PENGARUH PROSES DINAMIKA AWAN

BAB II Tinjauan Pustaka
II.1
Karakteristik Banjir Jakarta.
Analisis daerah potensi banjir didasarkan pada integrasi antara data estimasi awan yang
berpeluang hujan lebat harian dan daerah genangan. Hasil penelitian tersebut menunjukan
bahwa pada dasarian pertama bulan Januari 2005 daerah lokasi genangan yang berpotensi
banjir terjadi di Pulau Jawa antara lain meliputi sebagian besar di DKI Jakarta, propinsi
Banten, Jawa Barat, dan sebagian kecil propinsi Jawa Tengah. (Zubaidah et al., 2005).
Menurut Nugroho (2002) banjir yang terjadi pada tanggal 29 Januari 2002 di DKI
Jakarta disebabkan adanya curah hujan yang tinggi, atau curah hujan ekstrim.
Terjadinya curah hujan dengan intensitas besar dan durasi lama disebabkan karena
adanya pusat tekanan rendah di atas Selat Sunda dan di Samudera Hindia. Hal
tersebut menyebabkan massa uap air basah yang berasal dari Asia terlokalisir di
atas Jakarta sehingga menimbulkan hujan lebat. Beberapa faktor pendukung
kejadian banjir di atas disebabkan oleh adanya sistem pengelolaan sumberdaya
air, khususnya air permukaan yang tidak baik, sehingga kemampuan saluran
drainase dan pengendali banjir tidak mampu mengalirkan limpasan air tersebut.
Pergerakan Madden-Julian Oscillation (MJO) ke arah timur bersama angin
baratan (westerly wind) sepanjang ekuator selalu diikuti dengan pertumbuhan
konveksi awan cumulus tebal. Awan konvektif ini menyebabkan hujan dengan
intensitas tinggi sepanjang penjalarannya yang menempuh jarak 100 kilometer
dalam sehari di Samudra Hindia dan 500 kilometer per hari ketika berada di
Indonesia. Ada tiga faktor dominan yang menyebabkan banjir Jakarta tahun 2007,
yaitu kehadiran cold surge dengan kecepatan angin dari arah barat daya lebih
besar 10 m/s dan berlangsung dalam waktu cukup lama sekitar 12-24 harian. Fasa
aktif osilasi gelombang MJO dalam periode 30-50 harian dan kondisi lokal adanya
peningkatan instabilitas angin secara menegak dan menjadi kondisi kondusif
sebagai pembentukan awan cumulus melalui proses konveksi. Hal tersebut
menyebabkan terjadinya konvergensi angin bertekanan rendah di permukaan yang
secara intensif dan berlangsung cukup lama sejak akhir Januari sampai minggu
pertama Februari 2007. Sebaliknya di lapisan menengah berembus angin tenggara
7
yang berlawanan dengan arah angin di lapisan bawahnya dan membawa massa
udara akibat proses depresi di Samudra Hindia bagian timur, pada saat
meluruhnya Indian Ocean Dipole (IOD). Kondisi itu menyebabkan gaya gesekan
angin secara menegak yang cukup besar, sehingga menyebabkan terjadinya
pembentukan awan cumulus dalam waktu lama dan berulang dalam sehari (Wu et.
al., 2007; Syamsudin, 2007)
II.2
Dinamika Awan Hujan
II.2.1 Pola Curah Hujan Tropis
Ditinjau dari dinamika awan hujan, fluktuasi curah hujan di daerah tropis
khususnya DKI-Jakarta banyak diakibatkan oleh jenis awan cumulonimbus (Cb).
Hal ini karena secara umum Benua Maritim Indonesia (BMI) menerima insolasi
(panas sensible) dan panas laten kondensasi akibat perubahan fasa uap air dalam
jumlah besar, maka jenis awan yang muncul adalah awan konvektif atau awan
cumuliform.
Pola sirkulasi monsun sangat berperan terbentuknya angin zonal di Jakarta, baik
berupa angin baratan (westerly) pada musim hujan dan angin timuran (easterly)
pada musim kering. Konveksi skala besar selama periode monsun aktif
menyebabkan variabilitas curah hujan dengan disertai kecepatan angin yang besar
(Johnson dan Houze, 1987). Hashiguchi et al. (1996) menunjukan perubahan
musim ditandai oleh perubahan kecepatan angin, dimana pada musim kemarau
kecepatan angin kurang dari 6 ms-1 dalam arah komponen meridional sangat
lemah. Sementara dalam musim penghujan kecepatan angin lebih dari 6 ms-1
dengan arah dominan dari utara.
Dinamika awan hujan di Indonesia khususnya DKI Jakarta sangat tergantung pada
perubahan musim yang terjadi. Pada bulan-bulan Desember–Januari–Februari,
meskipun secara normal musim hujan telah mulai sekitar dasarian ke 1 bulan
November. Pada bulan-bulan tersebut pita zona konvergensi intertropis (ITCZ:
Inter-Tropical Convergence Zone) dan gerak semu matahari berada di atas
Belahan Bumi Selatan (BBS). Depresi tropis dapat terjadi pada perairan Indonesia
8
tetapi intensifikasi dan pertumbuhan menjadi badai atau siklon tropis menjauh dari
equator. Pita ITCZ dan badai tropis menyebabkan konvergensi massa udara tropis
lembap yang akan bergerak vertikal.
Gambar II.1. Populasi awan tropis penghasil hujan konveksi dan hujan stratiform
(Houze et al., 1981)
Dalam penelitianya Liong et al. (2004) menyatakan bahwa faktor utama banjir di
DKI ialah hujan lebat yang berlangsung berjam-jam untuk daerah yang cukup luas
dan ditambah dengan banjir kiriman yang dibawa oleh sungai melewati DKI
terutama sungai Ciliwung, Pasanggrahan dan Sunter. Disekitar DKI Jakarta
lintasan pusat konveksi dapat dipengaruhi oleh variasi angin horizontal sekitar 4
ms-1, sedangkan curah hujan berkaitan dengan konveksi lokal hanya disebabkan
oleh gangguan angin sekitar 1 ms-1. Studi numerik yang dilakukan oleh Reinking
(1995) menunjukan hujan di area monsun disebabkan oleh awan cumulonimbus
(Cb) atau cumulus bermenara. Hujan yang dihasilkan awan Cb adalah hujan deras
(shower) atau hujan konveksi sebagaimana pada Gambar II.1 (Houze et al., 1981).
Hujan konveksi terjadi setelah radiasi matahari maksimum, biasanya setelah jam
12.00 menjelang sore hari. Hujan konveksi diawali oleh hujan deras (shower)
pada waktu awan mencapai tingkat dewasa (mature) kemudian diakhiri dengan
9
hujan (rain) sampai gerimis (drizzle) pada waktu awan mencapai tingkat
peluruhan. Dengan demikian maka sifat hujan yang terjadi adalah pada durasi
pertama intensitas hujan besar, tetapi durasi berikutnya intensitas hujan menjadi
kecil. Meskipun intensitas hujan cukup besar, pada umumnya hujan yang
dihasilkan mempunyai intensitas yang lebih kecil dari pada hujan deras. Secara
umum pola fluktuasi ini akan berpengaruh terhadap perubahan pola iklim.
(Tjasyono et al., 2008; Liong et al., 2004; Reinking, 1995; Smith, 2003; Andrieu
et.al., 1996).
II.2.2 Ilustrasi Awan Hujan
Terjadinya hujan dimulai dengan proses kenaikan udara lembap sehingga
mengalami pendinginan, kemudian mengalami kondensasi menjadi butir-butir air
yang selanjutnya akan terkumpul membentuk awan. Gaya gravitasi dan updraf di
dalam awan memegang peranan yang paling dominan dan menyebabkan adanya
gerakan turun dan naik.
Secara fisis butir-butir besar mempunyai kecepatan jatuh relatif lebih besar bila
dibandingkan dengan butir-butir yang lebih kecil. Dalam lintasan jatuhnya butirbutir besar ini akan menumbuk butiran-butiran yang lebih kecil dan kemudian
bergabung sehingga didapatkan ukuran lebih besar lagi. Proses ini akan
berlangsung berulang-ulang sehingga ukuran butir akan terus membesar hingga
mencapai melebihi ukuran kritisnya, dimana gaya beratnya mampu mengatasi
updraftnya dan akan keluar dari awan sebagai hujan (Castellano et al., 2004).
Dari dinamika mikrofisika awan hujan dapat diperkirakan kemungkinan terjadinya
hujan, dimana untuk kadar tetes awan yang lebih besar dari 10 g/kg mempunyai
kemungkinan hujan akan turun. Pada saat massa udara lembap yang naik ini
mencapai titik jenuh, maka udara lembap ini akan mengalami kondensasi pada
inti-inti kondensasi berukuran antara 0.1-1 ȝm yang banyak terdapat di udara dan
akan membentuk awan. Bila kandungan air cukup banyak dan updraft di dalam
awan cukup kuat, maka awan dapat terus tumbuh dan membesar, sampai
mencapai stadium matang (mature stage). Di dalam proses pematangan awan ini,
10
secara fisis proses kondesasi tetap terus berlangsung diantara butir-butir air yang
mempunyai ukuran berbeda sebagai inti kondensasi awan dan selain itu terjadi
pula proses tumbukan dan penggabungan. (Mason, 1969; Powers dan Davis,
2002; Grabowski, 1999; Costa et al., 2000; De Beauville dan Pontikis, 1998;
Birmili et al., 1996).
Penelitian yang dilakukan Juaeni (1996) dengan data sounding radiosonde stasiun
Biak pada 1 Desember 1993, dilaporkan dari hasil simulasi dalam penelitianya
bahwa updraft berlangsung sampai ketinggian 4000 m dengan nilai kecepatan
maksimum 11 m/s dimulai sejak beberapa menit, pertama iterasi sampai lebih
dari 120 menit. Kecepatan vertikal pada dasar kolom adalah 1 m/s. Tetes awan
mulai terlihat pada ketinggian 900 meter dengan kadar uap air bervariasi antara
0.1 g/kg sampai 0.4 g/kg, adapun perbedaan temperatur virtual berkisar antara
0.50C sampai 10C yang dilakukan dengan model konveksi satu dimensi. Adapun
sebagai validasi model dari data pengamatan permukaan menunjukan adanya
awan cumulus congestus pada ketinggian 300 – 600 m, dan dari data diagram
meteorologi terlihat bahwa paras kondensasi konveksi (Convective Condensation
Level : CCL) mulai terjadi pada ketinggian 970 mb atau sekitar 340 m.
Dalam penelitianya Tjasyono (2007) menyatakan bahwa ukuran kritis ditentukan
pada pembentukan tetes melalui inti kondensasi awan. Inti kondensasi awan
(Cloud condensation nuclei) adalah pusat terbentuknya tetes awan, paling banyak
di atmosfer, yang secara efektif menunjukan total konsentrasi tetes (droplets) di
dalam awan (Yin et al., 2000). Johnson (1982) telah meneliti peran pertumbuhan
raksasa dan ultragiant (jari-jari > 10 ȝm) dari partikel hujan. Hasilnya
menunjukkan bahwa ketika terjadi pertumbuhan awan, partikel ini menghasilkan
suatu tetesan besar di dalam distribusi tetes awan. Efek tetes besar ini jadi lebih
penting untuk awan kontinental dibanding awan maritim. Penelitian serupa juga
dilaporkan oleh Kuba dan Takeda (1983) yang menyatakan bahwa dalam atmosfer
tetes awan terbentuk pada aerosol yang berfungsi sebagai inti kondensasi atau inti
pengembunan. Kecepatan pembentukan tetes tersebut ditentukan oleh banyaknya
inti kondensasi. Proses dimana tetes air dari fasa uap terbentuk pada inti
11
kondensasi disebut pengintian heterogen. Adapun pembentukan tetes air dari fasa
uap dalam suatu lingkungan murni yang memerlukan kondisi sangat jenuh
(supersaturation) disebut pengintian homogen. Pengintian homogen yaitu
pembekuan pada air murni hanya akan terjadi pada suhu di bawah -40 0C. Akan
tetapi dengan keberadaan aerosol sebagai inti kondensasi maka pembekuan dapat
terjadi pada suhu hanya beberapa derajat di bawah 0 0C.
Efisiensi hujan, yang menyatakan banyak air hujan yang jatuh dibandingkan
dengan kandungan air di dalam awan, secara umum berkisar 10-20% (Herckes et
al., 2002) dan 11-19% (Rogers, 1979). Efisiensi hujan yang lebih besar dari 50%
hanya terdapat pada awan cumulonimbus (Cb) atau sistem awan konvektif yang
luas dan terorganisir. Faktor-faktor yang mempengaruhi efisiensi hujan adalah
waktu hidup (lifetime) awan dan waktu yang dibutuhkan oleh butir-butir awan
untuk berkembang menjadi butir-butir hujan. Bila waktu pembentukan butir-butir
hujan lebih kecil dari waktu hidup awan, maka kemungkinan besar hujan akan
turun (Warner, 1970; Yin et al., 2000; Yau, 1980; De Beauville dan Pontikis,
1998; Reinking, 1995).
II.3
Teknologi Modifikasi Cuaca
Istilah modifikasi cuaca atau hujan buatan menurut Segal et al. (2004) tidak dapat
diartikan secara harfiah sebagai membuat hujan, karena modifikasi cuaca
merupakan kegiatan pemicuan awan atau memacu turunya hujan dari awan yang
kandungan airnya memadai. Oleh karena itu dalam melaksanakan modifikasi
cuaca, awan harus ada di daerah target atau sekitarnya. Modifikasi cuaca adalah
suatu usaha untuk menambah/meningkatkan curah hujan di suatu daerah target.
Untuk mengetahui keberhasilanya dapat dilakukan evaluasi baik fisis maupun
dengan pendekatan statistik guna menghitung banyaknya curah hujan tambahan
yang dihasilkan (Ben and Fanar, 1997).
Teknologi Modifikasi Cuaca (TMC) menurut Nasution (2004), Solak et al. (2002),
Fukuta et al. (2000) adalah suatu upaya manusia untuk mempercepat proses
terjadinya hujan, dari awan-awan yang memang secara potensial berpeluang besar
12
menghasilkan hujan di lokasi tertentu untuk tujuan yang menguntungkan, yaitu
mengatasi bencana akibat iklim dan cuaca seperti kekeringan, kebakaran hutan,
banjir, dan tanah longsor. Parameter cuaca yang dikaji pemanfaatannya yaitu
awan, melalui proses penaburan/pengasapan/penembakan partikel bahan semai
menggunakan media penghantar (Gambar.II.2).
a. Sebelum penyemaian
b.Selama penyemaian
c.Setelah penyemaian
Gambar II.2. Proses penyemaian awan (Cloud Seeding) (sumber: Wheather
Modification Association (WMA), 1996).
Teknik penilaian keberhasilan modifikasi cuaca yang paling banyak dilakukan
adalah pengukuran besarnya curah hujan wilayah pada daerah target selama
periode penyemaian, untuk kemudian dibandingkan dengan curah hujan wilayah
pada daerah Kontrol. Cara lain adalah dengan melakukan perhitugan dari
pengukuran Tinggi Muka Air (TMA), pengukuran debit dan penggunaan radar
hujan. Dalam penelitianya Farley et al. (2004), tidak merekomendasikan evaluasi
dengan data debit karena terlalu banyak varibel yang tidak dapat di kontrol.
Namun penilaian keberhasilan modifikasi cuaca, dapat dilakukan melalui
pemantauan lingkungan yang dikaitkan dengan modifikasi cuaca.
Definisi tambahan air hujan dalam hal ini adalah peningkatan curah hujan pada
periode modifikasi cuaca yang dibandingkan dengan curah hujan alam apabila
tidak ada modifikasi cuaca. Besarnya curah hujan dapat dinyatakan dalam tinggi
atau volume curah hujan. Monitoring lingkungan dilakukan untuk mendeteksi
secara dini jika ada dampak negatif akibat modifikasi cuaca.
13
Menurut Tikno (2000), hasil uji coba maupun penerapan teknologi modifikasi
cuaca dalam penyemaian awan di Indonesia (1979–1989) dapat meningkatkan
curah hujan alam antara 14–17 %. Dengan mengingat tingginya variabilitas curah
hujan alam, hasil peningkatan tersebut masih perlu dikoreksi. Setelah
mempertimbangkan faktor koreksi ini, disepakati bahwa tingkat keandalan
teknologi modifikasi cuaca paling tidak dapat meningkatkan curah hujan alam
antara 10 % atau lebih. Hasil yang diperoleh ini tidak jauh berbeda dengan hasil
yang diperoleh di negara-negara lain, baik untuk penyemaian awan maupun salju
dalam hal efisiensi dari teknologi modifikasi cuaca tersebut (Griffith and Solak,
2002; Solak et al., 2002; Fukuta et al., 2000; Bigg 1997; Ben and Fanar, 1997).
Gambar II. 3. Macam-macam metoda penyemaian awan (Cloud Seeding Methods)
antara lain Teknologi dinamik (mobile) sebagai teknologi aktif dan
Teknologi GBG (Ground Based Generator ) sebagai teknologi pasif
dalam modifikasi Cuaca (Sumber : Wheather Modification Association
(WMA) 1996).
Dalam TMC dikenal 2 (dua) media penghantar yaitu bergerak (mobile) seperti
Pesawat Terbang dan diam (statis) seperti sistem pembangkit dari permukaan
yang dikenal dengan istilah Ground Based Generator (GBG) (Gambar.II.3).
14
Penghantaran bahan semai ke dalam awan dikenal dengan istilah penyemaian
awan (cloud seeding).
II.3.1 Teknologi Modifikasi Cuaca Sistem Dinamis
Dalam penerapan di lapangan, media penghantar mobile dan statis ini memiliki
faktor kelebihan dan kekurangan, antara lain pesawat terbang sebagai media
penghantar mobile mempunyai kelebihannya dapat melakukan pencarian,
pengejaran dan mendekat ke posisi awan yang dijadikan target penyemaian.
Selain itu, pesawat terbang dapat mengangkut bahan semai dalam jumlah yang
besar. Untuk Casa NC-212-200 misalnya, dapat memuat maksimum 1100 kg
bahan semai bentuk powder per sorty penerbangan. Dengan kemampuan seperti
itu, maka jumlah awan yang akan disemai lebih banyak dan daerah cakupan
operasinya lebih luas.
Dengan pesawat terbang operasi modifikasi cuaca dapat dilakukan secara proaktif.
Namun syaratnya harus ada pangkalan udara (airport) dan fasilitas pendukung
penerbangan seperti Ground Support Equipment (GSE) dan bahan bakar (fuel).
Faktor minus penggunaan pesawat terbang dalam TMC yaitu tidak leluasa terbang
di sekitar puncak gunung demi keselamatan penerbangan, sehingga awan Cumulus
yang ada di sekitar puncak gunung tidak dapat dioptimalkan penyemaiannya.
Untuk melengkapi kelemahan tersebut diperlukan teknologi TMC sistem statis.
II.3.2 Teknologi Modifikasi Cuaca Sistem Statis
Media penghantar statis atau menara Ground Based Generator (GBG) memiliki
kelebihan antara lain dapat dioperasikan dengan mudah, sepanjang hari dan dalam
waktu
yang
tidak
terbatas.
Dengan
memberikan
pelatihan
singkat,
pengoperasiannya dapat dilaksanakan oleh aparat di Kelurahan / Desa dan petugas
lokal di sekitar lokasi dimana menara GBG tersebut didirikan. Faktor plus yang
sangat menarik dari teknik ini adalah dapat melakukan penyemaian awan-awan
orografik dan Cumulus di sekitar puncak gunung yang tidak terjangkau oleh
pesawat terbang. Faktor minusnya adalah karena sifatnya yang tidak bergerak,
15
maka awan yang dijadikan target penyemaian hanya awan yang berada di atas dan
di sekitar lokasi menara GBG.
Berdasarkan hal tersebut di atas, maka pendirian menara GBG ini tidak cukup satu
atau dua, tapi harus dalam jumlah yang banyak disesuaikan dengan luas
daerahnya. Keunggulan teknologi dan ekonomi dari sistem ini yaitu teknologi
tepat guna dan biaya untuk pendirian dan perawatannya relatif murah dibanding
dengan membangun hanggar dan merawat pesawat terbang. Dengan demikian
teknologi ini menjadi lebih kompetitif karena biayanya yang relatif murah.
Di Amerika banyak upaya dilakukan untuk menambah jumlah salju yang turun
pada musim tertentu sehingga pada musim hangat salju tersebut mencair dan
meningkatkan aliran permukaan sebagai tambahan air yang dipergunakan untuk
berbagai keperluan. Sistem peralatan berupa perak iodida (AgI), sebagaimana
yang dikembangkan oleh Chungang dan Guo (2006). Secara fisis pembakaran
perak iodida akan menguapkan dan menerbangkan partikel halus dalam ukuran
inti kondensasi awan (IKA= 0,01–0,1µm) berupa kristal perak iodida ke udara
bebas, sistem ini disebut sebagai Ground Based Generator (GBG). Karena kristal
perak iodida mirip dengan kristal es maka uap air kelewat jenuh (supercooled
water) yang berada di atmosfer bergabung menjadi endapan dengan partikel perak
iodida tersebut, akibat pengaruh gaya gravitasi akan turun ke permukaan menjadi
salju. Perak iodida tidak ditargetkan terlalu tinggi, karena target (supercooled
water) berada disekitar generator. Baik secara model maupun hasil pengukuran,
metoda ini dapat meningkatkan salju hingga mencapai 15% (Yu dan Dai, 2005).
II.4. Karakteristik Awan Semai
II.4.1 Klasifikasi Awan
Proses kondensasi dan pembentukan awan di daerah tropis dan di daerah lintang
menengah dan tinggi mempunyai perbedaan yang menyolok. Di daerah tropis
umumnya proses kondensasi dan pembentukan awan dapat terjadi pada suhu
tinggi (>0 0C) melalui pengangkatan udara atau konveksi yang diakibatkan oleh
pemanasan yang kuat. Sedang di daerah lintang menengah dan tinggi proses yang
16
terjadi umumnya karena adanya front yaitu pertemuan massa udara panas dan
massa udara dingin (Borys et al., 2000).
Cuaca di daerah tropis ditandai dengan perubahan yang cepat dan mendadak. Hal
ini disebabkan oleh berbagai hal seperti adanya garis ekuator dimana gaya
Coriolis mendekati nol, adanya ITCZ, awan-awan konvektif, sel Hadley dan
sirkulasi Walker (Power dan Davis, 2002).
Gambar II.4. Jenis-jenis awan berdasarkan karakteristik dan ketinggian
..(sumber:Comet http://www.meted.ucar.edu)
Berdasarkan ketinggian dan proses terbentuknya sebagaimana Gambar II.4 maka
awan dibagi menjadi 3 kelompok; Awan rendah, yaitu awan yang mempunyai
ketinggian dasar kurang dari 2 km meliputi jenis stratus (St), stratocumulus (Sc),
cumulus (Cu), cumulonimbus (Cb) dan nimbostratus (Ns). Khusus Cu, Cb dan Ns,
mempunyai dasar sebagai awan rendah namun tumbuh secara vertikal yang
puncaknya mencapai awan tinggi. Awan menengah, yaitu awan ketinggian dasar
antara 2-7 km, meliputi jenis altocumulus (Ac) dan altostratus (As). Awan tinggi,
17
yaitu awan dengan ketinggian dasar lebih dari 7 km, meliputi cirrus (Ci),
cirrocumulus (Cc) dan cirrostratus (Cs) (Rogers, 1979).
Sistem awan dikendalikan oleh gerak udara vertikal akibat konveksi, efek
orografi, konvergensi dan front. Klasifikasi awan yang didasarkan pada
mekanisme gerak vertikal awan adalah awan statiform dan cumuliform. Awan
stratifom yang terbentuk karena gerak vertikal akan menghasilkan hujan kontinyu
dan menyebar luas. Adapun awan cumuliform atau awan konvektif terjadi karena
konveksi udara yang tidak stabil yang menyebabkan gerak vertikal tetapi
terlokalisir dalam skala yang tidak luas. Hujan yang terjadi umumnya tiba-tiba dan
sangat lebat (heavy shower) tetapi terjadi dalam waktu yang singkat. Dalam awan
konvektif waktu presipitasi lebih pendek tetapi kadar air lebih tinggi dari
stratiform sehingga koalisensi sangat berperan menghasilkan hujan (Birmili et al.,
1996; Borys et al., 2000).
Awan cumulonimbus (Cb) adalah jenis awan cumulus dengan ketebalan vertikal
yang besar dan terdiri atas campuran kristal es di bagian atas dan tetes air di
bagian bawah. Karakteristik ini menyebabkan awan Cb akan menurunkan hujan
deras (shower) dalam waktu yang singkat. Namun, setelah periode hujan deras
hujan gerimis (drizzle) masih bisa terjadi lama.Selain hujan deras, akibat
terjadinya aliran udara ke atas (upward) dan aliran udara ke bawah (downward)
yang kuat, awan ini juga sering menghasilkan kilat (lightning) dan guruh
(thunder) karena terbentuknya lapisan elektrik positif dan negatif dalam awan.
Cumulonimbus semacam inilah yang sering disebut badai guruh (thunderstorm)
(Chaudhry et al., 1996; Farley et al., 2004).
Badai guruh (thunderstorm) bisa terjadi dalam sebuah awan tunggal, baik yang
radiusnya kecil (single cell) maupun yang radiusnya besar (super cell). Tapi
thunderstorm juga terjadi dalam kumpulan beberapa sel awan (multi cell) dengan
area presipitasi yang besar pula. Konveksi sel tunggal umumnya dipicu oleh
pemanasan yang kuat yang menyebabkan massa udara naik dengan cepat dan
kuat. Sedangkan awan multi cell biasanya terbentuk akibat adanya konvergensi
18
skala besar di lapisan bawah. Karakteristik hujannya mungkin tidak sederas single
cell, namun bisa berlangsung sangat lama, dalam orde harian bahkan mingguan.
Selain itu juga menimbulkan penurunan suhu yang sangat signifikan di daerah
yang dilaluinya. Awan multi cell, atau juga disebut Mesoscale Convective System
(MCS), ini sulit diamati secara langsung, secara eksperimen fenomena ini diamati
melalui satelit atau radar cuaca (Houze et. al., 1981; Chaudhry et al., 1996).
II.4.2 Jenis Awan Semai
Awan yang dijadikan sasaran dalam kegiatan hujan buatan adalah jenis awan
cumulus (Cu) yang aktif, dicirikan dengan bentuknya yang seperti bunga kol.
Awan cumulus terjadi karena proses konveksi. Secara lebih rinci awan cumulus
terbagi dalam 3 jenis, yaitu: strato cumulus (Sc) yaitu awan cumulus yang baru
tumbuh; cumulus, dan cumulonimbus (Cb) yaitu awan cumulus yang sangat besar
dan mungkin terdiri beberapa awan cumulus yang bergabung menjadi satu. Jenis
awan cumulus (Cu) yang bentuknya seperti bunga kol, merupakan jenis awan
yang dijadikan sebagai sasaran penyemaian dalam kegiatan hujan buatan (Guo et
al., 2006; Nasution, 2004; Haryanto, 2007).
Berdasarkan suhu lingkungan fisik atmosfer dimana awan tersebut berkembang,
awan dibedakan atas awan dingin (cold cloud) dan awan hangat (warm cloud).
Sebagaimana Gambar II.5. Terminologi awan dingin diberikan untuk awan yang
semua bagiannya berada pada lingkungan atmosfer dengan suhu di bawah titik
beku (< 00C), sedangkan awan hangat adalah awan yang semua bagiannya berada
di atas titik beku ( > 00C) (Costa et al., 2000; De Beauville dan Pontikis, 1998).
Awan dingin kebanyakan adalah awan yang berada pada daerah lintang menengah
dan tinggi, dimana suhu udara dekat permukaan tanah saja bisa mencapai nilai
<00C. Di daerah tropis seperti halnya di Indonesia, suhu udara dekat permukaan
tanah sekitar 20-300C, dasar awan mempunyai suhu sekitar 180C. Namun
demikian puncak awan dapat menembus jauh ke atas melampaui titik beku,
sehingga sebagian awan merupakan awan hangat, sebagian lagi di atasnya
19
merupakan awan dingin. Awan semacam ini disebut awan campuran (mixed
cloud).
Gambar II.5 Ilustrasi awan dingin dan awan hangat
(sumber: http://rst.gsfc.nasa.gov)
Pada awan dingin hujan dimulai dari adanya kristal-kristal es. yang berkembang
membesar melalui dua cara yaitu deposit uap air atau air super dingin
(supercooled water) langsung pada kristal es atau melalui penggabungan menjadi
butiran es. Keberadaan kristal es sangat penting dalam pembentukan hujan pada
awan dingin, sehingga pembentukan hujan dari awan dingin sering juga disebut
proses kristal es (Griffith dan Solak, 2002).
Sewaktu udara naik lebih tinggi ke atmosfer, terbentuklah titik-titik air dan
terbentuklah awan. Ketika sampai pada ketinggian tertentu yang sumbunya berada
di bawah titik beku, titik air dalam awan itu membeku menjadi kristal es kecilkecil. Udara sekelilingnya yang tidak begitu dingin membeku pada kristal tadi.
20
Dengan demikian kristal bertambah besar dan menjadi butir-butir salju. Bila
menjadi terlalu berat, salju itu turun. Bila melalui udara lebih hangat, salju itu
mencair menjadi hujan. Pada musim dingin salju jatuh tanpa mencair.
Proses hujan pada awan hangat, terjadi ketika uap air terangkat naik ke atmosfer
melalui aktivitas konveksi ataupun oleh proses orografis (karena adanya halangan
gunung atau bukit), maka pada level tertentu partikel aerosol (berukuran 0,01 - 0,1
µm) yang banyak beterbangan di udara akan berfungsi sebagai inti kondensasi
(condensation nucleus) yang menyebabkan uap air tersebut mengalami
pengembunan. Sumber utama inti kondensasi adalah garam yang berasal dari
golakan air laut. Karena bersifat higroskopik, maka sejak berlangsungnya
kondensasi, partikel berubah menjadi tetes cair (droplets) dan kumpulan dari
banyak droplets membentuk awan. Partikel air yang mengelilingi kristal garam
dan partikel debu menebal, sehingga titik-titik tersebut menjadi lebih berat dari
udara, mulai jatuh dari awan sebagai hujan (Costa et al., 2000).
Jika diantara partikel terdapat partikel besar (Giant Nuclei: GN: 0,1 - 5 µm) maka
ketika kebanyakan partikel dalam awan baru mencapai sekitar 30 µm, ia sudah
mencapai ukuran sekitar 40 - 50 µm. Dalam gerak turun ia akan lebih cepat dari
yang lainnya sehingga bertindak sebagai kolektor karena sepanjang lintasannya ke
bawah ia menumbuk tetes lain yang lebih kecil, bergabung dan jauh menjadi lebih
besar lagi (proses tumbukan dan penggabungan). Proses ini berlangsung berulangulang dan merambat keseluruh bagian awan.
Bila dalam awan terdapat cukup banyak GN maka proses berlangsung secara
reaksi berangkai (Langmuir Chain Reaction) di seluruh awan, dan dimulailah
proses hujan dalam awan tersebut, terlihat dasar awan menjadi lebih gelap. Hujan
turun dari awan melalui proses tumbukan dan penggabungan, droplets dapat
berkembang menjadi tetes hujan berukuran 1.000 µm atau lebih besar. Pada
keadaan tertentu partikel-partikel dengan spektrum GN tidak tersedia, sehingga
proses hujan tidak dapat berlangsung atau dimulai, karena proses tumbukan dan
penggabungan tidak terjadi (Borys et al., 2000; Castellano et al., 2004).
21
Prinsip
dasar
penerapan
TMC
untuk
menambah
curah
hujan
adalah
mengupayakan agar proses terjadinya hujan menjadi lebih efektif. Upaya
dilakukan dengan cara mempengaruhi proses fisika yang terjadi di dalam awan,
yang dapat dilakukan dengan dua cara, tergantung dimana lingkungan awan
tersebut berada. Untuk bagian awan dingin, curah hujan akan bertambah jika
proses pembentukan es di dalam awan juga semakin efektif. Proses pembentukan
es dalam awan akan semakin efektif jika awan disemai dengan menggunakan
bahan semai berupa perak iodida (Agl). Untuk bagian awan hangat, upaya
dilakukan dengan menambahkan partikel higroskopik dalam spektrum Ultra Giant
Nuclei (UGN: berukuran lebih dari 5 µm) ke dalam awan yang sedang dalam
masa berkembang atau matang sehingga proses hujan dapat segera dimulai serta
berkembang ke seluruh awan (Guo et al., 2006; Chungang dan Guo, 2006).
Pada kondisi tertentu, dengan masuknya partikel higroskopik berukuran UGN
kedalam awan, maka proses hujan (tumbukan dan penggabungan) dapat dimulai
lebih awal, durasi hujan lebih lama, dan daerah hujan pada awan semakin luas,
serta frekuensi hujan di tanah semakin tinggi. Dari sinilah didapatkan tambahan
curah hujan. Injeksi partikel berukuran UGN ke dalam awan memberikan dua
manfaat sekaligus, yang pertama adalah mengefektifkan proses tumbukan dan
penggabungan sehingga menginisiasi (mempercepat) terjadinya proses hujan, dan
yang kedua adalah mengembangkan proses hujan ke seluruh daerah di dalam
awan. Bahan semai yang digunakan adalah bahan yang memiliki sifat higroskopik
dalam bentuk super fine powder (berbentuk serbuk yang berukuran sangat halus),
paling sering digunakan adalah NaCl, atau bisa juga berupa CaCl 2 atau Urea
(Nasution, 2004; Ben dan Fanar, 1997).
II.5
Perkembangan Model Cuaca
II.5.1 Perkembangan Model Iklim Global
Perkembangan model iklim menurut Hadley Center for Climate Prediction and
Research tahun 1999, dimulai sejak tahun 1975 dengan model iklim yang masih
sangat sederhana yang mencakup satu komponen yaitu atmosfer saja. Kemudian
perkembangan terjadi di tahun 1985 untuk dua komponen yaitu atmosfer dan
22
permukaan tanah, dan pada tahun-tahun terakhir (2000-hingga saat ini) model
iklim hampir mencakup seluruh komponen sistem iklim yaitu atmosfer, laut,
permukaan tanah, kriosfer dan kimia atmosfer.
Model WRF merupakan pengembangan dari generasi terkini model skala meso
dari peramalan dan sistem asimilasi data, yang lebih memberikan pemahaman dan
peramalan mengenai sistem skala meso tentang perubahan iklim. Dalam hal ini
model akan menyertakan teknik asimilasi dan klasifikasi data lebih lanjut, tentang
skala meso dari perubahan iklim yang aplikasinya mempunyai cakupan luas dari
suatu riset ke operasional peramalan. Model ini lebih jauh merupakan
pengembangan dari model skala meso sebelumnya antara lain yaitu; seperti model
Global Climate Model (GCM), Commonwealth Scientific and Industrial Resarch
Organisation-Australia (CSIRO), Division of Atmospheric Research Limited Area
Model (DARLAM), High Resolution Limited Area Modeling (HIRLAM),
Aviation Model Forecast (AVN), Medium Range Forecats (MRF), Model skala
meso Mesoscale Model 5 (MM5), National Center for Environmental Prediction)
(NCEP) dan The Rapid Update Cycle (RUC).
Perkembangan awal model skala meso WRF versi pertama (WRF 1.0) pada 30
November 2000. Sejumlah besar organisasi
yang sedang mengambil bagian
merancang WRF, antara lain: Microscale Division Meteorologi Pusat nasional
untuk Riset angkasa (NCAR/MM5), Pusat nasional untuk Ramalan Lingkungan
(NOAA/NCEP), Laboratorium Sistem Peramalan (NOAA/FSL), Universitas
Oklahoma divisi Pusat Analisis dan Ramalan Badai (KOPIAH) dan Agen Cuaca
Angkatan Udara U.S.(AFWA). Peserta tambahan meliputi Laboratorium
Dinamika
fluida
yang
berhubungan
dengan
geofisika
(NOAA/GFDL),
Laboratorium Badai nasional (NOAA/NSSL) (Michalakes, 2000; Michalakes et
al., 1999).
Aplikasi model WRF menurut Michalakes et al. (1999) dan Skamarock et al.
(2005) cukup luas, yaitu mencakup: proses mikrofisika (microphysics),
parameterisasi awan cumulus (cumulus parameterization), lapisan batas atmosfer
23
(planetary boundary layer), lapisan permukaan (surface layer), radiasi gelombang
panjang (longwave radiation), radiasi gelombang pendek (shortwave radiation),
Sub-grid turbulensi (sub-grid turbulence), penggunaan lahan kategori penentuan
kekayaan permukaan. Sebagaimana dalam model Eta disebutkan bahwa
parameterisasi cumulus bukan masalah sederhana dan sangat sulit untuk
memprediksi lokasi dan gerakan konveksi. Hal ini menyangkut perbedaan sifat
konveksi di daerah pegunungan maupun di lautan (Black et al., 2002; De
Beauville dan Pontikis, 1998; Staudenmaier, 1996).
Dalam penelitianya Guo et al. (2006) dan Chungang dan Guo (2006) mempelajari
efek dinamik dan mikrofisika dari model persemaian awan dengan perbandingan
antara bahan penyemai silver iodida (AgI) dan karbon dioksida cair (zat cair CO2)
yang dibangun dalam model 3D (tiga dimensi). Syarat awal model didasarkan
pada data rawinsonde dari stasiun Pinliang China bagian barat pada 20 April
2001. Hasil model menunjukan terjadinya proses persemaian oleh kedua bahan
penyemai terhadap sel-sel awan, sedemikian sehingga terbentuk inti kondensasi
awan lebih banyak yang memungkinkan untuk menghasilkan efek dinamis dan
pengendapan jauh lebih kuat dengan pembentukan banyak sel-sel konvektif baru
pada yang tingkat rendah di dalam awan-awan yang ditaburi benih.
II.5.2 Perkembangan Model Iklim di Indonesia
Pemodelan awan dilintang menengah sudah cukup maju meskipun hasilnya belum
memuaskan, namun perkembangan model awan di Indonesia masih sangat
ketinggalan, sehingga perlu banyak dikaji dan dirancang pemodelan awan yang
sesuai dengan daerah tropis khususnya di Indonesia. Hal ini merupakan peluang
yang cukup baik untuk dikaji mengingat besarnya tantangan yang dihadapi
menyangkut kerumitan dan kekomplekan iklim di Benua Maritim Indonesia
(BMI). Sebagaimana ditunjukan oleh Wolters et al. (1995) bahwa dalam setiap
model atmosfer modern akan mencakup dua komponen yaitu komponen dinamik
yang membahas persamaan gerak dan komponen fisik meliputi skema radiasi,
skema lapisan batas, skema parameterisasi permukaan, skema konveksi dan
24
skema hujan skala besar. Komponen lain berupa pemodelan awan, pemodelan
kriosfer dan pemodelan interaksi atmosfer laut.
Beberapa penelitian yang terkait dengan model dinamika awan sebagaimana di
atas sudah banyak dilakukan, terutama untuk daerah lintang tinggi. Adapun untuk
daerah tropis penelitian semacam ini masih jarang dilakukan, sebagaimana yang
dilakukan oleh peneliti sains atmosfer dari LAPAN dengan menggunakan model
area terbatas Division of Atmospheric Research Limited Area Model (DARLAM),
GCM dalam Atmopheric Model Intercomparison Project 2 (AMIP 2), disini
cenderung dilakukan penelitian mengenai ketepatan penggunaan skema konveksi
terhadap variabilitas curah hujan untuk lokasi tertentu (Juaeni et al., 2008).
Perkembangan penelitian dan peramalan cuaca terkini cenderung digunakan untuk
pengamatan dinamika dan proses fisis atmosfer adalah model Weather Research
and Forecast (WRF), dimana model WRF adalah suatu usaha multi-Institusional
yang mengembangkan suatu sistem asimilasi data skala meso dan peramalan yang
lebih akurat, efisien dan ter-skalakan (Michalakes et al., 1999).
Peningkatan sumber daya dan kemampuan komputasi di tahun-tahun terakhir,
memungkinkan aplikasi model iklim ke permasalahan yang secara langsung
berhubungan dengan peran awan di dalam sistem atmosfer. Hal ini terutama
model yang relevan untuk daerah tropis, sebab efek adiabatik yang berhubungan
dengan proses awan hanya dapat dilakukan dengan model besar atau terkini yang
bergantung pada parameterisasi ter-skala (Grabowski, 1999). Hal ini yang akan
dilakukan dalam penelitian ini, karena perubahan dinamika awan berlangsung
sangat cepat maka dalam penelitian ini akan dikhususkan pada area penelitian,
yaitu meliputi DKI-Jakarta. Berkaitan dengan penelitian ini, komponen
pemodelan awan difokuskan pada model yang berhubungan dengan curah hujan
sebagai evaluasi efektivitas teknologi modifikasi cuaca. Hal tersebut merupakan
salah satu komponen penting dalam model iklim, baik ditinjau dari segi
makrofisika dan mikrofisikanya. Peningkatan resolusi dan parameterisasi yang
tepat pada pemodelan awan sangat mendukung pada setiap model atmosfer
(Takeda, 1966; Takeda, 1971; Seifert dan Beheng, 2001).
25
Karakteristik Banjir
Jakarta
Pola curah hujan tropis
2.
Obyek
1
No.
Kajian dinamika atmosfer
dari aktivitas pergerakan
MJO, cold surge dan IOD
saat kejadian banjir Jakarta
tahun 2007.
Analisis dinamika atmosfer fenomena banjir
DKI Jakarta tahun 2007 (Wu et. al., 2007;
Syamsudin, 2007).
26
Pola dan sifat hujan konveksi dari awal berupa
hujan deras dan diakhiri gerimis (Tjasyono et
al., 2008; Houze et. al., 1981; Reinking, 1995;
Smith, 2003; Andrieu et.al., 1996).
Kecepatan angin (v) pada
musim kemarau v< 6 ms-1
arah komponen meridional
lemah, dalam musim
penghujan v> 6 ms-1 arah
dominant utara di daerah
monsun.
Periode hujan konveksi
terjadi setelah radiasi
matahari maksimum, terjadi
setelah jam 21.00 wib.
Korelasi antara daerah
genangan dengan data
estimasi awan, serta analisis
dinamika atmosfer banjir
DKI Jakarta tahun 2002.
Analisis daerah potensi banjir didasarkan pada
integrasi antara data estimasi awan yang
berpeluang hujan lebat harian dan daerah
genangan. Karakteristik banjir tahun 2002
disebabkan curah hujan ekstrim (Zubaidah et al.,
2005; Nugroho, 2002).
Konveksi skala besar selama periode monsun
aktif menyebabkan variabilitas curah hujan,
perubahan musim ditandai dengan perubahan
kecepatan dan arah angin (Johnson dan Houze,
1987; Hashiguchi et al., 1996)
Identifikasi Masalah
Perkembangan Penelitian
Tabel II.1 Ringkasan Tinjauan Pustaka
Analisis pola dan sifat
fisis hujan konveksi.
Posisi Penelitian dan
Kontribusinya
Menunjukan daerah
genangan yang berpotensi
banjir, adanya pusat
tekanan rendah di atas
Selat Sunda dan di
Samudera Hindia sebagai
prekursor banjir di Jakarta.
Analisis banjir Jakarta
tahun 2007 disebabkan
oleh kehadiran cold surge,
fase aktif MJO serta
pembentukan awan
konvektif
Menunjukan sifat-sifat
angin pada periode
monsun yang
menyebabkan terjadinya
variabilitas curah hujan
tropis.
Ilustrasi awan hujan
Teknologi Modifikasi
Cuaca
3
4.
Analisis fisis kejadian hujan
ditinjau dari proses makro
dan mikrofisika, yang
dimulai dari proses updraft.
Perhitungan jumlah total air
yang masuk ke DKI-Jakarta
saat kejadian banjir akibat
curah hujan ekstrim.
27
Modifikasi cuaca adalah suatu usaha untuk
menambah/meningkatkan curah hujan disuatu
daerah target. Untuk mengetahui
keberhasilanya dapat dilakukan evaluasi dan
validasi guna menghitung banyaknya curah
hujan tambahan yang dihasilkan (Ben and
Fanar, 1997; Segal et al., 2004).
Evaluasi dan validasi hasil
teknologi modifikasi cuaca
sistem dinamis dengan
pendekatan statistik dan
pengukuran didaerah
penelitian dengan
menghitung tinggi muka air.
Kegunaan proses dinamika awan hujan Kajian dinamika awan dari
menjadi sangat penting untuk dikaji, sebagai proses mikrofisika untuk
tinjauan teoritis dalam menganalisis perubahan analisis curah hujan ekstrim.
pola fluktuasi curah hujan (Mason, 1969; De
Beauville dan Pontikis, 1998; Grabowski,
1999; Birmili et al., 1999).
Terjadinya hujan dimulai dengan proses
kenaikan udara lembap sehingga mengalami
pendinginan, kemudian mengalami kondensasi
menjadi butir-butir air yang selanjutnya akan
terkumpul membentuk awan (Castellano et al.,
2004).
Tabel II.1 Lanjutan
Faktor utama banjir di DKI Jakarta adalah
hujan lebat dalam waktu lama, ditambah
kenaikan debit sungai ciliwung, pesanggrahan
dan sunter (Liong et. al., 2004)
Teknik evaluasi dan
validasi hasil teknologi
hujan buatan sistem
dinamis.
Representasi teoritis
dinamika awan hujan
secara umum.
Model prediksi fenomena
banjir DKI-Jakarta akibat
curah hujan ekstrim
dengan analisis model
ANFIS dan dinamik.
Pengenalan proses fisis
kejadian hujan baik
teoritis maupun
eksperimen.
5.
Karakteristik Awan
Semai
28
Pengelompokan jenis-jenis awan berdasarkan
karakteristik dan ketinggian dan sistem awan
konvektif ditunjukan oleh; Rogers (1979);
Birmili et al. (1996); Borys et al. (2000).
Pengelompokan awan cumulonimbus menjadi
single, super cell dan multi cell dalam suatu
Mesoscale Convective System (MCS)
ditunjukan oleh Houze et. al. (1981);
Chaudhry et al. (1996).
Kontraversi penerapan TMC sistem statis
melalui teknologi Ground Based Generator
(GBG) diharapkan mampu mengurangi
intensitas curah hujan ekstrim (Tikno, 2000;
Haryanto, 2007).
Table II.1 Lanjutan
Hasil perolehan peningkatan curah hujan
dengan teknologi modifikasi cuaca
diperkirakan mencapai 10% dari curah hujan
alam (Griffith and Solak, 2002; Solak et al.,
2002; Fukuta et al., 2000; Bigg 1997;Ben and
Fanar, 1997; Tikno, 2000).
Kajian ilmiah TMC sistem dinamis, dengan
model skala meso dikembangkan oleh
Chungang dan Guo (2007) dan Guo et al.
(2006) dengan penyemai AgI.
Teknik pengelompokan
awan berdasarkan
ketinggian dan
karakteristinya.
Teknik pengelompokan
awan cumulonimbus
menjadi suatu MesoScale
Convective System (MCS)
dan Mesoscale Convective
Complex (MSCC).
Evaluasi dan validasi TMC
dinamis baik di dunia
maupun di Indonesia dapat
meningkatkan capaian
hampir 10 % dari curah
hujan alam.
Validasi dengan simulasi
model skala meso WRF
(Weather Research &
Forecast) dihasilkan dasar
ilmiah TMC dinamis.
Pengembangan TMC statis
di Indonesia dengan
penerapan teknologi GBG
dalam taraf eksperimen
Kepastian dasar ilmiah
baik model maupun
experimen menunjukan
TMC dinamis lebih
diterima existensinya.
Dasar ilmiah yang belum
tersedia, serta data
pendukung untuk validasi
yang masih kurang
sehingga menimbulkan
kontraversi dimasyarakat.
Tiga jenis kelompok awan
berdasarkan ketinggian
yaitu awan rendah,
menengah dan tinggi.
Spesifikasi awan lokal
yang menyebabkan badai
guruh (thunderstorm) dan
hujan deras.
Perhitungan teknik
evaluasi dan validasi hasil
teknologi hujan buatan
sistem dinamis.
6
Perkembangan Model
Iklim dan Cuaca
Perkembangan model yang
telah diuji cobakan di
Indonesia meliputi
DARLAM, GCM, MM5
dan WRF
Pemodelan awan dilintang menengah sudah
cukup maju meskipun hasilnya belum
memuaskan, namun perkembangan model
awan di Indonesia masih sangat ketinggalan
(Wolters et al.,1995; Juaeni et al., 2008).
29
Model awal mulai dari
(Global Climate Model)
GCM, (Division of
Atmospheric Research
Limited Area Model)
DARLAM, (Mesoscale
Model 5) MM5 hingga
model terbarukan (Weather
Research & Forecast) WRF.
Karakteristik hujan awan
dingin dan awan panas
dibedakan melalui
perbedaan suhu lingkungan
Jenis awan target yaitu awan
cumulus aktif dengan teknik
penempatan bahan
penyemai pada titik target.
Berdasarkan suhu lingkungan fisik atmosfer
dimana awan tersebut berkembang, awan
dibedakan atas awan dingin (cold cloud) dan
awan hangat (warm cloud) dan pemilhan jenis
bahan penyemai (Costa et al., 2000; Nasution,
2004; Ben dan Fanar, 1997).
Perkembangan model iklim Global dimulai
Sejas tahun 1975 hingga akhir tahun 2000 an.
Dari prinsip sederhana hingga komplek yang
mencakup seluruh komponen sistem iklim
yaitu atmosfer, laut, permukaan tanah, kriosfer
dan kimia atmosfer (Black et al., 2002;
Staudenmaier, 1996; Michalakes, 2000;
Michalakes et al., 1999; Skamarock et al.,
2005).
Tabel II.1 Lanjutan
Karakteristik awan yang menjadi target
penyemaian yang dianalisis melalui model
maupun eksperimen dilakukan oleh Guo et al.
(2006); Nasution (2004); Haryanto (2007).
Model regional (Weather
Research & Forecast)
WRF merupakan model
skala meso yang masih
dikembangkan.
Secara spesifik model
iklim terbarukan saat ini
yaitu model regional
(Weather Research &
Forecast) WRF yang
merupakan model skala
meso.
Spesifikasi awan semai
menjadi tiga yaitu Strato
Cumulus (Sc),
Cumulonimbus (Cb) dan
Cumulus (Cu).
Pemilihan bahan semai
yang sesuai untuk jenis
awan supaya diperoleh
hasil penyemaian sesuai
harapan.