Pengantar Meteorogi Sebuah Ringkasan Versi 0.0
I Wayan Sudiarta, Ph.D dan Tim Mahasiswa
Program Studi Fisika Fakultas Matematika dan Ilmu Pengetahuan Alam Universitas Mataram Juni 15, 2013
ii
Buat semua Mahasiswa pecinta alam yang tidak hanya mengetahui tetapi juga memahami indahnya alam semesta
Daftar Isi Kata Pengantar . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Ucapan Terima Kasih . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
vii ix
1 Atmosfer Bagi Kehidupan 1.1 Definisi . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 1.2 Komposisi Atmosfer . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 1.3 Struktur Vertikal Atmosfer . . . . . . . . . . . . . . . . .
1 2 2 3
2 Unsur Cuaca dan Iklim 2.1 Suhu Udara . . . . . . . . . . . 2.2 Kelembaban udara . . . . . . . 2.3 Curah Hujan . . . . . . . . . . . 2.4 Tekanan Atmosfer . . . . . . . . 2.5 Angin . . . . . . . . . . . . . . . 2.6 Embun, Kabut, dan Perawanan 2.6.1 Embun . . . . . . . . . . 2.6.2 Kabut . . . . . . . . . . . 2.6.3 Perawanan . . . . . . . .
. . . . . . . . .
. . . . . . . . .
. . . . . . . . .
. . . . . . . . .
. . . . . . . . .
. . . . . . . . .
. . . . . . . . .
. . . . . . . . .
. . . . . . . . .
. . . . . . . . .
. . . . . . . . .
. . . . . . . . .
. . . . . . . . .
. . . . . . . . .
. . . . . . . . .
5 5 6 7 8 8 11 11 11 12
3 Massa Udara 3.1 Pengidentifikasikan Massa Udara . . . 3.2 Penggolongan Massa Udara . . . . . . . 3.3 Daerah Konvergensi InterTropis (DKIT) 3.4 Front . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
. . . .
. . . .
. . . .
. . . .
. . . .
. . . .
. . . .
. . . .
. . . .
. . . .
13 13 15 16 17
4 Radiasi Matahari dan Bumi 4.1 Mathari dan Bumi . . . . . . . . . . 4.2 Sifat radiasi elektromagnetik . . . . 4.3 Konstanta Matahari . . . . . . . . . 4.4 Distribusi Spektra Radiasi Matahari 4.5 Adsorbsi pada Langit Tak Berawan .
. . . . .
. . . . .
. . . . .
. . . . .
. . . . .
. . . . .
. . . . .
. . . . .
. . . . .
. . . . .
19 19 19 20 21 21
. . . . . . .
23 23 23 24 24 24 25 25
. . . . .
. . . . .
5 Sirkulasi Umum Atmosfer dan Angin Lokal 5.1 Mekanisme Angin . . . . . . . . . . . . . . . 5.2 Sirkulasi Atmosfer Meridional . . . . . . . 5.3 Sirkulasi Atmosfer Zonal . . . . . . . . . . . 5.4 Monsun . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 5.5 Konveksi Troposfer . . . . . . . . . . . . . . 5.6 Angin Foehn . . . . . . . . . . . . . . . . . . 5.7 Angin Lokal . . . . . . . . . . . . . . . . . .
. . . . . . .
. . . . . . .
. . . . . . .
. . . . . . .
. . . . . . .
. . . . . . .
. . . . . . .
iv
Daftar Isi 5.8 Aerojet . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 5.9 Interaksi Atmosfer-laut dan Gejala El-Nino . . . . . . . .
6 Siklon Tropis 6.1 Pendahuluan . . . . . . . . . . . . . 6.2 Nama Siklon Tropis . . . . . . . . . . 6.3 Lokasi Siklon Tropis . . . . . . . . . 6.4 Syarat Siklon Tropis . . . . . . . . . 6.5 Sebaran Angin pada Siklon Tropis . 6.6 Sebaran Suhu dalam Siklon Tropis . 6.7 Sebaran Kelembapan dan Endapan 6.8 Pelenyapan siklon tropis . . . . . . . 6.9 Pengamatan Siklon Tropis . . . . . .
26 26
. . . . . . . . .
27 27 27 28 28 29 30 31 31 32
7 Fisika Awan dan Hujan 7.1 Klasifikasi Awan . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
35 35
8 Modifikasi Cuaca 8.1 Sejarah Modifikasi Cuaca . . . . . . 8.2 Tujuan Modifikasi Cuaca . . . . . . . 8.3 Percobaan Hujan Buatan . . . . . . . 8.4 Menara Dispenser . . . . . . . . . . . 8.5 Teknologi Modifikasi Cuaca . . . . . 8.5.1 Peranan Aerosol Besar . . . . 8.5.2 Kelembapan Kritis Garam . . 8.5.3 Teknologi Hujan Rangsangan
. . . . . . . . .
. . . . . . . . .
. . . . . . . . .
. . . . . . . . .
. . . . . . . . .
. . . . . . . . .
. . . . . . . . .
. . . . . . . . .
. . . . . . . . .
. . . . . . . . .
. . . . . . . . .
. . . . . . . .
. . . . . . . .
. . . . . . . .
. . . . . . . .
. . . . . . . .
. . . . . . . .
. . . . . . . .
. . . . . . . .
. . . . . . . .
. . . . . . . .
. . . . . . . .
45 45 45 46 46 47 47 47 47
9 Klasifikasi Iklim 9.1 Pendekatan klasifikasi iklim . . . . . . 9.2 Klasifikasi koeppen . . . . . . . . . . . . 9.2.1 Iklim utama . . . . . . . . . . . . 9.2.2 Batas antara jenis iklim . . . . . 9.2.3 Distribusi iklim secara geografis 9.3 Klasifikasi iklim Thornthwaite . . . . .
. . . . . .
. . . . . .
. . . . . .
. . . . . .
. . . . . .
. . . . . .
. . . . . .
. . . . . .
. . . . . .
. . . . . .
51 51 52 52 52 54 54
. . . . .
57 57 58 58 59 59
. . . . . . . .
10 Iklim dan Manusia 10.1 Cuaca dan Kesehatan . . . . . . . . . . . . . . . . 10.2 Suhu Indera . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 10.3 Estimasi Empiris Dari Perasaan Fisik . . . . . . 10.4 Pengaruh Iklim Terhadap Kesehatan Manusia . 10.4.1 Pengaruh iklim yang merugikan manusia
. . . . .
. . . . .
. . . . .
. . . . .
v
Daftar Isi 10.4.2 Pengaruh iklim yang berfaedah bagi manusia . . 10.5 Iklim dan Penyakit . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 10.6 Aklimatisasi . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 11 Meteorologi Pencemaran Udara 11.1 Pencemaran Udara . . . . . . . . . . . . . 11.2 Masalah Pencemaran Udara . . . . . . . . 11.3 Sumber Pencemaran Udara . . . . . . . . 11.4 Partikulat . . . . . . . . . . . . . . . . . . 11.4.1 Karbon monoksida (CO) . . . . . . 11.4.2 Oksida Sulfur (SO) . . . . . . . . . 11.4.3 Oksida Nitrogen (NO) . . . . . . . 11.4.4 Hidrokarbon . . . . . . . . . . . . . 11.5 Parameter Meteorologi terhdap Pencemar 11.5.1 Angin . . . . . . . . . . . . . . . . . 11.5.2 Gradien Suhu Vertikal . . . . . . . 11.5.3 Tinggi Campuran . . . . . . . . . . 11.5.4 Curah Hujan . . . . . . . . . . . . . 11.5.5 Kabut . . . . . . . . . . . . . . . . . 11.5.6 Radiasi Matahari . . . . . . . . . . 11.6 Faktor Angin Dalam Dispersi Pencemar . 11.7 Tinggi Campuran . . . . . . . . . . . . . . 11.8 Stabilitas Atmosfer . . . . . . . . . . . . . 11.9 Jenis Kepulan Asap . . . . . . . . . . . . . 11.10Jenis Sumber Pencemaran . . . . . . . . . 11.11Persamaan Kepulan Asap Bentuk Umum
. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
60 61 61 63 63 63 64 65 66 66 66 67 67 67 67 68 68 68 68 68 69 70 70 71 71
12 Cuaca dan Iklim dalam Transportasi 12.1 Penerapan Klimatologi dalam Penerbangan . . . . . . . . 12.2 Factor Cuaca Dalam Penerbangan . . . . . . . . . . . . . 12.3 Pengaruh Bukit dan Gunung . . . . . . . . . . . . . . . . 12.4 Pengaruh Unsur Cuaca dan Iklim Terhadap Pesawat Terbang . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 12.5 Pertumbuhan Badai Guruh . . . . . . . . . . . . . . . . .
73 73 73 75
13 Klimatologi Bangunan 13.1 Pendahuluan . . . . . 13.2 Pertimbangan Panas 13.3 Ventilasi dan Angin . 13.4 Sinar Matahari . . . 13.5 Curah Hujan . . . . .
79 79 80 80 81 81
. . . . .
. . . . .
. . . . .
. . . . .
. . . . .
. . . . .
. . . . .
. . . . .
. . . . .
. . . . .
. . . . .
. . . . .
. . . . .
. . . . .
. . . . .
. . . . .
. . . . .
. . . . .
. . . . .
. . . . .
. . . . .
75 77
vi
Daftar Isi 13.6 Iklim Tapak Bangunan . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
14 Perubahan Iklim 14.1 Teori perubahan iklim . . . . . . . . . . . . . . . . . 14.1.1 Teori geologi . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 14.1.2 Teori astronomi . . . . . . . . . . . . . . . . . 14.1.3 Teori karbondioksida . . . . . . . . . . . . . . 14.2 Pembentukan Dan Penipisan Ozonosfer . . . . . . . 14.2.1 Pembentukan Ozonosfer . . . . . . . . . . . . 14.2.2 Penipisan Ozonosfer . . . . . . . . . . . . . . 14.3 Efek Gas Rumah Kaca Dan Aerosol Terhadap Iklim 14.3.1 Gas Rumah Kaca . . . . . . . . . . . . . . . . 14.3.2 Aerosol . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 14.3.3 Daur Pencemar Penyebab Hujan Asam . . . 14.4 Dampak aktivitas manusia pada iklim . . . . . . . . 14.5 Hubungan antara manusia dan cuaca . . . . . . . .
. . . . . . . . . . . . .
. . . . . . . . . . . . .
. . . . . . . . . . . . .
81 85 85 85 86 86 86 86 87 87 87 88 88 89 89
15 Alat Klimatologi
91
Daftar Pustaka
99
Kata Pengantar Tim Penulis bersyukur kepada Tuhan Yang Maha Esa atas waktu dan kesempatan mempelajari ilmu meteorologi yang kami jumpai seharihari. Semoga dengan mempelajari meteorologi kami lebih mengerti indahnya ciptaan Tuhan. Buku ini berawal dari sebuah kompilasi hasil dari tugas meringkas buku Tjasyono (1999) yang dilakukan oleh mahasiswa-mahasiswa fisika angkatan 2010 yang mengikuti kuliah pengantar meteorologi. Revisi dan penyempurnaan dilakukan oleh I Wayan Sudiarta sehingga buku ini tidak melanggar hak cipta serta lebih update. Dokumen versi 0.1 ini masih penuh dengan materi yang diambil langsung dari buku Tjasyono (1999) jadi belum memenuhi syarat publikasi. Mohon jangan disebar luaskan! Ini hanya untuk kalangan sendiri. Buku ini timbul untuk menutupi kekurangan buku meteorologi di Universitas Mataram. Kami ingin memberikan pemahaman konsep konsep-konsep fisika dalam menjelaskan fenomena-fenomena atmosfer. Ilmu meteorologi merupakan ilmu alam yang memerlukan pemahaman berbagai konsep fisika. Koneksi antara konsep fisika yang satu dengan konsep fisika yang lain perlu diperhatikan. Buku ini dibuat sesederhana mungkin agar mudah dipahami dan diaplikasikan. Diawali dari konsep-konsep dasar, terutama tentang istilah-istilah/definisi-definisi yang digunakan. Terima kasih penulis ucapkan kepada semua pihak yang telah membantu menyempurnakan buku ini. Terima kasih. Tim Penulis
Ucapan Terima Kasih Penulis bersyukur kepada Tuhan Yang Maha Esa atas energi dan serta kesehatan yang diberikan sehingga buku ini dapat diselesaikan. Penulisan buku ini tentunya tidak bisa dilakukan tanpa bantuan banyak pihak. Penulis berterima kasih kepada mahasiswa-mahasiswa angkatan 2010 yang mengikuti kuliah pengantar meteorologi yaitu: Irya Malathamaya, Syifa Az Zahra, Siti Maemunah, Siti Maemunah, Samsul Bahri, Lina Yuliana, Nurul Hidayat, Patimatuzzohrah, M. Yuspian Alfi, I Komang Arya M, Lisa Agustina, Nina Septi Charisma Dara, Nopriadi, Karisma Andri Mulyana, Marenda Dwi Jatmiko, Annisa Rona Niary Saputri, Desak Putu Devi Yonita, Cristian Budi Satria, Wahyu Lailatul Q, Taufik Hidayat.
Cinta Kasih untuk Semua. Penulis
1
Atmosfer Bagi Kehidupan Manusia dapat bertahan sampai satu hari tanpa air di daerah gurun yang paling panas, tetapi tanpa atmosfer manusia hanya dapat bertahan beberapa menit saja. Atmosfer terutama biosfer yang berada di sekeliling kita mempunyai karakteristik tertentu dalam hal suhu, kelembapan, kecepatan, dan arah angin, curah hujan, dan sebagainya. Oleh karena itu perlu dipahami berbagai unsur iklim tersebut agar kita dapat merencanakan rencana yang telah dijadwalkan. Banyak kegagalan kegiatan manusia yang disebabkan oleh unsur cuaca dan iklim. Berbagai pertimbangan yang menyebabkan ilmuwan tertarik mengkaji atmosfer bumi, diantaranya adalah 1. Atmosfer melindungi penghuni bumi dari radiasi gelombang pendek matahari yang sangat kuat. Jika tidak ada atmosfer maka manusia, tetumbuhan, dan hewan akan jadi debu berserakan. 2. Banyak gejala atmosfer yang menarik dan perlu dikaji, misalnya terjadi awan dan hujan, badai guruh, badai tropis, perubahan iklim, dan sebagainya. 3. Atmosfer sebagai sumber alam yang perlu dieksplorasi dan diksplotasi, misalnya teknologi hujan buatan, memanfaatkan energy angin dan sebagainya. 4. Atmosfer sebagai media transportasi udara yang peka terhadap cuaca. Awan cumulonimbus (cb) merupakan jalan maut bagi dunia penerbangan dan harus dihindari. 5. Atmosfer sebagai tempat pembuangan zat pencemar, diantara zat tersebut ada yang berbahaya dan beracun bagi manusia.
2
Atmosfer Bagi Kehidupan
1.1 Definisi Klimatologi, seperti halnya meteorologi, yaitu ilmu tentang atmosfer. Meteorologi menitikberatkan pada atmosfer, sedangkan klimatologi terutama berkaitan dengan hasil proses tersebut. Atmosfer berasal dari dua kata Yunani, yaitu atmos yang berarti uap dan sphaira yang berarti bulatan. Jadi atmosfer dapat diartikan sebagai lapisan gas yang menyelubungi bulatan bumi. Keadaan atmosfer pada suatu saat disebut cuaca, sedangkan perubahan rata-rata dari cuaca dalam periode yang panjang disebut iklim. Meteorologi berasal dari kata Yunani, yaitu meteoros, yang artinya benda yang ada di dalam udara da logos artinya ilmu atau kajian. Jadi meteorology didefinisikan sebagai ilmu yang mempelajari proses fisis dan gejala cuaca yang terjadi di dalam atmosfer pada lapisan bawah, yaitu troposfer. Kajian meteorology diperlukan dalam pembangunan irigasi, objek pariwisata, tempat peristirahatan, perkebunan, perikanan, lapangan terbang, pelayaran, proyek industri, dan sebagainya. Klimatologi berasal dari kombinasi dua kata Yunani, yaitu klima yang diartikan sebagai kemiringan (slope) bumi yang mengarah pada pengertian lintang tempat, dan logos yang diartikan sebagai ilmu. Jadi klomatologi didefinisakan sebagai yang mencari gambaran dan pejelasan sifat iklim, mengapa iklim di berbagai tempat di bumi berbeda, dan bagaimana kaitan antara iklim dan aktivitas manusia. Klimatologi dapat juga didefinisikan sebagai ilmi yang mempelajari jenis iklim dimuka bumi dan factor penyebabnya. Karena klimatologi mencakup interpretasi dan koleksi data pengamatan maka ilmu ini memerlukan teknik statistik.
1.2 Komposisi Atmosfer Atmosfer penting bagi kehidupan di bumi karena tanpa atmosfer, maka manusia, hewan, dan tumbuhan tidak dapat hidup. Atmosfer juga bertindak sebagai pelindung kehidupan di bumi dari radiasi matahari yang kuat pada siang hari dan mencegah hilangnya panas ke ruang angkasa pada malam hari. Sangat beruntung bahwa atmosfer menyebabkan hambatan bagi benda yang bergerak melaluinya sehingga sebagian meteor yang melalui atmosfer akan menjai panas dan hancur sebelum mencapai permukaan bumi. Lapisan atmosfer merupakan campuran dari gas yang tidak tampak dan tidak berwarna. Empat gas, yaitu nitrogen, oksigen, argon,
Struktur Vertikal Atmosfer
3
dan karbon dioksida meliputi hampir seratus persen dari volume udara kering, Gas lain yang stabil adalah, neon, helium, metana, krypton, hydrogen, xenon dan yang kurang stabil termasuk ozon dan radon juga terdapat di atmosfer dala jumlah yang sangat kecil.
1.3 Struktur Vertikal Atmosfer Jika suhu dipakai sebagai dasar pembagian atmosfer, maka diperoleh lapisan troposfer, stratosfer, mesosfer, dan termosfer. Lapisan troposfer dan stratosfer dipisahkan oleh lapisan tropopause. Lapisan stratosfer dan mesosfer dibatasi oleh lapisan stratopause dan batas antara lapisan mesosfer dengan termosfer disebut lapisan mesopause. Gejala cuaca (awan dan hujan) terjadi di lapisan troposfer. Pada troposfer terdapat penurunan suhu yang disebabkan oleh sangat sedikitnya troposfer menyerap radiasi gelombang pendek dari matahari, sebaliknya permukaan tanah memberikan panas pada lapisan troposfer yang terletak di atasnya melalui konduksi, konveksi dan panas laten kondensasi atau sublimasi yang dilepaskan oleh uap air atmosfer. Lapisan atmosfer di atas tropopause disebut stratosfer. Kenaikan suhu pada lapisan stratosfer disebabkan oleh lapisan ozonosfer yang menyerap radiasi ultraviolet dari matahari. Stratosfer merupakan lapisan inversi (inversion) sehingga pertukaran antara stratosfer dan trofosfer melalui tropopause sangat kecil. Batas atas stratosfer dibatasi oleh permukaan diskontinuitas suhu yang disebut stratopause. Stratopause terletak pada ketinggian 60 km dengan orde suhu 0o C. Lapisan diatas stratopause disebut mesosfer yang terletak antara ketinggian 60 dan 85 km. lapisan mesosfer ditandai dengan penurunan orde 0, 4o C setiap 100 m. karena lapisan mesosfer mempunyai keseimbangan radiasi yang negative. Bagian atas mesosfer dibatasi oleh mesopause yang rendah kira-kira −100o C. mesopause terletak pada ketinggian sekitar 85 km. Diatas mesopause terdapat lapisan termosfer terletak antara ketinggian 85 dan 300 km yang ditandai dengan kenaikan suhu dari −100o C sampai ratusan bahkan ribuan derajat. Suhu termopause adalah konstan terhadap ketinggian tetapi berubah dengan waktu yaitu dengan insolasi (incoming solar radiation). Suhu pada malam hari berkisar antara 300 dan 1200oC dan pada siang hari berkisar antara 700 dan 1700oC.
2
Unsur Cuaca dan Iklim
Unsur cuaca dan iklim utama seperti suhu udara, kelembaban udara, curah hujan, tekanan udara, angin, durasi penyinaran matahari. Faktor yang mempengaruhi unsur iklim sehingga membedakan iklim di suatu tempat dengan iklim di tempat lain disebut kendali iklim. Beberapa kendali iklim seperti matahari, distribusi darat dan air, sel semi permanen tekanan tinggi dan rendah, massa udara, pegunungan, arus laut, dan badai.
2.1 Suhu Udara Suhu udara berubah sesuai dengan tempat. Tempat yang terbuka, suhunya berbeda dengan tempat yang bergedung, demikian pula suhu di ladang berumput berbeda dengan lading yang di bajak. Secara fisis suhu udara dapat didefinisikan sebagai tingkat gerakan molekul benda, makin cepat gerakan molekul, makin tinggi suhunya. Suhu juga dapat didefinisikan sebagai tingkat panas suatu benda. Skala yang sering dipakai dalam pengukuran suhu udara adalah skala Fahrenheit yang dipakai di negara Inggris dan skala Celcius yang dipakai oleh sebagian besar negara di dunia. Suhu Fahrenheit dapat diubah menjadi derajat Celcius dengan persamaan berikut: 5 C = (F − 32) (2.1) 9 9 F = C + 32 (2.2) 5 Dalam beberapa penerapan, skala Kelvin atau skala suhu mutlak sering dipakai. Nilai setiap derajat pada skala mutlak sama dengan derajat Celcius ditambah 273. Suhu udara berubah sesuai dengan tempat dan waktu. Suhu maksimum terjadi sesudah tengah hari, biasanya antara jam 12.00 dan jam
6
Unsur Cuaca dan Iklim
14.00 dan suhu minimum terjadi pada jam 06.00 atau sekitar matahari terbit. Suhu udara harian rata-rata didefinisikan sebagai rata-rata pengamatan selama 24 jam (satu hari) yang dilakukan tiap jam. Di Indonesia suhu harian rata-rata dapat dihitung dengan persamaan: 2T7 + T13 + T18 (2.3) 4 di mana T adalah suhu harian rata-rata, dan T7 , T13 , T18 adalah suhu udara pada jam 7.00, jam 13.00, dan jam 18.00. Suhu bulanan rata-rata ialah jumlah dari suhu harian rata-rata dalam satu bulan dibagi dengan jumlah hari dalam bulan tersebut. Suhu tahunan rata-rata dihitumg dari jumlah suhu bulanan rata-rata dibagi dengan 12 atau jumlah suhu harian rata-rata dalam satu tahun dibagi dengan jumlah hari dalam satu tahun (365 hari) . T =
2.2 Kelembaban udara Udara atmosfer adalah campurandari udara kering dan uap air. Ada beberapa cara untuk menentukan jumlah uap air, yaitu 1. Tekanan uap (e) adalah tekanan parsial dari uap air. e = ρRT
(2.4)
2. Kelembaban mutlak yaitu massa jenis uap (massa air yang terkandung dalam satu satuan volume udara lengas) dengan persamaan: ρ=
e RT
(2.5)
3. Nisbah percampuran (mixing ratio) yaitu nisbah uap air terhadap massa udara kering. 4. Kelembaban spesifik (q) didefinisikan sebagai massa uap air per satuan massa udara basah. 5. Kelembaban nisbi (RH) ialah perbandingan nisbah percampuran (r) dengan nilai jenuhnya (rs)dan dinyatakan dalam persen, jadi: RH =
r e × 100% = × 100% rs es
(2.6)
Curah Hujan
7
2.3 Curah Hujan Jumlah curah hujan dicatat dalam inci atau millimeter (1 inci = 25, 4 mm). Di daerah tropis hujannya lebih lebat daripada di daerah lintang tinggi. Garis yang menghubungkan titik-titik dengan curah hujan sama selama periode tertentu disebut isohyets. Ada tiga jenis hujan, yaitu 1. Hujan konvektif Akibat pemanasan radiasi matahari udara permukaan akan memuai dan naik ke atas, kemudian mengembun.Gerakan vertical udara lembab yang mengalami pendinginan dengan cepat akan menghasilkan hujan deras.Awan cumulonimbus (Cb) yang terjadi, pada umumnya mencakup daerah yang nisbi kecil sehingga hujan deras berlangsung dalam waktutidak lama. 2. Hujan orografik Jika gerakan udara melalui pegunumgan atau bukit yang tinggi maka udara akan dipaksa naik. Setelah terjadi kondensaasi, tumbuh awan pada lereng di atas angin (windward side) dan hujannya disebut hujan orografik, sedangkan pada lereng di bawah angin (leeward side), udara yang turun akan mengalami pemanaan dengan sifat kering, dan daerah ini disebut daerah bayangan hujan. 3. Hujan konvergensi dan frontal Jika dua massa udara yang konvergen horizontal mempunyai suhu dan massa jenis berbeda, maka massa udara yang lebih panas akan dipaksa naik di atas massa udara dingin. Bidang batas antara kedua massa udara yang berbeda sifat fisisnya disebut front. Jumlah curah hujan paling berlimpah terdapat di daerah ekuator dan berkurang menuuju daerah kutub. Ada tigapola curah hujan di Indonesia, yaitu 1. Pola curah hujan jenis monsun Distribusi curah hujan bulanan berbentuk ”V” dengan jumlah curah hujan musiman pada bulan Juni, Juli, atau Agustus. Saat monsun barat jumlah curah hujan berlimpah, sebaliknya saat monsoon timur jumlah curah hujan sangat sedikit. Daerah curah hujan jenis monsun sangat luas terdapat di Indonesia.
8
Unsur Cuaca dan Iklim 2. Pola curah hujan jenis ekuator Jumlah curah hujan maksimum terjadi setelah ekinoks. Tempat di daerah ekuator seperti Pontianak dan Padang. 3. Pola curah hujan jenis lokal Distribusi curah hujan bulanannya kebalikan dari jenis monsun, lebih banyak dipengaruhi oleh sifat local. Daerah yang mempunyai sifat local sangat sedikit, misalnya daerah Ambon.
2.4 Tekanan Atmosfer Berat sebuah kolom udara per satuan luas di atas sebuah titik menunjukkan tekanan atmosfer pada titik tersebut. Di permukaan laut tekanan atmosfer adalah 101, 32 kPa atau 1013, 2 mbar. Isobar, yaitu garis yang menghubungkan tempat yang mempunyai tekanan atmosfer sama pada ketinggian tertentu. Tekanan atmosfer selalu berkurang dengan bertambahnya ketinggian.
2.5 Angin Angin ialah gerak udara yang sejajar dengan pewrmukaan bumi. Udara bergerak dari daerah bertekanan tinggi ke daerah bertekanan rendah. Angin diberi namasesuai dengan dari arah mana angin datang, misalnya angin timur adalah angin yang datang dari arah timur, angin laut adalah angin yang bertiup dari laut ke darat, dan angin lembah adalah angi yang datang dari lembah menaiki pegunungan. 1. Hubungan tekanan dengan angin Angin terjadi disebabkan oleh adanya beda tekanan horizontal. Beda tekanan ini menimbulkan gaya gradient tekanan yang dinyatakan oleh persamaan: Fp = −
1 ∂p ρ ∂n
(2.7)
dengan Fp adalah gaya gradient tekanan per satuan massa, rho adalah massa jenis udara, ∂p adalah beda tekanan udara, ∂n adalah jarak antara dua isobar. Tanda negative menunjukkan gaya gradient tekanan berarah dari tekanan tinggi ke tekanan rendah.
9
Angin
2. Gaya Coriolis Gaya Coriolis adalah gaya semu (fiktif), yang muncul akibat pengaruh gerakan rotasi bumi dan gerakan udara nisbi terhadap permukaan bumi. Akibat adanya gaya Coriolis maka angin tidak searah dengan gaya gradient tekanan dan tidak tegak lurus isobar. Gaya Coriolis menyebabkan angin dibelokkan ke kanan dari gaya gradient tekanan di belahan bumi utara (BBU) dan dibelokkan ke kiri di belahan bumi selatan (BBS). Gaya Coriolis makin besar jika menuju ke lintang tempat yang lebih tinggi, sebaliknya gaya Coriolis makin kecil jika lintang tempat makin rendah. Di ekuator gaya Coriolis menuju nol 3. Angin geostrofik Jika gaya gradient tekanan diimbangi oleh gaya coriolis maka terjadi angin geostrofik. Angin ini berhembus sejajar isobar dengan tekanan tinggi terletak di sebelah kanan untuk belahan bumi utara. Angin geostrofik terdapat pada ketinggian sekitar 1500 m dari permukaan bumi dengan efek gesekan dapat diabaikan. Persamaan untuk angin geostrofik adalah sebagai berikut: Vg =
1 ∆P ρf ∆n
(2.8)
dengan Vg adalah kecepatan angin geostrofik, f adalah parameter Coriolis, ∆P adalah beda tekanan antar isobar atau antar gradien tekanan, ∆n adalah jarak dua isobar. Hukum Buys Ballot menyatakan jika kita berdiri di belakang angin maka tekanan tinggi (H) terletak di sebelah kanan tekanan rendah (L) di sebelah kirinya, hal ini berlaku di belahan bumi utara. 4. Gaya gesekan Angin permukaan pada umumnya menderita gaya gesekan karena adanya kekasaran permukaan bumi. Gaya gesekan menyebabkan menyebabkan kecepatan angin melemah, akibatnya gaya Coriolis menjadi kecil, sedangkan gaya gradien tekanannya tetap sehingga gaya gradien tekanan menjadi lebih daripada gaya Coriolis. 5. Angin gradient Jika angin bertiup pada isibar lengkung maka terdapat gaya ketiga, yaitu gaya sentrifugal. Jika ketiga gaya yaitu gaya gradi-
10
Unsur Cuaca dan Iklim ent tekanan, gaya Coriolis, dan gaya sentrifugal saling seimbang maka gerak udaradisebut angin gradient. Ada duamacam angin gradien, yaitu anginsiklon jika pusat isobar lengkung adalah tekanan rendah, dan angin antisiklon jika pusat isobar lengkung adalah tekanan tinggi. Jika gaya gesekan diabaikan, maka angin siklon berhembus sejajar lengkungan isobar dalam arah berlawanan jarum jam dan angin antisiklon berhembus searah jarum jam di belahan bumi utara. Akan tetapi jika ada gaya gesekan, maka angin siklon akan memusat ke dalam dan angin antisiklon menyebar ke luar. Karena itu angin siklon menimbulkan cuaca buruk, sebaliknya angin antisiklon menyebabkan cuaca cerah. 6. Distribusi frekuensi angin Angin adalah besaran vektor yang mempunyai arah dan kecepatan. Arah angin dinyatakan dalam derajat, yaitu 360◦ : Utara (U) 22, 5◦ : Utara Timur Laut (UTL) 45◦ : Timur Laut (TL) 67, 5◦ :Timur Timur Laut (TTL) 90◦ : Timur (T) 112, 5◦ : Timur Tenggara (TTg) 135◦ : Tenggara (Tg) 157, 5◦ : Selatan Tenggara (STg) 180◦ : Selatan (S) 202, 5◦ : Selatan Barat Daya (SBD) 225◦ : Barat Daya (BD) 247, 5◦ : Barat Barat Daya (BBD) 270◦ : Barat (B) 292, 5◦ : Barat Barat Laut (BBL) 315◦ : Barat Laut (BL) 337, 5◦ : Utara Barat Laut (UBL) 0◦ : Angin Tenang (Calm) Kecepatan angin dinyatakan dalam satuan meter per sekon, kilometer per jam, atau knot (1 knot ∼ = 0,5 ms ). 7. Angin paduan (resultant wind) Dalam sistem koordinat (x,y), arah angin dinyatakan dalam dua komponen utama, yaitu arah barat-timur dan arah selatan-utara. Karena arah angin bertiup dalam 8 penjuru, maka komponen barat-timur dari angin paduan dapat ditulis seperti persamaan berikut : Vx =
?B− ?T + 0, 707(BD+ ?BL) − 0, 707(?T g+?T L) n
(2.9)
dan komponen selatan-utara Vy =
?S − ?U + 0, 707 (?BD + ?T g) − − 0, 707 (?T L + ?BL) n (2.10)
11
Embun, Kabut, dan Perawanan
Kecepatan angin paduan (V ) diperoleh dari akar jumlah kuadrat komponen barat-timur dan kuadrat komponen selatan-utara sebagai berikut : V =
q
Vx2 + Vy2
(2.11)
8. Persistensi angin Perbandinhan kecepatan angin paduan dengan kecepatan angin rata-rata didefinisikan sebagai persistensi angin yang dinyatakan oleh persamaan berikut. P =
V V
(2.12)
dengan P adalah persistensi angin, V adalah kecepatan angin paduan, V adalah kecepatan angin rata-rata.
2.6 Embun, Kabut, dan Perawanan 2.6.1 Embun Embun terjadi dari kondensasi pada permukaan tanah terutama pada waktu malam hari saat tanah menjadi dingin akibat radiasi yang hilang. Kadang-kadang angin lautmembawa sejumlah uap air pada siang hari yang kemudian mengembun pada waktu malam yang dingin. Titik embun ialah suhu saat udaramenjadi jenuh dengan uap air atau suhu udara pada kelembaban nisbi 100 persen. Makin rendah kelembaban nisbi makin rendah titik embun.
2.6.2 Kabut Kabut terbentuk di dalam udara dekat permukaan bumi, sedangkan awan terbentuk pada paras yang lebih tinggi. Jika udara dekat permukaan bumi mencapai titik embun, maka kabut diperkirakan akan terjadi. Jika suhu naik setelah kabut terjadi, maka diperkirakan kabut akan buyar. Ketebalan kabut bergantun pada berbagai fakto, seperti kelembaban, suhu, angin, inti kondensasi, dan sebagainya. Kabut yang disebabkan oleh pendinginan radiasi disebut kabut radiasi. Kabut ini terjadi pada malam hari yang cerah saat lapisan udara dekat permukaan banyak mengandung uap air, sedangkan lapisan udara diatasnya sangat rendah kelembabannya.
12
Unsur Cuaca dan Iklim
Tabel 2.1: Penggolongan kabut berdasarkan jarak pandang. Golongan Benda tidak terlihat pada jarak Kabut padat 45 m Kabut tebal 180 m Kabut 450 m Kabut sedang 900 m Kabut tipis 1800 m
Jika udara lembab panas bergerak di atas permukaan yang lebih dingin akan terjadi kabut adveksi. Sebagai conntoh, kabut adveksi yang terjadi jika udara dari teluk Mexico bergerak ke A merika Serikat bagian selatan pada waktu musim dingin.
2.6.3 Perawanan Perawanan adalah jumlah awan yang menutupi langit di atas stasiun pengamat. Perawanan dinyatakan dalam persen, tetapi lebih umum dinyatakan dalam perdelapan dari langit yang tertutup awan, misalnya perawanan = 0, berarti langit cerah, perawanan = 4 berarti separo langit tertutup awan, perawanan 8 berarti langit mendung. Garis yang menghubungkan tempat dengan perawanan sama disebut isonephs.
3
Massa Udara Massa udara bagian atmosfer yang tebalnya mencapai ribuan meter dari permukaan tanah dan meluas sampai ribuan kilometer persegi. Suhu dan kelembabannya serba sama alam arah mendatar. Karakteristik cuaca dalam massa udara bergantung pada dua sifat dasar, yaitu sebaran suhu ke arh tegak dan kadar airnya. Sebaran suhu ke arh tegak menyatakan kemantapan massa udara. Karena kemantapan erat kaitannya dengan gerak vertiksl di dalam massa udara, maka sebran uap air kea rah atas, bentuk kondensasi, dan jumlah curah hujan, semuanya ditentukan oleh sebaran suhu kea rah tegak.
3.1 Pengidentifikasikan Massa Udara Massa udara yang meninggalkan daerah sumbernya akan mengalami perubahan sehingga sering membuat kesulitan bagi pengamat untuk mengenalnya. Sebagai contoh, jika massaudara terbentuk di atas permukaan dingin yang bergerak melalui lautan panas maka suhu dan kadar airnya akan meningkat. Kondisi permukaan setempat yang diciptakan oleh arus laut atau relief menyebabkan perbedaan nilai suhu dan kelembaban pada bagian bawah massa udara. Karena itu perlu menganalisis kondisi udara atas dan memahami proses yang menyertai perubahan sifat massa udara melalui pengamatan udara atas dengan bantuan balon pilot, roket, satelit, radar, atau radiosonde. Balon pilot ialah sebuah balon yang diisi dengan gas yang lebih ringan dari udara sehingga dapat bergerak ke atas dengan kecepatan yang dapat dianggap tetap.kecepatan gerak horizontal dari balon dianggap sama dengan kecepatan angin. Peluncuran baon terus diikiuti dan antar selang waktu tertentu kedudukannya, diamati dengan teodolit. Dengan menganggap kecepatan vertical balon adalah tetap, maka dapat ditentukan arah dan kecepatan horizontal balon pada setiap
14
Massa Udara
ketinggian yang menyatakan arah dan kecepatan angin pada ketinggian tersebut. Pengamatan dengan memakai wahana roket dan mencapai ketinggian sekitar 60 km. pada saat tertentu setelah diluncurkan , roket dalam perjalanannya melemparkan dan meledakkan sejumlah granat. Dengan mendeteksi saat tibanya gelombang bunyi, yang bergantung pada suhu, maka dapat dituturunkan besarnya suhu pada lapisan atmosfer atas. Ada dua macam satelit cuaca yaitu satelit polar dan satelit geostasioner. Orbit satelit polar lewat diatas kutub, sedangkan satelit geostasioner berada diatas ekuator dan beredar dengan kecepatan sudut yang sama dengan rotasi bumi.kedua satelit cuaca tersebut mempunyai saluran cahaya tampak dan inframerah, bahkan beberapa satelit mempunyai saluran absorbs uap air. Pemotretan satelit cuaca menunjukkan keadaan perawanan baik penyebaran, macam, dan ketinggian awan. Radar cuaca telah beroprasi sejk perang dunia kedua berakhir. Radar berfungsi menentukan arah dan jarak serta mengenal karakter objek. Dalam meteorology istilah objek diartikan sebagai sesuatu yang berada di atmosfer yang dapat mengembalikan sejumlah daya ke penerima radar. Komponen utama dari radar cuaca terdiri atas pemancar, antenna, penerima, dan indicator. Radar cuaca berdasarkan prinsip bahwa gelombang elektromagnetik menjalar dengan kecepatan cahaya sebesar 3 x 108 m/det. Frekuensi gelombang radio elektrik yang diapakai di dalam radar meteorology antara 1,5 sampai lebih dari 30 GHz. Misalkan kecepatan propagasi gelombang radio elektrik adalah c, dan frekuensi radar f, maka panjang gelombang radar dapat ditulis λ = c/f
(3.1)
Dalam praktek kita membagi spectrum gelombang mikro ke dalam beberapa pita (band). Radiosonde terdiri atas kotak yang terdiri atas pemancar radio dan sensor untuk tekanan, suhu, dan kelembaban nisbi. Hasil pengamatan dikirim ke stasiun pengamatan dalam bentuk sinyal radio. Radiosonde dinaikkan dengan sebuah balon yang diisi gas yang lebih ringan dari udara. Sampai pada ketinggian tertentu balon ini akan pecah dan radiosonde akan akan turun dengan parasut yang telah terpasang. Selain data tekanan, suhu, dan kelembaban udara, diperoleh juga informasi tambahan data kecepatan dan arah angin dengan memakai radar yang mengikuti lintasan balon. Pengidentifiksian massa udara didasarkan pada tiga jenis informasi:
Penggolongan Massa Udara
15
1. Sejarah perubahan udara pada waktu meninggalkan daerah sumbernya 2. Karakteristik horizontal pada paras tertentu lapisan udara atas 3. Sebaran suhu, angin, dan kelembaban udara ke arah tegak Peta cuaca menunjukkan sebaran horizontal dari undur cuaca pada atmosfer atas. Peta ini mengidentifikasikan massa udara dan dipakai untuk menganalisis arah dan kecepatan angina yang berguna dalam menentukan gerak massa udara dan dalam perencanaan penerbangan. Analisis suhu dan kelembaban udara dari pengukuran radiosonde merupakan dasar peramalan cuaca terutama awan, hujan, dan badai guruh.
3.2 Penggolongan Massa Udara kebanyakan penggolongan didasarkan pada lokasi geografis sumber massa udara. Ada 4 jenis daerah sumber udara yaitu Polar continental (cP), Tropis continental (cT), dan Tropis maritime (mT). kadangkadang dipakai tanda (A) yang menunjukkan laut Arktik, (AA) yang menunjukkan antartik, dan (E) yang menunjukkan daerah sekitar ekuator. Massa udara disebut polar continental, jika berasal dari permukaan darat atau daerah es pada lintang tinggi, seperti daerah Greenland, Kanada bagian utara, Eurasia, dan Antartik. Massa udara ini bersifat dingin dan kering. Masa udara disebut polar maritime, jika berasal dari lautan pada lintang tinggi, seperti Atlantik dan Pasifik bagian utara, dan perairan sekitar Antartik. Massa udara dari sumber ini bersifat dingin dan lembab. Massa udara disebut tropis continental jika berasal dari ropis Kanser (231/2 LU) dan tropis Kaprikorn (231/2 LS), seperti Afrika bagian utara dan Australia bagian utara. Massa udara ini bersifat panas dan kering. Massa udara disebut tropis maritime jika terbentuk di daerah lautan tropis, seperti lautan Atlantik, Pasifik, dan Hindia. Massa udara yang berasal dari sumber ini bersifat panas dan lembab. Alih panas antara udara dan permukaan di bawahnya merupakan salah satu proses penting yang menyebabkan modifikasi sifat massa udara. Jika atmosfer dipanasi dari bawah, maka udara akan menjadi lebih labil dan jika atmosfer didinginkan dari bawah, maka udara akan menjadi lebih labil. Untuk memperhatikan momodifikasi ini, maka diperkenalkan penggolongan termodinamika sebagai berikut:
16
Massa Udara 1. K : massa udara lebih dingin daripada permukaan di bawahnya 2. W : massa udara lebih panas daripada permukaan di bawahnya
Perubahan kesetabilan tidak hanya bergantung pada alih panas antara udara dan permukaan di bawahnya, tetapi dipengaruhi juga oleh kenaikan dan penurunan arus udara. Di atas permukaan bumi, konvergensi dan divergensi horizontal menyebabkan arus udara naik dan turunyang pada gilirannya mempengaruhi stratifikasi massa udara. Udara yang turun menjadi lebih stabil, sedangkan udara yang naik disertai dengan kecuraman penurunan suhu udara akan cenderung labil. Untuk meninjau kesetabilan udara paras atas, maka dipakai penunjuk : 1. u, yang menunjukkan udara atas labil 2. s, yang menunjukkan udara atas stabil u menunjukkan kelabilan paras atas dan terjadi pada daerah dibawah kendali siklonik yang kuat atau pada daerah tempat terjadinya adveksi udara atas yang dingin. Sebaliknya s menunjukkan kesetabilan paras atas yang disebabkan subsidensi di dalam sirkulasi antisiklonik atau oleh adveksi udara atas yang panas. Oleh karena itu u dikaitkan dengan sirkulasi siklonik, dan s dikaitkan dengan sirkulasi antisiklonik.
3.3 Daerah Konvergensi InterTropis (DKIT) Hujan lebat di daerah tropis pada umumya disebabkan oleh konvergensi angina pasat yang berasal dari kedua belahan bumi utara dan selatan. Hujan lebat ini terjadi di sepanjang pita Daerah Konvergensi Intertropis (DKIT) yang bergerak ke sebelah utara dan selatan ekuator mengikuti gerakan matahari. DKIT dengan curah hujan lebat merupakan daerah sumber energy yang menggerakkan sirkulasi umum di atmosfer tropis melalui panas laten kondensasi. Sebagian energy yang dibebaskan oleh kondensasi pada bagian atas DKIT dibawa ke arah kutub sebagai energy potensial yang diubah menjadi energy panas, terutama oleh subsidensi di sekitar lintang 30 sehinga di daerah ini banyak terdapat gurun subtropics.
Front
17
Didekat permukaan terdapat gerakan udara kea rah ekuator, kemudian gerakan udara naik sepanjang DKIT diteruskan dengan gerakan udara kearah kutub di bagian atas dan subsidensi di daerah subtropics, sirkulasi udara semacam ini disebut sirkulasi Hadley yang terjadi di daerah antara ekuator dan subtropics. Di Indonesia pita DKIT pada bulan Desember Januari Februari, sebagian besar berada di selatan ekuato, sedangkan pada bulan Juni - Juli Agustus pita ini berada di sebelah utara ekuator. DKIT ditandai dengan adanya konveksi aktif terutama dari awan Cumulus yang menjulang tinggi sampai mendekati lapisan tropopouse. DKIT disekitar ekuator merupakan vortex kecil dan dalam gerakannya menjauhi ekuator maka pengaruh gaya Coriolis makin besar sehingga memungkinkan berkembangnya siklon tropis.
3.4 Front Front adalah batas antara pertemuan dua massa udara yang mempunyai sifat fisika ( suhu, densitas) berbeda. Perpotongan bidang batas ini dengan tanah menunjukkan sebuah garis pada peta cuaca. Garis ini merupakan sebuah permukaan yang tidak tegak tetapi miring, udara panas akan naik diatas udara dingin. Front adalah daerah yang sempit dengan kecuraman perubahan sifat massa udara terhadap jarak yang besar. Daerah front adalah tempat terjadinya transisi yang cepat antara massa udara yang satu dengan massa udara yang lain, mempunyai ketebalan yang berorde 100 km. Suhu merupakan sifat utama yang dipakai untuk mengidentifikasikan massa udara dan menunjukkan adanya front. Sifat lain yang dapat menunjukkan adanya front ialah kelembaban yang dinyatakan dengan suhu titik embun, gradient tekanan, arah, dan kecepatan angina, perawanan, dan endapan. Pada umumnya front mempunyai inklinasi antara 1 : 50 sampai 1 : 300. Meskipun kemiringan front sangat kecil, front mampu menaikkan udara panas di atas udara dingin sehingga terbentuk awan dan endapan. Ada tiga tingkaat pembentukan front, yaitu tingkat pertama terdiri atas : 1. Tingkat normal :udara kutub dari utara dan udara tropis dari selatan saling bertemu 2. Tingkat deformasi :suatu putaran udara terjadi, arahnya berlawanan jarum jam jika terjadi di Belahan Bumi Utara (BBU) dan
18
Massa Udara searah dengan jarum jam jika terjadi di Belahan Bumi Seltan (BBS)
Tingkat kedua; pada tingkat ini terjadi deformasi permukaan front (bidang diskontuniuitas)menjadi bentuk lidah atau sudut. Udara panas pada tingkat ini terletak di antara massa udara dingin, kemudian massa udara panas didorong oleh angina barat daya yang menimbulkan gangguan. Di sepanjang permukaan front panas terbentuk awan Cirrus (Ci), Altostratus (As), dan Altocumulus (Ac). Di sepanjang permukaan front dingin, udara panas berhubungan dengan udara dingin sehingga udara panas menjadi tidak stabil dan naik dengan cepat yang mengakibatakan tumbuhnya awan konvektif. Awan ini bermula tumbuh sebagai Cumulus, kemudian jika awan mencapai ketingian 6 sampai 9 km disertai hujan ringan dan tanpa menunjukkan tanda terjadinya es maka awan menjadi Cumulus Congestus, dan pada akhirnya menjadi Cumulonimbus (Cb) jika di bagian atas awan terdapat es. Cb ini dapat menimbulkan badai guruh dan hijan lebat serta hujan batu es (hail). Tingkat ketiga; front dingin dalam perjalananya bergerak lebih cepat daripada front panas. Isobar lebih rapat di dalam udara dingin daripada di dalam udara panas, oleh karena itu front dingin akan mengejar front panas dan mendorong udara panas ke atas, dikatakan bahwa front menjadi terserap (occlus). Akhirnya depresi pada pusat gangguan secara progresif menjadi tertutup sehingga front menjadi kabur dan kemudian mati. Dari lahirnya gangguan sampai matinya front memerlukan waktu 3 sampai 7 hari.
4
Radiasi Matahari dan Bumi Matahari merupakan kendali iklim dan sebagai sumber energi utama di bumi yang menggerakkan udara dan arus laut. Memiliki diameter 1, 42 × 106 km dan suhu permukaan ±6.000K. Setiap cm2 dari permukaan matahari mengemisikan energi rata-rata sebesar 6, 2 KW (9, 2 × 104 kal/menit). Energi matahari ini diradiasikan kesegala arah, sebagian hilang ke alam semesta dan hanya sebagaian kecil saja yang diterima bumi.
4.1 Mathari dan Bumi Bumi berevolusi mengelilingi matahari pada jarak rata-rata 149, 6x106 km (93 juta mil). Orbit bumi berbentuk elips dengan eksentrisitas sangat kecil (0, 017). Jarak matahari-bumi yang terdekat disebut “perihelion” terjadi 4 Januari dengan jarak 91, 5 juta mil. Jarak terjauh disebut “aphelion” terjadi 5 Juli dengan jarak 94, 5 juta mil. Berikut ini tabel perubahan jarak matahari-bumi. Tabel 4.1: Perubahan jarak mahari-bumi Musim Jarak matahari-bumi 1 Januari (musim dingin) 147.001.000 km 1 April (musim semi) 149.501.000 km 1 Juli (musim panas) 152.003.000 km 1 Oktober (musim gugur) 149.001.000 km
4.2 Sifat radiasi elektromagnetik Perpindahan energi yang terjadi tanpa membutuhkan medium untuk mentransmisikannya disebut “radiasi”. Energi matahari yang diradi-
20
Radiasi Matahari dan Bumi
asikan ke bumi berbentuk gelombang elektromagnetik yang menjalar dengan kecepatan cahaya. Cahaya tampak terletak pada panjang gelombang (0, 4µm – 0, 7µm), cahaya ultra violet ( < 0, 4µm) dan cahaya inframerah ( > 0, 7µm). Jika matahari dianggap sebagai benda hitam maka suhu radiasi efektif dapat diperkirakan dari Hukum Stefan-Boltzman. Berdasarkan fluks radiasi = σT 4 , diperoleh suhu radiasi efektif matahari sebesar 5.800 K. Dari hukum pergeseran Wien, panjang gelombang pada intensitas maksimum (λmaks ) dari benda hitam dinyatakan oleh : λmaks (µm) = aT −1 .
4.3 Konstanta Matahari Atmosfer terdiri dari campuran gas yang tidak tampak dan berwarna. Sekitar 99% terdiri atas nitrogen dan oksigen, selebihnya adalah gas argon, hidrogen, helium, karbon doiksida, uap air, ozon dan lain-lain. Kontribusi penyerapan radiasi matahari terutama dilakukan oleh komponen atmosfer yang jumlahnya sangat kecil dan berubahubah seperti uap air, karbon dioksida, ozon dan lain-lain. Radiasi matahari yang mencapai batas atas atmosfer tidak diatenuasi, tetapi radiasi matahari akan mengalami hamburan dan penyerapan oleh molekul debu dan partikel awan sehingga hanya sebagian saja yang sampai ke bumi. Energi radiasi yang jatuh pada satu satuan luas dari permukaan normal terhadap garis matahari-bumi disebut “konstanta matahari”. Besarnya konstanta matahari dinyatakan sebagai berikut :
S=
56 × 1026 kal/menit 13
4π(1, 5 × 10 cm)
2
= 2 kal cm−2 menit−1 = 2 ly menit−1
(4.1)
Perubahan energi matahari yang mencapai bumi tidak hanya disebabkan oleh ketinggian matahari tetapi juga oleh atenuasi energi matahari. Jika matahari tinggi maka radiasi yang jatuh hampir tegak lurus pada permukaan bumi, sedangkan jika matahari rendah maka radiasi akan disebarkan dalam area yang luas sehingga terdapat banyak hamburan dan penyerapan karena melewati lapisan atmosfer yang lebih tebal. Kedua efek ini akan mengurangi radiasi global yaitu radiasi langsung dari matahari dan radiasi tidak langsung yang disebabkan oleh hamburan dari partikel atmosfer.
Distribusi Spektra Radiasi Matahari
21
4.4 Distribusi Spektra Radiasi Matahari Spektrum elektromagnetik yang diemisikan oleh matahari biasanya dibagi menjadi daerah panjang gelombang seperti tabel berikut ini : Tabel 4.2: Penggolongan radiasi matahari menurut panjang gelombang Panjang Gelombang Jenis radiasi < 0, 001µm Sinar X dan γ 0, 001µm − 0, 002µm Ultra violet jauh 0,002 µm – 0,315 µm Ultra voilet menengah 0,315 µm – 0,380 µm Ultra violet dekat 0,380 µm – 0,720 µm Cahaya tampak 0,720 µm – 1,5 µm Inframerah dekat 1,5 µm – 5,6 µm Inframerah menengah 5,6 µm – 1.000 µm Inframerah jauh > 1.000 µm Gelombang mikro dan radio Emisi matahari pada hakekatnya terletak dalam daerah panjang gelombang (0, 25 − −5)µm. 8% dengan panjang gelombang < 0, 4µm (radiasi ultra violet), 41% dengan panjang gelombang diantara 0, 4µm dan 0, 7µm (spektral tampak), dan 51% dengan panjang gelombang > 0, 7µm (radiasi inframerah).
4.5 Adsorbsi pada Langit Tak Berawan Di atmosfer atas, oksigen, nitrogen dan terutama ozon menyerap radiasi ultraviolet dengan λ <0,3 µm. Dalam troposfer, uap air menyerap radiasi dalam daerah inframerah dengan pita adsorpsi yang lebar. Gas karbon dioksida menyerap radiasi inframerah pada λ antara 2,8 dan 4,3 µm. 1. (a) Difusi pada langit tak berawan Sinar matahari dalam penjalarannya akan mengalami pemantulan, pembiasan dan hamburan ketika bertemu benda berdimensi sangat kecil. Di dalam lapisan udara yang tercemar, jumlah partikel yang berukuran besar sering bertambah sehingga proses absorpsi sangat penting. Jumlah atenuasi radiasi matahari oleh hamburan berorde 25%, tetapi sekitar 2/3 dari energi yang dihamburkan mencapai bumi melalui radiasi baur (difuse).
22
Radiasi Matahari dan Bumi 1. Difusi molekuler
Difusi molekuler dilakukan oleh molekul udara dan lebih efektif pada panjang geombang pendek. Hal ini menyebabkan langit berwana biru karena hamburan dari radiasi gelombang pendek pada derah tampak berkaitan dengan warna tersebut. 1. Difusi oleh aerosol Aerosol adalah partikel mikroskopik yang terapung di dalam atmosfer, yaitu asap, debu, partikel garam, dsb. Difusi bergantung pada ketinggian matahari di atas horison dan ganguan di atmosfer. Diperkirakan penurunan radiasi yang disebabkan oleh difusi molekuler sekitar 10% pada tengah hari dalam musim panas. Atenuasi yang disebabkan oleh difusi aerosol sangat beragam dari 5% sampai 60%. 1. (a) Pengaruh massa awan Adanya awan dapat mengubah secara rumit kelakuan atmosfer terhadap radiasi matahari. Perbandingan antara energi yang dipantulkan melalui difusi dan energi yang datang disebut “Albedo”. Albedo awn bergantung pada banyak faktor, terutama radiasi yang datang, sifat dan ketebalan awan. Albedo dari lapisan awan dapat berubah antara 40% dan 90%. Tabel 4.3 Albedo awan rata-rata 1. (a) Keseimbangan panas bumi Bumi menyerap radiasi matahari sebanyak 51%, dengan demikian radiasi bumi terdiri atas 1. 17% hilang ke luar angkasa dan tidak memanasi atmosfer 2. 6% radiasi bumi yang diserap atmosfer, ini disebut radiasi efektif 3. 9% diterima atmofer melalui panas yang dibawa oleh arus turbulensi dan konveksi. 4. 19% diterima atmosfer melalui kondensasi dari uap air, saat panas laten kondensasi dilepaskan.
5
Sirkulasi Umum Atmosfer dan Angin Lokal Proses perubahan cuaca dan iklim pada dasarnya disebabkan oleh gerak udara. Gerak udara disebabkan oleh berbagai gaya yang berasal dari energy matahari yang diterima permukaan bumi yang bekerja pada partikel udara. Sirkulasi umum atmosfer disebabkan oleh rotasi bumi terhadap poros semu dan oleh pemanasan geografis yang tidak sama pada permukaan bumi dan atmosfer. Energy radiasi ini kemudian diubah menjadi energy kinetic sebagai angin.
5.1 Mekanisme Angin Sirkulasi umum atmosfer adalah gerak rata-rata dari angin di permukaan bumi. Mekanisme dasar terjadinya gerak udara disebabkan oleh penimbunan, pelenyapan dan alih panas dari matahari. Daerah lintang rendah antara ekuator dan tropis seau lebih panas dibandingkan daerah kutub yang dingin. Pemahaman sirkulasi umum atmosfer dapat didekati dengan pemeriksan pola angin utama dan berbagai daerah bertekanan rendah dan tinggi yang telah diamati, direkam, atau dipetakan. Disekitar ekuator yang tekanannya rendah, angin akan memusat dan naik, dan angin permukaan menjadi lemah atau berubah.
5.2 Sirkulasi Atmosfer Meridional Para ahli mengemukakan teori sirkulasi atmosfer meridional terdiri dari 3 sel, yaitu sel Hadley, sel Farrel, dan sel Kutub. Konvergensi sirkulasi Hadley dari kedua belahan bumi utara dan selatan menyebabkan hujan lebat di daerah tropis. Daerah konvergensi intertropis dise-
24
Sirkulasi Umum Atmosfer dan Angin Lokal
kitar ekuator gerakannya menjauhi ekuator sehingga pengaruh gaya coriolis semakin besar, memungkinkan berkembangnya siklon tropis. Daerah ekuator mempunyai gaya coriolis menuju nol, sehingga siklon tropis tidak ada.
5.3 Sirkulasi Atmosfer Zonal Selain pertemuan sirkulasi Hedley, kontinen maritime Indonesia juga merupakan pertemuan sirkulasi atmosfer zonal (sirkulasi walker). Dalam keadaan normal memusat di sekitar wilayah Indonesia dan dalam tahun El-Nino menghambat sirkulasi Hedley dan konveksi local.
5.4 Monsun Ramage (1971), mendefinisikan daerah monsun, yaitu daerah sirkulasi atmosfer permukaan pada bulan Januari dan Juli memenuhi syarat sebagai berikut • Arah angin utama pada bulan Januari dan Juli berbeda paling sedikit 120. • Frekuensi rata-rata angin utama dalam bulan Januari dan Juli 40 • Kecepatan angin paduan rata-rata dalam bulan Januari dan Juli paling sedikit 3 m/detik. Angin monsun disebabkan oleh perbedaan kecepatan pemanasan di darat dan laut. Sama seperti angin darat dan laut. Bedanya angin monsun musiman sedangkan angin darat dan laut harian. Angin monsun menyebabkan perubahan curah hujan.
5.5 Konveksi Troposfer Ludlam (1966) membedakan troposfer menjadi 4 jenis konveksi dasar sebagai berikut: 1. Konveksi skala kecil yang vertical memberikan sebagian energy sebagai panas terasa (sensible) pada troposfer bawah dan sebagai panas terselubung (laten) dari penguapa n air dalam bentuk awan cumulus.
Angin Foehn
25
2. Konveksi cumulonimbus jauh lebih tebal dari konveksi skala kecil dan berada di lintang rendah tempat panas disebarkan ke seluruh troposfer. 3. Konveksi skala besar (miring) membawa panas secara vertical (dari lintang rendah ke lintang tinggi dalam depresi dan antisiklon lintang menengah). 4. Konveksi skala menengah (intermediate) memiliki dimensi horizontal sampai ukuran continental dan terdiri atas sirkulasi baroklinik berkenaan dengan distribusi tak teratur (irregular) konveksi skala kecil yang diganggu oleh bentuk topografi permukaan yang ada di bawahnya.
5.6 Angin Foehn Angin foehn adalah angin yang turun dari pegunungan pada musim kemarau. Di Austria dan Jerman disebut foehn sedangkan di sebelah barat Amerika dan Kanada disebut angin Chinook. Biasanya angin Chinook disertai dengan aktifitas siklonik yang menghasilkan awan dan endapan pada lereng di atas angin. Setelah angin foehn turun pada lereng di bawah angin maka kelembaban udara rendah dan suhunya semakin panas dan jika angin yang lembab ini menaiki gunung akan menghasilkan hujan serta akan bersifat panas dan kering pada waktu turun dari pegunungan.
5.7 Angin Lokal Sejumlah angin local dapat terjadi akibat perbedaan suhu local, yang mempengaruhi daerah yang nisbi kecil dan terbatas pada lapisan troposfer bawah. Angin laut (angin yang bertiup dari laut ke darat) dan angin darat (angin yang bertiup dari darat ke laut) terjadi akibat perbedaab sifat fisis darat dan laut yang menyebabkan pada siang hari darat lebih cepat panas daripada laut, sebaliknya pada malam hari darat lebih cepat dingin daripada laut. Kombinasi angin local lain yang mempunyai perioda harian adalah angin gunung (angin yang bertiup dari lereng gunung ke lembah) dan angin lembah (angin yang bertiup dari lembah ke puncak gunung).
26
Sirkulasi Umum Atmosfer dan Angin Lokal
5.8 Aerojet Aerojet (jet stream) adalah arus kuat yang terpusat sepanjang sumbu horizontal di lapisan troposferatas atau lapisan stratosfer, yang ditandai oleh geser angin vertical dan lateral yang kuat memperlihatkan satu atau lebih kecepatan maksimum. Karakteristiknya adalah panjangnya ribuan kilometer, lebarnya ratusan kilometer, dan tebalnya beberapa kilometer. Aerojet berasal di daerah kutub disebut aerojet kutub, dan di daerah subtropics disebut aerojet subtropis. Terletak pada ketinggian antara 30.000 40.000 kaki.
5.9 Interaksi Atmosfer-laut dan Gejala El-Nino Panas terselubung yang dilepaskan oleh awan cumulonimbus di daerah tropis merupakan salah satu gaya penggerak utama untuk sirkulasi atmosfer global. Pemanasan kondensasi ini diaitkan dengan sirkulasi monsun. Salah satu fluktuasi suhu permukaan laut (SPL) antar tahunan adalah El-Nino, yaitu penyimpangan suhu permukaan laut di pantai Peru yang menjadi panas pada waktu natal. Ragam suhu permukaan laut ini berkaitan dengan ragam suhu permukaan laut global di atas basin pasifik. Salah satu parameter yang sangat penting untuk menentukan system iklim ialah suhu permukaan laut, karena suhu permukaan laut menentukan fluks panas nyata (sensible) dan panas terselubung (latent) melaui permukaan laut.
6
Siklon Tropis 6.1 Pendahuluan Wilayah Indonesia dapat dikatakan bebas dari jejak siklon tropis. Tetapi efek dari siklon tropis dapat mempengaruhi kondisi cuaca di beberapa tempat di Indonesia. Siklon tropis dicirika : 1. Kecepatan angin mengingkat menjadi 20 knot, dan terhadapat satu isobar tertutup atau lebih, maka gangguan menjadi depresi tropis. 2. Kecepatan angin meningkat anatara 34 knot dan 64 knot, dan terdapat beberapa isobar tertutup disekitar mata, maka depresi menjadi badai tropis. 3. Kecepatan angin melebihi 64 knot, maka badai meninggkat menjadi siklon tropis. Sebutan siklon tropis bergantung pada lokasi kejadian. Di Atlantik dan Pasifik Timur disebut Hurricane, di Pasifik Barat disebut Typhoon, di Filiphina disebut Baguio, dan di Australia disebut Willy-Willies. Siklon tropis merupakan bencana alam yang paling dahsyat, yang kemudiandisusul oleh gempa bumi, banjir, angin kencang, hujan lebat dan sebagainya.
6.2 Nama Siklon Tropis Pada umunya penamaan untuk nama siklon tropis menggunakan nama wanita terutama di Atlantik dan Pasifik sebab berdasarkan pengalaman menunjukan bahwa dengan memakai nama wanita akan lebih mudah dan akan lebih mudah dalam berkomunikasi. Pada tahun 1960
28
Siklon Tropis
nama siklon tropis telah disusun berdasarkan alphabet. Namun pada umumnya tidak menggunakan huruf U,X,Y dan Z sebagai huruf awal. Contoh beberapa nama siklon yang ada : Kara, Orva, Holly, dan masih banyak lagi. Pada tahun 1978 karena desakan kaum wanita yang merasa di diskriminasi sehingga penamaan untuk siklon tropis pun mulai menggunakan nama pria, contohnya: siklon Bruno. Namun demikian, nama wanita masih tetap mendominasi untuk penamaan siklon tropis.
6.3 Lokasi Siklon Tropis Sebagian besar siklon tropis terjadi di belahan bumi utara. Daerah pembentuk siklon tropis adalah : Atlantik Barat, Pasifik Timur, Pasifik utara bagian barat, samudra Hindia Utara dan Selatan, Australia dan Pasifik Selatan. Siklon tropis tidak terjadi pada daerah sekitar ekuator. Gaya Coriolis dan rotasi bumi merupakan factor penting pembentuk siklon tropis. Kebanyakan siklon tropis (65%) terbentuk di daerah antara 10◦ dan 20◦ dari ekuator pada lintang 22◦ U dan siklon tropis tidak muncul di daerah 4◦ dari ekuator. Di Daerah Pasifik Utara bagian barat siklon tropis bias terjadi kapan saja namun pada umumnya siklon tropis terjadi pada akhir musim panas dan awal musim gugur. Waktu hidup siklon tropis ini adalah mulai dari beberapa jam sampai dapat bertahan selama 2 minggu. Gaya gesekan menghambat gerakan udara sehingga angin melemah. Gaya gradient tekanan tidak dipengaruhi oleh gaya gesekan, namun gaya coriolis dipengaruhi oleh gaya gesekan dan menjadi kecil karena angin melemah.
6.4 Syarat Siklon Tropis Syarat terbentuknya siklon tropis adalah : 1. Suhu permukaan laut cukup panas, yaitu diatas 26◦ C. 2. Parameter Coriolis harus lebih besar dari nilai minimum yang terdapat pada lintang sekitar 5◦ belahan bumi utara dan selatan. ) lemah di dalam arus troposferik yang 3. Geser angin vertikal ( dV dz tebal. 4. Terdapat rotasional nisbi pada lintasan bawah.
Sebaran Angin pada Siklon Tropis
29
5. Kelembaban udara pada troposfer menengah cukup besar, dan terdapat aktivitas cumulus memompa uap air ke dalam lapisan yang lebih tinggi. Pertumbuhan badai tropis dapat dibagi menjadi 3 bagian yaitu : 1. Tahap lahir, ditandai oleh susunan awan nisbi acak dan garis badai yang berkaitan dengan gerak gangguan gelombang angin timuran. 2. Tahap dewasa, ditandai oleh sirkulasi rotasi yang kuat dengan kondisi simetris dan pola awan teratur disertai mata siklon yang bertekaan rendah. 3. Tahap mati, ditandai oleh sirkulasi yang makin melebar sehingga ukuran dan bentuknya menjadi tidak simetris. Siklon tropis adalah badai sirkuler yang menimbulkan angin perusak sejauh 250 mil dari pusatnya. Kecepatan angin terkencang terdapat pada cicin yang bergaris tengah 20 mil hingga 30 mil dari pusat siklon, yaitu 150 mil/jam. Hujan deras dan angin terpusat dalam pita spiral yang berputar. Pada pusat siklon tropis terdapat inti panas yang disebut mata siklon. Di Daerah mata siklon umumnya tidak terdapat awan, kecepatan anginnya antara tenang sampai lemah, pada awan cumulonimbus dinding di sekitar nata siklon menjulang sampai ketinggian antara 12 km dan 15 km. Pada tahap dewasa, udara lembab panas bergerak spiral ke arah pusat siklon tropis pada lapisan bawah di luar dinding mata siklon. Saat siklon tropis bergerak ke darat maka sumber bahan bakar atau uap air menjadi tertutup, siklon mendapat gaya gesekan lebih besar sehingga siklon melemah dan akhirnya mati.
6.5 Sebaran Angin pada Siklon Tropis Pada jarak tertentu yang beragam dari 10 sampai 100 km, udara yang masuk tiba-tiba berputar ke atas dalam bentuk cincin dengan konveksi kuat disekitar siklon. Cicin atau dinding konveksi ini disebut dinding mata. Pada daerah ini angin kencang dan hujan tejadi. Intensitas hujan pada daerah dinding mata dapat melebihi 50 cm per hari. Di dalam radius mata siklon, angin dan endapat berkurang dengan cepat, sedangkan dipusat siklon besarnya menurun. Karena udara yang naik dalam dinding mata dibatasi oleh lapisan stabil stratosfer, maka udara akan menyebar menjauhi pusat badai. Ragam radial dari kecepatan
30
Siklon Tropis
angin tangensial di luar radius angin maksimum dalam badai/siklon dewasa sering dinyatakan dengan fungsi empiris sebagai berikut : V (r) = V (Ro) .
Ro x rx
(6.1)
dimana Ro ≥ r ≤ ro Dengan V (r) adalah kecepatan angin tangensial pada jarak radial r, Ro adalah radius angin maksimum biasanya 40 km, r0 adalah jarak radial dekat ujung daerah yang terganggu badai baisanya 1000 km, dan X adalah eksponen yang beragam antara 0, 5 dan 0, 7. Vortisitas lapisan bawah merupakan parameter yang penting dalam mementukan batas divergensi pada lapisan batas planeter (LBP), yaitu lapisan udara dekat permukaan yang didominasi oleh turbulensi skala kecil. 1. Vortisitas horizontal di sekitar sumbu z : ξ =
∂V y ∂x
−
∂V x ∂y
2. Vortisitas dalam siklon simetris yang sirkuler : ξ =
V r
+
∂V ∂r
3. Vortisitas relatif : (1-x) V (Ro) Rox r (1+x) Diluar radius Ro, suku geser berlawanan dengan suku kelengkungan sehingga vortisitas relatif (ξ) menjadi jauh lebih kecil dan pada radius yang besar (ξ) menjadi negatif. Jadi besarnya vortisitas relatif jauh lebih kecil di luar radius angin maksimum (Ro) dan sebanding dengan parameter coriolis. Dari prinsip kekekalan momentum sudut, maka variasi kecepatan angin terhadap jejari siklon ditentukan melalui persamaan : M = f r 2 + rv = konstan. Dimana, M (momentum sudut absolute spesifik), v ( kecepatan angin dalam arah tangensial), dan r (jari-jari siklon tropis). Dari persamaan disamping terlihat bahwa kecepatan angin tangensial bertambah jika jejarinya berkurang, dengan kata lain kecepatan angin bertambah jika menuju pusat badai, namun rumusan ini tidak berlaku. Rumus pendekatan di daerah mata siklon tropis adalah : V/r = konstan dimana V (kecepatan angin tangensial) dan r ( jejari sinklon tropis).
6.6 Sebaran Suhu dalam Siklon Tropis Kestabilan statis siklon tropis dan sekitarnya dilukiskan dengan kurva pertama, yaitu profil vertical suhu potensial ekivalen (θc). Pada jarak yang jauh, suhu atmosfer tropis rata-rata labil secara konvektif
Sebaran Kelembapan dan Endapan
31
θc/z < 0 pada lapisan antara permukaan dan ketinggian bertekanan 600 mb (garis putus-putus). Kurva kedua (garis kontinyu) diperoleh dekat pusat badai dalam daerah hujan. Disini konveksi yang kuat menghasilkan suhu potensial ekivalen (θc) mendekati konstan sesuai dengna ketinggian. Kurva ketiga (garis titik-titik) diperoleh dalam mata siklon. Kurva ini menunjukan sangat labilnya lapisan dari permukaan sampai ketinggian bertekanan 800 mb, kelembapan nisbi sangat rendah (50-70%) dalam mata siklon, sebaliknya suhu jauh lebih tinggi dari pada kedua kurva yang lain, lihat gambar 1. 350◦ K 370◦ K Gambar 1. Kelebihan suhu panas dalam mata siklon disebabkan oleh pemanasan adiabatic akibar subsidensi. Tekanan minimum dalam mata siklon dikaitkan dengan udara atas yang turun dimana mata siklon mengambil peranan penting dalam emnghasilkan inti panas, tekanan rendah dan angin kencang dalam siklon tropis.
6.7 Sebaran Kelembapan dan Endapan Awan yang dominan dalam siklon tropis adalah awan cumulonimbus (cb). Distribusi kelembapan absolute (ρ) dan kelembapan nisbi (RH) dalam siklon tropis terutama ditentukan oleh struktur suhu dan gerak vertikal. Secara eksponensial dengna penurunan suhu, maka kelembaban spesifik (ρ) akan berkurang secara cepat dengan berkurangnya ketinggian. Dalam radius 400 km gerak vertikal rata-rata adalah ke atas sehingga RH > 70% terhadap hampir di seluruh troposper. Pada aerah mata siklon biasanya cera jika ada subsidensi cukup kuat dan menyebar sampai ke paras bawah atau mungkin terdapat bagian awan tinggi dan bagian awan rendah. Intensitas hujan yang ada di dalam siklon tropis sangat lebat hal ini dikarenakan adanya lapisan udara lembap yang tebal,sumber uap air dari laut, dan konvergensi medan angin horizontal yang kuat. Intensitas hujan semakin kecil secara cepat jika menjauhi pusat badai, karena berkurangnya invergensi uap air.
6.8 Pelenyapan siklon tropis Siklon tropis mulai melemah jika ia bergerak menjauhi lingkungan udara tropis yang lembab dan panas atau bergerak menuju daratan.
32
Siklon Tropis
Jika badai bergerak di atas daratan dalam lintang tropis maka ia secara cepat melemah. Akibat gradien tekanan radial melemah maka redius angin maksimum menyebar ke luar dan karna kekekalan momentum sudut maka angin tangensial siklonik berkurang secara cepat. Tiga efek fisis utama yang menyebabkan kematian siklon tropis di atas daratan, yaitu : 1. Pengurangan penguapan karena badai meninggalkan lautan. Penguapan memberikan uap air untuk konveksi, jika sumber ini berkurang maka kondensiasi dan panas laten berkurang. 2. Darat biasanya lebih cepat dingin dari pada lautan sehingga udara pada lapisan bawah agak didinginkan dari pada dipanasi oleh permukaan yang ada di bawahnya. Karena itu suhupotensial ekivalen (θe) turun dan udara yang naik menjadi lebih dingin. 3. Meningkatnya parameter kekasaran. Di atas air parameter kekasaran sering di nyatakan dengan persamaan charnock (Delsol dkk.,1971). Dengan keuranganya kecepatan angin maka gaya Coriolis dan gaya sentrifugal menjadi kecil, sedangkan gaya gradien tekanan tidak dipengaruh oleh kecepatn angin sehingga angin memotog isobar ke arah tekanan rendah. Menghitung arus udara ke dalam pusat badai akan meningkatkan konvergensi massa dan arus udara ke atas dan kemungkinan meningkatnya konvergensi uap air yang menaikkan intesitas hujan lokal. Akan tetapi di darat penguapan berkuran sehingga konveksi menjadi kering dan kondensasi serta panas laten berkurang.
6.9 Pengamatan Siklon Tropis Sala satu cara pengumpalan informasi demikian ialah dengan pengamatan penerbangan yang yang telah dilakukan sejak tahun 1944. Tujuan dari pemanfaatan dengan kapal terbang ialah menentukan lokasi pusat siklon tropis, mengukur tekanan minimum, tinggi awan, kecepatan angin, dan sebagianya. Selain pengamatan penerbangan juga dipakai radar meteorologi untuk mendeteksi pusat siklontropis.pesawat terbang dilengkapi dengan radar agar pilot dapat menghindari pusat badai yang sangat ganas karena adaya turbulensiyang banyak menimbulkan bahaya bagi penerbangan. Satelit cuaca telah banyak digunakan untukmembentuk menentukan posisi dan intensitas badai tropis,
Pengamatan Siklon Tropis
33
terutama jika badai terletak diluar daerah jangkauan radar metorologi. Setiap instrumen mempunyai kemampuan sendiri-sendiri. Data yang dikumpulkan secara bersamaan dari satelit cuaca, penelitian dengan pesawat terbang, dan data radar meteorologi, akan sedikit bertaut-tautan, tetapi saling menyempurnakan satu sama lain dan sangat bermanfaat . ada tiga masalah dasar dalam peramalan siklon tropis yaitu asal mula intensitas,dan gerakan siklon tropis, ketiga masalah ini merupakan hal yng sangat sulit.
7
Fisika Awan dan Hujan 7.1 Klasifikasi Awan
Awan digolongkan menurut metode pembentukan awan dan menurut ketinggian dasar awan. Menurut metode pembentukan awan digolongkan menjadi awan stratiform dan awan cumuliform, sedangkan menurut ketinggian dasar awan digolongkan menjadi awan rendah, awan menengah, dan awan tinggi. 7.1.1 Klasifikasi Awan Menurut Metode Pembentukan System awan dikendalikan oleh gerak udara vertical yang disebabkan oleh konveksi, orografi, konvergensi, dan front. Klasifikasi awan menurut pembentukannya adalah 1. Stratiform yang menyebabkan hujan kontinu, dikaitkan dengan kenaikan udara skala luas akibat danya front, kenaikan topografi, atau konvergensi horizontal skala luas. Awan ini timbuh dengan lambat, arus vetikal luas, dan terjadi pada area yang nisbi kecil. 2. Cumuliform yang menyebabkan hujan deras ( showery ) dikaitkan dengan konveksi skala cumulus yang terlokalisasi dalam udara labil. 7.1.2 Klasifikasi Awan Menurut Ketinggian Dasar Awan Klasifikasi awan yang biasa digunakan adalah klasifikasi Howard. Klasifikasi awan menurut ketinggian dasar awan dijelaskan sebagai berikut. 1. Awan rendah, mempunyai ketinggian dasar awan kurang dari 2 km, biasanya dipakai kata ‘strato’ atau ‘stratus’. Contohnya Nimbustratus (Ns), Stratocumulus (Sc), dan Stratus (St).
36
Fisika Awan dan Hujan 2. Awan menengah, mempunyai ketinggian dasar awan antara 2 dan 6 km, biasanya diawali dengan kata ‘alto’. Contohnya Altocumulus (Ac) dan Altostratus (As). 3. Awan tinggi, mempunyai ketinggian dasar awan diatas 6 km,biasanya ditandai dengan awalan ‘cirro’ atau ‘cirrus’. Contohnya Cirrostratus (Cs), Cirrocumulus (Cc), dan Cirrus (Ci).
Kadang-kadang awan berbentuk lapisan yang luas, halus, dam merata sebagai petunjuk bahwa udara di daerah tersebut secara keseluruhan naik ke atas dengan lambat, awan ini disebut awan stratus (St) atau ‘awan lapisan’. Seringkali awan menyebar bagaikan kapuk putih yang melayang di udara dan berkelompok sendiri, bentuk ini disebut ‘awan cumulus’ (Cu). Awan cumulonimbus (Cb) adalah awan cumulus yang besar, ganas, menjulang tinggi sebagai awan hujan. Dasar awan cumulonimbus antara 100 dan 600 m, sedangkan puncaknya tropopause. Dalam awan cumulonimbus terdapat batu es (hail), guruh, kilat, hujan deras, dan kadang-kadang terjadi angin ribut. Awan cumulus congestus seperti awan cumulonimbus, tetapi bedanya cumulus congestus belum cukup tinggi sehingga belum terbentuk puncak yang berwarna putih. Stratocumulus merupakan pecahan dari awan cumulus, bentuknya seprti kapas berserakan dengan tinggi dasar awan sekitar 2.000 m. Awan altocumulus mempunyai dasar awan lebih tinggi daripada stratocumulus. Awan ini terlihat berserakan merata dan bergumpalgumpal berwarna putih dan hitam. Jika ketebalannya cukup maka awan ini dapat menimbulkan hujan. Awan altostratus adalah awanmenengah yang merata dan dapat berupa lapisan-lapisan yang tebal, karenanya pada musim hujan awan ini dapat menimbulkan hujan merata, ringan, sampai sedang dan berlangsung terus menerus. Awan cirrus adalah awan tingi di atas 10 km, warnanya putih dan terdiri atas Kristal es dan awan ini tidak akan menimbulkan hujan. 7.2 Penerapan Kajian Awan Pengkajian awan sangat penrting bagi ahli meteorolgi. Pengamatan dan fotografi awan merupakan alat yang berharga untuk meramal cuaca jangka pendek. Beberapa contoh misalnya, 1. Suatu lapisan stratus atau stratocumulus di atas sebuah lembah, menandakan adanya inversi suhu pada paras atas lapisan tersebut.
37
Klasifikasi Awan
2. Perkembangan (evolusi) awan cumuliform memberi informasi ketidakstabilan udara. 3. Kemiringan awan cumuliform menanadakan adanya geser angin yang kuat, yaitu gradient kecepatan angin dengan ketinggian ∂v . ∂z Factor ini menentukan pertumbuhan tetes hujan dalam awan tersebut. Awan merupakan fasa dalam daur (siklus) air di atmosfer. Oleh karena itu pengkajian awan menjadi penting. Selain itu, juga karena awan sebagai pengubah uap air menjadi air yang penting artinya bagi makhluk hidup. 7.3 Aerosol Atmosfer Udara atmosfer bumi terdiri atas : 1. Campuran gas yang disebut udara kering 2. Air dalam keadaan cair, padat, dan uap 3. Aerosol atmosfer Partikel padat dan cair yang mengapung di atmosfer disebut aerosol atmosfer. Sumber aerosol ini adalah : 1. Pembakaran : kebakaran hutan, pembakaran dalam industri (limbah industri), misalnya partikel berbentuk garam, karbon atau jelaga. 2. Reaksi fasa gas, misalnya pembentukan sulfat dan nitrat. 3. Disperse partikel padat : reaksi kimia di dalam tanah yang diikuti erosi air dan erosi angin dapat menyebabakan pemasukan partikel dari batu-batuan mineral ke dalam udara, misalnya garam natrium (Na), kalsium, kalium, silikat, dan sebagainya. 4. Disperse larutan : pecahan (percikan) gelembung kecil di laut menyebabkan masukanya partikel ke dalam udara. 5. Sumber lain aerosol atmosfer adalah gunung berapi. Nama Inti Aitken Inti Besar Inti Raksasa
Jejari (m) 0,005 – 0,1 0,1 – 1 >1
38
Fisika Awan dan Hujan
Aerosol biasanya diklasifikasikan menurut ukuran jejarinya. Perkiraan produksi aerosol di dunia oleh fenomena alam dan aktivitas manusia dapat dilihat pada table di bawah ini, SUMBER Diameter Aero(Fenomena sol Alam) >5m <5m Garam laut 500 500 Gas menja- 100 470 di konversi partikel Debu dari tiup- 250 250 an angin Kebakaran 30 5 hutan Runtuhan me- 10 0 teoric Vulkano (sa- ? 25 ngat variable) total 890 (+?) 1.250 SUMBER Diameter Aero(Aktivitas sol manusia) >5m <5m Gas menja- 25 250 di konversi partikel Proses industry 44 12 Pembakaran 34 10 bahan bakar Pembuangan 2 0,5 partikel padat Transportasi 0,5 2 Lain-lain 23 5 total 128,5 279,5 7.4 Pembentukan Tetes Awan dan Hujan 7.4.1 Pertumbuhan tetes dengan kondensasi Tetes dianggap berada di atmosfer yang mempunyai tekanan uadp air lebuih besar daripada tekanan uap air keseimbangan tetes. Akibatnya uap air akan berdifusi menuju tetes dan mengkondensasi pada
39
Klasifikasi Awan
tetes, dan melepasakan panas terselubung kondensasi yang menyebabkan naiknya suhu tetes, dengan demikian mempengaruhi tekanan uap keseimbangan. Jika tetes tumbuh menjadi cukup besar maka efek lengkungan dan efek larutan dapat diabaikan sehingga ukuran tetes bertambah menurut persamaan berikut : r
S−1 dr = dt f (T, p)
Dengan, r = jejari tetes t = waktu S = perbandingan jenuh (S-1) = kelewat jenuh, missal S = 1,01, maka kelewt jenuh = 0,01 = 1%. f (T,p) adalah sebuah fungsi dari suhu dan tekanan yang dinyatakan sebagai : R T ρv Lv Lv ρv f (T, p) = + − 1 D M es K T M RT Dengan, R : konstanata gas universal T : suhu ρv : densitas uap air D : koefisien difusi uap air dalam udara es : tekanan uap jenuh Lv : panas terselubung K : konduktivitas panas udara M : berat molekul air 7.4.2 Pertumbuhan tetes hujan Ada dua proses saat awan menghasilkan tetes hujan. Pertama disebut proses Bowen-Ludlam atau poroses hujan panas yang hanya melibatkan fasa cair. Proses ini terjadi pada awan panas yang banyak terdapat pada daerah tropis. Kedua disebut proses Bergeron-Findeisen atau proses Kristal es. Proses ini terjadi aktif pada daerah beriklim sedang yang awannya mengandung campuran tetes air dan partikel es, disebut awan dingin. Dalam awan panas terdapat tetes yang berbeda ukurannya. Laju pertumbuhan massa tetes air yang besar melalui proses benturan dan tangkapan yang dinyatakan dengan persamaan : dy = E.W.π (R + r)2 (V − v) dx
40
Fisika Awan dan Hujan
Atau dinyatakan dengan jejari, menjadi : Massa tetes = volume tetes x densitas tetes 4 m = πR2 ρ 3 4 dm = πρ3dR = 4πρdR 3 dm dR = 4πρ dT r 2 E.W 1+ = (V − v) dt 4ρ R Untuk R >> r, maka : dR E.W.V = dt 4ρ Dengan, dm/dt : kecepatan pertumbuhan massa tetes besar dR/dt : kecepatan pertumbuhan ukuran tetes besar m, R : massa dan jejari tetes besar r : jejari tetes kecil E : efisiensi koleksi, E = E1 +E2 E1 : efisiensi tangkapan E2 : efisiensi benturan W : kadar air awan per satuan volume, yaitu semua tetes kecil yang terkandung dalam satuan volume ( berorde 1 gram/m3 ) V : kecepatan jatuh tetes besar v : kecepatan jatuh tetes kecil ρ : densitas air 7.4.3 Pertumbuhan partikel es Pertumbuhan partikel es dalam awan dapat di bagi menjadi 3 bagian, yakni : 1. Pertumbuhan partikel es dari fasa uap Dalam awan campuran yang di dominasi oleh tetes kelewat dingin, udara mendekati jenuh terhadap air cair, karenanya menjadi kelewat jenuh terhadap es. Misalnya, udara jenuh air cair pada -10◦ C adalah kelewat jenuh 10% terhadap es dan pada -20◦ C udara kelewat jenuh sebesar 21%. Nilai-nilai ini jauh lebih tinggi daripada kelewat jenuh udara berawan terhadap air cair, yang jarang melewati 1%. Akibatnya,
41
Klasifikasi Awan
dalam awan campuran maka Kristal es tumbuh dari fasa uap jenuh lebih cepat dari pada pertumbuhan tetes. Factor kendali pertumbuhan massa sebuah Kristal es adalah ‘deposisi’ (yaitu perubahan fasa uap air menjadi fasa padat atau es), serupa dengan factor kendali pertumbuhan massa sebuah tetes oleh ‘kondensasi’. Akan tetapi masalah pertumbuhan Kristal es lebih rumit karena Kristal es tidak berbentuk bola. 1. Pertumbuhan partikel es dengan pembekuan tetes Dalam awan campuran, pertambahan massa partikel es disebabkan oleh tumbukan dengan tetes kelewat dingin yang kemudian membeku pada partikel es. Pertumbuhan partikel es dengan pembekuan tetes dapat menghasilkan batu es hujan, biasanya berbentuk pada awan konvektif kuat yang mempunyai kadar air tinggi. Batu es hujan dengan diameter sebesar 13 cm dan massa lebih dari 0,5 kg pernah di amati. 1. Pertumbuhan partikel es dengan penggabungan Partikel es dapat bertumbukan satu sama lain jika kecepatan jatuh terminalnya berbeda. Hal lain yang mempengaruhi pertumbuhan dengan penggabungan ialah apakah dua partikel es akan melekat bersama jika mereka bertumbukan. Kemungkinan terjadinya pelekatan (adesi) ditentukan oleh 2 faktor, yaitu jenis partikel es dan suhu. 7.5 Perbandingan Tetes Awan Dan Hujan Pada umumnya tetes awan mempunyai jejari antara 10 sampai 100 m (1 m = 0,001 mm), dan tetes hujan normal mempunyai jejari 1 sampai 3 mm. Jika tetes dianggap berbentuk bola maka volume sebuah tetes awan adalah 4 Va = πr 3 3 dan volume sebuah tetes hujan adalah 4 Vh = πR3 3 dengan r dan R masing-masing adalah jejari tetes awan dan jejari tetes hujan. Dari persamaan di atas dapat diperoleh, 4 πR3 Vh = 34 3 atau Vh = Va πr 3
3 R Va r
42
Fisika Awan dan Hujan
7.6 Pertumbuhan Awan Konvektif Konveksi merupakan salah satu factor yang penting dalam pembentukan awan konvektif. Awan konvektif ialah awan yang terjadi karena kenaikan udara di atas permukaan yang nisbi panas. Udara menjadi tidak stabil bila ada pemanasan dari bawah oleh radiasi matahari yang menaikan suhu tanah. Udara yang tidak stabil paling sedikit menimbulkan gangguan yang selanjutnya menyebabkan konveksi. Ketidak teraturan dari gerakan udara dapat ditunjukan dalam bentuk tonjolan yang membengkak dari awan cumulus. Pada waktu siang hari saat suhu permukaan bertanbah panas maka awan kecil mulai terbentuk dan disebut awan cumulus. Makin bertambahnya panas suhu permukaan tanah, maka awan cumulus tumbuh semakin besar dan berakhir untuk periode waktu yang lebih lama. Pada waktu awan pertama lenyap karena penguapan, maka udara yang ditnggalkan oleh awan yang lenyap ini akan menjadi lebih lembab dari sebelumnya. Lambat laun awan tersebut bertambah banyak dan bertambah besar, akhirnya sekelompok dari awan itu bergabung membentuk sebuah kolom udara yang naik dengan diameter yang lebih besar. Selama bagian dalam kolom udara tersebut masih lebih panas dari udara di sekelilingnya maka awan tersebut akan terus tumbuh menjulang ke atas. Jika suhu udara sekelilingnya turun secara cepat dengan bertambahnya ketinggian maka kecepatan arus ke atas akan menjadi lebih kuat. Kebanyakan udara di dalam awan konvektif berasal dari lapisan udara dekat permukaan tanah. Pada waktu arus ke atas terjadi maka udara akan memusat ke arah awan. Udara tersebut mungkin juga dating dari jarak jauh (beberapa kilometer dari awan). Awan konvektif membawa panas ke atas dari lapisan panas dekat permukaan tanah sampai lapisan di atasnya yang lebih dingin. 7.7 Fasa Dari Sel Awan Cumulus Peristiwa presipitasi (hujan atau salju) merupakan hal khusus, ada awan yang tidak menghasilkan hujan dan ada awan yang dapat menjatuhkan hujan. Hal ini berarti ada peristiwa khusus di dalam awan agar tetes hujan dapat meninggalkan dasar awan dan jatuh ke permukaan bumi sebagai hujan. Daur dari sebuah sel awan cumulus dapat dibagi menjadi 3 tingkat pertumbuhan yang bergantung pada arah arus udara yang dominan dan besarnya gerakan vertical. 1. Pertama adalah tingkat cumulus, ditandai dengan adanya gerakan arus udara ke atas di seluruh sel awan.
Klasifikasi Awan
43
2. Kedua adalah tingkat masak, ditandai dengan adanya arus udara ke atas dan arus udara ke bawah. 3. Ketiga adalah tingkat disipasi (pelenyapan), ditandai dengan adanya arus udara ke bawah yang lemah di seluruh sel awan. Dalam tingkat cumulus, udara di sekitarnya masuk melalui samping dan mengikuti gerakan arus udara ke atas. Makin banyak uap air yang terbawa arus udara ke atas, makin banyak uap air yang mengondensasi menjadi tetes awan dan makin banyak jumlah tetes hujan yang dapat meninggalkan dasar awan yang jatuh ke permukaan bumi sebagai hujan. Setelah akhir tingkat cumulus saat tets awan telah tumbuh menjadi besar maka tetes ini akan jatuh di dalam awan yang menyebabkan gaya seret saat arus udara ke bawah dan pendinginan evaporative terjadi. Hal ini merupakan awal dari tingkat pertumbuhan awan dewasa (mature) dan udara pada tingkat ini tersa dingin. Kemudian arus udara ke bawah mencapai permukaan tanah dan menyebar di permukaan yang dapat mengubah pola angin permukaan. Pada tingkat dewasa, arus udara ke atas terpotong oleh arus udara ke bawah sehingga arus udara ke atas terkikis, karena itu sel awan memasuki tingkat disipasi (pelenyapan). Dengan kerusakan arus udara ke atas maka awan kehilangn sumber uap air yang mengondensasi sehingga sel awan akhirnya akan mati dengan meninggalkan bekas sisa awan.
8
Modifikasi Cuaca 8.1 Sejarah Modifikasi Cuaca
Sejarah modifikasi cuaca dimulai sejak percobaan pembenihan es kering yang dipimpin oleh Vincent Schaefer dan Irving Langmuir pada tahun 1946. Satu tahun kemudian Vonnegut menemukan perak jodida (Ag 1), suatu bahan yang dapat bertindak sebagai inti es dn menebabkan air kelewat dingin membeku pda suhu −4 derajad C atau lebih rendah. Sejarah modifikasi cuaca Indonesia baru dimulai sejak percobaan hujan rangsangan dilaksanakan di wilayah Perum Otorita Jatiluhur pada tahun 1979 oleh Badan Pengkajian Penerapan Teknologi (BPPT). Sebelum ada modifikasi cuaca, orang dapat membuat hujan melalui jampi (mantera), tari-tarian, dan berbagai acara ritual atau berdoa kepada Tuhan. Beberapa orang berpendapat bahwa suara suara (gaung) pertempuran dapat menimbulkan hujan. Humphreys (1926) menjelaskan bahwa dalam kenyataannya persiapan pertempuran biasana dilakukan dalam periode cuaca cerah.
8.2 Tujuan Modifikasi Cuaca Modifikasi cuaca diartikan sebagai modifikasi awan secara buatan atas usaha manusia. Tujuan modifikasi cuaca adalah : 1. Meningkatkan curah hujan melalui hujan rangsangan 2. Melenyapkan awan 3. Menindas batu es hujan 4. Melerai siklon tropis
46
Modifikasi Cuaca
Unuk menunjang kegiatan modifikasi cuaca terutama dalam hujan rangsangan diperlukan pengukuran unsur cuaca sebagai berikut : 1. Jumlah curah hujan, intensitas hujan, distribusi ruang dan waktu curah hujan di permukaan tanah. 2. Informasi data radiosonde lokal. 3. Karakteristik system awan dari foto satelit cuaca. 4. Ketinggian dasar dan puncak awan, suhu awan, kadar air dan es di awan. 5. Distribusi ukuran tetes hujan di permukaan tanah pada beberapa lokasi. 6. Gaung dan reflektivitas radar. 7. Karakteristik kepulan pembenihan. 8. Jenis, konsentrasi, ukuran dan distribusi spectral partikel es.
8.3 Percobaan Hujan Buatan Istilah hujan buatan (rain making) sebenarna kurang tepat, karena usaha membuat hujan hanya dimaksudkan untuk membantu proses yang ada di atmosfer sehingga pembentukan tetes awan dan tetes hujan dipercepat. Istilah lain yang lebih tepat adalah hujan rangsangan. Selain di daerah aliran sungai (DAS) Citarum, hujan rangsangan pernah dilaksanakan di waduk Riamkanan Kalimantan Selatan, di Gunung Kidul Yogyakarta, dan di Soroako, yaitu di PT. INCO Sulawesi Selatan.
8.4 Menara Dispenser Percobaan hujan rangsangan dapat dilakukan secara aktif, yaitu memburu awan dengan pesawat terbang atau secara pasif dengan memakai menara dispenser yang diburu awan. Dalam percobaan hujan rangsangan yang dilakukan oleh Badan Pengkajian dan Penerapan Teknologi (BPPT), menara dispenser dipasang pada lereng gunung tangkuban perahu ang engharapkan datangnya awan orografi dari bawah yang
Teknologi Modifikasi Cuaca
47
dibawa oleh angin lembah ke puncak gunung.Dispenser menyemprotkan bahan kimia dari puncak menara ke dalam awan melalui dasar awan, tetes larutan ini diharapkan masuk ke dalam awan melalui arus konveksi dan angin lembah.
8.5 Teknologi Modifikasi Cuaca 8.5.1 Peranan Aerosol Besar Data percobaan menunjukkan bahwa partikel aerosol besar yang memasuki awan bertindak sebagai pusat pertumbuhan pertambahan (accreation). Pertikel memperbesar tetes awan selama mengalami kenaikan sampai kecepatan ke atas tidak lagi lagi dapat menopangnya, sesudah itu tetes jatuh ke luar awan. Waktu tinggal partikel aerosol besar di dalam awan nisbi singkat sehingga menghasilkan tetes hujan yang lebih. Sebaliknya partikel aerosol kecil dapat mencapai ketinggian (paras) yang tinggi di atas dasar awan. Waktu tinggi partikel kecil di dalam awan lebih lama sehingga menghasilkan tetes hujan yang lebih besar.
8.5.2 Kelembapan Kritis Garam Pembentukan awan memerlukan inti kondensasi dengan uap air mengkondensasi padanya dan membentuk tetes awan. Partikel yang higrokopis hanya menangkap uap air pada kelembapan nisbi tertentu yang disebut kelembapan nisbi kritis (RHc). Kelembapan nisbi kritis berbagai garam yang memainkan peranan inti kondensasi di dalam atmosfer telah banyak diketahui.
8.5.3 Teknologi Hujan Rangsangan Teknik modifikasi awan dan hujan rangsangan sebagai berikut : 1. Dengan membenih partikel higroskopis besar atau tetes air ke dalam awan panas, agar dapat merangsang pertumbuhan tetes hujan oleh mekanisme benturan strip tangkapan. 2. Dengan membenih inti es buatan ke dalam awan dingin yang kekurangan inti es alam dalam konsentrasi sekitar satu per liter, agar dapat merangsang produksi endapan oleh mekanisme Kristal es.
48
Modifikasi Cuaca 3. Dengan menginjeksikan inti es buatan dengan konsentrasi yang tinggi ke dalam awan dingin agar dapat mengurangi secara drastic konsentrasi tetes kelewat dingin sehingga menghalangi pertumbuhan partikel es oleh deposisi dari pembekuan. Hal ini cenderung melenyapkan awan dan menindas pertumbuhan partikel endapan. 4. Evaluasi Modifikasi Awan Tekhnik evaluasi hasil uji coba modifikasi awan dan endavan berupa evaluasi fisis dan statistik. Evaluasi fisis, termasuk di sini uji lapangan, efek jenis pembenihan buatan pada awan, dan penentuan hubungan sebab dan akibat, yang berasal dengan pengintian di dalam awan dan berakhir dengan endavan di permukaan tanah. Evaluasi stastistik termasuk di sini melakukan pembenihan buatan di bawah kondisi khusus tertentu (misalnya, suhu puncak awan dalam jangka waktu tertentu, angin dari suatu arah tertentu , dan sebagainya), dan membandingkan secara statistik endapan dalam daerah sasaran tertentu pada saat lainnya bila kondisi yang ada dianggap sama, tetapi pembenihan tidak dilakukan. 5. Pembenihan Awan Konvektif Awan cumulus dapat digolongkan sebagai awan panas, jika suhunya diatas 0oC, atau dapat digolongkan sebagai awan dingin, jika awan ini tumbuh jauh kelapisan beku, sehingga suhu awan sebagian atau seluruhnya dibawah 0oC. Dalam awan panas, jika tetes awan mempunyai ukuran serba sama maka kecepatan jatuh terminal juga sama sehingga kemungkinan benturan dan tangkapan sangat kecil. Jika R = r, maka V = v sehingga (V v) = 0 da dRdt = 0, jadi tidak terdapat pertumbuhan ukuran tetes. Secara alamiah awan ini sulit atau tidak dapat menghasilkan hujan. Modifikasi awan dapat dilakukan dengan menginjeksikan tetes besar kedalam awan sehingga mekanisme benturan-tangkapan menjadi lebih aktif. Coumulus yang tumbuh menjulang tinggi jauh ke lapisan atmosfer denga suhu dibawah 0oC, dapat digolongkan sebagai awan dingin. Pada lapisan awan antara 00C dan -400 tidak terjadi pengintian air secara spontan, kecuali jika tetes menjumpi inti pembeku atau inti es. Aerosol buatan yang banyak dipakai untuk merangsang hujan adalah perak iodida (Agl). 6. Tekhnologi Modivikasi Awan Orografi
Teknologi Modifikasi Cuaca
49
Percobaan awan buatan dapat dilakukan dengan dua cara yaitu secra aktif dan secara fasif jenis kedua dilakukan dikawasan Tangkuban Perahu, yaitu dengan menyemperotkan larutan urea dari menara dispenser. Masuknya larutan ini kedalam awan bergantung pada kondisi cuaca terutama arah dan kecepatan angin, serta setabilitas udara 7. Alamiah Awan Dan Hujan Orografi Jika udara lembab naik ke gununug atau pegunungan yang tinggi maka uap air akan mengkondensasi setelah melalui paras kondensasi. Pada lereng diatas angin (windward side) banyak terjadi hujan sedangkan pada lereng di bawah angin , udara mengalami pemanasan , daerah ini kurang hijau. Karena kecepatan diatas gunung biasanya kencang, maka awan orografi tumbuh miring dan tidak tinggi sehingga ketebalan awan lebih tipis dibandingkan awan konveksi di dataran rendah. Puncak awan orografi ditentukan oleh ketebalan dan stabilitas masa udara lembab dekat pegunungan. Awan orografi dapat terjadi oleh kombinasi kenaikan paksa dan efek pemanasan permukaan. Jadi awan orografi dapat terjadi karena efek orografi dan arus konfektif. Paras 00C di atas kawasan Tangkuban Perahu terletak pada ketinggian kurang lebih 5 km. Pada ketinggian yang suhunya beberapa derajat dibawah 00C tetes awan masih berbentuk cairan yang disebut tetes air kelewat dingin Awan orografi yang terbentuk diatas gunung Tangkuban Perahu sebagian beasar terletak di bawah paras 00C, karena itu dapat digolongkan sebagai awan cair yang mengandung tetes awan di atas 00C dan sebagian tetes awan kelewat dingin. Dengan demikian proses pembentukan tetes hujannya selain melalui proses kondensasi melibatkan proses bowen-ludlam atau mekanisme berbenturan atau tangkapan sedangkan proses bergerond-findesen atau perubahan kristal es diduga sangat kecil atau tidak ada. Bentuk awan orografi cair pembenihan awan dilakukan dengan menginjeksikan tetes tetes larutan urea kedalam awan orografi dengan bantuan menara disfenser. Keefektipan tetes yang diinjeksikan kedalam awan bergantung pada arus udara yang mendekati ke gunung dan kestabilan atmosfer pada puncak gunung. 8. Pelenyapan Awan Dan Penindasan Batu Es Ujan Konsep penyerapan awan oleh pembenihan hampir sama dengan peningkatan hujan. Partikel besar atau inti es diinjeksikan un-
50
Modifikasi Cuaca tuk mencapai tetes awan sehingga daerah tersebut menjadi cerah Percobaan dengan memakai garam dan semperotan air telah dilakukan sejak awal 1938. Kabut es pada musim dingin pada beberapa tempat dibagina utara bumi, juga merupakan masalah yang belum terlupakan Dua alasan telah dikemukakan untuk meredakan batu es hujan oleh pembenihan awan dengan inti es. Pertama melibatakan pembekuan semua tetes kelewat dingin pada bagian atas cumulonimbus yang menghasilkan batu es hujan, efeknya ialah membasmi proses pertumbuhan akresional (pertambahan), menghilangkan kemungkinan pembentukan batu es beasar. Kedua adalah lebih sederhana dalam pemakaian bahan pembenihah dan melibatkan penambahan initi es hanya terbatas dalam daerah awan tempat batu es diperkirakan mempunyai kecepatan pertumbuhan maksimum. Daerah ini mengandung inti es alam atau partikel endapan, yaitu emberio batu es hujan,
9
Klasifikasi Iklim
Ragam iklim pada berbagai tempat di muka bumi ditentikan oleh beberapa gabungan proser atmosfer yang berbeda. Agar dipperoleh pemetaan daerah iklim maka perlu melakukan indentifikasi dan melakukan klasifikasi jenis iklim. Masalah klasifikasi iklim dan batas-batasnya akan enjadi kompleks dengan tidak adaya definisi yang sesuai dan kadang-kasang tidak ada garis tunggal yang dapat menggambarkan batas iklim antara daerah iklim yang satu dengan iklim yang lainnya.
9.1 Pendekatan klasifikasi iklim Yang mempengaruhi Klasifikasi iklim yaitu hubungan yang menyatakan kecukupan antara panas dan air. Tujuan klasifikasi iklim adalah menetapkan pemerian ringkas jenis iklim ditinjau dari segi unsur yang benar-benar aktif, terutama air dan panar (Thornthwaite). Iklim adalah perpaduan dari semua unsur dalam satu gabungan yang berasal dari proses iklim terkait. Pemahaman terbaru tentang klasifikasi iklim adalah dengan melihat hubungan sistematik antara unsur iklim dan dan pola tanaman di dunia. Dengan demikian indeks suhu atau air dipakai sebagai kriteria untuk menentukan iklim. Pemakaian batas sederhana curah hujan atau suhu dalam klasifikasi iklim menunjukan menunjukan hubungan antara unsur panas dan air. Dalam keadaan suhu tinggi tanaman memelukan banyak air untuk memenuhi keperluan evapotranspirasi. Faktor lain yang perlu diperhatikan dalam meninjau klasifikasi iklim adalah keragaman dan penyebaran musiman dari endapan dan suhu yang akan mempengaruhi pertumbuhan tanaman berdasarkan hubungan iklim-tanaman. Unruk kesehatan dan kenyamanan manusia tlah ada pengkajian
52
Klasifikasi Iklim
bidang klimatologi terapan yang mnghubungkan iklim dan kesehatan, pakaian, makanan, dan sebagainya.
9.2 Klasifikasi koeppen 9.2.1 Iklim utama Wladimir Koeppen dan seorang biologi lerman, merancang klasifikasi iklim pertama (1918) berdasarkan daerah tanaman, suhu, curah hujan, dan karakteristik musiman dari kedua unsur iklim tersebut. Koeppen mengelompokan klasifikasi iklim menjadi lima yang dinyatakan dengan huruf kapital, di antaranya :
1. A iklim hutan tropis, terik dalam seluruh musim.
2. B iklim kering.
3. C Iklim hujan sedang, panas: musim dingin yang sejuk.
4. D iklim hutan salju: musim dingin yang sangat dingin.
5. E iklim kutub.
9.2.2 Batas antara jenis iklim Batas numerrik suhu udara (◦ F) dan endapan (inci) menurut klasifikasi iklim koeppen dapat dilihat dalam Tabel 1.1. Tabel 9.1 kriteria klasifikasi iklim menurut koeppen, t adalah suhu tahunan rata-rata (F) dan r adalah endapan tahunan rata-rata (inci).
53
Klasifikasi koeppen Lambang huruf Ke 1 Ke 2 A
Penjelasan Ke 3
f m w B
W s h k C
s
w
f a b
c
Suhu rata-rata dalam bulan teringin = 64,4◦ F Endapan dalam bulan terkering paling sedikit 2,4 in. Endapan dalam bulan terkering < 2,4 in. Tetapi = 3,94-r/25 Endapan dalam bulan terkering < 3,94-r/25 =70% endapan tahunan turun dalam enam bulan panas (April – Septembar di belahan bumi utara) da r < 0,44t-3,5 atau = 70% endapan tahunan turun dalam enam bulan dingin (Oktober – Maret dibelhan bumi utara) dan r < 0,44t14,0 atau Tidak ada dengan setengah tahun endapan > 70% dari endapan tahunan dan r < 0,44t-8,5 r< batas atas iklim B r< batas atas iklim B, tetapi > dari jumlah tersebut t > 64,4◦ F t < 64,4◦ F Suhu rata-rata bulan terpanas > 50◦ F dan bulan terdingin antara 64,4 dan 32◦ F Endapan pada bulan terkering dalam setengah tahun musim panas < 1,6 in. Dan < 1/3 jumlah endapan bulan terbasah dalam musim dingin Endapan pada bulan terkering dalam setengah tahun musim dingin < 1/10 jumlah endapan bulan terbasah dalam musim panas Endapan tidak memenuhi syarat s atau w Suhu rata-rata bulan terpanas = 71,6◦ F Suhu rata-rata setiap empat bulan terpanas = 50◦ F dan suhu bulan terpanas < 71,6◦ F Suhu rata-rata dari satu-tiga bulan > 50◦ F dan suhu bulan terpanas < 71,6◦ F
54
9.2.3
Klasifikasi Iklim
Distribusi iklim secara geografis
Distribusi daerah iklim di muk bumi ditunjukkan pada tabel 1.2. iklim tropis (A) mencangkup wilayah paling luas, yaiti sebasar 36,1%, dengan 23,0% dari jenis iklim Af dan 13,1% dari jenis Aw. Tabel 9.2 persentase daerah iklim di mika bumi Jenis Daratan (%) Peraiaran Seluruh iklim (%) muka bumi (%) Af 9,4 28,6 23,0 Aw 10,5 14,1 13,1 BS 14,3 3,6 6,7 BW 12,0 0,6 3,9 Cw 7,6 0,4 2,5 Cs 1,7 2,9 2,6 Cf 6,2 28,6 22,1 Df 16,5 1,5 5,8 Dw 4,8 0,2 1,5 ET 6,9 16,0 13,4 EF 10,1 3,5 5,4 Dari Tabel 1.2 ternyata menunjuk bahwa lebih 1/3 bagian dari muka bumi mempunyai iklim tropis merupakan, atau dengan kata lain iklim tropis (A) merupakan bagian terbesar di mika bumi menurut klasifikasi iklim dari Koeppen. Kemudian disusul dengan iklim C (I. Hujan sedang), B (I. Kering), D (I. Hujan salju), dan E (I. Kutub).
9.3 Klasifikasi iklim Thornthwaite C.W. Thornthwaite menciba membuat klasifikasi iklim dengan lebih sederhana dengan mengungkapkan bahwa pentingnya endapan untuk tanaman tidak hanya bergantung pada jumlahnya, tetapi juga pada intensitas penguapan. Thornthwaite menghitung nisbah koefisien endapan (P – E), yang didefinisikan sebagai jumlah endapan bulanan (P) dibagi dengan penguapan bulanan (E), yaitu : Nisbah P − E =
P E
(9.1)
Jumlah setahun (12 bulan) dari nisbah P – E disebut indeks P – E. Untuk mengatasi kesulitan dalam pengumpulan data penguapan, Thornthwaite mempelajari hubungan antara endapan (P), penguapan
55
Klasifikasi iklim Thornthwaite
(E), dan suhu (T). Sehingga didapatkan hubungan dengan persamaan : 10/9 P P Nisbah P − E = = 11, 5 E T − 10
(9.2)
Untuk mudahnya P/E dikalikan dengan faktor 10 sehingga 10/9 P P Nisbah P − E = = 115 E T − 10 Indeks P − E =
12 X i=1
115
Ti Ti −10
10/9
(9.3)
(9.4)
dengan P adalah endapan (in.), T adalah suhu (◦ F) dan I bernilai = 1, 2, ..., 12. Dengan menghitung indeks P − −E dari hasil pengamatan dan membandingkan dengan karakteristik tanaman, maka Thornthwaite membedakan daerah kelembapan seperti pada table 9.3. kelima daerah kelembapan ini dibagi dalam 4 jenis distribusi hujan musiman : • r = sepanjang tahun curah hujan cukup • s = kekurangan curah hujan dalam musim panas • w = kekurangan curah hujan dalam musim dingin • d = sepanjang tahun kekurangan curah hujan table 9.3 Daerah kelembapanmenurutThornthwaite Daerah kelembap- Karakteristiktanaman Indeks P - E an A Basah Hutanhujan = 128 B Lembap Hutan 64 – 127 C Kuranglembap Padang rumput 32 – 63 D Agakkering Stepa 16 – 31 E Kering Gurun < 16 Kenyataannya tidak semua kombinasi antara daerah kelembapan dan keempat jenis tersebut dapat terjadi. dalam meninjau daerah iklim di bumi, perlu juga ditinjau suhunya. Thornthwaite mengemukakan keofisien bulanan dari koefisien panas yaitu nisbah T − −E, jumlah dari 12 bulan rasio T − −E disebut indeks T − −E.
56
Klasifikasi Iklim
Pada daerah kutub indeks T −−E sama dengan nol pada batas iklim tundra. Di daerah tropis kondisi panas sangat baik untuk tanaman. Secara empiris persamaanny amenjadi T − 32 4
(9.5)
12 X Ti − 32
(9.6)
Indeks T − E = dan Indeks T − E =
i=1
4
Thornthwaite membedakan 6 daerah suhu seperti terlihat pada table 9.4. Koefisien endapan dan koefisien suhu merupakan dua factor iklim yang sangat penting, seperti suhu dan endapan pada klasifikasi Koeppen. Tentu saja daerah iklim yang didefinisikan Koeppen tidak sesuai dengan yang didefinisika Thornthwaite daerah hutan hujan tropis jauh lebih sedikit. Tabel 9.4 Daerah suhu menurut Thornthwaite Daerah suhu Indeks T – E A’ : Tropis = 128 B’ : Mesotermal 64 – 127 C’ : Mikrotermal 32 – 63 D’ : Taiga 16 – 31 E’ : Tundra 1 – 15 F’ : Salju 0 Penggunaan koefisien endapan dari Thornthwaite mungkin secara teori lebih memuaskan daripada metode Koeppen, tetapi dalam prakteknya timbul kesulitan karena data penggunaan sangat kurang. Contoh klasifikasi iklim Thornthwaite adalah • BA’ :iklim tropis lembap • BB’ :iklim mesotermal lembap • CA’ :iklim tropis kurang lembap • DA’ :iklim tropis agak kering • DB’ :iklim mesotermal agak kering
10
Iklim dan Manusia
Setiap hari manusia di manapun mereka berada dipermukaan bumi akan dipengaruhi oleh cuaca.Umumnya iklim dapat mempengaruhi kesehatan manusia selama hidupnya. Menurut Mills bayi-bayi yang di kandung ibunya pada bulan-bulan yang sangat panas akan lebih kecil tenaga hidupnya (vitalitasnya) dari pada bayi-bayi yang di kandung dalam bulan-bulan yang dingin. Jelas bahwa kesehatan ibunya akan mempengaruhi kesehatan si bayi pada waktu bayi tersebut di lahirkan ke dunia, dan pada waktu itu pula iklim sudah mempengaruhi si bayi, baik langsung maupun tidak langsung secara fisiologi atau psikologi. Aspek psikologi biasanya lebih sering di pengaruhi oleh keadaan alam.
10.1 Cuaca dan Kesehatan Cuaca ekstrim dan perubahan cuaca menyebabkan sejumlah pengaruh pada kesehatan manusia. Sengatan panas terjadi jika tubuh tidak mampu menghilangkan panas akibat suhu udara nisbi tinggi di atas suhu tubuh, peristiwa ini dapat menimbulkan kematian. Gejalanya adalah demam, maak, pening dan sakit kepala. Bila tubuh menderita kehilangan garam dan air terlalu banyak pada waktu berkeringat maka akan terjadi kejang atau kram. Pengaruh langsung dari suhu rendah adalah radang dingin. Suhu rendah adalah faktor yang menganggu dalam sejumlah penyakit ringan seperti radang sendi, pembengkakkan rongga hidung, gatal-gatal pada tangan dan kaki karena kedinginan dan tulang sendi terasa pegal atau linu. Penurunan suhu yang tiba-tiba menyebabkan ketegangan yang berat pada seseorang dengan gangguan penyakit jantung. Perubahan tekanan atmosfer dan kelembaban nisbi tampaknya menujang hubunganya dengan jenis penyakit tertentu, khususnya di kaitkan dengan infeksi penyakit pernapasan dan penyakit otot. Gangguan salur-
58
Iklim dan Manusia
an pernapasaan di sebabkan oleh angin yang membawa debu. Suhu dan kelembaban adalah factor penting dalam pelepasan tepung sari yang menimbulkan penyakit alergi. Udara sangat kering sebagai penyebab utama karena kulit menjadi merekah-rekah dan hal ini akan menghalangi penyembuhan luka atau rasa sakit.
10.2 Suhu Indera Reaksi tubuh terhadap suhu udara di pengaruhi oleh laju konduksi, konveksi dan radiasi panas, serta oleh pendinginan akibat penguapan pada permukaan kulit dan sistem pernapasan. Efek suhu paduan disebut suhu indera (sensible temperature) yang berubah dengan faktor kelembapan dan gerak udara, juga dengan perseorangan. Suhu indera akan naik dalam musim panas dan turun dalam musim dingin karena kelembaban nisbi tinggi. Akan tetapi suhu indera menurun dengan segala musim jika kecepatan angin bertambah. Dalam hubunganya dengan kenyamanan manusia, maka data curah hujan kurang memuaskan jika di pakai sebagai indeks kebasahan. Nilai kelembapan rata-rata menujukan kaitan erat dengan reaksi tubuh.
10.3 Estimasi Empiris Dari Perasaan Fisik Thom (1959) mengemukakan indeks ketidak nyamanan dinyatakan dengan persamaan seperti berikut: IT = 0, 4(T + T d) + 15 Atau IT = T − 0, 55(1 − 0, 1RH)(T 58) T adalah suhu udara, T d adalah suhu titk embun dan RH adalah kelembabn nisbi. Dari reaksi sejumlah orang, Thom (1959) mendapatkan bahwa : • IT ¡ 70, Orang tidak merasa ketidak nyamanan. • IT antara 70 dan 75, beberapa orang merasa tidak nyaman. • IT = 75,50 • IT ¿ 80, kebanyakan orang menunjukan tanda-tanda ketidak nyamanan.
Pengaruh Iklim Terhadap Kesehatan Manusia
59
Untuk nilai IT ¿ 85, maka ada pengaruh lain. Nilai IT = 92 pernah di catat di Yuma, Arizona dalam bulan juli 1957. Bentuk indeks ketidak nyamanan ini di turunkan secara empiris dan berdasarkan kepada pada kebudayaan dan lingkunganya,karena itu bentuk persamaan diatas tidak berlaku untuk orang-orang Afrika dan Asia.
10.4 Pengaruh Iklim Terhadap Kesehatan Manusia 10.4.1 Pengaruh iklim yang merugikan manusia 1. Pengaruh radiasi Radiasi matahari yang kuat dapat menimbulkan penambahan radiasi UV. Apabila ada radiasi UV yang kuat diterima oleh tubuh manusia maka akan terjadi kebakaran pada kulit dan dapat pula menyebabkan conjunctivitis, yaitu jenis penyakit mata dimana conjuntivanya meradang. Mata biasanya berwarna merah dan bila kena cahaya matahari akan terasa pedih atau nyeri. 2. Pengaruh suhu Bagi orang-orang hidup di daerah sangat panas akan memperoleh kekebalan terhadap keadaan tanah yang kering dan panas, misalnya orang-orang Arab di negaranya dapat berjalan di atas padang pasir tanpa memakai sepatu atau sandal pada suhu kirakira 160 atau 71,1. Akan tetapi untuk orang-orang Eropa pada suhu yang sama sekalipun dengan memakai sandal atau sepatu,sudah terasa gelisah dan tidak enak lagi. Dalam keadaan suhu yang sangat dingin dapat menimbulkan radang kedinginan yang sangat berbahaya terutama sakit radang paru-paru (pneumonia). Sakit radang paru-paru sering di temukan di tanah tinggi Bolifia pada waktu musim dingin sering di kenal sebagai musim kematian. 3. Pengaruh kelembapan dan suhu Keadaan suhu yang tinggi beserta dengan kelembaban yang tinggi akan mengakibatkan meletusnya bintik-bintik kulit yang sangat gatal, misalnya kudis. Iklim laut dengan kelembapan yang tinggi dan musim dingin yang lembab dapat menyebabkan penyakit encok dan penyakit tulang. Dalam keadaan dingin yang
60
Iklim dan Manusia luar biasa beserta dengan kebasahan dapat menambah penderita sakit paru-paru. Sedangkan gabungan antara dingin dan jenuh dari pakaian atau sepatu dapat mengakibatkan penyakit kaki,atau bahkan dapat menyebabkan kematian apabila pakaiannya basah kuyup. Keadaan yang panas di sertai kelembaban yang sangat rendah, dapat mengakibatkan pecah-pecah pada kulit dan pada bibir dan juga menimbulkan pendarahan pada hidung. 4. Pengaruh tekanan udara Ditinjau dari segi tekanan atmosfer, maka tidak mungkin lagi manusia akan hidup atau tinggal secara terus menerus pada daerah dengan ketinggian di atas 17.000 kaki atau 5.180 meter . 5. Pengaruh kabas Istilah kabas (smog) pertama kali di pakai pada tahun 1926, kemudian istilah ini sering digunakan untuk menggambarkan pencemaran udara dalam daerah industri. Kabas adalah campuran antara asap (smoke) dan kabut (fog). Kabas dapat menyebabkan kabut biasa menjadi kabut yang lebih buruk. Dengan adanya kabas maka jarak pandang dan pernapasan manusia akan terganggu. Pemgaruh kabas pada kesehatan manusia dapat secara langsung maupun tidak langsung. Pengaruh langsung misalnya, jika gas-gas dari industri beracun dan mempunyai konsentrasi yang besar di udara maka dapat menimbulkan kematian penduduk terutama orang tua dan anak kecil. Pengaruh tidak langsung di sebabkan banyaknya kecelakaan lalu lintas akibat jarak pandang berkurang pada waktu adanya kabas. 6. Pengaruh faktor lain Selain unsur-unsur iklim diatas masih ada faktor lain yang dapat merugikan kehidupan manusia, misalnya banjir, siklon tropis dan lain-lainnya. Selain itu kadang-kadang juga kelaparan penduduk dari suatu negara dapat diakibatkan oleh buruknya cuaca, misalnya penyakit kerusakan pada tanaman .
10.4.2 Pengaruh iklim yang berfaedah bagi manusia Selain itu unsur iklim sangat bermanfaat untuk kesehatan manusia adalah radiasi matahari, karena dengan adanya radiasi UV dari ma-
Iklim dan Penyakit
61
tahari maka beberapa kuman dan bakteri dapat dibinasakan, lagi pula radiasi matahari dapat mencegah timbulnya penyakit tulang .
10.5 Iklim dan Penyakit Ada 2 aspek dasar pengaruh iklim pada penyakit. Pertama adalah hubungan faktor iklim terhadap orgainisme penyakit atau penyebarannya, dan kedua adalah pengaruh cuaca daan iklim terhadap ketahanan tubuh.Beberapa penyakit bergantung pada hewan perantara dan terbatas pada lingkumgan yang menguntungkan hewan tersebut.Sebagai contoh, demam kuning dan malaria di sebabkan oleh jenis nyamuk tertentu yang berkembang dengan pesat di daerah beriklim tropis. Beberapa penyakit secara langsung di sebabkan oleh iklim. Gabungan unsur-unsur iklim tertentu dapat menguatkan atau melemahkan daya tubuh terhadap penyakit. Kelembaban nisbi sangat rendah menyebabkan angin berdebu yang menganggu saluran pernapasan dan membuat orang lebih rentan terhadap infeksi. Angin merupakan faktor penyebab demam akibat kepekaan terhadap rumput kering, karena kecepatan dan arah angin menentukan angkutan penyebab alergi. Udara segar dan cahaya matahari telah lama di kenal dalam perawatan penyakit tuberculosis (TBC) perubahan iklim sering menyebabkan berbagai jenis penyakit, dalam hal ini diperlukan istirahat dan makan yang cukup.
10.6 Aklimatisasi Aklimatisasi adalah proses saat manusia (dan hewan) dapat menyesuaikan diri terhadap kondisi iklim yang tidak akrab. Dalam arti yang luas, aklimatsasi berarti menyesuaikan tehadap semua fasa lingkungan budaya dan fisik baru, dan tentu saja hal ini sulit untuk membedakan fenomena iklim murni terhadap faktor-faktor lain dalam lingkungan asing. Dalam arti sempit, yaitu dalam klimatologi fisiologis, maka aklimatisasi menunjukkan perubahan dalam tubuh manusia akibat perubahan iklim. Suhu merupakan unsure iklim yang paling penting dalam klimatisasi. Iklimatisasi tidak jelas didefinisikan dalam iklim dingin. Sentuhan yang berulang-ulang terhadap udara dingin cenderung mengurangi aliran darah ke pembuluh rambut (kapiler) di sekitar kulit. Viskositas (kekentalan) darah dan jumlah sel darah putih yang beredar mening-
62
Iklim dan Manusia
kat, hati membesar, selera makan dan konsumsi oksigen keduanya meningkat dalam usaha secara alamiah untuk memelihara panas tubuh. Pada daerah dataran tinggi, maka penyesuaian harus di lakukan terhadap kedua unsur iklim yaitu suhu dan tekanan udara yang rendah. Peningkatan laju denyut nadi dan pernapasan merupakan modifikasi utama untuk mengimbangi persediaan oksigen atmosfer di atas dataran tinggi yang jumlahnya semakin berkurang. Penduduk yang tinggal di dataran tinggi mempunyai daya tahan paru-paru lebih kuat dan rongga dada lebih besar dari pada penduduk yang tinggal di dataran rendah.
11
Meteorologi Pencemaran Udara Peranan meteorologi dalam kajian pencemaran udara ialah membantu dalam memperkirakan kemampuan udara untuk menyebarkan pencemar.
11.1 Pencemaran Udara Masuknya zat-zat beracun ke dalam atmosfer yang sangat merugikan dan berbahaya dan berbahaya bagi manusia ,hewan dan tumbuhan disebut pencemaran udara. Seiring dengan kemajuan di bidang penelitian meteorologi muncul pula kemajuan di bidang nuklir dan peledakannya,kemajuan teknologi ini bersifat menggangu kebersihan atmosfer dan kelestarian lingkungan hidup yang sehat. Meskipun percobaan nuklir direncanakan pada tempat yang dianggap aman, namun tetap dapat menimbulkan sampah radioaktif dan gas-gas beracun masuk ke dalam atmosfer dan lautan. Atmosfer merupakan tempat penyimpanan dari semua jenis pencemar baik berupa gas, cair, maupun padat, karena itu pencemaran udara dapat merugikan kehidupan. Peranan atmosfer pada pencemaran udara ialah bertindak sebagai pengencer konsentrasi pencemar atau bertindak sebagai penyingkir pencemar udara, tetapi adakalanya bertindak sebagai sumber pendauran kemabali dari pencemar tersebut.Lingkungan atmosfer bergantung pada pada pertanian,industri, percobaan nuklir dan percobaan lainnya.
11.2 Masalah Pencemaran Udara Emisi sejumlah pencemar ke dalam atmosfer dan air akan mempunyai dampak pada ekosistem. Taraf hidup yang tinnggi juga dapat
64
Meteorologi Pencemaran Udara
menyebabkan pencemaran udara, terutama kendaraan bermotor dan industi. Jika partikel-partikel yang dikeluarkan oleh industri bertindak sebagai inti kondensasi di daerah yang lembab maka dapat terjadi kabas. Jika tinggal di atmosfer, artinya waktu yang dibutuhkan pencemar untuk berada di atmosfer sebelum berpindah oleh transport, transformasi atau pengendapan cukup lama, maka pencemar akan bercampur dengan seluruh atmosfer akibat proses meteorologis global. Dampak skala global yang sangat berbahaya adalah perubahan sifat-sifat fisis atmosfer bumi, seperti perubahan klimatologis dan penyimpangan keseimbangan radiasi bumi. Sehubungan dengan itu dua proses penting yang perlu diketahui yaitu efek rumah kaca dan pengurngan lapisan ozon.
11.3 Sumber Pencemaran Udara
Kebanyakan senyawa kimia yang ditinjau sebagai pencemar mempunyai konsentrasi sangat kecil di dalam udara bersih. Akan tetapi di dalam keadaan udara tercemar senyawa tersebut mempunyai konsentrasi yang besar. Sebagai contoh di cekungan Los Angles pernah terjadi konsentrasi ozon (O3) mencapai 0,05 ppm(part per million) dan kadar karbon monoksida (CO) mencapai 20- 50 ppm selama 30 menit. Tabel 14.1 komposisi udara bersih dekat permukaan laut.
65
Partikulat No Komponen 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16
Nitrogen Oksigen Karbon dioksida Neon Helium Kripton Xerion Dinitrogen dioksida Hidrogen Metan Nitrogen dioksida Ozon Sulfur dioksida Karbon monoksida Amonia Argon
Komsentrasi % volume 78,09 20.94 0,0318
Ppm 780,900 209,400 318
0,0018 0,00052 0,0001 0.000008 0,000025
18 5,2 1 0.08 0,25
0,00005 0,00015 0.0000001
0,5 1,5 0,001
0,000002 0,00000002 0,00001
0,02 0,0002 0,1
0,000001 0,93
0,01 9,300
11.4 Partikulat Partikulat adalah pencemar padat atau cair yang berukuran antara 0,001 – 500 µm, dan mempunyai tinggal di udara eberapa detik sampai beberapa bulan. Berdasarkan ukurannya ,partikulat dapat digolongkan menjadi : 1. Asap (fumes) : 0,001 – 1 µm 2. Kabut (mist) : 1 – 10 µm 3. Debu halus : = 100 µm 4. Debu kasar : > 100 µm Partikulat dapat terbentuk dari campuran heterogen zat cair denagn sulfur dioksida yang bersifat korosif terhadap logam. Partikulat yang mengandung flour dapat menggangu pertumbuhan tanaman.
66
Meteorologi Pencemaran Udara
Partikulat yag mengandung timbal dengan ukuran 2-3 mikron dapat masuk ke dalam tubuh manusia melalui paru- paru dan tidak dapat dikeluarkan lagi,sehingga bersifat racun. Sumber utama partikulat adalah pembakaran batu bara, proses industri, kebakaran hutan dan pembakaran sampah pertanian.
11.4.1 Karbon monoksida (CO) Karbon monoksida adalah pencemar primer berbentuk gas yang sangat stabil di udara, mempunyai waktu tinggal 2- 4 bulan. Sumber utama CO berasal dari kendaraan bermotor, dan proses industri menduduki tempat kedua, sedangkan pembakaran sampah pertanian dan kebakaran hutan menduduki tempat ketiga dan keempat. Karbon monoksida mempunyai daya gabung dengan hemoglobin 210 kali lebih besar dengan oksigen. Jika udara tercemar CO, maka hemoglobin yang ada tidak dapat mengikat oksigen. Pada konsentrasi CO di udara mencapai 0,1% ,maka kapasitas darah dalam pengangkutan oksigen berkurang 50%. Hal ini menyebabkan pemberian oksigen ke dalam tubuh berkurang serta berakubat berkurangnya penglihatan dan reaksi fisik.Konsentrasi CO do udara mencapai 0,5% menyebabkan pingsan yang kemudian dapat menyebabkan kematian.
11.4.2 Oksida Sulfur (SO) Sulfur dioksida(SO2) dan sulfur trioksida (SO3) merupakan bentuk oksida sulfur yang bayak dijumpai. SO2 merupakan pencemar primer yang diatmosfer bereaksi dengan pencemar lain membentuk senyawa sulfur yang menyebabkan hujan asam.Hujan asam dapat merusak pertanian dan perternakan.Konsentrasi oksida sulfur terbesar berasal dari emisi pembakaran batu bara, kedua berasal dari emisi proses industri. Oksida sulfur menyebabkan pembentukan asam yang mengganggu paru-paru, saraf dan menimbulkan asama.Pada konsentrasi diatas 3 ppm,oksida sulfur berbau tajam yang dapat menimbulkan mati lemas jika berlangsung lama.
11.4.3 Oksida Nitrogen (NO) Oksida nitrogen merupakan pencemar priper yang paling banyak dijumpai di udara. Jenis oksida nitrogen yang menyebabkan pencemaran udara adalah N2O, NO, dan NO2 . Nitrogen dioksida bersama de-
Parameter Meteorologi terhdap Pencemar
67
ngan hidrokarbon dapat menimbulkan kabas fotokimia, jika bereaksi dengan uap air di udara akan membentuk asam nitrat yang menyebabkan hujan asam. Dalam kadar yang tinggi oksida nitrogen dapat mengganggu kesehatan manusia, seperti iritasi akut pada pernapasan dan penyakit paru-paru kronis. Sumber utama oksida nitrogen adalah kendaraan bermotor,selain itu juga dari emisi proses indusri.
11.4.4 Hidrokarbon Hidrokarbon merupakan komponen yang sangat penting dalam kabas fotokimia,menyebabkan iritasi pada mata dan gangguan pernapasan. Sumber utama hidrokarbon diemisikan oleh kendaraan bermotor dan stasiun pembangkit energi (generator).
11.5 Parameter Meteorologi terhdap Pencemar Parametr meteorologi primer yang peka terhadap dispersi pencemar adalah angin, gradien suhu vertikal dan tinngi campuran, sedangkan parameter skunder adalah curah hujan, kabut dan radiasi matahari.
11.5.1 Angin Peubah arah dan kecepatan angin menunjukkan arah penyebaran dan fluktuasi konsentrasi pencemar di atmosfer. Peubah angin juga dipakai untuk menetukan kelas stabilitas atmosfer.
11.5.2 Gradien Suhu Vertikal Gradien suhu vertikal adalah perubahan suhu terhadap ketinggian.Parameter ini menyatakan tingkat stabilitas atmosfer dan lapisan inversi suhu yang berpengaruh pada kualitas udara. Inversi berbahaya ,yaitu lapisan dengan konsentrasi pencemar di permukaan tanah sangat tinggi. Definisi inversi berbahaya menurut Labedensky (1968) adalah 1. Inversi suhu permukaan dengan ketebalan minimal 300 m. 2. Inversi suhu atas denagn ketinggian tidak lebih dari 1.000 m.
68
Meteorologi Pencemaran Udara
11.5.3 Tinggi Campuran Tinggi campuran adalah puncak lapisan atmosfer tempat terjadinya pencampuran vertikal yang lebih nisbi kuat dan penurunan suhu mendekati adiabatik kering. Pada musim dingin tinggi campuran berkisar antara 500 dan 1.500 m, sedangakan musim panas anatara 600 dan 4.100 m (Holzworth,1972).
11.5.4 Curah Hujan Curah hujan bertindak sebagai pencuci atmosfer dan mengurngi penyebaran pencemar di atmosfer.
11.5.5 Kabut Kabut dapat mengurangi radiasi matahari yang jatuh ke permukaan bumi,sehingga menghalangi terjadinya pencampuran pada siang hari. Kabut yang bercampur dengan asap atau pencemar disebut kabas.
11.5.6 Radiasi Matahari Parameter ini digunakan untuk membandingkan atenuasi (pengurangan) radiasai yang diterima di daerah tercemar dan daerah bersih.
11.6 Faktor Angin Dalam Dispersi Pencemar Angin kencang bergolak kuat sehingga konsentrasi pencemar menjadi encer,sedangkan angin reda bergolak lemah sehingga konsentrasi pencemar menjadi pekat. Dalam mengkaji pencemaran udara ,mawar angin sering dipakai untuk menyatakan perubaha arah dan kecepatan angin pada sebuah stasiun.Mawar angin terdiri dari beberapa garis yang memancar dari pusat lingkaran dan menunjuk ke arah mana angin berhembus. Panjang garis menyatakan frekuensi angin dari arah yang ditinjau.Sebelum menggambar mawar angin,dibuat tabel distribusi frekuensi dua arah yaitu arah dan kecepatan angin. Bilangn pada pusat lingkaran menunjukkan priode angin tenang,setiap mawar angin menunjukkan angin utama yang berarti angin berhembus lebih sering dalam arah tersebut. Dalam lapisan batas atmosfer dengan ketinggian sekitar 1.000 m, angin dipengruhioleh gesekan dari kekasaran permukaan. Eksperesi
Tinggi Campuran
69
analitik profil kecepatan angin adalah bentuk logaritmik sebagai berikut: ∗ U = Uk ln ZZ0 Berlaku untuk Z = Z0 dalam atmosfer netral. Dengan: K= 0,4 : konstanta Von Karman Z0 : parameter kekasaran Z : Ketinggian p U*= τ /ρ : Kecepatan gesekan τ : tegangan geser permukaan ρ : densitas atmosfer Untuk pengoperasian matematis yang lebih mudah digunakan persamaan profil angin berikut: Z Uz = U10 ( 10 )n Dengan: Uz : kecepatan angin pada ketinggian Z U10 : kecepatan angin pada ketinggian refrensi 10 m n : parameter yang bergantung pada stabilitas atmosfer.untuk tujuan praktus diambil n= 0,2
11.7 Tinggi Campuran Gaya apung termal menentukan ketebalan lapisan campuran konvektif yang disebut dengan ketebalan campuran maksimum. Jika paket udara dipanasi oleh radiasi matahari pada permukaan bumi, maka suhunya lebih panas daripada udara lingkungan. Beda suhu antara paket udara dan udara lingkungan menyebabkan gaya apung. Gaya apung per satuan massa dinyatakan dengan persamaan berikut : ′ FB = dw g( T T−T ) dt Dengan: FB : gaya apung per satuan massa Dw/dt : percepatan vertikal G : percepatan gravitasi T’, T : Suhu paket udara dan udara lingkungan Dalam praktek,tinggi campuran ditentukan dengan bantuan profil suhu yang diukur dengan radisonde dan dirajah terhadap ketinggian.Tinggi campuran lebih rendah pada lapisan stabil atau lapisan inversi ketimbang pada lapisan labil. Lapisan inversi sering terjadi pada waktu malam,dan lapisan labil pada waktu siang hari.
70
Meteorologi Pencemaran Udara
11.8 Stabilitas Atmosfer Untuk kebutuhan rekayasa ,stbilitas atmosfer dapat diperkirakan berdasarkan pengmatan meteorologi permukaan. Pasquill ( 1961), Gilffort (1961) dan Turner (1969) mendefinisikan 6 kategori stabilitas atmosfer yang diberi notasi dari A sampai F. A : Sangat labil B : labil sedang C : sedikit labil D : netral E : sedikit stabil F : stabil Stabilitas atmosfer yang didefinisikan oleh ASME( American Society of Mechanical Engineers) dibagi menjadi 4 kategori Sangat labil : kelas A dan B Labil : kelas C Netral : kelas D Stabil : kelas E dan F Atmosfer dengan suhu udara turun lebih pelan dari 10◦C/km ,atau bahkan meningkat dengan ketinggian disebut dalam keadan stabil, yaitu setiap paket udara yang digerakkan ke paras lain akan kembali ke kedudukan semula.
11.9 Jenis Kepulan Asap Jenis kepulan asap yang keluar dari cerobong pabrik bergantung pada stabilitas udara.Pada hakekatnya ada tiga jenis pola dasar kepulan asap,yaitu : 1. Ikalan (looping), terjadi jika suhu udara berkurang secara cepat dengan bertambahnya ketinggian,terjadi dalam kondisi atmosfer stabil. 2. Kipas (fanning), terjadi jika suhu udara bertambah dengan bertambahnya ketinggian,terjadi dalam kondisi atmosfer stabil. 3. Kerucut (coning), terjadi jika suhu berkurang dengan bertambahnya ketinggian, terjadi dalam kondisi atmosfer mendekati netral. Selain ketiga pola tersebut terdapat pola peralihan, misalnya bentuk asapan (fumigation), loteng (lofting) ,dan jeratan (trapping)
Jenis Sumber Pencemaran
71
1. Ikalan hanya terjadi pada siang hari,biasanya jika langit cerah dan angin hampir tenang yang ditandai dengan laju penurunan suhu kelewat adiabatik..Karena kelabilan udara maka asap didispersikan secara cepat dan tak teratur. 2. Kerucut terjadi jika hari berawan dan berangin,sedangkan suhu sedikit turun dengan berkurangnya ketinggian. 3. Kipas, sering terjadi pada malam hari dan pagi hari pada waktu langit cerah dan angin lemah mendorong pembentukan lapisan udara stabil tebal dekat permukaan tanah. 4. Loteng, terjadi pada malam yang cerah dan angin tenang,biasanya berbentuk inversi suhu permukaan. 5. Pada jenis asapan (fumigasi) ada percampuran ke arah bawah dan percampuran ke atas yang dibatasi oleh lapisan inversi. 6. Jeratan( trapping) , terjadi jika inversi paras atas secara fisis menjerat gas buang dari sebuah cerobong pabrik dalam lapisan udara permukaan.
11.10 Jenis Sumber Pencemaran Sumber pencemaran dapat dibagi menjadi tiga macam yaitu sumber titik, sumber garis dan sumber bidang. Cerobong asap dari pabrik tenaga listrik merupakan sumber titik. Begitu juga pipa pembuang gas pada kendaraan bermotor, tetapi karena kendaraan bergerak dengan cepat sepanjang jalan maka pipa gas buang berfungsi sebagai sumber garis.Cerobong asap dapur dan bangunan jika dipandang secara individu merupakan sumber titik tetapi karena bangunan –bangunan tersebut saling berdekatan maka sumber-sumber ini dipandang sebagai sumber bidang yang komtinu. Sumber pencemar berasal dari alam dan buatan. Sumber pencemar alam adalah dari aktivitas vulkanik ( gunung berapi). Sumber pencemar buatan akan meningkat terutama dari pembakaran batu bara,minyak dan gas.
11.11 Persamaan Kepulan Asap Bentuk Umum Perkiraan transport dan dispersi pencemar biasa menggunakan pendekatan persamaan kepulan asap Gauss, berdasarkan anggapan seba-
72
Meteorologi Pencemaran Udara
gai berikut : 1. Arah dan kecepatan angin adalah konstan di sekitar sumber. 2. Aliran zat dari cerobong yang masuk ke atmosfer akan naik sampai mencapai ketinggian keseimbangan,dan ketinggian garis pusat kepulan asap adalah konstan. 3. Konsentrasi maksimum terjadi pada garis pusa kepulan asap. 4. Profil konsentrasi bentuk Gauss bukan profil kepulan sesaat melainkan konsentrasi yang dirata-ratakan untuk beberapa waktu,khususnya 10 menit atau 1 jam. 5. Tidak ada aliran zat yang hilang dari kepulan.Karena itu jika batas kepu;n menyentuh permukaan tanah,dianggap bahwa semua zat dipantulkan kembali ke atas tanah. 6. Persamaan Kepulan asap Gauss menyatakan kondisi keadaan mantap ( Steady State Conditionns), yaitu kecepatan pancaran aliran zat konstan dan parameter meteorologi juga konstan. Jadi persamaan Gauss dapat ditulis: Dengan : X (x,y,z H) : konsentrasi pada kedudukan angin turun (x, y, z) untuk tinngi cerobong efektif H ? : Kekuatan sumber [MT-1] U : Kecepatan angin rata-rata yang mempengaruhi transport kepulan [LT-1] H : Tinggi cerobong efektif atau tinggi garis pusat kepulan asap [L] H = h+?h Dengan : h : tinggi fisis sumber atau tinggi cerobong sebenarnya. ?h : Besarnya kenaikan kepulan asap. Kenaikan kepulan asap adalah perbedaan antara tinggi garis pusat kepulan (H) dan tinggi cerobong (h), jadi : ?h = H − h
12
Cuaca dan Iklim dalam Transportasi Cuaca buruk merupakan masalah yang memerlukan perhatian khusus dan serius di dalam dunia penerbangan. Unsur cuaca seperti turbulensi, visibilitas, perawanan, dan angin merupakan factor yang sangat menentukan dalam penerbangan.
12.1 Penerapan Klimatologi dalam Penerbangan Penerapan klimatologi pada penerbangan mulai dari lokasi bandara. Dengan menganggap keperluan bandara baik untuk orang sipil maupun kegunaan militer, maka lokasi bandara bergantung pada sejumlah yang berkaitan. Faktor tersebut misalnya angin dan kabut. Pusatpusat industri dapat mengeluarkan asap dan menginjeksikan polutan yang berperan mengurangi visibilitas. Studi klimatologi memungkinkan dapat memilih lapangan udara yang mengalami cuaca beresiko minimum, seperti awan rendah, turbulensi, penyimpangan angin, dan badai guruh.
12.2 Factor Cuaca Dalam Penerbangan Jika kabut tebal, badai, atau cuaca buruk dijumpai di laut atau di darat, masalahnya tidak begitu serius dibandingkan jika terjadi di udara. Pengemudi kapal dapat menngatur kecepatan kapalny aatau dapat menurunkan jangkar sampai keadaan memungkinkan kembali untuk melanjutkan pelayarannya.
74
Cuaca dan Iklim dalam Transportasi
Akan tetapi lain halnya dengan penerbangan, kondisi buruk dan berbahaya semacam ini merupakan masalah yang memrelukan perhatian serius. Seorang pilot berusaha untuk berjuang melawan angin yang menghambat gerakan pesawat terbang dengan cadangan bahan bakar yang makin lama makin menipis, lebih-lebih dengan adanya kabut yang sangat mempengaruhi jarak penglihatan atau visibilitas seorang pilot. Keadaan yang kritis ini memang sukar untuk dihindari, tanpa mengetahui cuaca local sebelumnya. Kemungkinan seorang pilot masih dapat menghindaari cuaca buruk demikian dengan mengubah jalur penerbangan semula atau dengan melakukan pendaratan (landing) secara darurat selagi masih ada waktu dan masih sempat, atau jika keadaaan mengizinkan dan persediaan bahan bakar masih cukup banyak, pesawat dapat beerputar-putar dahulu di udara sambil menunggu keadaan cuaca yang cerah dan aman untuk mendarat di landasan. Pentingnya cuaca dalam menentukan lalulintas di udara membuat banyak Negara mengeluarkan biaya yang tidak sedikit untuk mendirikan stasiun observasi cuaca atau pusat peramalan cuaca. Informasi cuaca yang diperlukan untuk lepas landas (take off), cuaca di lapangan terbang, cuaca untuk pendaratan, dan informasi cuaca sepanjang trayek yang ditempuh. Unsure cuaca yang menentukan dalam penerbangan diantaranya adalah arah dan kecepatan angin pada berbagai ketinggian, awan rendah dank abut, tinggi awan dan ketebalan awan, jarak penglihatan, cuaca sepanjang trayek penerbangan yang ditempuh, turbulensi udara dan pengendapan es pada badan pesawat. Disamping factor cuaca, maka factor lingkungan dapat mempengaruhi jarak penglihatan terutama diakibatkan oleh pencamearan udara disekitar daerah industry. Kabut yang disertai dengan asap industry ini disebut kabas (smog). Dari statistic ditunjukkan bahwa unsure cuaca seperti kabut, perawanan (cloudiness), jarak penglihatan dan turbulensi udara merupakan factor yang sangat menentukan di dalam penerbangan. Turbulensi udara ini dapat menimbulkan benturan (bumping) pesawat terabang dan mengganggu kenikmatan para penumpang. Turbulensi yang kuata biasanya terjadi pada daerah cumulonimbus dan pada daerah berbukit atau pengunungan dengan awan cumulus yang besar. Data jarak penglihatan diperlukan terutama untuk pendaratan dan lepas landas dari pesawat terbang. Pengaruh perawanan pada pesawat terutama pada jenis kpesawat yang terbang tinggi adalah awan jenis cirrus yang dapat menimbulkan pengendapan es pada badan pesawat, selain itu awan cumulonimbus yang bisa mencapai paras (level) tinggi perlu juga diperhatikan. Pengaruh endapan baik yang berbentuk cairr (hujan)
Pengaruh Bukit dan Gunung
75
atau yang berbentuk padat (es, salju), selain mempengaruhi jarak penglihatan juga mempengaruhi keselamatan pesawat secara langsung karena butir endapan tersebut mengenai badan pesawat dan kemungkinan dapat menimbulkan kerusakan pada pesawat. Aspek meteorologi dalam penerbangan diperlukan terutama untuk pendaratan dan lepas landas pesawat terbang, efisiensi pesawat dan keamanan serta kenyamanan para penumpang.
12.3 Pengaruh Bukit dan Gunung Arus uudara di sekitar dan di atas bukit dan gunung merupakan hal yang sangat sering dipermasalahkan oleh setiap pilot pesawat yang hendak terbang melalui daerah tersebut. Kasus ini dapat dilihat pada gambar di bawah ini Arus udara yang datang dari tempat A, setelah melewati tempat B akan lebih cepat daripada ketika berada di daerah A, karena itu meskipun angin yang datang adalah lemah dapat menjadi kencang setelah melewati pucak gunung. Gunung dapat menjadi pusat pusaran angin yang berarah ke bawah seperti terlihat pada gambar tersebut di atas. Hal ini dapat berbahaya bagi dunia penerbangan. Makin tinggi ketinggian arus uudara, makin berkurang arus udara dipengaruhi oleh pegunungan. Pada gambar 1 di atas dapat dilihat bahwa pesawat pesawat terbang P yang datang yang datang dari lereng di atas angin (wind ward) dapat terbang dengan aman, tetapi pesawat Q yang datang dari lereng di bawah angin (lee ward) kemungkinan besar akan menabrak gunung meskipun ketinggian terbangnya sama saja dengan ketinggian pesawat P. Untuk menghindari bahaya tabrakan tersebut maka pesawat Q harus terbang tinggi secukupnya agar dapat menghindari gaya tarikan ke bawah akibat turbulensi pada lereng di bawah angin. Dengan demikian pesawat Q yang mengitari bukuta akan lebih aman dibandingkan jika pesawat Q melalui puncak gunung.
12.4 Pengaruh Unsur Cuaca dan Iklim Terhadap Pesawat Terbang Perubahan unsur cuaca dan iklim seperti suhu, tekanan, rapat massa, dan kecepatan angin dapat mempengaruhhi [esawat terbang, misalnya peng-es-an (icing), kestabilan, gaya naik ( lift), gaya dorong (thrust), atau gaya hambatan (drag). Suatu benda yang bergerak di
76
Cuaca dan Iklim dalam Transportasi
dalam atmosfer sebagai fluida akan mendapat beberapa gaya antara lain: • Gesekan antar permukaan benda dengan fluida • Tekanan fluida pada permukaan benda Faktor yang mempengaruhi adalah densitas udara, viskositas fluida, kecepatan fluida, dan luas permukaan yang dilalui oleh fluida. Faktor ini beragam waktu untuk pengaruh cuaca yang berubah menurut waktu. Berikut adalah gambar yang menunjukkan bagan badan pesawat di dalam atmosfer. Gaya naik disebut gaya aerodinamik yang arahnya tegak lurus pada arah gerakan pesawat terbang. Arah angin di sini sangat berperan terhadap besar kecilnya gaya naik, misalnya sudut angkat (), lihat gambar di bawah ini : Gambar 3 pengaruh arah angin pada pesawat 1. α = positif menyebabkan gaya naik besar, sehingga pesawat dapat naik 2. α = negatif menyebabkan gaya naik kecil, sehingga pesawat akan turun Di daerah pegunungan, sebuah pesawat yang akan terbang melalui gunung sangat berbahaya terutama jika datang dari lereng bawah angin, karena akan mengalami sudut angkat (α) yang negatif sehingga gaya angkat menjadi kecil dan pesawat terbang kemungkinan besar akan menabrak gunung seperti pada gambar 1 di atas. Karena itu penting sekali untuk menghindari lintasan melalui pegunungan. Alternatif yang bisa diambil adalah dengan terbang setinggi mungkin atau mengitari pegunungan seperti terlihat pada gambar di bawah ini: Untuk penerbangan yang tinggi maka gaya naik dan gaya hambatan akan kecil karena semakin tinggi densitas udara (r) makin kecil dan suhunya makin dingin. Turunnya suhu sampai dibawah titik beku menyebabkan peng-es-an yaitu peristiwa terbentuknya butir es akibat suhu yang sangat dingin, yang melekat pada pesawat terbang. Peng-es-an membahayakan penerbangan karena es yang melekat akan membebani pesawat sehingga tenaga dorong mesin menjadi berkurang. Di samping itu bongkah es yang menempel pada badan pesawat akan merintangi dan merusak arus udara yang mengalir sehingga dapat menyebabkan turbulensi dan menurunkan gaya naik.
Pertumbuhan Badai Guruh
77
Jika terjadi peng-es-an pada karburator, yaitu pada suhu lebih kecil dari 32oF, saat air dari karburator tersebut membeku maka akan terjadi penurunan tenaga mesin, atau mungkin juga terjadi kerusakan mesin yang sangat berbahaya bagi keamanan penerbangan. Pengaruh ketinggian pada ruang kabin pesawat tidak bisa diabaikan karena itu pesawat harus dilengkapi dengan alat untuk mengatur tekanan udara di dalam pesawat agar tetap normal dan dilengkapkan dengan perkakas anti peng-es-an. Jika pesawat terbang tinggi maka densitas udara kecil, hal ini dipengaruhi pada pernapasan penumpang karena kekurangan oksigen menyebabkan hipoksia. Suatu hal yang sangat berbahaya dalam penerbangan ialah munculnya awan cumulus dan cumulonimbus. Awan ini sangat ganas karena di dalamnya terdapat hujan lebat, badai atau es, selain itu pada pesawat yang terbang di bawah awan ini dapat diangkat masuk ke dalam awan sehingga pilot mendapat kesulitan untuk mengendalikan pesawatnya.
12.5 Pertumbuhan Badai Guruh Badai guruh konvektif atau badai guruh termal ddisebabkan oleh pemanassan permukaan oleh radiasi matahari. Badai tersebut dapat menyebabkan hujan deras (shower), batu es hujan (hail), dan guruh. Kondisi atmosfer yang memungkinkan terbentuknya badai guruh adalah: 1. Udara lembab dalam lapisan yang tebal sekitar 3 km atau lebih 2. Perawanan pada pagi hari sedikit artinya da insolasi yang memanasi permukaan tanah dan udara di sekitarnya. 3. Atmosfer tidak stabil secara konvektif atau gaya apung termal bernilai positif. Fase pertumbuhan badai guruh dapat dibagi menjadi: 1. Tingkat cumulus, pada tingkat ini awan terus tumbuh dengan arus udara keatas dominan. Awan akan terus tumbuh seelama gaya apung termal positif dan menjadi awan cumulus congestus. Tetes awan yang terbentuk oleh kondensasi pada dasar awan kemudian terbawa oleh arus udara ke atas dan terjadi proses pembentukan tetes hujan melalui mekanisme tumbukan dan penggabungan atau melalui mekanisme kristal es jika terbentuk kristal es di atas paras beku (0oC). Di Indonesia isoterm 0oC terdapat
78
Cuaca dan Iklim dalam Transportasi pada ketinggian sekitar 4,5 km dari paras laut. Dalam awan cumulus congestus selain terjadi proses hujan, sering kali dibarengi dengan proses elektrifikasi awan. Dalam proyek badai guruh Braham (1953) telah menghitung banyaknya udara yang dibawa oleh arus ke atas dalam awan, dan secara statistik ditemukan sekitar 8.000 ton udara perdetik. Nilai ini keliatannya besar, tetapi sangat kecil jika dibandingkan dengan udara yang sibawa oleh siklon tropis. Udara yang dibawa dalam awan berasal dari lapisan udara dekat tanah dan datang dari tempat yang jauhnya beberapa kilometer dari awan, karena di bawah dasar awan terdapat konvergensi. 2. Tingkat dewasa (mature), pada tingkat ini awan sangat bengis dan berbahaya. Tingkat ini ditandai dengan hujan lebat, turbulensi kuat, kilat, dan guruh, serta kemungkinan terjadi batu es hujan (hail). Dalam tingkat ini terjadi arus udara ke bawah yang menyebabkan presipitasi dan arus udara ke atas yang memasukkan bahan bakar awan, yaitu uap air yang melepaskan panas laten jika berubah fasa menjadi tetes awan. Jika arus udara di atas sangat kuat maka badai guruh yang kuat dapat menembus 1,5 km atau lebih ke dalam lapisan strarosfer meskipun stratosfer adalah lapisan inversi yang sangat stabil. 3. Tingkat disipasi (lenyap), pada tingkat ini badai menjadi tua. Badai guruh dikatakan dalam tingkat pelenyapan (disipasi) jika lebih dari setengahnya terdiri atas arus udara ke bawah ( downdraft), dan berangsur-angsur aktivitas awan mereda. Kecepatan arus udara ke bawah menjadi lemah dan hujan berkurang sampai menjadi gerimis (drizzle)yang akhirnya awan badai mati atau lenyap. Berikut gambar bagan model aawan badai guruh.
Kadang-kadang badai guruh terdiri atas lebih dari satu sel. Sebelum sel pertama lenyap, sel yang baru telah terbentuk sehingga badai guruh mempunyai waktu hidup yang lama. Garis badai guruh (line of thunderstorm) seringkali disebut garis hujan badai (squall line) adalah garis non frontal dari badai guruh aktif yang lebarnya puluhan kilometer dan panjangnya ratusan kilometer dan mempunyai waktu hidup lebih panjang daripada waktu hidup unsur cumulonimbus.
13
Klimatologi Bangunan 13.1 Pendahuluan
Manusia pertama kali di bumi pada waktu itu belum mengenal tempat berlindung dari cuaca dan binatang buas. Mereka merasa perlunya perlindungan diri dari gangguan cuaca. Pada waktu itu manusia belum memiliki kemampuan untuk membangun tempat tinggal dan mareka berlindung dengan perlindungan secara alam; biasanya di gua gua. Mereka segera tahu bahwa di dalam gua ini mereka marasa terlindungi dari cuaca dan iklim yang sangat buruk. Namun demikian cara hidup di dalam gua kurang menyenangkan dibandingkan di dalam rumah. Iklim di gua bervariasi dari mulut gua sampai ke tempat yang jauh di dalam gua. Perkembangan selanjutnya, mereka kemudian mulai membangun tempat berlindung tetapi masih belum baik, dan sudah di perhatikan perlidungan dari curah hujan dan radiasi matahari yang terik, jika dikehendaki udara yang lebih sejuk dan mereka membuat ventilasi melalui jendela. Kemudian pada waktu orang telah lebih mapan, maka ia mulai memikirkan sumber alam yang tersedia di tempat yang didiaminya, seperti kayu dan batu yang dapat dipakai sebagai bahan bangunan untuk melindungi diri dengan segala musim. Lambat laun mulai mengembangkan rancangan (disain) yang optimum dengan alat alat terbatas tetapi sudah memikirkan teknologi, bahan bahan dan biaya. Pemikiran orang terdahulu, sekarang direalisasikan dengan metode moderen, seperti adanya alat pemanas untuk mengatasi kedinginan pada waktu musim dingin dan adanya alat pengatur udara untuk mengatasi panas yang terik. Iklim dan Arsitek Seorang arsitek dalam menyiapkan rancangan bangunan maka ia harus mengetahui faktor fundamental seperti jenis bangunan, lokasi bangunan dan biaya. Sangat tidak menguntungkan jika hal itu tidak didukung dengan pengetahuan klimatologi. Data iklimyang di perlukan oleh seorang arsitek terutama adalah :
80
Klimatologi Bangunan • Pertimbangan panas • Ventilasi angin • Sinar matahari • Aspek hujan dan kelembapan
13.2 Pertimbangan Panas Agar dapat mempetimbangkan dengan benar mengenai beban panas terhadap sebuah bangunan, maka idealnya seorang arsitek seharusnya mengetahui : • Suhu udara • Radiasi matahari • Kelembaban udara • Kecepatan angin • Analisis frekuensi dan hubungan variabelnya Masalah yang sering di jumpai oleh seorang aritek dalam merancang suatu bangunan adalah masalah yang berkaitan dengan iklim makro dan iklim mikro. Iklim mikro sebuah tapak bangunan tergantung pada letak tempat, kemiringan dan liputan tumbuh-tumbuhan di atasnya. Hal yang paling penting dalam perancangan pembangunan adalah pengetahuan mengenai karakteristik panas dan kelembaban udara. Metode yang paling baik untuk mempertimbangkan berapa lama waktu saat suhu berada diatas atau dibawah harga ambang.
13.3 Ventilasi dan Angin Mawar angin (wind rose) dari laju dan arah angin setiap bulan diperlukan untuk informasi mengenai ventilasi dan arah angin pada sebuah tapak (site). Kecepatan angin berbanding lurus dengan ketinggian, hal tersebut juga harus diperhitungkan oleh arsitek. Bangunan dirancang dengan ketahanan angin maksimum. Tekanan angin sebanding dengan kuadrat kecepatan angin dikalikan dengan faktor yang bergantung pada bentuk konstruksi.
81
Sinar Matahari
13.4 Sinar Matahari Unsur iklim memainkan peranan penting dalam masalah cahaya alam pada bangunan. Karena sangat sedikit pengukuran nilai cahaya matahari dalam pustaka maka informasi ini harus dikonversikan.
13.5 Curah Hujan Curah hujan sangat mempengaruhi bagian luar terutama bahan bangunan tersebut. bila disertai dengan angin kencang, maka juga akan mempengaruhi bagian dalam dari bangunan sehingga perlu dibuat dinding pelindung agar melindungi rumah dari angin kencang. Selain itu, curah hujan yang turun akan meresap, dengan intensitas peresapan yang berbeda. Sehingga pembuatan atap rumah dan saluran air diatas rumah harus direncanakan dengan baik agar tidak mengakibatkanair hujan masuk ke dalam rumah. Di daerah tropis tempat terjadinya hujan lebat dengan dimensi tetes hujan yang lebih besar, curah hujan mendekati vertikal, kecuali jika disertai dengan angin kencang. Then (1938) telah mempelajari perembesan curah hujan ke dalam rumah dan menurunkan rumus sebagai berikut : P = RV 2
(13.1)
Dengan R adalah curah hujan maksimum (mm) selama 5 menit, V adalah kecepatan angin (m/det) pada waktu R terjadi. P adalah perembesan curah hujan. Ia menyatakan bahwa perembesan curah hujan akan terjadi jika harga P melebihi 100.
13.6 Iklim Tapak Bangunan Iklim tapak (site) merupakan hasil dari dua faktor, yaitu iklim makro dan iklim mikro. Informasi iklim banyak di peroleh tetapi informasi iklim mokro jarang dijumpai, karena itu perlu menggunakan prisip mikroklimatologi agar memperoleh beberapa pengetahuan. Iklim mikro dapat berubah menjadi iklim makro, hal ini bergantung pada relief setempat, perairan, liputan tanah, dan bangunan di sekitarnya. Relief lokal dapat mengubah jumlah radiasi pada bangunan karena adanya bayangan atau pemantulan, tetapi pengaruh utama adalah aliran udara (angin). Angin mempunyai peranan mengubah pola suhu dan kelembapan udara, tetapi mungkin juga membawa pencemaran
82
Klimatologi Bangunan
dari daerah jauh meskipun efek ini kadang kadang tidak terlihat. Untuk bangunan dekat danau memungkinkan persyaratan berkembang biaknya populasi insekta seperti nyamuk. Klasifikasi iklim untuk perumahan 1. Daerah tropis Daerah tropis dapat di bedakan menjadi lima bagian utama yaitu : • Terik lembab • Kepulauan tropis • Terik kering • Savana atau padang rumput • Tanah tinggi Di daerah terik lembap banyak terdapat tumbu tumbuhan yang rapat sehingga ketersediaan kayu memungkinkan penduduk membangun rumah untuk melindungi diri dari binatang buas dan insekta. Daerah kepulauan tropis disini di pengaruhi angin darat dan angin laut. Rumah biasanya dibuat dengan bambu yang dengan mudah dinaikan pada waktu hujan lebat, rumah biasanya dinaikan dan terdiri atas satu kamar agar dapat memfaatkan pengaruh angin. Pada daerah terik kering, setengah kering (semiarid), dan gurun, radiasi matahri sangat kuat sehimgga perlu dilindungi. Rumah dibangun dari bata merah yang akan memberikan isolasi. Rumah di bangun dengan banyak loteng untuk memfaatkan angin dan mmberi bayangan pada bagian bawah. Rumah di daerah savana tempat tinggal mereka di buat dari bahan campuran antara lumpur dan rumput dan dibagun di bawah pohon dan dikelilingi ilah duri untuk melindungi mereka dari binatang buas. Rumah di daerah tanah tinggi rumah mereka di bangun dengan isolasi yang baik dan terlindung dari angin. 2. Derah subtropis Daerah subtropis dapat dibedakan menjadi tiga bagian utama, yaitu : • Iklim mediteranean • Daerah pantai timur
Iklim Tapak Bangunan
83
• Daerah gurun Daerah mediteranean merupakan daerah yang paling baik bagi umat manusia. Banguan di sini ada kemiripan dengan daerah terik kering di daerah tropis karena pada waktu musim panas tiba tiba menjadi terik dan kering, tetapi untuk untuk mengatasi musim dingin dibuat perlindungan yang lebih kuat. Tempat tinggal di daerah mediteranean mempunyai halaman terbuka karena matahari tidak langsung ke dalam halaman. Bagian dari rumah ini menjaga iklim yang sesuia dan kesejukan diperoleh dari pemakaian air mancur di halam depan rumah. Daerah pantai timur mempunyai lebih banyak jumlah curah hujannya sehingga bangunan disini harus kuat agar terlindung dari hujan lebat. Gurun merupakan daerah dengan suhu tinggi sehingga tenda mereka biasanya di angkat pada sisinya sehingga memperoleh manfaat dari setiap angin yang berhembus. 3. Daerah dingin Rumah di daerah dingin biasanya kecil sehingga ada pengawetan panas. Radiasi matahari tidak pernah menjadi masalah bahkan rumah sebaiknya dibangun dengan mengambil manfaat dari sinar matahari. 4. Derah sangat dingin Rumah di daerah ini biasanya membuat atap runcing untuk mencegah tumpukan salju. Orang Eskimo membuat rumah dengan bentuk bergaris tengah kira kira 10 kaki, di buat dari balok salju atau batu. Jalan masuk berbentuk terowongan dan pada salah satu bidang dalam rumah ada ruang untuk lampu. Panas dari lampu ini akan naik sehingga menambah kehangatan di bagian dalam rumah. Jadi jelas dari pembahasan di atas dalam bab ini bahwa penerapan klimatologi pada bangunan mulai menarik perhatian dan sangat penting. Pemukiman sekarang baru sebagian mempertimbangkan unsur klimatologi. Di bidang klimatologi bangunan inilah ahli klimatologi dapat membantu perencanaan bangunan dalam mengambil keputusan dengan memperhitungkan iklim tapak (site) bangunan. Akan tetapi dalam memberikan sumbangnnya, ahli meteorologi/klimatologi pertama tama harus mengetahui tentang alamiah dari proses bangunan dan kedua mengetahui secara pasti mengenai data klimatologi yang baik dipakai dalm proses rancangan tersebut. Karena itu kerjasama
84
Klimatologi Bangunan
bidang ilmu yang melibatkan profesi rancang bangunan dan profesi kontruksi bangunan sangat diperlukan. Hal ini merupakan suatu tantangan bagi ahli meteorologi untuk melibatkan diri dalam menyusun interaksi antara meteorologiawan dengan spesialis lain. Kajian klimatologi bangunan dikaitkan dengan situasi interaksi yang melibatkan pengaruh cuaca pada bangunan dan pengaruh pada cuaca di sekitar bangunan. Orientasi bangunan terhadap angin dan matahari akan mempengaruhi efek gaya angin, suhu udara, curah hujan, dan cahaya matahari. Tanah bangunan yang sempit pada daerah pemukiman akan mengurangi pilihan orientasi tempat tinggal.
14
Perubahan Iklim
Iklim cenderung berubah oleh ulah dan aktivitas manusia seperti urbanisasi,deforestasi,industrialisasi, dan oleh aktivitas alam seperti pergeseran kontinen, letusan gunung api,perubahan orbit bumi terhadap matahari,noda matahari dan peristiwa el nino. Atmosfer di atas kota besar dan di kawasan industri terasa lebih panas dan lebih kotor oleh gas buangan kendaraan bermotor dan oleh proses industri dibandingkan dengan atmosfer di atas hutan atau di daerah pegunungan yang terasa sejuk dan lebih bersih. Beberapa pencemar yang berada di atmosfer bawah terutama di troposfer dapat mengganggu keseimbangan radiasi yang pada gilirannya dapat mengubah iklim.
14.1 Teori perubahan iklim Cuaca pada pagi haribiyasanya udara dingin,langit cerah dan pada siang hari udara panas,langit berawan. Perubahan cuaca semacam ini lebih tepat disebut fluktuasi,yaitu perubahan yang cenderung berulang. Akan tetapi perubahan iklim baru dapat diketahui setelah perioda waktu yang panjang, beberapa ahli klimatologi menggunakan istilah kecenderungan iklim (climatic trend). Ada beberapa teori yang menjelaskan perubahan iklim,diantaranya seperti diuraikan berikut ini.
14.1.1 Teori geologi Teori hanyutan benua (the continental drift theory), teori ini mengemukakan bahwa kerak bumi terdiri atas lempengan yang dapat saling bergeser. Karena pergeseran ini, bumi menjadi lempeng yang terpisah, seperti lempeng pasifik, lempeng amerika, lempeng nazca, lempeng antartika, dan lempeng cocos. Karena perubahan luas benua dan
86
Perubahan Iklim
lautan maka terjadi perubahan energi dan kelembaban udara yang mengakibatkan perubahan iklim.
14.1.2 Teori astronomi Perubahan orbit bumi dan sudut sumbu bumi. Perubahan orbit bumi mengelilingi matahari dari bentuk lingkaran ke bentuk elips memerlukan waktu sekitar 105.000 tahun. Pada waktu orbit bumi berbentuk lingkaran, radiasi matahari 20 − 30% lebih besar di banding dengan yang diterima bumi pada saat kedudukan bumi terjauh dari orbit elips. Semula bumi mengelilingi matahari dengan sudut sumbu bumi 22, 1 menjadi 23, 5, hal ini menyebabkan bumi yang menghadap ke matahari berubah sehingga iklim juga berubah.
14.1.3 Teori karbondioksida Beberapa ahli menyelediki hubungan perubahan iklim dengan ragam karbondioksida (CO2 ) di atmosfer. CO2 menyerap radiasi gelombang panjang (radiasi bumi) pada panjang gelombang 4 sampai 5 mikron dan di atas 14 mikron terutama pada spektrum yang terletak antara 12 dan 18 mikron. Karena itu peningkatan konsentrasi CO2 akan meningkatkan suhu atmosfer permukaan bumi dan mengurangi jumlah radiasi bumi yang hilang ke angkasa. Alasan bahwa CO2 sebagai pencemar hanya karena efek rumah kaca saja. Karena itu karbondioksida merupakan salah satu faktor yang penting penyebab perubahan iklim bumi. Telah banyak usaha untuk memperkirakan perubahan iklim bumi yang di sebabkan oleh peningkatan konsentrasi CO2. Akan tetapi karena banyak perubahan yang harus di tebak, maka tidaj ada keseragaman proyeksi yang dapat di terima.
14.2 Pembentukan Dan Penipisan Ozonosfer 14.2.1 Pembentukan Ozonosfer Lapisan ozon terdapat pada ketinggian antara 20 dan 30 km, yaitu di lapisan stratosfer. Tinjau bagaimana ozon terbentuk dan bagaimana ozon menyerap energi foton. Di lapisan stratosfer konsentrasi O2 lebih besar dari pada atom oksigen sehingga atom O mengalami tumbukan dengan molekul O2 yang cenderung membentuk ozon. Molekul
Efek Gas Rumah Kaca Dan Aerosol Terhadap Iklim
87
ozon mampu menyerap radiasi matahari yang menghasilkan dekomposisi menjadi O2 dan O. Jika tidak ada ozonosfer di stratosfer, maka energi foto yang tinggi akan menembu ke permukaan bumi sehingga tanaman, hewan, dan manusia kemungkinan tidak akan hidup seperti sekarang.
14.2.2 Penipisan Ozonosfer Sherwood Rowland dan Mario Molina (1974) dari Universitas California mengemukakan bahwa klor dari CFC 9klorofluorokarbon) dapat merusak lapisn ozon. Bahan ini, terutama CFCl3 (freon 11) dan CF2Cl2 (freon 12) telah banyak di pakai sebagai bahan pembakar dalam kaleng semprotan, sebagai gas alat pendingin, sebagai gas pengatur udara (AC), dan sebagai bahan untuk plastik. CFC sebenarnya tidak reaktif dan tidak dapat larut dalam air sehingga CFC tidak jatuh ke permukaan bumi oleh tetes hujan. CFC di atmosfer menjadi lebih lama, dan akhirnya dapat terdifusi masuk ke dalam stratosfer. Diperkirakan beberapa juta ton klorofluorokarbon sekarang berada di lapisan atmosfer. Meskipun kecepatan difusi dari molekul CFC ke dalam stratosfer dari permukaan bumi kemungkinan rendah, kerusakan ozonosfer oleh CFC telah di yakini melalui observasi. Sejak akhir tahun 1970an, peneliti telah mendapatkan penipisan tahunan dari lapisan ozon di atas kutub selatan yang terjadi selama musim semi austral (belahan bumi selatan).
14.3 Efek Gas Rumah Kaca Dan Aerosol Terhadap Iklim 14.3.1 Gas Rumah Kaca Faktor dominan yang menentukan kecenderungan iklim di perkirakan oleh efek rumah kaca yang disebabkan oleh kenaikan konsentrasi karbon dioksida (CO2) dan gas perunut lainnya, seperti nitrogen oksida atau dinitrogen oksida (N2O), metan (CH4), klorofluorokarbon (CFC), dan ozon (O3). Efek rumah kaca disebabkan oleh sejumlah pencemar yang berbentuk gas. Dari gas tersebut maka karbon dioksida yang bersal dari pembakran bahan bakar fosil mempunyai pengaruh paling besar (55%). Jadi efek rumah kaca erat kaitannya dengan kenaikan pemakaian transportasi, industri, dan rumah tangga. Gas rumah kaca
88
Perubahan Iklim
transparan terhadap insolasi dan menyerap radiasi gelombang panjang bumi sehingga kehadiran gas ini di atmosfer lambat laun akan menaikan suhu permukaan bumi. Sekitar 60% efek rumah kaca disebabkan pencemaran atmosfer yang berasal dari energi bahan bakar fosil, sedangkan 95% pengurangan lapisan ozon disebabkan oleh gas CFC.
14.3.2 Aerosol Aerosol dapat dibagi menurut asalnya, yaitu aerosol primer dan sekunder, juga dapat dibagi dalam aerosol natural dan antropogenik. Aerosol primer natural misalnya percikan garam laut, hembusan debu, atau abu vulkanik. Aerosol antropogenik misalnya debu dari proses pembakaran dalam industri atau pembakaran dalam pertanian. Aerosol berasal dari transformasi gas seperti SO2, H2S, NOx, dan hidrokarbon. Hampir 99% aerosol dijumpai di atmosfer bawah atau troposfer. Waktu tinggal rata-rata di traposfer sekitar 10 hari tetapi di stratosfer waktu tinggal aerosol dapat mencapai beberapa tahun. Aerosol adalah partikel berbentuk cairan atau padat yang berukuran lebih besar dari pada molekul tunggal (diameter molekul = 0,0002 mikron) tetapi aerosol lebih kecil dari 500 mikron, dan mempunyai waktu tinggal di atmsofer dari beberapa detik sampai beberapa bulan. Aerosol dapat mempengaruhi iklim melalui hamburan dan penyerapan radiasi matahari, dan melalui emisi radiasi gelombang panjang. Efek tidak langsung berasal dari pengruh pembentukan awan dan hujan. Letusan gunung berapi yang menginjesikan aerosol ke dalam atmesofer dapat berpengaruh pada iklim secara nyata.
14.3.3 Daur Pencemar Penyebab Hujan Asam Hujan asam adalah masalah lingkungan yang agak rumit. Sejak tahun 1950, perkara hujan asam menjadi menarik perhatian terutama ketika terjadi pengasaman (asidifikasi) danau di scandinavia dan kanada. Hujan asam adalah istilah yang lebih populer dari pada deposisi basah senyawa sulfur dan nitrogen. Pengasaman terutama disebabkan oleh tiga jenis pencemar, yaitu 1. Sulfur dioksida (SO2), dari pembakaran minyak bumi dan batu bara, dan dari proses industri. 2. Nitrogen dioksida (NO2), dari proses semua jenis pembakaran.
Dampak aktivitas manusia pada iklim
89
3. Amonia (NH3), terutama dari peternakan.
14.4 Dampak aktivitas manusia pada iklim Peningkatan jumlah penduduk ,pembangunan dan perkembangan kota,pertumbuhan industri, kepadatan lalu lintas, deforestasi, dan lain sebagainya telah banyak menarik perhatian dalam masalah perubahan cuaca dan iklim. Perkembangan kota menyebabkan lapisan atmosfer di atasnya menjadi tercemar oleh partikel debu atau asap kendaraan dan pembakaran domestik. Partikel ini akan meningkat konsentrasinya pada musim kemarau dan menurun pada musim hujan. Bahan bangunan di daerah kota seperti bata, beton, dan aspal dapat menyerap dan menyimpan panas matahari pada siang hari, kemudian memberikan panas setelah matahari terbenam.
14.5 Hubungan antara manusia dan cuaca Hubungan antara manusia dan cuaca ecara positif semakin rumit, oleh gangguan segala macam aktivitas manusia di muka bumi, maka cuaca yang tampak sekarang menjadi semakin kompleks. Belum ada komputer di dunia yang mampu mengintegrasikan semua data cuaca yang ada. Sehingga dalam hal ini ahli meteorologi meminta maaf, mengapa ramalan cuaca tidak mungkin di lakukan lebih baik lagi. Pertama bahwa belum banyak dilakukan penelitian meteorologi secara mendasa, antara lain di negara indonesia sendiri. Untuk meramalkan dua, tiga, atau empat hari kemudian perlu memahami sirkulasi umum dari udara dan mekanisme atmosfer secara mantap. Kedua bahwa empat per lima dari planet kita masih belum ditempati oleh stasiun meteorologi sehingga sering pada daerah yang ada stasiunnya terjadi gejala buruk yang tidak teramati. Kelangkaan informasi mengenai unsur cuaca ini menimbulkan kesulitan ahli meteorologi untuk membuat model matematis dari atmosfer. Karena itu timbul gagasan dari ahli meteorologi dunia untuk merencanakan program penelitian atmosfer global, yang diberi nama GARP ( global atmospheric research programme ) yang dikelola oleh WMO ( world meteorological organization ). GARP merupakan proyek meteorologi yang paling besar selama ini, atmosfer akan diukur oleh banyak instrumen. Dalam rangka penelitian dan proyek percobaannya maka GARP dibagi menjadi beberapa subprogram penelitian
90
Perubahan Iklim
diantaranya : 1. POLEX ( Polar Experiment ), dimaksudkan untuk menilai pertukaran energi antara daerah lintang tengah dan daerah kutub. 2. WAMEX ( West African Monsoon Experiment ), dimaksudkan untuk lebih mengetahui secara rinci tentang monsun di afrika. 3. MONEX ( Monsun Experiment ), dimaksudkan untuk mempelajari monsun di india dan monsun di indonesia. Monex mempunyai arti yang sangat penting bagi indonesia, karena percobaan dan penelitiannya dipusatkan di Asia. Karena itu pemerintah indonesia melalui Badan Meteorologi Dan Geofisika, jakarta mengambil bagian dalam penelitian Monex. Penelitian dan percobaan Monex dibagi menjadi 2 bergantung pada musim, yaitu winter monex yang penelitiannya dilakukan pada musim dingin dan summer monex yang penelitiannya dilakukan pada musim panas. Meteorologi sebagai ilmu yang mempelajari tentang atmsofer dan cuaca tidak lagi sebagai ilmu pengetahuan murni sebagaimana pendapat banyak orang di masa lalu. Meteorologi tidak hanya sekedar ilmu pengetahuan tetapi adalah ilmu terapan yang langsung dapat digunakan dan diterapkan sebagai salah satu faktor dan parameter dalam operasional pembangunan.
15
Alat Klimatologi 1. Sifat dan jenis alat Alat klimatologi atau meteorologi biasanya disimpan didalam sangkar meteorologi agar dapat terlindung dari hujan,debu dan sebagainya. Adapun sifat-sifat alat meteorologi : 1. Harus seteliti mungkin (akurat) 2. Harus peka agar diperoleh ketelitian yang tinggi 3. Harus kuat dan tahan lama agar dapat memberikan pelayanan dalam jangka jangka panjang 4. Harus mudah dipakai dan sederhana 5. Biasanya mempunyai harga murah karena di dalam penelitian klimatologi dperlukan alat yang dipasang dalam jumlah besar. Alat meteorologi pada umunya ada dua macam, yaitu : 1. Jenis biasa (bukan pencatat ) Biasanya dilengkapi dengan jam (waktu) dan pias (chart) yang diganti tiap hari untuk pias harian atau diganti tiap minggu untuk pias mingguan, dan dilengkapi dengan pena. Contohnya : termometer, barometer, pluviometer, psikrometer, dan sebagainya. 1. Jenis pencatat
92
Alat Klimatologi
Contohnya : termograf, barograf, pluviograf, hidrograf dan sebagainya. Pembuatan pena biasanya diadsarkan pada bentuknya atau pada cra membersihkan pena.pena jenis a lebih muda dibersihkan dan mudah diisi tinta,sedangkan pena jenis b bentuknya lebih baik dan garis yang diperoleh lebih indah. 1. Pemeliharaan alat jenis pencatat Untuk memelihara alat perlu diperhatiakan hal sebagai berikut : 1. Pada stasiun klimatologi 2. Lihat, apakah alat mencatat dengan semestinya atau tidak 3. Bacalah angka pada alat tersubut 4. Buatlah tanda waktu pengamatan pias 5. Mengganti pias harian atau mingguan 6. Lihat,apakah tinta tidak menyumbat ujung pena 7. Bersihkan pena bila perlu saja, yaitu dengan kertas tipis yang dilewatkan diantara ujung pena (jangan membersihkan pena dengan kertas yang tebal karena dapat merenggangkan ujung-ujung pena) 8. Putarlah jam yang menggerakkan pias dengan cukup agar tidak mati sebelum waktunya 9. Tulislah waktu (jam), tanggal, bulan, dan tahunpemasangan sera nama stasiun pada pias yang baru 10. Letakkan pias pada silinder sedemikian rupa sehingga ujung luar saling menutupi 11. Periksa, apakah pias sudah melekat kuat pada silinder tersebut 12. Letakkan pena pada pias dengan waktu (jam) yang cocok Alat jenis pencatat (recording) dalam praktek biasanya dikendalikan oleh jenis bukan pencatat (non recording), misalnya : 1. Barograf dikendalikan oleh barometer air raksa.
93 2. Termograf dikendalikan oleh termometer. 3. Heterograf dikendalikan oleh psikrometer. Koreksi dilakukan dari pembacaan alat bukan pencatat dan alat pencatat, misalnya koreksi tekanan udara = Barometer - Barograf. Koreksi bernilai positif jika barograf yang dibaca lebih rendah dan negatif jika barograf yang dibaca tinggi dari pada pembacaan barometer. 1. Alat pengukur unsur iklim 2. Alat pengukur suhu udara Ada tiga skala dasar, yaitu : 1. Celcius dengan titik didih air 100 dan titik beku air 0◦ . 2. Faranheit dengan titik didih air 212 dan titik beku air 32◦ . 3. Reamur dengan titik didih air 80 dan titik beku air 0◦ . t◦ C = 95 (t◦ F – 32) t◦ C = 59 (t◦ -32) t◦ R = 54 t◦ C T K = t◦ C + 273 1. Termometer maksimum Termometer maksimum adalah termometer air raksa yang diletakkan mendatar agak miring keatas karena adanya tegangan permukaan.pad tabung gelasnya dibuat penyempitan pembuluh (kontriksi).jika suhu panas maka air raksa memuai sehingga permukaan air raksa naik(bergerak ke kanan) tetapi jika suhu turun, permukaan air raksa tetap pada kedudukan seperti pada waktu suhu panas,hal ini disebabkan adanya konstriksi yang menutup air raksa yang berada diatasnya. 1. Termometer minimum Termometer minimum menggunakan zat cair alkohol.pada pembuluh yang berisi alkohol ditempatkan indeks gelas berwarna(biasanya merah), agar tidak ada gaya gravitasi, maka termometer minimum diletakkan mendatar, dengan demikian gaya yang bekerja hanya gaya permukaan saja.
94
Alat Klimatologi 1. Termohigrograf
Adalah alst yang dapat mencatat suhu dan kelembapan udara dengan sendirinya secara kontinu. Alat ini dipasang sangkar meteorologi. Alat termohirograf harus selalu dikendalikan dengan alat jenis bukan pencatat,misalnya jam 7.00, 13.00, dan 18.00 waktu setempat. 1. Alat pengukur suhu tanah Suhu tanah diukur dengan termometer tanah pada kedalaman tanah yang berbda misalnya 5, 10, 20, 30, 50, dan 100 cm.pembacaan suhu tanah dilakukan dengan mengangkat termometer dari dalam tabung besi dan pembacaan dilakukan dengan segera dengan cepat untuk menghindari perubahan suhu yang terjadi karena pengaruh lingkungan. Untuk mengukur suhu tanah pada kedalaman kurang dari 50 cm dpakai termometer tanah yang dibengkokkan dan skalanya menghadap keatas sehingga mudah dibaca tanpa mengganggu termometernya.untuk suhu tanah pada kedalaman lebih dari 50 cm dipakai termometer tanah yang diletakkan didalam tabung besi yang ditanam dalam tanah sesuai dengan kedalam yang ditentukan. 1. Alat pengukur kelembapan udara Kelembapan udara dapat diukur dengan psikometer yang terdiri dari termometer bola kering dan bola basah.adapun gambarnya : Disamping psikometer(termometer bola basah dan bola kering) masih ada alat ukur kelembapan udara lainnya yaitu : higrrometer rambut atau higrograf rambut.higrograf biassanya ditentukan dengan termograf sehingga disebut termohigrograf.alat ini dapat mencatat kelembapan nisbi sampai 100%. 1. Alat ukur tekanan udara Alat ukur tekanan udara dinamakan barometer yang ditemukan oleh Aneroid pada tahun 1848,prinsif termometer air raksa ditunjukkan oleh dibawah. Air raksa merupakan fluida yang dipakai dalam barometer karena alasan sebagai berikut : 1. Massa jenisnya besar sehingga panjang kolom memadai
95 2. Tekanan uapnya sedemikian kecil pada suhu kamar sehingga dapat diabaikan tetapi ketelitian pengukuran tetap tinggi. 1. Air raksa mudah dibersihkan 2. Air raksa tidak membasahi dinding tabung sehingga permukaanya cembung.hal ini memungkinkan mudah mengukur kedudukannya dengan teliti.
1. Alat pengukur hujan Satuan didalam mengukur hujan adalah milimeter.jumlah curah hujan 1mm,menunjukkan tinggi air hujan yang menutupi permukaan sebesar 1mm jika zat cair tersebut tidak meresap kedalam tanah atau menguap ke atmosfer. 1. Jenis penakar hujan Alat untuk mengukur curah hujan dinamakan pluviometer atau penakar hujan (rain gage) Penakar hujan ada dua jenis, yaitu ; 1. penakar hujan jenis biasa penakar hujan jenis biasa memiliki luas corong 100 cm2 . 1. Penakar hujan otomatis Alat ini dapat mencata jumlah curah hujan dengan sendirinya.ada dua jenis penakar hujan otomatis, yaitu : jenis sifon dan jenis penampung timbangan. 1. Cara memasang penakar hujan 2. Penakar hujan dipasang diatas tanah lapang dengan ukuran minimal 7 x 10 m dan yang paling baik adalah berukuran 15 x 20 meter. 1. Tinggi penakar hujan dari permukaan tanah sangat berubahubah
96
Alat Klimatologi
tergantung Pada negara yang memakainya. 1. Penakar hujan dipasang tegak lurus diatas tonggak kayu dengan pondasi kuat dan permukaan corong diusahakan rata. 1. Tinggi pagar seharusnya kurang dari 120 cm. 2. Jarak penakar hujan sampai pohon atau gedung minimum sama dengan tinggi pohon atau gedung itu. 1. Agar penguapan tidak terlalu banyak maka penakar huja dicat putih mengkilat(cat alumunium). 1. Hindari sedapat mungkin tempat yang anginnya kencang dan hindari tempat terdapat angin yang naik. 1. Kemiringan dasar corong sebaiknya membuat sudut sama dengan atau lebih besar 90 drajat. 1. Mengukur curah hujan Prinsip mengukur curah hujan dengan pluviometer adalah : Misalkan h1 adalah tinggi air hujan A1 adalah luas mulut corong pluviometer h2 adalah tinggi air hujan dalam gelas ukuran A2 adalah luas penampang gelas ukuran Maka didapat hubungan sebagai berikut : h1A1 = h2A2 atau h1 = (A2/A1).h2, dengan perbandingan A2/A1 konstan. Jadi jumlah curah hujan sebanding dengan tinggi air hujan dalam gelas ukuran dikalikan konstanta yang dapat dihitung.intensitas curah hujan dinyatakan sebagai jumlah curah hujan persatuan waktu, biasanya dinyatakan dalam satuan mm/jam.
97 Intensitas curah hujan (R) dapat ditulis sebagai berikut : Z = A Rb Dengan A dan b adalah konstanta yang ditentukan dari percobaan. Hujan stratiform : Z = 2000 R1,60 Hujan orografis : Z = 31 R1,71 Hjan badai : Z = 486 R1,37 Satuan Z dalam mm6 / m3 dan R dalam mm/j. 1. Alat pengukur penguapan Peristiwa berubahnya fasa cair atau es menjadi fasa uap yang naik ke udara disebut penguapan. Alat yang digunakan untuk mengukur besarnya penguapan disebut evaporimeter.peristiwa dari tanaman disebut transpirasi.besarnya penguapan bergantung pada suhu, kelembapan, tekanan, udara, dan kecepatan angin. Evaporimeter keshner termasuk alat pengukur penguapan jenis pencatat atau evaporigraf.besarnya penguapan dapat dibaca baik pada pias maupun pada skala. 1. Alat pengukur angin
Angin adalah besaran vektor, jadi dinyatakan dalam arah dan kecepatan.alat yang mengukur arah angin disebut windvane, dan yang mengukur kecepatan angin disebut anemometer atau cup anemometer, dan alat yang dapat mencatat kecepatan angin disebut anemograf. Kadang–kadang anemometer dan windvane dijadikan satu, dan disebut anemovane.pengukuran angin dilakukan dipuncak menara setinggi 10 m dari permukaan tanah. 1. Alat pengukur durasi penyinaran matahari Jenis yang sering dipakai dalam mengukur durasi penyinaran matahari adalah janis Campbell-stokes dan jenis jordan. Jenis Campbellstokes lebih sederhana konstruksinya, terdiri atas bola gelas pejal berdiameter sekitar 10 cm. Jika matahari tertutup awan maka pias tidak akan terbakar.dengan adanya bangunan dan pohon yang tinggi maka sukar untuk mengukur durasi penyinaran matahari selama 12 jam. 1. Alat pengukur radiasi matahari
98
Alat Klimatologi
Alat pengukur radiasi matahari disebut piranometer atau solarimeter atau pirheliometer. Piranometer dipakai untuk mengukur radiasi gelombang pendek dari matahari lansung dan radiasi baur yang jatuh pada permukaan datar ditanah. Piranometer sebaiknya jangan diletakkan dekat benda yang akan memantulkan cahaya matahari ke dalam penerima (receiver). Sensor suppley piranometer terdiri atas dua cincin perak konsentris yang tipis , cincin bagian dalam berwarna hitam dan cincin luar berwarna putih (magnesium oksida). 1. Sangkar meteorologi Alat klimatologi atau meteorologi pada umunya diletakkan didalam sangkar meteorologi, untuk menempatkan alat meteorologi dibuat alat pembakuan sangkar meteorologi, biasanya Alat ditempatkan dalam sangkar meteorologi kira-kira 1 meter diatas tanah. Dengan mengumpulkan data iklim suatu tempat dan menganalisisnya, maka dapat diketahui jenis iklim dari daerah tersebut. Dan iklim ini disebut iklim makro (macro climate) yang penting bagi kehidupan.
Daftar Pustaka 1. Bayong Tjasyono, 1999, Klimatologi Umum, Penerbit ITB, Bandung.
