Bahan Kuliah Iklim dan Musim Indonesia Prodi Klimatologi Semester II
STMKG
(1) GANGGUAN CUACA TROPIK
Dalam sistem cuaca sering ditemui fenomena luar biasa yang timbul akibat adanya keadaan udara
yang seolah-olah mengganggu aliran udara yang umum pada saat itu, antara lain :
Gelombang timuran (easterly wave),
Lembang monsun (monsoon depression),
Siklon tropik (tropical cyclon),
Badai guntur (thunderstorm),
Pusaran (eddy),
Gebos (squall).
Siklon Tropis
Merupakan salah gangguan cuaca daerah tropis yang cukup penting, baik dilihat dari peranannya pada sistem cuaca secara umum, maupun dari dampak yang dapat ditimbulkannya terhadap kehidupan di bumi.
Siklon tropis umumnya tumbuh dan berkembang di perairan tropis yang hangat, dengan beberapa syarat/ kondisi yang memungkinkan pertumbuhannya, paling tidak harus ada empat persyaratan yang harus dipenuhi, yaitu :
Daerah lautan yang hangat dengan suhu minimal 26,5 C hingga kedalaman sekitar 50 m.
Kelembapan udara diatas perairan tersebut harus cukup lembab hingga ketebalan sekitar 5 km.
Kondisi atmosfer yang labil, dimana laju penurunan suhu udara terhadap ketinggian harus cukup besar
Jarak terdekat dengan Khatulistiwa adalah sekitar 500 km, dimana gaya koriolis diperlukan untuk dapat menimbulkan sirkulasi yang mendekati keseimbangan angin gradient (lihat gaya yang mempengaruhi pergerakan angin).
Perbedaan kecepatan angina vertical yang rendah, yaitu sekitar 10 m/detik, karena pada kecepatan vertical yang besar justru akan menghambat
perkembangan Siklon Tropis.
Berdasarkan syarat tersebut, dapat disimpulkan bahwa Siklon Tropis tidak dapat tumbuh dan berkembang di wilayah Indonesia. Namun demikian, keberadaan siklon tropis sebagai salah satu motor penggerak sirkulasi
atmosfer wilayah tropis, secara tidak langsung akan berdampak terhadap dinamika cuaca di wilayah Indonesia.
Sebagai contoh, munculnya Siklon Tropis di Samudera Pasifik dapat menyebabkan peningkatan kecepatan angin di wilayah Indonesia, dimana pada daerah-daerah tertentu cuacanya akan lebih panas dan kering, namun pada daerah-daerah tertentu dimana terjadi pertemuan arus angin akan mendapat banyak hujan.
Pertumbuhan Siklon Tropis Perspektif Siklon Tropis
SIKLON TROPIS
Badai Guntur (thunderstorm)
Merupakan pelepasan muatan listrik yang mendadak ditandai dengan adanya kilat (lightning) dan guntur (thunder). Sesuai dengan definisi elektrometeor, maka badai guntur merupakan elektrometeor. Kecepatan cahaya (sinar) jauh lebih cepat daripada kecepatan suara, oleh karena itu guntur baru terdengar setelah terlihatnya kilat.
Adanya angin kencang, hujan lebat, guntur dan kilat menunjukkan dengan jelas bahwa selama berlangsungnya badai guntur, dikeluarkan sejumlah energi yang maha besar. Energi tersebut terkumpul dari panas latent yang terlepas pada proses kondensasi sebelumnya. Sebagian panas dirubah menjadi energi kinetik dan merupakan hembusan angin kuat yang menyertai badai guntur.
Badai guntur terjadi dalam awan konvektif (Cb) yang biasanya disertai hujan (showers), butir-butir salju, butir es dan hail. Hail dan lightning sering menyertai satu sama lain, tetapi umumnya hail akan meleleh sebelum mencapai tanah.
Pelepasan muatan listrik terjadi bilamana terdapat perbedaan potensi listrik antara dua tempat yang terpisah oleh udara adalah besar. Besarnya potensi listrik ini tergantung dari pada konduktivitas udara dan jaraknya. Perbedaan potensi listrik dalam awan terjadi dan berkembang, apabila muatan listrik positif dan negatif terpisah.
Tentang mekanisasi alam yang sebenarnya dari muatan-muatan listrik tersebut, hingga saat ini masih merupakan masalah yang belum dapat diketemukan kepastiannya. Namun demikian, diketahui bahwa muatan-
muatan listrik negatif pada mulanya berada di bagian luar dari permukaan tiap tetes air, sedangkan muatan positif berada di bawah lapisan permukaan
tersebut.
Karena gaya gesekan yang dialami oleh tetes-tetes air selama adanya badai didalam awan, maka lapisan luarnya kemungkinan terpisah dan
mengakibatkan terpisahnya muatan negatif dan muatan positif. Pemisahan ini kemungkinan juga terjadi pada saat pembekuan tetes air atau pada saat
melelehnya kristal es.
Berdasarkan hasil penyelidikan di dalam awan Cumulunimbus (Cb),
diperoleh suatu hasil bahwa pada umumnya daerah muatan positif terdapat pada bagian puncak awan, sedangkan konsentrasi muatan negatif terdapat pada daerah tengah dari awan. Di bawah daerah pusat muatan negatif
terdapat kelompok-kelompok kecil muatan positif.
Apabila perbedaan potensi listrik antara awan dengan bumi atau antara awan dengan awan telah cukup kuat, maka akan terjadi loncatan muatan listrik
yang mengakibatkan kilat dan guntur.
TAHAP PERTUMBUHAN DARI AWAN CONVEKTIF
ILUSTRASI
PERTUMBUHAN AWAN Cb
(CONVEKTIF)
Mekanisme Loncatan Petir (dari awan Cb)
Loncatan PETIR
Kilat dan Badai Guntur
Pusaran
Dalam skala kecil berupa pusaran udara yang disebut angin pusing, yang dapat terjadi di atas tanah yang mendapat sinaran matahari pada siang hari yang terik, tetapi hidupnya hanya beberapa menit. Karena pemanasan, udara di tempat itu terangkat dengan kuat dan cepat sehingga seolah terjadi
kekosongan udara yang dengan cepat pula diisi oleh udara sekitarnya.
Pengumpulan udara tersebut menimbulkan angin berputar.
Angin pusing paling sering terjadi di padang pasir, dan dapat mengangkut
debu, pasir atau benda ringan lainnya. Angin pusing yang lebih besar terdapat di bagian bawah awan dan disebut puting beliung.
Dalam skala yang lebih besar berupa pusaran angin yang timbul karena
perubahan arah dan kecepatan angin oleh adanya suatu hambatan yang besar, misalnya gunung, massa udara yang kuat. Oleh karena itu pusar angin terdapat di tempat-tempat tertentu.
Di sekitar Indonesia pusaran angin sering terjadi di lautan Hindia di dekat Sumatra Barat dan laut Cina Selatan. Pusaran di laut Cina Selatan sering terjadi dalam Oktober – Desember sebagai gangguan terhadap monsun dingin Asia yang timbul karena angin timur laut terhambat oleh angin baratan
khatulistiwa yang kuat.
Daerah pusaran di sekitar perairan Sumatra Barat
Daerah pusaran di sekitar Laut Cina Selatan
PUSARAN (TORNADO)
Kolom udara
bertekanan sangat rendah
Benda-2
dipermukaan tanah tersedot ke atas
(2) PEMBENTUKAN
(2) PEMBENTUKAN
AWAN DAN HUJAN
AWAN DAN HUJAN
(A) Penyebab Umum Pembentukan Awan
Kebanyak awan terbentuk “jika udara basah bergerak vertikal ke atas dan kemudian mengalami pendinginan” karena udara mengembang yang selanjutnya sebagian uap air berkondensasi dan membentuk awan
“Gerakan vertikal” yang menyebabkan pembentukan awan adalah : a) Tubulensi Mekanis (turbulensi hambat)
b) Konveksi (turbulensi termis) c) Kenaikan karena Orografi d) Kenaikan lambat yang luas.
1) Pembentukan Awan Tubulensi Mekanis
Arus udara di permukaan bumi umumnya mengalami perubahan bentuk karena “pengaruh gaya hambat” yang mengakibatkan terbentuknya serangkaian olakan-olakan angin (eddy).
Gerak turbulensi ini terbentuk karena arus udara melalui “bangunan- bangunan, pepohonan, bukit-bukit dan lain sebagainya”.
Jika pada mulanya lapisan udara dalam keadaan stabil, kemudian mengalami percampuran, maka lapisan udara bagian atas akan mengalami pendinginan, sedangkan bagian bawahnya akan mengalami pemanasan. Sebagai akibatnya, maka akan terbentuk “lapse rate adiabatis kering, selama udara masih belum jenuh”.
Uap air yang terbawa dalam proses percampuran tersebut, pada suatu ketinggian “dibawah puncak lapisan hambat” kemungkinan akan menjadi jenuh dan terjadi “kondensasi”.
Ketinggian dimana mulai terjadi kondensasi pada proses tersebut disebut dengan “ketinggian kondensasi campuran” (mixing condensation level disingkat MCL), yang merupakan “dasar dari awan yang terbentuk”.
Awan yang terbentuk melalui proses ini adalah “awan-awan merata (stratus)” dan merupakan lembaran awan yang “tidak memiliki bentuk tertentu”.
Awan turbulensi mekanis, juga bisa terbentuk “dibawah dasar awan- awan hujan” seperti Nimbostratus (Ns), Altostratus (As) dan Cumolonimbus (Cb).
2) Pembentukan Awan Konvektif
Apabila udara mengalami pemanasan dekat permukaan bumi, maka berkembanglah “arus konveksi”. Bersamaan dengan turbulensi mekanis akan mengakibatkan percampuran udara pada lapisan bawah atmosfer.
Awan yang terbentuk melalui proses ini adalah “awan-awan rendah jenis Cumulus (Cu)”. Ketebalan awan konvektif (dari dasar awan sampai puncak awan) berkisar “dari satu atau dua kilometer sampai mencapai sepuluh kilometer atau lebih”.
Cumulus-Cumulus kecil yang terpisah-pisah dan dalam perkembangannya tidak memungkinkan untuk terjadinya hujan, disebut awan “Cumulus cuaca-cerah”.
Kadang-kadang perkembangan vertikal dari awan Cu ini terhalang oleh adanya “lapisan inversi”, sehingga puncak awan kemudian terpencar horizontal dibawah lapisan inversi tersebut yang kemudian berkembang menjadi awan Stratocumulus (Sc).
Puncak awan konvektif bisa mencapai ketinggian dimana “kristal-kristal es mulai terbentuk” dan disebut sebagai awan “Cumolonimbus (Cb)” yang biasanya disertai dengan “badai guntur”.
Awan Cb ini kadang memiliki “tinggi dasar awan kurang dari satu kilometer dengan puncak awan lebih dari sepuluh kilometer”.
Bentuk pucak awan Cb sering tampak seperti “landasan”, hal ini disebabkan karena “puncak awan terhalang oleh lapisan udara yang stabil atau lapisan inversi di atasnya”, sehingga kemudian
“terpencar horizontal”.
Dalam keadaan “labilitas yang kuat”, jumlah energi yang maha besar akan timbul dari terlepasnya panas latent. Arus udara ke atas mencapai “>10 kilometer per detik”
yang dapat menahan jatuhnya tetes- tetes air kebawah. Arus udara yang naik terganggu dan menjadi lemah, maka terjadilah “hujan lebat disertai
badai guntur”. Proses pembentukan awan konvektif
3) Pembentukan Awan karena Orografi
Jika pada suatu saat arus udara mencapai kaki gunung atau barisan pegunungan, maka udara “dipaksa naik” melalui lereng-lereng pegunungan tersebut. Hal ini terjadi baik bagi “udara dekat permukaan tanah maupun udara di atasnya”.
Pengaruh dari naiknya arus udara tersebut dapat mencapai kedalam
“lapisan atmosfer yang tinggi”, sehingga dapat “merubah suhu” dalam lapisan tersebut. Udara yang telah dipaksa naik akan mengalami
“pendinginan adiabatis” yang memungkinkan “terbentuknya awan”.
“Tidak semua” arus udara yang naik ke atas pegunungan akan membentuk awan, seperti pada udara yang “tidak cukup basah”.
Jenis awan yang terbentuk tergantung dari beberapa faktor, diantaranya keadaan “stabilitas udara”. Dalam udara basah yang stabil, biasanya terbentuk awan Stratus (St) dan jika udara basah labil, maka akan terbentuk awan Cumulus(Cu) atau Cumolonimbus(Cb).
Di “wilayah balik pegunungan”, arus udara yang semula naik akan
“bergerak turun” dan udara akan “mengalami pemanasan” yang mengakibatkan “menghilangnya awan dengan cepat”.
Awan orografi umumnya terbentuk terus menerus pada daerah lereng dimana “angin datang”, sedangkan dibalik pegunungan “udara akan cerah”.
Awan orografi tampak “seperti tidak bergerak (stasioner)”, meski sebenarnya arus udara berlangsung terus. Dalam hal ini kadang-kadang awan terbentuk tinggi di atas gunung atau bukit, dimana terdapat
“lapisan udara yang hampir jenuh di atas gunung tersebut”, sehingga bentuk awan ini seperti “topi” bagi gunung tersebut.
Awan semacam ini apabila dilihat dari bawah akan tampak seperti
“lensa”, sehingga disebut “awan lensa (lenticular cloud)”.
Proses pembentukan awan orografi
4) Pembentukan Awan karena Kenaikan Lambat dan Luas
Pembentukan awan yang telah diuraikan sebelumnya, umumnya terjadi di atas daerah yang ”luasnya hanya meliputi beberapa kilometer”. Selain itu, awan juga terjadi oleh gerakan udara vertikal pada suatu daerah yang luas karena pengaruh suatu sistem arus udara yang sangat luas.
Sistem tersebut adalah sistem “tekanan rendah (depresi)” dan sistem
“tekanan tinggi (antisiklon)”.
Arus udara “vertikal ke bawah” terjadi di atas daerah antisiklon yang disebut “subsidensi” dan disertai oleh “konvergensi di bagian atas serta divergensi di bagian bawah”.
Proses sebaliknya terjadi “di atas daerah depresi” yang disertai
“divergensi di bagian atas dan konvergensi di bagian bawah” akan mengakibatkan adanya arus udara “vertikal naik”. Arus udara naik di atas daerah depresi ini terjadi pada daerah yang sangat luas, sehingga kecepatan udara naik ini “relatif kecil”.
Namun demikian, arus udara naik ini dapat “berlangsung lama” (beberapa hari) sehingga mengakibatkan “naiknya massa udara dalam jumlah yang besar di atas wilayah yang luas (beberapa kilometer)”.
Depresi atau arus udara naik yang luas juga sering terjadi di “sekitar daerah front”. Daerah front adalah daerah yang “memisah dua massa udara yang memiliki sifat-sifat berbeda” seperti densitas dan suhunya. Depresi yang terbentuk pada daerah dan proses seperti ini disebut sebagai “depresi frontal”.
Proses pembentukan awan akibat kenaikan udara yang lambat dan luas
5) Pembentukan Awan pada Daerah Front
Front dibedakan “dua macam”, yaitu front dingin dan front panas. Jika massa udara panas bergerak menggantikan tempat massa udara dingin disebut sebagai front panas.
Posisi permukaan front adalah “condong dan landai” dan massa udara panas mengalir lambat ke atas massa udara dingin. Pada front panas umumnya terbentuk “awan merata”, apabila massa udara cukup basah. Jenis awan yang biasanya terbentuk adalah Nimbostratus (Ns), Altostratus (As) dan Cirostratus (Cs). Pembentukan awan pada front panas tergantung dari “stabilitas dan kelembaban udara yang naik”.
Jika massa udara dingin bergerak menggantikan tempat massa udara panas disebut sebagai front dingin. Awan yang terbentuk di daerah front dingin berubah-ubah tergantung dari stabilitas dan kelembaban udara, demikian juga kecondongan permukaan front.
Umumnya permukaan front dingin “lebih terjal” dari pada front panas.
Apabila front dingin bergerak mendekati suatu daerah, maka yang pertama tampak adalah “jenis awan rendah kemudian diikuti oleh awan-awan merata yang lebih tinggi di belakang front”.
Jika permukaan front dingin terjal, maka akan terbentuk awan yang hebat, terutama apabila udara panas yang terangkat ke atas “cukup basah dan labil”. Jenis awan yang terbentuk adalah “Cumulus besar dan Cumolonimbus (Cb)” di dalam daerah massa udara panas. Pada keadaan seperti ini akan terjadi “showers yang lebat dan kadang-kadang disertai badai guntur”.
Proses pembentukan awan akibat adanya front
(B) Pemusnahan Awan
Perkembangan pembentukan awan akan menjadi lemah apabila proses yang dapat mengakibatkan pembentukan awan “berhenti”. Faktor lain yang juga mengurangi perkembangan pembentukan awan adalah proses-proses yang mengakibatkan “hilangnya tetes-tetes air dalam awan”. Proses tersebut antara lain adalah “pemanasan udara, hujan yang bercampur dengan massa udara kering di sekitar awan”.
Awan mengalami pemanasan karena “menyerap radiasi matahari atau radiasi bumi”. Namun demikian, hal ini “terlalu kecil” apabila dibandingkan dengan pemanasan adiabatis. Pemanasan adiabatis terjadi apabila “udara yang didalamnya terdapat awan mengalami subsidensi”, karena suhu udara naik dan kelembaban turun sehingga udara menjadi
“tidak jenuh lagi”. Hal ini akan mengakibatkan menguapnya (sublimasi) partikel-partikel awan menjadi “uap yang tidak tampak lagi”.
Insolasi, sering mengakibatkan musnahnya awan yang terbentuk karena
“turbulensi”.
Proses insolasi berlangsung sebagai berikut :
Apabila radiasi matahari dapat mencapai permukaan tanah dalam jumlah yang cukup, akan mengakibatkan “naiknya suhu udara dekat permukaan tanah”, akibatnya “mixing condensation level (MCL) akan naik dan dasar awan-awan Stratus atau Stratocumulus juga akan naik”, sehingga tebalnya awan dibawah lapisan inversi-turbulen “akan berkurang”, bahkan pada suatu keadaan awan-awan tersebut “akan musnah”.
KLASIFIKASI AWAN
1. Awan Tinggi : > 6.000 m (±20.000 ft) a. Cirrus (Ci)
b. Cirrostratus (Cs) c. Cirrocumulus (Cc)
2. Awan Sedang : 2.000 m–6.000 m (6.000 – 20.000 ft) a. Alto Stratus (As)
b. Alto Cumulus (Ac)
3. Awan Rendah : 0 – 2.000 m (0 – 6.000 ft) a. Strato Cumulus (Sc)
b. Stratus (St)
4. Awan Rendah dengan perkembangan Vertikal, tertinggi : a. Nimbostratus (Ns)
b. Cumulus (Cu)
c. Cumulo nimbus (Cb)
(C) Proses Pembentukan Hujan
1) Ukuran Partikel Awan dan Pertumbuhannya
Ukuran Partikel Awan
Partikel awan (tetes air) yang ada di dalam atmosfer dibedakan dalam
“tiga golongan berdasarkan ukurannya”, yaitu : Inti biasa, dengan garis tengah < 0,1 µ
Inti besar, dengan garis tengah 0,1 – 1,0 µ
Inti sangat besar, dengan garis tengah > 1,0 µ
Inti besar “jumlahnya jauh lebih banyak” dibandingkan inti sangat besar dan memegang peranan dalam pembentukan awan.
Konsentrasi inti kondensasi “di atas daratan umumnya lebih rapat dari pada di atas lautan”, sehingga partikel-partikel awan di atas lautan memiliki ukuran umumnya “lebih besar”. Partikel awan di atas daratan rata-rata bergaris tengah 2 - 10 µ, sedangkan di atas lautan berkisar antara 3 - 22 µ.
Inti-inti kondensasi sangat besar yang terdiri dari “inti-inti garam” dapat membentuk partikel atau tetes air dengan garis tengah antara 20 - 30 µ, dan konsentrasinya umumnya hanya satu inti tiap satu liter udara.
Tetes air ini “untuk dapat jatuh dari dasar awan harus mencapai ukuran tertentu”, sehingga arus udara naik tidak dapat menahan lagi berat tetes air tersebut. Ukuran yang sesuai untuk dapat jatuh sebagai hujan adalah “sekitar 100 µ” dan menghasilkan “kecepatan akhir 1 meter per detik”.
Pertumbuhan Partikel Awan
Banyak faktor yang mempengaruhi pertumbuhan partikel awan, diantaranya adalah “kelembaban udara disekitarnya, tegangan permukaan, sifat inti kondensasinya, dan cepatnya pemindahan panas latent ke dalam udara sekitarnya”.
Pada saat permulaan, proses kondensasi pada inti-inti berlangsung sangat cepat sampai pada suatu ukuran yang dapat dilihat dalam sekejap mata, kemudian proses selanjutnya akan belangsung secara perlahan.
Dari hasil proses kodensasi sendiri, “tidak akan menghasilkan tetes- tetes air yang garis tengahnya bisa melebihi 30 µ”. Dengan demikian, untuk mengetahui terjadinya tetes-tetes air yang lebih besar di dalam awan dapat diterangkan dengan “metode benturan dan penggabungan”
diantara tetes-tetes air yang ada.
2) Mekanisasi Proses Penggabungan
Tetes awan yang terangkat oleh arus udara naik akan terjatuh kembali sedikit ke bawah. Pada kejadian ini, maka “tetes-tetes awan yang lebih besar akan jatuh menimpa tetes-tetes awan yang lebih kecil di sekitarnya”. Tetes air ini baru dapat berbenturan antara satu dengan lainnya apabila garis tengahnya “sudah lebih dari sekitar 18 µ”.
Proses benturan dan penggabungan ini sangat perlu “untuk perkembangan hujan dari awan-awan panas” yang suhunya diatas 00 C dan seluruhnya terdiri dari tetes air. Tetes air juga didapati (terjadi) dalam awan dingin yang suhunya kurang dari 00 C dan terdiri dari tetes-tetes air
“super dingin”. Tetes air super dingin ini dapat pula berkembang besar dalam proses benturan dan penggabungan. Beberapa awan dingin dapat juga mengandung “kristal-kristal es”.
3) Sifat dan Bentuk Hujan
Jatuhan hidrometeor yang meninggalkan dasar awan, baik dalam bentuk tetes air maupun dalam berbagai bentuk es dan mencapai tanah disebut “hujan”. Agar hidrometeor tersebut dapat mencapai tanah, diperlukan suatu keadaan dimana udara dibawah awan “tidak terlalu panas dan kering”. Namun demikian, selama dalam perjalanan jatuh, hidrometeor tersebut tetap akan mengalami “penguapan atau sublimasi”.
a) Drizzle
Drizzle, adalah “hujan yang serba sama dengan tetes-tetes air yang kecil dan rapat”. Berdasarkan ketentuan internasional, drizzle terdiri dari tetes air yang memiliki garis tengah “kurang dari 250 µ” yang disebut tetes-tetes drizzle. Drizzle umumnya jatuh dari awan-awan jenis “Stratus yang tebalnya hanya beberapa ratus meter” dan dapat mencapai tanah jika arus udara naik sangat lemah.
b) Hujan
Hujan, terdiri dari tetes-tetes air yang memiliki garis tengah “lebih dari 250 µ”. Tetes-tetes hujan yang besar umumnya dihasilkan dari awan-awan yang tebalnya beberapa kilometer dan jatuhan “hujan lebat” dihasilkan dari awan-awan jenis Cumulus yang tingginya bisa mencapai 10 kilometer atau lebih dengan arus udara naik yang kuat di dalamnya.
c) Salju
Salju, adalah “hujan dalam bentuk kristal-kristal es”. Sebagian terbesar dari kristal es ini bercabang yang kadang-kadang berbentuk seperti bintang. Kelompok dari kristal-kristal es ini disebut keping salju. Kristal- kristal es juga bisa berbentuk seperti jarum, butiran atau lempengan dan disebut sebagai prisma-prisma es. Prisma es ini sering sedemikian kecilnya sehingga seolah melayang di udara.
d) Butir-butir Salju
Butir salju, terdiri dari biji-biji es yang berwarna putih kabur dalam bentuk bola atau kerucut dengan “garis tengah antara 2 – 5 mm”.
Butir salju terbentuk dari “air super dingin” pada kristal es atau keping salju dalam bentuk rime. Butir salju bersifat “kering dan mudah pecah”
dan jika jatuh mengenai benda keras akan memantul.
e) Butir-butir Es
Butir-butir es, terdiri dari butir es yang transparan maupun translusen dengan bentuk bola atau bentuk yang tidak teratur. “Diameternya 5 mm atau lebih” dan jika jatuh menimpa benda keras akan “memantul dan bersuara”.
Butir-butir es dibedakan dalam dua macam, yaitu :
Tetes-tetes air yang membeku atau keping salju yang sebagian besar meleleh kemudian membeku kembali.
Butir-butir salju yang terbungkus oleh lapisan es.
e) Rambun (Hail)
Rambun atau Hail adalah ”hujan yang terdiri dari bola-bola atau potongan-potongan es kecil”. Tiap butiran disebut batu-rambun (hail- stone) yang memiliki garis tengah ”antara 5 – 50 mm”.
Hail stone umumnya terjadi di dalam awan Cumolonimbus (Cb) dan sering disertai dengan adanya badai guntur.
Hail umumnya jatuh dari ketinggian beberapa kilometer, ”sehingga umumnya telah mencair sebelum mencapai permukaan tanah”. Hal ini salah satu penyebab mengapa hail (rambun) jarang teramati pada dataran rendah di daerah tropis.
