KAJIAN METEOROLOGI SAAT PENYIMPANGAN HUJAN HARIAN DI AMBON PADA BULAN JULI 2014

Transkripsi

1 KAJIAN METEOROLOGI SAAT PENYIMPANGAN HUJAN HARIAN DI AMBON PADA BULAN JULI 2014 Ruth Christie M, Jakarta ruthchristiee@gmail.com Abstrak Daerah Maluku merupakan bagian dari kepulauan negara maritim Indonesia yang memiliki tipe iklim lokal yaitu pola iklim dengan puncak hujan terjadi pada bulan Juni- Juli untuk setiap tahunnya. Ada kalanya cuaca tidak mengikuti pola normalnya yang dikenal sebagai suatu bentuk penyimpangan cuaca atau anomali cuaca. Bulan Juli 2014 adalah salah satu contoh penyimpangan jumlah hujan rata-rata yang terjadi di Ambon dengan jumlah curah hujan dalam satu bulan sebesar 226 mm dan 14 hari hujan. Penelitian ini dilakukan untuk mengetahui kondisi atmosfer pada bulan Juli 2014 di P.Ambon dengan cara membandingkan kondisi atmosfer saat hujan dan tidak hujan dengan menggunakan parameter-parameter cuaca seperti nilai CAPE, suhu konvekif, kelembaban relatif, divergensi, vortisitas, gerak vertikal, dan angin. Hasil penelitian menunjukkan bahwa kondisi atmosfer di Ambon umumnya tidak berbeda baik saat hujan maupun tidak hujan kecuali parameter rh, nilai vortisitas dan kondisi angin per lapisan. Angin yang mempengaruhi kondisi atmosfer saat hujan adalah komponen angin dari tenggara sementara pada saat tidak hujan adalah komponen angin dari timur laut. Kata kunci : Curah hujan, parameter meteorologi, stabilitas. Abstract Maluku is part of the Indonesian archipelago maritime and has a local climate pattern with peak rainfall occur on June-July for each year. There are times when the weather does not follow the normal pattern, known as a form of deviation or weather anomalies. July 2014 is one of the examples of rainfall deviation that occurred in Ambon with the amount of rainfall in a single month amounted to 226 mm and 14 rainy days. This study was conducted to determine the atmospheric conditions in July 2014 in Ambon by comparing the atmospheric conditions of rain and no rain days by using meteorological parameters such as CAPE, convective temperature, relative humidity, divergence, vorticity, vertical motion, and wind. The results showed that the atmospheric conditions are generally not different either rainy or no rain days except in humidity, the value of vortices and wind conditions per layer. The wind that affect the atmospheric conditions in rainy days is the wind from the southeast component and the wind that affect the atmospheric conditions in no rain days is the wind from the northeast component. Keywords : Rainfall, meteorological parameter, stability 1. PENDAHULUAN Daerah Maluku merupakan bagian dari kepulauan negara maritim Indonesia terdiri dari berbagai pulau kecil yang masingmasing memiliki tipe iklim tersendiri. Pulau Ambon yangterletak pada posisi : LS dan BT memiliki tipe iklim lokal yaitu pola iklim yang berkebalikan dengan dengan pola monsun dengan puncak hujan terjadi pada bulan Juni- Juli untuk setiap tahunnya. Adakalanya cuaca tidak mengikuti pola normalnya yang dikenal sebagai suatu bentuk penyimpangan cuaca atau anomali cuaca. Bulan Juli 2014 adalah salah satu contoh penyimpangan jumlah hujan rata-rata yang terjadi di P.Ambon dengan jumlah curah hujan dalam satu bulan sebesar 226 mm dari nilai normal mm. Jika melihat kondisi curah hujan beberapa tahun sebelumnya, kejadian cuaca yang terjadi tahun ini mungkin bukan merupakan suatu 1

2 fenomena cuaca hebat yang dapat menimbulkan kerugian materil maupun korban jiwa seperti halnya hujan ekstrem yang menyebabkan banjir. Akan tetapi curah hujan yang terjadi pada Juli 2014 sangat jauh dibawah normal sehingga perlu dilakukan kajian untuk melihat kondisi atmosfer pada bulan tersebut. Analisis cuaca merupakan suatu proses untuk mencari perilaku keadaan atmosfer yang sudah terjadi, sehingga hasilnya dapat digunakan untuk membuat perkiraan-perkiraan pola atmosfer yang akan terjadi (Zakir dkk., 2010). Analisa cuaca harus dapat merepresentasikan data pengamatan dan harus mampu menginterpretasikan keadaan atmosfer. Salah satu alat ( tool) terbaik yang dapat menggambarkan variabel variable cuaca adalah diagram thermodinamika (Skew-T Log-P diagram) dan hodograph. Diagram ini digunakan untuk menggambarkan profil vertikal atmosfer dengan menggunakan data yang diperoleh dari pengamatan radiosonde, output model NWP, satellite sounders, dll. Walapun hanya dengan menggunakan data suhu, titik embun, kecepatan dan arah angin, parameter meteorologi lainnya yang tidak dilaporkan dalam pengamatan diatas seperti kelembaban, labilitas atmosfer, titik kondensasi, suhu konvektif, dapat diperoleh dengan menggunakan teknik-teknik tertentu. Dengan menggunakan diagram thermodinamika, nilai CAPE dan suhu konvektif dapat diketahui untuk menentukan apakah peristiwa konveksi terjadi atau tidak. CAPE merupakan ketersediaan energi potensial berupa internal energi yang dikandung gugus udara untuk melakukan gerak konveksi (Kelana, 2011). Sementara itu suhu konvektif merupakan suhu permukaan yang harus dicapai untuk dapat membentuk awan-awan konvektif (Chandrasekar, 2010). Pada umumnya, analisis suhu konvektif yang dilakukan pada pagi hari, dapat memprediksi kemungkinan terjadinya awan hujan pada siang hari. Seiring dengan berkembangnya analisis cuaca berbasis metode numerik, beberapa model dianggap mampu menggambarkan kondisi atmosfer yang sebenarnya, salah satunya adalah model ECMWF (European Centre for Medium- Range Weather Forecasts). Hasil keluaran model ini dapat digunakan untuk mencari nilai gerak vertikal, divergensi, dan vortisitas yang pada dasarnya sulit untuk di hitung secara manual. Gerak vertikal mempunyai skala yang sangat kecil sehingga tidak dapat diukur secara langsung. Terdapat dua metode yaitu metode adiabatik dan metode kinematik. Metode adiabatik menggunakan asumsi bahwa perubahaan keadaan udara adalah secara adiabatik sementara metode kinematik menggunakan prinsip-prinsip persamaan kontiunitas (Panofsky, 1946). Divergensi horizontal adalah tingkat presentasi perubahan sejumlah partikel fluida dalam dimensi horizontal terhadap waktu (Saucier, 1989) dan dapat dihitung melalui persamaan berikut: = + (1) Rotasi atau vortisitas dari suatu medan vektor merupakan curl dari kecepatan setiap titik dalam fluida (Holton,2004). Tidak seperti divergensi, vortisitas pada BBU dapat menggunakan kaidah tangan kanan. Keempat jari menunjukkan arah rotasi, sementara ibu jari menunjukkan arah gerak vertikal keatas. Sehingga pada BBU vortisitas bernilai positif (+) jika berotasi berlawanan jarum jam dan udara cenderung naik ; bernilai negatif ( ) jika berotasi searah jarum jam dan udara cenderung turun. Berkebalikan dengan BBS, vortisitas bernilai + jika berotasi searah jarum jam dan udara cenderung naik ; vortisitas bernilai jika berotasi berlawanan jarum jam dan udara cenderung turun. Penelitian ini diharapakan dapat mengetahui kondisi atmosfer pada bulan Juli 2014 di P.Ambon dengan membandingkan kondisi atmosfer saat hujan dan tidak hujan sekaligus menjelaskan faktor dominan yang berpengaruh terhadap pembentukan hujan di Ambon. 2. DATA DAN METODE Data yang digunakan dalam penelitian ini adalah data radiosonde tanggal tanggal 5, 6, 7, 9, 10 Juli untuk merepresentasikan kondisi hujan dan 11, 12, 13, 15, 16 Juli untuk merepresentasikan kondisi saat tidak hujan 2

3 yang diperoleh dari Stamet Pattimura Ambon. Data radiosonde ini kemudian di olah dengan dengan menggunakan diagram thermodinamika ( Aerological diagram) dan hodogrpah untuk mencari nilai CAPE, suhu konvektif. Adapun persamaan yang digunakan untuk mencari nilai CAPE adalah: ECMWF berupa data gerak vertikal (ω), divergensi dan vortisitas. Berikut adalah diagram alir penelitian = Tv parsel Tv lingkungan Tv lingkungan (2) Dengan EL adalah equilibrium level (lapisan kesetimbangan), LFC adalah lapisan bebas konveksi, dan Tv adalah suhu virtual. Akan tetapi dalam penelitian ini temperatur virtual diganti oleh temperatur biasa. Suhu konvektif dapat diperoleh dari titik CCL yang ditarik kebawah sejajar garis dry adiabats hingga ke lapisan permukaan. Nilai suhu pada titik perpotongan ini disebut suhu konvektif. Sementara untuk mencari nilai komponen angin digunakan persamaan: u = ff cos (270 0 ddd) (3) v = ff sin (270 0 ddd) (4) Dimana u adalah angin zonal, v adalah angin meridional, ff adalah kecepatan angin sebenarnya, ddd adalah arah angin sebenarnya. Dengan mencari arah dan kecepatan angin dominan, dapat diketahui sumber masa udara yang membentuk cuaca di Ambon. Nilai kelembaban dan angin dominan pada lapisan penting serta mencari putaran angin thermal dominan pada lapisan 1000 hingga kaki. Setelah itu analisis dilakukan dengan menginterpretasi hasil keluaran model Gambar 1. Diagram alir 3. HASIL DAN PEMBAHASAN Suhu konvektif umumnya tercapai baik pada saat hari-hari hujan maupun pada harihari tidak hujan (Tabel 1). Tabel 1. Nilai Suhu Konvektif Tanggal Suhu Konvektif ( 0 C) Suhu Maksimum ( 0 C) Keterangan Hujan 5 Juli 29,6 28,6 Tidak tercapai 6 Juli 26,7 27,0 Tercapai 7 Juli 25,5 26,8 Tercapai 9 Juli 26,8 28,6 Tercapai 10 Juli 26,3 27,8 Tercapai Tidak Hujan 11 Juli 25,8 29,0 Tercapai 12 Juli 26,2 28,4 Tercapai 13 Juli 26,0 29,1 Tercapai 15 Juli 25,7 28,8 Tercapai 16 Juli 29,0 28,8 Tidak tercapai 3

4 Pada analisis indeks CAPE, pada harihari hujan umumnya konveksi yang terjadi adalah konveksi lemah dengan rata-rata nilai CAPE dibawah 1000 J/kg. Kondisi ini sama dengan hari-hari tidak hujan. Bahkan pada saat terjadi hujan ekstrem yaitu pada tanggal 7 Juli 2014, CAPE pada jam UTC hanya sebesar 856, 5 J/kg lebih kecil dari tanggal 9 Juli sebesar 1510,7 J/kg. Besar kemungkinan nilai CAPE terbesar pada tanggal 7 Juli adalah pada jam 12 UTC karena hujan lebat lebih terkonsenterasi pada malam hari. Pada tanggal 11 dan 16 Juli 2014 masing-masing CAPE bernilai 1012,5 J/kg dan 1210,9 J/kg yang mengindikasikan konveksi sedang akan tetapi tidak hujan. Jadi, nilai indeks stabilitas seperti CAPE belum tentu dapat merepresentasikan apakah pada saat itu akan terjadi hujan lebat atau tidak. Tabel 2. Nilai CAPE Hujan Tidak Hujan Tanggal CAPE (J/kg) Keterangan Tanggal CAPE (J/kg) Keterangan 5 Juli 253,6 Konveksi lemah 11 Juli 1012,5 Konveksi sedang 6 Juli 781,8 Konveksi lemah 12 Juli 179,4 Konveksi lemah 7 Juli 856,5 Konveksi lemah 13 Juli 591,2 Konveksi lemah 9 Juli 1520,7 Konveksi sedang 15 Juli 619,9 Konveksi lemah 10 Juli 680,2 Konveksi lemah 16 Juli 1210,9 Konveksi sedang Tabel 3 menunjukkan kondisi rh per lapisan pada hari-hari hujan.pada lapisan permukaan hingga lapisan 850 mb rh di wilayah Ambon umumnya berkisar antara %. Pada lapisan 700 hingga 600 mb, rh berkisar antara % kecuali pada tanggal 7 Juli (hujan ekstrem) rh mencapai 96%. Pada lapisan 500mb rh umunya diatas 60 % kecuali pada tanggal 5 dan 10 Juli rh dibawah 60%. Pada lapisan 400 mb rh berkisar anatara 1-40 % kecuali pada tanggal 7 Juli (hujan ekstrem) rh mencapai 74%. Pada lapisan 300 mb rh berkisar antara %. Tabel 3. Kelembaban relatif pada hari hujan Tekanan (mb) Rata-rata Permukaan 78 % 86 % 92 % 93 % 95 % 89% % 79 % 81 % 77 % 84 % 78 % % 85 % 95 % 91 % 94 % 88 % % 99 % 96 % 86 % 97 % 94 % % 46 % 95 % 74 % 75 % 65 % % 52 % 96 % 77 % 81 % 70 % % 94 % 91 % 64 % 54 % 63 % % 11 % 74 % 40 % 28 % 31 % % 44 % 17 % 36 % 43 % 33 % % Jika di rata-rata kan pada hari-hari hujan, rh umumnya bernilai diatas 60 % pada lapisan permukaan hingga lapisan 500 mb. Pada tanggal 7 Juli pada saat terjadi hujan ekstrim, rh diatas 90 % pada lapisan permukaan hingga lapisan 500 mb.bahkan rh masih ada hingga pada lapisan 250 mb.rh tertinggi terdapat pada lapisan 850 mb yaitu diatas 90%.Nilai rh yang tinggi mengindikasikan banyak uap air yang terdapat pada lapisan tersebut. Jika di rata-rata kan pada hari-hari hujan, rh umumnya bernilai diatas 60 % pada lapisan permukaan hingga lapisan 500 mb. Pada tanggal 7 Juli pada saat terjadi hujan ekstrim, rh diatas 90 % pada lapisan permukaan hingga lapisan 500 mb. Bahkan rh masih ada hingga pada lapisan 250 mb.rh tertinggi terdapat pada lapisan 850 mb yaitu diatas 90%. Nilai rh yang tinggi mengindikasikan banyak uap air yang terdapat pada lapisan tersebut. Pada saat tidak ada 4

5 hujan, kondisi rh di wilayah Ambon adalah seperti tabel berikut. Tabel 4. Kelembaban relatif saat tidak hujan Tekanan (mb) Rata-rata Permukaan 92% 90% 92% 90% 95% 92 % % 80% 91% 83% 82% 85% % 96% 85% 94% 87% 89% % 97% 37% 99% 82% 79% % 54% 52% 88% 89% 70% % 74% 63% 69% 89% 76% % 52% 56% 39% 44% 52% % 65% 81% 1% 21% 41% % 21% 9% 11% 18% 21% 250 Tabel 4 menunjukkan kondisi rh per lapisan pada hari-hari tidak ada hujan. Pada lapisan permukaan hingga lapisan 925 mb rh di wilayah Ambon umumnya berkisar antara %.Pada lapisan 850 mb rh bernilai diatas 80% kecuali pada tanggal 13 rh bernilai 37%.Pada lapisan 700 hingga 600 mb, rh berkisar antara % kecuali pada tanggal 7 Juli (hujan ekstrem) rh mencapai 96%. Pada lapisan 500mb rh umunya diatas 50 % hingga 71 %.Pada lapisan 400 mb hingga 300 mb rh berkisar anatara 9-44 %. Jika di rata-rata kan pada hari-hari tidak hujan, rh umumnya bernilai diatas 70 % pada lapisan permukaan hingga lapisan 600 mb. Pada lapisan Pada lapisan 500 mb hingga 300 mb rh bernilai %. Analisis angin thermal menunjukkan proses adveksi yang terjadi pada lapisan atas, dimana jika angin thermal berputar searah jarum jam (siklonik) maka terjadi adveksi dingin dan sebaliknya jika angin thermal berputar berlawanan arah jarum jam maka adanya adveksi panas (anti siklonik). Tabel 5. Putaran angin thermal Hujan Tidak Hujan Tanggal Putaran Tanggal Putaran 5 Juli Siklonik 11 Juli Anti Siklonik 6 Juli Anti Siklonik 12 Juli Siklonik 7 Juli Anti Siklonik 13 Juli Siklonik 9 Juli Siklonik 15 Juli Siklonik 10 Juli Siklonik 16 Juli Siklonik Hasil analisa (Tabel 5) menunjukkan bahwa baik pada hari-hari hujan maupun tidak hujan, putaran angin thermal dominan adalah searah jarum jam (siklonik) yang berarti adanya adveksi dingin. Oleh karena itu analisis angin thermal belum dapat merepresentasikan kondisi hujan maupun tidak hujan karena pada umumnya profilnya sama. Hasil interpretasi model ECMWF menunjukkan pola yang hampir sama untuk setiap kondisi baik hujan maupun tidak hujan. Nilai gerak vertikal seperti yang di tunjukkan oleh Gambar 2, menunjukkan nilai yang negatif (konvergensi) pada lapisan mb dan menunjukkan nilai positif (divergensi) pada lapisan mb saat kejadian hujan lebat tanggal 7 Juli. 5

6 Gerak Vertikal 5-10 Juli2014 (Pa/s) Gerak Vertikal Juli2014 (Pa/s) Gambar 2. Gerak Vertikal 5-16 Juli 2014 Nilai divergensi menunjukkan pola yang serupa (Gambar 3). Tidak terdapat pola yang cukup berbeda antara kondisi hujan dan tidak hujan atau dapat dikatakan nilai divergensi hampir sama. Pada saat hujan,, divergensi di Ambon umumnya bernilai negatif yang berarti terjadi konvergensi, dengan nilai -1 x x 10-5 s -1. Nilai divergensi terkecil (konvergensi terbesar) terjadi pada tanggal 7 Juli yaitu sebesar 2,4 x 10-5 s -1. Pada saat tidak hujan, umumnya bernilai positif yang berarti terjadi divergensi dengan nilai 0 2 x 10-5 s -1. Gambar 3. Divergensi 5-16 Juli 2014 Gambar 4 menunjukkan nilai vortisitas pada tanggal 5-16 Juli Pada saat hujan, nilai vortisitas umumnya bernilai negatif yaitu -1 x 10-5 (-7) x 10-5 s -1 dimulai dari lapisan 1000 hingga 800 mb dan (-2) x 10-5 s -1-0 pada lapisan 400 mb. Pada lapisan 700 mb hingga 500 mb vortisitas umumnya bernilai positif yaitu ( 2) x x 10-5 s -1. Gambar 4. Vortisitas 5-16 Juli

7 Nilai vortisitas umumnya bernilai negatif dimulai dari lapisan 1000 hingga 600 mb dan lapisan 400 mb pada saat tidak hujan. Vortisitas yang bernilai negatif menunjukkan gerakkan siklonik yaitu berotasi searah jarum jam dan menyebabkan udara naik. Vortisitas bernilai positif pada lapisan 300 hingga 125 mb. Secara umum, saat hari-hari tidak hujan nilai konvergensi sangat kuat pada lapisan permukaan hingga lapisan 600 mb sementara pada saat hari hujan umumnya konvergensi bernilai kuat hanya pada lapisan permukaan hingga 950 mb. Menurut teori, nilai vortisitas yang negatif menyebabkan udara naik dan dapat di hubungkan dengan pembentukan awan.seharusnya pada saat hujan, nilai vortisitas diharapkan bernilai negatif dari lapisan paling bawah hingga lapisan atas. Akan tetapi dalam kajian ini yang terjadi malah sebaliknya. Nilai vortisitas yang bernilai negatif justru lebih banyak terjadi pada saat tidak ada hujan. Lapisan 1000 mb Lapisan 925 mb Lapisan 850 mb Lapisan 500 mb Lapisan 250 mb Gambar 5. Distribusi arah dan kecepatan angin saat hujan Gambar 5 menunjukkan disitribusi arah dan kecepatan angin dominan pada lapisan-lapisan penting. Analisis angin per lapisan menunjukkan bahwa pada saat harihari hujan, angin dominan bertiup dari arah timur hingga tenggara dari lapisan permukaan hingga lapisan 250 mb. Pada lapisan 1000 mb, arah angin bervariasi yaitu dari arah timur laut hingga tenggara. Arah angin dominan adalah dari arah tenggara dengan prosentase sebesar 31 % dan kecepatan angin dominan diatas 22 knot. Pada lapisan 925mb, arah angin bervariasi umumnya dari arah timur laut hingga tenggara.arah angin dominan adalah dari arah tenggara yaitu dengan prosentase 50 %. Pada lapisan 850mb arah angin bervariasi yaitu dari arah timur hingga tenggara. Arah angin dominan adalah dari arah timur dengan prosentase sebesar 50 % dan kecepatan angin dominan diatas 22 knot.pada lapisan 500 mb, arah angin bervariasi yaitu dari arah timur laut hingga tenggara. Arah angin dominan adalah dari arah timur dengan prosentase sebesar 50 % dan kecepatan angin dominan diatas 22 knot. Pada lapisan 200 mb, arah angin dominan dari arah timur yaitu sebesar > 90 %. Lapisan 1000 mb Lapisan 925 mb Lapisan 850 mb Lapisan 500 mb Lapisan 250 mb Gambar 6. Distribusi arah dan kecepatan angin saat tidak hujan Sementara pada hari-hari tidak hujan seperti yang diperlihatkan pada Gambar 6, Pada lapisan 1000 mb, arah angin bervariasi yaitu dari arah timur laut hingga tenggara. Arah angin dominan adalah dari arah timur laut dengan prosentase sebesar 70 % dan kecepatan angin dominan 1 4 knot. Pada lapisan 925 mb, arah angin bervariasi yaitu dari arah timur hingga tenggara. Arah angin dominan adalah dari arah timur dengan prosentase sebesar 80 7

8 % dan kecepatan angin dominan diatas 22 knot. Pada lapisan 850 mb arah angin bervariasi yaitu dari arah timur hingga selatan. Arah angin dominan adalah dari arah tenggara yaitu sebesar 80 % dan kecepatan angin dominan adalah diatas 22 knot. Pada lapisan 500 mb, arah angin sangat bervariasi. Arah angin dominan adalah dari arah timur yaitu sebesar 40 % dan kecepatan dominan adalah knot. Pada lapisan 200 mb, arah angin dari arah timur laut hingga timur dengan prosentase 50 %. Kecepatan angin dominan adalah diatas 22 knot. 4.KESIMPULAN Berdasarkan analisis dan pembahasan yang telah dilakukan, maka disimpulkan bahwa kondisi atmosfer pada umumnya sama kecuali parameter rh, nilai vortisitas dan kondisi angin per lapisan. Angin yang mempengaruhi kondisi atmosfer saat hujan di wilayah Ambon adalah komponen angin dari tenggara sementara pada saat tidak hujan adalah komponen angin dari timur laut. Saran yang ingin diberikan dalam penulisan ini adalah : a) Data yang digunakan masih sangat terbatas sehingga kedepannya bisa di tingkatkan lagi kuantitas data yang dijadikan objek penelitian sehingga hasil yang diberikan dapat menjadi lebih baik, misalnya menambahkan data jam UTC. b) Menambahkan parameter lainnya yang dapat mempengaruhi kondisi atmosfer di wilayah Ambon misalnya kondisi suhu muka laut dan transfer kelembaban. c) Hasil yang didapatkan belum sepenuhnya merepresentasikan kondisi atmosfer pada bulan Juli Untuk kedepannya diharapkan penambahan metode yaitu dengan membandingkan kondisi atmosfer saat bulan Juli 2014 yang memiliki curah hujan dibawah normal dengan bulan Juli pada tahun yang lain dengan kondisi curah hujan normal. DAFTAR PUSTAKA Blanchard, D.O. 1998, Assessing the Vertical Distribution of Convective Available Potential Energy, Jurnal American Meteorological Society, Vol. 13 No.3 (September 1998), halaman Chandrasekar, A. 2010, Basic of Atmospheric Science, PHI Learning Private Limited, New Delhi. Holton, J.R. 2004, An Introduction To Dynamic Meteorology, International Geophysic, Vol th ed, Academic Press, Boston. Kelana, E. 2011, Modul Fisika Atmosfer, Akademi Meteorologi dan Geofisika, Tangerang Selatan. Pahlawan, R.Y, 2014, Kajian Pola Komponen Angin Serta Kaitannya Dengan Hujan Di Stasiun Meteorologi Hasanuddin Makassar, Skripsi, Program Studi Klimatologi, STMKG, Tangerang Selatan. Panofsky, H.A., 1946, Methods of Computing Vertical Motion in The Atmosphere, Jurnal American Meteorological Society, Vol.3 No.2 (Juni 1946), halaman Saucier, W.J., 1989, Principles of Meteorology Analysis, Dover Publications, Amerika. Zakir, A., Sulistya, W., dan Khotimah, M.K., 2010, Perspektif Operasional Cuaca Tropis, Pusat Penelitian dan Pengembangan BMKG, Jakarta. 8