meteorologi

Hal aman|

Oleh:

Hal aman|

BAB I

KONSEP DASAR ATMOSFER DAN DINAMIKANYA A. Pengertian Cuaca dan Iklim

Cuaca terdiri dari seluruh fenomena yang terjadi di atmosfer bumi atau sebuah planet lainnya. Cuaca biasanya merupakan sebuah aktivitas fenomena ini dalam waktu beberapa hari. Cuaca rata-rata dengan jangka waktu yang lebih lama sebagai iklim. Aspek cuaca ini diteliti lebih lanjut oleh ahli klmatologi untuktanda-tanda perubahan iklim.

Cuaca (weather) dan iklim (climate) dinyatakan dengan besaran unsur fisika atmosfer yang selanjutnya disebut unsur cuaca atau unsur iklim yang terdiri dari penerimaan radiasi matahari (kerapatan fluks pada permukaan datar diermukaan bumi)lama penyinaran mataharisuhu udara kelembaban udaratekanan udarakecepatan dan arah angin penutupan awan, presipitasi (embun, hujan, salju) evaporasi/evapotranspirasi.

Cuaca adalah kondisi sesaat dari keadaan atmosfer, serta perubahan dalam jangka pendek (kurang dari satu jam hingga 24 jam) di suatu tempat tertentu di bumi. Nilai cuaca dapat dinyatakan dalam bentuk kualitatif (tanpa besaran angka) dan kuantitaif.

Nilai unsur-unsur cuaca saat demi saat selama 24 jam di suatu tempat akan menunjukkan pola siklus yang disebut perubahan cuaca diurnal (pukul 00:00 hingga 24:00). Nilai tiap unsur cuaca tersebut dapat dirata-ratakan dan menghasilkan cuaca pada tanggal tersebut.

Cuaca dicatat terus menerus pada jam-jam pengamatan tertentu secara rutin, menghasilkan suatu seri data cuaca yang selanjutnya dapat diolah secara statistika menjadi data iklim. Jadi dapat disimpulkan bahwa iklim adalah nilai statistika dari cuaca jangka panjang di wilayah luas.

Data cuaca terdiri dari data discontinue karena mudah kembali bernilai nol (0) dan data continue karena tidak mudah turun mencapai nol. Data unsur cuaca yang sifatnya diskontinyu antara lain penerimaan radiasi matahari dan lama penyinarannya, presipitasi (curah hujan, embun, dan salju) dan penguapan. Penyajian dan analisisnya dalam bentuk nilai akumulasi sedangkan penyajian grafiknya dalam bentuk kurva histogram. Data cuaca yang bersifat kontinyu antara lain: suhu, kelembaban dan tekanan udara serta kecepatan angin. Analisis dan penyajiannya dalam bentuk angka rata-rata atau angka sesaat (instantaneous) sedangkan grafiknya dalam bentuk garis/kurva.

Iklim adalah sintesis atau kesimpulan atau rata-rata perubahan unsur-unsur cuaca (hari demi hari dan bulan demi bulan) dalam jangka panjang di suatu tempat atau pada suatu wilayah. Sintesis tersebut dapat diartikan pula sebagai nilai statistik yang meliputi antara lain nilai rata-rata, maksimum, minimum, frekuensi kejadian, atau peluang kejadian dari cuaca. Iklim dapat pula diartikan sebagai pola kebiasaan serta perubahan cuaca di suatu tempat atau wilayah.

B. Unsur Cuaca dan Iklim

Cuacaadalahgambarankondisi atmosfer jangkapendek (kurangdari 24jam)padasuatu lokasi tertentu.Pernyataan seperti "hari ini di Bogorcerah dengansuhu maksimum 300C" adalah contohpernyataankeadaancuaca.Atmosfermerupakan bagian dari bumi mulai dari permukaan laut dan daratan ke atas yangberisiudarasertaberbagai partikel yangmelayang-layang. Udara terdiri dari gas-gas terutama uap air (H,O), N, O, Ar dan CO, yang menunjang kehidupan di bumi. Atmosfer terdiri dari berbagai lapisanmulaiyangterbawahyaitutroposfer(0-12km)dengan kerapatan udara tertinggi,stratosfer(12-50 km),mesosfer(50-80 km) sampai termosfer (> 80 km) yang paling atas dan batas paling atas sulit ditentukan karena udara sudah sangat tipis. Pembahasan Klimatologi Pertanianumumnyadibatasihanyauntuklapisan atmosfer terbawah,yaitu troposfer.

lklimadalahrata-rata cuacajangkapanjang (sekitar30 tahun) darisuatu wilayah,sepertipada pernyataan "JawaBarat beriklimbasah".Lebih rinci iklim JawaBaratdapat dinyatakan dengan tipe iklim A menurut Schmidth & Ferguson (S&F). Klasifikasi iklim merupakan sistem pengelompokan kondisi iklim wilayah yang mempunyai beberapa sifat yang sama, yang dalam ha1 ini 5 8 F menggunakan kriteria bulan basah (BB) dan bulan kering (BK) masing-masing adalah BB>100 mm/bulandanBK< 60mm/bulan. Karenaiklimmerupakangambarancuacajangkapanjang(rata-rata), maka unsur-unsur cuaca juga merupakan unsur-unsur iklim.

Dalamhubungandenganpertanian,unsur-unsurcuacal iklim beserta alat pengukurnya adalah sebagai berikut:

Hal aman|

1. Radiasi Matahari

Radiasi matahari atau disebut juga radiasi surya merupakan sumber energi utama bagi proses-proses fisika atmosfer pembentuk cuaca dan iklim, serta kehidupan di bumi karena tanpa radiasi surya proses fotosintesis serta rantai makanan tidak akan terjadi. Permukaan matahari sangat panas dengan suhu 60000K (walaupun suhu di dalamnya jutaan derajat Celcius) yang memancarkan energi sangat tinggi berupa gelombang elekromagnit hingga ke bumi. Namun, karena jarak matahari-bumi 150 juta km, intensitas energinya yang sampai di puncak atmosfer hanya 1360 W.m-2. Keberadaan atmosfer yang melindungi bumi menyebabkan radiasi yang sampai di permukaan bumi menjadi kurang dari1000 W.m-2 bergantung penutupan awan,dan aman bagi manusia.

Bumiberputarpadaporosnya(rotasibumi)dengansatu putaran(3600 bujur) selama24 jam,sehinggaterjadi siang dan malam.Diequator,10 bujur sama dengan 110 km, sehingga kecepatan rotasi bumi di equator sekitar 1600 km/jam; suatu kecepatan yang tinggi jika dibandingkan dengan kecepatan pesawat terbang besar yang hanya 1000 km/jam. Disamping itu, bumi mengelilingi matahari (revolusi) dengan satu putaran selama setahun (365 hari). Dengan jarak matahari-bumi 150 juta km, maka lintasan bumi yang ditempuh selama 365 hari tersebut adalah 942 juta km. Dengan demikian, kecepatan bumi selama berevolusi adalah lebih dari seratus ribu km/jam (107.500 kn~ljam), namun kita tidak merasakan kecepatan yang sangat tinggi tersebut karena ukuran bumi yang besar.

Gambar 1. Contoh hasil pengukuran radiasi surya di Bogor (gambar di arsir), (kiri) dandiagramrotasisertarevolusibumi (kanan).

Catatan:Jikatidakadapenutupanawan,makapenerimaan radiasisuryamengikutigaris terputus-putus(gambar dikiri).Totalenergi radiasisuryayangditerimaselama sehari adalah luasan di bawah grafik yang diarsir dengan satuan MJ.m-2.

Karenaposisiporos bumi tidaksejajar denganmatahari, melainkanmembentuk sudut 23,50,makaseolah-olahmatahari bergerakdari 23,50 LintangUtara(Juni) keEquator dengan Lintang O" (September) lalu ke 23,50 Lintang Selatan(Desember) dan kembali lagi melalui Equator (Maret) ke 23,50 Lintang Utara (Juni) setiap tahunnya.Dengan sudut 23,50 ini, di kutub Utara dan Selatan secarabergantian akanmengalami siang hari danmalam harimasing-masing selama6bulan(lihatkondisipenerimaan cahaya matahari pada Gambar 1 kanan atas).

2. Lama Penyinaran dan Panjang Hari

Lama penyinaran adalah periode (dalam jam) matahari bersinar cerah. Faktor yang menentukanlamapenyinaran adalahpenutupanawan,semakinlamapenutupanawanmaka lama penyinaran berkurang.Matahari bersinar cerah jikakertas piaspada alat ukur Cambell Stokes terbakar.DiIndonesia,lama penyinaran maksimum sekitar 8 jam.

Panjang hari adalah periode dari matahariterbit sampai terbenam yang jugadihitung dalamjam.Panjanghari tidak ditentukanolehpenutupan awansepertipadaLamapenyinaran, melainkandihitungdarifungsiletaklintangdanjuliandate (perhitungan waktu dari 1 Januari =1 sampai 31 Desember=365).

Lama penyinaran menentukan jumlah energi radiasi surya, sehingga mempengaruhi pertumbuhantanamanmelalui proses fotosintesis.Sebaliknya,panjang hari menentukan proses perkembansan tanaman melalui respon fotoperiodisme, yang tidak bergantung pada intensitas energi radiasi surya melainkan periode pencahayaannya mulai matahari terbit hingga terbenam. Tanaman yangberasaldarilintangtinggiumumnyasensitifterhadap fotoperiodisme,dapatberupa tanamanharipendek(short-day plants) atau tanaman hari panjang (long-dayplants).Tanaman hari pendek danhari panjang tidakadahubungannya dengan batasan tanamanakanberbunga jikapanjang harikurangataulebih12 jam,melainkan berhubungan denganperiode panjang hari kritis (critical photoperiod) yang tidak harus 12 jam. Banyak orang yang salah menafsirkan tentang batas 12 jam ini.

3. Suhu dan Kelembaban Udara

Suhu udara diukur dengan satuan OC,sedangkan kelembaban udara dinyatakan dengan tekanan uap air (ea, dalam mb), kerapatan uap air(p, dalam kg.m-3), defisit tekanan uap(es-ea, dalam mb) atau kelembaban nisbi (RH,dalam %).Secara umum kelembaban nisbi makin rendah jika suhu udara meningkat seperti ditunjukkan Gambar 2.

Hal aman|

Gambar 2.Sebaran Suhu dan Kelembaban Udara Secara Diurnal.

Proses pemanasan udara yang mengakibatkan peningkatan suhuudara,terjadiakibat penerimaan energi radiasi surya di permukaan bumi (daratan dan lautan) yang selanjutnya digunakan untukmemanaskanudaradiatasnya,untukpenguapandan pemanasandaratanserta lautanitusendiri.Karenalautan jauhlebihluas daridaratan,semakintinggitempat(altitude), maka suhu udara semakin rendah (lihat Gambar 3). Awan akan terbentuk jika udara naik sampai ketinggian tertentu yang suhunya telahmencapai 'titikembun'ataulebih rendah.Pada suhu titik embun,kelembabanudaramenjadijenuh(RH=100%), sehingga pengembunan terjadipadadebu yangmelayang-layang di udara sebagaiinti kondensasi.Butir-butir airyangterjadimerupakan awan dan ketinggian dengan suhu titik embun merupakan ketinggian dasar awan.

Gambar 3.Sebaran Suhu dan Kelembaban Udara Hipotetik Menurut Ketinggian (altitude).

Catatan: skala untuk kelembaban nisbi (RH) tidak ditunjukkan 4. Curah Hujan

Curahhujandiukurdalamsatuanmm,yangmerupakan tinggicurahhujan rata-rata pada suatu wilayah.Dengan satuan tinggiini,kita dapatmenghitung volumehujan yang jatuhpada suatu luasan tertentu tanpa harus mengukur seluruh volume hujan yang jatuh.

Misalnya,

Curah hujan (P) = 25mm

Luas mulut penakar hujan (Al) = 100 cm2,

maka volume air tertampung =P.Al

= 2,5cm x100 cm2 =250 cm3

Jikaluas lahan pertanian (A2) = 2 ha = 20.000m2 maka volume air yang diterima lahan = P. A2

= 0.025m x m2 = 500 m3

Curahhujanmerupakan sumberairbagi pertanian tadah hujan yangtidakmemilikisistem irigasi.Tanamanakantumbuh baik jika energi radiasi surya tinggi,namun ketersediaan airpada lahantadahhujanhanyatercukupipadamusimhujandengan penutupanawanyangtinggiyang berakibatpadaenergiradiasi surya yang rendah.

5. Evapotranspirasi Potensial

Evapotranspirasi merupakan proses kehilangan air dari suatu lahan melalui evaporasi dan transpirasi.Satuan evapotranspirasi sama dengan curah hujan yaitu dalam mm,sehingga perhitungan antaraketersediaanairdarihujansertakehilangannya melalui evapotranspirasi dapat dilakukan dengan mudah.

Evapotranspirasi potensial (ETp) merupakan evapotranspirasi maksimum dari suatu wilayah dan waktu tertentu yang hanya ditentukan oleh unsur-unsur cuaca dan tidak bergantung kondisi tanamanan maupun tanah.Dengan konsep ini,perhitungan kebutuhan air tanaman atau irigasi dimungkinkan, yang diduga dari kehilangan airnya berdasarkan ETp.Sejak penemuan konsep ETp yang dipeloporioleh Penman(1948),yaitu ETphanya ditentukan sertadihitung dari unsur-unsur iklim(radiasi surya,suhu udara, kelembaban udara dan kecepatan angin), maka sistem perencanaan irigasi menjadi berkembang.

Hal aman|

6. Arah dan Kecepatan Angin

Angin adalah gerakan udara secara horizontal.Arah angin adalaharahdarimanaasal angintersebutbertiup,danbukan menuju ke mana angin tersebut bertiup.Dalam ha1 ini,angin laut adalah angin yang berasal dari laut (menuju ke daratan), sedangkan angin darat adalah angin yang berasal dari darat (menuju ke Laut). Demikian juga, arah angin Utara berarti angin berasal dariUtara menuju ke Selatan.

C. Komposisi Atmosfer

Atmosfer mengandung campuran gas-gas yang lebih terkenal dengan nama udara dan menutupi seluruh permukaan bumi. Campuran gas-gas ini menyatakan komposisi dari atmosfer bumi. Bagian bawah dari atmosfer bumi dibatasi oleh daratan, samudera, sungai, danau, es, dan permukaan salju. Gas pembentuk atmosfer disebut udara. Udara adalah campuran berbagai unsur dan senyawa kimia sehingga udara menjadi beragam. Keberagaman terjadi biasanya karena kandungan uap air dan susunan masing-masing bagian dari sisa udara (disebut udara kering). Atmosfer Bumi terdiri atas nitrogen (78.17%) dan oksigen (20.97%), dengan sedikit argon (0.9%), karbondioksida (variabel, tetapi sekitar 0.0357%), uap air, dan gas lainnya.

Tabel Gas-gas Utama Penyusun Udara (Critchfield)

Macam Gas Symbol Volume (%)

Nitrogen (lemas) Oksigen (asam) Argon Karbondioksida N2 O2 Ar CO2 78,03 20,99 0,94 0,03 Tabel Susunan Rata-rata Atmosfer Kering di Bawah 25 km (Barry and Chorley)

Nitrogen bereaksi lambat, tetapi merupakan bagian penting dari kehidupan sehingga keseimbangan nitrogen di udara, di laut dan di dalam bumi sangat dipengaruhi oleh makhluk hidup. Karbondioksida yang berlimpah dari sinar matahari membuat karbohidrat dengan hasil sampingan oksigen (fotosintesis).

Oksigen terakumulasi di udara kemudian berkembang makhluk yang membutuhkan oksigen. Gas nitrogen merupakan gas yang paling banyak terdapat dalam lapisan udara atau atmosfer bumi. Salah satu sumbernya yaitu berasal dari pembakaran sisa-sisa pertanian dan akibat letusan gunung api. Gas lain yang cukup banyak dalam lapisan udara atau atmosfer adalah oksigen. Oksigen antara lain berasal dari hasil proses fotosintesis pada tumbuhan yang berdaun hijau. Dalam proses fotosintesis, tumbuhan menyerap gas karbondioksida dari udara dan mengeluarkan oksigen. Gas karbondioksida secara alami besaral dari pernapasan mahkluk hidup, yaitu hewan dan manusia. Serta secara buatan gas karbondioksida berasal dari asap pembakaran industri, asap kendaraan bermotor, kebakaran hutan, dan lain-lain.

Selain keempat gas tersebut di atas ada beberapa gas lain yang terdapat di dalam atmosfer, yaitu di antaranya ozon. Walaupun ozon ini jumlahnya sangat sedikit namun sangat berguna bagi kehidupan di bumi, karena ozon yang dapat menyerap sinar ultra violet yang dipancarkan sinar matahari sehingga jumlahnya sudah sangat berkurang ketika sampai di permukaan bumi. Apabila radiasi ultra violet ini tidak terserap oleh ozon, maka akan menimbulkan malapetaka bagi kehidupan mahkluk hidup yang ada di bumi. Radiasi ini di antaranya dapat membakar kulit mahkluk hidup, memecahkan kulit pembuluh darah, dan menimbulkan penyakit kanker kulit.

Selain unsur pembentuk yang berupa gas, udara juga mengandung partikel padat dan cair, yang kebanyakan begitu kecilnya sehingga gerakan udara dapat mengimbangi kecenderungan partikel tersebut jatuh ke tanah. Partikel itu dapat berasal dari debu yang terangkat oleh angin, partikel garam laut, ataupun hasil pembakaran dan pengolahan dalam industri.

Berdasarkan pengalaman sehari-hari kita mengetahui bahwa suhu udara berubah-ubah dari waktu ke waktu; pagi yang sejuk diikuti oleh sore hari yang panas, dan musim dingin yang dingin diikuti musim panas yang pana dalam suatu daur yang tetap. Suhu menjadi beragam dari tempat ke tempat pada waktu yang sama. Pada wilayah yang lintang rendah lebih panas daripada wilayah pada lintang yang lebih tinggi dan daerah yang rendah lebih panas daripada pegunungan tinggi. Bumi secara keseluruhan selama setahun penuh, suhu rata-rata di dekat tanah pada muka laut (suhu

Hal aman|

permukaan) adalah 15°C (288°K, 59°F). Rata-rata kesel uruhan sepanjang tahun turun menurut ketinggian. Namun, kira-kira di atas 12 km (40.000 kaki) penurunan suhu berhenti.

Lapisan atmosfer dengan suhu yang rata-rata berkurang menurut kentinggian, disebut troposfer, lapisan diatasnya denagn suhu tetap atau meningkat disebut stratosfer. Pada permukaan diantara troposfer dan stratosfer (kadang-kadang berupa lapisan peralihan) disebut tropopause. Daerah dimana cuaca terjadi adalah bagian terbawah atmosfer, yang disebut troposfer (daerah inilah yang menjadi perhatian bagi para ahli meteorologi). Troposfer memiliki sifat penting, yaitu bahwa secara umum temperatur berkurang terhadap ketinggian. Diatas troposfer adalah stratosfer yang dicirikan oleh bertambahnya temperatur terhadap ketinggian. Diskontinuitas yang membedakan troposfer dengan stratosfer adalah lapisan tropopause.

Pada troposfer campuran gas-gas terdiri dari 78% nitrogen dan 21% oksigen (prosen dalam volume). Sisanya sebesar 1% adalah campuran gas yang terdiri dari argon, karbondioksida, dan gas-gas lainnya. Campuran gas-gas-gas-gas tanpa uap-air disebut sebagai udara kering, dan campuran gas-gas-gas-gas tanpa terkecuali disebut sebagai udara lembab.

D. Fungsi Atmosfer Bumi

Setiap kali menghirup udara, manusia diingatkan bahwa tidak dapat hidup tanpa udara. Udara bersih adalah kebutuhan fisik manusia yang merupakan hubungan timbal balik antara manusia dan lingkungan. Atmosfer membuat suhu bumi sesuai untuk kehidupan manusia. Adanya efek rumah kaca di atmosfer, sinar matahari yang masuk ke bumi dapat diserap dan menghangatkan udara. Suhu rata-rata di permukaan bumi naik 33°C lebih tin ggi menjadi 15°C dari seandainya tidak ada efek rumah kaca (-18°C), suhu yang terlalu dingin bagi kehidupan mnusia. Efek rumah kaca disebabkan oleh gas-gas rumah kaca.

Atmosfer berguna untuk melindungi makhluk hidup yang yang ada di muka bumi karena membantu menjaga stabilitas suhu udara siang dan malam, menyerap radiasi dan sinar ultraviolet yang sangat berbahaya bagi manusia dan makhluk bumi lainnya. Atmosfir juga melindungi bumi dari suhu dingin membeku ruang angkasa, yang mencapai sekitar 270°C di bawah nol. Selain atmosfer, sabuk Van Allen, suatu lapisan yang tercipta akibat keberadaan medan magnet bumi, juga berperan sebagai perisai melawan radiasi berbahaya yang mengancam planet ini. Radiasi yang terus-menerus dipancarkan oleh matahari dan bintang-bintang lainnya, sangat mematikan bagi makhuk hidup. Apabila sabuk Van Allen tidak ada, semburan energi raksasa yang disebut jilatan api matahari yang terjadi berkali-berkali pada matahari akan menghancurkan seluruh kehidupan di muka bumi.

Bumi memiliki kerapatan terbesar di antara planet-planet lain di tata surya kita. Inti bumi yang terdiri atas unsur nikel dan besi inilah yang menyebabkan keberadaan medan magnetnya yang besar. Medan magnet ini membentuk lapisan pelindung berupa radiasi Van-Allen, yang melindungi Bumi dari pancaran radiasi dari luar angkasa. Jika lapisan pelindung ini tidak ada, maka kehidupan takkan mungkin dapat berlangsung di Bumi. Satu-satunya planet berbatu lain yang berkemungkinan memiliki medan magnet adalah Merkurius tetapi kekuatan medan magnet planet ini 100 kali lebih kecil dari Bumi. Bahkan Venus, planet kembar Bumi, tidak memiliki medan magnet. Lapisan pelindung Van-Allen ini merupakan sebuah rancangan istimewa yang hanya ada pada Bumi.

E. Sifat Atmosfer Bumi

1. Merupakan selimut gas tebal yang secara menyeluruh menutupi bumi sampai ketinggian 560 km dari permukaan bumi.

2. Atmosfer bumi tidak mempunyai batas mendadak, tetapi menipis lambat laun dengan menambah ketinggian, tidak ada batas pasti antara atmosfer dan angkasa luar.

3. Tidak berwarna, tidak berbau, tidak dapat dirasakan, tidak dapat diraba (kecuali bergerak sebagai angin).

4. Mudah bergerak, dapat ditekan, dapat berkembang.

5. Mempunyai berat (56 x 1014 ton) dan dapat memberikan tekanan. 99% dari beratnya berada sampai ketinggian 30 km, dan separuhnya berada di bawah 6000 m.

6. Memberikan tahanan jika suatu benda melewatinya berupa panas akibat pergesekan (misalnya meteor hancur sebelum mencapai permukaan bumi).Sangat penting untuk kehidupan dan sebagai media untuk proses cuaca. Sebagai selimut yang melindungi bumi terhadap tenaga penuh dari matahari pada waktu siang, menghalangi hilangnya panas pada waktu malam. Tanpa atmosfer suhu bumi pada siang hari 93,3°C dan pada malam hari -148,9°C.

Hal aman|

BAB II

LAPISAN ATMOSFER BUMI A. Pengertian Atmosfer Bumi

Bumi merupakan salah satu planet yang ada di tata surya yang memiliki selubung yang berlapis-lapis. Selubung bumi tersebut berupa lapisan udara yang sering disebut dengan atmosfer. Atmosfer terdiri atas bermacam-macam unsur gas dan di dalamnya terjadi proses pembentukan dan perubahan cuaca dan iklim. Atmosfer melindungi manusia dari sinar matahari yang berlebihan dan meteor-meteor yang ada. Adanya atmosfer bumi memperkecil perbedaan temperatur siang dan malam. Gejala yang terjadi di atmosfer sangat banyak dan beragam. Pada lapisan bawah angin berhembus, angin terbentuk, hujan dan salju jatuh, dan terjadilah musim panas dan musim dingin. Semua ini merupakan gejala yang lazim terjadi yang sering disebut cuaca.

Atmosfer bumi merupakan selubung gas yang menyelimuti permukaan padat dan cair pada bumi. Selubung ini membentang ke atas sejauh beratus-ratus kilometer, dan akhirnya bertemu dengan medium antar planet yang berkerapatan rendah dalam sistem tata surya. Atmosfer terdapat dari ketinggian 0 km di atas permukaan tanah sampai dengan sekitar 560 km dari atas permukaan bumi.

B. Lapisan Atmosfer Bumi

1. Troposfer

Troposfer merupakan lapisan terbawah dari atmosfer, yaitu pada ketinggian 0 - 18 km di atas permukaan bumi. Tebal lapisan troposfer rata-rata ± 10 km. Di daerah khatulistiwa, ketinggian lapisan troposfer sekitar 16 km dengan temperatur rata-rata 80°C. Daerah sedang ketinggian lapisan troposfer sekitar 11 km dengan temperatur rata-rata 54°C, sedangkan di daerah kutub ketinggiannya sekitar 8 km dengan temperatur rata-rata 46°C. Lapisan troposfer ini pengaruhnya sangat besar sekali terhadap kehidupan mahkluk hidup di muka bumi. Lapisan ini selain terjadi peristiwa-peristiwa seperti cuaca dan iklim, juga terdapat kira-kira 80% dari seluruh massa gas yang terkandung dalam atmosfer terdapat pada lapisan ini. Ciri khas yang terjadi pada lapisan troposfer adalah suhu (temperatur) udara menurun sesuai dengan perubahan ketinggian, yaitu setiap naik 100 meter dari permukaan bumi, suhu (temperatur) udara menurun sebesar ± 0,5°C. Lapisan troposfer paling atas, yai tu tropopause yang menjadi batas antara troposfer dan stratosfer. Suhu (temperatur) udara di lapisan ini relatif konstan atau tetap, walaupan ada pertambahan ketinggian, yaitu berkisar antara -55°C sampai -60°C. Ketebalan lapisan tropopause ± 2 km.

Pada lapisan ini, hampir semua jenis cuaca, perubahan suhu yang mendadak, angin, tekanan dan kelembaban udara yang kita rasakan sehari-hari terjadi.

Ketinggian yang paling rendah adalah bagian yang paling hangat dari troposfer, karena permukaan bumi menyerap radiasi panas dari matahari dan menyalurkan panasnya ke udara. Pada troposfer ini terdapat gas-gas rumah kaca yang menyebabkan efek rumah kaca dan pemanasan global. Tropopause merupakan lapisan pembatas antara lapisan troposfer dengan stratosfer yang temperatunya relatif konstan. Pada lapisan tropopause kegiatan udara secara vertikal terhenti.

Troposfer terdiri atas: a. Lapisan planetair: 0-1 km b. Lapisan konveksi: 1-8 km c. Lapisan tropopause: 8-12 km. 2. Stratosfer

Lapisan kedua dari atmosfer adalah stratosfer. Stratosfer terletak pada ketinggian antara 18 - 49 km dari permukaan bumi. Lapisan ini ditandai dengan adanya proses inversi suhu, artinya suhu udara bertambah tinggi seiring dengan kenaikan ketinggian dari permukaan bumi. Kenaikan suhu udara berdasarkan ketinggian mulai terhenti, yaitu pada puncak lapisan stratosfer yang disebut stratopause dengan suhu udara sekitar 0°C. St ratopause adalah lapisan batas antara stratosfer dengan mesosfer. Lapisan ini terletak pada ketinggian sekitar 50 - 60 km dari permukaan bumi. Stratosfer terdiri atas tiga lapisan yaitu, lapisan isotermis, lapisan panas dan lapisan campuran teratas.

Umumnya suhu (temperatur) udara pada lapisan stratosfer sampai ketinggian 20 km tetap. Lapisan ini disebut dengan lapisan isotermis. Lapisan isotermis merupakan lapisan paling bawah dari stratosfer. Setelah lapisan isotermis, berikutnya terjadi peningkatan suhu (temperatur) hingga ketinggian ± 45 km. Kenaikan temperatur pada lapisan ini disebabkan oleh adanya lapisan ozon yang menyerap sinar ultra violet yang dipancarkan sinar matahari. lapisan stratosfer ini tidak ada lagi uap air, awan ataupun debu atmosfer, dan biasanya pesawat-pesawat yang menggunakan mesin jet terbang pada lapisan ini. Hal ini dimaksudkan untuk menghindari gangguan cuaca.

Perubahan secara bertahap dari troposfer ke stratosfer dimulai dari ketinggian sekitar 11 km. Suhu di lapisan stratosfer yang paling bawah relatif stabil dan sangat dingin yaitu - 70°F atau sekitar - 57°C. Pada lapisan ini angin yang sangat ken cang terjadi dengan pola aliran yang tertentu. Awan tinggi jenis cirrus kadang-kadang terjadi di lapisan paling bawah, namun tidak ada pola cuaca yang cukup signifikan. Dari bagian tengah stratosfer keatas, pola suhunya berubah menjadi semakin bertambah semakin naik, karena bertambahnya lapisan dengan konsentrasi

Hal aman|

ozon yang bertambah. Lapisan ozon ini menyerap radiasi sinar ultra ungu. Suhu pada lapisan ini bisa mencapai sekitar 18°C pada ketinggian sekitar 40 km . Lapisan stratopause memisahkan stratosfer dengan lapisan berikutnya.

Ozon adalah hasil reaksi antara oksigen dengan sinar ultraviolet dari matahari. Ozon di udara berfungsi menahan radiasi sinar ultraviolet dari matahari pada tingkat yang aman untuk kesehatan. Ozon berwarna biru pucat yang terbentuk dari tiga atom oksigen (O3). Ozon adalah

gas yang tidak berwarna dan dapat ditemukan di lapisan stratosfer yaitu lapisan awan yang terletak antara 15 hingga 35 km dari permukaan bumi.

Lapisan ozon sangat penting karena ozon menyerap radiasi ultra violet (UV) dari matahari untuk melindungi radiasi yang tinggi sampai ke permukaan bumi. Radiasi dalam bentuk UV spektrum mempunyai jarak gelombang yang lebih pendek daripada cahaya. Radiasi UV dengan jarak gelombang adalah di antara 280 hingga 315 nanometer yang dikenali UV-B dan ia merusak hampir semua kehidupan. Adanya penyerapan radiasi UV-B sebelum sinar UV sampai ke permukaan bumi, lapisan ozon melindungi bumi dari efek radiasi yang merusak kehidupan. 3. Mesosfer

Mesosfer adalah lapisan udara ketiga, di mana suhu atmosfer akan berkurang dengan pertambahan ketinggian hingga ke lapisan keempat. Mesosfer terletak pada ketinggian antara 49 - 82 km dari permukaan bumi. Lapisan ini merupakan lapisan pelindung bumi dari jatuhan meteor atau benda-benda angkasa luar lainnya. Udara yang terdapat di sini akan mengakibatkan pergeseran berlaku dengan objek yang datang dari angkasa dan menghasilkan suhu yang tinggi. Kebanyakan meteor yang sampai ke bumi biasanya terbakar di lapisan ini.

Lapisan mesosfer ini ditandai dengan penurunan suhu (temperatur) udara, rata-rata 0,4°C per seratus meter. Penurunan suhu (temperatur ) daerah ini disebabkan karena mesosfer memiliki kesetimbangan radioaktif yang negatif. Temperatur terendah di mesosfer kurang dari -81°C. Bahkan di puncak mesosfer yang disebut mesopause , yaitu lapisan batas antara mesosfer dengan lapisan termosfer temperaturnya diperkirakan mencapai sekitar -100°C.

4. Termosfer

Termosfer adalah lapisan udara keempat, peralihan dari mesosfer ke termosfer dimulai pada ketinggian sekitar 82 km. Termosfer terletak pada ketinggian antara 82 - 800 km dari permukaan bumi. Lapisan termosfer ini disebut juga lapisan ionosfer. Lapisan ini merupakan tempat terjadinya ionisasi partikel-partikel yang dapat memberikan efek pada perambatan/refleksi gelombang radio, baik gelombang panjang maupun pendek. Disebut dengan termosfer karena terjadi kenaikan temperatur yang cukup tinggi pada lapisan ini yaitu sekitar 1.982°C. Perubahan ini terjadi karena serapan radiasi sinar ultra ungu. Radiasi ini menyebabkan reaksi kimia sehingga membentuk lapisan bermuatan listrik yang dikenal dengan nama ionosfer, yang dapat memantulkan gelombang radio. Sebelum munculnya era satelit, lapisan ini berguna untuk membantu memancarkan gelombang radio jarak jauh.

5. Eksosfer

Eksosfer adalah lapisan udara kelima, eksosfer terletak pada ketinggian antara 800 - 1000 km dari permukaan bumi. Pada lapisan ini merupakan tempat terjadinya gerakan atom-atom secara tidak beraturan. Lapisan ini merupakan lapisan paling panas dan molekul udara dapat meninggalkan atmosfer sampai ketinggian 3.150 km dari permukaan bumi. Lapisan ini sering disebut pula dengan ruang antar planet dan geostasioner. Lapisan ini sangat berbahaya, karena merupakan tempat terjadi kehancuran meteor dari angkasa luar.

Gambar 5. Lapisan atmosfer bumi dengan ketinggian masing-masing

Hal aman|

BAB III

PENERIMAAN PANAS BUMI OLEH MATAHARI A. Radiasi Matahari (Pancaran Surya)

Perpindahan energi kalor (bahang) dari suatu tempat kelain tempat dipancarkan dalam bentuk gelombang elektromagnetik baik tanpa perantara maupun dengan perantara. Energi tersebut mempunyai sifat-sifat seperti partikel dan gelombang yang berpindah dengan kecepatan sama dengan kecepatan cahaya (c = 3x108 m.s-1).

Pancaran surya dapat dibagi berdasarkan fungsi masing-masing, yaitu intensitas surya, kualitas surya dan panjang hari dan lama penyinaran surya tiap komponen akan berbeda efeknya terhadap mahluk hidup dan tumbuhan atau tanaman.

Intensitas pancaran surya, adalah jumlah energi yang dipancarkan oleh surya perstuan

waktu per satuan luas atau disebut juga kerapatan aliran pancaran. Hukum Stefan-Boltzmann, setiap permukaan benda dengan suhu di atas 0oK akan memancarkan energi pancaran dari seluruh panjang gelombang sinar yang dipancarkan oleh permukaaan tersebut. Jumlah energi ini sangat ditentukan oleh suhu permukaan semakin tinggi pula energi yang dipancarkan.

Kualitas pancaran surya, membicarakan mengenai panjang gelombang dari semua sinar

yang dipancarkan oleh permukaan surya, panjang gelombang adalah 0.2-100 µm. Tetapi sekitar 99% panjang gelombang sinar surya berda pada kisaran 0.3-4.0 µm, oleh karena itu pancaran surya digolongkan sebagai pancaran gelombang pendek (short wave radiation).

Bila setiap sinar tersebut dihubungkan dengan efek fisik dan biologinya maka sinat surya digolongkan atas: (a) sinar ultra violet (UV) dengan = 0.3-0.4 µm, (b) sinar tampak (visible light) dengan = 0.4-0.7 µm dan (c) snar infra merah (infra red) atau dekat infra merah (NIR) dengan = 0.7- 4.0 µm.

Panjang hari dan lama penyinaran surya, periode sampai mulai terbit sampai terbenamnya

surya, sedangkan lama penyinaran adalah lamanya surya bersinar cerah (0,2 sampai 0,4 kal. Cm2m

-1

. selama siang hari. Panjang hari berbeda menurut lintang dan waktu semakin jauh dari equator maka panjang hari semakin pendek, bergantung pada waktu/musim. Jika surya berada dibelahan bumi utara (periode musim panas) maka panjang hari semakin panjang, dan sebaliknya dibelahan bumi selatan.

B. Faktor yang Mempengaruhi Insolasi

Intensitas pancaran surya pada suatu saat dan tempat tertentu sebelum mengalami pemantulan di permukaan bumi (albedo) disebut radiasi global (global radiation) yang terdiri dari radiasi langsung (direct radiation) dan radiasi tidak langsung (indirect radiation). Keduanya berkorelasi negatif.

Hukum Stefan-Boltzmann mengasumsikan bahwa jika surya dengan suhu permukaan 6000oK memancarkan energi radiasi sebanyak 73,5 juta Watt.m-2. Tetapi jumlah ini akan berkurang setelah tiba di puncak atmosfer dan akan berkurang lagi setelah tiba dipermukaan bumi. Hal ini disebabkan oleh berbagai faktor yakni intensitas pancaran surya di permukaannya, faktor astronomis dan transparansi atmosfer.

1. Intensitas Surya Di Permukaannya

Nilainya bergantung dengan suhu permukaan, ketika surya permukaan turun, maka intensitas juga menurun. Demikian sebaliknya, perubahan intensitas akan mengakibatkan pancaran berfluktuasi sekitar 1,5 % dalam kurun waktu tertentu.

2. Faktor-faktor Astronomis

Faktor ini menyangkut tentang perubahan letak kedudukan bumi terhadap surya, yang menyebabkan perbedaan sudut jatuh sinar dari Zenith. Perbedaan itu berkaitan dengan rotasi dan revolusi bumi. Perubahan kedudukan bumi terhadap surya akan mengakibatkan tiga aspek perubahan yaitu:

a. Jarak antara surya dan bumi

Lintasan bumi mengitari dimana matahari berada di salah satu fokusnya. Dengan demikian setiap tempat dan lintang akan berbeda jarak antara surya dan bumi akan berbeda jarak setiap waktu. Ada 4 hari atau tanggal yang dianggap penting dalam setahun, terutama posisi surya terhadap matahari yaitu tanggal 3 januari, 4 April, 4 Juli, 5 Oktober setiap tahun. Karena tanggal 3 Januari dan 4 Juli tercapai jarak terdekat dan terjauh antara surya dan bumi yang disebut secara berturut-turut perihelion dengan jarak 147,3 x 106 km dan apelion dengan jarak 152,1 x 106 km. Sedangkan tanggal 4 April dan 5 Oktober tercapai jarak rata-rata sekitar 149,7 x 106 km. Intensitas pancaran surya yang tiba dipuncak atmosfer pada kisaran 1350-1400 Wm-2 (1.94-2.01 kal.cm-2.menit-1) disebut tetapan surya (solar constant). Intensitas surya pada saat terdekat dan terjauh secara berurutan adalah 2.01 kal.cm-2.menit-1 dan 1.88 kal.cm-2.menit-1 disebut angot radiation atau extra terrestrial radiation.

b. Panjang hari

Jika tidak ada atmosfer maka perbedaan penerimaan pancaran surya dipermukaan bumi pada suatu waktu tertentu hanya disebabkan oleh perbedaan sudut datang surya dari zenith, yang ditentukan oleh sudut deklinasi, letak lintang, dan sudut waktu.

c. Sudut jatuh sinar (angle of incidence)

Perubahan sudut jatuh sinar terutama sebagai akibat rotasi bumi, sedangkan jarak antara surya dan bumi dan panjang hari terutama akibat revolusi bumi. Perubahan ini

Hal aman|

mengakibatkan variasi insolasi harian pada suatu tempat di permukaan bumi seperti dikemukakan oleh Lambert (hukum cosinus Lambert), intensitas pancaran dalam suatu arah dari permukaan yang memancarkan energi radiasi pada suatu permukaan (horizontal) di bumi akan bervariasi menurut kosinus sudut antara garis normal pada permukaan dengan arah pancaran yang dapat dinyatakan dalam persamaan:

3. Transparansi atmosfer.

Sinar surya memasuki atmosfer maka akan terjadi pengurangan yang tiba dipuncak atmosfer. Pengurangan tersebut akibat penyerapan secara selektif dari molekul-molekul udara kering (O, O3) dan uap air, pemencaran oleh aerosol serta pemantulan oleh awan.

a. Penyerapan (absorption)

Merupakan proses penyampaian energi pancaran pada molekul-molekul bahan yang bersifat selektif terhadap panjang gelombang sinar. Atom O menyerap sinar ultraviolet pada = 0.12-0.18 µm, Ozon pada = 0.22-0.33 µm dan 0.44- 0.76 µm, uap air pada = 0.93; 1.13; 1.42; 1.47 µm dan karbon dioksida pada = 2.7 µm.

b. Pemencaran (scattering)

Pemencaran adalah pembelokan sinar kesegala arah oleh molekul-molekul udara kering dan partikel-partikel padat yang kecil (disebut aerosol) atau cair di atmosfer terhadap sinar yang datang padanya. Pemencaran berdasarkan ukuran partikel maka partikel dengan diameter yang relative kecil oleh partikel Reyleigh disebut true scattering akan menimbulkan warna biru dilangit sebaliknya partikel Mie dengan ukuran diameter besar disebut scattering yang dapat menyebabkan warna merah dilangit.

Penyerapan dan pembauran penyebab terjadinya turbiditas yang dapat mengurangi sifat tembus atmosfer terhadap energi pancaran, terutama terhadap sinar tampak yang disebabkan oleh debu, tepungsari, dan uap air.

c. Pemantulan (reflektivitas dan albedo)

Sebagian pancaran surya yang mencapai atmosfer dan permukaan bumi dapat dipantulkan kembali keruang angkasa tanpa mengalami perubahan panjang gelombang, sehingga tidak memberikan efek lain terhadap permukaan bumi dan lingkungannya. Reflektivitas ditujukan bagi pemantulan sinar dari panjang gelombang tertentu, sedangkan albedo ditujukan bagi pemantulan sinar dari suatu kisaran panjang gelombang.

Derajat atau koefisien pemantulan (reflektivitas atau albedo, µ dan ), nisbah antara intensitas pancaran yang dipantulkan oleh suatu permukaan (Ra) dengan intensitas pancaran yang tiba pada permukaan tersebut (insolasi dengan symbol Ri).

Pada umumnya nilai albedo pada kisaran panjang gelombang yang dapat dilihat 0.4-0.7 µm sekitar 5-10% , panjang gelombang 0.7-1.5 µm sekitar 30-50% dan menurun pada panjang gelombang sekitar 1.5-4.0 µm.

Prinsip albedo ini banyak diterapkan pada pemotretan udara untuk menentukan penggunaan lahan dari suatu daerah dan keadaan pertanaman apakah terjadi kekeringan atau serangan hama & penyakit, dan luas serangan.

Awan merupakan reflektor yang efektif, oleh karena intensitas pancaran yang sampai ke permukaan bumi pada keadaan cuaca berawan hanya sedikit. Berdasarkan hasil pengukuran, maka tinggi rendahnya albedo suatu permukaan ditentukan oleh berbagai faktor, yaitu:

1) Kisaran panjang gelombang

2) Tipe/macam permukaan, terutama ditentukan oleh warna dan kekasaran permukaan. Makin terang warna atau makin kasar permukaan semakin tinggi albedonya

3) Kandungan air permukaan, makin kering permukaan semakin tinggi albedonya

4) Sudut jatuh sinar atau elevasi surya, makin besar sudut elevasi sebaliknya semakin kecil albedonya.

C. Pancaran bumi dan Atmosfer

Berdasarkan hokum Stefan-Boltzmann, maka setiap permukaan dengan suhu di atas 0oK akan memancarkan energi radiasi. Hasil pengukuran menunjukkan bahwa suhu rata-rata permukaan bumi (laut) adalah 15oC atau 288oK (disebut suhu normal) dan atmosfer -73oC (200oK). Kira-kira 99% bumi dan atmosfer ncarkan energi secara berturut-turut dengan panjang gelombang 4.0- 100 µm dan 80-120 µm. Sedangkan menurut Wien, bumi dan atmosfer secara berturut-turut mempunyai maks 10.1 µm dan 14.5 µm.

Radiasi bumi juga diserap oleh molekul-molekul udara kering (terutama CO2 dan CH4) dan

H2O dalam bentuk uap dan maupun cair dan padat pada panjang gelombang tertentu, kecuali =

2.2-4.3 µm dan = 8.5-11.0 µm lolos ke angkasa disebut radiation window.

Gas-gas tersebut diatas akan menyerap radiasi bumi dan bila jumlahnya cukup banyak (termasuk awan), maka penyerapannya dapat mencapai sekitar 90%. Penyerapan tersebut akan meningkatkan suhu atmosfer dan kira-kira 50% akan dipancarkan ke permukaan bumi yang akan meningkatkan suhu di permukaan bumi. Efek pemanasan yang terjadi disebut green house effect.

Awan merupakan penghalang yang baik terhadap radiasi surya dan bumi, oleh karena awan merupakan pemantul yang baik terhadap radiasi bumi. Jumlah yang terserap dan terpantul ditentukan oleh jumlah keawanan (C) dan tipe awan (a) dari segi tinggi rendahnya awan.

Hal aman|

BAB IV TEKANAN UDARA A. Batasan dan Peranan

Tekanan pada suatu bidang adalah tekanan yang dialami oleh suatu bidang yang disebabkan oleh gaya yang bekerja pada bidang tersebut. Makin besar gaya yang bekerja pada bidang tersebut semakin besar tekanan yang diakibatkan. Bagi tekanan udara, maka berfungsi sebagai gaya adalah berat udara pada suatu bidangsampai puncak atmosfer. Tekanan bidang/ketingian adalah tekanan yang dialami oleh bidang/ketinggian tersebut sebagai akibat berat (kolom) udara diatasnya.

Oleh karena tekanan udara berbeda menurut ketinggian tempat (altitude) dan lintang, maka sebagai standar digunakan permukaan laut dan lintang 45 derajat BBU dan disebut tekanan udara normal. Berdasarkan hasil pengukuran menunjukkan bahwa untuk tekanan udara normal adalah sama dengan berat udara 14,7 lb yang bekerja pada bidang seluas satu inci kuadrat atau 760 mm Hg atau disebut juga satu atmosfer. Satuan lain tekanan udara juga sering digunakan adalah satuan bar atau millibar, dimana satu bar =10³ mb = 106dyne/cm-2. Oleh karena itu satu atmosfer dalah 1.013 x 106dyne.cm-2 maka satu atmosfer sama dengan 1.0132 bar.

Pengaruh langsung tekanan udara terhadap kehidupan dipermukaan bumi adalah kecil. Perubahan tekanan udara lebih berpengaruh terhadap pergerakan massa udara atau angin. Karena tekanan udara merupakan pengendali terhadap angin dan selanjutnya angin merupakan pengendali langsung terhadap penguapan, suhu dan curah hujan yang cukup berperan tehadap kehidupan di permukaan bumi, maka tekanan udara tidak langsung juga cukup berperan terhadap kehidupan dipermukaan bumi. Perbedaan tekanan udara yang besar antara dua tempat yang berjarak berdekatan (3 km) akan menimbulkan angin yang kencang.

B. Tipe dan Sistem Tekanan Udara

Sistem-sistem tekanan udara sangat bervariasi dalam ukuran dan lamanya. Tipe-tipe sistem tekanan udara yang penting adalah:

1. Sistem tekanan (udara) rendah atau juga disebut siklon atau depresi atau low, daerah ini mempunyai tekanan udara yang lebih rendah daripada tekanan udara daerah sekitarnya. Jika daerah tekanan ini memanjang maka disebut Palung (throught).

2. Sistem tekanan (udara) tinggi atau juga disebut antisiklon atau high, daerah ini mempunyai tekanan udara daerah disekitarnya. Jika daerah tekanan ini memenjang maka disebut ridge atau weige. Contoh-contoh sistem tekanan udara yang disebabkan oleh perubahan suhu permukaan bumi adalah akibat perubahan insolasi yang berbeda menurut lintang dan waktu/musim. Misalnya pada musim dingin yang terjadi di Amerika Utara, Asia Tengah, dan India bagian Utara menyebabkan sistem tekanan udara tinggi di wilayah tersebut. Tempat-tempat yang mempunyai tekanan udara yang sama biasanya dihubungkan dengan suatu garis di peta yang disebut isobar.

C. Penyebaran Tekanan Udara

Seperti halnya suhu udara, tekanan udara juga bebeda menurut ketinggian tempat (altitude) dan lintang. Oleh karenanya dikenal penyebaran tekanan udara secara vertikal dan horizontal. 1. Penyebaran secara vertikal

Tekanan udara pada suhu bidang/ketinggian adalah tekanan yang disebabkan oleh berat udara bidang atau ketinggian tersebut. Makin tinggi tempat sebaliknya semakin ringan udara, sehingga semakin rendah tekanannya. Bertambah ringannya udara tersebut bukan hanya disebabkan oleh semakin pendeknya kolom udara sampai puncak atmosfer, Tetapi juga karena semakin renggangnya udara. Berdasarkan pengukuran menunjukkan bahwa tiap naik 100 m akan turun tekanan udaranya setinggi 11 mb. Untuk jelasnya tekanan udara pada berbagai ketinggian/altitude disajikan pada tabel berikut.

Tabel Tekanan dan Suhu Udara pada Pelbagai Ketinggian

Ketinggian/altitude Tekanan Udara Suhu Udara

(kaki) In Hg (mb) (0C) 70.000 1.3 44.0 -55,2 50.000 3.4 115,1 -56,5 35.000 7.1 137,0 -54,0 18.000 14,9 506,0 -20,4 10.000 20,6 679,5 4,8 5000 24,9 843,1 5,1 Permukaan laut (0 m) 29,92 1.013,2 15,0

2. Penyebaran secara Horizontal

Perbedaan/perubahan tekanan udara secara horizontal disebabkan oleh perbedaan, lintang yang mengakibatkan terjadinya perbedaan suhu dan selanjutnya akan mengakibatkan perbedaan tekanan udara. Untuk daerah yang beriklim subtropika atau kutub, variasi tekanan udara menurut lintang sangat menentukan perubahan cuaca/iklim di daerah tersebut. Tetapi bagi daerah yang beriklim tropika, variasi tekanan udara menurut lintang relative kecil, sehingga jarang menimbulkan gejala-gejala yang berarti bagi pertanian. Mungkin karena itulah sebabnya pengukuran tekanan udara di Stasiun Klimatologi Pertanian jarang sekali dilakukan.

Hal aman|

BAB V

ANGIN/PERGERAKAN UDARA A. Batasan, Peranan dan Prinsip Umum

Adanya perbedaan tekanan udara akan mengakibatkan terjadinya pergerakan udara yang arahnya secara vertikal atau horizontal. Pergerakan udara secara horizontal atau hampir horizontal disebut angin, sedangkan secara vertikal (keatas atau kebawah) disebut arus udara.

1. Pemindah kalor: baik dalam bentuk yang dapat dirasakan (sensible heat) maupun akan membuat seimbang neraca radiasi antara lintang rendah dan lintang tinggi.

2. Pemindahan Uap air; yang dievaporasikan di daerah perairan (terutama laut) akan dipindahkan ke daratan dengan perantaraan angin. Uap air yang dipindahkan sebagian besar dikondensasikan dan kemuan terbentuk awan, selanjutnya bila memenuhi syarat akhir akan turun kembali sebagai hujan, hujan es, atau salju untuk memenuhi kebutuhan air dari berbagai keperluan.

Massa udara yang bergerak disebut angina. Angin dapat bergerak horizontal atau vertikal dengan kecepatan bervariasi dan berfluktuasi dinamis. Faktor yang menyebabkan gerakan massa udara adalah adanya perbedaan tekanan udara dari satu tempat ke tempat lain. Angin selalu bergerak dari tempat yang bertekanan tinggi ke tempat yang bertekanan lebih rendah. Jika tidak ada lagi gaya lain yang mempengaruhi, maka angin bergerak secara langsung dari udara bertekanan tinggi ke arah yang bertekanan lebih rendah.

Perputaran bumi terhadap sumbuhnya akan menimbulkan gaya yang berpengaruh pada arah gerakan angina. Pengaruh perputaran bumi terhadap arah angin disebut pengaruh coriolis. Pengaruh coriolis menyebabkan angin bergerak searah jarum jam mengitari daerah bertekanan rendah di belahan bumi selatan dan sebaliknya bergerak berlawanan arah jarum jam mengitari daerah bertekanan rendah di belahan bumi utara.

Orang yang pertama kali menemukan hokum tentang hubungan antara angin dengan distribusi sistem tekanan udara adalah Buys Ballot. Hukumnya dinamakan Buys Ballot, sesuai dengan nama pencetusnya, hokum tersebut menyatakan bahwa: arah angin di belahan bumi utara akna berbelok ke kanan sedangkan di belahan bumi selatan berbelok ke kiri.

Berikut ini adalah ilustrasi pembelokan arah angin karena gaya coriolis.

Angin mempunyai asal usul yang kompleks atau rumit. Pada umumnya yang menjadi penyebab langsung adalah terjadinya perbedaan tekanan udara horizontal. Tetapi, sumber energi utamanya diperoleh dari perbedaan pemanasan dan pendinginan yang terjadi pada lintang-lintang rendah dan tinggi. Sumber energi ini digunakan untuk membentuk angin dan mempertahankan kecepatannya terhadap rintangan yang timbul akibat adanya gesekan dengan permukaan. Oleh sebab itu, angin mempunyai pola senantiasa berpindah-pindah dengan perubahan lebih kurang seirama atau sejajar dengan perpindahan termal ekuator.

B. Sistem Pergerakan Udara

Berdasarkan skalanya, maka sistem pergerakan udara/angin dapat dibedakan atas: 1. pergerakan udara secara umum/sirkulasi angin dunia

2. pergerakan udara secara lokal, dan

3. pergerakan udara/angin secara khusus/spesifik.

C. Pergerakan Udara Secara Umum

Pergerakan udara ini disebabkan oleh karena adanya tekanan udara yang sangat mencolok antara daerah kutub dengan daearah ekuator, seandainya pergerakan tesebut hanya dipengaruhi oleh perbedaan tekanan udara antara kutub (high pressure zone) dengan ekuator (low pressure zone), maka pergerakan tersebut hanya merupakan satu siklus pergerakan. Tetapi kerena pengaruh berbagai faktor, yaitu fisiografi lahan (terutama altitude),efek Coriolis akibat rotasi bumu, dan keadaan parallelism (kemiringan sumbu) bumi, maka pergerakan udara ini didukung oleh tiga subsistem pergerakan udara. Secara berturut-turut mulai daerah ekuator sampai kutub adalah Hadley Cell, Ferrel Cell, Polar Cell.

D. Pergerakan Udara Lokal

1. Angin darat dan angin laut

Merupakan salah satu akibat nyata yang ditimbulkan oleh sifat pemanasan yang berbeda antara daratan dengan lautan yang mengakibatkan terjadinya angin darat dan angin laut. Angin ini bertiup pada arah yang berlawanan dari lautan ke daratan (angin laut) di siang hari dan dari daratan ke lautan (angin darat) bertiup pada malam hari. Angin-angin ini terbentuk dengan baik jika kecepatan angin-angin lainnya masih dalam kategori lemah dan terdapat insolasi kuat untuk memaksimumkan perbedaan pemanasan antara daratan dan lautan. Biasanya angin laut yang bertiup di siang hari lebih kuat dan masih terasa pada jarak 50 km kedarat (pedalaman). Pembentukan angin laut maksimum 75 hingg 225 meter di atas permukaan laut dan bermula pada jam 10.30 WS, kecepatannya meningkat mencapai > 12 knot (6.2 m.det-1) dan menurun berakhir pada jam 20.00 WS.

Hal aman|

2. Angin gunung dan angin lembah

Seperti halnya angin darat dan angin laut, angin gunung dan angin lembah mempunyai perioditasitas nyata sepanjang suatu hari.Angin permukaan yang bertiup di siang hari terbagi dalam dua bagian yaitu angin ternal yang menarik lereng dan angin lembah. Angin ternal yang menaiki lereng terjadi akibat adanya pemanasan secara langsung karena lebih terbuka terhadap sinar surya. Udara yang lebih ringan akan naik menelusuri lereng dan disebut angin ternal. Saat setelah terjadinya angin ternal akan segera disusul angin dari lembah dan disebut angin lembah. Angin sering menyebabkan terbentuknya awan cumulus di siang hari di puncak –puncak lereng terutama pada pda lembah-lembah yang luas dan dalam. Angin lembah pada umumnya bertiup mulai pukul 09.00 WS sampai terbenem surya. Kemudian digantikan oleh angin daripuncak guung menelusuri lereng menuju lembah dan disebut angin gunung (C) yang bertiup pada malam hari.

Gambar 6. Arah dan Periode Terjadinya Angin Laut dan Darat serta Angin Lembah dan Gunung Sumber: idkf.bogor.net dan britannica.com

3. Angin Sentripetal dan Angin Sentrifugal

Angin sentripetal adalah angin yang bergerak menuju ke pusat tekanan rendah atau minimum, sedangkan angin sentrifugal adalah angin yang bergerak keluar dari pusat tekanan udara tinggi atau maksimum. Baik angin sentripetal maupun angin sentrifugal umumnya juga bergerak secara vertical dan membentuk spiral. Apabila angin sentripetal tersebut gerakannya cepat dan meluas biasanya disebut angin taifoen atau cycloon, sedangkan untuk angin sentrifugal disebut angin

antisiklon (anticycloon).

E. Angin Muson

Muson (juga disebut angin musim) adalah angin periodik, terutama di Samudra Hindia dan sebelah selatan Asia. Kata ini juga digunakan untuk menyebut musim di saat angin ini bertiup dari arah barat daya di India dan wilayah-wilayah sekitarnya yang diperlihatkan melalui curah hujan yang besar, dan hujan yang dikaitkan dengan angin jenis ini.

Muson terjadi karena daratan menghangat dan menyejuk lebih cepat daripada air. Hal ini menyebabkan suhu di darat lebih panas daripada di laut pada musim panas. Udara panas di darat biasanya berkembang naik, menciptakan daerah bertekanan rendah. Ini menciptakan sebuah angin yang sangat konstan yang bertiup ke arah daratan. Curah hujan yang terkait disebabkan udara laut yang lembap yang dialihkan ke arah pegunungan, yang kemudian menyebabkan pendinginan, dan lalu pengembunan.

Pada musim dingin, udara di darat menjadi lebih sejuk dengan cepat, tetapi udara panas di laut bertahan lebih lama. Udara panas di atas laut berkembang naik, menciptakan daerah bertekanan rendah dan angin sepoi-sepoi dari darat ke laut. Karena perbedaan suhu antara laut dan daratan lebih kecil dibandingkan saat musim panas, angin muson musim dingin tidak begitu konstan (sumber: wikipedia).

Muson mirip dengan angin laut, namun ukurannya lebih besar, lebih kuat dan lebih konstan.

Gambar 7. Angin Muson Awal

Hal aman|

Gambar 8. Angin Muson di Daratan

Sumber: http://news.bbc.co.uk/nol/shared/bsp/hi/dhtml_slides/10/monsoons/img/ monsoon_weather_guide_464_s3.gif

Muson merujuk kepada perubahan musiman arah angin di sepanjang pesisir Samudra Hindia, khususnya di Laut Arab, yang bertiup dari barat daya untuk setengah tahun dan dari timur laut untuk setengah tahun lainnya.

Gambar 9. Angin Muson di Perairan Arab

Sumber: http://earthobservatory.nasa.gov/images/imagerecords/6000/6308/monsoon_winds.jpg

Gambar 10. Musim Kering di Himalaya 1. Muson Musim Dingin Timur Laut Asia (Angin Muson Barat)

Angin Muson Barat adalah angin yang bertiup pada periode Bulan Oktober - April (Indonesia). Angin ini bertiup saat matahari berada di belahan bumi selatan, yang menyebabkan benua Australia musim panas, sehingga bertekanan minimum dan benua Asia lebih dingin, sehingga tekananya maksimum. Menurut hukum Buys Ballot, angin akan bertiup dari daerah bertekanan maksimum ke daerah bertekenan minimum, sehingga angin bertiup dari benua Asia menuju benua Australia, dan karena menuju Selatan Khatulistiwa/Equator, maka angin akan dibelokkan ke arah kiri. Pada periode ini, Indonesia akan mengalami musim hujan akibat adanya massa uap air yang dibawa oleh angin ini, saat melalui lautan luas di bagian utara (Samudar Pasifik dan Laut Cina Selatan) (sumber: wikipedia).

2. Muson Musim Panas Barat Daya (Angin Muson Timur)

Angin Muson Timur adalah angin yang bertiup pada periode Bulan April - Oktober (Indonesia). Angin ini bertiup saat matahari berada di belahan bumi utara, sehingga

Hal aman|

menyebabkan benua Australia musim dingin, sehingga bertekanan maksimum dan Benua asia lebih panas, sehingga tekananya minimum. Menurut hukum Buys Ballot, angin akan bertiup dari daerah bertekanan maksimum ke daerah bertekenan minimum, sehingga angin bertiup dari benua Australia menuju benua Asia, dan karena menuju utara khatulistiwa/equator, maka angin akan dibelokkan ke arah kanan. Pada periode ini, Indonesia akan mengalami musim kemarau akibat angin tersebut melalui gurun pasir di bagian utara Australia yang kering dan hanya melalui lautan sempit (sumber: wikipedia).

F. Angin Passat

1. Angin Passat

Angin passat adalah angin bertiup tetap sepanjang tahun dari daerah subtropik menuju ke daerah ekuator (khatulistiwa). Terdiri dari Angin Passat Timur Laut bertiup di belahan bumi Utara dan Angin Passat Tenggara bertiup di belahan bumi Selatan.

Di sekitar khatulistiwa, kedua angin passat ini bertemu. Karena temperatur di daerah tropis selalu tinggi, maka massa udara tersebut dipaksa naik secara vertikal (konveksi). Daerah pertemuan kedua angin passat tersebut dinamakan Daerah Konvergensi Antar Tropik (DKAT). DKAT ditandai dengan temperatur yang selalu tinggi. Akibat kenaikan massa udara ini, wilayah DKAT terbebas dari adanya angin topan. Akibatnya daerah ini dinamakan daerah doldrum (wilayah tenang).

2. Angin Anti Passat

Udara di atas daerah ekuator yang mengalir ke daerah kutub dan turun di daerah maksimum subtropik merupakan angin Anti Passat. Di belahan bumi Utara disebut Angin Anti Passat Barat Daya dan di belahan bumi Selatan disebut Angin Anti Passat Barat Laut. Pada daerah sekitar lintang 20o - 30o LU dan LS, angin anti passat kembali turun secara vertikal sebagai angin yang kering. Angin kering ini menyerap uap air di udara dan permukaan daratan. Akibatnya, terbentuk gurun di muka bumi, misalnya gurun di Saudi Arabia, Gurun Sahara (Afrika), dan gurun di Australia.

G. Angin Siklon/Antisiklon

Angin siklon adalah angin yang gerakannya berputar ke dalam, mengelilingi daerah tekanan minimum. Gerakan angin siklun mengikuti hukum Buys Ballot, yaitu:

1. Di belahan bumi utara perputarannya berlawanan dengan arah perputaran jarum jam. 2. Di belahan bumi selatan sesuai dengan arah putaran jarum jam.

Gambar 11. Arah Angin Siklun di Belahan Bumi

Berdasarkan bergeraknya, siklon dibedakan atas siklon tropik, siklon ekstra tropik, dan tornado. Siklon-siklon tersebut dapat terjadi:

1. Siklon tropik

Siklon tropik terjadi di daerah tropis, yaitu antara 100 – 200 LU dan 100 – 200 LS. Sering terjadi di wilayah lautan daripada di daratan, misalnya di Indonesia pernah terjadi di sekitar Pulau Timor (11(LS). Mengenai wilayah pergerakan siklon tropik, dapat Anda lihat pada gambar 15. Diameter angin siklon tropik ± 100.500 km, kecepatannya antara 100 - 500 km/jam. Gradien barometernya antara 50 – 100 mb.

Hal aman|

Gambar 12. Wilayah Pergerakan Siklon Tropik

Di beberapa negara badai siklon diberi nama-nama khusus sesuai dengan bahasa negara masing-masing, dan umumnya menggunakan nama wanita, antara lain:

a. Di Samudera Atlantik dan Pasifik Timur dinamai Hurricanes artinya Dewa Kehancuran. b. Di Samudera Atlantik Barat, masyarakat Jepang menyebutnya Typhoon.

c. Di Filipina disebut Begieros (nama satu kota). d. Di Australia disebut Willy-Willies.

e. Di Samudera Hindia disebut Siklon Tropik Lena (nama wanita).

f. Di beberapa tempat lain diberi nama Siklon Anna, Dora, Corrie, Diana, Elly dan sebagainya. 2. Siklon Ekstra Tropik

Siklon ekstra tropik terjadi di daerah sedang pada lintang 35° - 65° LU dan 35° -65° LS, yaitu di sekitar wilayah front. Tempat bertemunya massa angin barat yang panas dan angin timur yang dingin. Misalnya, Amerika Serikat dan Eropa. Tekanan udara ± 15 mb dan kecepatannya ± 30 km/jam.

3. Tornado

Angin siklon tornado merupakan jenis angin yang paling cepat dan paling merusak. Tornado sering terjadi di Amerika Serikat. Diameter angin siklon tor-nado antara 100-500 km, panjang lintasannya mencapai 100 km. Kecepatannya mencapai 700 km/jam. Bentuk arah tornado dapat Anda perhatikan pada gambar di bawah ini.

Gambar 13. Bentuk Arah Tornado

Selain yang telah diuraikan di atas, angin siklon juga dapat terjadi di atas gurun-gurun pasir. Biasanya yang tampak adalah tiang-tiang pasir dan tingginya bias mencapai 1 km disebut sengkayan pasir. Apabila terjadi di atas air atau laut disebut sengkayan air.

Angin anti siklon adalah angin yang gerakannya berputar ke luar, dengan tekanan maksimum di pusatnya. Arah pergerakannya adalah sebagai berikut:

1. Di belahan bumi utara, putarannya searah dengan jarum jam.

2. Di belahan bumi selatan, putarannya berlawanan dengan arah jarum jam.

Hal aman|

Angin siklon dan angin antisiklon antara belahan Bumi utara dan selatan arahnya berbeda. Angin siklon merupakan udara yang bergerak dari beberapa daerah bertekanan udara tinggi menuju titik pusat tekanan udara rendah di bagian dalam. Sementara angin antisiklon bergerak dari daerah pusat tekanan udara tinggi menuju tekanan udara rendah yang mengelilinginya di bagian luar. Gerakan arah angin ini berputar. Di daerah tropis, angin siklon sering terjadi di laut. Penyebutan angin siklon di beberapa daerah berbeda-beda di antaranya sebagai berikut:

3. Hurricane, yaitu angin siklon di Samudra Atlantik 4. Taifun, yaitu angin siklon di Laut Cina Selatan

5. Siklon, yaitu angin siklon di Teluk Benggala dan Laut Arab 6. Tornado, yaitu angin siklon di daerah tropis Amerika 7. Sengkejan, yaitu angin siklon di Asia Barat.

H. Angin Fohn

Selain angin local seperti yang telah dijelaskan, di Indonesia juga banyak terjadi angin terjun. Angin terjun dikenal juga sebagai angin jatuh. Tipe angin semacam ini diketahui pertama kali di daerah Fohn yang terletak di Pegunungan Alpina bagian selatan. Selanjutnya angin jenis ini dikenal dengan nama angin fohn.

Gambar Bagan Angin Terjun

Angin terjun ini terjadi karena angin yang membawa uap air membentuk jalur pegunungan. Akibatnya, naiklah angin ke puncak pegunungan dan akhirnya menuruni lereng pegunungan. Pada waktu naik pegunungan, udara masih mengandung uap air. Tiap naik 100 m suhu udara turun ± 0,60C. pada ketinggian ± 1.600 m dpl, uap air mengalami kondensasi (berubah menjadi awan). Pada ketinggian ± 3.000 m, titik-titik air mampu mengalahkan tekanan angin ke atas dan terjadilah hujan. Hujan yang disebabkan oleh angin yang dipaksa naik pegunungan ini disebut hujan orografis.

Sebagai akibat adanya hujan orografis pada lereng bagian depan, maka keadaan udara yang melewati puncak pegunungan menjadi kering. Pada udara kering, perubahan suhu setiap naik 100 m bukan ± 0,60C melainkan 10C. Akhirnya suhu udara yang turun di bagian belakang lebih panas daripada suhu duara di daerah tempat angin naik. Angin ini dapat menghancurkan tanaman di daerah yang dilaluinya, contohnya angin terjun yang terjadi di daerah Deli (Sumatra Utara). Angin ini merusak tanaman tembakau. Pada umumnya angin terjun ini kering dan panas. Akan tetapi, ada beberapa angin tyerjun yang dingin.

Tabel Beberapa Angin Terjun

Nama Sifat Daerah

Bohorok Kumbang Gending Brubu Wambrau Chinook Fohn Harmattan Khamsin Bora Mistral Sirocco Panas, kering Panas Panas Panas Panas Panas, kering Panas, kering Panas, kering Panas, kering Dingin Dingin Panas, kering

Deli (Sumatra Utara) Cirebon (Jabar) Probolinggi (Jatim) Ujungpandang (Sulawesi) Pulau Biak (Irian)

Alberts (Kanada)

Pegunungan Alpina Utara Sahara kea rah Pantai Guinea Mesir

Pantai Adriatik (Yugoslavia) Lembah Rhone Hilir (Perancis) Italia Selatan

I. Daerah Konvergensi Antar Tropis (DKAT)

DKAT adalah suatu zona atau wilayah yang memiliki suhu tertinggi dibandingkan dengan daerah sekitarnya. Oleh sebab itu, daerah ini disebut juga Equator Thermal. Letaknya selalu bergerak setiap 14 hari, yaitu bergeser dari utara ke selatan dan sebaliknya pada 23,5( LU - 23,5( LS. Suhu yang tinggi mengakibatkan penguapan yang banyak sehingga mengakibatkan daerah ini memiliki kelembaban yang tinggi. Hal ini dapat menimbulkan hujan zenit atau hujan konveksi.

Indonesia yang secara astronomis dan geografis memungkinkan adanya penguapan yang banyak, maka memungkinkan banyak terjadi hujan zenit. Oleh karena itu pada musim kemarau juga masih banyak terjadi hujan, sehingga tidak ada batas yang jelas antara musim kemarau dan penghujan.

Hal aman|

Pada gambar di atas nampak bahwa garis-garis yang menunjukkan letak DKAT tiap bulan itu, bukan garis-garis lurus, sebagai akibat dari bahan muka bumi Indonesia yang tidak homogen. Seperti bahan muka bumi Indonesia sebagian terdiri dari daratan kering, rawa-rawa, dan lautan. Dampak pemanasan bahan muka bumi yang berbeda-beda, mengakibatkan daerah terpanas di muka bumi tidak terletak pada garis lurus.

Pada gambar tersebut menunjukkan pula persebaran suhu rata-rata tiap pertengahan bulan di wilayah Indonesia. Pada bulan Juni, Juli, Agustus dan September equator thermal atau DKAT, yaitu jalur muka bumi dengan suhu rata-rata tertinggi tidak terdapat di Indonesia. Baru pada bulan Oktober DKAT itu nampak di ujung utara Kepulauan Riau, Sumatera Utara, kemudian secara berangsur bergerak ke selatan sesuai gerak sinar matahari.

Pada bulan November dan Desember, DKAT sepenuhnya berada di pulau Sumatera, Kalimantan, Sulawesi bagian utara, dan pulau-pulau lainnya yang terletak di antara khatulistiwa.

Pada bulan Januari, DKAT berada di pulau Jawa, sedangkan pada bulan Februari di selatan kepulauan Indonesia. Setelah bulan April DKAT ada lagi di sebelah utara kepulauan Indonesia.

Dengan demikian, pulau Sumatera dilintasi DKAT sebanyak ( 5 bulan; Jawa, Bali, NTB, NTT ( 2 bulan; Kalimantan ( 4 bulan; Sulawesi ( 3 bulan, Irian Jaya, Maluku 1½ bulan.

Berdasarkan uraian di atas dapat disimpulkan bahwa sifat-sifat DKAT adalah sebagai berikut: 1. Suhu tinggi

2. Penguapan besar

Hal aman|

BAB VI HIDROMETEOROLOGI

Hidrometeorologi menerangkan segala macam bentuk air (H2O) dalam atmosfer. H2O dalam

udara hanya terdapat pada lapisan troposfer dan dapat berbentuk uap air, awan dan hujan.

A. Kelembaban Udara

Kelembaban udara menyatakan banyaknya uap air dalam udara. Meskipun jumlah uap air di dalam udara jumlahnya tidak banyak, tetapi merupakan komponen udara yang sangat penting ditinjau dari segi cuaca dan iklim. Uap air di udara sukar dipahami karena merupakan gas yang tidak berwarna dan tidak berbau. Baru kelihatan bila sudah berubah menjadi tetes-tetes air. Secara sederhana H2O dalam udara dapat dilihat pada bagan berikut:

Gambar Perubahan H2O dalam Udara

Jumlah uap air dalam udara tidaklah tetap, tidak konstan. Juga kesanggupan udar amenampung udara air berubah-ubah tergantung temperatur massa udara yang bersangkutan. Massa udara yang panas dapat menampung uap air berubah-ubah tergantung temperature massa udara yang bersangkutan. Massa udara yang panas dapat mengandung uap air lebih banyak daripada massa udara yang dingin. Apabila kesanggupan itu telha sampai puncaknya, maka udara tersebut dikatakan dalam keadaan jenuh (kenyang). Satu meter kubik udara dengan tingkat panas tertentu dapat mengandung uap air sebagai berikut:

Temperatur (0C) -20 -10 0 10 20 30

Jumlah max uap air (g/m3) 1,1 2,4 4,9 9,4 17,3 30,4

Jika udara yang tidak jenuh diturunkan temperaturnya, maka kapasitas udara terhadap uap air akan turun. Jika diturunkan terus temperaturnya, maka udara tersebut akan jenuh dengan uap air meskipun jumlah uap air sendiri jumlahnya tidak berubah. Temperatur yang bertepatan dengan jenuhnya udar adisebut titik embun atau titik kondensasi. Jika udara didinginkan terus sampai dibawha titik embun, maka ada kelebihan uap air yang tidak dapat dikandung oleh udara. Kelebihan uap air ini akan dilepaskan dan berubah menjadi tetesan-tetesan air (jika temperaturnya masih diatas 00C) dan akan berupa kristal-kristal es (jika temperatur udara dibawah 00C). Dengan demikian terjadilah peristiwa kondensasi.

Perlu diketahui, bahwa penurunan suhu yang sama dari udara jenuh pada temperatur yang berbeda tidak menghasilkan jumlah kondensasi yang sama. Misalnya, 1 m3 udara jenuh dengan temperatur 300C diturunkan temperaturnya menjadi 200C, uap air yang berkondensasi sebesar 30,4 – 17,3 = 13,1 gram, bila suhunya diturunkan lagi menjadi 100C, uap air yang berkondensasi hanya 9,4 – 4,9 = 4,5 gram (lihat tabel diatas). Dengan demikian pada udara yang panas kemungkinan terjadinya presipitasi yang lebat secara potensial lebih besar.

1. Ukuran kelembaban udara

Kandungan uap air dalam atmosfer dinyatakan dalam beberapa cara:

a. Tekanan uap. Bagian dari tekanan atmosfer yang disebabkan oleh uap air. Dinyatakan dalam ukuran yang sama dengan tekanan udara total. Misalnya: atm, milibar, atau cm/mm Hg. b. Kelembaban spesifik. Berat uap air per satuan berat udara (termasuk berat uap airnya).

Biasanya dinyatakan dalam gram tiap per kg udara. Kelembaban spesifik hamper sama dengan tekanan uap.

c. Kelembaban absolut. Berat uai air per satuan volume udara (g/m3). Ini kurang digunakan dalam meteorology karena volume udara berubah-ubah jika udara naik. Berubahnya volume udara berarti kelembaban absolut juga akan berubah.

d. Kelembaban relatif. Perbandingan antara uap air yang betul-betul ada di udara dengan jumlah uap air dalam udara tersebut jika pada temperatur dan tekanan yang sama udara tersebut jenuh dengan uap air. Jika kelembaban relative mencapai harga 100% (=1) berarti udara itu jenuh dengan uap air.

Kalau misalnya udara pada temperatur 300C untuk mencapai kejenuhan harus ada 30,4 gram uap air dan ternyata hanya mengandung 20 gram, berarti kelembaban relatif = 20/30,4 x 100% = 65,79%.

Air Uap Air

(tidak terlihat)

Tetes Air atau Kristal Es (terlihat) Kumpulan Tetes-tetes Air (awan/terlihat) Hidrometer Peristiwa Penguapan Peristiwa Kondensasi (dibantu oleh inti kondensasi)

Hal aman|

Kelembaban relatifnya dapat pula dirumuskan sebagai berikut: KUA = jumlah uap air (gram) : volume udara (m3)

KUR = KUA : KUMax

KUA = kelembaban udara absolut KUR = kelembaban udara relatif

KUMax = kelembaban udara maksimum yang dapat tertampung dalam satu volum udara

Hanya perlu diingat bahwa satuan yang digunakan harus sama. Kelembaban relative berubah apabila mengubah jumlah uap air atau mengubah kapasitas udara.

2. Sebaran kelembaban a. Sebaran vertikal

Oleh karena sumber kelembaban udara adalah permukaan bumi, maka sebagian besar uap air akan terkumpul di lapisan udara bagian bawah. Uap air jumlahnya akan turun atau berkurang dengan cepat dengan naiknya tinggi tempat.

b. Sebaran horisontal

Uap air dalam udara yang dinyatakan dalam kelembaban spesifik atau tekanan uap mempunyai harga tinggi di khatulistiwa dan terendah di kutub. Ini serupa dengan sebaran temperatur, yang merupakan factor penentu besarnya kapasitas udara.

Sebaran kelembaban relative ini berbeda dengan sebaran kelembaban spesifik. Kelembaban relatif terbesar di khatulistiwa dan menurun kea rah kutub sampai ke lintang sekitar 300 (U/S). daerah ini adalha daerah antisiklon. Disini kelembaban relative adalha yang terendah. Dari 300 ke arah kutub, kelembaban relatif naik sebagai akibat turunnya temperatur.

3. Penguapan

Penguapan merupakan proses perubahan air es menjadi gas (uap air). Semua uap air yang terdapat dalam atmosfer merupakan hasil evaporasi. Ada beberapa faktor yang mempengaruhi besarnya evaporasi, antara lain:

a. Kecepatan angin, makin cepat anginnya makin besar penguapannya. b. Temperatur. Makin tinggi temperaturnya makin besar penguapannya.

c. Kelembaban relatif. Udara yang makin besar kelembaban relatifnya penguapan makin kecil. Jika udara lebih dingin daripada permukaan air dibawahnya, maka sangat efektif. Hal ini karena tekanan uap dalam atmosfer akan lebih kecil daripada di bawah permukaan air yang lebih panas. Dalam hal ini berarti udara dipanasi dari bawah karena berhubungan dengan air yang lebih panas sehingga menjadi tidak stabil dan memperbesar turbulensi dan juga sebagai alasna bahwa penguapan di lautan pada musim dingin lebih besar daripada musim panas.

4. Sebaran penguapan

Menurut pengamatan di peroleh kesimpulan sebagai berikut:

a. Evaporasi di atas lautan lebih besar daripada di atas daratan. Ini disebabkan tidak terbatasnya suplai air di permukaan laut. Diatas daratan sebaliknya suplai ini ada yang tidak ada sama sekali.

b. Di daerah lintang antara 100U – 100S lebih banyak penguapan di daratan daripada di lautan. Ini sebagai akibat cukupnay suplai air sebagai akibat curah hujan yang cukup. Di samping itu terdapatnya vegetasi yang lebat menyebabkan transpirasi cukup besar.

c. Penguapan maksimum di lautan terjadi di daerah lintang 100 – 200 (U/S). ini sebagai akibat adanya angin yang terus-menerus cepat dan keringnya udara. Di atas daratan dimana kecepatan angin lebih kecil daripada dengan penguapan maksimum berdekatan dengan khatulistiwa.

B. Awan

Awan merupakan sekumpulan titik air atau es yang melayang layang di udara, yang terbentuk dari hasil proses kondensasi. Kondensasi terjadi karena adanya proses penggabungan molekul-molekul air dalam jumlah cukup banyak sehingga membentuk butiran yang lebih besar. Terdapat berjuta-juta butiran awan di atmosfer dengan ukuran yang berbeda-beda. Masing-masing mempunyai gerakan yang arah dan kecepatannya tidak sama, sehingga antara butir yang satu dengan yang lain saling bertumbukan. Satu butir hasil kondensasi yang berukuran kecil (0,01 mm) mempunyai kecepatan jatuh 1 cm per detik. Besarnya butiran awan dapat tumbuh menjadi 200 mikron atau lebih dan dapat jatuh sebagai hujan.

Awan merupakan awal proses terjadinya hujan, sehingga banyak digunakan sebagai indikator keadaan cuaca. Namun demikian, tidak semua jenis awan dapat menghasilkan hujan, oleh karena itu pengenalan jenis, bentuk dan sifat-sifat awan sangat diperlukan. Berikut ini dijelaskan klasifikasi awan berdasarkan morfologi, ketinggian, dan metode pembentukan.

1. Berdasarkan morfologi (bentuk)

Berdasarkan morfologi, awan dibedakan menjadi 3 jenis, yaitu: a. Awan Cumulus