5.RangkumanMeteorologi
advertisement
BAB 1 KOMPOSISI DAN STRUKTUR ATMOSFER 1.1 Komposisi Atmosfer adalah lapisan gas atau campuran gas yang menyelimuti dan terikat pada bumi oleh gaya gravitasi.tebal lapisan ini kira-kira seribu kilometer. Di antara campuran gas tadi terdapat pula uap air. Campuran gas yang tidak mengandung uap air dinamakan udara kering. Gas Volume (%) Nitrogen 78,08000 Oksigen 20,95000 Argon 0,93000 Karbon dioksida 0,03400 Neon 0,00180 Helium 0,00052 Ozon 0,00006 Hidrogen 0,00005 Krypton 0,00011 Metan 0,00015 Xenon kecil sekali Nitrogen Nitrogen yang masuk ke dalam atmosfer berasal dari peluruhan sisa-sisa hasil pertanian dan letusan gunung api, sedangkan pengeluaran nitrogen dari atmosfer terutama disebabkan oleh proses biologis dalam tumbuh-tumbuhan dan kehidupan di laut. Konsentrasi nitrogen di atmosfer adalah konstan yang menunjukan seimbangnya masukan dan keluaran nitrogen. Oksigen Oksigrn dihasilkan terutama melalui proses fotosintesis pada tumbuhan. Oksigen diambil dari atmosfer oleh proses peluruhan bahan organik dan pernapasan makhluk hidup. Oksigen dapat bereaksi dengan unsur-unsur lain di atmosfer membentuk senyawa oksida. Ozon Ozon terdapat di seluruh atmosfer bagian bawah terutama di lapisan stratosfer, yaitu pada ketinggian 15 dan 35 km. Ozon terbentuk dari terbelahnya molekul oksigen di bawah pengaruh radiasi ultraviolet menjadi atom-atom oksigen yang kemudian bergabung membentuk ozon. O2 + radiasi ultraviolet O + O O + O2 + M O3 + M M adalah molekul ketiga, biasanya N2 atau O2 Ozon adalah senyawa yang tidak stabil.senyawa ini dapat terpecah di bawah pengaruh radiasi atau pada tumbukan dengan atom oksigen. O3 + radiasi O2 + O O3 + O O2 + O Ozon menyerap dengan kuat radiasi ultra vilolet yang dipancarkan mataharike bumi sehingga radiasiradiasi ultraviolet yang mencapai bumi berkurang hingga ke intensitas yang dapat ditolerir makhluk hidup di bumi. Kerusakan lapisan ozon disebabkan oleh lepasnya senyawa-senyawa kimia sintesis ke atmosfer. Karbon Dioksida Karbon dioksida yang masuk ke atmosfer dapat berasal dari sumber alam dan sumber buatan. Sumber alami karbon dioksida berasal dari proses pernapasan makhluk hidup dan peluruhan bahan organik. Sedangkan sumber buatan berasal dari pembakaran bahan bakar fosil, industri semen, pembakaran hutan, dan perubahan tata guna lahan. Uap Air Konsentrasi uap air di atmosfer berkisar antara nol di daerah gersang hingga 4% di daerah tropis.Uap air di atmosfer berasal berasal dari evapotranportasi dari permukaan bumi dan diangkat ke atas oleh turbulensi yang paling efektif di bawah ketinggian 10 km. Uap air menunggalkan atmosfer melalui proses kondensasi dalam bentuk hujan atau melalui pembentukan curahan lain. Aerosol Aerosol adalah partikel yang ukurannya lebih besar daripada ukuran molekul, tetapi cukup kecil sehingga dapat melayang di atmosfer. Partikel ini dapat berupa padat maupun cair, misalnya debu, garam, sulfat, nitrat, dsb. Aerosol yang masuk ke atmosfer berasal dari letusan gunung api serta sisa pembakaran bahan bakar fosil. Aerosol dapat keluar dari atmosfer dengan cara berikut. Yang berukuran besar akan jatuh ke bumi akibat gaya gravitasi, sedangkan yang berukuran kecil akan terbawa oleh curahan. 2.2 Distribusi Suhu Terhadap Ketinggian Troposfer Di dalam troposfer, suhu berkurang dengan bertambahnya ketinggian dengan laju penurunan sebesar 6,5º C tiap kilometer. Sumber bahang utama lapisan ini adalah permukaan bumi yang menyerap radiasi matahari. Tropesfer mengandung kira-kira 80% dari massa total atmosfer dan memuat seluruh uap air dan aerosol. Karena itu, troposfer merupakan lapisan yang memiliki gejala cuaca. Puncak dari troposfer disebut tropopause dan dicirikan oleh adanya inversi suhu. Strarosfer Stratosfer adalah lapisan atmosfer yang berada di atas tropopause hingga ketinggian sekitar 50 km. Di troposfer, suhu meningkat dengan bertambahnya ketinngian dan mencapai suhu maksimum (270 K) pada stratopause. Sumber bahang utama adalah penyerapan radiasi ultraviolet oleh ozon. Mesosfer Di dalam lapisan ini suhu berkurang dengan bertambahnya ketinggian. Suhu mencapai -90ºC pada puncak lapisan, yang dinamakan mesopause. Neraca bahang di lapisan ini ditentukan oleh penyerapan radiasi oleh molekul oksigen dan pemancaran radiasi infra merah oleh karbon dioksida. Di bawah punck mesosfer, komposisi atmosfer dapat dikatakan homogen. Hal ini disebabkan oleh gerakan makroskopik dari atmosfer. Termosfer Komposisi gas di dalam termosfer tidak homogen terhadap ketinggian. Hal ini disebabkan oleh gerakan mikroskopik dari setiap molekul dan atom. Di dalam lapisan ini, suhu meningkat denga bertambahnya ketinggian yang disebabkan oleh penyerapan radiasi ultraviolet oleh atom oksigen. BAB 2 PEMANASAN ATMOSFER 2.1 Radiasi Matahari Radiasi adalah suatu bentuk energi yang dipancarkan oleh setiap benda yang mempunyai suhu di atas nol mutlak, dan merupakan satu-satunya bentuk energi yang dapat menjalar di dalam vakum angkasa luar. Energi yang diperlukan untuk berbagai proses di dalam atmosfer berasal dari matahari. Matahari yang mempunyai suhu permukaan 6000 K memancarkan energi dalam bentuk radiasi ke semua arah dengan kecepatan rambat 300.000.000 m/s. Energi ini mencapai bumi dalam waktu 9,3 menit. Matahari dapat dianggap sebagai benda hitam, yaitu benda penyerap dan pemancar sempurna. Menurut hukum Stefan-Boltzman fluks radiasi yang dipancarkan benda hitam berbanding lurus dengan pangkat empat dari suhu mutlaknya. F = T4 Menurut hukum pergeseran Wien, panjang gelombang dari pemancaran benda hitam dengan intensitas maksimum berbanding terbalik dengan suhu mutlak benda. Ultra Violet tampak infra merah radio m 0,1 0,4 0,5 1 5 10 50 100 500 1000 5000 0,7 Banyaknya radiasi matahari yang jatuh pada puncak atmosfer bumi tergantung pada tiga faktor, yaitu waktu tahun, waktu hari, dan derajat lintang. Radiasi matahari dalam perjalanannya melewati atmosfer menuju permukaan bumi mengalami penyerapan, pemantulan, hamburan, dan pemancaran kembali. 1. Absorpsi Radiasi matahari yang jatuh diserap langsung oleh ozon dan uap air sebanyak 18%. 2. Pemantulan Radiasi matahari yang sampai ke atmosfer dipantulkan oleh tutupan awan dan permukaan bumi. Albedo radiasi yang dipantulkan berbeda-beda sesuai dengan jenis tanah dan awan yang memantulkan radiasi tersebut. Jenis Awan Sirus Altostratus Stratus Kumulus Kumulonimbus Albedo (%) 36 39 - 59 42 - 84 70 - 90 92 3. Hamburan Radiasi matahari terutama dihamburkan oleh molekul udara, uap air, dan partikel di atmosfer. Hamburan dapat terjadi ke atas atau ke bawah menuju permukaan bumi. Ada dua macam hamburan radiasi matahari di dalam atmosfer yang bergantung pada besarnya ukuran partikel penghambur terhadap panjang gelombang radiasi yang datang. Jika ukuran partikel penghambur jauh lebih kecil dari panjang gelombang radiasi yang datang, maka hamburannya dinamakan hamburan Rayleigh. Jika ukuran partikel penghambur lebih besar daripada panjang gelombang radiasi maka hamburannya dinamakan hamburan Mie yang efektif untuk semua panjang gelombang. 2.2 Radiasi Bumi Seperti radiasi matahari, radiasi infra merah yang dipancarkan bumi akan mengalami proses penyerapan, reradiasi, dan penerusan. 1. Penyerapan Sebagai penyerap utama di dalam atmosfer ialah ozon, karbon dioksida, dan awan. 2. Reradiasi Pemancaran kembali ini berlangsung ke semua arah, sebagian ke atas menuju angkasa luar dan sebagian lagi ke bawah (radiasi balik). 3. Penerusan Banyaknya radiasi bumi yang diserap atmosfer adalah 95%, sedangkan sisanya diteruskan tanpa dipengaruhi atmosfer meninggalkan bumi menuju angkasa luar. 2.3 Neraca Radiasi Sistem Bumi-Atmosfer Berbagai proses yang dialami radiasi matahari dalam perjalanannya memasuki sistem bumi-atmosfer 4 6 100 20 4 12 26 16 masuk puncak atmosfer 100 – 4 – 6 – 20 = 70 diserap atmosfer 18 + 2 = 20 masuk permukaanbumi 12 + 26 + 16 – 4 = 50 Berbagai proses yang dialami radiasi bumi dalam perjalanannya meninggalkan permukaan bumi 6 38 26 Meninggalkan puncak atmosfer 6 + 38 + 26 = 70 Meninggalkan atmosfer (C + D) + 38 + 26 – (A + B) = Meninggalkan permukaan bumi 6 + 109 – 95 – 4 = 20 6 A C B D 2.4 Neraca Radiasi Permukaan Neraca radiasi permukaan ialah selisih antara radiasi yang diserap dan yang dipancarkan oleh suatu benda atau permukaan. Mengingat bahwa suhu permukaan bumi tidak bertambah panas dan suhu atmosfer tidak makin dingin , berarti bahwa kelebihan energidikembalikan ke atmosfer dalam bentuk bahang sensibel dan bahang laten. Pengembalian kelebihan energi dari permukaan bumi ke atmosfer dalam bentuk bahang sensibel dan bahang laten Puncak atmosfer atmosfer H Bahang sensibel 7 LE 23 bahang laten Permukaan bumi 2.5 Neraca Bahang Permukaan Energi yang menyebabkan perubahan suhu permukaan suhu permukaan adalah fluks bahang bersih Q yang dinyatakan dengan persamaan Q = H + LE +G Dimana H : fluks bahang sensibel LE : fluks bahang laten G : fluks bahang ke dalam permukaan BAB 3 PENDINGINAN DAN PEMANASAN ADIABATIK 3.1 Hukum Pertama Termodinamika Suatu paket udara dengan massa satu satuan, yang terletak di tengah-tengah udara sekelilingnya, mengalami pertukaran kalor Qdengan udara lingkungannya. Besarnya Q dapat dinyatakan sbb. Q = cv T + p Q = cp T - p 3.2 Proses Adiabatik Kering Jika di dadlam suatu proses tidak ada pertukaran bahang antara sistem dan lingkungannya, maka proses tersebut dinamakan proses adiabatik kering. Paket udara kering yang naik ke atas mengalami pendinginan 1ºC setiap kenaikan 100 m. paket udara kering yang turun ke bawah mengalami pemanasan 1ºC setiap penurunan 100 m. 3.3 Ukuran Kelengasan Udara Udara lengas adalah campuran dari udara kering dan uap air. Banyaknya uap air di udara lengas dapat dinyatakan dengan berbagai besaran berikut. a. Kelembapan mutlak adalah ukuran banyaknya uap air, dalam gram, di dalam 1 m3 udara lengas; dinyatakan dalam g/m3. b. Perbandingan campuran x adala perbandingan antara banyaknya uap air dan udara kering yang terdapat di dalam udara lengas; dinyatakan dalam g/kg. c. Kelembapan spesifik q adalah banyaknya uap air yang terdapat dalam I kg udara lengas; dinyatakan dalam g/kg. d. Kelembapan nisbi r adalah perbandingan antara tekanan uap air dengan tekanan uap air jenuh pada suhu yang sama. e. Suhu titik embun adalah suhu saat udara akan menjadi jenuh jika udara tersebut didinginkan pada tekanan konstan, tanpa ada penambahan atau pengurangan uap air. f. Tekanan uap air e adalah tekanan yang disebabkan oleh uap air yang terdapat di dalam atmosfer. 3.4 Pengaruh Uap Air pada Pendinginan dan Pemanasan Adiabatik Jika suatu paket udara yang mengandung uap air bergerak ke atas maka proses adiabatik meyebabkan suhunya turun. Jika paket udara terus bergerak naik, maka penurunan suhunya pun berlangsung terus. Dengan turunnya suhu paket maka kelembapan nisbinya akan bertambah, sehingga pada suatu saat air di dalam paket menjadi jenuh dan setelah itu terjadi kondensasi. Sebelum tercapai kondensasai, penurunan suhu paket berlangsung dengan laju penurunan adiabatik kering. Penurunan suhu setelah kondensasi lebih kecil daripada penurunan adiabatik kering. Laju penurunan suhu ini dinamakan laju penurunan adiabatik jenuh s. 3.4 Diagram Termodinamika Perubahan yang dialami paket udara yang bergerak ke atas maupun ke bawah dapat dipaparkan dalam suatu diagram yang disebut diagram termodinamik. Diagram termodinamik yang dipakai di Indonesia ialah diagram aerologis. Diagram ini didasarkan pada diagram miring Herlofson T – log p. di dalam diagram ini isobar merupakan garis lurus horizontal yang dibubuhi nilai milibarnya. Suhu dinyatakan pada absisnya dengan skala celcius yang linear. Isoterm letaknya miring sehingga membentuk sudut 45 dengan absis. AK (adiabatik kering) cekung menghadap ke kanan atas dan memotong isoterm hampir tegak lurus. Garis adiabat jenuh AJ cembung menghadap ke kanan atas. Garis perbandingan campuran jenuh merupakan garis lurus miring, lebih tegak daripada isoterm. 3.5 Paras Kondensasai Angkat dan Suhu Potensial Ketinggian atau paras saat paket udara yang diangkat mulai menjadi jenuh dinamakan paras kondensasi sngkat (PKA) atau lifting condensation level (LCL). Jika paket udara diturunkan atau bergerak ke bawah (meskipun mula-mula jenuh) akan mengalami proses adiabatik kering. Jika keadaan topografi suatu permukaan daratan menyebabkan pengangkatan paket maka kejadian ini dinamkan pengangkatan orografik. Pengangkatan yang lambat dapat menyebabkan pembentukan awan stratus. Pengangkatan yang cepat atau mendadak dan diseratai dengan pemanasan permukaan dapat menghasilkan pembentukan awan kumulus. Pengangkatan dapat pula terjadi melalui proses konveksi. Proses ini dapat menghasilkan awan kumulus yang merupakan hasil dari ketidakmantapan atmosfer. Cara pengangkatan ini disebut cara termal. 3.5 Laju Penurunan Lingkungan Atmosfer terdiri atas beberapa lapisandengan laju penurunan lingkungan yang berbeda-beda. Bila laju penurunan lingkungan sedemikian rupa sehingga suhu lingkungan bertambah dengan bertambahnya ketinggian, maka keadaan ini dinamakan inversi. 3.6 Paras Kondensasi Konvektif Ketinggian atau paras saat kondensasi mulai berlangsung dinamakan paras kondensasai konvektif (convective condensation level, CCL). Paras ini merupakan ketinggian dasr awan konvektif atau kumulus. BAB 4 STABILITAS ATMOSFER 4.1 Stabilitas Paket Jika suatu paket udara yang mengalami gangguan vertikal ka atas atau ke bawah oleh langkisan atau angin mendadak, maka akan ada dua kemungkinan yang terjadi. a. paket terus bergerak oleh dirinya sendiri meskipun ada gaya gesekan dari udara sekitarnya, keadaan ini disebut tidak stabil. b. Paket tidak terus bergerak oleh dirinya sendiri tetapi melawan perubahan, yang cenderung mencapai suatu keseimbangan.keadaan ini dinamakan stabil. Misalkan T1 adalah suhu paket setelah dipindahkan ke suatu ketinggian dengan tekanan p dan T2 adalah suhu udara sekelilingnya pada ketinggian tersebut, maka akan ada tiga kemungkinan yang terjadi. a. jika T1 > T2 maka paket udara adalah stabil b. jika T1 < T2 maka paket dalam keadaan tidak stabil c. jika T1 = T2 maka paket dapat dikatakan dalam keadaan stabil. 4.2 Stabilitas Lapisan Atmosfer Jika suatu paket udara di suatu titik mengalami gangguan vertikal, maka kestabilannya dapat diketahui dengan membandingkan laju penurunan lapisan atau laju penurunan lingkungan dengan laju penurunan adiabatik jenuhnya. Dengan membandingkan laju penurunan lingkungan atau laju penurunan statistik , laju penurunan adiabatik kering d dan laju penurunan adiabatik jenuh s terdapat tiga kemungkinan. Kemungkinan 1, > d > s , keadaan ini dinamakan tidak stabil mutlak. Kemungkinan 2, d ≥ ≥ s , keadaan inidisebut stabil bersyarat yang berarti stabil untuk udara tidak jenuh tetapi tidak stabil bagi udara jenuh. Kemungkinan 3, d > s > , keadaan ini disebut stabil mutlak. 4.3 Perubahan Stabilitas Perubahan stabilitas lapisan udara dapat terjadi dengan pemanasan atau pendinginan puncak atau dasar lapisan, atau dengan pemindahadn lapisan udara secara keseluruhan ke atas atau ke bawah. Penaikan lapisan udara secara keseluruhan akan menurunkan stabilitasnya, sedangkan penurunan lapisan udara secara keseluruhan menambah kestabilannya. 4.4 Paras Konveksi Bebas Ketinggian dimana keadaan laju penurunan suhu lebih kecil, di dalam atmosfer yang tidak stabil bersyarat suhu paket, yang sebelumnya lebih kecil daripada suhu lingkungan, akan berubah menjadi lebih panas daripada suhu lingkungannya, dinamakan paras konveksi bebas. Pada paras konveksi bebas ini pakeet mulai tidak stabil dan gerak vertikalnya berlangsung terus tanpa perlu adanya pengangkatan dari luar. Gerak vertikalinin terus berlanjut sampai paket mencapai ketinggian tertentu saat paket kembali menjadi lebih dingin daripada lingkungannya. Ketinggian ini merupakan ketinggian puncak awan. BAB 5 PEMBENTUKAN AWAN DAN CURAHAN 5.1 Inti kondensasi Di dalam atmosfer, kondensasi berlangsung pada partikel yang disebut inti kondensasi. Partikel ini dapat berupa debu, asap, belerang dioksida, garam laut, atau benda mikroskopik lainnya. Sifat higroskopik partikel sangat penting karena tekanan uap air jenuh di atas tetes larutan lebih kecil daripada di atas tets air murni dengan diameter dan suhu yang sama. 5.2 Kondensasi Udara basah atau lengas dikatakan jenuh jika udara tersebut berada dalam keadaan seimbang dengan air murni yang permukaannya datar dan mempunyai suhu yang sama. Bila udara didinginkan, maka kelembapan nisbinya akan naik, tetapi sebelum mencapai 100%, kondensasi dimulai pada inti kondensasi yang lebih besar dan lebih aktif. Tetes yang terjadi akan tumbuh mencapai ukuran tetes awan pada waktu kelembapan nisbi mendekati 100%. Efek larutan dilawan oleh efek kelengkungan, akibatnya inti kondensasi yang kecil dan kurang aktif tidak berperan, karena uap air yang tersedia telah habis digunkan oleh inti yang lebih besar. Oleh sebab itu, banyaknya tetes awan di dala suatu volume lebih kecil daripada banyaknya inti kondensasi. 5.3 Tetes Awan dan Tetes Hujan Tetes yang terbentuk oleh kondensasi pada inti kondensasi, di dalam udara lengas yang naik ke atas, mempunyai jari-jari antara 1- 20 mm. tetes ini dinamakan tetes awan. Di dalam udara dengan kelembapan relatif 90%, tetes akan menguap sebelum mencapai satu meter. Agar tetes dapat jatuh lebih cepat daripada udara naik di dalam awan, maka ukuran tetes harus lebih besar.Tetes yang dapat mencapai permukaan bumi mempunyai jari-jari antara 0,1 mm sampai 3 mm. Tetes ini dinamakan tetes hujan atau tetes curahan . . . . . . . . . . Penangkapan langsung penangkapan tidak langsung Ada dua teori mengenai pertumbuhan tetes awan menjadi tetes hujan, yaitu teori tumbukan-penggabungan dan teori tiga fase atau teori Bergeron-Findeisen. Teori tumbukan penggabungan Bila suatu tetes jatuh, maka udara di depannya akan dibelokan ke samping dari lintasannya. Tetes yang kecil, yang semula terdapat di dalam udara akan ikut disimpangkan pula. Jika massanya tidak terlalu kecil dan cukup dekat dengan lintasan jatuh, tetes yang besar akan ditumbuk oleh tetes yang jatuh (penangkapan langsung). Bila tetes jatuh, maka garis alir di depannya akan berdivergensi dengan cepat sedangkan garis alir di belakang tetes akan berkonvergensi dengan lambat. Oleh karena itu di belakang tetes tahanan udaranya berkurang sehingga tetes lain yang ukurannya hampir sama akan jatuh lebih cepat dan menyusulnya, terjadilah penangkapan tidak langsung. Teori tiga fasa atau teori Bergeron-Findeisen Bila kristal es dan tetes air kelewat dingin dapat berada bersama-sama, maka tetes air akan menguap dan terjadi deposisi uap air dari tetes air menjadi kristal es. Kristal es yang terbentuk akan bergabung pada tumbukan menjadi serpih salju. Jika laju jatuh dari massa es bertambah melebihi laju verikal udara, maka serpih salju akan jatuh dan mencair menjadi tetes hujan jika melewati udara yang suhunya melebihi 0ºC yang cukup tebal. BAB 6 GERAK ATMOSFER Ada dua jenis gerak atmosfer, yaitu gerak nisbi terhadap permukaan bumi, yang dinamakan angina, dan gerak bersama-sama dengan bumi yang berotasi terhadap sumbunya. Gerak atmosfer terhadap permukaan bumi mempunyai dua arah yaitu arah vertical dan horizontal. Gerak inidisebabkan oleh adanya ketidakseimbangan radiasi bersih, kelembapan dan momentum di antaralintang rendah dan lintang tinggi di satu pihak dan di antara permukaan bumi dan atmosfer di lain pihak. Pada umumnya berbagai gaya yang bekerja pada paket udara adalah gaya gradient tekanan, gaya coriolis, gaya gesekan, dan gaya gravitas. Untuk gerak horizontal gaya gravitas ini tidak berpengaruh karena selalu ditiadakan oleh kompenen vertikal dari gaya gradient tekanan. Gaya Gradien Tekanan Gaya gradien tekanan timbul akibat adanya perbedaan tekanan atmosfer. Besarnya gaya ini, yang bekerja pada tiap satuan massa udara, sama dengan Pn = - 1 p n Dimana p : besarnya perubahan atau beda tekanan pada jarak n : gradien tekanan Gaya Coriolis Gaya coriolis adalah gaya fiktif yang dimunculkan pada sistem koordinat yang tidak inersial. Besarnya percepatan coriolis secara matematis dapat dinyatakan sebagai berikut. ac = v 2Ω sin Φ = v f dengan ac = percepatan coriolis v = kecepatan benda Ω= kecepatan sudut rotasi bumi = 7,27 × 10-5 rad/s Φ= besarnya derajat lintang f = parameter coriolis = 2Ω sin Φ arah percepatan coriolis adalah tegak lurus pada kecepatan, ke kanan di BBU dan ke kiri di BBS. Gaya Gesekan Gesekan terutama dialami oleh udara yang bergerak dekat permukaan bumi. Sifat gaya ini adalah sebagai berikut. a. Makin kasap permukaan makin besar gesekan. b. Makin ke atas dari permukaan bumi, makin kecil efek gesekan. Efek tersebut dapat diabaikan pada ketinggian di atas 1.000 meter. c. Efek gesekan di atas lautan jauh lebih kecil daripada di atas daratan. Angin Geostropik Angin geostropik adalah angin yang bergerak sejajar dengan isobar dan kecepatannya tetap. Angin nyata akan mendekati angin geostropik jika isobarnya lurus dan paralel dan berada jauh dari permukaan bumi yang tidak ada gaya gesekannya. Laju angin geostropik bertambah dengan berkurangnya lintang. Makin dekat dengan khatulistiwa angin permukaan rata-rata cenderung memotong garis permukaan isobar dengan sudut yang makin besar. Angin Gradien Jika gerak udara mengikuti suatau lintasan yang melengkung, maka resultan dari gaya gradien tekanan dan gaya coriolis harus menghasilkan gaya sentripetal yang diperlukan untuk gerak melengkung. Gerak semacam ini dinamakan angin gradien. Gerak melengkung yang arahnya berlawanan dengan arah putar jarum jam dinamakan gerak siklonik, sedangkan yang arahnya sama dengan arah putar jarum jam disebut gerak anti siklonik. Pengaruh Gesekan M Dianggap bahwa gaya gesekan berbanding lurus dengan laju angin dan arahnya berlawanan dengan arah kecepatan angin. Oleh karena itu arah angin berkurang sehingga gaya coriolis lebih kecil daripada gaya gradient tekanan. Sebagai akibatnya angina akan bertiup memotong garis isobar dari tekanan tinggi ke tekanan rendah. Di daerah tekanan rendah udara dekat permukaan bumi menuju daerah tesebut, dinamakan berkonvergensi. Sedangkan di daerah tekanan tinggi udara dekat permukaan bmi meamncar keluar dinamakan berdivergensi. Pada daerah konvergensi udara akan naik ke atas mengalami proses penaikan adiabatik kering sampai mencapa keadaan jenuh dan terjadilah kondensasi. Setelah itu udara akan mengalami proses adiabatic jenuh, terbentuklah awan dan dapat menimbulkan curahan yaitu cuaca jelek. Pada divergansi terjadilah penurunan udara dari bagian atas. Udara akan selalu mengalami proses adiabatik kering, terjadilah penurunan kelembapan, atau udara menjadi kering dan awan yang ada di daerah tersebut akan menguap dan menghilang, terjadilah cuaca cerah. Spiral Ekman Perubahan besar arah angina menurut ketinggian dikatakan mengikuti spiral Ekman. Lapisan atmosfer yang gaya gesekannya efektif biasanya dinaamkan lapisan gesekan dan bagian atmosfer di atasnya disebut atmosfer bebas. Di dalam bagian atmosfer bebas berlaku angin geostrofik. Isobar dan Kontur Titik-titik di dalam atmosfer yang mempunyai tekanan yang asam membentuk suatu permukaan yang dinamakan permukaan isobar. Garis atau lengkungan potong antara permukaan isobar dan bidang horizontal dinamakan isobar. Bentuk permukaan isobar selalu berubah menurut waktu. Akibatnya bentuk isobar selalu berubah sesuai dengan waktu. BAB 7 SIRKULASI UMUM 7.1 Skala Gerak Dalam Atmosfer Skala makro - global - sinoptik meso mikro Ukuran Panjang global 10.000 – 1.000 km benua 1.000 – 100 km lokal 100 – 0,1 km kecil 100 – 1 cm Ukuran Waktu tahun - bulan - minggu minggu - hari hari - jam - menit menit - detik 7.2 Penggolongan Sirkulasi Atmosfer Gerak atmosfer atau sirkulasi atmosfer dapat dikelompokan menjadi tiga golongan, yaitu : Sirkulasi primer, adalah sirkulasi umum atmosfer, yaitu pola skala besar atau global dari angin dan tekanan yang tetap sepanjang tahun atau berulang secara musiman. Sirkulasi sekunder, usianya lebih singkat dan skalanya ruangnya lebih kecil dari sirkulasi primer. Sirkulasi tersier, sifatnya sangat lokal dan disebabkan terutama oleh berbagai faktor lokal. 7.3 Unsur Utama Sirkulasi Umum Sirkulasi umum terutama disebabkan oleh adanya ketidakseimbangan radiasi, kelengasan, dan momentum bersih antara lintang rendah dan lintang tinggi di satu pihak dan antara permukaan bumi dan atmosfer di pihak lain. Akibat efek coriolis, sistem angina mengalami pembelokan ke kanan di BBU dan ke kiri di BBS. Pita tekanan rendah terdapat di sekitar khatulistiwa dan sekitar lintang 60º LU dan 60º LS. Pita tekanan tinggi berada di sekitar lintang 30º LU dan 30º LS. Dengan adanya pola distribusi daerah tekanan tersebut, maka timbulah enam sistem angin di seluruh bumi, yaitu angin pasat timur laut, angin baratan, dan angin timuran kutub di BBU, angin baratan, angin pasat tenggara, dan angin timuran kutub di BBS. 7.4 Model Sirkulasi Umum Berdasarkan keberadaan unsur utama, maka disusunlah model sirkulasi umum yang dinamakan model tiga-sel. Sel yang berada di atas daerah tropis dan di atas daerah kutub masing-masing dinamakan sel tropis dan sel kutub, yang merupakan sel termal langsung. Sel yang ada di lintang menengah disebut sel termal tidak langsung, karena sel ini disebabkan oleh dua sel sebelumnya. 7.5 Sel Hadley Sirkulasi Hadley terdapat di setiap belahan bumi. Pada bagian bawah tiap sel Hadley udara mengalir menuju ke khatulistiwa. Aliran udara ini, dari kedua belahan bumi bertemu di pita yang dinamakan mintakat konvergensi intertropis atau disebut pula ITCZ (Intertropical Convergence Zone). Di ITCZ kedua aliran udara yang bertemu akan naik ke atas dan menimblkan awan dan curahan. 7.6 Mintakat Konvergensi Intertropis (ITCZ) ITCZ berada di daerah tekanan rendah khatulistiwa, yang disebut palung khatulistiwa. Daerah ini dikenal sebagai mintakat berawan, berangin tenang, dan dinamkan doldrum. BAB 8 MONSUN 8.1 Definisi, Sebab, dan Daerah Monsun Angin yang berbalik arah secara musiman, yang disebabkan oleh perbedaan sifat termal antara benua dan lautan, dinamaka angin monsun. Angin ini berbalik arah paling sedikit 120 derajat antara bulan Januari dan Juli, kecepatan anginnya melebihi 3 m/s. beberapa daera monsoon yan dikenal antara lain Monsun Afrika Barat, Monsun Afrka Timur, Monsun Asia Selatan, Monsun Asia Timur dan Tenggara, serta monsoon Australia Utara. 8.2 Berbagai Monsun Monsun Asia Timur dan Utara Monson Asia Timur dan Tenggara adalah monson yang berkembang paling baik. Hal ini disebabkan oleh besarnya Benua Asia dan efek dari dataran tinggi Tibet ter hadap aliran udara. Pada musim dingin di BBU angin bertiup dari arah timur laut yang dinamakan Monsun Timur Laut. Pada waktu melintasi Khatulistiwa angin ini dibelokkan karena pengaruh rotasi bumi menjadi angin angina barat di atas Indonesia. Pada musim dingin di BBS, angin tenggara yang berasal dari tekanan tinggi di atas Benua Australia bertiup ke arah barat laut melewati Indonesia dan Samudra Indonesia. Angin ini mengalami pembelokan setelah melewati khatulistiwa kemudian menjadi Monsun Barat Daya menuju kea rah timur laut. Monsun Asia Selatan Pada mmusim dingin di BBU, di Asia Selatan, pegunungan menghalangi mengalirnya udara sangat dingin dari Asia pusat ke selatan pegunungan tersebut. Jadi di daerah ini Monsun Timur Laut adalah lemah, karena kecilnya gradien suhu antara daratan di sebelah selatan pegunungan dan Samudra Indonesia. Monsun Timur Laut atau Monsun Musim Dingin ini terus menuju ke palung tekanan rendah di Samudra Indonesia Tengah dan Timur. Pada musim panas di BBU, di atas India bagian utara, Pakistan, Iran bagian selatan, dan Saudi Arabia terbentuk pusat-pusat tekanan rendah yang kuat menguasai sirkulasi udara, maka bertiuplah angin keluar dari pusat tekanan tinggi di Samudra Indonesia. Setelah melewati khatulistiwa, angin ini dibelokan menjadi angin permukaan barat daya yang menuju ke pusat-pusat tekanan rendah tadi. Angin ini dinamakan Monsun Barat Daya atau Monsun Musim Panas. Monsun Australia Utara Monsun ini muncul akhir Desember atau permulaan januari. Di bulan Januari dan februari monsun ini sering mencapai cukup jauh ke selatan tetapi sangat jarang melewati daerah tropis. Monsun Afrika Timur Pada musim panas di BBU, di atas bagian lintang rendah Samudra Indonesia, bertiup angin dari arah tenggara yang berasal dari pinggiran utara antisiklon, pusat tekanan tinggi di Samudra Indonesia. Atas pengaruh gaya coriolis, angin ini berbelok arah menjadi angin barat daya dan bergabung dengan monsun barat daya. Monsun Afrika Barat Pada musim panas di BBU, angin bertiup menuju ke pusat tekanan rendah termal di atas gurun Sahara dan dinamakan Monsun Musim Panas. Pada musim dingin di BBU angin bertiup keluar dari antisiklon di atas gurun Sahara menuju ke arah barat daya sebagai monsun musim dingin. 8.3 Monsun di Indonesia Monsun di Indonesia adalah bagian dari monsun Asia Timur dan Asia Tenggara. Pada musim dingin di BBU, di daerah yang membentang dari Sumatra bagian selatan, Jawa, Bali, Lombok, Nusa Tenggara sampai ke Papua, angin monsun tersebut bertiup dari barat ke timur. Oleh sebab itu di daerah ini monsun dingin dari BBU disebut Musim Monsun Barat, sedangkan di daerah yang mencakup sebagian besar Sumatra dan Kalimantan Barat angin monsun dating dari arah timur laut dan disebut Monsun Timur Laut. Pada musim panas di BBU, di ujung Sumatra bagian selatan, Jawa, Bali, Lombok, Nusa Tenggara sampai Papua bertiup angin Monsun Timur, sedangkan di sebagian Suatra lainnya dan Kalimantan Barat bertiup angina Monsun Barat Daya. Berdasarkan monsun yang berkuasa, di Indonesia dikenal empat musim. Untuk daerah yang membentang dari ujung selatan Sumatra, Jawa, Bali, Lombok, Nusa Tenggara dan Papua, kekempat musism serta periodanya adalah sebagi berikut. Nama Musim Musim Monsun Barat Musim Transisi I Musim Monsun Timur Musim Transisi II Periode Desember-Januari-Februari Maret-April-Mei Juni-Juli-Agustus September-Oktober-November Untuk bagian Sumatra lainnya dan Kalimantan Barat, keempat musim serta periodanya adalah sbb. Nama Musim Musim Monsun Barat Laut Musim Transisi I Musim Monsun Barat Daya Musim Transisi II Periode Desember-Januari-Februari Maret-April-Mei Juni-Juli-Agustus Sepember-Oktober-November BAB 9 ANGIN LOKAL 9.1 Angin Darat dan Angin Laut Angin darat dan angin laut disebabkan oleh perbedaan sifat termal antara permukaan daratan dan permukaan air seperti lautan dan danau. Pada siang hari daratan cepat menjadi panas daripada permukaan lautan sehingga pada siang hari di daratan timbul tekanan rendah termal dan garis potong antara permukaan isobar dan bidang vertikal tegak lurus pada garis pantai. Garis permukaan isobar lebih jarang dan di bagian bawah membentuk melengkung ke arah daratan, timbullah gradien tekanan yang menyebabkan angin berhembus dari lautan ke daratan. Angin ini dinamakan angin laut. Pada malam hari terjadi pendinginan sebagai akibat pemancaran radiasi gelombang panjang dari permukaan laut dan daratan. Karena perbedaan sifat termal antara kedua permukaan tersebut, pada malam hari lautan lebih panas daripada daratan dan garis permukaan isobar mempunyai bentuk melengkung ke atas. Di bagian bawah terdapat gradient tekanan yang menyebabkan angin yang berhembus dari daratan menuju lautan. Angin ini disebut angin darat. 9.2 Angin Gunung dan Angin Lembah Pada siang hari, terutama sebelum tengah hari lereng gunung yang menghadap matahari menerima radiasi lebih banyak. Oleh karena itu suhu udara di lereng lebih tinggi daripada suhu udara pada ketinggian yang sama berjarak agak jauh dari lereng. Permukaan isobar semakin dekat dengan lereng bentuknya berubah cembung ke atas. Oleh karena itu gaya gradien di dakat lereng tidak lagi diimbangi loleh gaya berat. Akibatnya ada komponen gaya gradien dalam arah lereng dan dengan adanya komponen ini udara bergerak menyusuri lereng ke atas. Angin ini dinamakan angin anabatik atau angin lembah. Pada malam hari, suhu udara di lereng lebih rendah daripada suhu udara pada ketinggian yang sama berjarak agak jauh dari lereng. Oleh karena itu garis permukaan isobar terbentuk cekung ke atas di dekat lereng. Akibatnya gaya gradien tekanan arahnya miring ke atas. Gaya gravitasi menyebabkan udara bergerak menuruni lereng. Angin ini disebut angin katabatik atau angin gunung. 9.3 Angin Fohn Angin ini timbul di bagian belakang gunung atau pegunungan dan disebabkan oleh udara yang dipaksa secara mekanik menaiki pucak dan kemudian menuruni lereng bagian belakang gunung atau pegunungan. Uadara yang turun ini mengalami pemanasan adiabatik dan mencapai daerah yang lebih rendah sebagai angin panas, kering, kencang, dan rebut. Syarat terjadinya aangin ini adalah adanya angin regional atau sirkulasi sekunder. 9.4 Angin Fohn di Indonesia Angin Bohorok Angin Bohorok adalah angin Fohn yang bertiup di daerah daratan rendah Deli. Deretan pegunungan sebagai penghalang topografi adalah Bukit Barisan di sumattra Utara, sedangkan angin sekundernya yang memberikan dorongan mekanika adalah angin monsun barat Laut. Angin Kumbang Angin Monsun Timur berlaku sebagai pendorong udara menaiki pegunungan yang membentang dalam arah timur-barat di Jawa Tengah bagian barat. Angin Gending dan angin Grenggong Angin monsun yang datangnya dari arah tenggara berfungsi sebagai pendorong udara menaiki deraten pegunungan. Angin Fohn yang menuju Probolinggo dinamakan Angin Gending, sedangkan angin Fohn yang menuju Pasuruan disebut Angin Grenggong. Angin Brubu Angin Monsun Timur merupakan pendorong udara melewati Gunung Lompobatang. Gunung ini terletak di ujung selatan Sulawesi Selatan. Angin Wambraw Angin Monsun Timur mendorong udara menaiki pegunungan Jaya Wijaya. Setelah menuruni balik pegunungan ini angin Fohn, yang dinamakan angin Wambraw bertiup menuju jauh ke arah barat laut menyebrangi Selat Yapen sampai ke Biak. 9.5 Gelombang Lee Jiak udara yang melewati pegunungan adalah stabil maka di belakang pegunungan tadi udara akan bergerak mengikuti bentuk gelombang. Bentuk gelombang ini stssioner terhadap barisan gunung meskipun udara yang di dalamnya bergerak terus mengikuti nbentuk tadi. Bentuk gelombang ini dinamakan gelombang berdiri atau gelombang bawah angin atau gelombang lee. Terbentuknya gelombang ini disebabkan oleh udara yang stabil akan berusaha kembali lagi ke ketinggian semula setelah mengalami pengangkatan dan melewati puncak barisan gunung. Pada waktu uadra naik ke puncak, gelombang akan mengalami pendinginan adiabatik dan menghasilkan kondensasi sehingga terbentuknya awan. Awan ini akan stasioner terhadap pegunungan dan mempunyai bentuk lensa. Awan ini dinamakan awan lentikularis. BAB 10 IKLIM DAN PERUBAHANNYA 10.1 Iklim Iklim adalah keadaan yang mencirikan atmosfer pada suatu daerah alam jangka waktu yang cukup lama, yaitu kira-kira 30 tahun. 10.2 Klimatologi Klimatologi adalah ilmu yang mempelajari iklim. Pembagian klimatlogi berdasarkan pokok bahasannya adalah sbb. 1. Klimatologi regional; mengungkapakan iklim di berbagai daerah di permukaan bumi. 2. Klimatologi sinoptik; mempelajari iklim dari suatu daerah dengan mengaitkannya terhadap pola sirkulasi atmosfer yang berkuasa. 3. Klimatologi fisis; melibatkan penelitian perilaku berbagai unsur cuaca dan berbagai proses di dalam atmosfer dengan menggunakan prinsip-prinsip fisika. 4. Klimatologi dinamis; dilakukan penekanan terhadap gerakan atmosfer pada berbagai skala, khususnya sirkulasi umum atmosfer. 5. Klimatologi terapan; melakukan penerapan pengetahuan dan prinsip klimatologi pada pemecahan masalah praktis untuk kepentingan kesejahteraan manusia. 6. Klimatologi historis; mempelajari perkembangan iklim sepanjang periode sejarah ini. Pembagian klimatologi berdasarkan skala adalah sbb. 1. Makroklimatologi; mempelajari iklim daerah yang luas dengan ukuran horizontal bahkan sampai ukuran global. 2. Mesoklimatologi; mempelajari iklim yang ralatif kecil dan ukuran horizontal antar 10-100 Km. 3. Mikroklimatologi; mempelajari iklim di dekat permukaan tanah dengan ukuran horizontal kurang dari 100 meter. 10.3 Pendekatan Klimatologi Pendekatan tradisional klimatologi adalah mensintesis hasil pengamatan dari berbagai unsur iklim dan menganalisanya untuk mendapat gambaran mengenai berbagai proses yang menyebabkan terjadinya iklim tersebut. Pendekatan modern klimatologi dilakukan dengan melakukan pengamatan unsur iklim dari satelit. Dengan pendekatan ini, bumi dapat dipandang sebagai satu kesatuan global yang melibatkan atmosfer, litosfer, hidrosfer, kriosfer, dan biosfer. 10.4 Sistem Iklim Sistem iklim terdiri dari lima komponen, yaitu: 1. atmosfer; merupakan komponen peubah utama. 2. litosfer; masa daratan dari permukaan bumi yang terdiri atas pegunungan, batuan, sedmen, serta taanh permukaan termasuk cekungan lautan. 3. hidrosfer; air yang terdistribusikan pada permukaan bumi. 4. kriosfer; massa es dan endapan salju, termasuk lapisan es benua, gletser pegunungan, es lautan, tutupan salju permukaan, es danau, dan es sungai. 5. biosfer; mencakup tumbuhan dan makhluk hidup. 10.5 Umpan Balik Iklim Ada proses umpan balik yang memperkuat ragam atau perubahan di dalam sistem iklim. Proses ini disebut umpan balik positif. Umpan balik yang memperlemah sistem iklim disebut umpan balik negattif. 10.6 Ragam dan Perubahan Iklim Perubaahn iklim berlangsung pada berbagai skala waktu yaitu dari skala waktu geologis (jutaan tahun) sampai skala waktu yang lebih kecil (skala waktu historis). Perubahan iklim yang berdampak besar pada kehidupa manusia akan terus berlangsung sepanjang masa di seluruh permukaan bumi. 10.7 Penyebab Perubahan Iklim Perubahan eksternal A. perubahan banyaknya radiasi matahari yang mencapai puncak atmosfer a. perubahan perut bumi mengitari matahari 1. ragam eksentrisitas 2. presesi dari ekuinoks 3. ragam kemiringan suhu b. keluaran matahari Ragam keluaran matahari mengakibatkan perubahan banyaknya radiasi matahari yang mencapai puncak atmosfer. B. Perubahan distribusi daratan dan lautan Perubahan distribusi daratan dan lautan menyebabkan perubahan sirkulasi atmosfer umum sehingga mengakibatkan perubahan iklim. Hal ini disebabkan oleh perbedaan sifat termal daratan dan lautan. Perubahan Internal Perubahan internal ialah perubahan yang terdapat di dalam sistem iklim. Proses pertukaran materi dari komponen yang satu ke komponen yang lainpada sistem iklim merupakan perubahan internal. BAB 11 PENGELOMPOKKAN IKLIM 11.1 Maksud dan Masalah Iklim suatu tempat meerupakan keadaan keseimbangan antara berbagai kompenen sistem iklim di suatu tempat. Maksud pengelompokan iklim adalah untuk menyederhanakan pengertian danpemahaman pola iklim dunia. Masalah utama dalam mengembangkan sistem pengelompokan iklim ialah yang berhubungan dengan definisni iklim yang melibatkan banyak unsur. Unsur iklim yang paling sering digunakan untuk mencirikan iklim dari suatu daerah ialah suhu dan curah hujan. 11.2 Pendekatan Pada Pengelompokan Iklim Dua pendekatan mendasar pada pengelompokan iklim yaitu pendekatan genetik dan pendekatan generik atau empirik. Pada pendekatan genetik pengelompokan didasarkan pada penentu iklim, misalnya pola sirkulasi udara, radiasi bersih, dan fluks kelembapan. Pada pendekatan empirik pengelompokan didasarkan pada unsur iklim yang diamati atau efeknya terhadap gejala lain. BAB 12 PENGAMATAN CUACA 12.1 Macam Stasiun Cuaca a. Stasiun sinoptik Tujuan stasiun sinoptik pada umumnya untuk mendapatkan gambaran umum keadaan atmosfer suatu daerah yang berukuran luas. Pengamatan permukaan utama meliputi pengamatan 1. Cuaca yang sedang berlangsung dan cuaca yang lalu yang merupakan pengamatan visual 2. Arah dan laju angin. Pengamatan menggunakan anemometer dan alat penunjuk arah angin. 3. Banyak dan bentuk awan. Pengamatan visual. 4. Tinggi dasar awan. Diperkirakan secara visual atau menggunakan alat sorot cahaya. 5. Banglas horizontal atau jarak pandang horizontal. Dilakukan secara visual atau dengan menggunakan alat pengukur banglas. 6. Suhu udara.pengukuran menggunakan thermometer yang ditempatkan dalam sangkar Stevenson. 7. Kelembapan udara. Diukur dengan psikrometer. 8. Tekanan atmosfer. Diukur dengan barometer. 9. Curahan atau curah hujan, pengukuran dilakukan dengan alat penangkar hujan. 10. Duras atau lama penyinaran matahari diukur dengan menggunakan alat Campbell-Stokes. Pengukuran udara atas umumnya menggunakan balok pilot atau radio sonde. Radio sonde adalah pemancar radio kecil yang dilengkapi dengan alat pengukur tekanan, suhu, dan kelembapan relatif. Tujuan stasiun klimatologis ialah mendapatkan data klimatologis yang pengukurannya dilakukan secara kontinu dan meliputi periode waktu yang lama, paling sedikit sepuluh tahun. 12.2 Pengamatan Curah Hujan Curahan adalah endapan atau deposit air dalam bentuk cair maupun padat yang berasal dari atmosfer. Curah hujan diamati atau diukur dengan menggunakan alat penakar hujan. Ada dua macam penakar hujan, yaitu penakar hujan nonrekam dan penakar hujan rekam. 12.3 Pengamatan Suhu Suhu dapat didefinisikan secara mikroskopik berkaitan dengan gerakan molekul sedemikian rupa sehingga makin besar kecepatan molekul makin tinggi suhu. Ada berbagai jenis termometer tegantung pada unsur atau medium yang dipakai, yaitu termometer air raksa-dalam-gelas, termometer alkohol, termometer tahanan, termometer listrik, termokopel, dan termometer gas. 12.4 Pengamatan Kelembapan Udara Metode pengukuran kelembapan udara yang umumnya digunakan ada empat macam, yaitu: a. metode termodinamik. Alat pengukurnya dinamakan psikrometer. b. metode berdasarkan perubahan ukuran atau dimensi bahan higroskopik. Alat pengukurnya disebut hygrometer. c. metode absorpsi. Metode ini memanfaatkan pengaruh banyaknya kandungan air di dalam suatu bahan terhadap sifat kelistrikannya. Alat pengukurnya dinamakan higrometer absorpsi listrik. d. metode titik embun. Alat yang digunakan disebut higrometer titik embun. 12.5 Pengamatan Angin Permukaan Arah angin didefinisikan sebagai arah datangnya angin dan dinyatakan dengan puluhan derajat yang terdekat dalam arah jarum jam mulai dari arah utara geografik. Laju dan arah angin umunya berubah terhadap waktu. Yang dilaporkan sebagai laju maupun arah angin adalah harga rata-ratanya dalam jangka waktu sepuluh menit. Sifat angin yang dapat digunakan sebagai dasar alat pengukur angin ialah sifat aerodinamik dan sifat pendinginan termalnya. 12.5 Pengamatan Penguapan Pengukuran pengupan dari permukaanair bebas dan permukaan tanah serta transpirasi dari tumbuh-tumbuhan sangat penting dalam pertanian, hidrometeorologi, dan dalam pendesainan dan pengoperasian waduk dan dalam sisitem irigasi. Ada dua macam alat pengukur penguapan yang biasa digunakan dalam stasiun meteorologi. Yang pertama mengukur banyaknya air yang menguap dari suatu permukaan renik (porous) yang selalau dibuat basah atau jenuh. Alat ini dinamakan evaporimeter atau atmometer. Alat lain menggunakan metode dengan mengukur perubahan paras atau ketinggian permukaan bebas dari air yang berada dalam tangki. Alat ini dinamakan kancah penguapan atau tanki penguapan. 12.6 Pengamatan Radiasi dan Penyinaran Matahari Pengamatan radiasi diperlukan untuk bebagai maksud, anatara lain: Mempelajari transformasi energi di dalam sistem bumi-atmosfer dan ragamnya dalam waktu dan ruang. Mempelajari distribusi dan ragam dari radiasi yang datang, radiasi yang keluar, dan radiasi netto. Menganalisis atmosfer mengenai kekeruhan, kandungan uap air, debu, dsb. Penerapan praktis di dalam bidang pertanian, biologi, pengobatan, arsitektur, dan industri. BAB 13 DASAR INDERAJA ATMOSFER 13.1 Pengukuran in situ dan pengukuran jarak jauh Pengamatan dari jarak jauh atau penginderaan jarak jauh biasa disingkat inderaja. Pengamatan ini berbeda dengan pengamatan yang dilakukan stasiun operasional yang menggunakan alat-alat pengukuran konvensional, balon pilot, radio sonde dan roketsonde. Pengamatan atau pengukuran tersebut semuanya dilakukan langsung di tempat bagian atmosfer atau udara yang besarannya ingin diketahui, sedangkan pengamatan dengan radar dan satelit buatan dilaksanakan dari jarak jauh dan bagian udara atau atmosfer yang akan diukur besarannya tidak disentuh secara fisik sama sekali. Pengideraan jarak jauh ini memanfaatkan radiasi gelombang elektromagnetik atau sebagian spectrum gelombang elktromagnetik yang dipancarkan atau direfleksikan oleh sasaran dan yang diterima oleh sensor. 13.2 Gelombang elektromagnetik yang digunakan pada inderaja Pada inderaja digunakan alat yang berbeda sesuai dengan gelombang elektromagnetik yang daerah panjang gelombangnya berbeda-beda. Radiasi yang digunakan dapat merupakan bagian tampak, infra merah dekat, infra merah termal, gelombang mikro, gelombang radio dari spectrum elektromagnetik. Instrument pasif adalah instrument yang tidak menghasilkan radiasi sendiri. Pada instrument aktif, radiasi yang dihasilkan dan dipancarakan oleh instrument dikembalikan sebagian lagi ke instrument atau sensor. Sinyal yang diterima ini kemudian diproses untuk menghasilkan informasi yang diperlukan. Radiasi visible Intensitas radiasi tampak yang dipancarkan suatu benda sangat kecil dan dapat diabaikan terhadap intensitas radiasi tampak yang dipantulkan benda tersebut. Panjang gelombang Biru (0,4 m) Intensitas yang dipancarkan 7,7 10-20 Intensitas yang dipantulkan 6,1 1024 Merah (0,7 m) 2,4 100 5,1 1024 Infra merah (3,5 m) 1,6 1021 4,7 1022 Infra merah termal (12 7,5 1022 m) 4,5 1020 Mikro (3 cm) 2,6 1010 1,3 107 Radiasi infra merah Radiasi infra merah tidak dapat dideteksi oleh mata manusia tetapi dapat dideteksi secara foto grafis atau elektronis. Daerah infra merah dari spectrum dibagi menjadi infra merah dekat, dengan panjang gelombang 0,75 – 1,5 m, dan daerah infra merah termal dengan panjang gelombang 3 – 13 m. Gelombang mikro Pada panjang gelombang mikro radiasi yang dipancarkan juga dominant terhadap radiasi gelombang mikro yang direfleksikan. Ada beberapa perbedaan atara inderaja yang menggunakan gelombang mikro dan yang menggunakan radiasi visible dan inframerah. Pertama, gelombang mikro dalam perjalanannya melalui atmosfer mengalami atenuasi yang kecil, kecuali kalau ada hujan deras. Kedua, intensitas radiasi gelombang mikro yang direfleksikan atau yang dipancarkan adalah sangat kecil sehingga setiap inderaja gelombang mikro yang pad\sif harus sangat peka atau sensitive. Selain itu pada inderaja gelombang mikro pasif masih ada masalah yaitu masalah perbansingan antara sinyal dan gaduh. Sinyal atau isyaratnya ialah radisi terefrleksi yang sampai ke sensor, yang menyatakan suhu sasaran, sedangkan gaduh berasal dari suhu sensor sendiri. Perbandingan sinyal gaduh ini kecil. Masalah tersebut dapat dipecahkan dengan menggunakan inderaja gelombang mikro aktif yang menghasilkan atau memancarkan radiasi gelombang mikro sendiri. 13.3 Klasifikasi radar Radar adalah singkatan dari radio detection and ranging. Jadi ardar adalah suatu teknik pengukuran atau suatu alat untuk pengukuran posisi (kedudukan) dan jarak. Radar dapat diklasifikasikan berdasarkan beberapa kkriteria dibawah ini: a. Daerah frekuensi yang digunakan 1. Radar HF (high frequency), daerah frekuensinya antara 3 dan 30 MHz. 2. Radar VHF (very high frequency), daerah frekuensinya antara 30 sampai 300 MHz. 3. Radar UHF(ultra high frequency), daerah frekuensinya antara 300 dan 3000 MHz. 4. Radar SHF (Super high frequency), daerah frekuensinya antara 3 dan 30 GHz. b. Macam sasaran yang diukur 1. Radar meteorologi, sasaran yang diukur adalah hydrometer atau curahan atau presipitasi. 2. Radar atmosfer, sasaran yang diukur adalah atmosfer. c. Daerah ketinggian sasaran yang diukur 1. Radar ST. radar ini mengamati atmosfer sampai strastosfer bagian bawah. 2. Radar MST. Daerah yang diamati adalah lapisan mesosfer, stratosfer, dan troposfer. 3. Radar MU. Mengamati atmosfer menengah dan atas. 13.4 Indeks Refraksi Atmosfer Indeks refraksi n didefinisikan sebagai c n= v c adalah laju cahaya dalam vakum dan v adalah laju gelombang radio di udara. Perubahan makroskopik dari n di dalam ruang menyebabkan refraksi atau refleksi, dan perubahan mikroskopik dari n menyebabkan hamburan. BAB 14 MENGENAL AWAN DAN HIDROMETEOR 14.1 Awan Tetes Awan adalah suatu kumpulan partikel air yang tampak di atmosfer. Awan tetes adalah awan sebagian besar partikelnya terdiri dari tetes air, sedangkan awan yang sebagian besar partikelnya terdiri dari kristal es disebut awan es. Tetes awan umumnya berjari-jari antara 5 sampai 10 , dengan proses tumbukan dan penggabungan dapat menjadi tetes hujan yang mempunyai jari-jari sekitar 1000 . 14.2 Awan Es Bentuk awan es tampak sebagai jejak-jejak kristal es atau jejak sirus tanpa awan induk yang terdiri dari tetes kelewat dingin. Kristal es lebih lambat menguap daripada kristal air, maka dalam udara tak jenuh bagian luar dari awan tetes tetap menguap lebih cepat daripada bagian luar dari awan es. Percampuran awan es dan udara di sekitarnya menyebabkan perluasan awan yang menampakkan tepi awan es kabur atau tidak tegas. 14.3 Bentuk Dasar dan Perawanan Tiga bentuk dasar awan yaitu bentuk berserat (sirus), lapisan (stratus), dan gumpalan (kumulus). Bentuk berserat disebabkan oleh kristal es yang jatuh, bentuk lapisan adalah karakteristik dari awan yang pertumbuhannya berlangsung dalam arah horizontal. Bentuk gumpalan disebabkan oleh pertumbuhan vertikalyang sangat besar pada konveksi lokal. Disamping itu digunakan pula kata latin nimbus yang berarti awan hujan dan alto yang berarti tinggi. Untuk penamaan awan digunakan pula gabungan dari kata dasar sirus, stratus, dan kumulus. 14.4 Penggolongan Awan Penggolongan awan didasarkan pada sepuluh golongan utama yang disebut genus. Kesepuluh genus tersebut adalah Sirus Nimbostratus Sirokumulus Stratokumulus Sirostratus Sratus Altokumulus Kumulus Altostratus kumulonimbus Tiap genus awan dibagi menjadi beberapa jenis awan dan jenis awan dapat dibagi lagi menjadi varitas awan. Sirus Sirus didefinisikan sebagai awan yang tampak tersususn dari serat lembut dan halus berwarna putih mengkilat tanpa bayangan sendiri. Sirus dapat berbentuk lurus, melengkung tak teratur tau tampak kusut yang dinamakan fibratus. Jenis unsinus berbentuk koma atau kail yang mata kailnya menghadap ke atas. Jenis spisatus berbentuk kumpulan serat yang rapat dan mampat. Sirus terdiri dari kristal es. Gejala optiknya disebabkan oleh pemantulan, pembiasan, dan penghamburan cahaya oleh kristal-kristal es. Awan sirus berkembang dari kristal es tang jatuh dari Sirokumulus atau dari pembentangan bagian atas Kumulonimbus. Sirus dapat pula terjadi dari penguapan bagian yang tipis dari Sirostratus. Sirokumulus Sirokumulus adalah lapisan awan yang tampak terdiri dari unsur kecil sekali menyerupai butir padi-padian yang berwarna putih tanpa bayangan seperti sirus. Awan sirokumulus dapat berbentuk lonjong atau lensa yakni dari jenis lentikularis. Jenis undulatus tersusun dari beberapa baris sejajar yang menyerupai gulungan ombak. Nama Sirokumulus hanaya dapat digunakan bila awan yang diamati jelas berkaitan dengan Sirus atau Sirostratus awan yang diamati terjadi dari Sirus atau Sirostratus awan yang diamati mempunyai cirri atau tanda yang menunjukan bahwa awan tersebut terdiri dari kristal es. Sirostratus Sirostratus adalah awan yang tampak seperti tirai kelambu halus keputihputihan yang tidak mengaburkan tepi matahari atau bulan yang ada di baliknya tetapi menghasilkan gejala halo. Jenis fibratus mempunyai jaringan serat dan jenis nebulosus menyerupai tirai asap yang merata. Altokumulus Altokumulus adalah lapisan awan berwarna putih atau kelabu yang terdiri dari unsur-unsur berbentuk bulatan terpipih. Jenis stratiformis berbentuk lapisan yang cukup luas dan seragam. Jenis lentikularis berbentuk lensa yang pinggirannya tajam dan tegas. Altokumulus dengan ketransparanan termasuk varitas translusidus, sedangkan yang tidak transparan adalah varitas opakus. Altostratus Altostratus didefinisikan sebagai lapisan awan yang tampak berserat atau seragam tetapi berwarna kelabu atau kebiru-biruan menutupi sebagian atau seluruh langit. Altostratus terdiri dari air dan kristal es. Awan ini juga mengandung tetes hujan dan dapadt menimbulkan gejala virga yang tampak sebagai garis sejajar yang keluar dari dasar awan. Nimbostratus Nimbostratus adalah lapisan awan yang seragam, luas berwarna kelabu tua, sering terdapat koyakan awan di bawahnya yang saling terpisah maupun bersambung. Nimbostratus tidak memiliki jenis maupun varitas. Stratokumulus Stratokumulus didefinisikan sebagai lapisan awan yang terdiri dari unsur berupa bulatan terpipih atau bulatan panjang terpipih berwarna kelabu dengan bagian yang lebih gelap. Stratocumulus yang seragam dan meliputi bagian langit yang luas termasuk jenis stratiformis. Stratocumulus terdiri dari tetes awan dan kadang-kadang mengandung pula tetes hujan. Awan ini kadang-kadang disertai curahan yang berupa hujan berintensitas kecil. Stratus Stratus didefinisikan sebagai awan rendah yang seragam dan umumnya berwarna kelabu tetapi tidak menyentuh permukaan bumi. Stratus terdiri dari tetes awan yang kecil. Stratus yang tebal sering terdiri dari tetes hujan. Stratus menimbulkan gejala halo. Kumulus Kumulus adalh awan yang umunya kelihatan mampat dan berbentuk gumpalan yang menjulang. Ukuran vertikal kumulus dapat kecil dan tampak seperti tertindih. Jenis ini disebut humilis. Jenis kongestus memiliki uukuran vertikal yang sangat tinggi dengan bagian atas berupa tonjolan-tonjolan. Kumulus yang pinggirannya terkoyak-koyak merupakan jenis fraktus. Kumulus terutama terdiri dari tetes air. Kristal es dapat terjadi di bagian awan yamg suhunya lebih kecil dari 0ºC. Kumulonimbus Kumulonimbus dalah awan yang tampak beratdan mampat, menjulang tinggi sekali menyerupai gumpalan yang besar. Kumulonimbus terdiri dari tetes awan dan di bagian atas terdapat es. Kumulonimbus mengandung pula tetes hujan yang besar. Curahan yang timbul dari Kumulonimbus menimbulkan suatu gejala yang tampak sebagai berkas garis sejajar yang keluar dari dasar awan. Jika gejala tersebur dapat mencapai permukaan bumi dinamakan presipitasio dan jika berkas tidak mencapai permukaan bumi disebut virga. 14.5 Awan Penyerta dan Awan Induk Tubuh utama suatu awan dapat disertai suatu bentuk khusus yang berkaitan dengan bentuk tersebut. Awan yang menyertai ini disebut awab penyerta. Awan dapat berasal dari perkembagan awan lain yang disebut awan induk. Awan yang dihasilkanaini dapat berlainan genus. 14.6 Hidrometeor Hidrometeor dalah suatau gejala selain awan yang terdiri dari pertikel air cair maupun padat di atmosfer, atau endapan tetes air pada permukaan benda yang berada dekat permukaan bumi, atau di udara yang bebas yang disebabkan oleh kondensasi uap air dari sekelilingnya. Hydrometeor yang ditemukan di Indonesia antara lain sbb : Hujan; adalah curahan yang terdiri dari partikel air cair, tetes air, dengan diameter lebih besar dari 0,5 mm. Hujan curah; adalah curahan yang terdiri dari tets air dengan diameter lebih besar dari diameter tetes hujan biasa. Disebabkan oleh awan konvektif yaitu Kumulus dan Kumulonimbus. Hujan es; hujan curah disertai partikel es kecil dengan diameter antara 550 mm. Gerimis; curahan yang terdiri dari tetes air yang kecil dengan diameter kurang dari 0,5 mm. Kabut; yaitu kumpulan tetes ai kecil sekali yang melayang-layang di dekat udara permukaan bumi. Kabus; adalah kumpulan tetes air yang mikroskopik atau partikel higroskopik basah yang melayang-layang di udara. Embun; adalh endapan tetes air pada permukaan benda yang berada dekat permukaan bumi atau di udara bebas yang disebabkan oleh kondensasi uap air.
