## ANALISIS PENGARUH AEROSOL PADA AWAN DI INDONESIA [AEROSOL IMPACT ON CLOUDS ANALYSIS OVER INDONESIA]
Indah Susanti 1 , Rosida, Laras Tursilowati, Nani Cholianawati Peneliti Pusat Sains dan Teknologi Atmosfer, LApan
1 e-mail: indahpl@gmail.com
Diterima 4 Agustus 2014; Disetujui  29 Oktober 2014

## ABSTRACT
This paper describe utilization the Moderate Resolution Imaging Spectroradiometer  (MODIS)  data  level-2  on  the  Terra  satellite  MOD08  version  5.  1  to study  the  effect  of  the  increase  of  aerosol  flux    expressed  as  AOD  (Aerosol  Optical Depth)  on  the  size  of  the  effective  radius  of  liquid  clouds  and  ice  clouds,  the  clouds fraction  and  cloud  top  pressure  (CTP)  on  Indonesia.  The  data  are  grouped  into  wet season  (DJF),  the  first  transition  period  (MAM),  dry  season  (JJA)  and  the  second transition period (SON) over an area between 80 ˚ -150 ˚ BT and 12 ˚ LS-12 ˚ LU for the period March 2000 - February 2012. The positive indirect effect of aerosols on the size of the cloud effective radius is more visible  for liquid clouds than on ice clouds. The positive effect  of  aerosols  on  the  effective  radius  of  ice  clouds  observed  over  the  mainland (Borneo,  Sumatra,  and  some  parts  of  Java)  for  all  seasons,  with  the  strongest  effects being  on  the  MAM  and  SON  season  over  Kalimantan.  The  negative  effect  on  the  ice clouds  tend  to  occur  over  the  ocean  and  over  areas  with  low  AOD  values  (below  0.3). The positive effects of aerosols on effective radius of liquid clouds are clearly observed for MAM and SON. On the other hand, areas with high value of AOD on average (above 1),  as  over  some  parts  of  Sumatra  and  Kalimantan,  the  increase  in  aerosol  flux increases  the  cloud  fraction.  The  effect  of  aerosol  flux  increase  in  Indonesia  tends  to increase cloud top pressure, hence they enhance formation of low clouds.
Keywords: Aerosol, Cloud fraction, MODIS, Terra

## ABSTRAK
Tulisan  ini  menguraikan  penggunaan  data Moderate  Resolution  Imaging Spectroradiometer (MODIS)  level-2  pada  satelit  Terra  MOD08  versi  5.1  untuk mempelajari  pengaruh  peningkatan  fluks  aerosol  yang  dinyatakan  dengan  parameter Aerosol Optical  Depth (AOD)  pada ukuran radius efektif awan  cair dan  awan es, pada fraksi  awan  dan  pada  tekanan  puncak  awan  atau Cloud  Top  Pressure (CTP)  di  atas Indonesia.  Data  dikelompokkan  untuk  musim  hujan  (Desember,  Januari,  Februari atau DJF), periode transisi 1 (Maret, April, Mei atau MAM), musim  kering (Juni, Juli, Agustus atau JJA) dan periode transisi 2 (September, Oktober, November atau SON) di atas wilayah yang meliputi 80 º-150 ºBT dan 12 ºS-12 ºLU untuk periode Maret 2000 – Februari  2012.  Pengaruh  tidak  langsung  yang  bersifat  positif  dari  aerosol  di  atas Indonesia pada ukuran radius efektif awan lebih terlihat pada awan cair dibandingkan pada  awan  es.  Pengaruh  positif  aerosol  pada  radius  efektif  awan  es  terjadi  di  atas daratan  Kalimantan,  Sumatera,  dan  sebagian  Jawa  untuk  semua  periode,  dengan pengaruh terkuat pada periode MAM dan SON di Kalimantan. Pengaruh negatif untuk awan  es  cenderung  terjadi  di  atas  lautan  dan  daerah-daerah  dengan  nilai  AOD  di bawah  0,3.  Pengaruh  positif  aerosol  pada  radius  efektif  awan  cair  jelas  terlihat  pada periode MAM dan SON. Sedangkan untuk wilayah-wilayah dengan nilai rata-rata AOD
yang  tinggi  (di  atas  1) terlihat  di  sebagian  Sumatera  dan  sebagian  Kalimantan, peningkatan  fluks  aerosol  menyebabkan  peningkatan  fraksi  awan.  Pengaruh peningkatan  fluks  aerosol  di  Indonesia  cenderung  meningkatkan  nilai  tekanan  pada puncak awan, yang berarti membantu pembentukan awan-awan rendah.
Kata kunci: Aerosol, Fraksi awan, MODIS, Terra

## 1 PENDAHULUAN
Dalam  banyak  referensi  diakui  secara  umum  bahwa  aerosol  memberikan  efek yang signifikan pada cuaca dan iklim. Secara tidak langsung, aerosol bertindak sebagai inti  kondensasi  awan  dan  inti  es,  sehingga  mengubah  karakteristik  awan  (Lohmann dan Feichter, 2005; Koren dkk., 2005; Sherwood, 2002; Tripathi dan Sagnik., 2007; Wu dkk.,  2008).  IPCC  telah  menekankan  pentingnya  melakukan  kuantifikasi  pengaruh tidak langsung aerosol pada awan-cair dan awan-es dalam skala regional. Kuantifikasi tersebut berguna untuk meminimalkan ketidakpastian estimasi indirect forcing secara global. Efek Twomey, sebagai efek tidak langsung pertama dari aerosol (Sekiguchi dkk., 2003; Twomey, 1977; Twomey dkk., 1984), merujuk pada peningkatan reflektivitas dan albedo  awan.  Peningkatan  reflektivitas  tersebut  terjadi  karena  aerosol  menjadikan butiran awan yang terbentuk menjadi lebih kecil dibandingkan tanpa aerosol, namun dalam jumlah yang lebih besar. Selanjutnya, butiran awan yang semakin banyak tapi semakin  kecil  mengurangi  efisiensi  presipitasi  dan  meningkatkan lifetime awan  (efek tidak  langsung  kedua)  (Jiang  dkk.,  2007;  Ramanathan  dan  Carmichael,  2008).  Efek lainnya  (efek  semi-langsung)  merupakan  hasil  penyerapan  radiasi  matahari  oleh aerosol,  yang  memanaskan  atmosfer  dan  mengakibatkan  penguapan  butiran  awan (Sekiguchi dkk., 2003).
Efek tidak langsung aerosol telah diteliti melalui observasi dan juga studi-studi model di berbagai bagian dunia (Lohmann dan Feicher, 2005). Ramanathan dkk.,2001) telah melakukan  analisis  awan-awan  terpolusi  yang  memiliki  jumlah  aerosol  tiga  kali lebih besar dari awan-awan murni. Vinoj dan Satheesh (2003) juga telah mempelajari efek  tidak  langsung  aerosol  garam  laut  pada  properti  mikrofisika  awan  di  atas  Laut Arabia  dengan  menggunakan  hubungan  empiris  yang  dibangun  dari  pengukuran INDOEX. Kemudian, Tripathi dkk. (2007) menganalisis efek aerosol pada awan untuk daerah  dataran Indo-Gangetic ( Indo-Gangetic  Plain –IGP),  dimana  karakteristik aerosolnya sangat kompleks karena ada percampuran antara aerosol alami dan aerosol antropogenik.  Hasilnya  menunjukkan  bahwa  aerosol  untuk  kawasan  IGP  cenderung menyebabkan penurunan nilai radius efektif.
Menganalisis efek aerosol pada awan bukan merupakan persoalan yang mudah karena  selain  adanya  ketergantungan  pada  keterkaitan  antara  aerosol-awan  secara mikroskopis, juga terdapat ketergantungan keduanya pada kondisi meteorologis. Selain itu,  efek  beban  polusi  pada  ‘awan  es’  dan  ‘awan  cair’  dapat  menjadi  berbeda,  seperti yang  telah  diobservasi  oleh  (Jiang  dkk.,  2011;  Chylek  dkk.,  2006;  Wu  dkk.,  2008)  di atas  Lautan  Hindia  selama  bulan-bulan  musim  dingin  (November-April).  Makalah  ini, difokuskan  pada  pengaruh  aerosol  terhadap  radius  efektif  awan  es,  awan  cair,  fraksi awan  dan  tekanan  puncak  awan,  serta  analisis  efek  mana  yang  lebih  besar  untuk atmosfer di atas Indonesia. Analisis mengenai hal tersebut belum ada untuk kawasan Indonesia.

## 2    DATA DAN PENGOLAHAN
Dalam menganalisis efek aerosol pada kondisi awan di atas Indonesia, penelitian ini  menggunakan data  MODIS  MOD08  versi  5.1 dengan  resolusi  1 derajat  dari  Maret
2000 sampai Februari 2012, yang diperoleh dari ladsweb.nascom.nasa.gov. Parameter yang  digunakan  antara  lain  adalah: Aerosol  Optical  Depth (AOD)  untuk  kolom  total (tanpa  satuan), cloud  effective  radius  –  ice (satuan:  micron), cloud  effective  radius  – liquid (satuan:  micron), cloud  fraction ,  dan cloud  top  pressure (dalam  hPa).  Masing- masing  parameter  dihitung  rata-rata  3  bulanan  untuk  bulan  Desember-Januari- Februari  (DJF),  Maret-April-Mei  (MAM),  Juni-Juli-Agustus  (JJA),  dan  September- Oktober-November  (SON),  serta  dibuat timeseries tahunan  untuk  setiap  periode  3 bulanan. Berdasarkan data timeseries 3 bulanan tersebut, dibuat korelasi spasial dan dibandingkan untuk melihat variabel yang paling dipengaruhi oleh aerosol.
Selain itu dibuat analisis Conditional Probability Function (CPF), yang merupakan rasio  antara  frekuensi  semua  kejadian  pada  rentang  nilai  tertentu,  dengan  frekuensi kejadian  pada  saat  beban  aerosol  cukup  tinggi.  Dalam  hal  ini,  nilai  AOD  di  atas  0,2 mewakili  kondisi  atmosfer  terbebani  aerosol  dalam  jumlah  yang  cukup  besar.  CPF dihitung untuk parameter radius efektif awan es dan radius efektif awan cair. Nilai CPF yang  tinggi  pada  rentang  nilai  tertentu,  menunjukkan  bahwa  pada  rentang  tersebut dipengaruhi  oleh  kondisi  atmosfer  terbebani  oleh  aerosol.  Penggunaan  CPF  pada parameter radius efektif awan cair dan awan es ditujukan untuk mengkaji mana yang lebih dipengaruhi oleh aerosol, apakah butiran awan es atau awan cair.

## 3    HASIL DAN PEMBAHASAN

## 3.1 Variabilitas AOD musiman
Berdasarkan hasil pengolahan  data dapat diketahui bahwa nilai rata-rata AOD untuk  semua  periode  (DJF,  MAM,  JJA,  dan  SON)  tidak  lebih  dari  0,5  (Gambar  3-1). Kawasan  Indonesia  bagian  barat  adalah  daerah  dengan  nilai  AOD  relatif  lebih  tinggi dibandingkan  kawasan  Indonesia  bagian  timur  untuk  semua  periode.  Untuk  periode DJF,  luasan  wilayah  dengan  nilai  AOD  tinggi  lebih  sedikit  dibandingkan  periode lainnnya. Hal ini karena adanya pengaruh deposisi basah yang selama periode tersebut menurunkan  konsentrasi  aerosol  di  atmosfer.  Pada  periode  lainnya  di  mana  tingkat deposisi basah lebih rendah, nilai AOD di beberapa kawasan lebih tinggi dibandingkan pada periode DJF.
Gambar 3-1: Nilai rata-rata AOD musiman di Indonesia antara 2000 dan 2012.
a
b

## Gambar 3-2: Nilai AOD dan nilai anomali AOD untuk periode SON 2006
Kondisi  atmosfer  di  kawasan  barat  Indonesia  yang  cenderung  lebih  terpolusi, didominasi  oleh  kejadian  kebakaran  yang  terjadi  di  Kalimantan  dan  mempengaruhi kondisi  atmosfer  di  sekitarnya,  terutama  di  Sumatera.  Hal  ini  ditunjukkan  oleh  nilai AOD  yang  sangat  tinggi  pada  periode  SON  2006  yang  mencapai  nilai  lebih  dari  1 (Gambar  3-2a)  dan  nilai  anomalinya  yang  bernilai  positif  dan  tinggi  (Gambar  3-2b). Tentunya  hal  ini  memberikan  pangaruh  banyak  pada  kondisi  atmosfer  dan lingkungannya.

## 3.2 Pengaruh Aerosol Pada Radius Efektif Awan
Pengaruh  aerosol  pada  kondisi  awan  dapat  berupa  pengaruh  positif  atau pengaruh  negatif.  Yang  dimaksud  pengaruh  positif  dan  pengaruh  negatif  ini  merujuk pada apa yang diungkapkan oleh Tripathi dkk. (2007). Aerosol memberikan pengaruh positif  ketika  peningkatan  fluks  aerosol  menyebabkan  penurunan  nilai  radius  efektif (R eff )  dan  sebaliknya.  Sedangkan  pengaruh  negatif  terjadi  ketika  peningkatan  fluks aerosol  menyebabkan  R eff juga  meningkat.  Dari  hasil  pengolahan  data  MODIS, pengaruh  positif  aerosol  pada  radius  efektif  awan  es  terjadi  di  atas  daratan (Kalimantan,  Sumatera,  dan  sebagian  Jawa)  untuk  semua  periode,  dengan  pengaruh terkuat  pada  periode  MAM  dan  SON  di  Kalimantan  (Gambar  3-3).  Pengaruh  negatif untuk awan es cenderung terjadi di  atas lautan dan daerah-daerah dengan nilai AOD rendah.
Gambar  3-4  menunjukkan  pengaruh  positif  aerosol  pada  radius  efektif  awan cair, jelas terlihat pada periode MAM dan SON, bahkan untuk atmosfer di atas lautan. Pengaruh positif tersebut tetap terlihat pada periode JJA, namun dengan nilai korelasi yang  lebih  rendah.  Untuk  periode  DJF,  hampir  seluruh  bagian  di  atas  daratan mengalami  pengaruh  negatif,  kecuali  untuk  daerah  Sumatera  yang  tetap  mengalami pengaruh  positif.  Ini  berarti  bahwa  pada  periode  DJF,  dimana  kondisi  atmosfernya sangat lembab, densitas uap air yang tinggi, menyebabkan tingginya tingkat terjadinya kolisi dan koalisensi, sehingga adanya aerosol mempercepat terjadinya kondensasi dan menghasilkan  butiran  awan  yang  melebihi  ukuran  kritis  dan  intensitas  curah  hujan yang  relatif  tinggi.  Proses  curah  hujan  ini  merupakan  proses  yang  berperan  penting dalam  pemindahan  partikel-partikel  aerosol.  Terdapat  kemungkinan  bahwa  tidak seluruh partikel  aerosol  yang  ada  di  atmosfer  menjadi  inti  kondensasi  (hanya  aerosol higroskopis  yang  dapat  menjadi  inti  kondensasi),  namun  terdapat  juga  kemungkinan adanya  partikel  aerosol  yang  mengalami  proses  penangkapan  oleh  tetes  awan  untuk pertumbuhan  dengan  difusi  uap  air,  atau  disapu  oleh  partikel-partikel  endapan (presipitasi)  yang  jatuh.  Awan-awan  cair  sering  dijumpai  dalam  atmosfer  pada temperatur di bawah 0 ºC, karena air dengan segera menjadi kelewat dingin, terutama partikel-partikel  yang  tinggi.  Karena  itu,  terdapat  kesamaan  periode  di  mana  korelasi aerosol menunjukkan pengaruh terkuat pada radius efektif awan cair dan awan es.
Dari sisi analisis CPF, terlihat bahwa aerosol memberikan pengaruh yang lebih berpola pada ukuran butiran awan cair dibandingkan pengaruh pada ukuran butiran awan  es.  Tabel  3-1  menunjukkan  nilai  CPF  untuk  setiap  rentang  nilai  radius  efektif awan  cair  dan  Tabel  3-2  untuk  awan  es.  Dalam  Tabel  3-1  terlihat  bahwa  nilai  CPF tertinggi  terjadi  untuk  rentang  nilai  radius  efektif  yang  kecil  (13-16  mikron),  yang berarti,  munculnya  kejadian/terbentuknya  butiran  awan  cair  yang  kecil  sangat berkaitan  dengan  kondisi  atmosfer  terpolusi,  dalam  hal  ini  memiliki  nilai  AOD  yang relatif  tinggi.  Pada  rentang  nilai  radius  efektif  awan  cair  yang  lebih  besar,  nilai  CPF yang tinggi, yang berarti munculnya atau terbentuknya butiran awan cair pada rentang ukuran tersebut, tidak menunjukkan keterkaitan yang signifikan dengan beban aerosol di atmosfer. Adapun pengaruh aerosol pada ukuran butir awan es yang terurai dalam Tabel  3-2,  tidak  menunjukkan  adanya  pengaruh  yang  kuat  dan  konsisten.  Pada rentang ukuran butiran awan es sekitar 23 mikron, CPF yang tinggi (0,6), yang berarti lebih dari 50% frekuensi terbentuknya butiran awan es yang kecil terjadi pada kondisi AOD  tinggi.  Namun,  untuk  ukuran  butiran  yang  lebih  besar  (30  mikron),  CPF  yang tinggi juga menunjukkan adanya keterkaitan dengan beban aerosol di atmosfer.

## Tabel 3-1:  CPF  DAN  FREKUENSI  KEJADIAN  BERDASARKAN  RENTANG  NILAI  RADIUS  EFEKTIF AWAN CAIR
Rentang nilai - radius efektif awan cair Frekuensi kejadian pada semua kondisi Frekuensi kejadian pada kondisi AOD tinggi Bin 13 1 1 1 14 0 0 15 3 3 1 16 6 5 0.833333 17 9 4 0.444444 18 27 11 0.407407 19 31 13 0.419355 20 16 7 0.4375 21 16 7 0.4375

## Tabel 3-2:  CPF  DAN  FREKUENSI  KEJADIAN  BERDASARKAN  RENTANG  NILAI  RADIUS  EFEKTIF AWAN ES
Rentang nilai- radius efektif awan es Frekuensi kejadian pada semua kondisi Frekuensi kejadian pada kondisi AOD tinggi CPF 23 5 3 0.6000 24 16 9 0.5625 25 28 13 0.46429 26 35 17 0.48571 27 16 8 0.5000 28 11 3 0.27272 29 3 1 0.33333 30 3 2 0.66667 31 2 1 0.5000
3.3 Pengaruh Aerosol pada Fraksi dan Tekanan Puncak Awan
Seperti  juga  pengaruh  pada  ukuran  radius  efektif butiran awan,  pengaruh aerosol pada fraksi awan juga menunjukkan ketidakseragaman. Apabila pengaruh yang signifikan  ditunjukkan  dengan  nilai  korelasi  yang  tinggi  (>0,6  dan  <-0,6),  maka pengaruh  yang  relatif  kuat  terjadi  pada  periode  MAM  dan  SON,  dengan  efek  yang berbeda di Indonesia (Gambar 3-5).
Gambar 3-3: Korelasi  AOD  dengan  ukuran  radius  efektif  untuk  awan  es  untuk  periode  DJF,  MAM, JJA, dan SON
Gambar 3-4: Korelasi  AOD  dengan  ukuran  radius  efektif  untuk  awan  es  untuk  periode  DJF,  MAM, JJA, dan SON
Gambar 3-5: Korelasi AOD dengan fraksi awan untuk periode DJF, MAM, JJA, dan SON
Nilai  korelasi  negatif  kuat  cenderung  terjadi  di  bagian  Indonesia  yang  relatif memiliki nilai AOD rendah, seperti Sulawesi, Kepulauan Maluku, Nusa Tenggara, dan Laut Jawa. Sedangkan untuk wilayah-wilayah dengan nilai rata-rata AOD yang tinggi (sebagian Sumatera dan sebagian Kalimantan, menunjukkan nilai korelasi positif, yang berarti peningkatan fluks aerosol menyebabkan peningkatan fraksi awan (Gambar 3-5).
Pengaruh positif fluks aerosol yang menurunkan ukuran radius efektif awan (es dan  cair),  memperpanjang lifetime awan,  dan  meningkatkan  fraksi  awan,  untuk kawasan  Indonesia  lebih  tampak  pada  periode  DJF.  Ini  berarti  bahwa  keterkaitan antara  aerosol  dan  fraksi  awan  tidak  dapat  lepas  dari  kondisi  meteorologi  setempat, ketika kawasan Indonesia mengalami musim hujan (DJF) dimana pasokan uap air dan kelembaban tinggi. Adanya keragaman yang tinggi dalam nilai korelasi antara AOD dan fraksi  awan,  menunjukkan  bahwa  terdapat  kemungkinan  adanya  suatu  nilai  batas AOD  dan  kelembaban  yang  mempengaruhinya  yang  dapat  menjadikan  suatu  wilayah memiliki fraksi awan yang lebih tinggi.
Secara teori, pengaruh positif aerosol adalah menurunnya ukuran partikel awan cair/es, yang meningkatkan lifetime dan fraksi awan. Hal ini berakibat pada turunnya tekanan  puncak  awan,  yang  berarti  bahwa  aerosol  membantu  terbentuknya  awan- awan tinggi. Berdasarkan Internatonal Satellite Cloud Climatology Nomenclature , Cloud Top Pressure (CTP) dapat digunakan untuk melakukan klasifikasi awan, dimana awan dengan  CTP  lebih dari 680 hPa  dikatakan  sebagai  awan  rendah, antara 440 hPa dan 680  hPa  dikatakan  sebagai  awan  menengah,  dan  kurang  dari  440  hPa  dikatakan sebagai  awan  tinggi.  Dengan  menggunakan  data  MODIS  yang  ditunjukkan  pada Gambar 3-6, tampak adanya ketidaksesuaian dengan teori tersebut, dimana pengaruh peningkatan  fluks  aerosol  di  Indonesia  justru  cenderung  meningkatkan  nilai  tekanan puncak  awan.  Ini  berarti  membantu  pembentukan  awan-awan  rendah.  Hal  ini  lebih jelas  ditunjukkan  pada  Gambar  3-7  di  mana  terlihat  adanya  korelasi  bernilai  positif, dan  korelasi  tersebut  paling  kuat  terjadi  pada  periode  MAM.  Meskipun  demikian, apabila  dilihat  secara  sekilas  sebaran  nilai  rata-rata  AOD  dan  CTP  musiman menunjukkan  adanya  kesamaan  pola.  Daerah  dengan  nilai  AOD  cenderung  tinggi, memiliki nilai rata-rata CTP yang relatif lebih rendah dibandingkan daerah sekitarnya, yang berarti awan-awan tersebut merupakan awan-awan tinggi.
Gambar 3-6: Nilai rata-rata CTP untuk periode DJF, MAM, JJA dan SON
Gambar 3-7: Korelasi AOD dengan tekanan puncak awan untuk periode DJF, MAM, JJA, dan SON

## 4  KESIMPULAN
Pengaruh tidak langsung yang bersifat positif dari aerosol di atas Indonesia pada ukuran  radius  efektif  awan  lebih  terlihat  pada  awan  cair  dibandingkan  dengan pengaruh pada awan es. Pengaruh positif aerosol pada radius efektif awan es terjadi di atas  daratan  (Kalimantan,  Sumatera,  dan  sebagian  Jawa)  untuk  semua  periode, dengan pengaruh terkuat pada periode MAM dan SON di Kalimantan. Pengaruh negatif untuk awan es cenderung terjadi di atas lautan dan daerah-daerah dengan nilai AOD rendah.  Pengaruh  positif  aerosol  pada  radius  efektif  awan  cair,  jelas  terlihat  pada periode MAM dan SON. Sedangkan untuk wilayah-wilayah dengan nilai rata-rata AOD yang  tinggi  (sebagian  Sumatera  dan  sebagian  Kalimantan),  peningkatan  fluks  aerosol menyebabkan  peningkatan  fraksi  awan.  Ini  menunjukkan  bahwa  keterkaitan  antara aerosol dan fraksi awan tidak dapat lepas dari kondisi meteorologi setempat. Pengaruh peningkatan fluks aerosol di Indonesia cenderung meningkatkan nilai tekanan puncak awan,  yang  berarti  membantu  pembentukan  awan-awan  rendah  dan  meningkatkan kompleksitas proses mikrofisika awan dan hujan.

## DAFTAR RUJUKAN
Jiang, J. H. , Livesey, N. J., Su, H., Neary, L., McConnell, J. C., dan Richards, N. A. D., 2007. Connecting  Surface  Emissions,  Convective  Uplifting,  and  Long-Range Transport  of  Carbon Monoxide  in  the  Upper Troposphere:  New  Observations from the  Aura  Microwave  Limb  Sounder ,  Geophys.  Res.  Lett.  ,  34,  L18812,  doi:10. 1029/2007GL030638.
Jiang, J. H., Su, H., Zhai, C., Massie, S. T., Schoeberl, M. R., Colarco, P. R., Platnick, S., Gu, Y., and Liou, K. N., 2011. Influence of Convection and Aerosol Pollution on Ice  Cloud  Particle  Effective  Radius ,  Atmos.  Chem.  Phys.,  11,  457–463,  2011, doi:10.5194/acp-11-457-2011,  ©  Author(s)  2011.  CC  Attribution  3.0  License, www.atmos-chem-phys.net/11/457/2011/.
Koren,  I.,  Kaufman,  Y.  J.,  Rosenfeld,  D.,  Remer,  L.  A.,  dan  Rudich,  Y.,  2005. Aerosol Invigoration  and  Restructuring  of  Atlantic  Convective  Clouds ,  Geophysical Research Letters, Volume 32, Issue 14, DOI: 10.1029/2005GL023187, Copyright 2005 by the American Geophysical Union.
Lohmann, U., dan Feichter, J., 2005. Global Indirect Aerosol Effects: A Review , Atmos. Chem.  Phys.,  5,  715–737, 2005, www.atmos-chem-phys.org/acp/5/715/,  SRef- ID: 1680-7324/acp/2005-5-715, European Geosciences Union.
Ramanathan,  V.,  Crutzen,  P.  J.,    Kiehl,  J.  T.,  Rosenfeld,  D.,  2001. Aerosols,  Climate, and  the  Hydrological  Cycle ,  www.Sciencemag.Org  Science,  Vol  294,  Science’s Compass, p. 2119-2124.
Ramanathan, V., dan Carmichael, G., 2008. Global and Regional Climate Changes Due to  Black  Carbon,  Review  Article , Nature  Geosciences, Vol  1,    www.nature.  com/ naturegeoscience, © 2008 Nature Publishing Group.
Sekiguchi,  M.,  Nakajima,  T.,  Suzuki,  K.,  Kawamoto,  K.,  Higurashi,  A.,  Rosenfeld,  D., Sano,  I.,  dan  Mukai,  S.,  2003. A  Study  of  the  Direct  and  Indirect  Effects  of Aerosols  using  Global  Satellite  Data  Sets  of  Aerosol  and  Cloud  Parameters ,  J. Geophys. Res., 108 (D22), 4699, doi:10. 1029/2002JD003359.
Sherwood, S., 2002. Aerosols and Ice Particle Size in Tropical Cumulonimbus , Journal of Climate, 15, 1051–1063.
Tripathi, S. N., Pattnaik, and Sagnik, A., 2007. Aerosol Indirect Effect over Indo-Gangetic Plain , Atmospheric Environment, Vol. 41, p. 7037-7047.
Twomey, S., 1977. Atmospheric Aerosols , 302 pp., Elsevier Sci., Amsterdam.
Twomey,  S.,  Piepgrass,  M.,  dan  Wolfe,  T.  L.,  1984. An  Assessment  of  the  Impact  of Pollution of Global Cloud Albedo , Tellus, Ser. B, 36, 356– 366. Vinoj,  V.,  dan  Satheesh,  S.  K.,  2003. Measurements  of  Aerosol  Optical  Depth  Over Arabian Sea During Summer Monsoon Season, Geophysical Research Letters, 30: doi: 10.1029/2002GL016664. ISSN: 0094-8276.
Wu, D. L., Jiang, J. H., Read, W. G., Austin R. T., Davis, C. P. A., Lambert, Stephens, G. L.,  Vane,  D.  G.,  dan  Waters,  J.  W.,  2008. Validation  of  the  Aura  MLS  Cloud  Ice Water  Content  Measurements ,  J.  Geophys.  Res.,  113,  D15S10,  doi:10.  1029/ 2007JD008931.