RADIASI
Radiasi elektromagnetik yang dipancarkan dari matahari pada
zona panjang gelombang dari 0,01 – 100 mm.
Radiasi elektromagnetik terdiri :
- Sinar Gamma
- Sinar X
- Ultra Violet
- Cahaya Tampak
- Infra Merah
Cahaya Tampak
- Ultraviolet dekat 0,3 mm
- Violet
- Biru
- Hijau
- Kuning
- Orange
- Merah
Energi radiasi elektromagnetik memiliki sifat
1. Gelombang
2. Partikel
Tabel 1. Absorpi Radiasi di Atmosfer dan Lautan
Angkasa Cerah
Angkasa Berawan Radiasi datang 100% 100%
Refleksi ke angkasa oleh udara dan partikel 7% 7% Absorpsi atmosfer bagian atas 9 (O3) 3% 3% Absorpsi atmosfer bagian bawah ( terutama
oleh uap air)
10% 10%
Awan :
refleksi ke atas 45%
absorpsi 10%
Mencapai permukaan laut 80% 25%
Mencapai kedalaman 10 m
Sinar matahari adalah anasir iklim yang dicirikan oleh ”lama waktu penyinaran” dimana waktu penyinaran tersebut lebih dikenal dengan
“intensitas radiasi”.
Lama penyinaran adalah merupakan fungsi dari garis lintang.
Waktu maksimal dan minimal kehadiran matahari di beberapa tempat dengan letak menurut garis lintang yang berbeda:
Waktu (jam, menit) Minimal 0o 12.5 12.5 10o 12.4 11.3 20o 13.18 10.53 30o 14.2 10.1 40o 14.58 9.16 50o 16.18 8 Letak (lintang)
Waktu (jam, menit) ...
Faktor-faktor yang mempengaruhi radiasi
Bila kita anggap pada permukaan tidak ada atmosfir maka radiasi
matahari yang diterima tergantung 3 faktor:
1. Jarak dari matahari
Setiap perubahan jarak bumi dari matahari fariasi
terhadap penerimaan energi matahari
orbit bumi melingkari matahari penerimaan energi radiasi
matahari maksimal pada tanggal 3 januari di Perihelion
2. Intensitas radiasi matahari
Adalah sebagi fungsi dari sudut sinar matahari mencapai
bagian lengkung dari permukaan bumi.
Sinar Yang miring energi pada permukaan bumi
3. Lama penyinaran matahari atau panjang hari dibanding
Pengaruh atmosfer terhadap energi matahari
Pengaruh atmosfir terhadap energi matahari yang melalui
atmosfir dikurangi energinya:
-
Absorpsi → gas-gas dan uap air
- Pembawaan (scattering)→ oleh molekul-molekul udara &
partikel-partikel udara
- Pemantulan keluar (refleksi) ruang angkasa →
partikel-partikel besar di permukaan awan.
Pengaruh awan terhadap radiasi yang datang
Banyaknya radiasi datang yang dipantulkan sangat dari ∑
awan penutup, tipe dan tebalnya.
Pengaruh penutupan awan → menahan banyak panas
yang akan keluar dari bumi.
Penyebaran radiasi matahari didalam sistem
atmosfer bumi
Radiasi matahari yang terhalang sampai ke bumi
akan diabsorbsi dan dipergunakan dalam energi
proses penggerak atau dikembalikan ke ruang
angkasa secara pancaran / pantulan.
Radiasi ini dapat ditulis dalam bentuk persamaan :
Radiasi matahari yang jatuh di atas
permukaan horizontal pada puncak atau
dapat dipantulkan dan dipancarkan kembali
ke ruang angkasa oleh :
- awan (Cr)
- molekul-molekul udara kering, debu, uap
air (Ar), atau
Radiasi dan lamanya penyinaran matahari
Dari beberapa stat meteorologi dimana dicatat radiasi dan lamanya
penyinarana matahari, dapat diturunkan suatu hubungan antara kedua
perubah dalam bentuk yang dikemukakan oleh Angstrom (1924)
sebagai berikut :
QS
: lama penyinaran yang sebenarnya diterima
QA
: nilai angot atau ∑ radiasi secara teoritis
n
: lama penyinaran yang diukur
N
: lama penyinaran maksimum yang mungkin di atas
atmosfer
a & b : tetapan
N
n
b
a
QA
QS
Radiasi Bumi
± 47% gelombang pendek energi matahari yang diabsorbsi bumi
pada permukaan daratan / lautan dirubah kedalam panas atau
dipergunakan dalam evapo transpirasi.
Bumi merupakan benda beradiasi → tetapi spektrumnya adalah
energi gelombang panjang yang tak dapat dilihat mata.
Atmosfer → mengadsorbsi 80% - 90% dari radiasi gelombang
panjang dikeluarkan bumi.
Diantara gas-gas di atmosfer → uap air dan karbondioksida
adalah pengabsorbsi radiasi bumi yang utama → uap air di udara
RADIASI MATAHARI
Energi Matahari sbg Suatu unsur Iklim
Energi Matahari
Sumber utama energi atmosfir
Pengaruh besar cuaca dan Iklim
Sebab semua perubahan &
pergerakan
langsung mempengaruhi di dalam sifat atm tananaman /
binatang
pengaruh ini dialami melalui illuminasi ( Spektrum Cahaya
Radiasi Matahari yg jatuh diatas tanaman :
1.Pd. Tanaman hijau
menentukan kecepatan
pertumbuhan
2.Kecep. Transpirasi
3.Pada suatu periode kritis dr pertumbuhan
pembakaran
Tetapan radiasi matahari ( solar konstan ):
∑ Fluks ( aliran ) rad. Mthr yg diterima pd permukaan
di luar atm tegak lurus thd mthr pd jarak rata-rata
antara mthr dan bumi.
Radiasi bumi
Kurang lebih 47 % gel.pendek energi mthr yg
diabsorbsi bumi pd permukaan daratan / lautan di
rubah ke dlm panas atm dipergunakan dlm evapo
transpirasi.
Bumi merupakan benda beradiasi
ttp
spektrumnya adalah energi gel. Panjang yg tak dpt
dilihat mata.
Atm
mengabsorbsi 80 %-90 % dr rad. Gel.
Panjang dikeluarkan bumi.
Diantara gas-gas di atm
Uap air & karbon
dioksida adalah pengabsorbsi rad. Bumi yg utama
Uap air di udara
rad.yang
di
absorbsi
Pengaruh penutupan awan thd. rad. Bumi
Lapisan awan t/d butir-butir air mengabsorbsi dan
meradiasikan semua panjang gelombang.
Bag. dasar awan semua rad. Bumi diabsorbsi dgn
sempurna.
Menghalangi pendinginan bumipada malam hari.
Penutupan awan pada siang hari memantulkan
banyak rad. Matahari yg diterima dan
mengirimkannya kembali ke ruang angkasa
Menghalangi pemanasan permukaan bumi dan
juga mengurangi penyimpangan energi di bumi.
Radiasi dan Lamanya penyinaran matahari
Dari beberapa stat meteorologi dimana dicatat rad. &
lamanya penyinaran mthr, dpt diturunkan suatu
hubungan antaera kedua perubah dlm bentuk yg
dikemukakan oleh Angstrom ( 1924 ), sbb:
QS
QA
= a + b
n
N
Qs : lama penyinaran yg sebenarnya diterima QA : Nilai anggota atm ∑ rad. Sec. teoritis
Penyebaran rad. Matahari didlm system atm
bumi
Rad. Mthr yg terhalang sampai ke bumi akan diabsorsi
dan
dipergunakan dlm energi proses penggerak atau
dikembalikan ke ruang angkasa sec. Pancaran atau
pantulan.
Radiasi ini dpt ditulis dlm bentuk persamaan :
Fraksi penyinaran ( insolasi ) (=ƒ) adalah :
Hasil bagi antara waktu penyinaran sebenarnya dan penyinaran yg seharusnya ( penyinaran yg tidak terganggu )
Peg Waktu penyinaran dpt berkurang relief. Relief penghalang /tabir dari sinar ketika mthr melewati
lintasannya.
Faktor – faktor yang mempengaruhi rad.
Bila kita anggap pd permulaan tdk ada atm mk rad matahari yg diterima tergantung 3 faktor :
1. Jarak dr matahari
Setiap perubahan jarak bumi dr matahari variasi thd penerimaan energi matahari .
Orbit bumi melingkari matahari penerimaan energi rad. Matahari max pd tgl 3 Januari di Perihelion
2. Intensitas rad. Mthr
Adalah sebagai fungsi dr sudut sinar matahari mencapai bagian lengkung dr permukaan bumi
A.Faktor dan Anasir iklim
Anasir-anasir iklim bervariasi dlm waktu dan ruang di bawah pengaruh beberapa Faktor tertentu
*Beberapa anasir iklim adalah :
- Presipitasi - Angin - Penyinaran matahari - Evaporasi
- Temperatur Udara - Keadaan Berawan nebulosit) - Kelengusan udara - Kenampakan (Visibility)
- Tekanan Udara
*Beberapa faktor yang mempengaruhi anasir iklim : - Sinar matahari dan garis lintang ( Latitude )
- Keadaan permukaan tanah dan penutupnya - Siklus air di atmosfir
- relief dan Ketinggian - Angin dan massa udara - Sirkulasi umum atmosfir
Faktor- faktor yang berpengaruh terhadap
anasir-anasir (unsur-unsur) Iklim
1.Tenaga matahari dan garis lintang
-Radiasi matahari : sumber energi dari semua aktivitas
atmosfir & sebagian besar reaksi
PHYSIKOCHIMIK dan proses biologis
Penyebab bervariasinya energi matahari yang diterima bumi :
- lama waktu yg tdk sama antara siang & malam
- Variasi kejadian yg berubah-ubah dari Sinar matahari
- Variasi jarak ant. Bumi dan matahari
2.Keadaan permukaan tanah dan penutupnya
-Jenis dan keadaan tanah dapat menentukan beberapa ciri ; seperti : Albedo, Densitas, Warna, ada dan tidak adanya tumbuh-tumbuhan penutup.
Pengaruhnya bertambah atau berkurang sesuai dengan bentuk permukaan. Radiasi matahari dgn panjang gelombang 0,3-3 mikron, energi yang
terserap oleh tanah = 50-80 %
Tanah konduktifitas termik tdk akan meneruskan energi tsb ke dalam
hanya lap. Atas yang terpenuhi sedikit
Permukaan tanah dapat ditentukan karakternya mel.albedo
3. Siklus air di atmosfir
Air di atm dapat berwujud dlm berbagai bentuk fisik.
Pada saat terjadi pertukaran wujud, selama evolusi
tsb akan terjadi pertukaran energi dg udara.
mis: pd saat kondensasi ( berubah jadi padat ) maka
uap air akan mengeluarkan /membebaskan energi
dlm bentuk panas kondensasi.
Penguapan memanfaatkan sebagian besar energi
penyinaran matahari di daerah equator dan tropika
lautan( Oceanik ).
4. Relief & Ketinggian
Relief memberikan pengaruh yg tetap thd anasir (
unsur ) ikllim.
Kenaikan altitut erat hubungan dg :
- penurunan tek. Udara
- kenaikan intensitas rad. Matahari
- penurunan temp.udara
- perubahan presipitasi yg sangat penting
Aliran udara sangat dipengaruhi kehadiran relief.
Gesekan udara diatas tanah menimbulkan fenomena
turbulen.
5. Sirkulasi Umum atmosfir
Garis besar dr sirkulasi : kehadiran sebuah gerakan
arus atm dr timur di daerah equator & daerah kutub
serta gerakan dr barat pada daerah sub tropik.
Arah angin di belahan utara bumi cenderung
mengarah ke utara sedang di belahan selatan
mengarah ke selatan shg terbentuk angin pasat dg
arah timur laut/ tenggara diatas lautan.
Pd skala dunia : sirkulasi umum adalah untuk suatu
keseimbangan panas ( termik ) di semua tempat di
permukaan bumi.
Pada kenyataannya : energi matahari tdk
6. Angin dan Massa Udara
Perbedaan tekanan
perpindahan massa
udara ( di kenal dg angin )
Didaerah sedang, perbedaan iklim kurang
menunjukan pengaruhnya thd perubhan arah
angin, ttp berpengaruh thd temperatur,
kelengasan, presipitasi, nebulosity dan
transparansi udara.
KUTUB
Watak Iklim seragam
Variasi arah angin Berpengaruh sedikit
thd.perub.iklim.
Tekanan Udara
Tekanan di suatu tempat sebanding dgn gaya
gravitasi di titik tsb. Keseimbangan hidrostatika
terdapat di atmosfir.
Hub. Antara tekanan udara dg keseimbangan
hidrostatiska dpt dinyatakan sbb:
P = ρ g h
ρ = massa jenis udara(kg/m3)
g = gravitasi (kg/m3)
• Radiasi Matahari
• •Energi Matahari sbg Suatu unsur Iklim
• Energi Matahari
Sumber utama energi atmosfir
•
Pengaruh besar cuaca dan
Iklim
•
Sebab semua perubahan &
pergerakan
•
langsung mempengaruhi di dalam
sifat atm tananaman / binatang
• pengaruh ini dialami melalui illuminasi ( Spektrum Cahaya yg
terlihat ) & spektrum yg tdk terlihat
Radiasi Matahari yg jatuh diatas tanaman :
1.Pd. Tanaman hijau
menentukan kecepatan
pertumbuhan
2.Kecep. Transpirasi
3.Pada suatu periode kritis dr pertumbuhan
pembakaran
Tetapan radiasi matahari ( solar konstan ):
∑ Fluks ( aliran ) rad. Mthr yg diterima pd permukaan
di luar atm tegak lurus thd mthr pd jarak rata-rata
antara mthr dan bumi.
Radiasi dan Lamanya penyinaran matahari
Dari beberapa stat meteorologi dimana dicatat rad. &
lamanya penyinaran mthr, dpt diturunkan suatu
hubungan antaera kedua perubah dlm bentuk yg
dikemukakan oleh Angstrom ( 1924 ), sbb:
Q
S
Q
A
= a + b
n
N
Qs : lama penyinaran yg sebenarnya diterima QA : Nilai anggota atm ∑ rad. Sec. teoritis
Radiasi bumi
Kurang lebih 47 % gel.pendek energi mthr yg
diabsorbsi bumi pd permukaan daratan / lautan di
rubah ke dlm panas atm dipergunakan dlm evapo
transpirasi.
Bumi merupakan benda beradiasi
ttp
spektrumnya adalah energi gel. Panjang yg tak dpt
dilihat mata.
Atm
mengabsorbsi 80 %-90 % dr rad. Gel.
Panjang dikeluarkan bumi.
Diantara gas-gas di atm
Uap air & karbon
dioksida adalah pengabsorbsi rad. Bumi yg utama
Uap air di udara
rad.yang
di
absorbsi
Radiasi di bawah langit yg cerah
Hilangnya rad. bumi ke ruang angkasa
bervariasi besar sekali dg keadaan atm yg beda-
beda.
Hilangnya rad. max trjd di bawah langit cerah.
Siang hari jam 3 siang
lebih banyak
energi yg diterima dr mthr drpd yg diradiasikan dr
bumi udara di permukaan bumi suhunya terus
sampai jam 2-4 siang.
Malam
penerimaan energi mthr tdk ada energi
hilang terus – menerus mell rad. Bumi
• Pengaruh penutupan awan thd. rad. Bumi
Lapisan awan t/d butir-butir air mengabsorbsi dan
meradiasikan semua panjang gelombang.
Bag. dasar awan semua rad. Bumi diabsorbsi dgn
sempurna.
Menghalangi pendinginan bumipada malam hari.
Penutupan awan pada siang hari memantulkan
banyak rad. Matahari yg diterima dan
mengirimkannya kembali ke ruang angkasa
Menghalangi pemanasan permukaan bumi dan
juga mengurangi penyimpangan energi di bumi.
• Penyebaran rad. Matahari didlm system atm
bumi
Rad. Mthr yg terhalang sampai ke bumi akan diabsorsi
dan
dipergunakan dlm energi proses penggerak atau
dikembalikan ke ruang angkasa sec. Pancaran atau
pantulan.
Radiasi ini dpt ditulis dlm bentuk persamaan :
Qs = Cr + Ar + Ca + Aa + (Q + q )(1 – α ) + (Q+q)
Fraksi penyinaran ( insolasi ) (=ƒ) adalah :
Hasil bagi antara waktu penyinaran sebenarnya dan penyinaran yg seharusnya ( penyinaran yg tidak terganggu )
Peg Waktu penyinaran dpt berkurang relief. Relief penghalang /tabir dari sinar ketika mthr melewati
lintasannya.
Faktor – faktor yang mempengaruhi rad.
Bila kita anggap pd permulaan tdk ada atm mk rad matahari yg diterima tergantung 3 faktor :
1. Jarak dr matahari
Setiap perubahan jarak bumi dr matahari variasi thd penerimaan energi matahari .
Orbit bumi melingkari matahari penerimaan energi rad. Matahari max pd tgl 3 Januari di Perihelion
2. Intensitas rad. Mthr
Adalah sebagai fungsi dr sudut sinar matahari mencapai bagian lengkung dr permukaan bumi
Pengaruh atmosfir thd energi matahari
Energi matahari yg melalui atmosfir
dikurangi energinya :
- absorpbsi
gas-gas uap air
- pembauran ( Scattering ) oleh molekul-molekul
udara dan partikel udara
- pemantulan keluar ( repleksi ) ruang angkasa
partikel – partikel besar dipermukaaan awan.
Pengaruh awan thd radiasi yg datang
Banyaknya rad.datang yg dipantulkan tergantung dari ∑
awan penutup tipe dan tebalnya.
Pengaruh penutupan awan menahan banyak panas
yg akan keluar dari bumi
Jadi adanya awan terasa mengurangi terjadi suhu mmax
pd siang hari dan suhu minimum pada malam hari
ATMOSFER
Atmosfer, di dalamnya terisi partikel-partikel halus dan ringan dari kelompok bahan : gas (udara kering dan uap air), cairan (butir-butir air atau awan) dan aerosol (bahan padatan, misalnya debu). Bhn ini memiliki ukuran massa yang berbeda dan tersebar pada berbagai ketinggian. Partikel yang ringan berada di atas yang berat, sehingga semakin mendekati permukaan bumi, kerapatan partikel di atmosfer akan meningkat.
Proses pendinginan dan pemanasan permukaan bumi berubah menurut waktu dan tempat, sehingga keadaan atmosfer juga akan berubah secara demikian. Akibatnya tekanan, kerapatan dan ketebalan lapisan atmosfer berbeda-beda antara siang dan malam, antara musim dingin dan musim panas, di atas benua dan di atas lautan serta antara daerah lintang tinggi dan lintang rendah.
Udara Kering
Udara kering (gas tanpa air dan aerosol) mencakup 96 % dari volume
atmosfer, terdiri dari 2 kelompok yaitu kelompok gas utama yang meliputi 99,99 % volume udara kering dan sisanya 0,01 % berupa kelompok gas penyerta. Sebagian dari gas penyerta bersifat permanen (tidak mudah mengurai) dan sebagian kecil berupa
Kelompok Nama Gas Lambang Kimia Konsentrasi A. Gas Utama Nitrogen
Oksigen Argon Karbon dioksida N2 O2 Ar CO2 78,08 % 20,94 % 0,93 % 0,03 % B. Gas Penyerta 1. Gas permanen
2. Gas tidak permanen
Neon Helium Krypton Xenon Hidrogen Nitrous Oksida Karbon monoksida Methane Hydro karbon Nitric oksida Nitrogen dioksida Amoniak Sulfur dioksida Ne He Kr Xe H2 N2O CO2 CH4 HC NO NO2 NH3 SO 18,00 ppm 5,20 ppm 1,10 ppm 0,086 ppm 0,52 ppm 0,25 ppm 0,1 ppm 1,4 ppm 0,02 ppm (0,2-2)x10-3 ppm (0,5-4)x10-3 ppm (6-20)x10-3 ppm (0,03-1,2)x10-3 ppm
Uap Air
Kandungan uap air di atmosfer mudah berubah menurut arah dan waktu. Di daerah sub tropika kandungannya bervariasi dari 0 % (pada saat angin kering bertiup) hingga 3 % dari volume atmosfer (pada saat angin laut bertiup di musim panas). Di atas wilayah Tropika
kandungan uap air di atmosfer merupakan nilai tertinggi di Dunia yakni sebesar 4 % dari volume atmosfer, atau 3 % dari massa atmosfer.
Adanya uap air akan mengubah komposisi atmosfer. Perubahan kandungan uap air
(kelembaban udara) mudah terjadi. Kelembaban tinggi dapat mengurangi persentase tiga macam gas utama lainnya (nitrogen, oksigen dan argon, lihat Tabel).
Tabel . Susunan tiga macam gas utama pada berbagai kandungan uap air
Uap air Nitrogen (N2)
(% Vol. Atm) Oksigen (O2) (% Vol. Atm) Argon (Ar) (% Vol. Atm) 0 1 2 78,08 77,30 76,52 20,95 20,74 20,50 0,93 0,92 0,91
Di atmosfer, uap air terdapat di lapisan Troposfer (lapisan terbawah). Lapisan ini mencakup ketinggian 8 km di kutub dan 16 km di equator atau rata-rata 12 km. Jumlah uap air selalu berubah karena terjadinya penguapan dan konden-sasi secara terus menerus. Sumber uap air yang utama adalah lautan. Hasil kondensasi berupa awan yang merupakan sumber berbagai peristiwa seperti hujan, hujan es, salju dan badai.
Aerosol
Berbagai partikel halus dari bahan padat di bumi sebagian terangkat ke atmosfer dan membentuk aerosol. Bahan tersebut diantaranya adalah garam laut, debu, asap dan mikro organisme (virus, bakteri, spora). Komposisi normal aerosol di atmosfer adalah :
- Debu : 20 % (terutama daerah kering) - Kristal garam : 40 % (pecahan ombak laut)
- Abu : 10 % (dari gunung berapi, dan pembakaran) - Asap : 5 % (dari cerobong pabrik, dan pembakaran) - Lain-lain : 25 % (mikro organisme)
Ketinggian jelajah aerosol dan periode keberadaannya di atmosfer tergantung pada massanya, pemanasan dan pendinginan di permukaan bumi serta angin.
Struktur Lapisan Atmosfer
Sebagian besar bahan pengisi atmosfer adalah gas yang mudah mampat dan mengembang. Medan grafitasi bumi cenderung menarik seluruh bahan atmosfer ke permukaan bumi. Akibatnya, kerapatan partikel atmosfer meningkat dengan makin berkurangnya ketinggian. Massa dan tekanan juga meningkat dengan semakin dekat dengan permukaan bumi. Karena bagian terbesar bahan pengisi atmosfer berada di bagian bawah, maka perubahan massa atmosfer terhadap ketinggian pada bagian bawah relatif cepat.
Massa total atmosfer (%)
Ke tin gg ian (km ) 0 10 20 30 40 50 60 100 80 60 40 20 0 43
Pelapisan atmosfer juga dapat digambarkan dengan perubahan tekanan udara pada berbagai ketinggian (lihat tabel).
Tabel . Perubahan tekanan udara terhadap ketinggian (dinyatakan dengan % tekanan udara normal pada permukaan laut).
Ketinggian (km dpl) Tekanan udara (%)
0 5,6 16,2 31,2 48,1 65,1 79,2 100 100 50 10 1 0,10 0,01 0,001 0,00003
Perubahan suhu udara di atmosfer secara vertikal (menurut ketinggian) berbeda-beda, dan dapat dikelompokkan menjadi tiga.
(1) Perubahan suhu (dT/dz) > 0 suhu naik, dengan bertambahnya ketinggian, hal ini disebut “inversi suhu”.
(2) dT/dz = 0 suhu tetap walaupun ketinggian berubah, disebut “isotermal”. (3) dT/dz < 0 suhu udara turun dengan bertambahnya ketinggian, disebut “lapse rate”.
Berdasarkan sifat perubahan suhu menurut ketinggian dari bawah ke atas, terdapat empat lapisan utama atmosfer, yaitu :
a. Troposfer, dengan puncaknya Tropopause b. Stratosfer, dengan puncaknya Stratopause c. Mesosfer, dengan puncaknya Mesopause d. Termosfer
100 90 80 70 60 50 40 30 20 10 Termosfer Mesopause Mesosfer Stratopause Stratosfer Tropopause Ketin g g ian (km) Gambar . Pelapisan atmosfer bdsk perubahan suhu menurut ketinggian di atas permukaan laut.
• Angin adalah gerakan horizontal udara terhadap permukaan bumi. Diasumsikan bahwa seluruh gerakan udara secara vertikal
kecepatannya dapat diabaikan, karena relatif rendah (< 1 ms -1)
akibat diredam oleh grafitasi bumi.
• Kecepatan pergerakan aliran udara secara horizontal jauh lebih besar daripada pergerakan aliran udara ke atas (vertikal). Pergerakan udara secara horizontal akan mempengaruhi proses-proses cuaca,
sedangkan pergerakan aliran udara ke atas akan mempengaruhi proses pembentukan awan dan hujan.
• Gaya Primer yang menyebabkan terjadinya aliran udara secara horizonatal adalah “gaya gradien tekanan”, yaitu gaya yang timbul karena adanya perbedaan tekanan, yang disebabkan oleh perbedaan suhu.
Siklus Terjadinya Angin :
. Perbedaan suhu udara → perbedaan tekanan → gaya gradien tekanan → memicu terjadinya Angin.
. Perbedaan suhu yang besar → gradien tekanan tinggi → kecepatan angin menjadi besar atau meningkat.
Contoh: Daerah Kutub, perbedaan suhu sangat besar, sehingga kecepatan angin bisa mencapai 300 – 500 km/jam.
. Udara di daerah yang bersuhu tinggi akan mengembang dan bergerak ke atas, sehingga tekanannya menjadi lebih rendah daripada sekitarnya.
. Udara akan bergerak dari tekanan tinggi ke tekanan yang lebih rendah, dan semakin tinggi perbedaan tekanan akan semakin cepat udara bergerak.
Gaya tekanan per satuan massa :
Fp = - 1/ρ. (dρ/dz)
dimana:
dp = perbedaan tekanan (Pa atau mb) pada jarak dz (m atau km). ρ = kecepatan udara (1,2 kg m-3).
Tanda negatif (-) adalah arah gaya dari tekanan tinggi ke tekanan rendah.
.
Gaya-gaya sekunder yang mempengaruhi Angin :Gaya-gaya sekunder adalah gaya-gaya yang bereaksi pada udara hanya setelah udara mulai bergerak.
. Ada 3 gaya sekunder penting yang menyebabkan terjadinya jalur atau lintasan pada arah udara yang berbeda-beda, yaitu :
1. Gaya Coriolis 2. Gaya Sentrifugal
1. Gaya Coriolis :
. Gaya ini timbul karena rotasi bumi, kadang disebut sebagai Gaya Semu. Di BBU (Belahan Bumi Utara), gaya ini berpengaruh membelokkan udara yang bergerak ke kanan dari arahnya, sedangkan di BBS dibelokkan ke
kiri.
Formulasinya :
Fc = - 2 Ω v Sin Ø = - f.v
Ω = kecepatan sudut bumi (2 π per 24 jam) v = kecepatan angin (ms-1)
Ø = letak lintang
2. Gaya Sentrifugal :
. Gaya sentrifugal merupakan perwujudan dari Hukum Gerak Newton ke tiga (aksi-reaksi).
. Gaya sentrifugal berlawanan arah dengan gaya sentripental (kekuatan ke dua gaya tersebut sama besar).
. Gaya sentrifugal merupakan salah satu penyebab terjadinya sirkulasi udara yang berbeda pada daerah bertekanan rendah dan
tinggi.
3. Gaya Gesekan :
. Setiap benda yang bergerak akan dipengaruhi oleh gesekan, yang ditimbulkan oleh interaksi benda yang bergerak di atas permukaan
yang tidak merata. Bila ketinggian tempat meningkat, maka pengaruh gesekan akan berkurang sampai mencapai nol pada
. Gesekan memperlambat gerakan udara, karena gaya gesekan ini bekerja dengan arah yang berlawanan dengan arah gerak udara.
. Berkurangnya kecepatan angin karena adanya gaya gesekan, menyebabkan gaya coriolis menjadi berkurang, sehingga udara
SISTEM ANGIN DUNIA
Sistem Angin Skala Makro terjadi disebabkan oleh : - Pola umum angin dunia
- Aliran angin di sekitar sistem tekanan yang berpindah - Angin-angin yang ditimbulkan oleh kondisi lokal
* Sistem Angin Skala Meso, hanya terjadi pada skala lokal dan dimensinya kecil (daerah kecil).
* Angin skala meso hanya bertahan beberapa hari dalam suatu waktu tertentu, yang terjadi umumnya sepanjang tahun.
* Angin skala meso bersifat lokal (angin lokal) seperti angin laut, angin darat, angin lembah, angin gunung.
POLA ANGIN UMUM
(Model George Hadley)
Dasar : Pemanasan yang tidak sama dalam skala besar antara kutub dan equator.
Di BBU :
* Udara dekat permukaan akan mengalir menuju ke equator, sementara pola angin atas akan bergerak dari equator ke kutub.
* Udara hangat dari daerah equator yang bertekanan rendah naik dan mengalir ke arah kutub, dan udara kutub yang berat akan turun dan
mengalir di permukaan menuju ke equator.
H
L
H
Udara hangat Kutub utara
Angin lapisan atas Angin lapisan bawah
equator
Model Sirkulasi Satu Sel Hadley
BBU :
- Aliran angin di bagian atas atmosfer (antara equator dan 30º LU) di belokkan ke kanan oleh gaya Coriolis, yang menyebabkan udara bertumpuk ke bagian atas dan bergerak dari arah Barat ke arah Timur (angin barat), di sini udara
tersebut menjadi Angin.
- Angin di bagian atas atmosfer yang bergerak ke arah Timur tersebut, disebut Jet Stream (kecepatan mencapai 300 km/jam).
- Penumpukan udara ke atas menyebabkan udara yang lebih dingin turun dan berakumulasi di permukaan, kemudian mengalir baik menuju equator maupun
Angin Aliran Jet (Jet Stream)
* Sepanjang front kutub, perbedaan suhu sangat besar, sehingga gradien tekanan yang tinggi akan timbul. Semakin besar gradien tekanan, maka kecepatan angin akan meningkat. Di atas wilayah ini, timbul Jet Front Kutub,
yaitu suatu lingkaran (core) golak udara dengan kecepatan angin 250 – 500 km/jam.
* Angin Jet Stream mempunyai fungsi yang penting dalam proses pemindahan energi dari daerah equator ke daerah lintang tinggi. Energi dipindahkan melalui suatu Entrance (udara panas naik dan masuk ke dalam aliran Jet Stream) dan Exit (udara panas keluar dan turun di daerah lintang tinggi).
Akibatnya, di daerah lintang tinggi akan menerima energi secara terus - menerus dari daerah equator, sehingga tidak terjadi pendinginan yang
ANGIN MUSON
(Angin Monsun atau Monsoon)
Penyebab Angin Muson :
Efek pemanasan yang berbeda antara Benua (daratan) dan Lautan di sekitarnya yg berubah secara Musiman.
Musim Panas :
Benua (daratan) memiliki suhu yang lebih tinggi daripada lautan, Oleh karena itu udara di atas benua suhunya lebih tinggi daripada udara di atas lautan di sekitarnya.
Makin tinggi suhu udara, makin kecil massa jenisnya dan makin rendah tekanan udara permukaan pada tempat ybs, oleh karena itu pada musim panas suhu benua lebih tinggi daripada suhu lautan, sehingga benua mrpk Pusat Tekanan Rendah dan angin atau sirkulasi udara berlangsung dari Lautan ke Benua (daratan).
Musim Dingin :
Pada musim dingin, suhu benua lebih rendah daripada suhu lautan di sekitarnya, sehingga benua merupakan Pusat Tekanan Tinggi dan angin
berlangsung dari Benua ke Lautan.
Jadi, Angin atau sirkulasi udara yang berbalik arah secara musiman (musim panas dan dingin) yang disebabkan oleh perbedaan sifat termal antara benua dan lautan dinamakan Angin Muson.
Daerah Muson :
- Daerah tempat arah angin yg berkuasa berbalik arah ≥ 120 ° antara bulan Januari dan Juli.
- Bulan Januari : maksimum musim dingin di BBU atau maksimum musim panas di BBS.
Berbagai Daerah Muson yg dikenal adalah : Muson Afrika Barat, Afrika Timur, Asia Selatan, Asia Timur dan Tenggara dan Muson Australia Utara.
Diantara ke lima Muson tersebut, Muson Asia Timur dan Tenggara adalah Muson yg berkembang paling baik. Hal ini disebabkan oleh besarnya Benua Asia dan efek Daratan Tinggi Tibet terhadap aliran udara. Daratan
Tinggi Tibet yang membujur dalam arah Barat ke Timur merupakan penghalang/pemisah antara massa udara Kutub dan massa udara Tropis.
ANGIN LOKAL :
- Merupakan angin yg timbul akibat kondisi lokal yg biasanya disebabkan oleh perbedaan suhu dan topografi.
- Angin lokal termasuk Sirkulasi Tersier, yaitu sirkulasi dengan skala ruang dan waktu lebih kecil dari skala sekunder.
Sirkulasi yg mempunyai skala ruang lokal dan disebabkan oleh kondisi lokal menyebabkan Angin Lokal.
Angin Lokal, terbagi dalam 2 golongan : 1. Angin Darat dan Angin Laut
Angin Darat :
- Penyebab utama terjadinya angin darat dan angin laut adalah perbedaan suhu antara permukaan daratan dan lautan.
- Pada malam hari daratan mendingin lebih cepat daripada lautan, sehingga udara di atasnya menjadi lebih dingin (suhu rendah) dan terciptalah sel tekanan tinggi di atas daratan.Udara yg lebih dingin
ini bergerak dari daratan menuju ke permukaan laut, dan disebut Angin Darat.
- Angin darat tidak sekuat angin laut, karena perbedaan suhu ke dua- nya lebih besar pada siang hari.
Angin Laut :
- Pada siang hari daratan memanas lebih cepat, udara akan mengembang dan bergerak ke atas sehingga akan menimbulkan
sistem tekanan yang lebih rendah daripada lautan. Akibat dari perbedaan tekanan ini akan menimbulkan gradien tekanan secara horizontal (antara daratan dan lautan). Gradien tekanan yang timbul
ini akan menyebabkan sirkulasi kecil dan udara bergerak dari tekanan tinggi ke tekanan rendah (dari laut ke darat). Angin yang
terjadi ini disebut Angin Laut.
- Angin laut intensitasnya tinggi pada siang hari dan selama musim panas. Angin laut sangat kuat dan bisa masuk ke darat sampai
ANGIN LEMBAH DAN ANGIN GUNUNG
- Angin lembah dan angin gunung terjadi karena keadaan topografi tempat. Ke dua angin ini merupakan hasil dari perbedaan suhu
antara lembah dan puncak gunung.
Angin Lembah :
- Pada siang hari, puncak gunung menerima energi radiasi sinar matahari lebih banyak daripada lembah yang terlindung di bawah nya. Udara di atas permukaannya mengembang dan naik ke atas. Hal ini menimbulkan gradien tekanan antara udara lembah yang lebih dingin dan bertekanan tinggi dengan udara di puncak
gunung yang hangat dan bertekanan rendah. Karena terjadinya gradien tekanan, maka udara di lembah naik ke puncak gunung, dan udara dari sisi gunung yang relatif terbuka masuk ke lembah untuk menggantikan udara yang naik ke atas tadi. Angin ini
Angin Gunung :
- Pada malam hari proses pemanasan berhenti dan udara di dekat puncak gunung mengalami pendinginan lebih cepat karena lebih
banyak energi yang hilang melalui pancaran radiasi gelombang panjang. Udara yang dingin ini turun ke dasar lembah, kemudian menumpuk dan selanjutnya mendorong udara di lembah keluar
ke sisi gunung ini disebut Angin Gunung.
(a) Siang (b) Malam
Angin Chinook
Angin Chinook biasanya terjadi di Pegunungan Rocky. Terjadi karena adanya sistem tekanan rendah yang kuat sepanjang dinding sebelah Timur Pegunungan Rocky. Hal ini menyebabkan udara dipaksa naik melewati puncak gunung dari arah
Timur ke Barat.
Pada waktu udara naik di sebelah Timur (wind ward), akan melepaskan uap air yang dikandungnya (baik dalam bentuk awan atau hujan di bagian ini), sehingga udara yang telah melewati puncak gunung akan menjadi kering. Pada waktu udara
kering ini turun di sebelah Barat (lee ward) adara mengalami pemanasan secara adiabatik dan suhu akhirnya lebih tinggi daripada saat mulai bergerak. Udara kering yang hangat ini disebut Angin Chinook (Bahasa Indian), yang artinya Pemakan Salju.
Chinook muncul beberapa saat setelah turun salju yang lebat, angin ini akan menyebabkan
salju yang turun hilang kembali karena proses sublimasi. Akibatnya, permukaan tanah yang tadinya ditutupi salju kembali kosong dan kering.
Di Pegunungan Alpen, angin Chinook ini umumnya disebut angin Foehn atau Fohn dan di lembah sungai Santa Ana, California, dan disebut Santa Ana atau Angin Setan. Angin ini
berhembus ke bawah & diistilahkan sebagai Angin Gravitasi atau Angin Katabalik.
Angin Fohn di Indonesia
Angin Fohn banyak terdapat di Indonesia, disebabkan oleh karena pertama, banyak terdapat pegunungan dengan gunung dan puncak -puncaknya yang tinggi.
Ke dua, terdapat sirkulasi sekunder, dalam hal ini Monsun yang cukup kuat sebagai pendorong mekanik bagi udara untuk menaiki lereng, sehingga melewati punggung atau puncak deretan
pegunungan. Diantaranya adalah Angin Bohorok (di Sumatera Utara), Kumbang (di Jawa Tengah), Gending
Angin Bahorok
Angin Bahorok adalah angin Fohn yang bertiup di daerah daratan rendah Deli Utara, yaitu bagian hilir dari Sungai Karanggading dan Sungaituan serta kota Binjai, Tanjungmerawa, dan Tanjungselamat (Sumut), karena angin ini datangnya dari arah
kota Bahorok. Adapun deretan Pegunungan yang diperlukan pada
pembentukannya yang berfungsi sebagai Penghalang topografi adalah Bukit Barisan di Sumatera Utara bagian Utara, sedangkan angin sekundernya memberikan dorongan mekanik kepada udara untuk menaiki dan melewati
Angin Kumbang
Pada angin Kumbang ini, angin Monsun Timur yang bertiup dari arah Timur atau Tenggara berlaku sebagai pendorong udara menaiki dan melewati pegunungan yang membentang dalam arah Timur – Barat di Jawa Tengah bagian Barat. Adapun puncak
atau gunung yang terdapat pada pegunungan ini antara lain adalah gunung Rogojembangan, gunung Joho, gunung Sinembut, gunung Slamet, dan gunung
Kumbang.
Angin Fohn yang menuruni lereng bagian bawah angin gunung ini bertiup ke arah Barat Laut yang bertiup ke arah Cirebon, karena datangnya dari arah Gunung
Kumbang, dinamakan Angin Kumbang. Angin Fohn berhembus pula ke arah kota Brebes dan Tegal.
Angin Gending
Angin Monsun yang datangnya dari arah Tenggara berfungsi sebagai pendorong udara menaiki dan melewati deretan pegunungan berikut :
Pertama, Pegunungan Iyang, di sebelah Tenggara Probolinggo dengan puncaknya gunung Argopuro dan lamongan. Kedua, pegunungan Tengger di sebelah Selatan Pasuruan (Jatim) dengan puncaknya gunung Bromo. Setelah menaiki pegunungan ini
dan melewati puncak puncak-puncaknya, terbentuk-lah angin Fohn yang menuruni lereng di bagian bawah angin. Angin Fohn yang menuju Probolinggo dinamakan
Di Dalam Atmosfer hasilnya berupa GERAK dan PROSES (skala: kecil sampai besar; waktunya singkat sampai lama; jumlahnya tak terhingga dan berupa
spektrum yang kontinyu). Energi Radiasi Matahari
SIRKULASI ATMOSFER
- Bumi / Tanah Permukaan (bagian terbesar) - Ke dalam perairan
- Dikembalikan lagi ke atmosfer
Secara sederhana dalam skala ruang dan waktu, GERAK DAN PROSES dapat dibagi menjadi beberapa golongan, yaitu :
Skala Ukuran Panjang Ukuran Waktu
Makro : - Global - Sinoptik Global 10.000 – 1.000 km Benua 1.000 – 100 km Tahun-Bulan-Minggu Minggu - hari Meso Lokal 100 – 0,1 km
Hari- Jam – Menit
Gerak (sirkulasi) Atmosfer dapat dikelompokkan berdasarkan pembagian skala seperti tabel di atas, yaitu menjadi 3 golongan :
1. Sirkulasi Primer; 2. Sirkulasi Sekunder; 3. Sirkulasi Tersier.
- Sirkulasi Primer (sirkulasi umum) :
Sirkulasi umum atmosfer, yaitu pola skala besar atau global dari angin dan tekanan yang tetap sepanjang tahun atau berulang secara musiman. Pada pola sirkulasi global ini, bergabung sistem
sirkulasi sekunder dan tersier.
- Sirkulasi Sekunder :
Usianya lebih singkat dan skala ruangnya lebih sempit dibandingkan dengan sirkulasi primer.
Contoh : - berbagai gangguan cuaca tropis
- depresi atau siklon dan anti siklon di lintang tengah
- Sirkulasi Tersier :
- Sifatnya sangat lokal, disebabkan terutama oleh berbagai faktor lokal. - Usia dan cakupannya lebih kecil dibandingkan dg sirkulasi sekunder. - Sistem sirkulasi tersier terutama terdiri atas angin lokal seperti angin laut,
Penyebab Sirkulasi Umum adalah :
- Ketidakseimbangan radiasi, kelengasan dan momentum bersih antara lintang rendah dan lintang tinggi di satu pihak, dan antara
permukaan bumi dan atmosfer di lain pihak.
UNSUR UTAMA SIRKULASI UMUM ATMOSFER :
Berbagai pola tekanan dan sistem angin global dekat permukaan bumi. - Efek Coriolis diperhitungkan, sehingga berbagai angin (lihat gambar)
mengalami pembelokan ke kanan di BBU, dan ke kiri di BBS.
- Pita tekanan rendah terdapat di sekitar Katulistiwa dan di sekitar lintang 60°U dan lintang 60°S.
- Pita tekanan tinggi berada di sekitar lintang 30°U, lintang 30°S dan daerah kutub utara dan kutub selatan.
- Pita tekanan rendah di sekitar katulistiwa dihasilkan oleh Proses Termal, yaitu pemanasan matahari. Sedangkan pita tekanan rendah di sekitar lintang 60°U dan 60°S merupakan hasil dari Proses Mekanis, yaitu disebabkan oleh rotasi bumi.
- Karena daerah kutub sangat dingin, maka di daerah ini efek termal lebih
besar daripada efek mekanisnya, sehingga di daerah kutub merupakan
daerah bertekanan tinggi.
Dengan Pola distribusi daerah tekanan, maka timbul 6 sistem angin di seluruh bumi, yaitu :
- 3 sistem angin di BBU (angin pasat timur laut, angin baratan, dan angin timuran kutub);
- 3 sistem angin di BBS (angin pasat tenggara, angin baratan, dan angin timuran kutub).
Adapun Pola Distribusi Daerah Tekanan dan Sistem Angin Global, ditunjukkan oleh Model 3 Sel (Gambar berikut) :
pita tekanan rendah
pita tekanan tinggi (Jet Stream)
pita tekanan rendah
pita tekanan tinggi (Jet Stream) pita tekanan rendah
tekanan tinggi
tekanan tinggi Kutub Utara (BBU)
Kutub Selatan (BBS) 0 30 60 30 60
Angin Pasat Tenggara
angin baratan
angin timuran kutub
Angin Pasat Timur Laut angin baratan
angin timuran kutub
Arus Udara yg rapat & dingin (turun)
Sel Hadley awan
awan
pembelokan oleh gaya Coriolis
pembelokan oleh gaya Coriolis Sel Tropis yg berada
di msg2 belahan bumi
