Kuliah 9Struktur Sistem Sinoptik

Lintang Menengah

• Tujuan utama meteorologi dinamis: menginterpretasikan struktur hasil pengamatan dari gerakan atmosfer skala besar dlm pengertian hukum-hukum fisika yg menguasai gerakan.

• Hukum-hukum tsb: hukum-hukum kekekalan momentum, massa dan energi menentukan hubungan antara medan tekanan, suhu dan kecepatan.

• Hukum-hukum fisika tsb sangat pelik, bahkan walaupun ketika pendekatan hidrostatik tsb digunakan (yg berlaku utk seluruh sistem meteorologi skala sinoptik).

• Utk gerakan skala sinoptik ekstra tropis, kecepatan horizontal mendekati geostropik.

• Gerakan tsb biasanya diacu sbg quasi-geostropik, lebih sederhana utk menganalisanya daripada gangguan tropis ataupun gangguan skala bumi.

• Mereka kesemuanya merupakan juga sistem utama yg penting dalam prakiraan cuaca jangka pendek tradisional, dan karenanya menjadi awal yg baik utk analisis dinamis.

• Sistem skala sinoptik ekstratropis yg merupakan pasangan persamaan keseimbangan hidrostatis dan keseimbangan geostropik membatasi gerakan baroklinik.

• Supaya menjadi pendekatan yg baik, struktur dan evolusi medan kecepatan tiga dimensi ditentukan oleh distribusi ketinggian geopotensial pd permukaan isobar.

• Persamaan yg menyatakan hubungan tsb membentuk sistem quasigeostropik.

• Oleh karena itu sebelum mengembangkan persamaan tsb perlu secara singkat menjelaskan struktur hasil pengamatan dari sistem sinoptik lintang sedang dan sirkulasi rata-rata yg terdapat dalam struktur tsb.

• Dari pengamatan tsb kemudian kita kembangkan persamaan momentum quasi-geostropik dan persamaan energi thermodinamik, serta menunjukkan bgmn persamaan-persamaan tsb dapat dimanipulasi utk membentuk persamaan vortisitas potensial quasi geostropik dan persamaan omega.

• Persamaan yg pertama memberikan metoda utk memprakirakan evolusi medan geopotensial, dg memasukkan nilai awal dari distribusi tiga dimensinya.

• Persamaan yg ke dua utk mendiagnosa gerakan vertikal berdasarkan distribusi geopotensial yg diketahui.

• Dlm ke dua kasus, versi alternatif dari persamaan-persamaan tsb dibahas utk membantu menjelaskan proses dinamis yg bertanggung jawab bagi perkembangan dan evolusi sistem skala sinoptik.

Struktur sirkulasi ekstratropis hasil pengamatan

• Sistem sirkulasi atmosfer yg ditunjukkan dlm peta jarang menyerupai vorteks dg bentuk melingkar yg sederhana.

• Bentuk: pd umumnya sangat asimetris, dg angin terkuat dan gradien suhu terbesar terpusat di sepanjang sabuk yg sempit yg dinamakan front.

• Sistem tsb juga sangat baroklinik; amplitudo dan fase dari gangguan geopotensial dan kecepatan keduanya sangat jelas berubah thd ketinggian.

Fronts

• Fronts memisahkan massa udara skala besar (Ingat: cP, mT, etc.)

• Ditandai dg gradien densitas yg besar, karenanya udara yg lebih rapat melemahkan udara yg kurang rapat• “Wilayah lokal” dari aktivitas konvektif yg cukup besar (yaitu badai)

• Fronts selalu didefinisikan dg cara udara yg lebih rapat ( dingin dan/atau kering) bergerak

Menempatkan Fronts pd Peta Cuaca• Sangat sering didefinisikan dg gradien horizontal yg kuat dari suhu dan/atau kelembaban

• Pergeseran yg menonjol dlm arah angin dan “kedudukan” medan tekanan yg memanjang dpt membantu menunjukkan lokasi front

Different types of fronts on weather maps

• Cold front• Warm front• Stationary front• Occluded front• Surface trough (little or no vertical structure)• Squall line• Dryline• Tropical Wave

FrontsPlacing Fronts on Weather Maps: An Example

Fronts andPressure Temperature

Dewpoint Streamlines

DefinisiFronts:

Zona transisi yg membentuk slope yg jelas dlm medan suhu, kelembaban, dan angin

• Memuat gradien vortisitas yg besar, vertical wind shears, dan konvergensi yg kuat• Sering terleta bersamaan dg trough tekanan yg lemah• Skala lebar front (10-100 km) satu tingkat lebih kecil dari pada skala panjang front (1000 km)• Dangkal (tebal 1-5 km)• Sangat sering terlihat dekat permukaan, tetapi juga terjadi di atas

Penting utk prakiraan cuaca:

• Perubahan lokal yg cepat dlm hal cuaca• Lokasi yg biasa terjadi awan dan presipitasi• Sering mengawali konveksi yg kuat yg menghasilkan cuaca hebat

Warm

Cold

Contoh lain dari observasi:

• Zona transisi dlm suhu dan dan angin

• Vortisitas Siklonik

• Gradien suhu menguat diantara 1200 dan 0000 GMT

• Mengapa dan bagaimana does penguatan front terjadi?

Definisi

From Shapiro et al. (1985)

Contoh lain dari observasi:

• Front adalah dangkal (~100mb atau tebalnya 1-2 km)• Boundary layer (terendah ~50mb) tercampur dg baik (suhu potensial tetap)• Vertical shear dan stabilitas thermal yg kuat diseluruh front

• Catatan: Slope dari front meningkat antara 1200 dan 0000 GMT

• Faktor apa yg mempengaruhi frontal slope?

From Shapiro et al. (1985)

Cross-Sections of Potential Temperature and Winds

Definisi

• Aliran skala bumi dipengaruhi oleh orografi (yaitu oleh variasi bentangan lahan skala besar) dan perbedaan pemanasan daratan-lautan, shg menjadi sangat tergantung pd bujur.

• Maka tidak akurat bila melihat sistem sinoptik ketika gangguan diletakkan di atas aliran zonal yang hanya bervariasi thd lintang dan ketinggian.

• Namun pandangan tsb dpt berguna sebagai pendekatan pertama dlm analisa menurut teori tentang gangguan gelombang skala sinoptik.

• Penampang melintang hasil rata-rata zonal memberikan informasi yg berguna pd struktur sirkulasi skala bumi dimana terpampang juga didalamnya eddies skala sinoptik.

• Gambar 6.1 menunjukkan penampang melintang arah meridional dari angin zonal dan suhu hasil rata-rata longitudinal utk musim-musim solstice: (a) DJF dan (b) JJA.

• Bagian tsb meluas dari sekitar muka laut (1000 hPa) ke ketinggian sekitar 32 km (10 hPa).

• Dpt dilihat troposfer dan stratosfer bagian bawah.• Pd pembahasan berikut khusus dibahas struktur

medan angin dan suhu di troposfer.

• Gambar 6.1 dapat menjelaskan bhw rata-rata gradien suhu dari kutub ke ekuator di troposfer BBU jauh lebih besar di musim winter daripada musim summer.

• Di BBS perbedaannya lebih kecil, terutama krn inersia thermal dari lautan yg besar, serta bagian yg lebih besar dari permukaan yg tertutup lautan di BBS.

• Karena rata-rata medan angin zonal dan suhu memenuhi hubungan angin thermal persamaan (3.30) pada akurasi yg tinggi, siklus musiman dlm kecepatan angin zonal serupa dg gradien suhu meridional.

(3.30) ˆln

Tkf

R

p p

gV

• Di BBU, kecepatan angin zonal maksimum musim winter besarnya dua kali di musim summer, namun di BBS perbedaannya jauh lebih kecil antara musim winter dan musim summer.

• Pusat kecepatan angin zonal maksimum di ke dua musim tsb (rata-rata sumbu jetstream) terletak tepat di bawah tropopause (batas antara troposfer dan stratosfer) pada lintang dimana angin thermal yg diintegrasikan ke seluruh troposfer adalah maksimum.

• Di kedua belahan bumi, berada di sekitar 30o selama winter, namun bergerak ke arah kutub hingga 40o -45o selama summer.

• Penampang –lintang meridional rata-rata zonal dari gambar (6.1) tdk mewakili struktur angin rata-rata di seluruh lintang seperti nampak di gambar (6.2), yg menunjukkan distribusi rata-rata waktu dari komponen angin zonal utk DJF pd permukaan 200-hPa di BBU.

• Gb (6.2) menunjukkan bhw pd beberapa bujur ada deviasi yg sangat besar dari rata-rata waktu aliran zonal thd distribusi hasil rata-rata longitudinal.

• Khususnya ada maksimum angin zonal yg kuat (jets) di dekat 30oLU tepat di timur benua Asia dan Amerika Utara serta semenanjung Arab.

• Minima yg khas, terjadi di bagian timur Pasifik dan bagian timur Atlantik.

• Gangguan skala sinoptik cenderung lebih tumbuh di wilayah rata-rata waktu angin zonal adalah maksimum, berkaitan dg jet Pasifik bagian barat dan Atlantik bagian barat dan menjalar ke arah hilir sepanjang jejak badai yg kira-kira mengikuti sumbu jet.

• Simpangan yg besar dari jetstream di musim winter BBU thd simetri zonal juga dapat ditarik dari pengujian gambar (6.3), yg menunjukkan kontur geopotensial rata-rata 500 hPa selama Januari di BBU.

• Rata-rata medan ketinggian utk sebulan, bahkan nampak simpangan yg sangat jelas dari simetri zonal.

• Hal tsb terhubung dg jelas dg distribusi daratan dan lautan. Asimetry yg paling nyata adalah trough di sebelah timur benua Amerika dan Asia.

• Kembali ke gb (6.2), nampak jet yg kuat pd 35oLU dan 140oBT sbg hasil dari trough semipermanen di wilayah tsb.

• Dg demikian jelas bhw aliran rata-rata dimana sistem sinoptik terpampang harus benar-benar dipandang sbg aliran rata-rata waktu yg bergantung pada bujur.

• Disamping ketergantungan pada bujurnya, aliran skala bumi juga bervariasi dari hari ke hari karena interaksinya dg gangguan skala sinoptik yg berlangsung singkat.

• Pd kenyataannya, observasi menunjukkan bhw amplitudo aliran skala bumi yg berlangsung singkat tsb adalah sebanding dg hasil dari rata-rata waktu.

• Sebagai hasilnya, peta rata-rata bulanan cenderung menghaluskan struktur yg sebenarnya dri jetstream sesaat krn posisi dan intensitas jet bervariasi.

• Dg demikian, pd setiap saat aliran skala bumi di wilayah jetstream mempunyai baroklinitas yg lebih besar daripada yg ditunjukkan pd peta hasil rata-rata waktu.

• Poin ini digambarkan secara skema dalam gambar (6.4), yg menunjukkan penampang melintang lintang-ketinggian yg melalui jetstream hasil pengamatan di atas Amerika Utara.

• Gb (6.4a) menunjukkan angin zonal dan suhu potensial, sedangkan gb (6.4b) menunjukkan suhu potensial dan vortisitas potensial Ertel.

• Kontur 2PVU dari vortisitas potensial kira-kira menandai tropopause.

• Seperti dlm gb (6.4a), sumbu jetstream cenderung terletak di atas zona miring yg sempit dari gradien suhu potensial yg dinamakan zona polar-frontal. Ini merupakan zona yg umumnya memisahkan udara dingin yg bersumber di kutub dari udara tropis yg hangat.

• Kejadian dg jet yg kuat di atas zona dg gradien suhu potensial yg besar tentu saja bukan merupakan kejadian yg kebetulan tetapi merupakan konsekuensi dari keseimbangan angin thermal.

• Kontur suhu potensial dlm gb (6.4) menggambarkan stabilitas statik yg kuat di stratosfer.

• Kontur tsb juga menggambarkan kenyataan bhw isentropi (permukaan dg konstan) memotong tropopause di sekitar jet shg udara dpt bergerak diantara troposfer dan stratosfer tanpa pemanasan atau pendinginan diabatik.

• Akan tetapi, gradien vortisitas potensial Ertel yg kuat di tropopause, memberikan hambatan yg kuat thd aliran yg memotong tropopause di sepanjang isentropi.

• Namun perhatikan bhw di wilayah frontal permukaan vortisitas potensial dg jelas dipindahkan ke bawah shg zona frontal ditandai dg anomali vortisitas potensial positif yg kuat yg berkaitan dg vortisitas relatif yg kuat pd sisi jet arah ke kutub dan stabilitas statis yg kuat pd sisi udara dingin dari zona frontal.

• Merupakan hal biasa dlm pengamatan di dinamika fluida bhw jet dimana terjadi shear kecepatan yg kuat bisa menjadi labil dari tinjauan gangguan yg kecil.

• Itu diartikan bhw setiap ada gangguan kecil yg dilibatkan ke dalam jet akan cenderung menguatkan, dg menarik energi dari jet ketika dia tumbuh.

• Sebagian besar sistem sinoptik di lintang menengah nampak tumbuh sbg hasil dari labilitas aliran jetstream.

• Labilitas ini dinamakan labilitasi baroklinik, tergantung pd gradien suhu meridional, khususnya di permukaan.

• Karenanya melalui hubungan angin thermal, labilitas baroklinik tergantung pd shear vertikal dan cenderung terjadi di wilayah dari zona frontal kutub.

• Namun, labilitas baroklinik tdk identik dg laibilitas frontal, krn umumnya model labilitas baroklinik hanya menggambarkan gerakan yg berskala menurut geostropik, sedangkan gangguan di sekitar zona frontal yg kuat harus benar-benar ageostropik.

• Tahapan dln perkembangan siklon yg berciri baroklinik yg tumbuh sbg hasil labilitas baroklinik ditunjukkan dlm gb (6.5).

• Dlm tahap perkembangan yg cepat ada hubungan kerjasam antara aliran level bagian atas dan permukaan; adveksi dingin yg kuat terlihat terjadi di barat trough di permukaan, dg adveksi hangat yg lemah di sebelah timur.

• Pola adveksi thermal ini merupakan konsekuensi langsung dari kenyataan bhw trough di 500 hPa tertinggal (terletak sebelah barat dari) trough permukaan shg angin geostropik rata-rata di lapisan 1000 – 500 hPa diarahkan memotong garis-garis ketebalan 1000 hingga 500 hPa menuju ketebalan yg lebih besar di sebelah barat trough permukaan dan menuju ketebalan yg lebih kecil di timur trough permukaan.

• Ketergantungan dari fase gangguan pd ketinggian digambarkan dg lebih baik pd gambar (6.6), yg menunjukkan penampang melintang skema mengikuti arus (barat-timur) sepanjang perkembangan ideal sistem baroklinik.

• Sepanjang troposfer, sumbu trough dan ridge miring ke barat (atau melawan arus) thd ketinggian, sedngkan sumbu udara terpanas dan terdingin diamati memiliki kemiringan yg berlawanan.

• Kemiringan trough dan ridge arah ke barat tsb perlu agar aliran rata-rata memindahkan energi potensial ke gelombang yg tumbuh.

• Dlm tahap dewasa trough pd 500 dan 1000 hPa hampir dlm satu fase. Sebagai konsekuensinya, adveksi thermal dan konversi energi menjadi sangat lemah.