Sala satu cara pengumpalan informasi demikian ialah dengan penga-matan penerbangan yang yang telah dilakukan sejak tahun 1944. Tu-juan dari pemanfaatan dengan kapal terbang ialah menentukan lokasi pusat siklon tropis, mengukur tekanan minimum, tinggi awan, kece-patan angin, dan sebagianya. Selain pengamatan penerbangan juga dipakai radar meteorologi untuk mendeteksi pusat siklontropis.pesawat terbang dilengkapi dengan radar agar pilot dapat menghindari pusat badai yang sangat ganas karena adaya turbulensiyang banyak menim-bulkan bahaya bagi penerbangan. Satelit cuaca telah banyak digunak-an untukmembentuk menentukdigunak-an posisi ddigunak-an intensitas badai tropis,
Pengamatan Siklon Tropis 33 terutama jika badai terletak diluar daerah jangkauan radar metoro-logi. Setiap instrumen mempunyai kemampuan sendiri-sendiri. Da-ta yang dikumpulkan secara bersamaan dari satelit cuaca, peneliti-an dengpeneliti-an pesawat terbpeneliti-ang, dpeneliti-an data radar meteorologi, akpeneliti-an sedi-kit bertaut-tautan, tetapi saling menyempurnakan satu sama lain dan sangat bermanfaat . ada tiga masalah dasar dalam peramalan siklon tropis yaitu asal mula intensitas,dan gerakan siklon tropis, ketiga ma-salah ini merupakan hal yng sangat sulit.
7
Fisika Awan dan Hujan
7.1 Klasifikasi Awan
Awan digolongkan menurut metode pembentukan awan dan menurut ketinggian dasar awan. Menurut metode pembentukan awan digo-longkan menjadi awan stratiform dan awan cumuliform, sedangkan menurut ketinggian dasar awan digolongkan menjadi awan rendah, awan menengah, dan awan tinggi.
7.1.1 Klasifikasi Awan Menurut Metode Pembentukan
System awan dikendalikan oleh gerak udara vertical yang dise-babkan oleh konveksi, orografi, konvergensi, dan front. Klasifikasi aw-an menurut pembentukaw-annya adalah
1. Stratiform yang menyebabkan hujan kontinu, dikaitkan dengan kenaikan udara skala luas akibat danya front, kenaikan topogra-fi, atau konvergensi horizontal skala luas. Awan ini timbuh de-ngan lambat, arus vetikal luas, dan terjadi pada area yang nisbi kecil.
2. Cumuliform yang menyebabkan hujan deras ( showery ) dikaitk-an dengdikaitk-an konveksi skala cumulus ydikaitk-ang terlokalisasi dalam uda-ra labil.
7.1.2 Klasifikasi Awan Menurut Ketinggian Dasar Awan
Klasifikasi awan yang biasa digunakan adalah klasifikasi Howard. Klasifikasi awan menurut ketinggian dasar awan dijelaskan sebagai berikut.
1. Awan rendah, mempunyai ketinggian dasar awan kurang dari 2 km, biasanya dipakai kata ‘strato’ atau ‘stratus’. Contohnya Nimbustratus (Ns), Stratocumulus (Sc), dan Stratus (St).
36 Fisika Awan dan Hujan
2. Awan menengah, mempunyai ketinggian dasar awan antara 2 dan 6 km, biasanya diawali dengan kata ‘alto’. Contohnya Al-tocumulus (Ac) dan Altostratus (As).
3. Awan tinggi, mempunyai ketinggian dasar awan diatas 6 km,biasanya ditandai dengan awalan ‘cirro’ atau ‘cirrus’. Contohnya Cirrostra-tus (Cs), Cirrocumulus (Cc), dan Cirrus (Ci).
Kadang-kadang awan berbentuk lapisan yang luas, halus, dam me-rata sebagai petunjuk bahwa udara di daerah tersebut secara keselu-ruhan naik ke atas dengan lambat, awan ini disebut awan stratus (St) atau ‘awan lapisan’. Seringkali awan menyebar bagaikan kapuk putih yang melayang di udara dan berkelompok sendiri, bentuk ini disebut ‘awan cumulus’ (Cu).
Awan cumulonimbus (Cb) adalah awan cumulus yang besar, ganas, menjulang tinggi sebagai awan hujan. Dasar awan cumulonimbus an-tara 100 dan 600 m, sedangkan puncaknya tropopause. Dalam awan cumulonimbus terdapat batu es (hail), guruh, kilat, hujan deras, dan kadang-kadang terjadi angin ribut.
Awan cumulus congestus seperti awan cumulonimbus, tetapi beda-nya cumulus congestus belum cukup tinggi sehingga belum terbentuk puncak yang berwarna putih. Stratocumulus merupakan pecahan da-ri awan cumulus, bentuknya seprti kapas berserakan dengan tinggi dasar awan sekitar 2.000 m.
Awan altocumulus mempunyai dasar awan lebih tinggi daripada stratocumulus. Awan ini terlihat berserakan merata dan bergumpal-gumpal berwarna putih dan hitam. Jika ketebalannya cukup maka awan ini dapat menimbulkan hujan. Awan altostratus adalah awa-nmenengah yang merata dan dapat berupa lapisan-lapisan yang te-bal, karenanya pada musim hujan awan ini dapat menimbulkan hujan merata, ringan, sampai sedang dan berlangsung terus menerus.
Awan cirrus adalah awan tingi di atas 10 km, warnanya putih dan terdiri atas Kristal es dan awan ini tidak akan menimbulkan hujan. 7.2 Penerapan Kajian Awan
Pengkajian awan sangat penrting bagi ahli meteorolgi. Pengamat-an dPengamat-an fotografi awPengamat-an merupakPengamat-an alat yPengamat-ang berharga untuk meramal cuaca jangka pendek. Beberapa contoh misalnya,
1. Suatu lapisan stratus atau stratocumulus di atas sebuah lembah, menandakan adanya inversi suhu pada paras atas lapisan terse-but.
Klasifikasi Awan 37 2. Perkembangan (evolusi) awan cumuliform memberi informasi
ke-tidakstabilan udara.
3. Kemiringan awan cumuliform menanadakan adanya geser angin yang kuat, yaitu gradient kecepatan angin dengan ketinggian ∂v∂z. Factor ini menentukan pertumbuhan tetes hujan dalam awan ter-sebut.
Awan merupakan fasa dalam daur (siklus) air di atmosfer. Oleh karena itu pengkajian awan menjadi penting. Selain itu, juga karena awan sebagai pengubah uap air menjadi air yang penting artinya bagi makhluk hidup.
7.3 Aerosol Atmosfer
Udara atmosfer bumi terdiri atas :
1. Campuran gas yang disebut udara kering 2. Air dalam keadaan cair, padat, dan uap 3. Aerosol atmosfer
Partikel padat dan cair yang mengapung di atmosfer disebut aero-sol atmosfer. Sumber aeroaero-sol ini adalah :
1. Pembakaran : kebakaran hutan, pembakaran dalam industri (lim-bah industri), misalnya partikel berbentuk garam, karbon atau jelaga.
2. Reaksi fasa gas, misalnya pembentukan sulfat dan nitrat.
3. Disperse partikel padat : reaksi kimia di dalam tanah yang di-ikuti erosi air dan erosi angin dapat menyebabakan pemasukan partikel dari batu-batuan mineral ke dalam udara, misalnya ga-ram natrium (Na), kalsium, kalium, silikat, dan sebagainya. 4. Disperse larutan : pecahan (percikan) gelembung kecil di laut
menyebabkan masukanya partikel ke dalam udara. 5. Sumber lain aerosol atmosfer adalah gunung berapi.
Nama Jejari (m)
Inti Aitken 0,005 – 0,1 Inti Besar 0,1 – 1 Inti Raksasa > 1
38 Fisika Awan dan Hujan
Aerosol biasanya diklasifikasikan menurut ukuran jejarinya. Per-kiraan produksi aerosol di dunia oleh fenomena alam dan aktivitas manusia dapat dilihat pada table di bawah ini,
SUMBER (Fenomena Alam) Diameter Aero-sol > 5 m < 5 m Garam laut 500 500 Gas menja-di konversi partikel 100 470
Debu dari tiup-an tiup-angin 250 250 Kebakaran hutan 30 5 Runtuhan me-teoric 10 0 Vulkano (sa-ngat variable) ? 25 total 890 (+?) 1.250 SUMBER (Aktivitas manusia) Diameter Aero-sol > 5 m < 5 m Gas menja-di konversi partikel 25 250 Proses industry 44 12 Pembakaran bahan bakar 34 10 Pembuangan partikel padat 2 0,5 Transportasi 0,5 2 Lain-lain 23 5 total 128,5 279,5
7.4 Pembentukan Tetes Awan dan Hujan 7.4.1 Pertumbuhan tetes dengan kondensasi
Tetes dianggap berada di atmosfer yang mempunyai tekanan uadp air lebuih besar daripada tekanan uap air keseimbangan tetes. Aki-batnya uap air akan berdifusi menuju tetes dan mengkondensasi pada
Klasifikasi Awan 39 tetes, dan melepasakan panas terselubung kondensasi yang menye-babkan naiknya suhu tetes, dengan demikian mempengaruhi tekanan uap keseimbangan. Jika tetes tumbuh menjadi cukup besar maka efek lengkungan dan efek larutan dapat diabaikan sehingga ukuran tetes bertambah menurut persamaan berikut :
rdr dt = S − 1 f (T, p) Dengan, r = jejari tetes t = waktu S = perbandingan jenuh
(S-1) = kelewat jenuh, missal S = 1,01, maka kelewt jenuh = 0,01 = 1%.
f (T,p) adalah sebuah fungsi dari suhu dan tekanan yang dinyatakan sebagai : f (T, p) = R T ρv D M es + Lv ρv K T M Lv RT − 1 Dengan,
R : konstanata gas universal T : suhu
ρv : densitas uap air
D : koefisien difusi uap air dalam udara es : tekanan uap jenuh
Lv : panas terselubung
K : konduktivitas panas udara M : berat molekul air
7.4.2 Pertumbuhan tetes hujan
Ada dua proses saat awan menghasilkan tetes hujan. Pertama dise-but proses Bowen-Ludlam atau poroses hujan panas yang hanya meli-batkan fasa cair. Proses ini terjadi pada awan panas yang banyak ter-dapat pada daerah tropis. Kedua disebut proses Bergeron-Findeisen atau proses Kristal es. Proses ini terjadi aktif pada daerah beriklim sedang yang awannya mengandung campuran tetes air dan partikel es, disebut awan dingin.
Dalam awan panas terdapat tetes yang berbeda ukurannya. Laju pertumbuhan massa tetes air yang besar melalui proses benturan dan tangkapan yang dinyatakan dengan persamaan :
dy
dx = E.W.π (R + r)
2
40 Fisika Awan dan Hujan
Atau dinyatakan dengan jejari, menjadi : Massa tetes = volume tetes x densitas tetes
m = 4 3πR 2ρ dm = 4 3πρ3dR = 4πρdR dR = dm 4πρ dT dt = E.W 4 ρ 1 + r R 2 (V − v) Untuk R>> r, maka : dR dt = E.W.V 4 ρ Dengan,
dm/dt : kecepatan pertumbuhan massa tetes besar dR/dt : kecepatan pertumbuhan ukuran tetes besar m, R : massa dan jejari tetes besar
r : jejari tetes kecil
E : efisiensi koleksi, E = E1+E2 E1 : efisiensi tangkapan
E2 : efisiensi benturan
W : kadar air awan per satuan volume, yaitu semua tetes kecil yang terkandung dalam satuan volume ( berorde 1 gram/m3)
V : kecepatan jatuh tetes besar v : kecepatan jatuh tetes kecil ρ : densitas air
7.4.3 Pertumbuhan partikel es
Pertumbuhan partikel es dalam awan dapat di bagi menjadi 3 ba-gian, yakni :
1. Pertumbuhan partikel es dari fasa uap
Dalam awan campuran yang di dominasi oleh tetes kelewat dingin, udara mendekati jenuh terhadap air cair, karenanya menjadi kelewat jenuh terhadap es. Misalnya, udara jenuh air cair pada -10◦C adalah kelewat jenuh 10% terhadap es dan pada -20◦C udara kelewat jenuh sebesar 21%. Nilai-nilai ini jauh lebih tinggi daripada kelewat jenuh udara berawan terhadap air cair, yang jarang melewati 1%. Akibatnya,
Klasifikasi Awan 41 dalam awan campuran maka Kristal es tumbuh dari fasa uap jenuh lebih cepat dari pada pertumbuhan tetes.
Factor kendali pertumbuhan massa sebuah Kristal es adalah ‘deposi-si’ (yaitu perubahan fasa uap air menjadi fasa padat atau es), serupa dengan factor kendali pertumbuhan massa sebuah tetes oleh ‘konden-sasi’. Akan tetapi masalah pertumbuhan Kristal es lebih rumit karena Kristal es tidak berbentuk bola.
1. Pertumbuhan partikel es dengan pembekuan tetes
Dalam awan campuran, pertambahan massa partikel es disebabkan oleh tumbukan dengan tetes kelewat dingin yang kemudian membeku pada partikel es. Pertumbuhan partikel es dengan pembekuan tetes dapat menghasilkan batu es hujan, biasanya berbentuk pada awan konvektif kuat yang mempunyai kadar air tinggi. Batu es hujan de-ngan diameter sebesar 13 cm dan massa lebih dari 0,5 kg pernah di amati.
1. Pertumbuhan partikel es dengan penggabungan
Partikel es dapat bertumbukan satu sama lain jika kecepatan jatuh terminalnya berbeda. Hal lain yang mempengaruhi pertumbuhan de-ngan penggabude-ngan ialah apakah dua partikel es akan melekat ber-sama jika mereka bertumbukan. Kemungkinan terjadinya pelekatan (adesi) ditentukan oleh 2 faktor, yaitu jenis partikel es dan suhu. 7.5 Perbandingan Tetes Awan Dan Hujan
Pada umumnya tetes awan mempunyai jejari antara 10 sampai 100 m (1 m = 0,001 mm), dan tetes hujan normal mempunyai jejari 1 sam-pai 3 mm. Jika tetes dianggap berbentuk bola maka volume sebuah tetes awan adalah
Va= 4 3πr
3
dan volume sebuah tetes hujan adalah Vh = 4
3πR
3
dengan r dan R masing-masing adalah jejari tetes awan dan jejari tetes hujan. Dari persamaan di atas dapat diperoleh,
Vh Va = 4 3πR3 4 3πr3 atau Vh= R r 3 Va
42 Fisika Awan dan Hujan
7.6 Pertumbuhan Awan Konvektif
Konveksi merupakan salah satu factor yang penting dalam pem-bentukan awan konvektif. Awan konvektif ialah awan yang terjadi karena kenaikan udara di atas permukaan yang nisbi panas.
Udara menjadi tidak stabil bila ada pemanasan dari bawah oleh radiasi matahari yang menaikan suhu tanah. Udara yang tidak stabil paling sedikit menimbulkan gangguan yang selanjutnya menyebabk-an konveksi. Ketidak teraturmenyebabk-an dari gerakmenyebabk-an udara dapat ditunjukmenyebabk-an dalam bentuk tonjolan yang membengkak dari awan cumulus.
Pada waktu siang hari saat suhu permukaan bertanbah panas ma-ka awan kecil mulai terbentuk dan disebut awan cumulus. Makin ber-tambahnya panas suhu permukaan tanah, maka awan cumulus tum-buh semakin besar dan berakhir untuk periode waktu yang lebih la-ma. Pada waktu awan pertama lenyap karena penguapan, maka uda-ra yang ditnggalkan oleh awan yang lenyap ini akan menjadi lebih lembab dari sebelumnya. Lambat laun awan tersebut bertambah ba-nyak dan bertambah besar, akhirnya sekelompok dari awan itu ber-gabung membentuk sebuah kolom udara yang naik dengan diameter yang lebih besar. Selama bagian dalam kolom udara tersebut masih lebih panas dari udara di sekelilingnya maka awan tersebut akan te-rus tumbuh menjulang ke atas. Jika suhu udara sekelilingnya turun secara cepat dengan bertambahnya ketinggian maka kecepatan arus ke atas akan menjadi lebih kuat.
Kebanyakan udara di dalam awan konvektif berasal dari lapisan udara dekat permukaan tanah. Pada waktu arus ke atas terjadi maka udara akan memusat ke arah awan. Udara tersebut mungkin juga dating dari jarak jauh (beberapa kilometer dari awan). Awan konvektif membawa panas ke atas dari lapisan panas dekat permukaan tanah sampai lapisan di atasnya yang lebih dingin.
7.7 Fasa Dari Sel Awan Cumulus
Peristiwa presipitasi (hujan atau salju) merupakan hal khusus, ada awan yang tidak menghasilkan hujan dan ada awan yang dapat men-jatuhkan hujan. Hal ini berarti ada peristiwa khusus di dalam awan agar tetes hujan dapat meninggalkan dasar awan dan jatuh ke permu-kaan bumi sebagai hujan.
Daur dari sebuah sel awan cumulus dapat dibagi menjadi 3 tingkat pertumbuhan yang bergantung pada arah arus udara yang dominan dan besarnya gerakan vertical.
1. Pertama adalah tingkat cumulus, ditandai dengan adanya gerak-an arus udara ke atas di seluruh sel awgerak-an.
Klasifikasi Awan 43 2. Kedua adalah tingkat masak, ditandai dengan adanya arus
uda-ra ke atas dan arus udauda-ra ke bawah.
3. Ketiga adalah tingkat disipasi (pelenyapan), ditandai dengan ada-nya arus udara ke bawah yang lemah di seluruh sel awan.
Dalam tingkat cumulus, udara di sekitarnya masuk melalui sam-ping dan mengikuti gerakan arus udara ke atas. Makin banyak uap air yang terbawa arus udara ke atas, makin banyak uap air yang meng-ondensasi menjadi tetes awan dan makin banyak jumlah tetes hujan yang dapat meninggalkan dasar awan yang jatuh ke permukaan bu-mi sebagai hujan. Setelah akhir tingkat cumulus saat tets awan telah tumbuh menjadi besar maka tetes ini akan jatuh di dalam awan yang menyebabkan gaya seret saat arus udara ke bawah dan pendingin-an evaporative terjadi. Hal ini merupakpendingin-an awal dari tingkat pertum-buhan awan dewasa (mature) dan udara pada tingkat ini tersa dingin. Kemudian arus udara ke bawah mencapai permukaan tanah dan me-nyebar di permukaan yang dapat mengubah pola angin permukaan. Pada tingkat dewasa, arus udara ke atas terpotong oleh arus udara ke bawah sehingga arus udara ke atas terkikis, karena itu sel awan me-masuki tingkat disipasi (pelenyapan). Dengan kerusakan arus udara ke atas maka awan kehilangn sumber uap air yang mengondensasi se-hingga sel awan akhirnya akan mati dengan meninggalkan bekas sisa awan.