Gerak - gerak Atmosfir

Gerak - Gerak Atmosfer
Ada dua jenis gerak Atmosfer yaitu gerak nisbi terhadap permukaan bumi yang dinamakn dengan angin, dan gerak bersama - sama dengan bumi yang berotasi terhadap sumbunya, yang berpengaruh terhadap arah angin nisbi terhadap permukaan bumi.
Faktor yang mempengaruhi gerak atmosfer antara lain topografi, distribusi antara permukaan daratan dan lautan serta arus laut.
A. Angin Permukaan
Radiasi matahari yang mencapai bumi akhirnya akan dirubah menjadi energi kinetik dari gas – gas atmosfer dan akan menyebabkan gerakan – gerakan molekulnya menjadi tetap.
I.1. Prinsip umum pengukuran angin permukaan
Kebesaran vektor angin disebut kecepatan angin, sedangkan arah angin adalah arah darimana angin berhembus. Laju angin permukaan biasanya mudah mengalami gangguan yang cepat. Perkembangan daripada gangguan yang terjadi disebut Gustiness.

I.2. Penempatan alat pengukur angin permukaan
Standar penempatan alat pengukur angin permukaan adalah sebagai berikut  dipasang setinggi 10 meter di atas suatu lapangan terbuka, dengan jarak paling sedikit 10 kali tinggi bangunan – bangunan atau penghalang yang ada disekitarnya.

I.3. Satuan arah dan kecepatan angin permukaan
Arah angin dinyatakan dalam derajat, yang diukur searah dengan arah jarum jam,    mulai dari titik utara bumi. Sedangkan kecepatan angin dinyatakan dalam knots, dimana 1 knot sama dengan 0,5 m/s.

I.4. Pengukuran arah dan kecepatan angin permukaan
Arah angin permukaan ditentukan dengan wind vane. Wind vane berfungsi dengan baik apabila ditempatkan pada suatu tangga yang licin serta kedudukannya harus seimbang terhadap sumbunya. Dan perlu diperhatikan bahwa sumbunya harus benar – benar vertikal juga benar – benar berpedoman titik utara yang sebenarnya. Alat yang dipergunakan untuk mengukur kecepatan angin disebut anemometer. Anemometer yang umum digunakan adalah anemometer tipe putaran yaitu Cup anemometer, dimana sensor laju anginnya terdiri atas 3 Cup yang dihubungkan oleh lengan yang ditempelkan pada as. Seluruh Cup menghadap ke satu arah melingkar sehingga apabila angin bertiup maka rotor berputar pada arah tetap. Alat ini memberi tanggapan atas gaya dinamik yang berasak dari angin yang bekerja pada alat tersebut. Gaya dinamik yang berasal dari angin pada permukaan cekung lebih besar daripada permukaan cembung cup. Perputaran sumbu sistem cup dihubungkan secara mekanik atau elektronik dengan suatu alat yang dinamakan generator sinyal, untuk keperluan pencatatan generator sinyal ini berupa penghitung putaran.

Gambar Cup Anemometer dan Wind Vane
B.   Angin Lokal
Angin lokal dapat terjadi akibat perbedaan suhu lokal. Angin lokal ini mempengaruhi daerah yang nisbi kecil dan terbatas pada lapisan troposfer bawah. Kombinasi angin lokal yang mempunyai periode harian antara lain angin darat, angin laut dan angin gunung, angin lembah.


ANGIN DARAT DAN ANGIN LAUT

Proses terjadinya angin darat dan angin laut disebabkan oleh beda sifat fisis antara permukaan darat dan laut. Yaitu perbedaan sifat antara daratan dan lautan dalam menyerap dan melepaskan energi panas matahari. Daratan menyerap dan melepas energi panas lebih cepat daripada lautan. Periode angin darat dan angin laut adalah harian.
a.    Angin laut ( the sea breeze)

Angin laut terjadi ketika pada pagi hingga menjelang sore hari, daratan menyerap energi panas lebih cepat dari lautan sehingga suhu udara di darat lebih panas daripada di laut. Akibatnya udara panas di daratan akan naik dan digantikan udara dingin dari lautan. Maka terjadilah aliran udara dari laut ke darat.
a.    Angin darat ( the land breeze)

Angin darat terjadi ketika pada malam hari energi panas yang diserap permukaan bumi sepanjang hari akan dilepaskan lebih cepat oleh daratan (udara dingin). Sementara itu di lautan energi panas sedang dalam proses dilepaskan ke udara. Gerakan konvektif tersebut menyebabkan udara dingin dari daratan bergerak menggantikan udara yang naik di lautan sehingga terjadi aliran udara dari darat ke laut.


ANGIN GUNUNG DAN ANGIN LEMBAH
Angin Gunung ( Montain Wind)
Pada malam hari,  daratan tinggi (puncak gunung / di atas lereng gunung) menjadi dingin secara cepat akibat kehilangan radiasi. Oleh sebab itu, di puncak gunung bertekanan lebih tinggi dibandingkan dengan di lembah. Udara yang lebih dingin memiliki densitas (kerapatan udara) yang lebih besar kemudian akan mengalirkan udara ke lembah. Disebut juga arus Katabatik (catabatic flows).


Angin Lembah
Pada siang hari, lereng gunung mendapatkan panas secara cepat akibat radiasi yang direima lebih besar. Di dataran rendah udara menjadi lebih dingin dibandingkan udara di atas lereng gunung. Karena itu udara lereng gunung menjadi labil dan cenderung menaiki lereng. Disebuut juga arus anabatik (anabatic flows).



Angin jatuh atau fohn ialah angin jatuh bersifatnya kering dan panas sering ditemukan di lereng pegunungan Alpen. Pada saat angin yang lembab jika menaiki gunung akan menghasilkan hujan, kemudian pada waktu turun dari pegunungan udara mengalami pemanasan secara adiabatik sehingga kelembapannya kecil dan suhunya menjadi semakin panas sehingga angin akan bersifat panas dan kering.

Sejenis angin ini banyak terdapat di Indonesia dengan nama angin Bahorok (Deli), angin Kumbang (Cirebon), angin Gending di Pasuruan (Jawa Timur), dan Angin Brubu di Sulawesi Selatan)


Hujan Frontal
Hujan frontal adalah hujan yang terjadi di daerah front, yang disebabkan oleh pertemuan dua massa udara yang berbeda suhunya. Massa udara panas/lembab bertemu dengan massa udara dingin/padat sehingga berkondensasi dan terjadilah hujan.

Hujan Zenithal/ Ekuatorial/ Konveksi.
Jenis hujan ini terjadi karena udara naik disebabkan adanya pemanasan tinggi. Terdapat di daerah tropis antara 23,5o LU - 23,5o LS. Oleh karena itu disebut juga hujan naik tropis. Arus konveksi menyebabkan uap air di ekuator naik secara vertikal sebagai akibat pemanasan air laut terus menerus. Terjadilah kondensasi dan turun hujan. Itulah sebabnya jenis hujan ini dinamakan juga hujan ekuatorial atau hujan konveksi. Disebut juga hujan zenithal karena pada umumnya hujan terjadi pada waktu matahari melalui zenit daerah itu. Semua tempat di daerah tropis itu mendapat dua kali hujan zenithal dalam satu tahun.

Hujan Orografis/Hujan Naik Pegunungan
Terjadi karena udara yang mengandung uap air dipaksa oleh angin mendaki lereng pegunungan yang makin ke atas makin dingin sehingga terjadi kondensasi, terbentuklah awan dan jatuh sebagai hujan. Hujan yang jatuh pada lereng yang dilaluinya disebut hujan orografis, sedangkan di lereng sebelahnya bertiup angin jatuh yang kering dan disebut daerah bayangan hujan.



Angin monsun adalah angin yang berhembus secara periodik (minimal 3 bulan) dan antara periode yang satu dengan yang lain polanya akan berlawanan.
Angin monsun di indonesia ada dua macam yaitu :
1. Angin monsun Asia
2. Angin monsun Australia
Monsun Musim Dingin Timur Laut (Angin Monsun Barat Asia)
Angin Monsun Barat adalah angin yang bertiup sekitar bulan Oktober - April. Angin ini bertiup saat matahari berada di belahan bumi selatan, yang menyebabkan Benua Australia musim panas, sehingga bertekanan rendah . Sedangkan Benua Asia lebih dingin, sehingga tekanannya tinggi. Menurut hukum Buys Ballot, angin akan bertiup dari daerah bertekanan tinggi ke daerah bertekanan rendah, sehingga angin bertiup dari benua Asia menuju benua Australia, dan karena menuju ke Selatan Khatulistiwa/Equator, maka angin akan dibelokkan ke arah kiri. Pada waktu ini, Indonesia khususnya akan mengalami musim hujan akibat adanya massa uap air yang dibawa oleh angin ini, saat melalui lautan luas di bagian utara (Samudera (Lautan) Pasifik dan Laut Cina Selatan).

Monsun Musim Panas Barat Daya (Angin Monsun Timur)
Angin Monsun Timur adalah angin yang bertiup pada bulan April - Oktober. Angin ini bertiup saat matahari berada di belahan bumi utara, sehingga menyebabkan benua Australia musim dingin, sehingga bertekanan tinggi. Sedangkan Benua asia lebih panas, sehingga tekanannya rendah. Menurut hukum Buys Ballot, angin akan bertiup dari daerah bertekanan tinggi ke daerah bertekanan rendah, sehingga angin bertiup dari benua Australia menuju benua Asia, dan karena menuju Utara Khatulistiwa/Equator, maka angin akan dibelokkan ke arah kanan. Pada waktu ini, Indonesia akan mengalami musim kemarau akibat angin tersebut melalui gurun pasir di bagian utara Australia yang kering dan hanya melalui lautan sempit.



VISIBILITY
•    Visibility Meteorologi
Visibility dalam meteorologi adalah tingkat kejernihan (transparansi) daripada atmosfer, sehubungan dengan penglihatan manusia yang dinyatakan dalam satuan jarak. Dalam keadaan atmosfer yang sama, nilai visibility pada malam hari harus sama seperti yang diperoleh pada siang hari. Pada umumnya visibility adalah berbeda untuk setiap arah yang berlainan, visibility yang diperoleh dari pesawat terbang berbeda dengan horizontal visibility (penglihatan mendatar) yang diamati oleh pengamat meteorologi di dekat permukaan bumi.
•    Visibility pada siang hari
Definisi visibility pada siang hari dalam meteorologi adalah jarak terjauh, dimana sebuah benda hitam dengan ukuran yang sesuai, dapat dilihat dan dikenal terhadap kaki langit sebagai latar belakangnya. Yang dimaksud ukuran benda yang sesuai yaitu harus membentuk sudut pada mata pengamat baik vertikal maupun horizontal paling kecil 0,5° dan tidak lebih besar dari 5°.
•    Visibility pada malam hari
Definisi visibility pada malam hari dalam meteorologi yaitu jarak terjauh dimana benda hitam dengan ukuran yang sesuai dapat dilihat dan dikenal, jika penerangan ditingkatkan hingga mencapai tingkat terang seperti siang hari. Benda yang sesuai untuk menentukan visibility pada malam hari ialah sinar biasa (tidak difokuskan), dengan intensitas sedang dan terletak pada jarak yang telah ditentukan.
•    Faktor – faktor yang mempengaruhi visibility
Adapun faktor –faktor yang mempengaruhi visibility antara lain sebagai berikut :
•    Hujan
•    Kabut dan Mist
•    Spray yang tertiup angin
•    Minyak
•    Asap
•    Debu dan Pasir
•    Garam


Pendahuluan: Air dan Panas

Panas Terpendam (latent heat) untuk setiap perubahan bentuk air. (Diambil dari:http://www.earthsci.org/flood/J_Flood04/wea1/weather_images/latentheat.gif)
Air merupakan satu zat yang memiliki kapasitas panas paling tinggi dibanding semua zat yang kita ketahui. Artinya, untuk menaikkan suhunya sebesar 1 derajad, dibutuhkan jumlah panas yang sangat banyak. Air menyerap panas yang sangat banyak dari radiasi matahari. Radiasi matahari sangatlah mudah menembus air, dan karenanya energi panas radiasi tersebut akan disimpan air. Karenanya, lautan di bumi ini  menyimpan panas dalam jumlah yang sangat luar biasa.
Uap air akan menyerap panas tambahan sebagai panas terpendam akibat penguapan. Panas ini merupakan energi yang diperlukan untuk mengubah air menjadi uap air. Ketika uap air mengalami pengembunan (kondensasi) untuk membentuk titik-titik air yang kemudian menjadi tetesan hujan, panas  terpendam ini ‘dilepaskan’ ke atmosfir. Panas terpendam ini juga dilepaskan ketika air cair berubah menjadi bentuk padat, seperti salju atau es. Jenis panas yang terakhir, disebut juga dengan panas terpendam fusi.
Jadi, kedua bentuk zat cair, yakni air dan uap air sangat penting untuk menyerap panas dari radiasi matahari dan kemudian udara mengangkut dan menyebarkannya di sekeliling bumi ini.
PROSES TERJADINYA AWAN DAN TURUNNYA HUJAN.
Udara di sekitar kita adalah udara lembab. Itu artinya udara tersebut mengandung air dalam bentuk uap air. Kita tidak bisa melihatnya karena uap air adalah gas, akan tetapi uap air tetaplah air. Air bisa terdiri dalam tiga bentuk, cair (air), padat (es), dan gas (uap air). Anda bisa menyentuh dan merasakan air dan es. Tetapi uap air tidak mempunyai bau, tidak bisa anda pegang, dan tidak bisa dilihat. Akan tetapi anda bisa merasakan keberadaannya.
Coba anda ingat ketika anda berada dalam situasi panas menyengat, atau dingin berkabut, atau ketika anda mandi uap. Dalam ketiga situasi ini anda bisa merasakan adanya uap air di sekitar anda. Jika anda lebih seksama memperhatikan kabut atau uap ketika mandi uap atau melihat air mendidih, anda akan melihat jutaan titik-titik air melayang di udara. Proses  yang anda lihat adalah proses yang sama dalam pembentukan awan;  jutaan titik-titik air mengembun dan menjadi air dalam bentuk cair.
Kita dapat melihat kabut dan uap, tetapi mengapa uap air di udara  mengembun dan menjadi bisa terlihat?
Udara hangat memiliki kemampuan lebih besar menampung uap air dibanding udara sejuk. Jadi jika udara mendingin, udara tersebut tidak bisa menampung uap air lebih banyak lagi. Kadar air tambahan ini harus ‘dibuang’, jadi uap air itu akan mengembun menjadi air. Jadi… udara yang didinginkan akan mengurangi kemampuannya menampung uap air, dan pada akhirnya mendorong terbentuknya titik-titik air.
Pergilah  ke luar rumah dan perhatikan awan. Perhatikan tepi-tepi awan. Tepi awan tersebut akan berubah-ubah, bisa membesar dan bisa mengecil. Apa yang anda lihat adalah proses pembentukan awan sedang berjalan. Jika anda melihat awan membesar berarti anda sedang melihat proses pengembunan uap air menjadi titik-titik air, dan jika awan mengecil, maka anda sedang melihat proses penguapan titik-titik air- yakni perubahan air cair yang terlihat menjadi uap air yang tak terlihat.
Jadi pembentukan awan adalah proses yang panjang, dan tidak berarti setiap awan akan menghasilkan hujan. Jadi bagaimana awan bisa menghasilkan hujan?
Untuk bisa menjadi hujan, air yang mengembun di awan haruslah cukup berat agar bisa jatuh ke bumi. Berat titik-titik air tidaklah cukup untuk bisa jatuh. Sama seperti kabut dan uap air didih,  titik air ini bisa saja ditiup angin, diputar pusaran angin, atau tergantung dan terjebak di udara.
Agar lebih berat, titik-titik air haruslah berubah menjadi tetesan. Jadi titik air tersebut harus menangkap uap air lebih banyak agar terus membesar. Titik-titik air bisa juga saling tabrak dan menyatu dan membesar, dan titik air lainnya membesar karena uap air mengembun di titik air tersebut. Hal yang sama dapat anda perhatikan pada air yang ada di kaca jendela ketika hujan turun. Titik air kecil meluncur pelan, dan akan membesar dan meluncur lebih cepat  jika bergabung dengan titik air lainnya di kaca,  dan begitu seterusnya. Di awan, proses yang sama terjadi pada jutaan titik-titik air kecil, membesar dalam waktu yang bersamaan, tetapi dalam kecepatan yang berbeda.
Jika titik-titik air terus membesar, beratnya akan mencapai dimana udara tidak bisa menahan beratnya untuk tergantung karena sudah terlalu berat- dan akhirnya mulai jatuh. Beberapa mungkin terperangkap dan terangkat oleh tiupan udara ke atas dan beberapa saat  kemudian kembali ke kumpulan awan, akan tetapi jika sudah cukup berat untuk melawan gaya dari angin, maka air tersebut akan jatuh ke bumi- dan menjadi hujan! Hujan akan terjadi selama proses pemebentukan awan terus berlangsung dan titik-titik air terus membesar dan menjadi berat untuk kemudian jatuh ke bumi.
Jadi anda tahu sekarang apakah awan itu, dan bagaimana hujan terbentuk dari awan tersebut.
Hal selanjutnyan kita perlu mengetahui apa yang menyebabkan dan proses udara mendingin. Sebelumnya telah dijelaskan udara yang mendingin akan mengurangi kemampuannya untuk menyimpan air.
Agar awan terbentuk dan kemudian turun hujan, pertama sekali udara harus didinginkan. Tiga hal utama yang menyebabkannya dan terjadi di atmosfir yang sebaiknya perlu kita tahu dan mengerti.
Hujan Konveksi
1.    Pada cuaca terik siang hari, tanah menjadi panas yang mengakibatkan udara di dekat tanah akan menghangat. Udara hangat ini akan naik (disebabkan udara hangat lebih tidak padat dibanding udara sekitarnya). Ketika naik, udara hangat ini akan menyerap air dari sekitarnya (ingat, udara hangat akan dapat menyimpan air lebih banyak)
2.    Semakin tinggi anda berada, atmosfir makin dingin-  untuk setiap kenaikan 100 m pada kondisi udara kering, suhu akan turun 1 derajad. Jadi ketika udara hangat naik itu berarti suhunya akan makin mendingin akibat udara dingin sekitarnya.
3.    Pada ketinggian tertentu suhu udara akan memaksa uap air yang ada di udara hangat tadi untuk mulai mengembun (condensing). Ketinggian ini disebut titik pengembunan, dan disanalah awan mulai terbentuk. Awan tipikal seperti ini disebut awan cumulus, dan disebut awan cumulonimbus ketika warna bawah awan menjadi kelabu dan  ‘seperti akan hujan’.
4.    Pembentukan hujan dimulai, dan biasanya mengarah menjadi hujan deras, yang mungkin diiringi badai dan petir. Hujan konveksi biasanya terjadi pada musim kering terik atau musim panas terik  dan sangat erat dengan terjadinya hujan yang sangat lebat dan tiang awan gelap yang tinggi.
Pada bulan musim panas atau kering, perhatikan awan yang terbentuk di atas ladang padi yang luas, lapangan parkir yang luas, dan daerah konsentrasi gedung tinggi. Lingkungan-lingkungan ini memanas dengan cepat dan mengakibatkan udara hangat naik. Jika anda beruntung, anda bisa melihat kolom awan terbentuk dalam waktu 10 menit.
Hujan Frontal
1.    Dua massa air bertemu- yaitu dua massa yang secara relatif memiliki udara hangat dan udara sejuk
2.    Karena kekurangpadatan udara hangat dibanding udara sejuk, udara hangat naik di atas udara yang lebih sejuk. Udara yang lebih sejuk tetap berada diam di posisinya, dan berada di bawah udara yang lebih hangat.
3.    Ketika udara hangat naik di antara udara dingin, udara hangat ini perlahan-lahan mulai mendingin.
4.    Ketika air mendingin, uap air mengendap dan proses pembentukan awan dimulai, mengarah ke hujan. Biasanya langit hampir tertutup awan berwarna kelabu.
Hujan Relief
1.    Udara lembab hangat dipaksa naik oleh suatu halangan fisik tertentu. Pegunungan, bukit-bukit tinggi, dan bahkan tebing bisa menyebabkan udara naik.
2.    Ketika naik melalui halangan fisik tersebut udara mendingin dan awan terbentuk. Hujan mungkin turun dari awan, atau ketika titik-titik air tidak bisa bertumbuh besar, kabut mungkin terbentuk di atas bukit atau pegunungan. Pada dasarnya kabut adalah awan di atas tanah.
3.    Ketika melewati suatu halangan fisik, air bisa saja turun lagi, dan menjadi hangat. Udara ini lebih kering dibanding udara sebelum kehilangan air saat hujan. Jadi awan di sekitarnya akan menguap lagi membuat langit menjadi bersih. Daerah ini biasanya berhujan rendah karena proses pembentukan awan tidak bekerja. Dikarenakan hujan yang sedikit, daerah ini disebut daerah ‘bayangan hujan’.
Hujan relief biasanya di dataran tinggi dan area berpegunungan dimana bisa terjadi pola-pola turun hujan yang tidak biasa. Sangat sering dan biasa bahwa pada satu sisi pegunungan udara sangat cerah dan terik, padahal di balik pegunungan atau sisi lain yang tidak jauh dari tempat tersebut, terjadi hujan. Hal ini sangat penting diketahui dalam pengembangan kependudukan, pertanian, dan turisme. Sebagai contoh pada saat musim panas kebanyakan orang ingin berada di sisi pegunungan yang cerah dengan sedikit kejadian hujan.






Petir merupakan fenomena alam yang terjadi di seluruh bumi, terutama pada daerah tropis.Petir berasal dari awan cumulonimbus yang naik dalam arah vertikal dan memiliki muatanlistrik sehingga memunculkan beda potensial antara awan dengan permukaan bumi.Pembentukan awan ini terjadi karena adanya:1.

Aliran udara naik (
updraft
); terjadi akibat penyinaran matahari ke permukaan bumi2.

Partikel aerosol; berasal dari polutan industri, garam laut, ataupun partikelhigroskopis lainnya seperti yang muncul dari kebakaran hutan3.

Kelembapan udara; partikel aerosol yang naik ke atas menyerap air yang ada di udaradan pada tinggi tertentu menurun temperaturnya dan mengkristal menjadi kristal esdalam awan. Karena massa jenis yang lebih besar, kristal es ini turun ke lapisan bawah awan dan menumbuk uap air yang naik. Akibatnya, sebagian kristal memilikimuatan positif dan sebagian lagi menjadi bermuatan negatif. Kristal tersebutkemudian mengelompok dan membentuk awan bermuatan. Muatan positif biasanyaterletak pada permukaan atas sedangkan muatan negatif dibawahnya.
2.1 Cumulonimbus terbentuk 2.2 Muatan terdistribusi











JENIS AWAN DAN GAMBAR : CIRRUS

Cirrus (Ci) merupakan sebutan dari awan tipis, halus dan berserabut. Kata Cirro digunakan untuk sebutan dari bentuk-bentuk awan yang selevel dengan cirrus, contohnya Cirrocumulus dancirrostratus.

Bentuk/wujudnya

terpisah-pisah, berserabut halus, berserat-serat berupa jalur-jalur sempit dengan warna putih atau sebagian besar putih dan tampak seperti bulu ayam


Fisisnya

terdiri dari kristal-kristal es. Cirrus tebal atau cirrus densus, mampu menghalangi datangnya sinar matahari dan bulan sehingga menimbulkan halo (lingkaran seperti cincin, fenomena alam yang terjadi sebagai proses kristal es dalam awan cirrus yang membiaskan sinar matahari dan bulan.


Catatan

tipe awan ini umumnya berbentuk sederhana, penyebarannya tidak tetap namun mudah dikenal yaitu pada saat ada sinar/cahaya yang terang.Dan tampak membentuk jalur-jalur yang rata. Mengingat ketinggian, apabila tidak ada jenis awan lain maka cuaca cerah. jika Cirrus dilihat pada posisi horison yaitu pada saat matahari terbit dan terbenam maka daerah tersebut tampak cahaya berwarna kuning terang/merah dan hampir menutup seluruh langit di atasnya.

Jenis/spesies

1) Cirrus Fibratus (CH=1), berbentuk benang atau mirip rambut halus rata atau melengkung seperti mirip bulu ayam.
2) Cirrus Uncinus (CH=4), mirip bentuk kail atau koma atau puncaknya mirip jambul.
3) Cirrus Densus (CH=2 dan CH=3), cukup tebal bagi penglihatan sehingga tampak keabu-abuan jika dilihat ke arah matahari. Terbentuk dari sisa-sisa landasan Cb yang terurai dank arena tebalnya kadang-kadang sulit dibedakan dengan awan menengah As, bentuknya terpisah-pisah, massa awan yang kusut dan biasanya tidak bertambah. Menyerupai perca-perca.
4) Cirrus Nothus (Ci palsu), awan ini terjadi karena puncak Cb yang terurai atau pecah.

Cirrostratus merupakan awan yang sulit dideteksi, namun dengan adanya awan ini, itu biasanya menandakan datangnya front panas. Ini berarti mungkin akan ada hujan atau jatuhnya presipitasi. Cirrostratus dapat menimbulkan HALO jika cukup tebal.

Bentuk/wujudnya

Cirrostratus berupa serabut dengan jalur-jalur yang tipis atau cadar atau mirip kerudung, halus berwana keputih-putihan dan mampu menutup sebagian atau seluruh langit serta dapat menimbulkanHALO dengan besaran sudut 22 derajat.



Fisisnya


Cirrostratus terdiri dari kristal-kristal es atau butir-butir es.

Jenis/spesies

1) Cirrostratus Nobulosus (CH=5 atau CH=6), menyerupai cadar yang halus atau kerudung.
2)  Cirrostratus  Filocius (CH=8), terbentuk dari perkembanganCirrus Densus yang lebar atau menipis.
3)  Cirrostratus Fibratus (CH=7), menutupi seluruh langit, sering menimbulkan halo.

Cirrocumulus merupakan awan tinggi (high cloud). bentuknya mirrip dengan stratocumulus dan altocumulus, namun dengan bulatan-bulatan yang lebih kecil dibandingkan kedua awan tersebut jika di lihat dari permukaan.

Bentuk/wujudnya

Biasa berupa lensa atau perca-perca atau biji-bijian yang pusarannya < 1derajat, tipis dan berwarna putih tanpa bayangan, deretannya hampir teratur, mirip sisik ikan. Awan ini sering terlihat seperti serpihan-serpihan kecil atau massa-massa bulatan awanyang sangat kecil. Jika susunannya serba sama atau teratur, pelaut biasanya menyebutnya langit Macharel.


Fisisnya

Sebagian besar terdiri dari kristal-kristal es dan terdapat tetes-tetes air yang kelewat dingin(super cooled droplets) yang sifatnya mudah membeku dan mudah menjadi kristal-kristal es. Pada umunya Cc jarang sendiri, biasnya bercampur dengan awan Ci atau Cs. Jika Cc sebagian besar lebih besar dari Cs dan Ci, CH=9.




Altocumulus merupakan awan menengah bersama altostratus dannimbostratus. Kemunculan awan altocumulus congestus (salah satu species awan altocumulus) ini biasanya menandakan akan datangnya thunderstorm

Bentuk / Wujud

Altocumulus mirip dengan Cirrocumulus, tapi bulatan massa awan altocumulus lebih luas berupa massa awan yang berbentuk bulatan atau bergulung-gulung teratur dengan ukuran 1derajat < α < 5derajat atau lebih besar dari Cirrocumulus. Lapisan atau lembaran awan berwarna putih atau keabu-abuan atau kedua-duanya sehingga terbentuk bayangan di permukaan bumi jika terkena sinar matahari.



Fisisnya

Awan altocumulus terdiri dari tetes air yang kelewat dingin.

Catatan  :


- Altocumulus dapat terjadi dari menebalnya awan Cirrocumulus kemudian merendah.
- Perubahan dari awan Altostratus atau Nimbostratus.
- Turbulensi vertikal sampai ke lapisan menengah.

Jenis/spesies

1) Altocumulus Translucidus (CM=3), massa awan yang berbentuk bulatan-bulatan atau bergulung-gulung, tepinya bercahaya dari celah-celahnya, apabila tidak ada awan tinggi maka langit biru tampak. Bulatannya 3o < α < 5o
2)  Altocumulus  Opacus (CM=5), lapisan awan tebal dimana di dasarnya atau bawahnya masih terdapat/tampak kerutan atau lekukan-lekukan/kantong-kantong sehingga sinar bulan atau matahari tidak mampu menembusnya.
3)  Altocumulus  Cumuloginitus (CM=6), terjadi dari bentangan Cumulus (atau Cb).
4)  Altocumulus  Castellatus (CM=8), menjulang tinggi seperti tembok, benteng, castil, atau menara dan miripawan Cumulus.
5)  Altocumulus Lenticularis (CM=4), massa awan yang tipis, terpisah-pisah, berbentuk seperti lensa dan kelihatan terus berubah.
6)  Altocumulus  Pilus (CM=7), Keberadaanya di dekat atau di puncak awan Cumulus atau Cumulonimbusterlihat seolah-olah mengahalangi pertumbuhan induknya
7) Altocumulus  Percipitans (CM=9), menimbulkan hujan ringan, tidak kontinyu.

Altostratus merupakan awan menengah (middle cloud). awan ini dapat menghasilkan presipitasi ringan dan virga (hujan yang tidak sampai ke tanah). species-species awan dari altostratus antara lain : altostratus undulatus, altostratus opacus, dan altostratus translucidus.

Bentuk/wujudnya

Altostratus berupa lembaran/lapisan atau jalur-jalur berwarna keabu-abuan dan berserabut, mampu menutup seluruh langit. Pada bagian-bagian awan yang tipis masih dapat ditembus oleh sinar matahari kecuali yang tebal.



Fisisnya

Altostratus terdiri dari butiran-butiran air.

Catatan

- Altostratus dapat terjadi dari awan Nimbostratus yang menipis atau dari Cirrostratus yang menebal kemudian merendah sampai ke lapisan awan menengah.
- Pada umumnya Altostratus terbentuk merata akibat adanya gerak udara secara vertikal yang naik secara perlahan-lahan sampai lapisan menegah

Awan nimbostratus merupakan awan menengah, namun pada kenyataannya awan ini dapat merendah di ketinggian awan rendah.Nimbo berasal dari baha latin Nimbus yang artinya endapan ataupresipitasi. Awan ini dapat menghasilkan endapan baik hujanmaupun salju. ketebalan awan nimbostratus bisa mencapai 2 km atau 2000 m.

Bentuk/wujudnya

Nimbostratus berupa lembaran/lapisan awan berwarna abu-abu dan tampak gelap tidak teratur. Umumnya di daerah lintang tinggi/sedang yang disertai dengan hujan salju yang tidak continue. Karena ketebalannya maka matahari tidak tampak di balik awan ini.




Fisisnya

pada umumnya nimbostratus terdiri dari titik-titik air untuk daerah tropis sedangkan pada daerah lintang tinggi mengandung butir-butir salju atau campuran keduanya.

Catatan

Pada umumnya awan ini sendirian dan dasar awannya tidak tampak, hujan terus-menerus tanpa Guntur. Terdiri dari Altostratus yang menebal lalu merendah.

Stratus merupakan awan rendah yang biasanya menandai kestabilan udara atau inversi suhu. Awan stratus dapat terbentuk akibat menyebarnya awan stratucumulus akibat adanya inversi suhu. stratus juga dapat bertahan berhari-hari di wilayahanticyclone. Pada saat terjadi front panas yang lemah, awan ini kerap muncul dan membawa presipitasi ringan, yaitu drizzle.

Bentuk/wujudnya

Stratus berupa lembaran-lembaran atau lapisan-lapisan  berwarna abu-abu dengan dasar yang teratur. Jika matahari masih terlihat dari balik awan ini maka tepi awannya akan tampak jelas. Kadang-kadang berbentuk pecah-pecah dan tampak kasar (frakto stratus). Untuk stratus tebal mampu menutup sinar matahari atau bulan.




Fisisnya

Stratus terdiri dari tetes-tetes air yang sangat kecil dan yang cukup besar dapat menjadi tetes-tetes Drizzle atau prisma-prisma es atau butir-butir salju.

Catatan

stratus Umumnya berbentuk lapisan awan yang mirip kabut berwarna abu-abu dengan tinggi dasar awan yang rendah, hujan yang terjadi adalah gerimis atau drizzle. Bisa juga terjadi dari awan Cumulus dengan dasar yang rendah

Proses pembentukannya adanya proses pendinginan pada atmosfer bagian bawah dekat permukaan, bisa juga terbentuk dari Stratocumulus yang dasarnya merendah atau kehilangan bentuk-bentuk. Awan stratus yang tampak kasar disebut fractostratus.awan ini merupakan awan tambahan yang terbentuk karena pengaruhturbulensi yang disebabkan oleh munculnya udara basah yang berasal dari endapan yang turun dariAltocumulus.

Stratus dapat terbentuk karena naiknya kabut secara perlahan-lahan sebagai akibat dari adanya pemanasan permukaan bumi atau meningkatnya kecepatan angin permukaan.

Stratocumulus merupakan awan rendah. Semua awan rendahdapat menghasilkan presipitasi, begitupun awan stratocumulus. secara umum, stratocumulus dibedakan menjadi dua jenis,yaitustratocumulus undulatus (bergelombang) dan stratocumulus cumuliformis (seperti cumulus).

Bentuk/wujudnya

Stratocumulus berupa perca-perca atau lembaran-lembaran berwarna abu-abu atau keputih-putihan atau campuran keduanya. Terdiri dari massa awan yang bulat, gumpalannya nampak mengumpul/terpisah, dan elemen-elemennya tersusun secara teratur yang besarnya sekitar 5derajat.



Fisisnya

Stratocumulus terdiri dari tetes-tetes air. Ketebalan dan bentuk elemennya berubah sesuai dengan tingkat transparansinya.

Jenis/spesies

1)  Stratocumulus Translucidus (CL=5), mirip Altocumulus translucidus yang membedakan tingkat dasarnya.
2)  Stratocumulus  Opacus (mirip CL=5), mirip Altocumulus Opacus.
3)  Stratocumulus  Undulatus. Bentuknya mirip Cl = 5, bentuknya bergelombang
4)  Stratocumulus  Veperalis, CL=4 bentuk lapisannya tebal tipis.
5)  Stratocumulus  Comuloginitus (CL=4), terjadi dari bentangan Cumulus.

Cumulus merupakan awan dengan vertikal depelopment ataupertumbuhan vertikal. cumulus memiliki tinggi puncak awan yang tinggi dan sangat tebal, walaupun tidak setebal awan cumulonimbus. cumulus dapat sendiri atau berkumpul dalam satu kelompok. Pembentukan awan ini terjadi karena udara labil. Jika keadaan udara tetap labil, cumulus bisa berkembang menjadicumulunimbus.

Bentuk/wujudnya

cumulus tampak terpisah-pisah, pada umumnya padat dengan batas yang jelas. Pertumbuhan vertical atau tegak, mirip menara atau gunung atau kubah dengan puncaknya menyerupai bunga kol yang pada bagian-bagian yang terkena sinar matahari akan tampak putih kemilau sedangkan pada dasar tampak rata.



Fisisnya

Cumulus terdiri dari tetes-tetes air, sedangkan butir-butir es atau kristal-kristal es atau kristal-kristal salju biasa tertutup pada bagian awal yang suhunya di bawah 0 C.

Jenis/spesies

1) Cumulus Humulis (CL=1), tampak sebagai  Cumulus  kecil-kecil, terbentuk pada saat-saat angin timuran atau angin pasat dan ukuran tinggi lebih pendek dari pada lebar dasarnya.
2)  Cumulus  Mediocris (CL=2), dengan ukuran tinggi sedang dan ukuran tingginya lebih panjang dari lebar dasarnya. Puncaknya berbentuk tonjolan kecil.
3)  Cumulus  Congestus, mengalami perkembangan vertikal ke atas yang jelas dan tinggi dengan puncaknya berbentuk bunga kol.

Cumulonimbus bisa dibilang raja dari segala awan. Bagaimana tidak?Awan cumulonimbus merupakan awan yang paling ditakuti penerbang, awan yang paling sering membuat bencana, ditambah lagi awan ini merupakan satu-satunya awan yang dapat menghasilkan muatan listrik (mirip seperti baterai raksasa di langit). Tornado alias puting beliung, downburst, dan hail dapat terbentuk hanya di dalam awan ini. Awan cumulonimbus dapat terbentuk sendiri, sepanjang front, sepanjang ITCZ, atau di dalam cluster dan squall line.

Bentuk/wujudnya

Cumulonimbus merupakan awan padat dengan perkembangan vertikal menjulang tinggi, mirip gunung atau menara,  bagian puncaknya berserabut, tampak berjalur-jalur dan hampir rata. Melebar mirip bentuk landasan yang disebut anvil head.





Fisisnya

Cumulonimbus terdiri dari tetes-tetes air pada bagian bawah awan dan tetes-tetes salju atau kristal-kristal es pada bagian atas awan. terdapat updraft dan downdraft sehingga memungkinkan terjadi sirkulasi. gesekanpartikel2 awan di dalamnya dapat menimbulkan muatan listrik.

Catatan

Cumulonimbus menimbulkan kilat (lightining) dan guntur (thundestorm), hujan lebat, angin kencang, bisa menimbulkan hujan es.

Pada umumnya  Cumulonimbus  terbentuk dari pertumbuhan awan Cumulus yang aktif. Cumulus menjadiTowering Cumulus menjadi  Cumulonimbus . Cumulonimbus dapat terjadi atau muncul dari perkembangan atau pertumbuhan jenis awan yang lain. Pertumbuhan awan rendah Stratocumulus atau pertumbuhan awan menengah Altostratus, Nimbostratus, dan Altocumulus.


Species awan, apaan tuh? Mungkin teman-teman sekalian baru denger yang namanya species awan. Species awan ini sebenernya sama aja dengan species makhluk hidup. Awan-awan memiliki ciri-ciri khusus yang dapat diklasifikasikan agar lebih mudah dipelajari. Pengelompokan awan memiliki 10 genera / genus ( dapat dilihat pada artikel jenis-jenis awan dan gambar ) dan 14 penunjuk speciesyang akan dijelaskan seperti di bawah ini. Ok, kita lanjut aja kespecies awan.


1. Fibratus, awan terpisah pada awan tudung atau voil yang tipis, yang terdiri dari serabut-serabut awan yang hamper lurus atau merupakan lengkungan-lengkungan yang tidak teratur yang tidak berujung seperti kail atau berkas. Istilah ini digunakan untuk awan-awan cirrus dan cirrostratus.




simbol-simbol awan dalam peta cuaca (klik pada gambar untuk memperjelas)
2. Uncinus, awan cirrus berbentuk koma dengan ujung seperti mata kail atau berkas dan bagian atasnya tidak merupakan tonjolan yang bulat

3. Spissatus, Cirrus yang cukup tebal bagi penglihatan sehingga tampak keabu-abuan jika dilihat ke arah matahari.

4. Castellatus, awan yang bagian atasnya merupakan tonjolan-tonjolan berbentuk cumulus seperti menara-menara kecil yang beberapa dari padanya lebih panjang ukuran vertikalnya dan umumnya dasarnya bersambung antara yang satu dengan yang lainnya membentuk barisan. Bentuk ini akan tampak nyata sebagaimana yang dimaksud dalam keterangan ini bila dilihat dari samping. Istilah ini digunakan bagi awan-awan yaitu cirrus, cirrocumulus, altocumulus, dan stratocumulus.

5. Floccus, macam awan dimana tiap satuan awan merupakan berkas kecil yang tampak seperti bentukcumulus dengan bagian bawahnya kasar dan sering disertai virga. Istilah ini digunakan bagi awan-awan : cirrus, cirro cumulus dan cumulus.

6. Stratiformis, adalah lembaran atau lapisan awan merata. Istilah ini digunakan bagi awan-awan: Altocumulus, stratocumulus, dan kadang-kadang Cirrocumulus.

7. Nebolusus, awan seperti tudung atau lapisan kabur dan tampak serba sama. Istilah ini digunakan bagi awan-awan Cirrostratus dan Stratus.

8. Lenticularis, adalah awan yang berbentuk seperti lensa sering sangat lonjong dan umumnya dengan garis batas yang nyata. Awan ini sering terjadi karena pengaruh orografik dan juga tanpa pengaruh ini. Istilah ini digunakan bagi awan : Cirrocumulus, Altocumulus dan Stratocumulus.

9. Fraktus, adalah awan dalam bentuk seperti benang kusut dan tampak kasar. Istilah ini digunakan bagi awan stratus dan Cumulus.

10. Humilis, awan cumulus kecil dengan ukuran tinggi lebih pendek daripada lebar dasarnya.

11. Mediocris, adalah awan cumulus dengan ukuran tinggi sedang dan ukuran tingginya lebih panjang dari lebar dasarnya. Puncaknya berbentuk tonjolan kecil.

12. Congestus, adalah awan cumulus dengan perkembangan vertical ke atas yang jelas dan tinggi, dengan puncaknya berbentuk bunga kol.

13. Calvus, awan Cumulusnimbus dimana puncaknya mulai kehilangan bentuknya yang seperti bungan kol, tetapi belum tampak adanya awan-awan bentuk cirrus. Bagian puncaknya merupakan massa awan putih disertai adanya jalur-jalur ke atas.

14. Capitalus, adalah awan Cumulus nimbus dengan bagian puncaknya tampak adanya bagian-bagian awan Cirrus seperti serabut atau jalur-jalur yang sering berbentuk seperti landasan atau anvil, jambul, atau vast dan mirip dengan rambut yang tidak teratur. Awan ini umumnya disertai adanya shower atau badai Guntur, sering dengan squall dan kadang-kadang hail, juga sering terjadi virga.

Species awan dapat digambarkan seperti tabel di bawah ini :



Jadi gini ceritanya, misalnya ada Cumulus yang kecil-kecil dimana panjangnya lebih panjang dibandingkan dengan tingginya alias humilis, namanya menjadi Cumulus humilis (Cu hum). Begitu pula yang lainnya, sistem penamaanya mirip sistem binomial nomenclature.

Jangan lupa perhatikan genera-nya. Contohnya tidak mungkin ada Cirrus calvus, karena species calvus hanya dimiliki genera Cumulonimbus.



Peta Cuaca
Peta cuaca adalah dasar dari peramalan. Ini hanyalah sebuah peta yang menunjukkan kondisi cuaca di suatu daerah. Peta biasanya diperbarui setiap beberapa jam. Informasi cuaca digunakan dalam penyusunan peta cuaca terdiri dari observasi simultan dari unsur-unsur seperti arah dan kecepatan angin, bentuk awan, jumlah dan tinggi badan, suhu, tekanan, dll visibilitas, diambil di sejumlah stasiun didistribusikan di wilayah yang luas, dilengkapi dengan data radar satelit dan cuaca. Ketika informasi ini telah diplot pada grafik dan Isobar, front, dll telah ditambahkan, bagan selesai menyajikan Mengingat situasi cuaca yang sebenarnya atau yang diharapkan umum.
Peta cuaca di bawah ini memberikan gambaran umum situasi cuaca di NZ pada suatu periode tertentu.

Gambar 89. Peta cuaca


Gambar. 90. Simbol-simbol front.

Atmosfer
Suasana Bumi terdiri dari sekitar 80% volume Nitrogen dan Oksigen 20%. Ini berisi sejumlah kecil tapi sangat variabel uap air yang dengan mengubah menjadi tetesan air atau kristal, dapat membentuk kabut, hujan, hujan es, salju, dll
Tekanan Atmosfer
Berat atmosfir di atas menghasilkan apa yang dikenal sebagai tekanan atmosfer. Pada permukaan laut tekanan ini adalah sekitar 14,5 psi atau 1013 hPa. Untuk memudahkan kalibrasi altimeter tekanan ini umumnya dinyatakan dalam hectopascals (alias milibar.
Tekanan udara menurun dengan tinggi-juga bervariasi dari hari ke hari dan tempat ke tempat, tetapi diasumsikan 1013,2 milibar di Atmosfer Standar di permukaan laut.
Atmosfer Standar adalah salah satu kondisi diasumsikan untuk kalibrasi instrumen. Hal ini kadang disebut sebagai suasana ISO atau ICAN standar dan mengasumsikan sebagai berikut:
sebuah permukaan laut tekanan 1013,2 hPa
penurunan tekanan 30hPa per 1000ft
sebuah permukaan laut suhu 15 derajat Celcius
dan penurunan suhu (selang rate) dari 2 derajat C per 1.000 ft
Tekanan atmosfer adalah kekuatan per unit diberikan oleh berat atmosfir. Karena udara tidak padat tidak dapat ditimbang dengan timbangan konvensional. Melainkan diukur dengan cara baik merkuri atau barometer aneroid, atau transduser tekanan mutlak.
Barometer merkuri sangat akurat tetapi terlalu besar untuk digunakan dalam pesawat, sehingga altimeter pesawat adalah jenis aneroid. Barometer aneroid terdiri dari bellow fleksibel yang disegel setelah sebagian besar udara telah diekstrak dari itu. Kontrak bellow atau mengembang sebagai respons terhadap tekanan udara diberikan di atasnya. Altimeter elektronik umumnya menggunakan transduser tekanan yang memiliki versi mikroskopis dari barometer aneroid-ruang tertutup terukir chip silikon dengan pengukur regangan mengukur defleksi dinding ruang.
Kepadatan Udara
Udara rarified pada ketinggian yang lebih besar di atmosfer lebih ringan dari udara dekat tanah. Densitas kurang.
Semakin sedikit tekanan yang kurang kepadatan udara.
Juga semakin besar suhu udara kurang kepadatan udara.
Pesawat terbang dan performa mesin menderita dalam kerapatan udara berkurang (ketinggian kepadatan).
Seperti udara kepadatan dan tekanan sekitar 10.000 kaki hanya sekitar 3/4 dari normal MSL (Mean Sea Level) nilai, atas kurangnya ketinggian oksigen dapat menyebabkan pilot dan penumpang efek fisiologis yang merugikan. Oleh karena itu kami tidak terbang tanpa oksigen di atas 10.000 ft
Tekanan Altimeter
Tombol dari barometer aneroid dapat lulus pada kaki bukan unit tekanan dan instrumen kemudian dapat menjadi altimeter. Sebagai perubahan tekanan dengan gain di ketinggian tidak konstan, altimeter akan dibangun untuk dibaca dengan benar dalam kondisi tertentu yang dikenal sebagai Atmosfer Standar Internasional (ICAN).
Ini mengasumsikan:
Sebuah permukaan laut tekanan 1013,2 mb pada 15 °C.
Penurunan suhu dengan ketinggian 2 °C per 1.000 ft
Sampai kira-kira 36.000 kaki di atas suhu yang diasumsikan tetap konstan pada -56,5 °C.
Seperti kondisi di atas tidak selalu berlaku, misalnya pada waktu suhu udara mungkin tetap konstan atau bahkan meningkatkan dengan tinggi, altimeter tidak selalu sepenuhnya akurat.
Altimeter subskala Pengaturan altimeter dapat diharapkan untuk memberikan pembacaan yang benar ketika mereka telah ditetapkan dengan benar. Artinya, posisi jarum disesuaikan untuk membaca nol ketika altimeter adalah pada tingkat lapangan terbang ketika melakukan latihan sirkuit (qfe), atau untuk membaca ketinggian lapangan udara di atas permukaan laut ketika di lapangan terbang jika melakukan cross country atau terbang lokal ( QNH). Pengaturan ini tergantung pada tekanan udara yang bervariasi, sehingga pengaturan tekanan yang benar juga bervariasi. Pengaturan tekanan yang berbeda dapat disesuaikan dengan menggunakan tombol knurled untuk mengatur tekanan yang benar di kotak subskala altimeter.
QFE
Ketika sebuah altimeter diatur untuk membaca nol pada lapangan udara khusus, ketika udara itu akan menunjukkan ketinggian instrumen / pesawat dalam hubungannya dengan lapangan terbang. Pengaturan ini dikenal sebagai qfe dan di NZ kadang-kadang digunakan untuk rangkaian terbang saja.

Gambar. 91 qfe adalah tempat altimeter diatur untuk membaca tekanan tingkat lapangan udara. Ketika mengatur altimeter akan membaca nol pada lapangan terbang.

QNH
Ketika altimeter diatur untuk membaca ketinggian lapangan udara di atas MSL (mean sea level) ketika udara itu akan menunjukkan ketinggian pesawat di atas MSL Pengaturan ini digunakan setiap saat di NZ kecuali sesekali selama latihan sirkuit.

Gambar. 92 QNH adalah tempat altimeter diatur ke tingkat lapangan udara tekanan dikonversi ke tekanan MSL menggunakan suasana ICAN.
Altimeter ketika diatur di lapangan akan membaca ketinggian lapangan udara di atas MSL. Nilai QNH selalu tersedia dari Air Traffic Control (ATC) seperti yang diperlukan dan pengaturan tekanan selalu diberikan kecuali diminta oleh pilot. Data QNH daratan biasanya diberikan oleh ATC setiap kali kontak radio dan diketahui oleh pilot dengan membaca kembali.
Seperti naik pesawat terbang tekanan berkurang dan altimeter menunjukkan peningkatan tinggi badan. Karena itu, ketika terbang dari daerah tekanan tinggi ke daerah tekanan rendah altimeter akan membaca tinggi dan sebaliknya.
Ingat:
Tinggi = Tinggi Rendah Ketika terbang dari tekanan tinggi ke rendah altimeter akan membaca tinggi.
Rendah = Rendah Tinggi Ketika terbang dari rendah ke tekanan tinggi altimeter akan membaca rendah.
Isobar
Kami telah belajar bahwa atmosfer memiliki berat badan, dan karena pemanasan yang tidak merata permukaan bumi atmosfer cenderung “menumpuk” atau “tipis down” di berbagai tempat menyebabkan efek langsung terhadap cuaca. Perbedaan tekanan horisontal antara massa udara memberikan kekuatan yang bergerak udara di atas permukaan bumi dan menghasilkan angin.
Karena rotasi Bumi, ini massa udara cenderung bergerak ke arah yang umum tertentu di berbagai belahan dunia. Di NZ mereka cenderung bergerak dari Barat ke Timur, menyebabkan perubahan dalam cuaca kita.
Observasi tekanan udara dibuat secara bersamaan di banyak lokasi dan dikoreksi tekanan MSL di plot pada peta cuaca, tetapi distribusi tekanan tidak jelas sampai Isobar ditarik masuk
Isobar adalah sebuah garis pada cuaca (sinoptik grafik) peta bergabung tempat tekanan yang sama pada ketinggian yang sama. Pada surat kabar dan TV peta cuaca Isobar diambil di di MSL. Isobar membentuk pola tertentu yang telah ditentukan baik yang nama khusus yang diberikan.

Gambar 93. Isobar
Depresi adalah wilayah tekanan rendah ditunjukkan oleh Isobar kurang lebih konsentris melampirkan suatu daerah di mana tekanan terendah. Para Isobar umumnya cukup berdekatan. Tekanan rendah menarik udara ke dalam depresi di mana itu disedot ke atmosfer dalam pusaran. Rotasi udara searah jarum jam di sekitar rendah di belahan bumi selatan.
Anticyclone atau tinggi merupakan wilayah tekanan tinggi ditunjukkan oleh Isobar kurang lebih konsentris melampirkan suatu daerah di mana tekanan tertinggi. Para Isobar umumnya lebih lanjut selain. Udara bertekanan tinggi cenderung turun dan membubarkan luar. Rotasi udara adalah anti-jarum jam di sekitar tinggi di belahan bumi selatan.
Sebuah Palung Tekanan Rendah ditunjukkan oleh Isobar memperluas keluar dari yang rendah dengan tekanan yang lebih tinggi setiap sisi.
Sebuah Ridge dari Tekanan Tinggi ditunjukkan oleh Isobar memperluas keluar dari tinggi dengan daerah tekanan rendah setiap sisi.
Pola-pola ini ditentukan, atau lebih tepatnya, sistem tekanan, bergerak melintasi dari Barat ke Timur dan berhasil peta cuaca pola Isobar cenderung mempertahankan bentuk mereka, namun akan terlihat berubah karena depresi memperdalam atau tertinggi meningkat. Berbagai jenis konfigurasi isobarik pada umumnya terkait dengan beberapa jenis cuaca dan karena itu terutama penting untuk peramalan. Pengetahuan tentang cuaca yang akan diharapkan dari konfigurasi berbagai isobarik dapat diperoleh dari studi reguler koran lokal dan TV peta cuaca dan perkiraan yang terkait. Sebagai contoh:
1.    Sebuah tinggi menunjukkan cuaca yang lebih menetap di wilayah yang agak besar untuk periode waktu agak panjang.
2.    Sebuah rendah menunjukkan cuaca yang tidak menentu di wilayah yang berukuran sedang dengan durasi lebih pendek.
3.    Sebuah lembah menunjukkan cuaca menetap di wilayah yang lebih kecil.
4.    Sebuah palung mengindikasikan depan mendekati dan cuaca yang tidak menentu di wilayah lokal.
Arus Udara Horisontal dan Angin
Angin sangat penting utama untuk pilot microlight. Untuk setiap lepas landas dan mendarat pilot harus mempertimbangkan arah angin, kekuatan dan gustiness. Pada penerbangan lintas alam angin harus dipertimbangkan karena efeknya pada jalur dan groundspeed.
Dalam laporan cuaca atau perkiraan, kecepatan angin selalu diberikan dalam knot dan arah dalam derajat benar, atau dalam poin dari kompas. Arah selalu diberikan dari mana angin bertiup, yaitu 090/25, angin bertiup dari Timur pada kecepatan 25 knot.
Umumnya angin akan kembali dan meningkatkan kekuatan dengan meningkatnya ketinggian. Sebuah angin dikatakan kembali ketika perubahan dan berlawanan arah jarum jam untuk membelok ketika perubahan searah jarum jam.
Hembusan peningkatan yang tiba-tiba pendek dalam kekuatan angin dan sering berubah arah. Penyebabnya mungkin karena efek mekanis seperti pohon, hanggar, dll, atau dari kegiatan termal atau frontal.
Badai adalah hembusan angin yang merasuk tiba-tiba, berlangsung beberapa menit, kemudian mati lagi. Mereka disebabkan oleh beberapa fitur cuaca seperti badai bergerak. Badai sering menyebabkan perubahan lengkap dalam arah angin untuk durasi mereka.
Gales dikatakan terjadi ketika angin permukaan telah mencapai kecepatan rata-rata 34 knot atau lebih.
Angin Fohn adalah angin kering hangat bertiup menuruni pegunungan. Sebagai angin bertiup berlaku sebuah pegunungan, kehilangan kelembaban sebagai hujan karena pendinginan adiabatik kemudian pergi ke sisi lain mendapatkan panas akibat pemanasan adiabatik udara kering. Karena ada kelembaban kurang di udara pada sisi melawan arah angin, laju perubahan suhu dengan ketinggian (lapse rate) yang lebih tinggi, sehingga memanas lagi. Ini adalah angin Fohn seperti baratan dan norwester Canterbury.
Angin Darat dan Angin Laut
Ini adalah fitur dari daerah pantai dalam cuaca diselesaikan dengan hari-hari cerah dan malam tak berawan.
Pilot microlight harus menyadari bahwa efek dari angin laut dapat dicatat 10 mil atau lebih  dari pesisir pada kesempatan, dan mungkin atau mungkin tidak diantisipasi dalam ramalan.
Angin laut
Pada siang hari daratan memanas lebih cepat dari pada samudera. Udara di kontak dengan  memanas tanah yang disebabkan oleh konduksi, menjadi kurang padat, dan naik dalam bentuk arus konveksi atau termal. Udara laut lebih dingin lebih padat kemudian mulai mengalir ke arah tanah untuk menggantikan udara yang telah keluar. Hal ini dapat mengatur angin darat yang kita kenal sebagai angin laut, dan itu terjadi di siang hari, semakin kuat dengan kemajuan hari, memiliki kekuatan maksimum sekitar tengah hari, dan mati saat malam tiba.

Gambar 94. Angin Laut
Angin Darat
Angin darat adalah kebalikan dari angin laut. Ini cenderung terjadi pada malam hari ketika daratan mendingin lebih cepat dari laut dan udara di atas tanah menjadi lebih dingin dan lebih padat daripada udara di atas laut, sehingga angin darat yang menetapkan hanya setelah mencapai gelap kekuatan terbesarnya sebelum matahari terbit .

Gambar 95. Angin Darat
Angin Lembah
Di pagi hari ketika matahari mulai memanaskan lembah, tekanan yang berbeda diciptakan di udara menyebabkan semilir angin untuk mulai melayang lereng perbukitan. Angin bukit yang dikenal sebagai lembah atau angin anabatic. Angin lembah adalah yang terkuat di musim panas ketika pemanas matahari yang terbesar.
Angin Gunung
Angin lereng bawah ini disebut catabatic atau angin gunung. Mereka terjadi di malam hari ketika lembah mulai dingin. Udara berbaring di atas permukaan lereng mendingin dan tergelincir ke bawah, mengisi lembah. Sebagai lembah mengisi, udara di tengah diangkat sehingga pilot terbang di malam hari biasanya menemukan tingkat pendakian yang lebih baik di tengah lembah dari atas lereng (tanpa adanya gaya angkat punggung bukit).

Gambar 96. Karena Pemanasan Sirkulasi Matahari

Suhu dan Kelembaban Udara
Suhu udara dan cara mengubah secara horizontal, vertikal, dan dengan waktu, sebagian besar mengatur perkembangan cuaca. Matahari menghangatkan bumi dengan radiasi panas tanpa pemanasan atmosfer melalui yang berlalu, dan bumi pada gilirannya menghangatkan atmosfer dengan konduksi. Lapisan hangat udara mengembang dan naik, dan dengan demikian termal terbentuk. Ini lapse rate yang diamati dapat sangat bervariasi dalam ft 10.000 lebih rendah tergantung apakah sebuah front dingin atau hangat telah melewati.
Inversi
Umumnya suhu udara menurun seperti yang kita naik. Jika suatu saat terjadi kenaikan suhu dengan gain tinggi, kondisi ini dikenal sebagai inversi suhu. Contoh dari kondisi ini adalah ketika, saat malam yang cerah dingin, udara dalam kontak dengan tanah mendingin lebih cepat dibandingkan udara pada tingkat yang lebih tinggi. Hal ini akan menyebabkan sebuah pembalikan. Jika suhu tetap konstan seperti yang kita naik melalui lapisan yang berlaku, maka ini disebut lapisan isotermal.
Kita sering dapat melihat inversi ketika terbang dalam kabut. Setelah lama cuaca anticyclonic halus, udara atas juga menjadi hangat dan semua kotoran atmosfer atau asap dan debu yang terperangkap di bawah lapisan inversi stabil.
Uap Air
Suasana mengandung uap air yang dalam kondisi tertentu dapat berkondensasi menjadi jutaan tetesan kecil kristal air atau es, yang membangun awan dan kabut. Tetesan air dan kristal es cenderung jatuh dari awan di bawah pengaruh gravitasi. Beberapa didukung oleh arus udara naik tetapi yang lain mencapai tanah dalam bentuk hujan, hujan es atau salju.
Air dikatakan jenuh ketika pada suhu tertentu mengandung jumlah maksimum yang mungkin dari uap air. Suhu di mana setiap paket tertentu udara menjadi jenuh dikenal sebagai titik embun. Setelah udara telah didinginkan sampai titik embun, setiap pendinginan lebih lanjut akan menyebabkan kondensasi berlangsung. Artinya, uap air akan berubah menjadi tetesan air, sehingga membentuk kristal awan, kabut atau es jika suhu cukup rendah. Kondensasi dapat dilihat pada segelas minuman dingin, ketika udara datang dalam kontak dengan kaca dingin, mendingin ke titik embun dan kondensasi terjadi.
Kelembaban Relatif
Istilah yang digunakan untuk menyatakan jumlah uap air dalam sampel udara, dibandingkan dengan jumlah yang udara bisa berisi pada suhu yang sama sebelum menjadi jenuh, yaitu, mencapai titik embun.
Panas Laten Kondensasi
Ketika mencair padat atau cair mendidih untuk membentuk uap, panas diserap tanpa kenaikan suhu. Ketika cairan membeku atau uap mengembun, panas dilepaskan tanpa ada perubahan suhu. Panas laten kondensasi adalah jumlah panas yang dilepaskan untuk mengubah satu satuan massa uap ke cair. Oleh karena itu, kita bisa mengharapkan awan yang membentuk akan memberikan dari panas dan sehingga meningkatkan arus konveksi di dalam awan itu.
Hal sebaliknya berlaku untuk awan membusuk, maka tingkat yang lebih besar dari wastafel mengalami bawah awan tersebut.
Arus Udara Vertikal
Arus vertikal udara, atau draft atas dan bawah, semua yang glider mengandalkan untuk memanjat dan terbang. Mereka juga mempengaruhi microlight dengan menyebabkan penerbangan yang akan bergolak atau bergelombang. Sebenarnya, pilot microlight berpengetahuan dapat menggunakan lift ini dengan cara yang sama sebagai pilot glider lakukan, memungkinkan cepat naik ke ketinggian menggunakan bahan bakar sedikit misalnya.
Arus vertikal bervariasi dalam kekuatan, mencapai kekuatan kekerasan destruktif dalam badai (kumulus yang menjulang tinggi dan awan cumulonimbus). Awan ini harus diberi tempat tidur yang luas oleh microlights sebagai turbulensi yang dihasilkan (terutama oleh cumulonimbus Cb) dapat memperpanjang 15 sampai 20 mil jauhnya!
“Bahaya dari perkembangan ini tidak dapat diabaikan.”
Interior adalah neraka pembekuan sangat kuat hujan es vertikal, arus dan petir. Untuk memasukkan Cb mungkin akan menghasilkan satu yang berubah menjadi daging pair dan batu hujan es aluminium, dan itu adalah berlebihan. Bahkan pesawat besar berkeliling di Cb.
Udara lainnya dalam gerakan vertikal ada di lee bukit dan gunung, dan dibahas dalam bagian turbulensi.
Stabilitas Atmosfer
Intensitas arus udara vertikal tergantung pada stabilitas atmosfer. Dalam suasana stabil sebidang udara cenderung menolak yang tergusur secara vertikal dan jika pengungsi akan kembali ke tinggi aslinya. Di sisi lain, dalam suasana tidak stabil, udara jadi pengungsi akan terus naik atau turun sampai suhu mencapai bahwa udara disekitarnya. Stabilitas atau instabilitas adalah fungsi dari perbedaan suhu antara udara yang daerah sekitarnya dan paket udara diangkat. Di hari yang panas tanah memanas dan dengan demikian memanaskan udara dalam kontak dengan itu. Ini membentuk gelembung yang evetually akan membebaskan diri dan bangkit sampai temperatue yang sesuai dengan udara yang daerah sekitarnya. Perubahan suhu dengan ketinggian udara yang daerah sekitarnya adalah tingkat laspe sebenarnya.
Jika sebidang udara dinaikkan dengan alasan apapun, karena penurunan tekanan yang dihasilkan itu akan dingin (seperti udara yang keluar dari silinder). Jika diturunkan (downdraught) karena hasil peningkatan tekanan itu akan memanas (seperti udara tidak saat Anda memompa ban). Hal ini dikenal sebagai perubahan suhu adiabatik.
Udara kering akan kehilangan 3 derajat untuk setiap 1.000 kaki atau sekitar 1 derajat untuk setiap perubahan IBAR mil tekanan, ini adalah lapse rate adiabatik kering.
Udara lembab atau jenuh di sisi lain, hanya akan kehilangan 1,5 derajat C untuk setiap 1.000 ft, ini adalah lapse rate adiabatik basah. Tingkat selang lebih rendah karena molekul air panas untuk menambah massa udara.
Kondisi Terbang : Udara Tidak Stabil
Seorang pilot terbang dalam kondisi tidak stabil adalah mungkin menghadapi awan jenis tumpukan atau cumuliform, mungkin mengandung cukup kekerasan turun draft, penerbangan akan bergelombang dan ada kemungkinan akan hujan dan mungkin badai.
Kondisi Terbang: Udara Stabil
Seorang pilot terbang dalam kondisi stabil akan memiliki penerbangan halus dan setiap awan akan dihadapi merupakan tipe lapisan. Cuaca biasanya akan baik-baik saja meskipun awan gerimis mungkin terjadi. Visibilitas permukaan akan sedang sampai karena miskin untuk konsentrasi kotoran di bawah lapisan atmosfer stabil.
Seringkali kabut atau kabut atau kabut bisa dialami dalam kondisi ini. Visibilitas di atas lapisan inversi atau di atas awan akan baik, tapi ingat itu adalah ilegal untuk beroperasi microlight a di atas awan.
Awan-awan
Awan terbentuk ketika udara naik didinginkan oleh ekspansi sampai titik embun tercapai. Awan cerah terbentuk menjelang siang dan sore hari ketika udara dipanaskan cukup bahwa itu naik cukup tinggi untuk hal ini terjadi. Akan ada hari biru ketika perubahan lapse rate sehingga meningkatnya udara ke tinggi ternak titik embun dicegah. Awan juga dapat dibentuk melalui udara dipaksa naik di depan depan atau pada rentang gunung, jika fakta apa saja yang menyebabkan udara naik atau dingin dapat menyebabkan pembentukan awan. Tidak hanya awan fitur tanah jelas dan pesawat lain, tetapi mereka sering menyelimuti tempat tinggi dan mungkin terkait dengan turbulensi atau pembentukan es. Awan adalah Sky jelas, Sedikit, Mendung, Patah, atau Cerah.
Langit cerah (SKC) = 0/8.
Beberapa (BEBERAPA) = 1-2/8.
Tersebar (scatter) (SCT) = 3-4/8.
Rusak (Broken) (BKN) = 5-7/8.
Mendung (overcast) (OVC) = 8/8.
Dasar awan diberikan sebagai titik terendah dimana dasar adalah mungkin untuk membentuk.
Dasar Awan dalam laporan cuaca dan terminal diberikan sebagai ketinggian di atas lapangan terbang tingkat. Dalam perkiraan rute itu diberikan sebagai ketinggian di atas permukaan laut.

Gambar. 97 Dalam contoh di atas, jika perkiraan rute penerbangan diminta untuk pantai ke pantai penerbangan, dasar awan akan diberikan sebagai 3.500 ft Sebuah terminal untuk lapangan udara A akan memberikan dasar awan sebagai 3.000 ft dan untuk lapangan udara B, 2.000 ft
Klasifikasi Awan
Kelas    Jenis    Singkatan    Kemungkinan tinggi dasar awan dan puncak awan
Tinggi    Cirrus    Ci    20,000 to 40,000
    Cirro¬stratus    Cs    20,000 to 40,000
    Cirro¬cumulus    Cc    20,000 to 40,000
Menengah    Alto¬cumulus    Ac    7,000 to 20,000
    Alto¬stratus    As    7,000 to 20,000
Rendah    Nimbo¬stratus    Ns    1-¬2,000 to 2-¬7,000
    Stratus    St    500 to 2-¬4,000
    Strato¬cumulus    Sc    1-¬2,000 to 2-¬4,000
Ditandai vertikal
    Cumulus    Cu    1-¬3,000 to 7,000 Perkembangan
Ditandai Cumulus Menjulang vertikal    Towering Cumulus    TCu    1,000 to 10,000 Perkembangan
Ditandai vertikal
    Cumulo¬nimbus    Cb    500 to 20-¬40,000 Perkembangan
Strato atau stratus mengacu pada awan jenis lapisan. Nimbo atau nimbus ‘mengacu pada jenis awan yang  memproduksi hujan.
Awan terdiri dari tetesan air atau kristal es atau campuran keduanya. Pada temperatur di atas 0°C (titik beku), awan hampir seluruhnya terdiri dari tetesan air, sedangkan pada suhu yang lebih rendah dan pada tingkat awan cirrus, kristal es mendominasi.
Tetesan air tidak selalu membeku segera udara turun di bawah titik beku. Tetesan kecil dapat bertahan pada suhu serendah 40 °C dan disebut super dingin. Mereka adalah penyebab paling umum dari icing badan pesawat.

Gambar. 98 Awan Cumulo Nimbus dan turbulensi terkait.

Gambar. 99 jenis Cumulus menunjukkan ketidakstabilan di atmosfer, kegiatan termal.

Gambar. 100 Nimbo – stratus. Lapisan cukup terus menerus, sering gelap mencari dengan hujan luas.

Gambar. 101 Stratus. Cukup terus menerus lapisan. Kondisi mulus.

Gambar. 102 Cukup berkelanjutan layer dengan pengembangan jenis cumulus.
Gambar. 100-102 adalah jenis awan stratus yang sering berhubungan dengan daerah ini.
Front Dingin
Ketika massa udara dingin menggusur massa udara hangat, kemudian sebuah front dingin dikatakan ada di persimpangan. Udara dingin biasanya perjalanan sekitar 10-15 knot, dan lulus cukup cepat. Hal ini didahului oleh awan cumulus dan cumulonimbus membentuk “sabuk hujan” biasanya beberapa 50-60 mil melalui.
Kondisi terbang sebelum gelombang dingin yang biasanya semakin bergolak, dengan awan umumnya tinggi dan visibilitas yang baik. Sebagai depan melewati ada kemungkinan akan hujan lebat-mungkin hujan es dan halilintar. Angin mungkin akan mengarah sedikit dengan badai sekarat keluar sebagai melewati depan. Di balik depan cuaca akan cukup baik dengan visibilitas yang baik dan langit-langit.

Gambar 103. Front Dingin
Front Hangat
Ketika massa udara hangat memindahkan massa udara dingin, maka sebuah front hangat dikatakan ada di persimpangan. Front hangat lulus perlahan dan didahului oleh beberapa 500-600 mil cirrus dan cirrostratus awan. Sebagai pendekatan depan, awan itu akan menebal dan dasar akan menurunkan. Hujan biasanya akan mulai 250-300 mil di depan.
Kondisi terbang sebelum ke depan tidak bagus, dengan jarak pandang yang buruk, hujan dan icing badan pesawat mungkin. Sebagai depan melewati hujan atau salju mungkin berhenti atau mengurangi visibilitas tapi akan tetap miskin, sering dengan kabut atau kabut.
Dibalik cuaca front akan gerimis dengan visibilitas miskin terus menerus. Kabut atau kabut mungkin tetap.

Gambar. 104 Pada saat depan mungkin tetap diam, itu kemudian dikenal sebagai front stasioner. Ini direpresentasikan pada grafik sinoptik dengan garis merah dan biru alternatif atau dengan:

Gambar 105. Front Netral
Sebuah front dingin bergerak pada kecepatan yang lebih tinggi dari sebuah front hangat, biasanya untuk bagian front dingin untuk menyalip front hangat. Depan tersebut kemudian dikatakan tertutup. Hal ini kemudian akan perlahan-lahan bubar. Ini direpresentasikan pada grafik sinoptik oleh garis merah dan biru ganda atau dengan:

Gambar 106. Front Tertutup
Kabut (Fog Radiasi)
Kabut benar-benar hanya awan terbentuk dekat dengan tanah. Kabut terjadi pada malam yang cerah dingin dalam cuaca diselesaikan dengan angin kurang dari 10 knot.
Selama malam permukaan bumi mendingin dengan cepat dan mendinginkan udara dalam kontak dengan itu.
Jika titik embun dari udara ini tercapai, akan membentuk embun di tanah.
Jika ada angin kurang dari 10 knot mengatakan, kabut akan terbentuk.
Jika ada lebih dari 10 knot angin, awan stratus rendah akan terbentuk.
Jika bentuk kabut itu akan cenderung menebal untuk jangka waktu sekitar matahari terbit karena pencampuran udara oleh arus konveksi. Hal ini juga dapat meningkat karena udara dingin terus sampai matahari baik di langit. Setelah suhu naik di atas titik embun dari udara, kabut akan bubar. Jika ada awan di atas lapisan kabut, kabut dapat bertahan untuk waktu yang lama mungkin sepanjang hari.
Setiap percontohan microlight yang menganggap lepas landas dengan tujuan mendaki di atas kabut dan mengharapkan untuk membubarkan pada saat ia mendarat tidak hanya melanggar peraturan, tetapi mencari masalah. Tidak mungkin untuk mengukur ketebalan kabut dari tanah, dan dengan mudah bisa beberapa ribu kaki tebal, meskipun biru menggoda “lubang” satu kadang-kadang dapat melihat.
Lebih jauh lagi, bahkan jika ia berhasil mengendalikan microlight cukup lama untuk mendapatkan “di atas” tanpa referensi ke tanah ia segera akan hilang dan kabut dapat berlangsung lebih lama dari pasokan bahan bakar! Kecenderungan adalah untuk tidak mengambil kabut serius dan ini menyedihkan karena fungsinya untuk menahan bahaya yang sama seperti awan lainnya terbang. (Lihat bagian Cloud Ingin terbang.)
Cuaca Umum
Mendapatkan untuk mengatasi dengan meteorologi mungkin tampak tugas yang sulit pada awalnya dan itu sebenarnya bidang yang sangat kompleks dan beragam, tetapi pilot microlight yang memiliki dasar-dasar bersama dengan keterampilan observasi yang baik dapat segera menjadi hakim yang baik dari cuaca. Jangan hanya melihat ke langit pada hari-hari Anda akan pergi terbang. Evaluasi cuaca setiap hari dengan mendengarkan prakiraan radio, melihat surat kabar dan prediksi TV, dan ini berkaitan dengan pengamatan Anda sendiri. Menjadi kebiasaan SKYWATCHER, mencatat arah angin dan kekuatan seiring dengan perkembangan awan sebagai kemajuan hari. Pada hari-hari dengan perkembangan kumulus misalnya, Anda dapat menonton siklus, pertumbuhan kelahiran awan dan pembusukan. Beberapa hari Anda akan mengamati pertumbuhan kumulus banyak untuk membentuk lapisan kontinyu karena mereka bergabung bersama-sama. Ini disebut di atas pembangunan. Dengan matahari diblokir, sumber termal pertumbuhan ini terputus, dan awan meluruh untuk memulai siklus lagi.
Hal-hal seperti pergi sebagian besar tidak diketahui oleh publik, tetapi pilot microlight harus mengembangkan mata cuaca yang catatan apa yang terjadi di atmosfer setiap hari. Peta koran cuaca Mereka menyediakan sebuah studi yang menarik. Untuk latihan, dipotong dan menjaga setiap hari memetakan selama beberapa minggu dan Anda dapat membentuk “strip kartun” cuaca. Tambahkan pengamatan Anda sendiri setiap hari dan melihat bagaimana hal ini cocok dengan prediksi.
Sebuah titik yang berguna untuk diingat adalah bahwa semakin dekat bersama-sama Isobar adalah, semakin kuat angin akan berada di tempat itu.
dikutip dari_Recreational Aircraft Association of NZ (RAANZ)
Tulisan Asli teman2 klik disini
Diterjemahkan oleh: author
Catatan:
Mohon maaf jika ada arti dari sebuah kalimat yang salah karena author agak sedikit kurang dalam nilai bahasa inggris dan author sangat-sangat mengharapkan jika ada dari kawan2 yang mau membantu mengoreksi arti dalam terjemahan diatas…

GO SKATE, GO GREEN
Salam Bumi
Author
SISTEM KLASIFIKASI IKLIM DI INDONESIA
22 April 2012
From::242::dhan Badan Meteorologi Klimatologi dan Geofiska, cuaca dan iklim, Seluruh Indonesia, Uncategorized, yang penting mantap dah Leave a comment
Beberapa sistem klasifikasi iklim yang sampai sekarang masih digunakan dan pernah digunakan di Indonesia antara lain adalah:
a. Sistem Klasifikasi Koppen
Koppen membuat klasifikasi iklim berdasarkan perbedaan temperatur dan curah hujan. Koppen memperkenalkan lima kelompok utama iklim di muka bumi yang didasarkan kepada lima prinsip kelompok nabati (vegetasi). Kelima kelompok iklim ini dilambangkan dengan lima huruf besar dimana tipe iklim A adalah tipe iklim hujan tropik (tropical rainyclimates), iklim B adalah tipe iklim kering (dry climates), iklim C adalah tipe iklim hujan suhu sedang (warm temperate rainy climates), iklim D adalah tipe iklim hutan bersalju dingin (cold snowy forest climates) dan iklim E adalah tipe iklim kutub (polar climates) (Safi’i, 1995).
b. Sistem Klasifikasi Mohr
Klasifikasi Mohr didasarkan pada hubungan antara penguapan dan besarnya curah hujan, dari hubungan ini didapatkan tiga jenis pembagian bulan dalam kurun waktu satu tahun dimana keadaan yang disebut bulan basah apabila curah hujan >100 mm per bulan, bulan lembab bila curah hujan bulan berkisar antara 100 – 60 mm dan bulan kering bila curah hujan < 60 mm per bulan (Anon, ?).
c. Sistem Klasifikasi Schmidt-Ferguson
Sistem iklim ini sangat terkenal di Indonesia. Menurut Irianto, dkk (2000) penyusunan peta iklim menurut klasifikasi Schmidt-Ferguson lebih banyak digunakan untuk iklim hutan. Pengklasifikasian iklim menurut Schmidt-Ferguson ini didasarkan pada nisbah bulan basah dan bulan kering seperti kriteria bulan basah dan bulan kering klsifikasi iklim Mohr. Pencarian rata-rata bulan kering atau bulan basah (X) dalam klasifikasian iklim Schmidt-Ferguson dilakukan dengan membandingkan jumlah/frekwensi bulan kering atau bulan basah selama tahun pengamatan ( åf ) dengan banyaknya tahun pengamatan (n) (Anon, ? ; Safi’i, 1995).
Schmidt-Fergoson membagi tipe-tipe iklim dan jenis vegetasi yang tumbuh di tipe iklim tersebut adalah sebagai berikut; tipe iklim A (sangat basah) jenis vegetasinya adalah hutan hujan tropis, tipe iklim B (basah) jenis vegetasinya adalah hutan hujan tropis, tipe iklim C (agak basah) jenis vegetasinya adalah hutan dengan jenis tanaman yang mampu menggugurkan daunnya dimusim kemarau, tipe iklim D (sedang) jenis vegetasi adalah hutan musim, tipe iklim E (agak kering) jenis vegetasinya hutan savana, tipe iklim F (kering) jenis vegetasinya hutan savana, tipe iklim G (sangat kering) jenis vegetasinya padang ilalang dan tipe iklim H (ekstrim kering) jenis vegetasinya adalah padang ilalang (Syamsulbahri, 1987).
d. Sistem Klasifikasi Oldeman
Klasifikasi iklim yang dilakukan oleh Oldeman didasarkan kepada jumlah kebutuhan air oleh tanaman, terutama pada tanaman padi. Penyusunan tipe iklimnya berdasarkan jumlah bulan basah yang berlansung secara berturut-turut.
Oldeman, et al (1980) mengungkapkan bahwa kebutuhan air untuk tanaman padi adalah 150 mm per bulan sedangkan untuk tanaman palawija adalah 70 mm/bulan, dengan asumsi bahwa peluang terjadinya hujan yang sama adalah 75% maka untuk mencukupi kebutuhan air tanaman padi 150 mm/bulan diperlukan curah hujan sebesar 220 mm/bulan, sedangkan untuk mencukupi kebutuhan air untuk tanaman palawija diperlukan curah hujan sebesar 120 mm/bulan, sehingga menurut Oldeman suatu bulan dikatakan bulan basah apabila mempunyai curah hujan bulanan lebih besar dari 200 mm dan dikatakan bulan kering apabila curah hujan bulanan lebih kecil dari 100 mm.
Lamanya periode pertumbuhan padi terutama ditentukan oleh jenis/varietas yang digunakan, sehingga periode 5 bulan basah berurutan dalan satu tahun dipandang optimal untuk satu kali tanam. Jika lebih dari 9 bulan basah maka petani dapat melakukan 2 kali masa tanam. Jika kurang dari 3 bulan basah berurutan, maka tidak dapat membudidayakan padi tanpa irigasi tambahan (Tjasyono, 2004).
Oldeman membagi lima zona iklim dan lima sub zona iklim. Zona iklim merupakan pembagian dari banyaknya jumlah bulan basah berturut-turut yang terjadi dalam setahun. Sedangkan sub zona iklim merupakan banyaknya jumlah bulan kering berturut-turut dalam setahun. Pemberian nama Zone iklim berdasarkan huruf yaitu zone A, zone B, zone C, zone D dan zone E sedangkan pemberian nama sub zone berdasarkana angka yaitu sub 1, sub 2, sub 3 sub 4 dan sub 5.
Zone A dapat ditanami padi terus menerus sepanjang tahun. Zone B hanya dapat ditanami padi 2 periode dalam setahun. Zone C, dapat ditanami padi 2 kali panen dalam setahun, dimana penanaman padi yang jatuh saat curah hujan di bawah 200 mm per bulan dilakukan dengan sistem gogo rancah. Zone D, hanya dapat ditanami padi satu kali masa tanam. Zone E, penanaman padi tidak dianjurkan tanpa adanya irigasi yang baik. (Oldeman, et al., 1980)
Pengertian Cuaca
7 March 2012
From::242::dhan Uncategorized Atmosfer, Aurora, halilintar/petir, Halo,meteorologi, World Meteorological Organization Leave a comment

Gambar 1. Cuaca
Keadaan Atmosfer sebagaimana ditentukan oleh berlangsungnya berbagai fenomena meteorologik secara serempak pada suatu tempat geografis tertentu atau di atas suatu daerah permukaan bumi yang luas. Sistem Cuaca adalah himpunan unsur cuaca sebagai bagian daripada struktur fisik atmosfer yang saling berkaitan, dan mencakup keseluruhan fenomena pada semua elevasi. Untuk mempelajari cuaca sekurang-kurangnya pernting untuk diamati yaitu ada 7 unsur, yakni:
1.    Awan (Cloud)
2.    Presipitasi (Precipitation)
3.    Suhu Udara (Temperature)
4.    Kelembaban Udara (Relative Humidity)
5.    Angin (Wind)
6.    Tekanan Udara (Air Pressure)
7.    Penglihatan mendatar (Visibillity).
Masing-masing unsur diatas dibagi ke dalam berbagai sub-tipe lagi, misalnya pada World Meteorological Organization (WMO) mengenal 36 tipe awan. Beraneka bentuk presipitasi dimasukkan dalam pengertian hidrometeor, yang mencakup hujan, kabut, salju, embun, dan sebagainya, tetapi juga debu dan asap,WMO mengenal 100 tipehidrometeor.
Beberapa fenomena optik dan elektris dalam unsur cuaca juga diamati; seperti halilintar,aurora, corona matahari dan bulan, serta halo. Kadang-kadang cuaca juga dianggap mencakup fenomena seperti ombak di laut dan banjir di daratan. Dalam meteorologi penerbangan unsur cuaca yang penting adalah: Badai guntur, badai tropik, hujan es batu, turbulensi sedang clan kuat, gelombang gunung yang nyata, badai pasir atau debu halus, hujan Baku dan terjadinya es pada pesawat terbang.
Dalam prakiraan cuaca dipakai beberapa istilah sebagai berikut:
1.    Cuaca cerah (fair weather), bila tidak ada hujan atau kalau pun ada hujan hanya meliputi 0—10% luas daerah yang diramalkan.
2.    Hujan lokal (local rain), bila daerah yang mendapat hujan meliputi 11—40% luas daerah yang diramalkan.
3.    Hujan tidak merata (scattered rain), bila daerah yang mendapat hujan 41—70% luas daerah yang diramalkan.
4.    Hujan merata (rain), bila daerah yang mendapat hujan meliputi 71—l00% luas daerah yang diramalkan.


Angin
Dari Wikipedia bahasa Indonesia, ensiklopedia bebas
     Keseluruhan atau sebagian dari artikel ini membutuhkan perhatian dari ahli subyek terkait.
Jika Anda adalah ahli yang dapat membantu, silakan membantu memperbaiki kualitas artikel ini.
     Artikel ini perlu dirapikan atau ditulis ulang karena artikel ini bersifat umum sedangkan isinya ditulis dalam konteks yang terlalu spesifik/sempit.


Gerakan angin terlihat dari foto satelit
Angin adalah udara yang bergerak yang diakibatkan oleh rotasi bumi dan juga karena adanya perbedaan tekanan udara di sekitarnya. Angin bergerak dari tempat bertekanan udara tinggi ke bertekanan udara rendah.
Apabila dipanaskan, udara memuai. Udara yang telah memuai menjadi lebih ringan sehingga naik. Apabila hal ini terjadi, tekanan udara turun kerena udaranya berkurang. Udara dingin di sekitarnya mengalir ke tempat yang bertekanan rendah tadi. Udara menyusut menjadi lebih berat dan turun ke tanah. Di atas tanah udara menjadi panas lagi dan naik kembali. Aliran naiknya udara panas dan turunnya udara dingin ini dinamanakan konveksi.
Daftar isi
  [sembunyikan]
•    1 Faktor terjadinya angin
•    2 Jenis-jenis angin
o    2.1 Angin laut
o    2.2 Angin darat
o    2.3 Angin lembah
o    2.4 Angin gunung
o    2.5 Angin Fohn
o    2.6 Angin Munsoon
o    2.7 Angin Musim Barat
o    2.8 Angin Musim Timur
•    3 Lihat pula
•    4 Referensi
•    5 Pranala luar

[sunting]Faktor terjadinya angin
Faktor terjadinya angin, yaitu:


Anemometer, alat pengukur kecepatan angin
Gradien barometris
Bilangan yang menunjukkan perbedaan tekanan udara dari 2 isobar yang jaraknya 111 km. Makin besar gradien barometrisnya, makin cepat tiupan angin.
Letak tempat
Kecepatan angin di dekat khatulistiwa lebih cepat dari yang jauh dari garis khatulistiwa.
Tinggi tempat
Semakin tinggi tempat, semakin kencang pula angin yang bertiup, hal ini disebabkan oleh pengaruh gaya gesekan yang menghambat laju udara. Di permukaan bumi, gunung, pohon, dan topografi yang tidak rata lainnya memberikan gaya gesekan yang besar. Semakin tinggi suatu tempat, gaya gesekan ini semakin kecil.
Waktu
Di siang hari angin bergerak lebih cepat daripada di malam hari
[sunting]Jenis-jenis angin


A: Angin laut (pada siang hari), B: Angin darat (pada malam hari)
[sunting]Angin laut
Angin laut (bahasa Inggris: sea breeze) adalah angin yang bertiup dari arah laut ke arahdarat yang umumnya terjadi pada siang hari dari pukul 09.00 sampai dengan pukul 16.00 di daerah pesisir pantai. Angin ini biasa dimanfaatkan para nelayan untuk pulang dari menangkap ikan di laut. Angin laut ini terjadi pada siang hari. Dikarenakan kapasitas panas yang lebih besar pada air daripada daratan, sinar matahari memanasi darat lebih cepat daripada laut. Ketika suhu permukaan daratan meningkat pada siang hari, udara di atas permukaan darat meningkat pula akibat konduksi. Tekanan udara di atas daratan menjadi lebih rendah karena panas, sedangkan tekanan udara di lautan cenderung masih lebih tinggi. Akibatnya terjadi gradien tekanan dari lautan yang lebih tinggi ke daratan yang lebih rendah. Hal ini menyebabkan terjadinya angin laut, dimana kekuatannya sebanding dengan perbedaan suhu antara daratan dan lautan. Namun, jika ada angin lepas pantai yang lebih kencang dari 8 km/jam, maka angin laut tidak terjadi.[1]
[sunting]Angin darat
Angin darat (bahasa Inggris: land breeze) adalah angin yang bertiup dari arah darat ke arah laut yang umumnya terjadi pada saat malam hari dari jam 20.00 sampai dengan jam 06.00 di daerah pesisir pantai. Angin jenis ini bermanfaat bagi para nelayan untuk berangkat mencari ikan dengan perahu bertenaga angin sederhana. Pada malam hari daratan menjadi dingin lebih cepat daripada lautan, karena kapasitas panas tanah lebih rendah daripada air. Akibatnya perbedaan suhu yang menyebabkan terjadinya angin laut lambat laun hilang dan sebaliknya muncul perbedaan tekanan yang berlawanan karena tekanan udara di atas lautan yang lebih panas itu menjadi lebih rendah daripada daratan, sehingga terjadilah angin darat, khususnya bila angin pantai tidak cukup kuat untuk melawannya.[2]
[sunting]Angin lembah
Angin lembah adalah angin yang bertiup dari arah lembah ke arah puncak gunung yang biasa terjadi pada siang hari.
[sunting]Angin gunung
Angin gunung adalah angin yang bertiup dari puncak gunung ke lembah gunung yang terjadi pada malam hari.
[sunting]Angin Fohn
Angin Fohn/angin jatuh adalah angin yang terjadi seusai hujan Orografis. angin yang bertiup pada suatu wilayah dengan temperatur dan kelengasan yang berbeda. Angin Fohn terjadi karena ada gerakan massa udara yang naik pegunungan yang tingginya lebih dari 200 meter di satu sisi lalu turun di sisi lain. Angin Fohn yang jatuh dari puncak gunung bersifat panas dan kering, karena uap air sudah dibuang pada saat hujan Orografis.
Biasanya angin ini bersifat panas merusak dan dapat menimbulkan korban. Tanaman yang terkena angin ini bisa mati dan manusia yang terkena angin ini bisa turun daya tahan tubuhnya terhadap serangan penyakit.[rujukan?]
[sunting]Angin Munsoon
Angin Munsoon, Moonsun, muson adalah angin yang berhembus secara periodik (minimal 3 bulan) dan antara periode yang satu dengan yang lain polanya akan berlawanan yang berganti arah secara berlawanan setiap setengah tahun. Biasanya pada setengah tahun pertama bertiup angin darat yang kering dan setengah tahun berikutnya bertiup angin laut yang basah.
Pada bulan Oktober – April, matahari berada pada belahan langit Selatan, sehingga benua Australia lebih banyak memperoleh pemanasan matahari dari benua Asia. Akibatnya di Australia terdapat pusat tekanan udara rendah (depresi) sedangkan di Asia terdapat pusat-pusat tekanan udara tinggi (kompresi). Keadaan ini menyebabkan arus angin dari benua Asia ke benua Australia.
Di Indonesia angin ini merupakan angin musim Timur Laut di belahan bumi Utara dan angin musim Barat di belahan bumi Selatan. Oleh karena angin ini melewati Samudra Pasifik dan Samudra Hindia maka banyak membawa uap air, sehingga di Indonesia terjadi musim penghujan. Musim penghujan meliputi seluruh wilayah indonesia, hanya saja persebarannya tidak merata. makin ke timur curah hujan makin berkurang karena kandungan uap airnya makin sedikit.
Pada bulan April-Oktober, matahari berada di belahan langit utara, sehingga benua Asia lebih panas daripada benua Australia. Akibatnya, di asia terdapat pusat-pusat tekanan udara rendah, sedangkan di australia terdapat pusat-pusat tekanan udara tinggi yang menyebabkan terjadinya angin dari australia menuju asia.
Di indonesia terjadi angin musim timur di belahan bumi selatan dan angin musim barat daya di belahan bumi utara. Oleh karena tidak melewati lautan yang luas maka angin tidak banyak mengandung uap air oleh karena itu di indonesia terjadi musim kemarau, kecuali pantai barat sumatera, sulawesi tenggara, dan pantai selatan irian jaya.
Antara kedua musim tersebut ada musim yang disebut musim pancaroba (peralihan), yaitu musim kemareng yang merupakan peralihan dari musim penghujan ke musim kemarau, dan musim labuh yang merupakan peralihan musim kemarau ke musim penghujan. Adapun ciri-ciri musim pancaroba yaitu : Udara terasa panas, arah angin tidak teratur dan terjadi hujan secara tiba-tiba dalam waktu singkat dan lebat.
Angin Munson dibagi menjadi 2, yaitu Munson Barat atau dikenal dengan Angin Musim Barat dan Munson Timur atau dikenal dengan Angin Musim Timur
[sunting]Angin Musim Barat
Angin Musim Barat/Angin Muson Barat adalah angin yang mengalir dari Benua Asia (musim dingin) ke Benua Australia (musim panas) dan mengandung curah hujan yang banyak di Indonesia bagian Barat, hal ini disebabkan karena angin melewati tempat yang luas, seperti perairan dan samudra. Contoh perairan dan samudra yang dilewati adalah Laut China Selatan dan Samudra Hindia. Angin Musim Barat menyebabkan Indonesia mengalami musim hujan.
Angin ini terjadi pada bulan Desember, januari dan Februari, dan maksimal pada bulan Januari dengan kecepatan minimum 3 m/s.
[sunting]Angin Musim Timur
Angin Musim Timur/Angin Muson Timur adalah angin yang mengalir dari Benua Australia (musim dingin) ke Benua Asia (musim panas) sedikit curah hujan (kemarau) di Indonesia bagian Timur karena angin melewati celah- celah sempit dan berbagai gurun (Gibson, Australia Besar, dan Victoria). Ini yang menyebabkan Indonesia mengalami musim kemarau. Terjadi pada bulan Juni, Juli dan Agustus, dan maksimal pada bulan Juli.
[sunting]Lihat pula
    Aurora
    Awan
    Badai
    Cuaca
    Guntur
    Hujan
    Isobar
    Kabut
    Petir
    Pelangi
    Salju
    Topan
[sunting]Referensi
1.    ^ Dr. Steve Ackerman (1995). "Sea and Land Breezes". University of Wisconsin. Diakses pada 24 Oktober 2006.
2.    ^ JetStream: An Online School For Weather (2008). "The Sea Breeze". National Weather Service. Diakses pada 24 Oktober 2006.
[sunting]Pranala luar
    Meteorology Guides: Forces and Winds – Instruksional modul dari University of Illinois
    Names of Winds – Sebuah daftar dari Layanan Cuaca Golden Gate
    Wind Atlases of the World – Daftar atlas angin dan survei angin dari seluruh dunia
    Winds of Mars: Aeolian Activity and Landforms – Paper dengan slide yang menggambarkan aktivitas angin di planet Mars
    Classification of Wind Speeds
    Wind-speed chart
    The Bibliography of Aeolian Research


Secara singkat dapat dijelaskan bahwa angin adalah udara yang bergerak. Menurut Buys Ballot, ahli ilmu cuaca dari Perancis, angin adalah massa udara yang bergerak dari daerah bertekanan maksimum ke daerah bertekanan minimum. Gerakan massa udara yang arahnya horizontal dikenal dengan istilah angin. Anemometer mangkok adalah alat yang digunakan untuk mengukur kecepatan angin. Satuan yang biasa digunakan dalam menentukan kecepatan angin adalah km/jam atau knot (1 knot = 0,5148 m/det = 1,854 km/jam). Sisteman penamaan angin biasanya dihubungkan dengan arah datangnya massa udara tersebut.

Berikut ini adalah proses terjadinya beberapa jenis angin:

# PROSES TERJADINYA ANGIN PASSAT
Angin passat terjadi bila terjadi perbedaan densitas udara di daerah sekitar lintang 30 derajat (baik lintang utara maupun selatan yang bertekanan maksimum dan sekitar lintang 10 derajat yang bertekanan minimum.

# PROSES TERJADINYA ANGIN MUSON
Benua (daratan) dan samudra (perairan) merupakan dua wilayah yang memiliki sifat fisika berbeda dala hal menerima energi panas. Sebagai material padat, benua lebih cepat menyerap panas tetapi cepat pula melepaskannya. Sebaliknya, samudra atau wilayah perairan lebih lambat menerima dan melepaskan enegi panas. Perbedaan sifat fisik kedua wilayah ini tentunya mengakibatkan perbedaan kerapatan dan tekanan udara. Akibat adanyaperbedaan tekanan udara yang sangat mencolok antara wilayah benua dan samudra, mengalirlah massa udara yang disebut angin muson (monsoon) dari kawasan benua ke samudra atau sebaliknya. Perubahan arah gerakan muson biasanya seiring dengan pergantian musim panas dan dingin.

# PROSES TERJADINYA ANGIN DARAT DAN ANGIN LAUT
Angin darat dan angin laut merupakan jenis angin lokal yang terjadi di wilayah pantai dan sekitarnya. Massa daratan mempunyai sifat fisik cepat menerima panas dan cepat pula melepaskan, massa lautan lambat dalam menyerap panas dan lambat pu;a melepaskannya.
Sifat ini menyebabkan perbedaan tekanan udara pada kedua tempat tersebut dalam waktu yang bersamaan. Pada siang hari daratan lebih cepat menerima panas, sehingga udara menjadi panas lalu memuai dan bertekanan lebih rendah dari lautan. perbedaan tekanan ini menyebabkan bertiupnya angin dari laut ke darat. Angin dari laut ke darat ini disebut sebagai angin laut.
Sedangkan pada malam hari tekanan udara di darat lebih tinggi dibanding tekanan udara di laut. Perbedaan tekanan ini menyebabkan bertiupnya angin dari darat ke laut seingga terjadilah angin darat. 

# PROSES TERJADINYA ANGIN GUNUNG DAN ANGIN LEMBAH
Pada pagi sampai menjelang siang hari, bagian lereng atau punggung pegunungan lebih dahulu disinari matahari bila dibandingkan dengan wilayah lembah. Akibatnya, wilayah lereng lebih cepat panas dan mempunyai tekanan udara yang rendah, sedangkan suhu udara di daerah lembah masih relatif dingin sehingga mempunyai tekanan udara yang tinggi. Maka massa udara bergerak dari lembah ke lereng atau ke bagian punggung gunung. Massa udara yang bergerak ini disebut sebagai angin lembah.
Pada malam hari, suhu udara di wilayah gunung sudah sedemikian rendah sehingga terjadi pengendapan massa udara padat dari wilayah gunung ke lembah yang masih relatif lebih hangat. Gerakan udara inilah yang disebut angin gunung.

Pengertian Angin Laut dan Angin Darat





Sistem angin di bumi ini dibedakan menjadi 2 kelompok, yaitu angin yang bersifat umum dan angin yang bersifat lokal. Angin laut dan angin darat merupakan angin yang bersifat lokal. Selain angin laut dan angin darat, contoh angin yang bersifat lokal lainnya adalah: angin lembah, angin gunung, angin fohn, dll. Angin dikategorikan sebagai angin angin yang bersifat lokal adalah bila angin tersebut terjadi hanya pada daerah-daerah tertentu yang dipengaruhi oleh kondisi setempat.

Pada dasarnya angin lokal yeng berupa angin darat dan angin laut berhubungan dengan sifat daratan dan lautan dalam menerma dan melepaskan panas. Daratan lebih cepat menerima panas dan lebih cepat pula melepaskan panas. Sedangkan lautan lebih lambat menerima panas serta lebih lambat melepaskan panas. Selain itu, angin darat dan angin laut dapat terjadi karena adanya perbedaan fisik darat dengan laut.


Berikut ini adalah pengertian angin laut dan angin darat:

# ANGIN LAUT
Angin laut adalah udara yang bergerak dari lautan ke daratan. Angin laut terjadi pada siang hari, saat matahari mulai memancarkan panasnya. daratan yang merupakan benda padat dapat menyerap panas matahari jauh lebih cepat daripada lautan yang merupakan benda cair. Karena suhu di atas daratan lebih tinggi daripada suhu diatas lautan, udara di atas daratan pun lebih cepat menjadi panas dan naik. Tempat yang ditinggalkannya akan segera diisi udara dari lautan yang berpindah ke tempat ke atas daratan sehingga terjadilah angin laut.


# ANGIN DARAT
Angin darat adalah udara yang bergerak dari daratan ke lautan. Angin darat umumnya terjadi pada malam hari, saat matahari sudah tidak memancarkan panasnya. daratan ang lebih cepat menyerap panas matahari akan melepaskan panas itu dengan lebih cepat pula. Maka, suhu diatas daratan segera menjadi lebih dingin bila dibandingkan dengan suhu diatas lautan. Karena suhu di atas lautan lebih panas, udara yang terdorong ke atas akibat panaspun lebih banyak terjadi diatas lautan. Karena tekanan udara diatas lautan lebih rendah (banyak tempat kosong yang ditinggalkan oleh udara yang naik), maka udara dingin dari atas daratan pun mengalir ke lautan untuk mengisi tempat yang kosong tersebut sehingga terjadilah angin darat.


Siklon Tropis
Siklon tropis merupakan badai dengan kekuatan yang besar. Radius rata-rata siklon tropis mencapai 150 hingga 200 km. Siklon tropis terbentuk di atas lautan luas yang umumnya mempunyai suhu permukaan air laut hangat, lebih dari 26.5 °C. Angin kencang yang berputar di dekat pusatnya mempunyai kecepatan angin lebih dari 63 km/jam.
Secara teknis, siklon tropis didefinisikan sebagai sistem tekanan rendah non-frontal yang berskala sinoptik yang tumbuh di atas perairan hangat dengan wilayah perawanan konvektif dan kecepatan angin maksimum setidaknya mencapai 34 knot pada lebih dari setengah wilayah yang melingkari pusatnya, serta bertahan setidaknya enam jam.

Kadangkala di pusat siklon tropis terbentuk suatu wilayah dengan kecepatan angin relatif rendah dan tanpa awan yang disebut dengan mata siklon. Diameter mata siklon bervariasi mulai dari 10 hingga 100 km. Mata siklon ini dikelilingi dengan dinding mata, yaitu wilayah berbentuk cincin yang dapat mencapai ketebalan 16 km, yang merupakan wilayah dimana terdapat kecepatan angin tertinggi dan curah hujan terbesar.
Masa hidup suatu siklon tropis rata-rata berkisar antara 3 hingga 18 hari. Karena energi siklon tropis didapat dari lautan hangat, maka siklon tropis akan melemah atau punah ketika bergerak dan memasuki wilayah perairan yang dingin atau memasuki daratan.
Siklon tropis dikenal dengan berbagai istilah di muka bumi, yaitu "badai tropis" atau "typhoon" atau "topan" jika terbentuk di Samudra Pasifik Barat, "siklon" atau "cyclone" jika terbentuk di sekitar India atau Australia, dan "hurricane" jika terbentuk di Samudra Atlantik.
Kecepatan Angin Maksimum
Yang dimaksud dengan kecepatan angin maksimum adalah angin permukaan rata-rata 10 menit tertinggi yang terjadi di dalam wilayah sirkulasi siklon. Angin dengan kecepatan tertinggi ini biasanya terdapat di wilayah cincin di dekat pusat siklon, atau jika siklon ini memiliki mata, berada di dinding mata.
Ukuran Siklon Tropis
Ukuran siklon tropis menyatakan diameter wilayah yang mengalami gale force wind. Ukuran siklon tropis bervariasi. mulai dari 50 km (Cyclone Tracy, 1977) hingga 1100 km (Typhoon Tip, 1979).
Daerah pertumbuhan siklon tropis mencakup Atlantik Barat, Pasifik Timur, Pasifik Utara bagian barat, Samudera Hindia bagian utara dan selatan, Australia dan Pasifik Selatan. Sekitar 2/3 kejadian siklon tropis terjadi di belahan bumi bagian utara. Sekitar 65% siklon tropis terbentuk di daerah antara 10° - 20° dari ekuator, hanya sekitar 13% siklon tropis yang tumbuh diatas daerah lintang 20° , sedangkan di daerah lintang rendah (0° - 10°) siklon tropis jarang terbentuk.
Daerah Pertumbuhan
Daerah pertumbuhan siklon tropis dapat dibagi menjadi 7 (tujuh) wilayah. Ini mencakup wilayah lautan di seluruh dunia.
Tabel: Daerah pertumbuhan siklon tropis di seluruh dunia
Nomor    Nama Daerah Pertumbuhan    Luasan Wilayah
1    Atlantik Utara    Samudra Atlantik Utara, Laut Karibia dan Teluk Meksiko
2    Pasifik Timur Laut    Amerika Utara hingga 180° BT
3    Pasifik Barat Laut    Sebelah Barat 180° BT, termasuk Laut Cina Selatan
4    Hindia Utara    Teluk Benggala dan Laut Arab
5    Hindia Selatan    Samudra Hindia Selatan sebelah Barat 100° BT
6    Hindia Tenggara / Australia    Bumi Belahan Selatan 100 - 142° BT
7    Pasifik Barat Daya / Australia    Bumi Belahan Selatan sebelah Timur 142° BT


Proses Terbentuknya Siklon Tropis
Seperti namanya, siklon tropis tumbuh diperairan disekitar daerah tropis, terutama yang memiliki suhu muka laut yang hangat.
Jumlah siklon tropis yang tumbuh dibelahan bumi utara rata-rata 57.3 kejadian dalam satu tahun dan dibelahan bumi selatan rata-rata 26.3 siklon tropis dalam setahun (berdasarkan data tahun 1968 - 1989).
Siklon tropis dapat terbentuk dengan persyaratan berikut ini:
1.    Suhu permukaan laut sekurang-kurangnya 26.5 C hingga ke kedalaman 60 meter
2.    Kondisi atmosfer yang tidak stabil yang memungkinkan terbentuknya awan Cumulonimbus. Awan-awan ini, yang merupakan awan-awan guntur, dan merupakan penanda wilayah konvektif kuat, adalah penting dalam perkembangan siklon tropis.
3.    Atmosfer yang relatif lembab di ketinggian sekitar 5 km. Ketinggian ini merupakan atmosfer paras menengah, yang apabila dalam keadaan kering tidak dapat mendukung bagi perkembangan aktivitas badai guntur di dalam siklon.
4.    Berada pada jarak setidaknya sekitar 500 km dari katulistiwa. Meskipun memungkinkan, siklon jarang terbentuk di dekat ekuator.
5.    Gangguan atmosfer di dekat permukaan bumi berupa angin yang berpusar yang disertai dengan pumpunan angin.
6.    Perubahan kondisi angin terhadap ketinggian tidak terlalu besar. Perubahan kondisi angin yang besar akan mengacaukan proses perkembangan badai guntur.

Siklus Hidup Siklon Tropis
Siklon tropis mempunyai daur hidup mulai dari proses pembentukannya hingga saat kepunahannya. Siklus hidup siklon tropis dapat dibagi menjadi empat tahapan, yaitu :
1.    Tahap pembentukan
Ditandai dengan adanya gangguan atmoster. Jika dilihat dari citra satelit cuaca, gangguan ini ditandai dengan wilayah konvektif dengan awan-awan cumulonimbus. Pusat sirkulasi seringkali belum terbentuk, namun kadangkala sudah nampak pada ujung sabuk perawanan yang membentuk spiral.
2.    Tahap belum matang
Pada tahap ini wilayah konvektif kuat terbentuk lebih teratur membentuk sabuk perawanan melingkar (berbentuk spiral) atau membentuk wilayah yang bentuknya relatif bulat. Intensitasnya meningkat secara simultan ditandai dengan tekanan udara permukaan yang turun mencapai kurang dari 1000 mb serta kecepatan angin maksimum yang meningkat hingga mencapai gale force wind (kecepatan angin ≥ 34 knot atau 63 km/jam). Angin dengan kecepatan maksimum terkonsentrasi pada cincin yang mengelilingi pusat sirkulasi. Pusat sirkulasi terpantau jelas dan mulai tampak terbentuknya mata siklon.
3.    Tahap matang
Pada tahap matang, bentuk siklon tropis cenderung stabil. Tekanan udara minimum di pusatnya dan angin maksimum di sekelilingnya yang tidak banyak mengalami fluktuasi berarti. Sirkulasi siklonik dan wilayah dengan gale force wind meluas, citra satelit cuaca menunjukkan kondisi perawanan teratur dan lebih simetris. Pada siklon tropis yang lebih kuat dapat jelas terlihat adanya mata siklon. Fenomena ini ditandai dengan wilayah bersuhu paling hangat di tengah-tengah sistem perawanan dengan angin permukaan yang tenang dan dikelilingi oleh dinding perawanan konvektif tebal di sekelilingnya (dinding mata). Kecuali jika siklon tropis berada di wilayah yang sangat mendukung perkembangannya, tahap matang biasanya hanya bertahan selama kurang lebih 24 jam sebelum intensitasnya mulai melemah.
4.    Tahap pelemahan
Pada tahap punah, pusat siklon yang hangat mulai menghilang, tekanan udara meningkat dan wilayah dengan kecepatan angin maksimum meluas dan melebar menjauh dari pusat siklon. Tahap ini dapat terjadi dengan cepat jika siklon tropis melintas di wilayah yang tidak mendukung bagi pertumbuhannya, seperti misalnya memasuki wilayah perairan lintang tinggi dengan suhu muka laut yang dingin atau masuk ke daratan. Dari citra satelit dapat terlihat jelas bahwa wilayah konvektif siklon tropis tersebut berkurang, dan sabuk perawanan perlahan menghilang.
Waktu rata-rata yang dibutuhkan sebuah siklon tropis dari mulai tumbuh hingga punah adalah sekitar 7 (tujuh) hari, namun variasinya bisa mencapai 1 hingga 30 hari.

Perbedaan Antara Siklon, Tornado, Puting Beliung & Water Spout
Siklon, tornado, puting beliung dan water spout sama-sama merupakan pusaran atmosfer. Namun demikian, ukuran diameter tornado, puting beliung dan water spout sama-sama berkisar pada ratusan meter, sedangkan ukuran diameter siklon dapat mencapai ratusak kilometer. Tornado terjadi di atas daratan, sedangkan siklon tropis di atas lautan luas. Siklon tropis yang memasuki daratan akan melemah dan kemudian mati. Puting beliung merupakan sebutan lokal untuk tornado skala kecil yang terjadi di Indonesia, dan water spout merupakan tornado yang terjadi di atas perairan, (dapat berupa danau maupun laut).
Perbedaan siklon dan tornado dapat dilihat pada tabel berikut:
Kriteria    Siklon    Tornado
Daerah tumbuhnya    Di laut, umumnya di atas lintang 10 derajat utara maupun selatan    Di darat. Tornado yang terjadi di perairan disebut water spout
Arah gerak    Untuk siklon di bumi belahan selatan umumnya bergerak ke arah barat atau barat daya, sedangkan untuk siklon di bumi belahan utara umumnya bergerak ke arah barat atau barat laut.    Arah pergerakannya tergantung pada arah gerak badai guntur (thunderstorm) pembentuknya.
Ukuran diameter    ratusan meter.    Ratusan kilometer.
Lama hidupnya    1 - 30 hari, dengan rata-rata 3 - 8 hari.    3 menit hingga lebih dari satu jam.

Siklon Tropis, Badai Tropis, Hurricane & Typhoon
Badai tropis merupakan kata lain siklon tropis. Hurricane merupakan sebutan bagi siklon tropis di Samudra Pasifik Selatan, Samudra Pasifik Timur Laut dan Samudra Atlantik Utara yang mempunyai kecepatan angin maksimum lebih dari 64 knot (119 km/jam). Sedangkan typhoon atau topan adalah hurricane yang terjadi di Samudra Pasifik Barat Laut.

Musim Siklon di Sekitar Indonesia
Apakah Indonesia Dilalui oleh Siklon Tropis?
Menurut klimatologinya, wilayah Indonesia yang terletak di sekitar garis katulistiwa termasuk wilayah yang tidak dilalui oleh lintasan siklon tropis. Namun demikian banyak juga siklon tropis yang terjadi di sekitar wilayah Indonesia, dan memberikan dampak tidak langsung pada kondisi cuaca di Indonesia. Contohnya saja, siklon tropis Rosie (2008) yang terbentuk di sebelah barat Banten, siklon tropis Kirrily yang terbentuk di sekitar Kepulauan Aru, siklon tropis Inigo, yang pada saat masih berupa bibit siklon sempat melintasi Nusa Tenggara dan badai tropis Vamei (2001), yang diklaim sebagai badai tropis yang terbentuk paling dekat dengan katulistiwa yaitu di sekitar semenanjung Malaka, tepatnya pada koordinat 1.5° LU.

Dengan menggunakan data tahun 1964 hingga 2005 untuk kejadian siklon tropis di wilayah Samudra Hindia Tenggara dan tahun 1951 hingga 2006 untuk kejadian siklon tropis di wilayah Pasifik Barat Laut, telah dilakukan perhitungan untuk mendapatkan gambaran kejadian siklon tropis di wilayah dekat Indonesia terutama di wilayah antara 90° hingga 150° BT dan 30° LS hingga 30° LU.
Siklon Tropis di Sebelah Selatan Indonesia
Untuk siklon-siklon tropis di wilayah dekat Indonesia dengan histori data selama 42 tahun diketahui bahwa di sebelah Selatan siklon tropis terbanyak terjadi pada bulan Februari yaitu 23% kejadian dalam sebulan. Disusul kemudian dengan bulan Maret (22%), Januari (21%), Desember (14%) dan April (11%).
Namun demikian pada bulan Juni, Juli, Agustus dan September diketahui merupakan bulan-bulan yang selama 42 tahun hampir tidak terdapat kejadian siklon tropis sama sekali.

Siklon tropis di wilayah ini paling sering terjadi pada bulan Februari yaitu 122 kejadian selama 42 tahun, dengan rata-rata kejadian mencapai 2,9 kejadian per tahun. Pada bulan ini kejadian siklon tropis terbanyak dialami pada tahun 1968 dimana pada saat itu terjadi 7 (tujuh) kali kejadian siklon tropis. Namun demikian ada saatnya pula di bulan Februari tidak terdapat satupun kejadian siklon tropis seperti pada tahun 1967, 1990 dan 2002.
Bulan Desember yang merupakan bulan teraktif kedua, selama 42 tahun terdapat 76 kejadian siklon tropis dengan nilai rata-rata sebesar 1,8 kejadian per tahun. Kondisi ekstrim pernah dialami pada tahun 1973 dimana terdapat 6 kali kejadian siklon tropis dalam satu bulan.
Pada bulan Juni dan Agustus terjadi frekuensi terkecil dimana selama 42 tahun tidak pernah sekalipun terdapat adanya kejadian siklon tropis.

Siklon tropis di sebelah utara Indonesia
Dengan data histori yang lebih panjang (56 tahun), diketahui bahwa wilayah dekat Indonesia sebelah Utara siklon tropis terbanyak terjadi pada bulan Agustus dimana 20% siklon tropis terjadi pada bulan ini. Disusul kemudian dengan bulan September (18%), Juli dan Oktober (15%).
Di bulan Agustus, dengan rata-rata kejadian sebanyak 5,2 kali siklon tropis per tahun, kondisi ekstrim maksimum pernah terjadi pada tahun 1960 (13 kali kejadian siklon tropis dalam sebulan) dan kondisi ekstrim minimum terjadi di tahun 1980 (hanya terjadi 2 kali kejadian siklon tropis dalam sebulan). Dan sebaliknya dengan jumlah kejadian terkecil 13 kali dalam 56 tahun, bulan Februari mengalami kejadian ekstrim maksimum pada tahun 1967 dan 1976 dengan 2 kali kejadian siklon tropis dan pada 45 tahun lainnya tidak mengalami siklon tropis sama sekali.
Pada bulan Agustus yang merupakan bulan paling sibuk bagi pertumbuhan siklon tropis di wilayah ini, dari 323 kejadian terdapat 107 kejadian yang berkembang menjadi badai tropis dan 81 diantaranya berkembang lebih jauh menjadi hurricane. Di bulan Februari yang merupakan bulan dengan jumlah kejadian siklon tropis paling sedikit (13 kejadian), hanya terdapat satu siklon tropis yang berkembang menjadi hurricane.

Dampak Siklon Tropis
Karena ukurannya yang sangat besar serta angin kencang dan gumpalan awan yang dimilikinya, siklon tropis menimbulkan dampak yang sangat besar pada tempat-tempat yang dilaluinya. Dampak ini bisa berupa angin kencang, hujan deras berjam-jam, bahkan berhari-hari yang dapat mengakibatkan terjadinya banjir, gelombang tinggi, dan gelombang badai (storm surge).
Siklon tropis di laut dapat menyebabkan gelombang tinggi, hujan deras dan angin kencang, mengganggu pelayaran internasional dan berpotensi untuk menenggalamkan kapal. Siklon tropis dapat memutar air dan menimbulkan gelombang laut yang tinggi. Di daratan, angin kencang dapat merusak atau menghancurkan kendaraan, bangunan, jembatan dan benda-benda lain, mengubahnya menjadi puing-puing beterbangan yang mematikan. Gelombang badai (storm surge) atau peningkatan tinggi permukaan laut akibat siklon tropis merupakan dampak yang paling buruk yang mencapai daratan.
Menurut sejarah, 90% siklon tropis mematikan. Perputaran siklon tropis yang mencapai daratan dan vertical wind shear di sekelilingnya akan menghasilkan tornado. Tornado dapat juga dihasilkan sebagai akibat dari vortisitas di dinding mata siklon yang tetap bertahan hingga mencapai daratan.
Dampak Langsung
Yang dimaksud sebagai dampak langsung siklon tropis adalah dampak yang ditimbulkan oleh siklon tropis terdapat daerah-daerah yang dilaluinya. Ini dapat berupa gelombang tinggi, gelombang badai atau storm surge yang berupa naiknya tinggi muka laut seperti air pasang tinggi yang datang tiba-tiba, hujan deras serta angin kencang.
Contoh ketika suatu wilayah di Indonesia mengalami dampak langsung keberadaan siklon tropis adalah ketika terjadi peristiwa langka yaitu tumbuh siklon tropis Kirrily di atas Kepulauan Kai, Laut Banda, pada 27 April 2009. Kirrily menyebabkan hujan lebat dan storm surge di wilayah ini. Tercatat puluhan rumah rusak dan puluhan lainnya terendam, jalan raya rusak, dan gelombang tinggi terjadi dari 26 hingga 29 April. Curah hujan tercatat per 24 jam yang tercatat adalah di Tual adalah sebanyak 20mm, 92mm dan 193mm, masing-masing untuk tanggal 27, 28 dan 29 April 2009.

Dampak Tidak Langsung
Indonesia bukan merupakan daerah lintasan siklon tropis, namun demikia keberadaan siklon tropis di sekitar Indonesia, terutama yang terbentuk di sekitar Pasifik Barat Laut, Samudra Hindia Tenggara dan sekitar Australia akan mempengaruhi pembentukan pola cuaca di Indonesia. Perubahan pola cuaca oleh adanya siklon tropis inilah yang kemudian menjadikan siklon tropis memberikan dampak tidak langsung terhadap kondisi cuaca di wilayah Indonesia.
Dampak tidak langsung atas adanya siklon tropis dapat berupa berbagai hal, diantaranya yaitu:
1.    Daerah pumpunan angin.
Siklon tropis yang terbentuk di sekitar perairan sebelah utara maupun sebelah barat Australia seringkali mengakibatkan terbentuknya daerah pumpunan angin di sekitar Jawa atau Laut Jawa, NTB, NTT, Laut Banda, Laut Timor, hingga Laut Arafuru. Pumpunan angin inilah yang mengakibatkan terbentuknya lebih banyak awan-awan konvektif penyeab hujan lebat di daerah tersebut.
Dilihat dari citra satelit, daerah pumpunan angin terlihat sebagai daerah memanjang yang penuh dengan awan tebal yang terhubung dengan perawanan siklon tropis, sehingga terlihat seolah-olah siklon tropis tersebut mempunyai ekor. Itulah sebabnya daerah pumpunan angin ini seringkali disebut sebagai ekor siklon tropis.
Contoh kasus ketika Indonesia terkena ekor siklon tropis adalah pada saat terjadi siklon tropis George (2 Maret 2007) yang mengakibatkan adanya daerah pumpunan angin yang memanjang dari Jawa TImur hingga ke Nusa Tenggara Timur. Curah hujan yang tercatat pada saat itu di Ruteng, Waingapu, Rote, Kupang berturut-turut adalah sebanyak 172 mm, 52 mm, 78 mm, 73 mm.

Daerah pumpunan angin yang terbentuk oleh Siklon George (2007), membentuk ekor siklon yang menambah intensitas hujan di Jawa Timur hingga NTT.
2.    Daerah belokan angin
Adanya siklon tropis di perairan Samudra Hindia Tenggara kadangkala menyebabkan terbentuknya daerah belokan angin di sekitar Sumatra bagian Selatan atau Jawa bagian Barat. Daerah belokan angin ini juga dapat mengakibatkan terbentuknya lebih banyak awan-awan konvektif penyebab hujan lebat di daerah tersebut.
3.    Daerah defisit kelembaban
Bersamaan dengan adanya siklon tropis di perairan sebelah utara Sulawesi atau di Laut Cina Selatan seringkali teramati bersamaan dengan berkurangnya curah hujan di wilayah Sulawesi bagian utara atau Kalimantan. Meskipun belum ada penelitian lebih lanjut, namun ditengarai bahwa fenomena ini disebabkan karena siklon tropis tersebut menyerap persediaan udara lembab yang terdapat dalam radius tertentu di sekitarnya, termasuk yang terkandung di atmosfer di atas Kalimantan dan Sulawesi bagian utara sehingga di wilayah ini justru udaranya kering dan kondisi cuacanya cenderung cerah tak berawan.

Nama Siklon Tropis
Tiap siklon tropis memiliki nama masing-masing. Di Samudra Atlantik dan di sekitar Australia, siklon tropis diberi nama seperti nama manusia. Misalnya, ada siklon tropis Andrew yang pernah menyapu bersih pantai Florida pada tahun 1992, atau siklon tropis Tracy yang meratakan 80% pemukiman di Darwin pada tahun 1998. Di Samudra Pasifik Barat, nama siklon tropis bisa lebih bervariasi seperti misalnya siklon tropis Anggrek (nama bunga), Durian (nama buah), Nuri (burung parkit bermahkota biru), Halong (nama teluk di Vietnam), Mekhala (bidadari guntur), Bavi (nama deretan pegunungan di Vietnam bagian Utara), hingga Fengshen (dewa angin).


Pusat Peringatan Dini Siklon Tropis (TCWC)
Tujuan utama dari sebuah sistem peringatan dini siklon tropis adalah untuk meminimalkan korban jiwa dan harta benda serta masalah yang diakibatkan oleh siklon tropis dengan menyediakan peringatan dini yang akurat dan tepat waktu bagi komunitas yang terancam.
Dalam sistem peringatan dini siklon tropis ada 4 (empat) pihak yang memiliki peranan yang besar, yaitu :
1.    Lembaga meteorologi yang mengeluarkan peringatan dini
2.    Media (cetak maupun elektronik) yang menyebarluaskan peringatan dini
3.    Instansi yang menangani masalah bencana baik di tingkat pusat maupun daerah
4.    Masyarakat yang terancam oleh bencana alam tersebut
Skema alur informasi sistem peringatan dini siklon tropis dan proses umum penerbitan peringatan dini siklon tropis dapat dilihat pada gambar berikut :
Oleh karena siklon tropis sangat berbahaya, di seluruh dunia tersebar berbagai pusat peringatan dini siklon tropis (Tropical Cyclone Warning Centre) yang bertugas untuk memonitor setiap kejadian siklon tropis. Di setiap tempat, monitoring ini berjalan setiap hari selama 24 jam tanpa henti dengan menggunakan berbagai teknologi mulai dari satelit, radar, stasiun-stasiun pengamatan dengan ataupun tanpa awak. Tujuannya adalah untuk mengetahui tempat tumbuhnya siklon tropis, pergerakannya dan kekuatannya.
Selain itu, pusat-pusat peringatan dini ini juga bertugas untuk memberi informasi dan peringatan dini serta menyebarkan informasi tersebut ke wilayah-wilayah yang terkena dampaknya.
Di dalam kerangka internasional, Organisasi Meteorologi Dunia (WMO) melalui Tropical Cyclone Program (TCP) telah membuat suatu sistem peringatan dini siklon tropis, dimana pada tiap daerah pertumbuhan siklon tropis terdapat pusat-pusat peringatan dini siklon tropis.
Tropical Cyclone Program WMO (WMO/TCP) bertujuan untuk mendorong dan mengkoordinir perencanaan dan implementasi tindakan mitigasi bencana yang diakibatkan oleh siklon tropis di seluruh dunia. Karena tidak semua wilayah dipengaruhi oleh siklon tropis dan struktur regional tidak selalu bertepatan dengan basin siklon tropis, TCP mendirikan komite siklon tropis yang meluas hingga ke badan-badan regional. Komite ini juga meliputi beberapa samudra yang merupakan lokasi pertumbuhan siklon tropis. Petunjuk teknis dibuat untuk menjalankan program siklon tropis ini. Petunjuk teknis tersebut antara lain berisi informasi seperti: tugas stasiun, alamat-alamat, telepon dan nomor telekomunikasi lain, prosedur telekomunikasi, terminologi, definisi, prosedur, konvensi penamaan siklon tropis, unit konversi, koordinasi, persyaratan analisis, diseminasi dan observasi radar dan satelit, pengintaian pesawat terbang, dan susunan kalimat dalam warning. Melalui WMO/TCP telah dibuat suatu standarisasi prosedural yang patut dipertimbangkan dalam pelaksanaannya di badan-badan regional.
Pada dasarnya ada 2 (dua) jenis peringatan dini siklon tropis, yaitu peringatan dini untuk wilayah daratan dan perairan pantai, serta peringatan dini untuk laut lepas (kadang dikenal juga sebagai marine warning). Setiap negara anggota badan regional biasanya bertanggung jawab untuk membuat peringatan dini di wilayah daratan dan perairan pantai masing-masing. Sedangkan untuk peringatan dini laut lepas telah ditunjuk beberapa pusat peringatan dini siklon tropis (Tropical Cyclone Warning Centre, TCWC), dimana tiap TCWC telah memiliki daerah tanggung jawabnya masing-masing.

Nama    Wilayah Tanggung Jawab
WMO/Regional Association I (RA I) Tropical Cyclone Committee    Samudra Hindia Selatan
WMO/Regional Association IV (RA IV) Hurricane Committee    Samudra Atlantik Utara, Laut Karibia, Teluk Meksiko dan Pasifik Utara bagian Timur
WMO/Regional Association V (RA V) Tropical Cyclone Committee    Samudra Pasifik Selatan dan Samudra Hindia Tenggara
WMO/ESCAP Panel on Tropical Cyclones    Teluk Benggala dan Laut Arab
WMO/ESCAP Typhoon Committee    Jepang dan Asia Tenggara