Pergi ke kandungan

Angin Baratan

Daripada Wikipedia, ensiklopedia bebas.
Angin Baratan dan angin pasat

Angin Baratan, anti-pasat,[1] atau Baratan Lazim, sedang angin lazim dari barat ke timur dalam latitud tengah antara 30 dan 60 darjah latitud. Mereka berasal dari kawasan tekanan tinggi dalam latitud kuda dan cenderung ke arah kutub dan mengemudi taufan luar tropika dengan cara ini.[2] Siklon tropika yang menyeberangi paksi rabung subtropika ke dalam Baratan melengkuk semula disebabkan oleh aliran barat yang meningkat. Angin ini kebanyakannya dari barat daya dalam Hemisfera Utara dan dari barat laut dalam Hemisfera Selatan.

Angin Baratan adalah paling kuat di hemisfera barat dan pada masa-masa apabila tekanan lebih rendah di kutub, manakala paling lemah di hemisfera selatan dan apabila tekanan lebih tinggi di kutub. Angin Baratan sangat kuat di kawasan yang ketiadaan darat, kerana darat menguatkan corak aliran, membuat arus yang lebih berorientasikan utara-selatan, memperlahankan angin Baratan. Angin barat paling kuat di kawasan latitud tengah boleh muncul dalam Deruan Empat Puluhan, antara latitud 40 dan 50 darjah. Angin Baratan memainkan peranan yang penting dalam menggerakkan perairan dan angin khatulistiwa yang panas ke pantai barat benua, terutamanya di hemisfera selatan kerana hamparan luas lautan.

Perilaku

[sunting | sunting sumber]
Lihat juga: Taufan kutub dan Ayunan Artik

Jika Bumi bukanlah sebuah planet yang berputar, pemanasan suria akan menyebabkan angin merentasi pertengahan garis lintang untuk meniup ke arah kutub, jauh dari rabung subtropika. Walau bagaimanapun, Kesan Coriolis yang disebabkan oleh putaran bumi menyebabkan angin untuk mengemudi ke bahagian kanan arah jangkaan sepatutnya merentasi Hemisfera Utara, dan kiri di Hemisfera Selatan.[3] Apabila tekanan lebih rendah di kutub, kekuatan Baratan bertambah, yang mempunyai kesan pemanasan pada pertengahan garis lintang. Ini berlaku apabila ayunan Artik adalah positif, dan semasa musim sejuk tekanan rendah berhampiran di atas kutub, aliran adalah lebih meridian, ia bertiup dari arah kutub ke arah khatulistiwa, yang membawa udara sejuk ke dalam pertengahan garis lintang.[4]

Sepanjang tahun, Baratan berbeza dari segi kekuatan dengan taufan kutub. Apabila taufan mencapai kekuatan maksimum pada musim sejuk, angin Baratan meningkatkan kekuatan. Apabila taufan mencapai kekuatan yang paling lemah dalam musim panas, Baratan turut menjadi lemah.[5]

Contoh kesan Baratan adalah apabila kepulan debu, yang berasal dari gurun Gobi, bergabung dengan pencemaran dan menyebarkan angin bawah jarak jauh, atau ke arah timur, ke Amerika Utara.[6] Angin Baratan boleh sangat kuat, terutama di Hemisfera Selatan, di mana terdapat kurang darat di latitud pertengahan menyebabkan pergerakan angin barat ke timur menjadi perlahan. Di Hemisfera Selatan, memandangkan keadaan ribut dan mendung sangat lazim, adalah biasa untuk merujuk kepada angin baratan Baratan sebagai "Roaring Forties" (Deruan Empat Puluhan), "Furious Fifties" (Berang Lima Puluhan) dan "Shrieking Sixties" (Jeritan Enam Puluhan) peringkat latitud.[7]

Kesan ke atas arus lautan

[sunting | sunting sumber]
Peta Arus Teluk Benjamin Franklin

Disebabkan angin yang berterusan dari barat ke timur di bahagian arah kutub rabung subtropika itu terletak di Lautan Atlantik dan Pasifik, arus lautan didorong dengan cara yang sama di kedua-dua hemisfera. Arus di Hemisfera Utara lebih lemah daripada yang di Hemisfera Selatan kerana perbezaan dalam kekuatan antara Baratan setiap hemisfera.[8] Proses pemantapan barat menyebabkan arus pada sempadan barat lembangan lautan lebih kuat daripada yang di sempadan timur lautan.[9] Arus lautan barat mengangkut air tropika yang lebih panas ke arah rantau kutub. Kapal-kapal yang menyeberangi kedua-dua lautan telah mengambil kesempatan daripada arus lautan selama berabad-abad.

Arus Lilitan Antartika (ACC), atau Hanyutan Angin Barat, merupakan arus lautan yang mengalir dari barat ke timur sekitar Antartika. ACC adalah ciri peredaran yang dominan bagi Lautan Selatan dan, pada kira-kira 125 Sverdrup, arus lautan terbesar.[10] Di hemisfera utara, Arus Gulf, sebahagian daripada Gir Subtropika Atlantik Utara, telah membawa kepada perkembangan semua jenis taufan yang kuat di pangkalan Angin Baratan, di dalam atmosfera dan dalam lautan.[11][12][13] Kuroshio (Bahasa Jepun untuk "Pasang Surut Hitam") adalah arus sempadan barat yang kuat di barat bahagian utara Lautan Pasifik, sama Arus Gulf, yang turut menyumbang kepada kedalaman ribut lautan di rantau itu.

Siklon luar tropika

[sunting | sunting sumber]
Satu carta sinoptik rekaan siklon beliung luar tropika menjejaskan UK dan Ireland. Anak panah biru antara isobar menunjukkan arah angin, manakala simbol "L" menandakan pusat "rendah". Perhatikan sempadan perenggan taup sejuk dan panas.
Rencana utama: Siklon luar tropika

Siklon luar tropika adalah sistem cuaca skala sinoptik tekanan rendah yang tidak mempunyai ciri tropika dan kutub, disambungkan dengan perenggan dan kecerunan suhu dan titik embun yang mendatar atau dikenali sebagai "zon baroklinik".[14]

Penghurai "luar tropika" merujuk kepada fakta bahawa jenis taufan ini biasanya berlaku di luar kawasan tropika, di latitud pertengahan planet ini, di mana Angin Baratan mengemudi sistem umumnya dari barat ke timur. Sistem ini juga boleh digambarkan sebagai "siklon pertengahan latitud" disebabkan oleh kawasan pembentukannya, or "siklon pasca tropika" di mana peralihan luar tropika berlaku,[14][15] dan sering digambarkan sebagai "lekukan" atau "rendah" oleh peramal cuaca dan orang awam. Ini adalah fenomena harian yang wujud bersama dengan anti-siklon, memacu kebanyakan cuaca Bumi.

Walaupun siklon luar tropika hampir selalu dikelaskan sebagai baroklinik kerana ia terbentuk di sepanjang zon kecerunan suhu dan titik embun, ia adakalanya boleh menjadi barotropik pada hujung kitaran hayatnya apabila suhu sekitar taufan menjadi agak seragam di antara jejari dari pusat tekanan rendah.[16] Siklon luar tropika boleh bertukar menjadi ribut subtropika, dan dari situ menjadi siklon tropika, jika ia berada di atas air yang hangat dan membina perolakan pusat, yang memanaskan teras dan menyebabkan kecerunan suhu dan titik embun berhampiran pusat menjadi pudar.[17]

Interaksi dengan siklon tropika

[sunting | sunting sumber]
Lihat juga: Siklon tropika
Laluan ribut Hurikan Bill (2009), menunjukkan kelengkungan semula klasik di luar pantai Amerika pada 2009

Apabila siklon tropika melintasi paksi rabung subtropika, biasanya melalui pecahan di kawasan tekanan tinggi disebabkan oleh sistem menyeberangi Angin Baratan, laluan umum di sekitar kawasan tekanan tinggi terpesong jauh oleh angin menuju ke arah kawasan yang amnya tekanan rendah ke utara. Apabila trek siklon menjadi kuat ke arah kutub dengan komponen timur, siklon telah mula lengkung semula, memasuki Angin Baratan.[18] Taufan bergerak melalui Lautan Pasifik ke Asia, sebagai contoh, akan melengkung di luar pantai Jepun ke utara, dan kemudian ke timur laut, jika taufan menghadapi angin barat daya (bertiup ke arah timur laut) sekitar sistem tekanan rendah melewati China atau Siberia. Banyak siklon tropika yang akhirnya terpaksa ke arah timur laut oleh siklon luar tropika dengan cara ini, yang bergerak dari barat ke timur ke utara rabung subtropika. Contoh kelengkungan semula siklon tropika adalah Taufan Ioke pada tahun 2006, yang mengambil trajektori yang sama.[19]

Lihat juga

[sunting | sunting sumber]

Rujukan

[sunting | sunting sumber]
  1. ^ Robert Fitzroy (1863). The weather book: a manual of practical meteorology. Longman, Green, Longman, Roberts, & Green. m/s. 63.
  2. ^ Glossary of Meteorology (2009). Westerlies. Diarkibkan 2010-06-22 di Wayback Machine American Meteorological Society. Retrieved on 2009-04-15.
  3. ^ Nathan Gasser (2000-08-10). Solar HeatinMcMurry (1909).[http://books.google.com/books?id=OLMXAAAAIAAJ&pg=PA246&lpg=PA246&dq=direction+of+the+prevailing+westerlies+in+northern+hemisphere+southwest&source=bl&ots=C2SzvUDsje&sig=dkFc55QfdoJhBCygMCVIu9u-4_s&hl=en&ei=5eXlSfzwKIvKMJOUlYQJ&sa=X&oi=book_result&ct=result&resnum=3 Advanced geography. W.W. Shannon, State Printing, pp. 246. Retrieved on 2009-04-15.
  4. ^ National Snow and Ice Data Center (2009). The Arctic Oscillation. Arctic Climatology and Meteorology. Retrieved on 2009-04-11.
  5. ^ Halldór Björnsson (2005). Global circulation. Diarkibkan 2012-05-24 di archive.today Veðurstofu Íslands. Retrieved on 2008-06-15.
  6. ^ James K. B. Bishop, Russ E. Davis, and Jeffrey T. Sherman (2002). "Robotic Observations of Dust Storm Enhancement of Carbon Biomass in the North Pacific". Science 298. m/s. 817–821. Diarkibkan daripada yang asal pada 2007-07-20. Dicapai pada 2009-06-20.CS1 maint: multiple names: authors list (link)
  7. ^ Walker, Stuart (1998). The sailor's wind. W. W. Norton & Company. m/s. 91. ISBN 9780393045550.
  8. ^ Wunsch, Carl (November 8, 2002). "What Is the Thermohaline Circulation?". Science. 298 (5596): 1179–1181. doi:10.1126/science.1079329. PMID 12424356. (see also Rahmstorf.)
  9. ^ National Environmental Satellite, Data, and Information Service (2009). Investigating the Gulf Stream. Diarkibkan 2010-05-03 di Wayback Machine North Carolina State University. Retrieved on 2009-05-06.
  10. ^ Ryan Smith, Melicie Desflots, Sean White, Arthur J. Mariano, Edward H. Ryan (2005). The Antarctic CP Current. The Cooperative Institute for Marine and Atmospheric Studies. Retrieved on 2009-04-11.
  11. ^ S. Businger, T. M. Graziano, M. L. Kaplan, and R. A. Rozumalski (2004). Cold-air cyclogenesis along the Gulf-Stream front: investigation of diabatic impacts on cyclone development, frontal structure, and track.[pautan mati kekal] Meteorology and Atmospheric Physics, pp. 65-90. Retrieved on 2008-09-21.
  12. ^ David M. Roth (2000). P 1.43 A FIFTY YEAR HISTORY OF SUBTROPICAL CYCLONES. American Meteorological Society. Retrieved on 2008-09-21.
  13. ^ D. K. Savidge and J. M. Bane (1999). Cyclogenesis in the deep ocean beneath the Gulf Stream. 1. Description. Journal of geophysical research, pp. 18111-18126. Retrieved on 2008-09-21.
  14. ^ a b Dr. DeCaria (2007-05-29). "ESCI 241 – Meteorology; Lesson 16 – Extratropical Cyclones". Department of Earth Sciences, Millersville University, Millersville, Pennsylvania. Diarkibkan daripada yang asal pada 2007-05-29. Dicapai pada 2009-05-31. Ralat petik: Tag <ref> tidak sah, nama "ExtraLessonMillUni" digunakan secara berulang dengan kandungan yang berbeza
  15. ^ Robert Hart and Jenni Evans (2003). "Synoptic Composites of the Extratropical Transition Lifecycle of North Atlantic TCs as Defined Within Cyclone Phase Space" (PDF). American Meteorological Society. Dicapai pada 2006-10-03. External link in |publisher= (bantuan)
  16. ^ Ryan N. Maue (2009). CHAPTER 3: CYCLONE PARADIGMS AND EXTRATROPICAL TRANSITION CONCEPTUALIZATIONS. Diarkibkan 2008-05-10 di Wayback Machine Florida State University. Retrieved on 2008-06-15.
  17. ^ Atlantic Oceanographic and Meteorological Laboratory; Hurricane Research Division (2004). "Frequently Asked Questions: What is an extra-tropical cyclone?". NOAA. Dicapai pada 2006-07-25.
  18. ^ Joint Typhoon Warning Center (2009). Section 2: Tropical Cyclone Motion Terminology. United States Navy. Retrieved on 2007-04-10.
  19. ^ Powell, Jeff; dll. (May 2007). "Hurricane Ioke: 20–27 August 2006". 2006 Tropical Cyclones Central North Pacific. Central Pacific Hurricane Center. Dicapai pada 2007-06-09.
Diambil daripada "https://ms.wikipedia.org/w/index.php?title=Angin_Baratan&oldid=5301114"