UAS Awan dan Presipitasinya

AWAN DAN PRESIPITASI
Tujuan Instruksional Khusus :
Mampu mengemukakan secara deskriptif
konsep dasar pembentukan awan dan
presipitasi, serta mengenali jenis-jenis awan
dan presipitasi
SIKLUS HIDROLOGI
Siklus hidrologi adalah tahap-tahap yang dilalui oleh air dalam berbagai
bentuk, dari atmosfer, ke bumi dan kembali ke atmosfer (Wilson, 1969;
Seyhan, 1977).
AWAN DAN PRESIPITASI
Awan adalah suatu bentukan hasil proses kondensasi yang
digambarkan sebagai kumpulan butiran air atau kristal es
kecil (Lutgens dan Tarbuck, 1982)
Presipitasi adalah istilah yang digunakan untuk seluruh air
dalam bentuk cair atau padat (kristal es) yang berukuran
cukup besar untuk jatuh ke permukaan bumi (Stull, 2000)
Hydrometeor meliputi bentuk butir awan dan kristal yang
sangat kecil hingga presipitasi terbesar seperti hail.
Virga adalah hidrometeor yang cukup besar dan berat untuk
keluar dari awan tapi menguap sebelum mencapai permukaan
bumi
PROSES PEMBENTUKAN AWAN
DAN PRESIPITASI


1.
2.
3.
proses dinamik dan proses mikrofisik
faktor-faktor penting :
kadar uap air di
atmosfer
(~ evaporasi)
gerak
udara yang
memberikan
kondisi umum
distribusi aerosol
higroskopis
untuk pembentukan
awan
proses pembentukan
gerak udara vertikal
butiran individu melalui
kondensasi uap dan
tumbuh oleh interaksi
antar individu
DISTRIBUSI AEROSOL HIGROSKOPIS

Atmosfer mengandung partikel-partikel yang disebut aerosol,

sebagian aerosol bersifat higroskopis artinya mampu
menyerap air, dan menjadi inti kondensasi.

Sumber aerosol dapat berupa kebakaran hutan, sisa
pembakaran, percikan gelombang laut, serbuk sari (pollen),
dan sebagainya.

Ukuran jejari aerosol adalah sekitar 10-4 - 10 μm.
( Wallace dan Hobbs 1977)

Aerosol terkecil dengan diameter < 0.2 μm disebut Aitken,
sesuai dengan nama penemunya John Aitken seorang ahli
fisika dari Scottlandia.
GERAK UDARA VERTIKAL


Stabilitas atmosfer
adalah kecenderungan suatu paket udara untuk
bergerak secara vertikal, yang dibagi menjadi stabil,
tidak stabil dan netral.
stabil jika suatu massa udara, yang dianggap
merupakan suatu paket udara, bertahan pada posisinya
secara vertikal. Hal ini terjadi ketika suhu paket udara
lebih rendah dibandingkan dengan suhu lingkungan

tidak stabil jika massa udara dapat berkembang secara
vertikal, yang terjadi ketika suhu paket udara lebih tinggi
dibandingkan suhu lingkungannya

Kondisi netral ditunjukkan oleh laju penurunan suhu
yang sama antara paket udara dan lingkungannya
STABILITAS ATMOSFER

Stabilitas atmosfer ditentukan dengan mengasumsikan bahwa pergerakan
paket udara secara vertikal berlangsung secara adiabatik.

Proses adiabatik adalah proses perubahan tanpa ada pertukaran energi
panas (penambahan maupun pengurangan) dengan lingkungannya, tetapi
akibat pemampatan atau pengembangan (Lutgens dan tarbuck, 1982).

Prinsip : perbedaan suhu antara paket udara dan lingkungannya akan
mempengaruhi perbedaan kerapatan, sehingga mempengaruhi gaya apung
(bouyancy). Udara yang lebih hangat akan cenderung mengembang
vertikal, sebaliknya udara yang lebih dingin akan cenderung mengendap
(sink).

Udara yang tidak jenuh akan mengalami laju penurunan suhu tetap sebesar
1oC setiap naik 100 m (sebagian sumber literatur menggunakan - 9.8oC per
km) atau dikenal sebagai laju penurunan suhu adiabatik kering (dry
adiabatic lapse rate; DALR).

Ketika paket udara tersebut mengalami kondensasi maka laju penurunan
suhu menjadi berkurang : 0.5oC per 100 m untuk udara yang kandungan
kelembabannya tinggi hingga 0.9oC per 100 m untuk udara yang
kandungan kelembabannya rendah. Laju penurunan suhu ini disebut
dengan laju penurunan suhu adiabatik basah (wet adiabatic lapse rate;
atau saturated adiabatic lapse rate; SALR).

laju penurunan suhu lingkungan dikenal sebagai environmental lapse rate
(ELR).
STABIL
ELR < DALR
Laju adiabatik kering (Γ)
z
Laju penurunan suhu lingkungan (γ)
20.15
20.65
100 m
21.15
21.15
100 m
22.15
T
20.15
20.65
21.15
21.65
22.15
21.65
TIDAK STABIL
TIDAK STABIL
MUTLAK : ELR > DALR
Laju adiabatik kering (Γ)
z
Laju penurunan suhu lingkungan (γ)
20.1
22.4
100 m
21.1
21.1
100 m
22.1
T
19.9
20.1
21.1
22.1
22.4
19.1
NETRAL
ELR = DALR
Laju adiabatik kering (Γ)
Laju penurunan suhu lingkungan (γ)
z
20.1
20.1
100 m
21.15
21.1
100 m
22.1
T
20.1
21.1
22.1
22.1
PROSES PENGANGKATAN
MASSA UDARA
PROSES PENGINTIAN AWAN
(NUCLEATION)





Massa udara terangkat, butir-butir aerosol higroskopis
menyerap uap air dari sekitarnya dan saat mencapai kejenuhan
terjadi kondensasi.
proses kondensasi yang terjadi pada lingkungan yang murni
tanpa inti kondensasi maka disebut pengintian homogen
(homogeneous atau spontaneous nucleisation) ,
jika terjadi pada inti kondensasi disebut pengintian heterogen.
Pengintian homogen dicapai pada keadaan lewat jenuh sangat
tinggi, sedangkan pengintian heterogen dicapai pada keadaan
lewat jenuh rendah dan berperan penting di atmosfer (Rogers,
1979).
Adanya partikel aerosol sebagai zat terlarut menyebabkan
tekanan uap di atas permukaan tetes cairan akan menurun.
Jika tetes berbentuk bola dengan jari-jari r, maka perbandingan
tekanan uap jenuh antara tetes cairan dan larutan dapat dicari
dengan persamaan pendekatan (Rogers, 1979) :
es (r )
a  b 
 S  1     3 
e s (~)
r  r 
a = 3.3 x 10-5 T disebut sebagai faktor kelengkungan (curvature term)
b = 4.3 x im/Ms sebagai faktor zat terlarut (solution term)
i = efek kelvin yaitu efek lengkungan yang menyatakan kenaikan tekanan uap di atas
permukaan cembung (konveks)
m = massa zat terlarut
T = suhu
Ms = berat molekul zat terlarut
PROSES PERTUMBUHAN BUTIR AWAN
PROSES PERTUMBUHAN BUTIR AWAN







RH , butir akan tumbuh hingga mencapai keseimbangan
kembali, proses ini dapat berlangsung terus hingga melewati
RH 100%.
Puncak kurva dicapai ketika jejari mencapai jejari kritis r* dan
rasio jenuh kritis S*.
Tetes dengan jejari r < r* akan tumbuh pada perbandingan
jenuh S < S*, maka uap air akan berdifusi ke arah tetes, dan
tetes akan tumbuh menjadi ukuran tetes awan (sekitar 0.02
mm).
Tetes dengan jejari r < r* hanya tumbuh karena kenaikan
kelembaban nisbi, dan disebut partikel haze
inti kondensasi : aktif jika tetes yang terbentuk pada inti dapat
tumbuh mencapai jejari kritis r*.
Secara teoritis, sekali tetes melewati jejari kritis, maka
pertumbuhan akan terus berlanjut.
Secara alami dalam awan banyak sekali mengandung tetes
yang bersaing mendapatkan uap air, maka pertumbuhan terusmenerus tidak terjadi.
JENIS DAN KLASIFIKASI AWAN
Berdasarkan proses dinamika dan gerak vertikal, secara umum terbentuk dua
jenis awan (Neiburger, 1976) yaitu :
Stratiform ;
 dangkal dan menyebar (disebut juga awan berlapis (layerclouds))
 kecepatan gerak vertikal 1-10 cm per detik.
 Dihasilkan oleh pengangkatan udara konvergensi horizontal atau akibat
perputaran atau turbulensi ireguler yang meluas sehingga gerak vertikalnya
kecil dan awan tersebar lebih seragam untuk wilayah yang luas.
Cumuliform ;
 awan dengan dimensi vertikal dan horizontal hampir seragam sekitar 1-10 km.
 Gerak vertikal dengan kecepatan 1-10 m per detik terus menerus untuk periode
pendek sekitar 30 menit
 Dihasilkan oleh gerak konvektif karena ketidakstabilan hidrostatik; secara
potensial udara yang lebih ringan terangkat dalam pusat sel konvektif dan
udara lebih berat turun.
 Selama itu paket udara mengalami gerakan ke atas dan ke bawah, beberapa di
antaranya dipindahkan ke atas sekitar 5 km atau bahkan untuk thunderstorm
lebih dari 10 km.
 Pada kondisi atmosfer stabil, pertumbuhan awan terganggu, bahkan awan
menjadi tidak potensial untuk turunnya presipitasi.
Tidak ada
presipitasi
cirrus
cirrocumulus
cirrostratus
Altocumulus
Hujan
nimbostratus
Intensitas hujan/salju lebih tinggi
Altostratus
Hujan / salju
Stratocumulus :
drizzle
Cumulus :
Hujan/salju
Stratus:
drizzle
Cumulonimbus :
hujan deras, badai, petir
Kabut
Kabut adalah awan yang ada di permukaan. Kabut terbentuk ketika udara di
permukaan didinginkan dan menyebabkan kondisi jenuh (RH 100%).
 Kabut radiasi atau kabut permukaan (Radiation fog atau ground fog)
dihasilkan oleh pendinginan atmosfer dekat permukaan akibat emisi radiasi
gelombang panjang. Biasanya cukup dangkal dan berkembang hingga sore
hari. Sesaat sebelum matahari terbit kabut radiasi menghilang karena
pemanasan permukaan oleh radiasi matahari.
 Kabut lereng; yang terbentuk ketika udara mengalir melalui topografi yang
lebih tinggi. Pada kasus ini udara didinginkan secara adiabatik dan sering
ditemukan di sisi lereng arah tujuan angin (windward) dari suatu pegunungan.
 Kabut adveksi; terbentuk ketika udara mengalir di atas suatu permukaan
yang berbeda suhunya. Adveksi udara hangat dapat menghasilkan kabut jika
melalui suatu permukaan yang dingin.
 Kabut evaporasi; adalah jenis khusus dari kabut adveksi. Terbentuk ketika
udara dingin meluas ke atas suatu permukaan yang lebih hangat baik itu
tubuh air atau daratan. Kabut terbentuk ketika air dari permukaan menguap
masuk ke udara dingin dan menjadi jenuh. Kabut jenis ini disebut juga steam
fog atau sea smoke.
 Kabut frontal (frontal frog) adalah jenis kabut yang timbul akibat adanya
front, khususnya front panas. Hujan yang turun dan masuk ke dalam front
panas akan mengalami evaporasi sehingga akan menambah kandungan uap
air di atmosfer. Kabut terbentuk ketika jumlah air di atmosfer di atas front
mencapai titik jenuh (RH 100%)
Kabut evaporasi
Kabut di pegunungan
Kabut radiasi
Kabut adveksi
Kabut di lereng
Kabut di lembah
Kabut es
PRESIPITASI


Presipitasi terjadi ketika populasi awan tidak stabil dan
beberapa butir tumbuh lebih besar dari butir yang lain
(Rogers, 1979).
Jari-jari relatif butir hujan r = 103 μm dengan kecepatan
akhir (terminal velocity) sekitar 650 cm per detik.
PROSES MIKROFISIK
1. Proses awan dingin atau proses kristal es
(proses Bergeron – Findeisen)
 awan dengan suhu sebagian atau seluruhnya < 0oC
(campuran tetes air dan kristal es.
 tekanan uap di atas es kurang dari tekanan uap di atas
butir air, sehingga air menguap dan butiran es
bertambah besar oleh difusi.
 Pertumbuhan kristal es mengorbankan tetes air lewat
dingin (supercooled water), karena adanya gradien
tekanan uap.
 Ketika tumbuh lebih besar dan jatuh, kristal es menyapu
butir lain.
 Ketika melalui isoterm 0oC kristal es melebur menjadi
tetes hujan.
 Jika jatuh sebelum terjadi peleburan, maka akan turun
sebagai salju atau butir es (hail).
 Proses ini melibatkan 3 fase padat, cair dan gas,
sehingga seringkali disebut proses tiga fase.
PROSES MIKROFISIK
Proses awan hangat
(proses Bowen-Ludlam)
 Proses ini terjadi pada awan yang bersuhu >
0OC, melibatkan dua fase gas dan cair.
 Adanya gaya gravitasi menyebabkan butir yang
lebih besar jatuh dan menumbuk (collide) butir
lain sepanjang lintasannya, sebagian
bergabung (coalesce) sehingga butiran
menjadi lebih besar dan jatuh sebagai butir
hujan.
2.
 Gravitational
Force, W
 Bouyancy Force,
 Drag Force,
JENIS PRESIPITASI


Presipitasi dalam bentuk cair adalah hujan (rain) dan drizzle, yang
dibedakan hanya dari ukuran butir airnya saja. Drizzle berukuran
diameter < 0.5 mm.
presipitasi dalam bentuk padat yaitu :
salju (snow), sleet, glaze (freezing rain), dan hail.
Snow adalah kristal es yang tumbuh sejalan dengan pertumbuhan
awan. Pada suhu > -5 oC, kristal es biasanya berkelompok
membentuk snowflake.
Snow pellets atau graupel adalah butiran es berbentuk bundar,
konikal maupun bulat tipis berwarna putih dengan diameter 2 – 5
mm. Biasanya terjadi dalam hujan ringan ketika suhu di dekat
permukaan mendekati 0 oC.
Snow grain ukurannya sangat kecil < 1 mm, putih, bulat tipis.
Sleet atau ice pellets adalah fenomena khas musim dingin berupa
partikel es kecil dengan diameter < 5 mm dan transparan. Terbentuk
karena adanya lapisan udara hangat di atas lapisan udara yang
lebih dingin di dekat permukaan (profil suhu inversi). Ketika butir air
terbentuk dan jatuh memasuki lapisan di bawahnya, butiran itu
membeku dan jatuh dalam bentuk butiran es kecil yang tidak lebih
besar dari butir hujan sebelumnya.
S
N
O
W
F
L
A
K
E
Glaze (freezeng rain)
bentuk hujan yang membeku ketika tiba di permukaan.
Kondisinya hampir menyerupai kondisi pembentukan sleet,
tetapi lapisan dingin di dekat permukaan tidak terlalu tebal
sehingga butiran air yang jatuh dapat melaluinya tanpa
membeku hanya menjadi supercooled.
Namun ketika
menumbuk benda padat akan membeku, sehingga menjadi
lapisan es tebal yang membungkus benda-benda padat
yang ditumbuknya, yang cukup berat untuk mematahkan
batang-batang pohon.
Hail
presipitasi dalam bentuk butir-butir es yang tidak beraturan,
dengan diameter sekitar 1 cm dengan variasi dari 5 hingga
75 mm. Hail dihasilkan hanya oleh awan cumulonimbus
yang ketika terangkat sangat kuat dan mengandung air
superdingin yang berlimpah.
Freezing rain
Sleet
Glaze (freezeng rain)
Snow grain
Snow pellets atau graupel
Sleet
HAILSTONE
ALAT PENGUKUR
Penakar cura hujan
manual
Penakar curah hujan
otomatis