WELCOME TO THE BLOG SERBA SERBI.

Kamis, 29 Desember 2011

Hujan

Corong hujan di bawah badai petir.
Hujan adalah sebuah presipitasi berwujud cairan, berbeda dengan presipitasi non-cair seperti salju, batu es dan slit. Hujan memerlukan keberadaan lapisan atmosfer tebal agar dapat menemui suhu di atas titik leleh es di dekat dan di atas permukaan Bumi. Di Bumi, hujan adalah proses kondensasi uap air di atmosfer menjadi butir air yang cukup berat untuk jatuh dan biasanya tiba di daratan. Dua proses yang mungkin terjadi bersamaan dapat mendorong udara semakin jenuh menjelang hujan, yaitu pendinginan udara atau penambahan uap air ke udara. Virga adalah presipitasi yang jatuh ke Bumi namun menguap sebelum mencapai daratan; inilah satu cara penjenuhan udara. Presipitasi terbentuk melalui tabrakan antara butir air atau kristal es dengan awan. Butir hujan memilik ukuran yang beragam mulai dari pepat, mirip panekuk (butir besar), hingga bola kecil (butir kecil).

Kelembapan yang bergerak di sepanjang zona perbedaan suhu dan kelembapan tiga dimensi yang disebut front cuaca adalah metode utama dalam pembuatan hujan. Jika pada saat itu ada kelembapan dan gerakan ke atas yang cukup, hujan akan jatuh dari awan konvektif (awan dengan gerakan kuat ke atas) seperti kumulonimbus (badai petir) yang dapat terkumpul menjadi ikatan hujan sempit. Di kawasan pegunungan, hujan deras bisa terjadi jika aliran atas lembah meningkat di sisi atas angin permukaan pada ketinggian yang memaksa udara lembap mengembun dan jatuh sebagai hujan di sepanjang sisi pegunungan. Di sisi bawah angin pegunungan, iklim gurun dapat terjadi karena udara kering yang diakibatkan aliran bawah lembah yang mengakibatkan pemanasan dan pengeringan massa udara. Pergerakan truf monsun, atau zona konvergensi intertropis, membawa musim hujan ke iklim sabana. Hujan adalah sumber utama air tawar di sebagian besar daerah di dunia, menyediakan kondisi cocok untuk keragaman ekosistem, juga air untuk pembangkit listrik hidroelektrik dan irigasi ladang. Curah hujan dihitung menggunakan pengukur hujan. Jumlah curah hujan dihitung secara aktif oleh radar cuaca dan secara pasif oleh satelit cuaca.

Dampak pulau panas perkotaan mendorong peningkatan curah hujan dalam jumlah dan intensitasnya di bawah angin perkotaan. Pemanasan global juga mengakibatkan perubahan pola hujan di seluruh dunia, termasuk suasana hujan di timur Amerika Utara dan suasana kering di wilayah tropis. Hujan adalah komponen utama dalam siklus air dan penyedia utama air tawar di planet ini. Curah hujan rata-rata tahunan global adalah 990 millimetre (39 in). Sistem pengelompokan iklim seperti sistem pengelompokan iklim Köppen menggunakan curah hujan rata-rata tahunan untuk membantu membedakan kawasan-kawasan iklim. Antarktika adalah benua terkering di Bumi. Di daerah lain, hujan juga pernah turun dengan kandungan metana, besi, neon, dan asam sulfur.


1. Pembentukan

1.1. Udara lembap

Udara berisikan uap air dan sejumlah air dalam massa udara kering, disebut Rasio Pencampuran, diukur dalam satuan gram air per kilogram udara kering (g/kg).[1][2] Jumlah kelembapan di udara juga disebut sebagai kelembapan relatif; yaitu persentase total udara uap air yang dapat bertahan pada suhu udara tertentu.[3] Jumlah uap air yang dapat ditahan udara sebelum melembap (100% kelembapan relatif) dan membentuk awan (sekumpulan air kecil dan tampak dan partikel es yang tertahan di atas permukaan Bumi)[4] bergantung pada suhunya. Udara yang lebih panas memiliki lebih banyak uap air daripada udara dingin sebelum melembap. Karena itu, satu-satunya cara untuk melembapkan udara adalah dengan mendinginkannya. Titik embun adalah suhu yang dicapai dalam pendinginan udara untuk melembapkan udara tersebut.[5]

Ada empat mekanisme utama dalam pendinginan udara hingga titik embunnya: pendinginan adiabatik, pendinginan konduktif, pendinginan radiasional, dan pendinginan evaporatif. Pendinginan adiabatik terjadi ketika udara naik dan menyebar.[6] Udara dapat naik karena konveksi, gerakan atmosfer berskala besar, atau perintang fisik seperti pegunungan (pengangkatan orografis). Pendinginan konduktif terjadi ketika udara bertemu permukaan yang lebih dingin,[7] biasanya tertiup dari satu permukaan ke permukaan lain, misalnya dari permukaan air ke daratan yang lebih dingin. Pendinginan radiasional terjadi karena emisi radiasi inframerah yang muncul akibat udara ataupun permukaan di bawahnya.[8] Pendinginan evaporatif terjdai ketika kelembapan masuk dalam udara melalui penguapan, sehingga memaksa suhu udara mendingin hingga suhu bulb basah, atau mencapai titik kelembapan.[9]

Cara utama uap air dapat bergabung dengan udara adalah ketika angin berkonvergensi ke wilayah gerakan ke atas,[10] presipitasi atau virga yang jatuh dari atas,[11] pemanasan siang hari yang menguapkan air dari permukaan laut, badan air atau tanah basah,[12] transpirasi tumbuhan,[13] udara dingin atau kering yang bergerak di perairan panascool or dry air moving over warmer water,[14] dan udara yang naik di pegunungan.[15] Uap air biasanya mulai mengembun di nuklei kondensasi seperti debu, es, dan garam untuk membentuk awan. Bagian-bagian tinggi front cuaca (tiga dimensi)[16] memaksa wilayah luas melakukan gerakan ke atas di atmosfer Bumi sehingga membentuk dek awan seperti altostratus atau sirostratus.[17] Stratus adalah dek awan stabil yang terbentuk ketika udara dingin dan stabil terperangkap di bawah massa udara panas. Awan ini juga dapat terbentuk akibat pengangkatan kabut adveksi ketika kondisi berangin.[18]

1.2. Koalesensi

Bentuk butir hujan menurut ukurannya
Koalesensi terjadi ketika butir air bergabung membentuk butir air yang lebih besar, atau ketika butir air membeku menjadi kristal es yang dikenal sebagai proses Bergeron. Resistensi udara mengakibatkan butiran air mengambang di awan. Ketika turbulensi udara terjadi, butiran air bertabrakan dan menghasilkan butiran yang lebih besar. Butiran air besar ini turun dan koalesensi terus berlanjut, sehingga butiran menjadi cukup berat untuk melawan resistensi udara dan jatuh sebagai hujan. Koalesensi umumnya sering terjadi di awan atas titik beku dan dikenal sebagai proses hujan hangat.[19] Di awan bawah titik beku, kristal es mulai jatuh ketika memiliki massa yang cukup. Umumnya, kristal membutuhkan massa yang lebih besar daripada koalesensi yang terjadi antara kristal dan butiran air sekitarnya. Proses ini bergantung kepada suhu, karena butiran air superdingin hanya ada di awan bawah titik beku. Selain itu, karena perbedaan suhu yang besar antara awan dan permukaan, kristal-kristal es ini bisa mencair ketika jatuh dan menjadi hujan.[20]

Butiran hujan memiliki beragam ukuran mulai dari diameter rata-rata 01 millimetre (0.039 in) hingga 9 millimetre (0.35 in), di atas itu butiran akan terpisah-pisah. Butiran kecil disebut butiran awan dan berbentuk bola. Butiran hujan besar semakin pepat di bawah seperti roti hamburger, butiran terbesar berbentuk mirip parasut.[21] Berbeda dengan kepercayaan masyarakat, bentuk butir hujan yang asli justru tidak mirip air mata.[22] Butiran hujan terbesar di Bumi tercatat di Brasil dan Kepulauan Marshall pada tahun 2004—beberapa di antaranya sebesar 10 millimetre (0.39 in). Ukuran besar ini disebabkan oleh pengembunan partikel asap besar atau tabrakan antara sekelompok kecil butiran dengan air tawar yang banyak.[23]

Intensitas dan durasi hujan biasanya berkaitan terbalik yang berarti badai intensitas tinggi memiliki durasi pendek dan badai intensitas rendah memiliki durasi panjang.[24][25] Butir hujan pada hujan es cair cenderung lebih besar daripada butiran hujan lain.[26] Butir hujan jatuh pada kecepatan terminalnya, lebih besar untuk butiran besar karena massanya yang lebih besar terhadap rasio tarikan. Di permukaan laut tanpa angin, gerimis 05 millimetre (0.20 in) jatuh dengan kecepatan 2 metre per detik (4.5 mph), sementara butiran besar 5 millimetre (0.20 in) jatuh pada kecepatan 9 metre per detik (20 mph).[27] Suara butir hujan menabrak air disebabkan oleh gelembung air berosilasi di bawah air.[28][29] Kode METAR untuk hujan adalah RA, sementara kode untuk hujan deras adalah SHRA.[30]

2. Sebab

2.1. Aktivitas frontal

Hujan stratiform (perintang hujan besar dengan intensitas yang relatif sama) dan dinamis (hujan konvektif yang alaminya deras dengan perubahan intensitas besar dalam jarak pendek) terjadi sebagai akibat dari naiknya udara secara perlahan dalam sistem sinoptis (satuan cm/detik), seperti di sekitar daerah front dingin dan dekat front panas permukaan. Kenaikan sejenis juga terjadi di sekitar siklon tropis di luar dinding mata, dan di pola hujan sekitar siklon lintang tengah.[31] Berbagai jenis cuaca dapat ditemukan di sepanjang front tutupan dengan kemungkinan terjadinya badai petir, namun biasanya jalur mereka dikaitkan dengan penguapan massa air. Front tutupan biasanya terbentuk di sekitar daerah bertekanan rendah.[17] Hal yang memisahkan curah hujan dari presipitasi lainnya, seperti butir es dan salju, adalah adanya lapisan tebal udara yang tinggi dengan suhu di atas titik cair es, yang mencairkan hujan beku sebelum mencapai tanah. Jika ada lapisan dangkal dekat permmukaan yang suhunya di bawah titik beku, hujan beku (hujan yang membeku setelah bersentuhan dengan permukaan di lingkungan sub-beku) akan terjadi.[32] Hujan es semakin jarang terjadi ketika titik beku di atas atmosfer melebihi ketinggian 11.000 kaki (3,400 m) di atas permukaan laut.[33]

 

2.2. Konveksi

Hujan konvektif
Hujan konvektif, atau hujan deras, berasal dari awan konvektif seperti kumulonimbus atau kumulus kongestus. Hujan ini jatuh deras dengan intensitas yang cepat berubah. Hujan konvektif jatuh di suatu daerah dalam waktu yang relatif singkat, karena awan konvektif memiliki bentangan horizontal terbatas. Sebagian besar hujan di daerah tropis bersifat konvektif; namun, selain hujan konvektif, hujan stratiform juga diduga terjadi.[31][34] Graupel dan hujan es menandakan konveksi.[35] Di lintang tengah, hujan konvektif berselang-seling dan sering dikaitkan dengan batasan baroklinis seperti front dingin, garis squall, dan front panas.[36]

2.3. Efek orografis

Hujan orografis
Hujan orografis terjadi di sisi atas angin pegunungan dan disebabkan oleh gerakan udara lembap berskala besar ke atas melintasi pegunungan, mengakibatkan pendinginan dan kondensasi adiabatik. Di daerah berpegunungan dunia yang mengalami angin relatif tetap (misalnya angin dagang), iklim yang lebih lembap biasanya lebih menonjol di sisi atas angin gunung daripada sisi bawah angin gunung. Kelembapan tidak ada karena pengangkatan orografis, meninggalkan udara yang lebih kering (lihat angin katabatik) di sisi bawah angin yang menurun dan menghangatkan serta menjadi tempat pengamatan bayangan hujan.[15]

Di Hawaii, Gunung Wai'ale'ale, di pulau Kauai, terkenal karena curah hujannya yang ekstrem dan memiliki curah hujan rata-rata tahunan tertinggi kedua di dunia, 460 inci (12,000 mm).[37] Sistem badai Kona membasahi negara bagian ini dengan hujan deras antara Oktober dan April.[38] Iklim setempat bervariasi di masing-masing pulau karena topografinya, terbagi menjadi kawasan atas angin (Koʻolau) dan bawah angin (Kona) berdasarkan lokasi relatif terhadap pegunungan tinggi. Sisi atas angin memaparkan wilayah timur terhadap angin dagang timur laut dan menerima lebih banyak hujan; sisi bawah angin lebih kering dan cerah, dengan sedikit hujan dan cakupan awan.[39]

Di Amerika Selatan, untaian pegunungan Andes menghalangi kelembapan Pasifik yang datang ke benua ini, mengakibatkan iklim gurun di bawah angin melintasi Argentina Barat.[40] Pegunungan Sierra Nevada menciptakan efek yang sama di Amerika Utara denngan membentuk Great Basin dan Gurun Mojave.[41][42]

2.4. Wilayah tropis

Penyebaran hujan bulanan di Cairns memperlihatkan batas musim hujan di daerah tersebut
Lihat pula: Monsun dan Siklon tropis
Musim hujan adalah masa dalam suatu tahun yang terjadi selama satu atau beberapa bulan ketika sebagian besar hujan rata-rata tahunan suatu daerah jatuh di tempat tersebut.[43] Istilah musim hijau juga kadang digunakan sebagai eufemisme oleh pihak pariwisata.[44] Wilayah dengan musim hujan tersebar di beberapa kawasan tropis dan subtropis.[45] Iklim dan wilayah sabana dengan cuaca monsun memiliki musim panas hujan dan musim dingin kemarau. Hutan hujan tropis teknisnya tidak memiliki musim kemarau atau hujan, karena hujan tersebar merata sepanjang tahu.[46] Sejumlah daerah dengan musim hujan akan mengalami jeda dalam pertengahan musim hujan ketika zona konvergensi intertropis atau truf monsun bergerak ke kutub dari lokasinya selama pertengahan musim panas.[24] Ketika musim hujan terjadi selama musim panas, hujan lebih sering turun selama akhir sore dan awal malam. Musim hujan adalah masa ketika kualitas udara[47] dan air segar membaik,[48][49] dan tanaman tumbuh subur.

Siklon tropis, sumber curah hujan sangat deras, terdiri dari massa udara besar beberapa ratus mil dengan tekanan rendah di pusatnya dan angin bertiup ke pusat searah jarum jam (belahan Bumi selatan) atau berlawanan arah jarum jam (belahan Bumi utara).[50] Meski siklon dapat mengakibatkan kematian dan kerusakan properti yang besar, inilah faktor penting dalam penguasaan hujan atas suatu daerah, karena siklon dapat membawa hujan yang sangat dibutuhkan di wilayah kering.[51] Wilayah di sepanjang jalurnya dapat menerima jatah hujan setahun penuh melalui satu kali peristiwa siklon tropis.[52]

2.5. Pengaruh manusia

Citra Atlanta, Georgia memperlihatkan penyebaran suhu, warna biru berarti suhu dingin, merah hangat, dan putih panas.
Lihat pula: Pemanasan global dan Pulau panas perkotaan
Zat partikulat yang dihasilkan oleh gas buang mobil dan sumber-sumber polusi lain membentuk nuklei kondensasi awan, yang mendorong pembentukan awan dan meningkatnya kemungkinan hujan. Akibat polusi lalu lintas penglaju dan komersial menumpuk sepanjang minggu, kemungkinan hujan meningkat: hujan memuncak pada Sabtu setelah lima hari penumpukan polusi. Di daerah padat penduduk dekat pesisir, seperti Pesisir Timur Amerika Serikat, dampaknya bisa dramatis: ada kemungkinan hujan 22% lebih tinggi pada hari Sabtu daripada Senin.[53] Dampak pulau panas perkotaan memanaskan kota sebesar 06 °C (10.8 °F) hingga 56 °C (100.8 °F) di atas kawasan pinggiran kota dan pedesaan sekitarnya. Panas tambahan ini mendorong gerakan yang lebih besar ke atas dan menyebabkan aktivitas hujan deras dan badai petir tambahan. Tingkat curah hujan di bawah angin kota meningkat antara 48% dan 116%. Sebagai akibat pemanasan ini, curah hujan bulanan 28% lebih besar antara 20 mil (32 km) hingga 40 mil (64 km) di bawah angin kota, jika dibandingkan dengan atas angin.[54] Sejumlah kota mengakibatkan curah hujan total meningkat sebesar 51%.[55]
Anomali suhu permukaan rata-rata pada periode 1999 hingga 2008 dibandingkan dengan suhu rata-rata dari 1940 hingga 1980

Suhu yang meningkat cenderung meningkatkan penguapan yang dapat mendorong lebih banyak hujan. Jumlah peristiwa hujan meningkat di daratan sebelah utara 30°N sejak 1900 hingga 2005, namun mulai menurun di kawasan tropis sejak 1970-an. Di seluruh dunia, tidak ada kecenderungan presipitasi keseluruhan secara statistik dalam satu abad terakhir, meski kecenderungan hujan bervariasi menurut daerah dan waktunya. Wilayah timur Amerika Utara dan Selatan, Eropa Utara, dan Asia Tengah semakin basah, Sahel, Mediterania, Afrika bagian Selatan, dan beberapa bagian Asia Selatan semakin kering. Terjadi peningkatan jumlah peristiwa hujan deras di berbagai daerah dalam satu abad terakhir, termasuk peningkatan sejak 1970-an akibat banyaknya kekeringan—khususnya di wilayah tropis dan subtropis. Perubahan curah hujan dan penguapan di samudra diakibatkan oleh berkurangnya salinitas di perairan lintang tengah dan tinggi (berarti lebih banyak hujan) dan meningkatnya salinitas di lintang rendah (berarti sedikit hujan dan/atau banyak penguapan). Di daratan Amerika Serikat, total curah hujan tahunan meningkat dengan tingkat rata-rata 6,1 persen per abad sejak 1900, dengan peningkatan tertinggi terjadi di wilayah iklim Tengah Utara Timur (11,6 persen per abad) dan Selatan (11,1 persen). Hawaii adalah satu-satunya wilayah yang mengalami penurunan (-9,25 persen).[56]

Upaya mempengaruhi cuaca yang paling sukses adalah penyemaian awan yang melibatkan teknik peningkatan presipitasi musim dingin di atas pegunungan dan mengurangi hujan es.[57]

3. Karakteristik

3.1. Pola

Ikatan badai petir terlihat di tampilan radar cuaca
Ikatan hujan adalah wilayah awan dan presipitasi yang panjang. Gelombang hujan dapat bersifat stratiform atau konvektif,[58] dan terbentuk akibat perbedaan suhu. Jika dilihat melalui pencitraan radar cuaca, perpanjangan presipitasi ini disebut sebagai struktur terikat.[59] Ikatan hujan mendahului front tutupan panas dan front panas dikaitkan dengan gerakan lemah ke atas,[60] dan cenderung lebar serta bersifat stratiform.[61]

Ikatan hujan yang muncul dekat dan mendahului front dingin bisa jadi merupakan garis squall yang mampu menghasilkan tornado.[62] Ikatan hujan yang dikaitkan dengan front dingin dapat dibelokkan oleh pegunungan lurus terhadap orientasi front karena pembentukan jet penghalang tingkat rendah.[63] Ikatan badai petir dapat terbentuk bersama angin laut dan angin darat jika kelembapan yang diperlukan untuk membentuknya ada pada saat itu. Jika ikatan hujan angin laut cukup aktif mendahului front dingin, mereka mampu menutupi lokasi front dingin tersebut.[64]

Ketika siklon menutupi langit, sebuah truf udara panas tinggi (trough of warm air aloft), atau "trowal", akan terjadi akibat angin selatan yang kuat di perbatasan timurnya berputar-putar tinggi mengitari kawasan timur lautnya, dan mengarah ke periferi (juga disebut sabuk pengangkut panas) barat lautor, memaksa truf permukaan berlanjut ke sektor dingin lengkungan yang sama menuju front tutupan. Trowal menciptakan bagian dari siklon tutupan yang disebut sebagai kepala koma, karena bentuk awan pertengahan troposfer seperti koma yang menyertai fenomena ini. Ini juga bisa menjadi fokus atas presipitasi lokal yang deras, dengan kemungkinan badai petir jika atmosfer di sepanjang trowal cukup stabil untuk menciptakan konveksi.[65] Pengikatan di dalam pola presipitasi kepala koma suatu siklon ekstratropis dapat menandakan hujan deras.[66] Di balik siklon ekstratropis pada musim gugur dan dingin, ikatan hujan dapat terbentuk di bawah angin permukaan air panas seperti Danau-Danau Besar. Di bawah angin kepulauan, ikatan hujan deras dan badai petir dapat terbentuk karena konvergensi angin tingkat rendah di bawah angin batas pulau. Di lepas pantai California, hal ini terjadi ketika adanya peningkatan front dingin.[67]

Ikatan hujan dengan siklon tropis memiliki orientasi melengkung. Siklon tropis berisikan hujan deras dan badai petir yang, bersama dinding mata dan mata, membentuk hurikan atau badai tropis. Batas ikatan hujan di sekitar siklon tropis dapat membantu menentukan intensitas siklon tersebut.[68]

3.2. Keasaman

Siklus hujan asam
Lihat pula: Hujan asam
pH hujan selalu bervariasi yang umumnya dikarenakan daerah asal hujan tersebut. Di pesisir timur Amerika, hujan yang berasal dari Samudra Atlantik biasanya memiliki pH 5,0-5,6; hujan yang berasal dari seberang benua (barat) memiliki pH 3,8-4,8; dan badai petir lokal memiliki pH serendah 2,0.[69] Hujan menjadi asam karena keberadaan dua asam kuat, yaitu asam belerang (H2SO4) dan asam nitrat (HNO3). Asam belerang berasal dari sumber-sumber alami seperti gunung berapi dan lahan basah (bakteri penghisap sulfat); dan sumber-sumber antropogenik seperti pembakaran bahan bakar fosil dan pertambangan yang mengandung H2S. Asam nitrat dihasilkan oleh sumber-sumber alami seperti petir, bakteri tanah, dan kebakaran alami; selain itu juga sumber-sumber antropogenik seperti pembakaran bahan bakar fosil dan pembangkit listrik. Dalam 20 tahun terakhir, konsentrasi asam nitrat dan asam belerang dalam air hujan telah berkurang yang dikarenakan adanya peningkatan amonium (terutama amonia dari produksi ternak) yang berperan sebagai penahan hujan asam dan meningkatkan pH-nya.[70]

3.3. Pengelompokan iklim Köppen

Peta iklim Köppen-Geiger terbaru[71]

██ Af ██ Am ██ Aw
██ BWh ██ BWk ██ BSh ██ BSk
██ Csa ██ Csb
██ Cwa ██ Cwb
██ Cfa ██ Cfb ██ Cfc
██ Dsa ██ Dsb ██ Dsc ██ Dsd

██ Dwa ██ Dwb ██ Dwc ██ Dwd
██ Dfa ██ Dfb ██ Dfc ██ Dfd
██ ET ██ EF


Klasifikasi Köppen bergantung pada nilai suhu dan presipitasi rata-rata bulanan. Bentuk klasifikasi Köppen yang umum digunakan memiliki lima jenis utama mulai dari A hingga E. Jenis utama tersebut adalah A, tropis; B, kering; C, sejuk lintang menengah; D, dingin lintang menengah; dan E, kutub. Lima klasifikasi utama ini dapat dibagi lagi menjadi klasifikasi sekunder seperti hutan hujan, monsun, sabana tropis, subtropis lembap, daratan lembap, iklim lautan, iklim mediterania, stepa, iklim subarktik, tundra, daratan es kutub, dan gurun.

Hutan hujan ditandai dengan curah hujan tinggi yang minimum normal tahunnya antara 1.750 millimetre (69 in) dan 2.000 millimetre (79 in).[72] Sebuah sabana tropis adalah bioma daratan rumput yang terletak di kawasan iklim semi-gersang hingga semi-lembap di lintang subtropis dan tropis dengan curah hujan antara 750 millimetre (30 in) dan 1.270 millimetre (50 in) per tahun. Sabana tropis tersebar di Afrika, India, wilayah utara Amerika Selatan, Malaysia, dan Australia.[73] Zona iklim subtropis lembap adalah daerah yang hujan musim dinginnya dikaitkan dengan badai besar yang diarahkan angin westerlies dari barat ke timur. Kebanyakan hujan musim panas terjadi selama badai petir dan siklon tropis.[74] Iklim subtropis lembap terletak di daratan sebelah timur, antara lintang 20° dan 40° derajat dari khatulistiwa.[75]

Iklim lautan (atau oseanik/maritim) dapat dijumpai di sepanjang pesisir barat di lintang tengah seluruh benua di dunia, berbatasan dengan lautan dingin dan wilayah tenggara Australia, dan memiliki presipitasi besar sepanjang tahun.[76] Iklim mediterania membentuk iklim benua di Cekungan Mediterania, sebagian wilayah barat Amerika Utara, sebagian Australia Barat dan Selatan, wilayah barat daya Afrika Selatan dan sebagian wilayah tengah Chili. Iklim ini ditandai oleh musim panas yang panas dan kering dan musim dingin yang dingin dan basah.[77] Stepa adalah daratan rumput kering.[78] Iklim subarktik bersifat dingin dengan permafrost abadi dan presipitasi kecil.[79]

4. Pengukuran

4.1. Alat ukur

Pengukur hujan standar
Lihat pula: Pengukur hujan, Disdrometer, dan Pengukur salju

Cara standar untuk mengukur curah hujan atau curah salju adalah menggunakan pengukur hujan standar, dengan variasi plastik 100-mm (4-in) dan logam 200-mm (8-in).[80] Tabung dalam diisi dengan 25 mm (0.98 in) hujan, limpahannya mengalir ke tabung luar. Pengukur plastik memiliki tanda di tabung dalam hingga resolusi 025 mm (0.98 in), sementara pengukur logam membutuhkan batang yang dirancang dengan tanda 025 mm (0.98 in). Setelah tabung dalam penuh, isinya dibuang dan diisi dengan air hujan yang tersisa di tabung luar sampai tabung luar kosong, sehingga menjumlahkan total keseluruhan sampai tabung luar kosong.[81] Jenis pengukuran lain adalah pengukur hujan sepatu yang populer (pengukur termurah dan paling rentan), ember miring, dan beban.[82] Untuk mengukur curah hujan dengan cara yang murah, kaleng silindris dengan sisi tegak dapat dipakai sebagai pengukur hujan jika dibiarkan berada di tempat terbuka, namun akurasinya bergantung pada penggaris yang digunakan untuk mengukur hujan. Semua pengukur hujan tadi dapat dibuat sendiri dengan pengetahuan yang memadai.[83]

Ketika penghitungan curah hujan dilakukan, berbagai jaringan muncul di seluruh Amerika Serikat dan tempat lain ketika penghitungan curah hujan dapat dikirimkan melalui Internet, seperti CoCoRAHS atau GLOBE.[84][85] Jika jariingan Internet tidak tersedia di daerah tempat tinggal, stasiun cuaca terdekat atau kantor meteorologi akan melakukan penghitungan.[86]

Satu milimeter curah hujan sama dengan satu liter air per meter persegi. Ini menyederhanakan penghitungan kebutuhan air untuk pertanian.[87]

4.2. Sensor jarak jauh

Akumulasi curah hujan 24 jam di radar Val d'Irène, Kanada Timur. Zona tanpa data di timur dan barat daya disebabkan adanya sorotan sinar dari pegunungan. (Sumber: Environment Canada)

Salah satu kegunaan utama radar cuaca adalah mampu menilai jumlah curah hujan yang jatuh di cekungan besar untuk keperluan hidrologis.[88] Misalnya, pengendalian banjir sungai, pengelolaan selokan bawah tanah, dan pembangunan bendungan adalah semua bidang yang memerlukan data akumulasi curah hujan. Perhitungan curah hujan radar melengkapi data stasiun darat yang dapat digunakan untuk kalibrasi. Untuk menghasilkan akumulasi radar, tingkat hujan di satu titik dihitung menggunakan nilai data reflektivitas pada satu titik jaringan. Persamaan radar kemudian dipakai, yaitu
Z = ARb,
Z berarti reflektivitas radar, R berarti tingkat curah hujan, dan A dan b adalah konstanta.[89] Perhitungan curah hujan satelit memakai instrumen gelombang mikro pasif di atas orbit kutub serta satelit cuaca geostasioner untuk mengukur tingkat curah hujan secara tidak langsung.[90] Untuk menghasilkan akumulasi curah hujan pada satu periode waktu tertentu, semua akumulasi dari masing-masing kotak jaringan di dalam gambar pada waktu itu harus dijumlahkan.

4.3. Intensitas

  • Gerimis — ketika tingkat presipitasinya < 25 millimetre (0.98 in) per jam
  • Hujan sedang — ketika tingkat presipitasinya antara 25 millimetre (0.98 in) - 76 millimetre (3.0 in) atau 10 millimetre (0.39 in) per jam[91][92]
  • Hujan deras — ketika tingkat presipitasinya > 76 millimetre (3.0 in) per jam,[91] atau antara 10 millimetre (0.39 in) dan 50 millimetre (2.0 in) per jam[92]
  • Hujan badai — ketika tingkat presipitasinya > 50 millimetre (2.0 in) per jam[92]

 

4.4. Periode kembali

Kemungkinan suatu peristiwa dengan intensitas dan durasi tertentu disebut frekuensi atau periode kembali.[93] Intensitas badai dapat diperkirakan untuk periode kembali dan durasi badai apapun dengan melihat grafik yang didasarkan pada data historis lokasi hujan.[94] Istilah badai 1 dalam 10 tahun menjelaskan peristiwa hujan yang jarang dan hanya mungkin terjadi sekali setiap 10 tahun, sehingga hujan ini memiliki kemungkinan 10 persen setiap tahun. Hujan akan lebih deras dan banjir akan lebih buruk daripada badai terburuk yang terjadi dalam satu tahun. Istilah badai 1 dalam 100 tahun menjelaskan peristiwa hujan yang sangat jarang dan akan terjadi dengan kemungkinan sekali dalam satu abad, sehingga hujan ini memiliki kemungkinan 1 persen setiap tahun. Hujan akan menjadi ekstrem dan banjir lebih parah daripada peristiwa 1 dalam 10 tahun tersebut. Seperti semua peristiwa kemungkinan, "badai 1 dalam 100 tahun" bisa saja terjadi berkali-kali dalam satu tahun saja.[95]
Lihat pula: Banjir 100 tahun

5. Prakiraan hujan

Contoh prakiraan hujan lima hari dari Hydrometeorological Prediction Center
Prakiraan Presipitasi Kuantitatif (disingkat PPK; QPF dalam bahasa Inggris) adalah perkiraan jumlah presipitasi cair yang terkumpul dalam periode tertentu di suatu daerah.[96] PPK akan diperinci ketika jenis presipitasi terukurkan yang mencapai batas minimal merupakan prakiraan untuk setiap am selama periode sah PPK. Prakiraan presipitasi cenderung dibatasi oleh jam sinoptis seperti 0000, 0600, 1200 dan 1800 GMT. Relief daratan juga termasuk dalam PPK melalui pemakaian topografi atau berdasarkan pola presipitasi iklim dari hasil observasi dengan rincian jelas.[97] Dimulai pada pertengahan hingga akhir 1990-an, PPK digunakan dalam model prakiraan hidrologi untuk mensimulasikan dampak terhadap sungai di seluruh Amerika Serikat.[98] Model prakiraan memperlihatkan sensitivitas tertentu terhadap tingkat kelembapan di lapisan pelindung planet, atau di tingkat terendah atmosfer yang menurun seiring ketinggiannya.[99] PPK dapat dibuat dengan dasar prakiraan jumlah kuantitatif atau kemungkinan prakiraan jumlah kualitatif.[100] Teknik prakiraan citra radar memperlihatkan kemampuan yang lebih tinggi daripada prakiraan model dalam 6 hingga 7 jam waktu citra radar. Prakiraan dapat diverifikasi melalui pemakaian pengukur hujan, prakiraan radar cuaca, atau keduanya. Berbagai skor kemampuan dapat ditentukan untuk mengukur nilai prakiraan curah hujan.[101]

 

6. Dampak

6.1. Pertanian



Presipitasi, khususnya hujan, memiliki dampak dramatis terhadap pertanian. Semua tumbuhan memerlukan air untuk hidup, sehingga hujan (cara mengairi paling efektif) sangat penting bagi pertanian. Pola hujan biasa bersifat vital untuk kesehatan tumbuhan, terlalu banyak atau terlalu sedikit hujan dapat membahayakan, bahkan merusak panen. Kekeringan dapat mematikan panen dan menambah erosi,[102] sementara terlalu basah dapat mendorong pertumbuhan jamur berbahaya.[103] Tumbuhan memerlukan beragam jumlah air hujan untuk hidup. Misalnya, kaktus tertentu memerlukan sedikit air,[104] sementara tanaman tropis memerlukan ratusan inci hujan per tahun untuk hidup.

Di daerah musim hujan dan kemarau, nutrien tanah tersapu dan erosi meningkat selama musim hujan.[24] Hewan memiliki strategi adaptasi dan bertahan hidup di wilayah basah. Musim kemarau sebelumnya mengakibatkan kelangkaan makanan menjelang musim hujan, karena tanaman panen harus tumbuh terlebih dahulu.[105] Negara-negara berkembang mencatat bahwa penduduknya memiliki fluktuasi berat badan musiman karena kelangkaan makanan sebelum panen pertama yang terjadi pada akhir musim hujan.[106] Hujan dapat ditampung menggunakan tangki air hujan; diolah agar dapat dikonsumsi, non-konsumsi dalam ruang atau irigasi.[107] Hujan berlebihan dalam waktu singkat dapat menyebabkan banjir bandang.[108]

 

6.2. Budaya

Tanggapan budaya terhadap hujan berbeda-beda di seluruh dunia. Di daerah beriklim sedang, masyarakat, terutama pria, cenderung kesal ketika cuaca tidak stabil atau berawan.[109] Hujan juga dapat membawa kebahagiaan dan dianggap menenangkan serta memiliki estetika yang dinikmati masyarakat. Di daerah kering seperti India,[110] atau ketika terjadi kekeringan di daerah lain,[111] hujan memperbaiki suasana hati masyarakat. Di Botswana, kata 'hujan' dalam bahasa Setswana, "pula", digunakan sebagai nama mata uang nasional karena pentingnya hujan terhadap ekonomi negara gurun ini.[112] Beberapa budaya mengembangkan cara menghadapi hujan dengan berbagai alat lindung seperti payung dan jas hujan, serta alat pengalihan seperti talang air dan drainase badai yang mengalirkan air hujan ke selokan.[113] Banyak orang mencium adanya bau yang menenangkan selama dan sesaat setelah hujan. Sumber bau ini adalah petrikor, minyak yang dihasilkan tumbuh-tumbuhan, kemudian diserap bebatuan dan tanah dan dilepaskan ke udara selama hujan berlangsung.[114]

7. Klimatologi global

Air sebanyak 505.000 kubik kilometer (121,000 cu mi) jatuh sebagai hujan setiap tahunnya di seluruh dunia, 398.000 kubik kilometer (95,000 cu mi) jatuh ke lautan.[115] Jika dibandingkan dengan luas permukaan Bumi, curah hujan rata-rata tahunan secara global mencapai 990 millimetre (39 in). Padang pasir ditetapkan sebagai wilayah dengan curah hujan rata-rata tahunan kurang dari 250 millimetre (10 in) per tahun,[116][117] atau sebagai wilayah ketika air lebih banyak yang menguap akibat evapotranspirasi daripada yang jatuh sebagai presipitasi.[118]

7.1. Gurun

Gurun-gurun terbesar

Setengah benua Afrika di bagian utara didominasi gurun pasir atau wilayah gersang, termasuk Gurun Sahara. Di Asia, wilayah yang curah hujan minimum tahunannya besar, sebagian besar terdiri dari gurun pasir mulai dari Gurun Gobi di barat-baratdaya Mongolia melintasi barat Pakistan (Balochistan) dan Iran hingga Gurun Arab di Saudi Arabia. Sebagian besar Australia semi-gersang atau terdiri dari gurun pasir,[119] sehingga menjadikannya benua berpenghuni terkering di dunia. Di Amerika Selatan, untaian pegunungan Andes menahan kelembapan Samudra Pasifik yang tiba di benua ini, sehingga memunculkan iklim mirip gurun di wilayah barat Argentina.[40] Wilayah kering di Amerika Serikat adalah wilayah tempat gurun Sonora menyapu Desert Southwest, Great Basin, dan Wyoming bagian tengah.[120]

7.2. Wilayah basah

Wilayah khatulistiwa dekat Zona Konvergensi Intertropis (ITCZ), atau truf monsun, adalah wilayah terbasah di dunia. Setiap tahun, sabuk hujan di wilayah tropis bergerak ke utara pada bulan Agustus, kemudian bergerak kembali ke selatan menuju Belahan Bumi Selatan pada bulan Februari dan Maret.[121] Di Asia, hujan tersebar di seluruh wilayah selatan benua ini dari kawasan timur dan timur laut India hingga Filipina dan Cina selatan sampai Jepang karena monsun mengadveksikan kelembapan dari Samudera Hindia ke wilayah ini.[122] Truf monsun dapat memanjang ke utara hingga garis paralel ke-40 di Asia Timur pada bulan Agustus sebelum bergerak ke selatan. Pergerakannya ke kutub ini didorong oleh monsun musim panas yang ditandai dengan munculnya tekanan udara rendah (tekanan rendah panas) di kawasan terpanas Asia.[123][124] Sirkulasi monsun sejenis, namun lebih lemah, terjadi di Amerika Utara dan Australia.[125][126] Pada musim panas, monsun Barat Laut bersama kelembapan Teluk California dan Teluk Meksiko bergerak mengitari pegunungan subtropis di Samudera Atlantik, mengangkut badai petir sore dan malam di wilayah selatan Amerika Serikat dan Dataran Besar.[127] Daratan Amerika Serikat di sebelah timur meridian ke-98, pegunungan Barat Laut Pasifik, dan Sierra Nevada adalah wilayah terbasah di negara ini, dengan curah hujan rata-rata melebihi 30 inci (760 mm) per tahun.[120] Siklon tropis mendorong terjadinya hujan di seluruh wilayah selatan Amerika Serikat,[128] serta Puerto Riko, Kepulauan Virgin Amerika Serikat,[129] Kepulauan Mariana Utara,[130] Guam, dan Samoa Amerika.

7.3. Dampak Westerlies


Hujan rata-rata jangka panjang menurut bulan
Lihat pula: Westerlies

Westerly bergerak dari garis depan sejuk Atlantik Utara ke daerah lembap di Eropa Barat, terutama Britania Raya, yang pesisir baratnya menerima curah hujan antara 1.000 mm (39 in) di permukaan laut dan 2.500 mm (98 in) di pegunungan setiap tahunnya. Bergen, Norwegia adalah salah satu kota hujan terkenal di Eropa dengan curah hujan rata-rata tahunan mencapai 2.250 mm (89 in). Selama musim gugur, dingin, dan semi, sistem badai Pasifik mengangkut sebagian besar hujan untuk Hawaii dan Amerika Serikat bagian barat.[127] Di puncak pegunungan, arus jet membawa hujan maksimum musim panas ke Danau-Danau Besar. Kawasan badai petir besar bernama kompleks konvektif skala meso bergerak ke Dataran Besar, Barat Tengah, dan Danau-Danau Besar selama musim panas, sehingga menyumbang 10% hujan tahunan di wilayah ini.[131]

Osilasi Selatan-El Niño mempengaruhi persebaran hujan dengan mengacaukan pola hujan di seluruh Amerika Serikat bagian Barat,[132] Barat Tengah,[133][134] Tenggara,[135] dan wilayah tropis. Ada pula bukti bahwa pemanasan global mendorong peningkatan hujan di Amerika Utara bagian timur, sementara kekeringan semakin sering terjadi di wilayah tropis dan subtropis.

7.4. Daerah terlembap

Cherrapunji, terletak di lereng selatan Himlaya Timur di Shillong, India adalah salah satu kawasan terlembap atau terbasah di Bumi, dengan curah hujan rata-rata tahunan mencapai 11.430 mm (450 in). Curah hujan tertinggi yang tercatat dalam satu tahun adalah 22.987 mm (905.0 in) pada 1861. Rata-rata 38 tahun di Mawsynram, Meghalaya, India adalah 11.873 mm (467.4 in).[136] Daerah terlembap di Australia adalah Mount Bellenden Ker di timur laut negara ini yang memiliki curah hujan rata-rata 8.000 millimetre (310 in) per tahun. Pada 2000, curah hujan di daerah ini mencetak rekor tertinggi yaitu 12.200 mm (480.3 in).[137] Mount Waialeale di pulau Kaua'i di Kepulauan Hawaii memiliki curah hujan rata-rata lebih dari 11.680 millimetre (460 in) dalam 32 tahun terakhir, dengan rekor 17.340 millimetre (683 in) tahun 1982. Puncaknya dianggap sebagai salah satu daerah terbasah di Bumi. Daerah ini telah dipromosikan dalam literatur wisata selama beberapa tahun sebagai tempat terbasah di Bumi.[138] Lloró, sebuah kota di Chocó, Kolombia, dianggap seabgai daerah dengan curah hujan terukur terbesar di dunia, rata-rata mencapai 13.300 mm (520 in) per tahun.[139] Departemen Chocó sangat lembap. Tutunendo, sebuah kota di departemen ini merupakan salah satu tempat yang diperkirakan terlembap di Bumi, rata-rata tahunannya mencapai 11.394 mm (448.6 in); pada tahun 1974, kota ini memiliki curah hujan 26.303 mm (3.6 in), curah hujan tahunan terbesar yang pernah diukur di Kolombia. Tidak seperti Cherrapunji yang hujan antara April dan September, Tutunendo mengalami hujan tersebar merata sepanjang tahun.[140] Quibdó, ibu kota Chocó, mengalami hujan paling banyak di Bumi di antara kota-kota lebih dari 100.000 jiwa, yaitu 9.000 millimetre (350 in) per tahun.[139] Badai di Chocó dapat menghasilkan curah hujan 500 mm (20 in) dalam satu hari. Jumlah ini lebih banyak daripada curah hujan di berbagai kota di dunia dalam satu tahun.

Benua  Rata-rata tertinggi (inci/mm)  Daerah  Ketinggian (kaki/m)   Thn Penctt
 Amerika Selatan   5.236 in/132,994 mm   Lloró, Kolombia[a][b]   520 kaki/158 m[c]   29 
 Asia   4.674 in/118,720 mm   Mawsynram, India[a][d]   4.597 kaki/1,401 m   39 
 Oseania   4.600 in/116,840 mm   Mount Waiʻaleʻale, Kauai, Hawaii (AS)[a]   5.148 kaki/1,569 m   30 
 Afrika   4.050 in/102,870 mm   Debundscha, Kamerun   30 kaki/9.1 m   32 
 Amerika Selatan   3.540 in/89,916 mm   Quibdo, Kolombia   120 kaki/36.6 m   16 
 Australia   3.400 in/86,360 mm   Mount Bellenden Ker, Queensland   5.102 kaki/1,555 m   9 
 Amerika Utara   2.560 in/65,024 mm   Henderson Lake, British Columbia   12 kaki/3.66 m   14 
 Eropa   1.830 in/46,482 mm   Crkvice, Montenegro   3.337 kaki/1,017 m   22 
Sumber (tanpa konversi): Global Measured Extremes of Temperature and Precipitation, National Climatic Data Center. August 9, 2004.[141]

Benua Daerah Curah hujan tertinggi  Ref
Curah hujan rata-rata tahunan tertinggi  Asia  Mawsynram, India  4.674 in/118,720 mm  [142]
Tertinggi dalam satu tahun  Asia  Cherrapunji, India  1,042 in/26 mm  [143]
Tertinggi dalam satu bulan  Asia  Cherrapunji, India  366 in/9,296 mm [143]
Tertinggi dalam 24 jam  Samudra Hindia  Fac Fac, Pulau La Reunion  73 in/1,854 mm [144]
Tertinggi dalam 12 jam  Samudra Hindia  Belouve, Pulau La Reunion  53 in/1,346 mm [143]
Tertinggi dalam satu menit  Amerika Utara  Guadeloupe, Kepulauan Karibia  15 in/381 mm [144]


8. Terkait

  • Johad
  • Tarian hujan
  • Sensor hujan
  • Pelangi
  • Hujan hewan
  • Debu hujan
  • Hujan merah di Kerala
  • Luapan selokan bawah tanah
  • Curah hujan sedimen
  • Sumber air
  • Cuaca

9. Catatan

  • Nilai yang diberikan adalah yang tertinggi di benua ini dan bisa jadi di dunia tergantung cara, prosedur dan periode pengukuran berbagai pencatatan.
  • Curah hujan rata-rata tahunan tertinggi resmi di Amerika Selatan adalah 354 inci di Quibdo, Kolombia. Rata-rata 523.6 inci di Lloro, Kolombia [14 mil tenggara dan ketinggian lebih tinggi dari Quibdo] hanyalah jumlah perkiraan.
  • Perkiraan ketinggian.
  • Dianggap "Tempat Terlembap di Bumi" oleh Guinness Book of World Records.[142]

 

10. Catatan kaki

  1. Steve Kempler (2009). "Parameter information page". NASA Goddard Space Flight Center. Diarsipkan dari yang asli pada 26 November 2007. Diakses pada 27 Desember 2008.
  2. Mark Stoelinga (12 September 2005). Atmospheric Thermodynamics. University of Washington. hlm. 80. Diakses pada 30 Januari 2010.
  3.  Glossary of Meteorology (June 2000). "Relative Humidity". American Meteorological Society. Diakses pada 29 Januari 2010.
  4.  Glossary of Meteorology (June 2000). "Cloud". American Meteorological Society. Diakses pada 29 Januari 2010.
  5.  Naval Meteorology and Oceanography Command (2007). "Atmospheric Moisture". United States Navy. Diakses pada 27 Desember 2008.[pranala nonaktif]
  6.  Glossary of Meteorology (2009). "Adiabatic Process". American Meteorological Society. Diakses pada 27 Desember 2008.
  7.  TE Technology, Inc (2009). "Peltier Cold Plate". Diakses pada 27 Desember 2008.
  8.  Glossary of Meteorology (2009). "Radiational cooling". American Meteorological Society. Diakses pada 27 Desember 2008.
  9.  Robert Fovell (2004). "Approaches to saturation". University of California in Los Angelese. Diakses pada 7 Februari 2009.
  10.  Robert Penrose Pearce (2002). Meteorology at the Millennium. Academic Press. hlm. 66. ISBN 978-0-12-548035-2. Diakses pada 2 Januari 2009.
  11.  National Weather Service Office, Spokane, Washington (2009). "Virga and Dry Thunderstorms". Diakses pada 2 Januari 2009.
  12.  Bart van den Hurk and Eleanor Blyth (2008). "Global maps of Local Land-Atmosphere coupling". KNMI. Diakses pada 2 Januari 2009.
  13.  Krishna Ramanujan and Brad Bohlander (2002). "Landcover changes may rival greenhouse gases as cause of climate change". National Aeronautics and Space Administration Goddard Space Flight Center. Diarsipkan dari yang asli pada 3 Juni 2008. Diakses pada 2 Januari 2009.
  14.  National Weather Service JetStream (2008). "Air Masses". Diakses pada 2 Januari 2009.
  15. Dr. Michael Pidwirny (2008). "CHAPTER 8: Introduction to the Hydrosphere (e). Cloud Formation Processes". Physical Geography. Diakses pada 1 Januari 2009.
  16.  Glossary of Meteorology (June 2000). "Front". American Meteorological Society. Diakses pada 29 Januari 2010.
  17. David Roth. "Unified Surface Analysis Manual". Hydrometeorological Prediction Center. Diakses pada 22 Oktober 2006.
  18.  FMI (2007). "Fog And Stratus - Meteorological Physical Background". Zentralanstalt für Meteorologie und Geodynamik. Diakses pada 7 Februari 2009.
  19.  Glossary of Meteorology (June 2000). "Warm Rain Process". American Meteorological Society. Diakses pada 15 Januari 2010.
  20. Paul Sirvatka (2003). "Cloud Physics: Collision/Coalescence; The Bergeron Process". College of DuPage. Diakses pada 1 Januari 2009.
  21.  Alistair B. Fraser (2003-01-15). "Bad Meteorology: Raindrops are shaped like teardrops.". Pennsylvania State University. Diakses pada 7 April 2008.
  22.  United States Geological Survey (2009). "Are raindrops tear shaped?". United States Department of the Interior. Diakses pada 27 Desember 2008.
  23.  Paul Rincon. "Monster raindrops delight experts", British Broadcasting Company, 16 Juli 2004. Diakses pada 30 November 2009.
  24.  J . S. 0guntoyinbo and F. 0. Akintola (1983). "Rainstorm characteristics affecting water availability for agriculture". IAHS Publication Number 140. Diakses pada 27 Desember 2008.
  25.  Robert A. Houze Jr (October 1997). "Stratiform Precipitation in Regions of Convection: A Meteorological Paradox?". Bulletin of the American Meteorological Society 78 (10): 2179–2196. doi:10.1175/1520-0477(1997)078<2179:SPIROC>2.0.CO;2. ISSN 1520-0477. Diakses pada 27 Desember 2008.[pranala nonaktif]
  26.  Norman W. Junker (2008). "An ingredients based methodology for forecasting precipitation associated with MCS’s". Hydrometeorological Prediction Center. Diakses pada 7 Februari 2009.
  27.  "Falling raindrops hit 5 to 20 mph speeds". Weather Quest. Diakses pada 8 April 2008.
  28.  Andrea Prosperetti and Hasan N. Oguz (1993). "The impact of drops on liquid surfaces and the underwater noise of rain" (PDF). Annual Review of Fluid Mechanics 25: 577–602. doi:10.1146/annurev.fl.25.010193.003045. Bibcode: 1993AnRFM..25..577P. Diakses pada 9 Desember 2006.
  29.  Ryan C. Rankin (June 2005). "Bubble Resonance". The Physics of Bubbles, Antibubbles, and all That. Diakses pada 9 Desember 2006.
  30.  Alaska Air Flight Service Station (2007-04-10). "SA-METAR". Federal Aviation Administration. Diakses pada 29 Agustus 2009.
  31.  B. Geerts (2002). "Convective and stratiform rainfall in the tropics". University of Wyoming. Diakses pada 27 November 2007.
  32. MetEd (2003-03-14). "Precipitation Type Forecasts in the Southeastern and Mid-Atlantic states". University Corporation for Atmospheric Research. Diakses pada 30 Januari 2010.
  33.  "Meso-Analyst Severe Weather Guide". University Corporation for Atmospheric Research. 16 Januari 2003. Diakses pada 16 Juli 2009.
  34.  Robert Houze (October 1997). "Stratiform Precipitation in Regions of Convection: A Meteorological Paradox?". Bulletin of the American Meteorological Society 78 (10): 2179. doi:10.1175/1520-0477(1997)078<2179:SPIROC>2.0.CO;2. ISSN 1520-0477.
  35.  Glossary of Meteorology (2009). "Graupel". American Meteorological Society. Diakses pada 2 Januari 2009.
  36.  Toby N. Carlson (1991). Mid-latitude Weather Systems. Routledge. hlm. 216. ISBN 978-0-04-551115-0. Diakses pada 7 Februari 2009.
  37.  Diana Leone (2002). "Rain supreme". Honolulu Star-Bulletin. Diakses pada 19 Maret 2008.
  38.  Steven Businger and Thomas Birchard, Jr. A Bow Echo and Severe Weather Associated with a Kona Low in Hawaii. Retrieved on 2007-05-22.
  39.  Western Regional Climate Center (2002). "Climate of Hawaii". Diakses pada 19 Maret 2008.
  40.  Paul E. Lydolph (1985). The Climate of the Earth. Rowman & Littlefield. hlm. 333. ISBN 978-0-86598-119-5. Diakses pada 2 Januari 2009.
  41. Michael A. Mares (1999). Encyclopedia of Deserts. University of Oklahoma Press. hlm. 252. ISBN 978-0-8061-3146-7. Diakses pada 2 Januari 2009.
  42.  Adam Ganson (2003). "Geology of Death Valley". Indiana University. Diakses pada 7 Februari 2009.
  43.  Glossary of Meteorology (2009). "Rainy season". American Meteorological Society. Diakses pada 27 Desember 2008.
  44.  Costa Rica Guide (2005). "When to Travel to Costa Rica". ToucanGuides. Diakses pada 27 Desember 2008.
  45.  Michael Pidwirny (2008). "CHAPTER 9: Introduction to the Biosphere". PhysicalGeography.net. Diakses pada 27 Desember 2008.
  46.  Elisabeth M. Benders-Hyde (2003). "World Climates". Blue Planet Biomes. Diakses pada 27 Desember 2008.
  47.  Mei Zheng (2000). "The sources and characteristics of atmospheric particulates during the wet and dry seasons in Hong Kong". University of Rhode Island. Diakses pada 27 Desember 2008.
  48.  S. I. Efe, F. E. Ogban, M. J. Horsfall, E. E. Akporhonor (2005). "Seasonal Variations of Physico-chemical Characteristics in Water Resources Quality in Western Niger Delta Region, Nigeria". Journal of Applied Scientific Environmental Management 9 (1): 191–195. ISSN 1119-8362. Diakses pada 27 Desember 2008.
  49.  C. D. Haynes, M. G. Ridpath, M. A. J. Williams (1991). Monsoonal Australia. Taylor & Francis. hlm. 90. ISBN 978-90-6191-638-3. Diakses pada 27 Desember 2008.
  50.  Chris Landsea (2007). "Subject: D3) Why do tropical cyclones' winds rotate counter-clockwise (clockwise) in the Northern (Southern) Hemisphere?". National Hurricane Center. Diakses pada 2 Januari 2009.
  51.  Climate Prediction Center (2005). "2005 Tropical Eastern North Pacific Hurricane Outlook". National Oceanic and Atmospheric Administration. Diakses pada 2 Mei 2006.
  52.  Jack Williams. "Background: California's tropical storms", USA Today, 17 Mei 2005. Diakses pada 7 Februari 2009.
  53. R. S. Cerveny and R. C. Balling (1998-08-06). "Weekly cycles of air pollutants, precipitation and tropical cyclones in the coastal NW Atlantic region". Nature 394 (6693): 561–563. doi:10.1038/29043.
  54.  Dale Fuchs. "Spain goes hi-tech to beat drought", The Guardian, 28 Juni 2005. Diakses pada 2 Agustus 2007.
  55.  Goddard Space Flight Center (2002-06-18). "NASA Satellite Confirms Urban Heat Islands Increase Rainfall Around Cities". National Aeronautics and Space Administration. Diarsipkan dari yang asli pada 12 Juni 2008. Diakses pada 17 Juli 2009.
  56.  Climate Change Division (2008-12-17). "Precipitation and Storm Changes". United States Environmental Protection Agency. Diakses pada 17 Juli 2009.
  57.  American Meteorological Society (1998-10-02). "Planned and Inadvertent Weather Modification". Diakses pada 31 Januari 2010.
  58.  Glossary of Meteorology (2009). Rainband. Retrieved on 2008-12-24.
  59.  Glossary of Meteorology (2009). Banded structure. Retrieved on 2008-12-24.
  60.  Owen Hertzman (1988). Three-Dimensional Kinematics of Rainbands in Midlatitude Cyclones. Retrieved on 2008-12-24
  61.  Yuh-Lang Lin (2007). Mesoscale Dynamics. Retrieved on 2008-12-25.
  62. Glossary of Meteorology (2009). Prefrontal squall line. Retrieved on 2008-12-24.
  63.  J. D. Doyle (1997). The influence of mesoscale orography on a coastal jet and rainband. Retrieved on 2008-12-25.
  64.  A. Rodin (1995). Interaction of a cold front with a sea-breeze front numerical simulations. Retrieved on 2008-12-25.
  65.  St. Louis University (2003-08-04). "What is a TROWAL? via the Internet Wayback Machine". Diarsipkan dari yang asli pada 16 September 2006. Diakses pada 2 November 2006.
  66.  David R. Novak, Lance F. Bosart, Daniel Keyser, and Jeff S. Waldstreicher (2002). A Climatological and composite study of cold season banded precipitation in the Northeast United States. Retrieved on 2008-12-26.
  67.  Ivory J. Small (1999). An observation study of island effect bands: precipitation producers in Southern California. Retrieved on 2008-12-26.
  68.  University of Wisconsin–Madison (1998).Objective Dvorak Technique. Retrieved on 2006-05-29.
  69.  Joan D. Willey (1988-01). "Effect of storm type on rainwater composition in southeastern North Carolina". Environmental Science & Technology.
  70.  Joan D. Willey (2006-08-19). "Changing Chemical Composition of Precipitation in Wilmington, North Carolina, U.S.A.: Implications for the Continental U.S.A". Environmental Science & Technology.
  71.  Peel, M. C. and Finlayson, B. L. and McMahon, T. A. (2007). "Updated world map of the Köppen-Geiger climate classification". Hydrol. Earth Syst. Sci. 11: 1633–1644. ISSN 1027-5606. (direct:Final Revised Paper)
  72.  Susan Woodward (1997-10-29). "Tropical Broadleaf Evergreen Forest: The Rainforest". Radford University. Diakses pada 14 Maret 2008.
  73.  Susan Woodward (2005-02-02). "Tropical Savannas". Radford University. Diakses pada 16 Maret 2008.
  74.  "Humid subtropical climate". Encyclopædia Britannica. (2008). Encyclopædia Britannica Online. Diakses pada 2008-05-14. 
  75.  Michael Ritter (2008-12-24). "Humid Subtropical Climate". University of Wisconsin–Stevens Point. Diakses pada 16 Maret 2008.
  76.  Lauren Springer Ogden (2008). Plant-Driven Design. Timber Press. hlm. 78. ISBN 9780881928778.
  77.  Michael Ritter (2008-12-24). "Mediterranean or Dry Summer Subtropical Climate". University of Wisconsin–Stevens Point. Diakses pada 17 Juli 2009.
  78.  Brynn Schaffner and Kenneth Robinson (2003-06-06). "Steppe Climate". West Tisbury Elementary School. Diakses pada 15 April 2008.
  79.  Michael Ritter (2008-12-24). "Subarctic Climate". University of Wisconsin–Stevens Point. Diakses pada 16 April 2008.
  80.  National Weather Service Office, Northern Indiana (2009). "8 Inch Non-Recording Standard Rain Gauge". Diakses pada 2 Januari 2009.
  81.  Chris Lehmann (2009). "10/00". Central Analytical Laboratory. Diakses pada 2 Januari 2009.
  82.  National Weather Service (2009). "Glossary: W". Diakses pada 1 Januari 2009.
  83.  Discovery School (2009). "Build Your Own Weather Station". Discovery Education. Diakses pada 2 Januari 2009.
  84.  "Community Collaborative Rain, Hail & Snow Network Main Page". Colorado Climate Center. 23 Desember 2009. Diakses pada 2 Januari 2009.
  85.  The Globe Program (2009). "Global Learning and Observations to Benefit the Environment Program". Diakses pada 2 Januari 2009.
  86.  National Weather Service (2009). "NOAA's National Weather Service Main Page". Diakses pada 1 Januari 2009.
  87.  FAO.org
  88.  Kang-Tsung Chang, Jr-Chuan Huang, Shuh-Ji Kao, and Shou-Hao Chiang (2009). "Radar Rainfall Estimates for Hydrologic and Landslide Modeling". Data Assimilation for Atmospheric, Oceanic and Hydrologic Applications: 127–145. doi:10.1007/978-3-540-71056-1_6. ISBN 978-3-540-71056-1. Diakses pada 15 Januari 2010.
  89.  Eric Chay Ware (August 2005). "Corrections to Radar-Estimated Precipitation Using Observed Rain Gauge Data: A Thesis". Cornell University. p. 1. Diakses pada 2 Januari 2010.
  90.  Pearl Mngadi, Petrus JM Visser, and Elizabeth Ebert (October 2006). "Southern Africa Satellite Derived Rainfall Estimates Validation". International Precipitation Working Group. p. 1. Diakses pada 5 Januari 2010.
  91.  Glossary of Meteorology (June 2000). "Rain". American Meteorological Society. Diakses pada 15 Januari 2010.
  92.  Met Office (August 2007). "Fact Sheet No. 3: Water in the Atmosphere". Crown Copyright. p. 6. Diakses pada 12 Mei 2011.
  93.  Glossary of Meteorology (2009). "Return period". American Meteorological Society. Diakses pada 2 Januari 2009.
  94.  Glossary of Meteorology (2009). "Rainfall intensity return period". American Meteorological Society. Diakses pada 2 Januari 2009.
  95.  Boulder Area Sustainability Information Network (2005). "What is a 100 year flood?". Boulder Community Network. Diakses pada 2 Januari 2009.
  96.  Jack S. Bushong (1999). "Quantitative Precipitation Forecast: Its Generation and Verification at the Southeast River Forecast Center". University of Georgia. Diakses pada 31 Desember 2008.
  97.  Daniel Weygand (2008). "Optimizing Output From QPF Helper". National Weather Service Western Region. Diakses pada 31 Desember 2008.
  98.  Noreen O. Schwein (2009). "Optimization of quantitative precipitation forecast time horizons used in river forecasts". American Meteorological Society. Diakses pada 31 Desember 2008.
  99.  Christian Keil, Andreas Röpnack, George C. Craig, and Ulrich Schumann (2008-12-31). "Sensitivity of quantitative precipitation forecast to height dependent changes in humidity". Geophysical Research Letters 35 (9): L09812. doi:10.1029/2008GL033657. Bibcode: 2008GeoRL..3509812K.
  100.  P. Reggiani and A. H. Weerts (February 2008). "Probabilistic Quantitative Precipitation Forecast for Flood Prediction: An Application". Journal of Hydrometeorology 9 (1): 76–95. doi:10.1175/2007JHM858.1. Diakses pada 31 Desember 2008.
  101.  Charles Lin (2005). "Quantitative Precipitation Forecast (QPF) from Weather Prediction Models and Radar Nowcasts, and Atmospheric Hydrological Modelling for Flood Simulation". Achieving Technological Innovation in Flood Forecasting Project. Diakses pada 1 Januari 2009.
  102.  Bureau of Meteorology (2010). "Living With Drought". Commonwealth of Australia. Diakses pada 15 Januari 2010.
  103.  Robert Burns (2007-06-06). "Texas Crop and Weather". Texas A&M University. Diakses pada 15 Januari 2010.
  104.  James D. Mauseth (2006-07-07). "Mauseth Research: Cacti". University of Texas. Diakses pada 15 Januari 2010.
  105.  A. Roberto Frisancho (1993). Human Adaptation and Accommodation. University of Michigan Press, pp. 388. ISBN 978-0-472-09511-7. Retrieved on 2008-12-27.
  106.  Marti J. Van Liere, Eric-Alain D. Ategbo, Jan Hoorweg, Adel P. Den Hartog, and Joseph G. A. J. Hautvast (1994). "The significance of socio-economic characteristics for adult seasonal body-weight fluctuations: a study in north-western Benin". British Journal of Nutrition (Cambridge University Press) 72 (3): 479–488. doi:10.1079/BJN19940049. PMID 7947661.
  107.  Texas Department of Environmental Quality (2008-01-16). "Harvesting, Storing, and Treating Rainwater for Domestic Indoor Use". Texas A&M University. Diakses pada 15 Januari 2010.
  108. Glossary of Meteorology (June 2000). "Flash Flood". American Meteorological Society. Diakses pada 15 Januari 2010.
  109.  A. G. Barnston (1986-12-10). "The effect of weather on mood, productivity, and frequency of emotional crisis in a temperate continental climate". International Journal of Biometeorology 32 (4): 134–143. doi:10.1007/BF01044907. Diakses pada 15 Januari 2010.
  110.  IANS (2009-03-23). "Sudden spell of rain lifts mood in Delhi". Thaindian news. Diakses pada 15 Januari 2010.
  111.  William Pack (2009-09-11). "Rain lifts moods of farmers". San Antonio Express-News. Diakses pada 15 Januari 2010.
  112.  Robyn Cox (2007). "Glossary of Setswana and Other Words". Diakses pada 15 Januari 2010.
  113.  Allen Burton and Robert Pitt (2002). Stormwater Effects Handbook: A Toolbox for Watershed Managers, Scientists, and Engineers. CRC Press, LLC. hlm. 4. Diakses pada 15 Januari 2010.
  114.  Bear, I.J. (March 1964). "Nature of argillaceous odour". Nature 201 (4923): 993–995. doi:10.1038/201993a0.
  115.  Dr. Chowdhury's Guide to Planet Earth (2005). "The Water Cycle". WestEd. Diakses pada 24 Oktober 2006.
  116.  Publications Service Center (2001-12-18). "What is a desert?". United States Geologic Survey. Diakses pada 15 Januari 2010.
  117.  According to What is a desert?, the 250 mm threshold definition is attributed to Peveril Meigs.
  118.  "desert". Encyclopædia Britannica online. Diakses pada 9 Februari 2008.
  119.  "About Biodiversity". Department of the Environment and Heritage. Diarsipkan dari yang asli pada 5 Februari 2007. Diakses pada 18 September 2007.
  120.  NationalAtlas.gov (2009-09-17). "Precipitation of the Individual States and of the Conterminous States". United States Department of the Interior. Diakses pada 15 Januari 2010.
  121.  Todd Mitchell (October 2001). "Africa Rainfall Climatology". University of Washington. Diakses pada 2 Januari 2010.
  122.  W. Timothy Liu, Xiaosu Xie, and Wenqing Tang (2006). "Monsoon, Orography, and Human Influence on Asian Rainfall". Proceedings of the First International Symposium in Cloud-prone & Rainy Areas Remote Sensing (CARRS), Chinese University of Hong Kong (National Aeronautic and Space Administration Jet Propulsion Laboratory). Diakses pada 4 Januari 2010.
  123.  National Centre for Medium Range Forecasting (2004-10-23). "Chapter-II Monsoon-2004: Onset, Advancement and Circulation Features". India Ministry of Earth Sciences. Diakses pada 3 Mei 2008.
  124.  Australian Broadcasting Corporation (1999-08-11). "Monsoon". Diakses pada 3 Mei 2008.
  125.  David J. Gochis, Luis Brito-Castillo, and W. James Shuttleworth (2006-01-10). "Hydroclimatology of the North American Monsoon region in northwest Mexico". Journal of Hydrology 316 (1–4): 53–70. doi:10.1016/j.jhydrol.2005.04.021. Diakses pada 5 Januari 2010.
  126.  Bureau of Meteorology. Climate of Giles. Retrieved on 2008-05-03.
  127.  J. Horel. Normal Monthly Precipitation, Inches. Retrieved on 2008-03-19.
  128.  Kristen L. Corbosiero, Michael J. Dickinson, and Lance F. Bosart (2009). "The Contribution of Eastern North Pacific Tropical Cyclones to the Rainfall Climatology of the Southwest United States". Monthly Weather Review (American Meteorological Society) 137 (8): 2415–2435. doi:10.1175/2009MWR2768.1. ISSN 0027-0644.
  129.  Central Intelligence Agency. The World Factbook – Virgin Islands. Retrieved on 2008-03-19.
  130.  BBC. Weather Centre - World Weather - Country Guides - Northern Mariana Islands. Retrieved on 2008-03-19.
  131.  Walker S. Ashley, Thomas L. Mote, P. Grady Dixon, Sharon L. Trotter, Emily J. Powell, Joshua D. Durkee, and Andrew J. Grundstein. Distribution of Mesoscale Convective Complex Rainfall in the United States. Retrieved on 2008-03-02.
  132.  John Monteverdi and Jan Null. Western Region Technical Attachment NO. 97-37 November 21, 1997: El Niño and California Precipitation. Retrieved on 2008-02-28.
  133.  Southeast Climate Consortium (2007-12-20). "SECC Winter Climate Outlook". Diarsipkan dari yang asli pada 4 Maret 2008. Diakses pada 29 Februari 2008.
  134.  Reuters (2007-02-16). "La Nina could mean dry summer in Midwest and Plains". Diakses pada 29 Februari 2008.
  135.  Climate Prediction Center. El Niño (ENSO) Related Rainfall Patterns Over the Tropical Pacific. Retrieved on 2008-02-28.
  136. A. J. Philip (2004-10-12). "Mawsynram in India". Tribune News Service. Diakses pada 5 Januari 2010.[pranala nonaktif]
  137.  Bureau of Meteorology (2010). "Significant Weather - December 2000 (Rainfall)". Commonwealth of Australia. Diakses pada 15 Januari 2010.
  138.  "USGS 220427159300201 1047.0 Mt. Waialeale rain gauge nr Lihue, Kauai, HI". USGS Real-time rainfall data at Waiʻaleʻale Raingauge. Diakses pada 11 Desember 2008.
  139.  National Climatic Data Center (2005-08-09). "Global Measured Extremes of Temperature and Precipitation". National Oceanic and Atmospheric Administration. Diakses pada 18 Januari 2007.
  140.  Alfred Rodríguez Picódate (2008-02-07). "Tutunendaó, Choco: la ciudad colombiana es muy lluviosa". El Periódico.com. Diakses pada 11 Desember 2008.[pranala nonaktif]
  141.  "Global Measured Extremes of Temperature and Precipitation#Highest Average Annual Precipitation Extremes". National Climatic Data Center. 9 Agustus 2004.
  142.  UFL - Dispute between Mawsynram and Cherrapunji for the rainiest place in the world
  143.  World Rainfall Extremes
  144.  Deluges

 

11. Pranala luar


back to bumi

Arief
Diposting oleh di
Label: ,

Tidak ada komentar:

Posting Komentar

Langganan: Posting Komentar (Atom)

Bebas Bayar

bebas bayar, pembayaran mudah dan cepat, transaksi online, pembayaran tagihan dan tiket, transfer dana online

gif maker

Arifuddin Ali

Arifuddin Ali