyinaran matahari yang tegak lurus, sehingga suhu permukaan laut di daerah tropika lebih tinggi daripada di daerah kutub. Ketika suhu permukaan laut tinggi maka terbentuk pusat tekanan rendah yang dapat memicu terjadinya siklon tropis yang dimulai dengan gangguan tropis lalu depresi tropis, badai tropis selanjutnya terjadi siklon tropis. Ketika shear angin vertikal kecil yang terjadi di samudera maka berpotensi untuk terjadinya siklon tropis. Siklon tropis dianalogikan sebagai Carnot heat engines. Ukuran dari energi dapat dinyatakan sebagai total entropi s per unit masa udara. Siklus Carnot merupakan proses tertutup. Udara dapat berputar melalui siklon tropis. Selama siklus tersebut berlangsung entropi diperoleh dekat permukaan laut dengan suhu yang hangat, dan entropi dapat hilang di dekat awan bagian atas karena suhu awan semakin dingin. Siklus Carnot pada siklon tropis dapat menghasilkan energi mekanik. Energi mekanik siklon tropis Choi-wan yaitu 14790.72 J/kg dan siklon tropis Nida yaitu 13297.28 J/kg.
© Hak Cipta milik IPB, tahun 2012
Hak Cipta dilindungi Undang-Undang
Dilarang mengutip sebagian atau seluruh karya tulis ini tanpa mencantumkan
atau menyebutkan sumbernya. Pengutipan hanya untuk kepentingan pendidikan,
penelitian, penulisan karya ilmiah, penyusunan laporan, penulisan kritik, atau
tinjauan suatu masalah; dan pengutipan tersebut tidak merugikan kepentingan
yang wajar IPB.
KAJIAN BEBERAPA KARAKTERISTIK SIKLON TROPIS
PUTRI ASRIANTI
Skripsi
Sebagai salah satu syarat untuk memperoleh gelar
Sarjana Sains pada
Departemen Geofisika dan Meteorologi
DEPARTEMEN GEOFISIKA DAN METEOROLOGI
FAKULTAS MATEMATIKA DAN ILMU PENGETAHUAN ALAM
INSTITUT PERTANIAN BOGOR
BOGOR
LEMBAR PENGESAHAN
Judul Skripsi
: Kajian Beberapa Karakteristik Siklon Tropis
Nama
: Putri Asrianti
NRP
: G24080037
Disetujui
Dosen Pembimbing I
Dosen Pembimbing II
Prof. Dr. Ir. Ahmad Bey
Yopi Ilhamsyah, S.Si
NIP. 19510823 197603 1 002
NIP. 19810406 200501 1 002
Diketahui
Ketua Departemen Geofisika dan Meteorologi
Fakultas Matematika dan Ilmu Pengetahuan Alam
Institut Pertanian Bogor
Dr. Ir. Rini Hidayati, M.S
NIP. 19600305 198703 2 002
KATA PENGANTAR
Puji dan syukur penulis panjatkan ke hadirat Allah SWT atas segala karunia-Nya sehingga karya ilmiah ini berhasil diselesaikan. Tema yang dipilih dalam penelitian yang dilaksanakan sejak
bulan Maret 2012 ini ialah siklon tropis dengan judul “Kajian Beberapa Karakteristik Siklon
Tropis”.
Terima kasih yang sebesar-besarnya kepada semua pihak yang telah turut peran serta dalam penyusunan karya ilmiah ini, terutama kepada:
1. Prof. Dr. Ir. Ahmad Bey dan Yopi Ilhamsyah, S.Si., selaku pembimbing skripsi atas diskusi, dukungan, sabar membimbing, memberikan motivasi, masukannya selama ini, dan telah meluangkan waktu dalam kelancaran penyelesaian skripsi ini.
2. Dr. Ir. Sobri Effendi, M. S., selaku dosen penguji yang sudah memberikan perbaikan dan masukannya.
3. Dr. Ir. Impron, M.Agr.Sc., selaku pembimbing akademik.
4. Ibu, Bapak dan semua adikku Ardhi Sasongko, Arbi Triharjo, Andi Nur Catur yang penulis sangat sayangi, terimakasih atas segala dukungan, do’a, cinta, dan kasih sayang yang telah diberikan selama ini.
5. Keluarga Bude di Kroya, keluarga Bude di Sunter, keluarga Lilik di Jakarta. 6. Seluruh dosen GFM yang sudah memberikan ilmu dan wawasannya.
7. Seluruh staf GFM atas semua bantuannya. Pa Pono (terimakasih atas pinjaman buku perpustakaan dan nasehatnya), Pa Aziz dan Pa Badru (terimakasih atas bantuan untuk semua urusan administrasi).
8. Teman satu bimbingan skripsi (Asep Ferdiansyah, Fella Fauziah Hermayana, Farrahdina Fairuzi), terimakasih atas bantuan, informasi dan sudah bersedia direpotkan serta memberi motivasi selama ini. Seluruh angkatan GFM 45 atas segala kebersamaannya (Dicky, Faiz, Ferdy, Nisa, Dita, Dewa, Aul, Mela, Hanifah, Ketty, Nae, Fida, Topik, Ruri, Akfia, Fe, Diyah, Tiska, Usel, Emod, Adit, Yuda, Fauzan, Iput, Okta, Dodi, Sintong, Dora, Dila, Fitra, Maria, Nia, Fatchah, Mirna, Sarah, Ratdil, Citra, Adi, Fauzan, Dewi, Pungki, Ria, Yoga, Firman, Aila, Ian).
9. Ka Sandro, Kak Adi Purbo, terima kasih atas bantuan, nasehat dan dukungannya, Ka Bems, Dicky, Aul terimakasih sudah bersedia menginstal ArcGis, mengajari software yang lain.
10. Windi, Rima, Syifa, terimakasih atas keceriaannya dan sharing pengalaman selama sekamar di asrama TPB Rusunawa 317.
11. Yora, Woro, Mega, Teh Fina, Ka Eka, Ka Fifa, Teh Nurul, Ka Tasya, Ka Bety terima kasih atas kebersamaannya di kostan Pondok Kencana.
Penulis berharap semoga karya ilmiah ini bisa memberikan informasi yang bermanfaat bagi ilmu pengetahuan dan semua pihak yang membaca. Penulis menyadari sepenuhnya bahwa karya ilmiah ini belum sempurna, untuk itu perlu diadakannya penelitian lanjutan serta diharapkan kritik dan saran yang bersifat membangun dari pembaca.
Bogor, Agustus 2012
RIWAYAT HIDUP
Penulis dilahirkan di Bogor pada tanggal 25 Desember 1990, dengan nama lengkap Putri Asrianti dari Bapak Suparman dan Ibu Tuminem. Penulis merupakan putri pertama dari empat bersaudara.
Tahun 2002, penulis menyelesaikan pendidikan dasar di SD Negeri Cipayung Girang 1, pendidikan menengah pertama diselesaikan tahun 2005 di SMP Negeri 1 Megamendung, tahun 2008 penulis lulus dari SMA Negeri 1 Ciawi dan pada tahun yang sama penulis diterima sebagai mahasiswa pada Program Studi Meteorologi Terapan, Departemen Geofisika dan Meteorologi, Fakultas Matematika dan Ilmu Pengetahuan Alam Institut Pertanian Bogor, melalui jalur Undangan Seleksi Masuk IPB (USMI).
DAFTAR ISI
Halaman
DAFTAR TABEL ... ix
DAFTAR GAMBAR ... x
DAFTAR LAMPIRAN ... xii
I. PENDAHULUAN ... 1
1.1 Latar Belakang ... 1
1.2 Tujuan ... 1
II. TINJAUAN PUSTAKA ... 1
2.1 Siklon Tropis ... 1
2.2 Syarat-syarat Pembentukan Siklon Tropis ... 2
2.3 Tahap Pertumbuhan Siklon Tropis ... 3
2.4 Siklus Carnot Siklon Tropis ... 3
III. METODOLOGI ... 4
3.1 Waktu dan Tempat Penelitian ... 4
3.2 Bahan dan Alat yang digunakan ... 4
3.3 Metode Penelitian ... 4
3.3.1 Analisis Karakteristik Siklon Tropis ... 4
3.3.2 Analisis Vertikal Shear Angin Horizontal ... 4
3.3.3 Analisis Kecepatan Angin Tangensial dan Angin Radial ... 4
3.3.4 Analisis Typhoon Choi-wan dan Typhoon Nida Tahun 2009 ... 5
IV. HASIL DAN PEMBAHASAN ... 5
4.1 Struktur Vertikal Siklon Tropis ... 5
4.2 Data Siklon Tropis ... 6
4.3 Distribusi Global Siklon Tropis ... 6
4.4 Siklon Tropis yang Terjadi di Utara Ekuator ... 6
4.5 Siklon Tropis yang Terjadi di Selatan Ekuator ... 6
4.6 Posisi Lintang dan Bujur pada Awal Kemunculan Siklon Tropis ... 7
4.7 Posisi Lintang dan Bujur pada Tahap Akhir Siklon Tropis ... 8
4.8 Analisis Vertikal Shear Angin Horizontal ... 9
4.9 Sebaran Angin pada Siklon Tropis ... 10
4.9.1 Angin Tangensial ... 10
4.9.2 Angin Radial ... 11
4.10 Analisis Typhoon Choi-wan Nida dan Typhoon Nida ... 12
4.10.1 Siklus Hidup Typhoon Choi-wan Nida dan Typhoon Nida ... 12
4.10.2 Suhu Permukaan Laut ketika terjadi Typhoon Choi-wan dan Typhoon Nida .. 14
4.10.3 Tekanan dan Kecepatan Angin ketika terjadi Typhoon Choi-wan dan Typhoon Nida... 14
4.10.4 Siklus Carnot Typhoon Choi-wan dan Typhoon Nida ... 15
V. KESIMPULAN ... ...17
5.1 Kesimpulan ... 17
5.2 Saran ... 17
DAFTAR PUSTAKA ... 17
DAFTAR TABEL
Halaman
1 Skala Saffir-Simpson ... ...3
2 Jejak Typhoon Choi-wan ... ...13
3 Jejak Typhoon Nida ... ...13
4 Hubungan antara tekanan, suhu, mixing ratio dan entropi untuk Typhoon
Choi-wan dan Typhoon Nida ... ...16
x
DAFTAR GAMBAR
Halaman
1 Struktur siklon tropis ... 2
2 Struktur vertikal siklon tropis dewasa ... 5
3 Distribusi global jejak siklon tropis dari tahun 1851-2006 ... 6
4 Kejadian siklon tropis bulanan di BBU ... 6
5 Kejadiansiklon tropis bulanan di BBS ... 6
6 Frekuensi awal kemunculan siklon tropis di BBU berdasarkan posisi lintang. ... 7
7 Frekuensi awal kemunculan siklon tropis di BBU berdasarkan posisi bujur barat ... 7
8 Frekuensi awal kemunculan siklon tropis di BBU berdasarkan posisi bujur timur ... 7
9 Frekuensi awal kemunculan siklon tropis di BBS berdasarkan posisi lintang. ... 8
10 Frekuensi awal kemunculan siklon tropis di BBS berdasarkan posisi bujur barat ... 8
11 Frekuensi awal kemunculan siklon tropis di BBS berdasarkan posisi bujur timur ... 8
12 Frekuensi tahap akhir siklon tropis di BBU berdasarkan posisi lintang... 8
13 Frekuensi tahap akhir siklon tropis di BBU berdasarkan posisi bujur barat ... 9
14 Frekuensi tahap akhir siklon tropis di BBU berdasarkan posisi bujur timur ... 9
15 Frekuensi tahap akhir siklon tropis di BBS berdasarkan posisi lintang. ... 9
16 Frekuensi tahap akhir siklon tropis di BBS berdasarkan posisi bujur barat ... 9
17 Frekuensi tahap akhir siklon tropis di BBS berdasarkan posisi bujur timur ... 9
18 Shear vertikal angin zonal bulanan antara lapisan 850-200 mb untuk bulan Januari, April, Agustus dan Oktober (1981-2010 dalam m/s)... 10
19 Kecepatan angin tangensial (m/s) ... 11
20 Kecepatan angin tangensial pada Typhoon Choi-wan (m/s) ... 11
21 Kecepatan angin tangensial pada Typhon Nida (m/s) ... 11
22 Kecepatan angin radial (m/s) ... 11
23 Kecepatan angin radial pada Typhoon Choi-wan (m/s) ... 12
24 Kecepatan angin radial pada Typhoon Nida (m/s) ... 12
26 Typhoon Nida ... 13
27 Suhu permukaan laut harian rata-rata di sekitar Typhoon Choi-wan antara 12
September 2009 hingga 21 September 2009. ... 14
28 Suhu permukaan laut harian rata-rata di sekitar Typhoon Nida antara 21
November 2009 hingga 3 Desember 2009. ... 14
29 Hubungan tekanan dan kecepatan angin Typhoon Choi-wan ... 15
30 Hubungan tekanan dan kecepatan angin Typhoon Nida ... 15
31 Struktur vertikal awan Typhoon Choi-wan pada 9 September 2009 pukul 03:52:00 UTC hingga 03:54:30 UTC. Sumber:
http://www.nrlmry.navy.mil/tc-bin/tc_home2.cgi. ... 15
32 Struktur vertikal awan Typhoon Nida pada 28 November 2009 pukul 16:39:30 UTC hingga 16:42:00 UTC. Sumber:
xii
DAFTAR LAMPIRAN
Halaman
1 Pengertian GrADS ... ...19
2 Umur Siklon Tropis di Samudera Atlantik ... ...19
3 Umur Siklon Tropis di Samudera Pasifik Timur ... ...19
4 Umur Siklon Tropis di Samudera Pasifik Barat ... ...20
5 Umur Siklon Tropis di Samudera Pasifik Selatan... ...20
6 Umur Siklon Tropis di Samudera Hindia Selatan ... ...21
7 Umur Siklon Tropis di Samudera Hindia Utara ... ...21
8 Script Shear Angin Vertikal ... ...21
9 Script SST (Sea Surface Temperature) rata-rata Typhoon Choi-wan ... ...22
10 Script Nilai Suhu pada Titik 1 Typhoon Choi-wan ... ...23
11 Script Nilai Tekanan pada Titik 1 Typhoon Choi-wan Pukul 0 UTC ... ...23
12 Script Nilai Tekanan pada Titik 1 Typhoon Choi-wan Pukul 6 UTC ... .23
13 Nilai Tekanan pada Titik 1 Typhoon Choi-wan Pukul 3.53 UTC ... .24
I.
PENDAHULUAN
1.1Latar BelakangSebagian besar wilayah permukaan bumi adalah samudera. Sirkulasi samudera saling berhubungan dengan sirkulasi atmosfer, keduanya mengalami interaksi fisik terutama di permukaan laut. Daerah tropika merupakan daerah yang lebih intensif menerima radiasi matahari dan menerima dua kali penyinaran matahari yang tegak lurus, sehingga suhu permukaan laut di daerah tropika lebih tinggi daripada di daerah kutub. Ketika suhu permukaan laut tinggi maka terbentuk pusat tekanan rendah yang dapat memicu terjadinya siklon tropis yang dimulai dengan gangguan tropis lalu depresi tropis, badai tropis selanjutnya terjadi siklon tropis.
Siklon tropis memerlukan samudera tropis yang hangat dan lembab menyebabkan adanya pusat tekanan rendah dengan gerak angin berlawanan dengan arah jarum jam (counterclockwise) pada BBU (Belahan Bumi Utara) dan searah jarum jam pada BBS (Belahan Bumi Selatan) serta menyebabkan massa udara berputar dan terangkat. Siklon tropis merupakan salah satu peristiwa meteorologi yang merusak dan dapat menghasilkan angin kencang yang membahayakan, storm surge yaitu gelombang yang besar yang dapat menghancurkan kehidupan di wilayah pesisir, hujan lebat dan banjir serta kerugian ekonomi yang besar dan mengancam jiwa.
Di seluruh permukaan bumi, rata-rata terbentuk sekitar 80 siklon tropis setiap tahun dengan kecepatan angin melebihi 20 m/detik. Dari jumlah ini, lebih dari setengahnya mencapai kekuatan hurricane. Lebih dari dua-pertiga diantaranya terjadi di BBU, sekitar setengah dari jumlah ini terjadi di atas Lautan Pasifik Utara bagian barat, sekitar seperempat di atas Lautan Pasifik Utara bagian timur, sekitar seperenam diatas Lautan Atlantik Utara dan sekitar seperdelapan di atas Lautan Hindia Utara. Diantara siklon yang terjadi di BBS, hampir setengahnya terbentuk diatas perairan sebelah utara Australia, sepertiga di atas Lautan Indonesia Selatan, dan seperempat di atas Lautan Pasifik Selatan (Neiburger 1995). Oleh karena itu, perlu dilakukan analisis siklon tropis yang terjadi di Samudera Pasifik bagian barat. Selain itu, penelitian sebelumnya oleh Mustika (2008) pada tahun 1994-2006 kejadian siklon tropis di lintang
utara lebih banyak dibandingkan di lintang selatan sehingga perlu dilakukan analisis kejadian siklon tropis terbaru yaitu dari tahun 2007 hingga 2011.
1.2Tujuan
Penelitian ini dilakukan dengan tujuan: 1. Menganalisis frekuensi kejadian siklon
tropis
2. Menganalisis shear vertikal angin horizontal
3. Membuat analisis dari Typhoon Choi-wan dan Typhoon Nida tahun 2009
II.
TINJAUAN PUSTAKA
2.1Siklon Tropis
Siklon tropis merupakan siklon yang terbentuk di perairan tropis dan dipicu oleh pergerakan panas dari samudera. Umumnya peringatan tentang siklon tropis mengacu pada kecepatan angin maksimum dengan ketinggian 10 m dari permukaan laut dan rata-rata dengan waktu 10 menit (kecuali di negara Amerika Serikat menggunakan rata-rata waktu dalam 1 menit). Siklon tropis dalam tahap pembentukan terdiri dari depresi tropis, badai tropis dan hurricane. Depresi tropis ditandai dengan kecepatan angin maksimum yaitu 17 m/s atau kurang. Badai tropis dicirikan dengan terjadinya kecepatan angin maksimum dengan kisaran yaitu 18 hingga 32 m/s. Lalu jika kecepatan angin maksimum lebih dari 33 m/s atau lebih maka dikenal dengan nama hurricane di wilayah Atlantik Utara bagian barat dan wilayah Pasifik Utara bagian timur, typhoon dikenal di wilayah Pasifik Utara bagian barat dan di wilayah lain dikenal dengan severe tropical cyclones (Emanuel 2003).
2
Gambar 1 Struktur siklon tropis. Sumber: Lynch dan Cassano (2006)
Badai dewasa memiliki diameter berkisar dari 100 hingga 1500 km. Angin berpilin ke dalam ke arah pusat dan biasanya tekanan lebih rendah dari 970 mb dengan kecepatan meningkat antara 50 sampai 100 m/s dekat pusatnya. Pada daerah pusat kecepatan angin hanya sekitar 5 m/s atau bahkan kurang yang sering disebut dengan mata siklon. Di dalam mata siklon tidak terdapat hujan. Mata siklon dikelilingi oleh dinding mata, yaitu lingkaran berupa awan cumulonimbus yang menjulang dan hujan lebat berasal dari awan cumulonimbus tersebut. Jalur awan cumulus dan cumulonimbus disertai hujan, berpilin kedalam dari batas tepi badai ke arah dinding mata. Angin terkuat terjadi tepat di luar mata (Neiburger 1995).
2.2 Syarat-syarat Pembentukan Siklon Tropis
Gray (1975) menjelaskan bahwa frekuensi siklon tropis dapat secara langsung terkait dengan kombinasi dari enam parameter fisik yang selanjutnya disebut sebagai parameter utama dalam pembentukan siklon tropis. Parameter tersebut yaitu:
1. Besarnya vortisitas pada troposfer bawah. Vortisitas ditimbulkan oleh konvergensi yang berperan sebagai ‘pompa primer’ untuk menyediakan massa, momentum dan uap air pada lapisan troposfer bawah untuk membentuk awan cumulus. Jadi siklon tropis hanya terbentuk pada wilayah luas yang terjadi vortisitas di troposfer bawah.
2. Peranan rotasi bumi (gaya coriolis). Gaya coriolis merupakan gaya semu yang terjadi akibat rotasi bumi. Secara matematis
C = 2Vω sinɵ
C = gaya coriolis;
V = kecepatan partikel udara relatif terhadap bumi (kecepatan angin);
ω = laju rotasi bumi (2 Π rad / 24 jam);
ɵ = lintang tempat;
2ω sinɵ disebut sebagai parameter coriolis yang menunjukan bahwa ketika lintang tempat semakin tinggi maka nilainya semakin besar. Sehingga di ekuator parameter coriolis bernilai nol. Jadi siklon tropis tidak terbentuk pada lintang 4o - 5o dari ekuator.
3. Peranan shear angin vertikal.
Siklon tropis terbentuk jika memiliki shear vertikal angin horizontal yang kecil. Siklon tidak terbentuk jika pada lapisan 950 mb dan 200 mb terjadi shear vertikal yang lebih besar dari 10 m/s atau ketika pada lapisan 200-500 mb terjadi kecepatan relatif untuk pergerakan kumpulan awan yang lebih besar dari 5 m/s.
4. Peranan energi termal samudera.
Siklon tropis memiliki pengaruh besar terhadap suhu permukaan laut, ketika suhu permukaan laut berubah maka akan mengubah karakteristik siklon. Potensial energi termal yang memiliki unit kalori/cm2 sebagai penjumlahan energi termal dengan kriteria suhu permukaan laut diatas 26 oC pada kedalaman laut hingga 60 m.
5. Pengaruh permukaan hingga lapisan troposfer bagian tengah (ɵe).
Pembentukan siklon terkait dengan moist bouyancy potential atau besarnya lapisan perbatas atmosfer hingga troposfer tengah (ɵe). Bouyancy yang representatif yaitu perbedaan ɵe antara permukaan dan lapisan 500 mb.
6. Peranan kelembaban pada troposfer tengah.
Parameter kelembaban bervariasi dari 0 hingga 1. Perkembangan siklon tidak terjadi jika kelembaban pada lapisan 500-700 mb kurang dari 40%. Faktor ini meningkat secara linear hingga 1 pada kelembaban antara lapisan 700-500 mb mencapai 100% atau
parameter kelembaban =
jika RH
adalah antara 40% dan 70%. Jadi siklon tropis hanya terbentuk dalam wilayah dengan kelembaban (RH) relatif tinggi pada troposfer tengah.
yang sudah lama dipelajari (Tory & Frank 2010).
Hartman dan Maloney (2001) menjelaskan bahwa Madden-Julian oscillation (MJO) merupakan anomali angin zonal pada lapisan 800 mb yang bergerak dari barat (westerly) dan dari timur (easterly) di atas Samudera Pasifik tropis. Ketika MJO anomali angin 850 mb bergerak dari arah barat (westerly), skala kecil, pertumbuhan eddies yang lambat melalui barotropic eddy kinetic energy (EKE) yang dikonversi dari aliran dasar (mean flow) bersamaan dengan konvergensi permukaan yang kuat dan suhu permukaan laut yang tinggi dapat menciptakan lingkungan yang sesuai untuk pembentukan siklon tropis.
Hall et al. (2001) menjelaskan bahwa hubungan antara aktivitas siklon tropis di wilayah Australia dengan MJO (Madden-Julian oscillation) yang menggunakan data OLR (outgoing longwave radiation) 20 tahun, data NCEP-NCAR reanalysis dan data jejak siklon tropis menunjukkan bahwa secara signifikan siklon tropis terbentuk pada saat MJO aktif.
Dickinson dan Molinary (2002) menjelaskan bahwa pada bujur 150 0BT individual disturbances yang berasal dari ekuator dapat mengindikasikan terjadinya transisi yang jelas dari gelombang Rossby-Gravity menjadi tahap depresi tropis.
2.3Tahap Pertumbuhan Siklon Tropis
Tjasyono (2004) menjelaskan bahwa pertumbuhan siklon tropis terdiri dari tiga tahap yaitu:
Tahap lahir, ditandai oleh susunan awan nisbi acak dan garis badai yang berkaitan dengan gerak gangguan gelombang angin timuran
Tahap dewasa, ditandai oleh sirkulasi rotasi yang kuat dengan kondisi simetris dan pola awan teratur disertai mata siklon yang bertekanan rendah
Tahap mati, ditandai oleh sirkulasi yang makin melebar sehingga ukuran dan bentuknya menjadi tidak simetris
Intensitas siklon tropis berdasarkan skala Saffir-Simpson disajikan pada Tabel 1
Tabel 1 Skala Saffir-Simpson
Tipe K at eg o ri Tekanan (mb) Kec. Angin (knots) Kec. Angin (mph) Tropical
Depression TD ---- < 34 < 39 Tropical
Storm TS ---- 34-63 39- 73 Hurricane 1 > 980 64-82 74- 95 Hurricane 2 965-980 83-95 96-110 Hurricane 3 945-965 96-112 11-130 Hurricane 4 920-945 113-135 131-155 Hurricane 5 < 920 > 135 > 135 Sumber:http://weather.unisys.com/hurricane/w_pacific/20 09H/index.php
2.4Siklus Carnot Siklon Tropis
Stull (2000) menjelaskan bahwa siklon tropis dapat dianalogikan sebagai mesin panas Carnot. Ukuran energi dapat dinyatakan sebagai total entropi s per unit massa udara. Secara matematis :
s = cp ln( ) +
R ln( )
dimana
cp = 1004
;
T = absolute temperature (K);
To = 273 K;
lv = 2.83 x 106
untuk suhu < 00C;
lv = (2.50 x 106 – 2.38 x 103 T)
untuk suhu dengan
kisaran 0 0C hingga 60 0C;
r = mixing ratio (g water/kg air);
R = 287 ;
p = tekanan (kPa);
po = 100 kPa;
4
Sehingga siklus Carnot pada siklon tropis dapat menghasilkan energi mekanik, secara matematis yang dinyatakan sebagai berikut:
ME = (TBavg– TT avg) . (s eyewall– s ∞)B
Keterangan:
ME = Energi Mekanik;
TBavg = Suhu rata-rata dibagian bawah
troposfer;
TTavg = Suhu rata-rata dibagian atas
troposfer;
seyewall B= Entropi pada dinding mata siklon
bagian bawah;
s ∞ B = Entropi bagian bawah pada kondisi
ambient (jarak yang jauh dari siklon);
III.
METODOLOGI
3.1Waktu dan Tempat Penelitian
Penelitian dilaksanakan dari bulan Maret 2012 hingga Juni 2012. Pengambilan dan pengolahan data dilaksanakan di Laboratorium Meteorologi dan Pencemaran Atmosfer, Departemen Geofisika dan Meteorologi, Fakultas Matematika dan Ilmu Pengetahuan Alam, Institut Pertanian Bogor.
3.2Bahan dan Alat yang digunakan
Bahan yang dibutuhkan adalah data NCAR/ NCEP Reanalysis I yang diperoleh dari NOAA dengan resolusi spasial 2.50 x 2.50 global grids berupa data daily pada tahun 2009 untuk data suhu permukaan laut dan data angin zonal (u-wind) bulanan dari tahun 1981-2010 serta data dari situs http://weather.unisys.com/hurricane/index.php berupa data kejadian siklon tropis per-enam jam dari bulan Januari 2007 hingga Desember 2011.
Alat yang diperlukan adalah personal komputer yang disertai dengan perangkat lunak GrADS 2.0.1.oga.1, ArcGis 9.3, flash dan microsoft word dan microsoft excel.
3.3Metode Penelitian
3.3.1 Analisis Karakteristik Siklon Tropis
1. Pengumpulan dan penyusunan data Data kejadian siklon tropis per-enam jam dari bulan Januari 2007 hingga Desember 2011 diunduh dari situs http://weather.unisys.com/hurricane/index.
php, lalu disusun menggunakan microsoft excel
2. Pengelompokan data
Data kejadian siklon tropis per-enam jam pada tahun 2007-2011 disusun berdasarkan nama siklon dan waktu kejadiannya serta lokasi tempat terjadinya siklon berdasarkan wilayah samudera, sehingga setiap siklon dapat diketahui posisi bujur dan lintang waktu terjadinya siklon tropis.
3. Analisis frekuensi kejadian siklon tropis Setelah data kejadian siklon disusun dan dikelompokan maka data tersebut dipisahkan menjadi siklon tropis yang terjadi di belahan bumi utara (BBU) dan di belahan bumi selatan (BBS). Wilayah kajian BBU meliputi wilayah Atlantik, Pasifik Timur, Pasifik Barat dan Hindia Selatan. Wilayah kajian BBS meliputi wilayah Pasifik Selatan dan Hindia Selatan.
Setiap kejadian siklon tropis diurutkan berdasarkan waktu kejadiannya untuk setiap bulan dari tahun 2007-2011, sehingga diketahui frekuensi bulan yang sering terjadi siklon tropis, selain itu diperoleh pula umur siklon tropis yang paling lama dan paling cepat hilangnya.
Pada track (pergerakan) siklon tropis diambil data letak bujur dan lintang saat awal muncul siklon tropis dan data posisi lintang dan bujur saat siklon tropis masuk pada tahap akhir. Data posisi lintang dan bujur tersebut diolah berdasarkan nilai frekuensi sehingga diperoleh letak geografi yang paling sering terjadi tahap kemunculan siklon tropis dan tahap akhir siklon tropis.
3.3.2 Analisis Vertikal Shear Angin Horizontal
Menentukan shear angin vertikal dengan
mengunduh data dari situs
http://www.esrl.noaa.gov/psd/cgibin/db_searc h/DBSearch.pl?Dataset=CDC+Derived+NCE P+Reanalysis+Products+Other+Gaussian+Gri d&Dataset=CDC+Derived+NCEP+Reanalysis +Products+Pressure+Level kemudian diolah menggunakan GrADS 2.0.1.oga.1.
3.3.3 Analisis Kecepatan Angin
Tangensial dan Angin Radial
1. Kecepatan angin tangensial diperoleh dari rumus
2. Menentukan jarak sebenarnya pada lintang 17.5 0LU dengan rumus = 111 cos
ɵ
; keterangan ɵ = lintangPenurunan rumus jarak sebenarnya:
10 di ekuator = 111 km
Keliling bumi= 3600 = 2Π
K = Keliling bumi;
a = lintang 17.5 0LU;
r = Jari-jari bumi di 00;
ra = Jari-jari bumi di 17.5 0LU;
ra = r cosɵ
Ka = Keliling bumi di 17.5 0
LU;
s = Jarak sebenarnya di 17.5 0LU;
r = K / 2Π = (360 x 111 km) / 2Π
Ka = 2Π ra
Ka = 2Π r cosɵ
Ka = 2Π ((360 x 111) / 2Π) cosɵ
s = Ka/360 = (360 x 111 cos ɵ)/360
s = 111 cos ɵ
3. Menentukan kecepatan angin radial dengan rumus
Mrad/Mmax =
Keterangan:
R = jarak dari pusat mata;
R0 = critical radius ketika
ditemukannya kecepatan tangensial maksimum;
Ws = negatif yaitu rata-rata penurunan kecepatan di mata siklon, asumsi Ws = -0.2 m/s;
zi = boundary-layer depth;
Mmax = kecepatan angin tangensial maksimum;
Mmax = (20 (m/s). kPaˉ¹/²).(ΔPmax)¹/²
3.3.4 Analisis Typhoon Choi-wan dan Typhoon Nida Tahun 2009
1. Menentukan Lokasi terbentuknya Typhoon Choi-wan dan Typhoon Nida dengan mengunduh dari situs http://www.jma.go.jp/jma/ jma-eng/jma-center/rsmc-hp-pub-eg/annual report.html 2. Mengetahui suhu permukaan laut dari
tempat terbentuknya Typhoon Choi-wan dan Typhoon Nida dengan mengunduh data suhu permukaan laut dari
http://www.esrl.noaa.gov/psd/cgi-bin/db_search/DBListFiles.pl?did=132&ti d=33885&vid=2423 kemudian diolah menggunakan software GrADS 2.0.1.oga.1.
3. Menentukan siklus Carnot siklon tropis Menghitung nilai entropi dari tiap titik siklus Canot, lalu dihitung nilai energi mekanik.
IV.
HASIL DAN PEMBAHASAN
4.1Struktur Vertikal Siklon Tropis
Siklon tropis merupakan badai yang berasal dari lautan tropis yang dipicu oleh perpindahan panas dari lautan. Siklon tropis terbentuk diatas samudera dengan suhu permukaan laut lebih dari 26 0C dan jarang terbentuk pada lintang kurang dari 50 (Emanuel 2003).
Gambar 2 Struktur vertikal siklon tropis dewasa.
Sumber: Laing dan Evans (2011)
Struktur siklon tropis meliputi mata, dinding mata, rainbands (kumpulan hujan), boundary layer inflow, upper tropospheric outflow (Gambar 2). Siklon tropis merupakan skala sinoptik sistem tekanan rendah yang berputar secara siklonik, yaitu berlawanan arah jarum jam di BBU dan searah jarum jam di BBS.
Raindbands Kumpulan Awan Cirrus
Inflow
6
4.2Data Siklon Tropis
Data kejadian siklon tropis yang diamati pada penelitian ini termasuk dalam kategori depresi tropis, badai tropis, dan siklon tropis. Data yang digunakan pada penelitian ini yaitu data 6 jam-an selama 5 tahun dari bulan Januari 2007 hingga bulan Desember 2011 pada wilayah Atlantik (15-105 0BB, 0-60
0
LU), wilayah Pasifik Timur (80-175 0BB, 0-60 0LU), wilayah Pasifik Barat (100-195 0BT, 0-55 0LU), wilayah Pasifik Selatan (115-180
0
BT, 155-180 0BB, 0-60 0LS), wilayah Hindia Selatan (30-120 0BT, 0-60 0LS) dan wilayah Hindia Utara (40-110 0BT, 00-60 0LU). Jadi secara keseluruhan letak geografi yang diamati pada penelitian ini yaitu 30-195 0BT, 15-180 0BB dan 60-60 0LU.
4.3Distribusi Global Siklon Tropis
Siklon tropis tidak terbentuk di daerah ekuator karena gaya coriolis mendekati nol, wilayah Pasifik Utara bagian barat merupakan wilayah yang aktif terbentuknya siklon tropis, begitu pula wilayah Samudera Atlantik bagian utara. Pada umumnya siklon tropis di belahan bumi selatan lebih rendah intensitasnya daripada di Samudera Pasifik bagian utara dan Samudera Atlantik bagian utara (Gambar 3).
Gambar 3 Distribusi global jejak siklon tropis dari tahun 1851-2006. Sumber: Laing dan Evans (2011)
Di Samudera Atlantik Selatan bagian timur benua Amerika Selatan terjadi siklon tropis yaitu hurricane Catarina yang terjadi pada Maret 2004. Filho dan Lima (2006) menjelaskan bahwa hurricane Catarina merupakan kejadian meteorologi yang tidak biasa terjadi di Amerika Selatan bagian timur. Letak geografi Catarina yaitu 27 0LS, 49 0BB di atas perairan hangat Samudera Atlantik. Catarina terbentuk karena decaying baroclinic wave pada 19 Maret 2004 yang dipicu oleh sirkulasi shear yang rendah.
4.4Siklon Tropis yang Terjadi di Utara Ekuator (Lintang Utara)
Siklon tropis yang diamati di BBU berasal dari wilayah Atlantik, wilayah Pasifik Timur, wilayah Pasifik Barat dan wilayah Hindia Utara.
Gambar 4 Kejadian siklon tropis bulanan di BBU
Data bulan Januari 2007 hingga bulan Desember 2011 (30-195 0BT, 15-180 0BB) di lintang utara terjadi 320 kejadian siklon tropis. Siklon tropis yang terjadi hampir setiap bulan terdapat kejadian siklon tropis, kecuali bulan Februari tidak terdapat siklon tropis (0 kejadian siklon tropis). Frekuensi terbesar kejadian siklon tropis terdapat pada bulan September. Dari bulan Maret hingga September frekuensi kejadian siklon tropis semakin meningkat dan semakin menurun setelah bulan September (Gambar 4).
Pada belahan bumi utara umur siklon tropis rata-rata yaitu 6 hari, umur siklon tropis paling panjang yaitu 18 hari dan umur siklon tropis paling pendek yaitu 6 jam. Jadi umur siklon tropis dapat terjadi dari kurun waktu enam jam-an hingga 18 hari.
4.5Siklon Tropis yang Terjadi di Selatan Ekuator
Siklon tropis yang diamati di BBS berasal dari wilayah Pasifik Selatan dan wilayah Hindia selatan.
Gambar 5 Kejadian siklon tropis bulanan di BBS 0 20 40 60 80 100 Keja d ia n si k lo n Bulan 0 10 20 30 40 Ke ja di a n Si k lo n Bulan
Data bulan Januari 2007 hingga Desember 2011 di lintang selatan terjadi 132 kejadian siklon tropis. Siklon tropis lebih banyak dari bulan November hingga bulan April dengan puncaknya pada bulan Januari karena pada bulan Januari posisi matahari sedang bergerak ke arah lintang utara dan terjadi suhu permukaan laut maksimum karena pada bulan Desember matahari tepat di atas belahan bumi selatan, sedangkan pada bulan September, Juni dan Agustus tidak pernah terjadi siklon tropis (Gambar 5).
Di BBS umur siklon tropis rata-rata yaitu 5 hari, paling panjang 21 hari dan paling pendek 6 jam. Jadi umur siklon tropis dapat terjadi dari kurun waktu enam jam-an hingga 21 hari.
Jumlah kejadian siklon tropis di BBU (320 siklon tropis) lebih besar daripada kejadian siklon tropis di BBS (132 siklon tropis). Hal tersebut disebabkan oleh pada BBU proporsi daratan lebih besar daripada lautan, sedangkan di BBS luas lautan lebih besar daripada daratan (Gambar 4 dan Gambar 5).
4.6Posisi Lintang dan Bujur pada Awal Kemunculan Siklon Tropis
a) Belahan Bumi Utara
Dari bulan Januari 2007 hingga Desember 2011 siklon tropis yang berasal dari wilayah Atlantik, Pasifik Timur, Pasifik Barat, dan Hindia Utara akan muncul pada kisaran lintang 5.6-37.6 0LU.
Siklon tropis yang berada dalam tahap awal pembentukan pada lintang lebih besar dari 37.6 0LU selama kurun waktu 5 tahun dari 2007 hingga 2011 hanya terdapat 1 kejadian awal pembentukan siklon tropis (Gambar 6). Hal tersebut karena tidak adanya pengaruh ITCZ (Inter-Tropical Convergence Zones) yaitu tempat bertemunya dua massa udara yang memiliki sifat dan kekuatan yang sama, sehingga terjadi konvergensi (naiknya massa udara) lalu tekanan udara menjadi rendah. ITCZ bergerak mengikuti lintasan semu matahari dengan inklinasi terjauh 23.50 lintang utara dan selatan.
Gambar 6 Frekuensi awal kemunculan siklon tropis di BBU berdasarkan posisi lintang
Frekuensi munculnya siklon tropis di belahan bumi utara semakin bertambah dengan semakin tingginya lintang hingga lintang maksimum yaitu 13.6-17.5 0LU yang merupakan posisi lintang paling banyak dalam awal kemunculan siklon tropis. Pada lintang lebih besar dari 17.50 LU awal kemunculan siklon tropis berkurang dengan semakin tingginya lintang (Gambar 6).
Gambar 7 Frekuensi awal kemunculan siklon tropis di BBU berdasarkan posisi bujur barat
Frekuensi awal kemunculan siklon tropis di BBU berdasarkan posisi bujur barat terdapat pada 20.3 0BB sampai dengan 172.3
0
BB dan puncaknya terjadi pada bujur 96.3-115.2 0BB yang merupakan posisi paling sering terjadinya tahap awal siklon tropis (Gambar 7).
Gambar 8 Frekuensi awal kemunculan siklon tropis di BBU berdasarkan posisi bujur timur
Posisi paling banyak pada tahap awal pembentukan siklon tropis di BBU terjadi
0 20 40 60 80 100 120 Ke jadia n s ik lo n
Derajat Lintang Utara
0 10 20 30 40 50 60 Kej ad ian s ik lo n
Derajat Bujur Barat
0 10 20 30 40 50 60 Kej ad ian s ik lo n
8
pada bujur 123.5-137.4 0BT yaitu sekitar Samudera Pasifik Barat khususnya di bagian timur Taiwan dan bagian timur laut kepulauan Filipina. Selain itu, bujur 81.5-95.4 0BT merupakan tempat yang banyak pula pembentukan tahap awal siklon tropis, yaitu sekitar Teluk Benggala (Gambar 8).
b) Belahan Bumi Selatan
Awal kemunculan siklon tropis yang terjadi di wilayah Samudera Pasifik Selatan dan Hindia Selatan dari bulan Januari 2007 hingga Desember 2011 terdapat pada 5.5-23.5 0LS. Lintang 11.5-15.4 0LS merupakan wilayah paling sering terjadinya siklon tropis. Semakin tinggi lintang maka frekuensi awal pembentukan siklon tropis pun semakin besar dengan puncak maksimum terjadi pada lintang 13.5-15.4 0LS. Setelah melewati 15.4 0LS maka frekuensi awal muncul siklon tropis menurun (Gambar 9).
Gambar 9 Frekuensi awal kemunculan siklon tropis di BBS berdasarkan posisi lintang
Awal kemunculan siklon tropis tidak terjadi pada lintang dibawah 5.5 0LS karena parameter coriolis yang kecil dan tidak terjadi pada lintang diatas 26 0LS karena tidak masuk kedalam zona ITCZ yang inklinasi terjauh hanya mencapai 23.5 0LS (Gambar 9).
Gambar 10 Frekuensi awal kemunculan siklon tropis di BBS berdasarkan posisi bujur barat
Awal kemunculan siklon tropis di kawasan bujur barat pada rentang 5 tahun dari Januari
tahun 2007 hingga Desember tahun 2011 berada pada 152 0BB sampai dengan 179.5
0
BB (Gambar 10).
Gambar 11 Frekuensi awal kemunculan siklon tropis di BBS berdasarkan posisi bujur timur
Posisi yang berpotensi terjadinya tahap awal kemunculan siklon tropis adalah pada bujur 41 0BT sampai dengan 167 0BT. Awal kemunculan siklon tropis maksimum terjadi pada 77-94.5 0BT (wilayah Palung Pusat Samudera Hindia) dan 113-130.9 0BT (wilayah di perairan Australia Barat) (Gambar 11).
4.7Posisi Lintang dan Bujur pada Tahap Akhir Siklon Tropis
a) Belahan Bumi Utara
Tahap akhir siklon tropis (mati) yang terjadi di belahan bumi utara berdasarkan Gambar 12 terlihat bahwa posisi potensial berakhirnya siklon tropis adalah dari 3.1 0LU hingga 51.3 0LU. Posisi siklon tropis berakhir paling banyak terjadi di 18.1-23 0LU.
Gambar 12 Frekuensi tahap pelenyapan siklon tropis di BBU berdasarkan posisi lintang
Terdapat 2 siklon tropis yang berakhir pada lintang 3.1 0LU dan 4 0LU. Hal tersebut karena ketika suatu siklon masuk kedalam zona lintang dibawah 5 0LU maka siklon tersebut akan hilang karena pengaruh gaya coriolis yang menuju nol dengan semakin dekat ke ekuator (Gambar 12).
0 5 10 15 20 25 30 35 Kej ad ian s ik lo n
Derajat Lintang Selatan
0 1 2 3 4 5 6 Ke jadia n s ik lo n
Derajat Bujur Barat
0 5 10 15 20 25 Ke jadia n s ik lo n
Derajat Bujur Timur
0 20 40 60 80 100 Kej ad ian s ik lo n
Gambar 13 Frekuensi tahap akhir siklon tropis di BBU berdasarkan posisi bujur barat
Posisi bujur barat siklon tropis berakhir pada 13.4-179.8 0BB, terbanyak pada posisi 93.4-113.3 0BB yaitu wilayah di sekitar Teluk Mexico dan Teluk California. Ketika siklon tropis masuk kedalam kawasan tersebut maka akan mati karena merupakan teluk yang dikelilingi daratan, siklon akan melemah kekuatannya ketika bertemu dengan daratan (tingkat kekasapan permukaan di daratan lebih tinggi daripada lautan sehingga merusak siklon tropis) (Gambar 13).
Gambar 14 Frekuensi tahap akhir siklon tropis di BBU berdasarkan posisi bujur timur
Frekuensi kejadian siklon tropis lebih banyak berakhir (mati) pada bujur yang lebih besar dari 91.5 0BT. Selain itu, posisi siklon tropis mati paling banyak terjadi pada 91.6– 110.5 0BT (kawasan sekitar kepulauan Andaman India) dan pada 110.6–129.5 0BT (kawasan kepulauan Filipina dan Laut Cina Selatan) (Gambar 14).
b) Belahan Bumi Selatan
Dari data kejadian siklon tropis tahun 2007 hingga 2011 dibelahan bumi selatan yaitu wilayah Samudera Pasifik Selatan dan Hindia Selatan terdapat siklon tropis yang berakhir pada lintang 5.4-36.4 0LS yang puncaknya pada 17.4-21.3 0LS dan tidak ada siklon yang berakhir di atas 36.4 0LS (Gambar 15).
Gambar 15 Frekuensi tahap pelenyapan siklon tropis di BBS berdasarkan posisi lintang
Frekuensi kejadian siklon tropis yang mati dalam rentang waktu 2007 hingga 2011 di selatan ekuator berfluktuasi pada 145.2-179.4
0
BB (Gambar 16).
Gambar 16 Frekuensi tahap akhir siklon tropis di BBS berdasarkan posisi bujur barat
Siklon tropis mengalami tahap akhir pada wilayah dengan letak geografi 34-179.9 0BT. Semakin besar bujur timur maka siklon yang mati akan menurun (Gambar 17).
Gambar 17 Frekuensi tahap akhir siklon tropis di BBS berdasarkan posisi bujur timur
4.8Analisis Vertikal Shear Angin
Horizontal
Seperti yang ditulis pada bagian 2.2 terdapat enam syarat yang dibutuhkan untuk pembentukan siklon tropis yaitu energi termal dari samudera yang cukup panas dengan suhu permukaan laut > 260 C dengan kedalaman laut 60 m, peningkatan kelembaban pada 0 10 20 30 40 50 60 Kej ad ian s ik lo n
Derajat Bujur Barat
0 10 20 30 40 50 Kej ad ian s ik lo n
Derajat Bujur Timur
0 10 20 30 40 50 Kej ad ian s ik lo n
Derajat Lintang Selatan
0 1 2 3 4 5 6 7 8 Kej ad ian s ik lo n
Derajat Bujur Barat
0 5 10 15 20 25 Kej ad ian s ik lo n
10
lapisan troposfer bagian tengah (lapisan 700 mb), kondisi tidak stabil, peningkatan vorticity relatif pada lapisan troposfer bagian tengah, serta tempat terjadinya siklon tropis setidaknya pada lintang 50 utara dan selatan dari ekuator.
Beberapa penelitian telah mengkaji perubahan intensitas siklon tropis yang diakibatkan oleh shear. Penelitian oleh DeMaria dan Kaplan (1994); DeMaria dan Kaplan (1999); DeMaria et al. (2005) menunjukan bahwa shear vertikal adalah prediktor yang signifikan secara statistik dengan ambang batas pelemahan dan penguatan yaitu 10 m/s pada lapisan shear 850-200 hPa. Menurut Vaquez (2002) dalam Filho dan Lima (2006) syarat siklon tropis adalah terdapat shear vertikal angin zonal yang lemah yaitu < 10 m/s.
Gambar 18 Shear vertikal angin zonal bulanan lapisan 850-200 mb untuk bulan Januari, April, Agustus dan Oktober (1981-2010 dalam m/s)
Shear vertikal angin zonal dipetakan pada Gambar 18 untuk empat bulan pada tahun 1981-2010. Hastenrath (1985) menjelaskan bahwa nilai positif shear angin zonal menunjukan bahwa angin zonal pada lapisan 200 mb lebih kuat dari arah barat atau lebih lemah dari arah timur daripada angin zonal pada lapisan 850 mb. Shear troposfer yang representatif adalah shear angin yang diukur antara ketinggian 850 mb dan 200 mb. Ketinggian 850 mb dianggap sebagai aras kondensasi rata-rata di daerah samudera tropis.
Selama bulan Januari dan Oktober ketika suhu permukaan laut di belahan bumi selatan paling kondusif untuk pembentukan tropical storm, shear vertikal angin zonal terkecil terjadi di Samudera Hindia dan Samudera Pasifik bagian barat sehingga wilayah tersebut berpotensi terjadinya siklon tropis, sedangkan pada bulan April ketika posisi matahari sedang bergerak ke belahan bumi utara, shear vertikal angin zonal terkecil terdapat hanya di sebagian kecil Samudera Pasifik bagian barat. Bulan Agustus, ketika matahari sedang bergerak ke arah ekuator, shear angin vertikal terkecil terjadi di Samudera Hindia bagian tengah (Gambar 18).
4.9Sebaran Angin pada Siklon Tropis
4.9.1 Angin Tangensial
Gambar 19 Kecepatan angin tangensial (m/s)
Tanda positif menunjukan siklonik. Aliran siklonik terjadi pada troposfer bawah dan aliran antisiklonik terjadi pada troposfer atas. Pada kasus Typhoon Choi-wan dan Typhoon Nida, kecepatan angin tangensial maksimum terjadi pada jarak 100 dari mata siklon atau 1058.6 km (jarak sebenarnya dari mata siklon pada lintang 17.5 0LU).
Gambar 20 Kecepatan angin tangensial Typhoon Choi-wan (m/s)
Kecepatan angin tangensial Typhoon Choi-wan diperoleh dari data tanggal 15 September 2009 12 UTC (posisi geografi 17.5
0
LU, 145 0BT). Mmax (kecepatan angin tangensial maksimum) Typhoon Choi-wan yang dihasilkan yaitu 62.6 m/s (Gambar 20).
Gambar 21 Kecepatan angin tangensial Typhoon Nida (m/s)
Kecepatan angin tangensial Typhoon Nida diperoleh dari data tanggal 28 November 2009 18 UTC (posisi geografi 17.5 0LU, 145 0BT). Mmax (kecepatan angin tangensial maksimum) Typhoon Nida yang dihasilkan yaitu 57.62 m/s (Gambar 21).
Typhoon Choi-wan dan Typhoon Nida masuk dalam kategori Typhoon skala 4 sesuai dengan literatur Stull (2000) bahwa jika Mmax berada pada rentang 58-69 m/s maka termasuk dalam skala hurricane tingkat 4 dengan S (approximate storm surge height) yaitu antara 4 hingga 5.5 m. Gambar 20 dan 21 hanya terdapat tanda positif yang menandakan aliran siklonik terjadi pada semua lapisan.
4.9.2 Angin Radial
Penampang vertikal pada komponen angin radial (m/s) di Atlantik bagian barat berdasarkan Gray (1979) dalam Saha (2010) ditunjukan pada Gambar 22.
12
Tanda negatif menunjukan aliran masuk (inward flow). Inflow terjadi pada lapisan dekat permukaan dan outflow terjadi pada lapisan lebih tinggi. Dua lapisan tersebut dipisahkan oleh permukaan yang kemiringannya berada pada ketinggian sekitar 800 mb pada lapisan dinding mata hingga 300 mb pada lapisan terluar dengan jarak sekitar 1000 km dari pusat siklon tropis.
Gambar 23 Kecepatan angin radial Typhoon Choi-wan (m/s)
Kecepatan angin radial Typhoon Choi-wan diperoleh dari data tanggal 15 September 2009 12 UTC (posisi geografi 17.5 0LU, 145
0
BT). Tetapi, pada Gambar 24 kecepatan angin radial Typhoon Nida diperoleh dari data tanggal 28 November 2009 18 UTC (posisi geografi 17.5 0LU, 140 0BT) (Gambar 23).
Gambar 24 Kecepatan angin radial Typhoon Nida (m/s)
Tanda positif berada pada semua lapisan dan pada jarak dari pusat hingga 100 dari pusat siklon. Untuk studi kasus Typhoon
Choi-wan dan Typhoon Nida tanda positif berada pada lapisan dekat dengan permukaan dan tanda negatif yang berada pada jarak >100 dari pusat siklon dan lapisan 250 mb (Typhoon Choi-wan) serta lapisan 200 mb (Tyhoon Nida). Seharusnya pada lapisan atmosfer dekat permukaan terdapat tanda negatif menunjukkan aliran masuk (inward flow). Letak tanda negatif Gambar 23 dan 24 yang berbeda dari Gambar 22 disebabkan oleh data yang diambil hanya untuk satu waktu saja (Typhoon Choi-wan hanya pukul 12 UTC dan Typhoon Nida hanya pukul 18 UTC) (Gambar 23 dan Gambar 24).
4.10 Analisis Typhoon Choi-wan Nida dan Typhoon Nida
Typhoon Choi-wan dan Typhoon Nida merupakan typhoon yang terjadi di samudera Pasifik Utara bagian barat yang terjadi pada tahun 2009. Dipilihnya Typhoon Nida karena selama tahun 2009 tekanan paling kecil diantara semua typhoon yang terjadi di Samudera Pasifik Barat yaitu terdapat pada Typhoon Nida ( tekanan pada pusat yaitu 905 hPa) yang terjadi pada tanggal 25 November 2009 pukul 18 UTC hingga 26 November 2009 pukul 6 UTC.
4.10.1Siklus Hidup Typhoon Choi-wan dan Typhoon Nida
Typhoon Choi-wan terjadi pada tanggal 12 September 2009 pukul 00 UTC hingga 21 September 2009 pukul 00 UTC, sedangkan Typhoon Nida terjadi pada tanggal 21 November 2009 pukul 18 UTC hingga 3 Desember 2009 pukul 18 UTC.
Gambar 25 Typhoon Choi-wan. Sumber: http://www.jma.go.jp/jma/ jma-eng/jma-center/rsmc-hp-pub-eg/ annual report.html
: Typhoon
: Badai tropis -
parah
: Badai tropis
Tabel 2 Jejak Typhoon Choi-wan
Siklus hidup Typhoon Choi-wan berawal dari tropical depression (depresi tropis) yang berada di timur Pulau Saipan pada pukul 00 UTC tanggal 12 September 2009, lalu pukul 18 UTC bergerak ke arah barat-laut dengan intensitasnya menjadi tropical storm (badai tropis). Kemudian terus bergerak ke arah barat pada tanggal 14 September 2009 pukul 00 UTC dengan intensitas menjadi typhoon. Di bagian utara Pulau Saipan Typhoon Choi-wan terus bergerak ke arah barat-laut hingga mencapai kecepatan angin maksimum 105 knot dan tekanan terendah pada pusat mencapai 915 hPa tanggal 15 September 2009 pukul 12 UTC. Tanggal 18 September pergerakan Typhoon Choi-wan menuju arah timur-laut, sedangkan pada 12 UTC 20 September 2009 intensitas Choi-wan berubah menjadi severe tropical storm (badai tropis parah) lalu intensitasnya lenyap 12 jam kemudian (Gambar 25 dan Tabel 2).
Gambar 26 Typhoon Nida. Sumber: http://www.jma.go.jp/jma/ jma-eng/jma-center/rsmc-hp-pub-eg/ annual report.html
Tabel 3 Jejak Typhoon Nida
Typhoon Nida mula-mula terbentuk sebagai depresi tropis (tropical depression)
: Typhoon
: Badai tropis parah
: Badai tropis
14
pada 21 November 2009 pukul 18 UTC. Lalu bergerak ke utara dan barat laut berubah bentuk menjadi badai tropis (tropical storm) pada 23 November 2009 pukul 12 UTC. Lalu Typhoon Nida berubah menjadi typhoon hingga 1 Desember 2009 pukul 00 UTC. Pada 25 November 2009 pukul 18 UTC mencapai tekanan pada pusat siklon hingga 905 hPa. Pada 1 Desember 2009 pukul 18 UTC siklus hidup Typhoon Nida berubah menjadi badai tropis parah (severe tropical storm). Tanggal 2 Desember 2009 pukul 12 UTC berubah menjadi badai tropis (tropical storm). Tanggal 3 Desember 00 UTC, siklus hidup siklon tropis menjadi depresi tropis (tropical depression) dan arahnya ke timur (Gambar 26 dan Tabel 3).
4.10.2 Suhu Permukaan Laut ketika terjadi Typhoon Choi-wan dan Typhoon Nida
Pada belahan bumi utara, arah pergerakan siklon tropis adalah searah dengan jarum jam, dimana siklon tropis mulai muncul di lintang 5-10 derajat Lintang Utara terus bergerak ke arah kiri dan mulai bergerak ke arah kanan setelah mencapai lintang 22.5 derajat Lintang Utara dan terus bergerak ke kanan menuju Kutub Utara.
Pembentukan siklon terjadi pada suhu > 26.5 0C. Meningkatnya suhu perairan menyebabkan terbentuknya pusat tekanan rendah. Adanya pusat tekanan rendah dan didukung oleh energi dari uap air yang sangat banyak dari Samudera menyebabkan terjadinya daerah depresi dan terus berkembang menjadi siklon tropis.
Gambar 27 Suhu permukaan laut harian rata-rata di sekitar Typhoon Choi-wan antara 12 September 2009 hingga 21 September 2009
Gambar 28 Suhu permukaan laut harian rata-rata di sekitar Typhoon Nida antara 21 November 2009 hingga 3 Desember 2009
Suhu harian rata-rata untuk Typhoon Choi-wan dan Typhoon Nida. Pada awal siklon tropis terbentuk suhu permukaan laut cukup panas yaitu 27 0C, tetapi ketika siklon tersebut bergerak ke suhu yang lebih rendah maka siklon tropis mengalami pelemahan, sesuai dengan literatur dari Ahrens (2009) bahwa syarat siklon tropis terbentuk pada suhu permukaan laut mencapai 27 0C (Gambar 27 dan Gambar 28).
4.10.3Tekanan dan Kecepatan Angin ketika terjadi Typhoon Choi-wan dan Typhoon Nida
Gambar 29 Hubungan tekanan dan kecepatan angin Typhoon Choi-wan
Gambar 30 Hubungan tekanan dan kecepatan angin Typhoon Nida
Keeratan hubungan antara kecepatan angin dan tekanan pada Gambar 29 dan Gambar 30 ditunjukan dengan nilai koefisien korelasi (r) yang negatif r Typhoon Choi-wan yaitu -0.99 dan r Typhoon Nida yaitu -0.98. Nilai koefisien korelasi negatif menunjukan bahwa kedua variabel mempunyai hubungan terbalik artinya jika nilai variabel x (kecepatan angin maksimum) tinggi, maka nilai variabel y (tekanan) akan menjadi rendah. Pada Typhoon Choi-wan tekanan terendah terjadi pada 915 hPa disertai kecepatan angin maksimum yaitu 54 m/s yang terjadi pada 15 September 2009 pukul 12 UTC hingga 16 September 2009 pukul 18 UTC, sedangkan pada Typhoon Nida tekanan terendah terjadi pada 905 hPa disertai kecepatan angin maksimum yaitu 59 m/s yang terjadi pada 25 November 2009 pukul 18 UTC hingga 26 November pukul 00 UTC.
4.10.4 Siklus Carnot Typhoon Choi-wan dan Typhoon Nida
Stull (2000) menjelaskan bahwa siklon tropis dapat dianalogikan sebagai mesin panas Carnot. Ukuran energi dapat dinyatakan sebagai total entropi s per unit massa udara. Pada Gambar 31 siklus Carnot Choi-wan yang dianalisis untuk tanggal 15 September 2009 pukul 3.52 UTC (posisi geografi 13.44 0LU, 146.88 0BT) hingga pukul 3.53 UTC (posisi geografi 17.06 0LU, 146.07 0BT). Pada Gambar 32 siklus Carnot Nida yang dianalisis untuk tanggal 28 Nov 2009 pukul 16.41 UTC (posisi geografi 18.80 0LU, 139.22 0BT) hingga pukul 16.42 UTC (posisi geografi 15.17 0LU, 138.41 0BT).
Gambar 31 Struktur vertikal awan Typhoon Choi-wan pada 15 September 2009 pukul 03:52:00 UTC hingga 03:54:30 UTC. Sumber: http://www.nrlmry.navy.mil/tc-bin/tc_home2.cgi
0 10 20 30 40 50 60 860 880 900 920 940 960 980 1000 1020 12 S ep 200 9, 00 UT C 12 S ep 200 9, 18 UT C 13 S ep 200 9, 12 UT C 14 S ep 200 9, 06 UT C 15 S ep 200 9, 00 UT C 15 S ep 200 9, 18 UT C 16 S ep 200 9, 12 UT C 17 S ep 200 9, 06 UT C 18 S ep 200 9, 00 UT C 18 S ep 200 9, 18 UT C 19 S ep 200 9, 12 UT C 20 S ep 200 9, 06 UT C 21 S ep 200 9, 00 UT C hPa Waktu Tekanan (hPa)
Kecepatan Angin Maksimum (m/s) r = - 0.99
0 10 20 30 40 50 60 70 840 860 880 900 920 940 960 980 1000 1020 21 Nov 2009 , 18 UT C 22 Nov 2009 , 18 UT C 23 Nov 2009 , 18 UT C 24 Nov 2009 , 18 UT C 25 Nov 2009 , 18 UT C 26 Nov 2009 , 18 UT C 27 Nov 2009 , 18 UT C 28 Nov 2009 , 18 UT C 29 Nov 2009 , 18 UT C 30 Nov 2009 , 18 UT C 1 De s 200 9, 18 UT C 2 De s 200 9, 18 UT C 3 De s 200 9, 18 UT C hPa Waktu Tekanan (hPa)
Kecepatan Angin Maksimum (m/s) r = - 0.98
4 3
2 1
m/s
16
Gambar 32 Struktur vertikal awan Typhoon Nida pada 28 November 2009 pukul 16:39:30 UTC hingga 16:42:00 UTC. Sumber: http://www.nrlmry.navy.mil/tc-bin/tc_home2.cgi
Tabel 4 Hubungan antara tekanan, suhu, mixing ratio dan entropi untuk Typhoon Choi-wan dan Typhoon Nida Ty p h o o n Ti ti k p (kPa) T (oC)
r (g/kg) Entropi s [J/(K.kg)] Choi wan
1 100.313 29.57 ≈ 0 102.35 2 99.959 28.8 25.5 306.25
3 20 -48.18 0.25 270.11
4 25 -38.53 ≈ 0 245,11
Nida
1 100.380 28.18 ≈ 0 97.54 2 100.339 27.57 23.5 285.95
3 20 -46.61 0.275 277.38
4 25 -38.79 ≈ 0 243.99
Tabel 5 Nilai Energi Mekanik Typhoon Choi-wan dan Typhoon Nida
Typhoon Energi Mekanik (J/kg)
Choi-wan 14790.72
Nida 13297.28
Reflektivitas awan dari satelit (CloudSat Reflectivity). Mitrescu et al. (2008) menjelaskan bahwa CloudSat efektif memetakan bagian atas awan atau bagian dasar awan, areal luas hujan, terjadinya hujan ringan dan sedang, tingkat konveksi kuat, dan zona bebas hujan yang terdapat pada daerah mata siklon tropis (Gambar 31 dan Gambar 32).
Bagian pertama siklus Carnot Typhoon Choi-wan dan Typhoon Nida, udara dalam boundary layer berpilin dari titik 1 kearah dinding mata Typhoon (titik 2) sehingga tekanan menurun. Nilai entropi s2 meningkat
dari nilai entropi s1 karena evaporasi dari
permukaan laut meningkatkan mixing ratio. Evaporasi tersebut merupakan sumber energi terbesar untuk siklon tropis. Dari titik 2 udara
lembab naik secara adiabatik (proses yang tidak terjadi penambahan atau pengambilan panas) menuju titik 3 (puncak dinding mata) sehingga tekanan menurun dan nilai entropi s3
lebih besar daripada entropi s2. Divergensi
udara pada titik 3 dipicu oleh perubahan tekanan p3 = 20 kPa menjadi p4 = 25 kPa.
Selama high-altitude outflow dari titik 3 ke titik 4, udara mengalami penurunan panas yang sangat cepat karena radiasi infrared (radiasi gelombang panjang yang mempunyai efek termal sebanyak 50% dari keseluruhan spektrum radiasi matahari), sehingga entropi s4 mengalami penurunan dari entropi s3. Pada
bagian akhir siklus Carnot udara turun secara adiabatik kering dari titk 4 ke titik 1 dengan tidak ada perubahan mixing ratio. Suhu udara meningkat secara adiabatik menjadi TChoi-wan =
29.57 oC; TNida = 28.18 oC karena compression
as the air Descends into higher pressure. Udara dalam Typhoon terus berputar
Siklus Carnot merupakan siklus tertutup, jadi udara dapat kembali melakukan sirkulasi melalui siklon tropis. Siklus Carnot dapat mengubah energi panas menjadi energi mekanik. Tabel 5 menunjukkan energi mekanik yang dihasilkan Typhoon Choi-wan selama 1 menit (dari pukul 3.52 UTC hingga 3.53 UTC) yaitu 14790.72 J/kg, sedangkan Typhoon Nida selama 1 menit (dari pukul 16.41 UTC hingga 16.42 UTC menghasilkan energi mekanik yaitu 13297.28 J/kg. Energi mekanik tersebut digunakan untuk menggerakan angin, gelombang laut, dan gelombang atmosfer. Energi mekanik Typhoon Choi-wan lebih besar daripada Typhoon Nida karena Choi-won terjadi pada bulan September (posisi matahari berada di ekuator), sedangkan Nida terjadi pada bulan November (posisi matahari sedang menuju belahan bumi selatan).
3
4
V.
KESIMPULAN
5.1KesimpulanFrekuensi kejadian siklon tropis di BBU (320 siklon tropis) lebih besar daripada frekuensi kejadian siklon tropis di BBS (132 siklon tropis). Hal tersebut disebabkan oleh proporsi daratan di BBU lebih besar daripada lautan, sedangkan di BBS luas lautan lebih besar daripada daratan. Awal kemunculan siklon tropis tidak terjadi pada lintang dibawah 5.5 0LS karena parameter coriolis yang kecil dan tidak terjadi pada lintang diatas 26 0LS karena tidak masuk kedalam zona ITCZ yang inklinasi terjauhnya hanya mencapai 23.5 0LS.
Shear vertikal angin zonal yang kecil yaitu kurang dari 10 m/s berpotensi sebagai wilayah terbentuknya siklon tropis yang terjadi di samudera. Wilayah Pasifik Utara bagian barat merupakan wilayah yang aktif terbentuknya siklon tropis, begitu pula wilayah samudera Atlantik bagian utara. Pada umumnya siklon tropis di BBS lebih rendah intensitasnya daripada di Samudera Pasifik bagian utara dan Samudera Atlantik bagian utara. Kecepatan angin tangensial maksimum pada Typhoon Choi-wan dan Typhoon Nida terdapat pada jarak 1059 km atau pada jarak 100 dari mata siklon.
Siklus Carnot dapat mengubah energi panas menjadi energi mekanik. Pada Typhoon Choi-wan dan Typhoon Nida menghasilkan energi mekanik masing-masing sebesar 14790.72 J/kg dan 13297.28 J/kg. Energi mekanik Typhoon Nida lebih besar daripada Typhoon wan karena siklon tropis Choi-won terjadi pada bulan September (posisi matahari berada di ekuator) dan Typhoon Nida terjadi pada bulan November (posisi matahari sedang menuju belahan bumi selatan).
5.2Saran
Siklus Carnot yang dianalisis sebaiknya menggunakan lebih dari dua studi kasus siklon tropis, sehingga dapat diketahui perbandingannya. Analisis karakteristik siklon tropis berupa frekuensi kejadian siklon sebaiknya menggunakan data lebih dari 5 tahun dan lebih spesifik (dipersempit) wilayah kajiannya.
DAFTAR PUSTAKA
Ahrens CD. 2009. Meteorology Today: An Introduction to Weather, Climate, and the Environment ninth edition. USA: Brooks Cole.
DeMaria M, Kaplan J. 1994. A statistical hurricane intensity prediction scheme (SHIPS) for the Atlantic basin. Weather and Forecasting 9: 209-220.
———. 1999. An updated statistical hurricane intensity prediction scheme (SHIPS) for the Atlantic and eastern North Pacific basins. Weather and Forecasting 14: 326– 337.
DeMaria M, Mainelli M, Shay LK, Knaff JA, Kaplan J. 2005. Further improvements to the Statistical Hurricane Intensity Prediction Scheme (SHIPS). American Meteorological Society 20: 531-543.
Dickinson M, Molinari J. 2002. Mixed Rossbygravity waves and Western Pacific tropical cyclogenesis. Part I: Synoptic evolution. J. Atmos. Sci. 59: 2183-2196.
Emanuel K. 2003. Tropical cyclones. Ann Rev. Earth Planet. Sci. 31: 75-104.
Filho AJP, Lima RS. 2006. Synoptic and Mesoscale Analysis of Hurricane Catarina Brazil. Proceedings of 8 ICSHMO; Foz do lguacu, Brazil, 24-28 April 2006.
Gray WM. 1975. Tropical cyclone genesis. Dept. Of Atmos. Sci. Paper No. 232, Colorado State University, Ft. Collins, CO, 121.
Hall JD, Matthews AJ, Karoly DJ. 2001. The modulation of tropical cyclone activity in the Australian region by the Madden-Julian oscillation. Mon. Wea. Rev. 129: 2970-2982.
18
Hastenrath S. 1985. Climate and Circulation of the Tropics. Holland: Reidel Publishing Company.
http://weather.unisys.com/hurricane/index.php [Juni 2012]
http://www.esrl.noaa.gov/psd/cgibin/db_searc h/DBListFiles.pl?did=132&tid=33885&vi d=2423 [April 2012]
http://www.esrl.noaa.gov/psd/cgibin/db_searc h/DBSearch.pl?Dataset=CDC+Derived+N CEP+Reanalysis+Products+Other+Gaussi an+Grid&Dataset=CDC+Derived+NCEP+ Reanalysis+Products+Pressure+Level [April 2012]
http://www.jma.go.jp/jma/jma-eng/jmacenter/rsmc-hp-pub-eg/ annual report.html [April 2012]
http://www.nrlmry.navy.mil/tc-bin/tc_home2.cgi [Mei 2012]
Kadarsah. 2008. Aplikasi GrADS dalam Meteorologi.http://kadarsah.wordpress.co m/2008/12/01/aplikasi-grads-dalam-meteorologi/). [Mei 2012]
Laing A, Evans JL. 2011. Introduction to Tropical Meteorology 2nd Edition. The COMET Program.
Lynch AH, Cassano JJ. 2006. Applied Atmospheric Dynamics. USA: John Wiley & Sons Inc.
Mitrescu C, Miller S, Hawkins J, L’Ecuyer T, Turk J, Partain P, Stephens G. 2008. Near-real-time applications of CloudSat data. J. Appl. Meteorol Clim. 47: 1982-1994.
Mustika AA. 2008. Karakteristik Siklon Tropis sekitar Indonesia. [skripsi] Bogor: Departemen Geofisika dan Meteorologi FMIPA IPB.
Neiburger. 1995. Memahami Lingkungan Atmosfer Kita. Purbo, Ardina, penerjemah; Bandung: ITP Pr. Terjemahan dari : Understanding our atmospheric environment.
Saha K. 2010. Tropical Circulation systems and Monsoons. Berlin: Springer.
Stull R. 2000. Meteorology for Scientists and Engineers second edition. USA: Brookscole
Tjasyono B. 2004. Klimatologi Edisi ke-2. Bandung: penerbit ITB.
Lampiran 1 Pengertian GrADS
GrADS (Grid Analysis and Display System) merupakan software yang tersedia gratis, dan dapat digunakan untuk analisis, manipulasi dan menampilkannya dalam bentuk grafik garis, grafik batang, grafik kontur, grafik kontur berarsir, vektor angin ataupun garis alur (streamlines) untuk data sains atmosfer, data berbentuk grid dan data dari stasiun pengamatan. GrADS memiliki versi untuk: Unix, Linux, Windows, Macintosh. GrADS dapat digunakan secara interaktif dari command-line atau dipakai sebagai bahasa pemrograman sederhana (scripting language).
Macam format data yang bisa dibaca GrADS: netCDF, GRIB (Gridded Binary), HDF-SDS (Hierarchical Data Format-Scientific Data Format), dan format biner stream. GrADS dapat membuat plot dari suatu variabel dengan kontur berarsir yang ditumpangkan (overlay) pada kontur dari variabel kedua. GrADS dapat memanipulasi data dari kumpulan file sehingga irisan data dari beberapa file tersebut dapat dianalisis karakteristiknya, misalnya membuat klimatologi suatu variabel. GrADS memiliki fungsi statistik dalam klimatologi dan sains atmosfer (Kadarsah 2008).
Lampiran 2 Umur Siklon Tropis di Samudera Atlantik
Pada Lampiran 2 hingga Lampiran 7 akronim Jan = bulan Januari, Feb = bulan Februari, Ags = bulan Agustus, Sept = bulan September, Okt = bulan Oktober, Nov = bulan November, Des = bulan Desember.
UMUR SIKLON TROPIS DI SAMUDERA ATLANTIK
2011 2010 2009 2008 2007
No Bulan umur
(hari) No Bulan Umur
(hari) No Bulan Umur
(hari) No Bulan
Umur
(hari) No Bulan Umur (hari)
1 Juni 3 1 Juni 8 1 Mei 2 1 Mei 3 1 Mei 3
2 Juli 6 2 Juli 2 2 Ags 7 2 Juli 18 2 Juni 2
3 Juli 3 3 Juli 3 3 Ags 10 3 Juli 5 3 Juli 2
4 Juli 4 4 Ags 7 4 Ags 3 4 Juli 6 4 Ags 11
5 Ags 7 5 Ags 2 5 Ags 4 5 Ags 4 5 Ags 5
6 Ags 2 6 Ags 11 6 Sept 4 6 Ags 12 6 Ags 6
7 Ags 3 7 Sept 12 7 Sept 6 7 Ags 11 7 Sept 4
8 Ags 4 8 Sept 6 8 Sept 2 8 Ags 11 8 Sept 3
9 Ags 10 9 Sept 2 9 Okt 2 9 Sept 14 9 Sept 6
10 Ags 2 10 Sept 4 10 Okt 3 10 Sept 5 10 Sept 2
11 Ags 2 11 Sept 14 11 Nov 7 11 Sept 5 11 Sept 3
12 Sept 13 12 Sept 9 12 Sept 3 12 Sept 5
13 Sept 4 13 Sept 5 13 Okt 3 13 Sept 4
14 Sept 11 14 Sept 6 14 Okt 3 14 Sept 3
15 Sept 5 15 Sept 4 15 Okt 6 15 Okt 2
16 Okt 13 16 Sept 2 16 Okt 3 16 Okt 6
17 Okt 15 17 Okt 5 17 Nov 6 17 Des 3
18 Okt 6 18 Okt 5
19 Nov 4 19 Okt 6
20 Okt 2
21 Okt 10
Lampiran 3 Umur Siklon Tropis di Samudera Pasifik Timur
UMUR SIKLON TROPIS DI SAMUDERA PASIFIK TIMUR
2011 2010 2009 2008 2007
No Bulan umur
(hari) No Bulan Umur
(hari) No Bulan Umur
(hari) No Bulan
Umur
(hari) No Bulan Umur (hari)
1 Juni 6 1 Mei 2 1 Mei 2 1 Mei 2 1 Mei 3
2 Juni 4 2 Juni 2 2 Ags 7 2 Juni 8 2 Mei 4
3 Juli 4 3 Juni 5 3 Ags 10 3 Juni 5 3 Juni 3
4 Juli 7 4 Juni 11 4 Ags 3 4 Juli 3 4 Juli 3
5 Juli 7 5 Juni 6 5 Ags 4 5 Juli 3 5 Juli 9
6 Ags 6 6 Juli 3 6 Sept 4 6 Juli 8 6 Juli 5
7 Ags 6 7 Ags 5 7 Sept 6 7 Juli 7 7 Juli 3
8 Ags 1 8 Ags 3 8 Sept 2 8 Juli 7 8 Ags 2
20
10 Okt 8 10 Sept 2 10 Okt 3 10 Ags 7 10 Ags 1
11 Okt 12 11 Sept 2 11 Nov 7 11 Ags 5 11 Ags 4
12 Okt 1 12 Sept 3 12 Ags 4 12 Ags 8
13 Nov 7 13 Des 2 13 Sept 2 13 Ags 2
14 Sept 6 14 Sept 2
15 Okt 6 15 Sept 6
16 Okt 9 16 Sept 2
17 Okt 5 17 Sep 1
18 Okt 2 18 Sept 4
19 Nov 1 19 Okt 9
20 Nov 4
Lampiran 4 Umur Siklon Tropis di Samudera Pasifik Barat
UMUR SIKLON TROPIS DI SAMUDERA PASIFIK BARAT
2011 2010 2009 2008 2007
No Bulan umur
(hari) No Bulan Umur
(hari) No Bulan Umur
(hari) No Bulan
Umur
(hari) No Bulan Umur (hari)
1 April 2 1 Jan 2 1 April 8 1 Jan 6 1 Maret 6
2 April 2 2 maret 4 2 Mei 12 2 April 4 2 Mei 6
3 Mei 6 3 maret 6 3 Juni 10 3 Mei 8 3 Juli 1
4 Mei 10 4 Juli 7 4 Juni 6 4 Mei 4 4 Juli 8
5 Juni 3 5 Juli 5 5 Juli 5 5 Mei 7 5 Juli 7
6 Juni 9 6 Ags 5 6 Juli 4 6 Mei 9 6 Ags 5
7 Juni 7 7 Ags 3 7 Juli 5 7 Juni 9 7 Ags 5
8 Juli 12 8 Ags 7 8 Ags 8 8 Juli 10 8 Ags 3
9 Juli 2 9 Ags 4 9 Ags 7 9 Juli 7 9 Ags 1
10 Juli 7 10 Ags 3 10 Ags 9 10 Ags 5 10 Ags 8
11 Juli 15 11 Sept 6 11 Ags 12 11 Ags 5 11 Ags 2
12 Ags 6 12 Sept 3 12 Ags 7 12 Ags 6 12 Ags 11
13 Ags 3 13 Sept 7 13 Sept 8 13 Ags 8 13 Sept 5
14 Ags 10 14 Sept 6 14 Sept 5 14 Ags 5 14
