Diktat Materi Ilmu Kebumian

BAB 1 GEOLOGI DASAR

1.1 DEFINISI

Geologi adalah ilmu pengetahuan bumi yang mempelajari asal, struktur, komposisi dan sejarahnya(termasuk perkembangan kehidupan), serta proses proses yang telah t elah menyebabkan bumi seperti sekarang ini (Whitten dan Brooks, 1972:204). Geologi dapat dibagi dibagi menjadi beberapa cabang ilmu, antara lain: a. Kristalografi dan mineralogI b. Petrologi c. Geologi struktur d. Geomorfologi e. Stratigrafi f.

Geologi sejarah

g. Paleontologi h. Vulkanologi i.

Seismologi dan geofisika

1.2 TEORI TEKTONIK LEMPENG

1

TRI MUJIYANTO | [email protected]

Sebelum belajar geologi lebih jauh, kita perlu belajar dulu suatu teori yang sangat fundamental dalam geologi yaitu teori tektonik lempeng. Dalam teori ini disebutkan bahwa permukaan bumi paling luar(litosfer) terpecah pecah menjadi banyak bagian yang dinamakan lempeng tektonik. tekto nik. Lempeng tektonik mempunyai kriteria sebagai berikut: 

Lempeng-lempeng tersebut mempunyai bentuk yang berbeda-beda antara satu lempeng dengan lempeng lainnya.



Jumlah lempeng besar di bumi ada 13 buah yaitu: eurasia, india-australia, filipina, pasifik, amerika utara, amerika selatan, cocos, nazca, scotia, caribbean, arabian, afrika, antartika.



Setiap lempeng bergerak dengan arah pergerakan berbeda beda dan akan berubah bentuk dan ukurannya secara berkelanjutan dalam jangka waktu yang sangat panjang(contoh: arah pergerakan lempeng pasifik ke arah barat laut seperti terlihat dalam peta)

1.3 STRUKTUR INTERIOR BUMI

Struktur interior bumi dapat diperlihatkan seperti gambar di bawah ini:

2

Gambar 1.2 struktur internal bumi


Struktur internal bumi dari atas ke bawah dapat d itulis sebagai berikut: 1. Litosfer(kerak+sebagian atas) 2. Astenosfer(mantel luar) 3. Mesosfer(mantel dalam) 4. Outer core(inti luar) 5. Inner core( inti dalam) Litosfer merupakan bagian bumi yang paling luar. Litosfer terdiri dari kerak dan sebagian atas astenosfer. Kerak sendiri dibedakan menjadi 2 macam yaitu kerak benua dan kerak samudera. Kerak benua memiliki ciri-ciri: tebalnya 30-50 km, menpunyai densitas 2,7 gr/cm

3

dan bersifat asam(silika dan

alumunium). alumunium). sedangkan kerak samudera memiliki ciri-ciri: ciri-cir i: tebalnya tebalnya sekitar 7-10 3

km, mempunyai densitas densitas 3-3,2 gr/cm dan bersifat basa(silika dan magnesium).

3


BAB 2 KRISTALOGRAFI DAN MINERALOGI

2.1 DEFINISI

Dalam konteks geologi, mineral merupakan benda padat yang terbentuk secara alami, bersifat anorganik dengan komposisi kimia tertentu dan mempunyai atom-atom yang tersusun secara teratur. Sedangkan Kristal adalah suatu bangun polyeder(bidang banyak) yang teratur yang dibatasi oleh bidang-bidang rata yang tertentu jumlahnya dan mempunyai sumbu-sumbu simetri tertentu. System Kristal di alam di bagi menjadi 7 macam yaitu: 1. Isometric

Mempunyai 3 sumbu yang sama panjang (a=b=c) dan saling tegak lurus. Contoh: pirit 2. Tetragonal

Mempunyai 3 sumbu Kristal yang saling tegak lurus dan ada 1 sumbu

yang tidak sama panjang(a=b≠c). contoh kasiterit 3. Hexagonal 4


mempunyai 4 sumbu, 3 sumbu sama panjang saling berpotongan 0

membentuk sudut 60 . Mempunyai simetri putar 6. Contoh: kuarsa 4. Trigonal

Mempunyai 4 sumbu Kristal, 3 sumbu sama panjang saling berpotongan membentuk sudut 60 0. Mempunyai simetri putar 3. Contoh: kalsit 5. Orthorombik

Mempunyai 3 sumbu Kristal yang tidak sama panjang dan ketiga sumbu tersebut saling tegak lurus. Contoh: topas 6. Monoklin

Mempunyai 3 sumbu Kristal yang tidak sama panjang, salah 1 sumbu tidak tegak lurus, 2 sumbu lainnya saling tegak lurus. Contoh: augit 7. Triklin 5


Mempunyi 3 sumbu yang tidak sama panjang dan ketiganya tidak saling tegak lurus. Contoh: mikroklin

2.2 SIFAT FISIK MINERAL

Dalam penentuan nama mineral didasarkan beberapa sifat fisik mineral, antara lain: 1. Warna yaitu kesan mineral jika terkena cahaya. Warna dibedakan menjadi 2 yaitu idiokromatik(warna yang selalu tetap) dan allokromatik(warna yang tidak tetap, tergantung mineral pengotornya) 2. Kilap yaitu kesan mineral akibat pantulan cahaya yang terkena padanya. Kilap dibedakan menjadi 2 : a. Kilap logam b. Kilap bukan logam, yang dibedakan menjadi: kilap kaca (vitreous), intan (adamantine), sutera (silky), dammar (resinous), mutiara (pearly), lemak (greasy), tanah (dull) 3. Kekerasan yaitu ketahanan mineral terhadap goresan.

6

Talk

=1

Gypsum

=2

Kalsit

=3

Fluorit

=4

Apatit

=5

Ortoklas

=6

Kuarsa

=7

Topaz

=8

Korundum

=9

Intan

=10

4. Cerat adalah warna mineral dalam bentuk bubuk. Cerat dapat sama atau berbeda dengan warna mineral. Umumnya sama.


5. Belahan adalah kenampakan mineral berdasarkan kemampuannya membelah melalui bidang bidang belahan yang rata dan licin. Belahan dapat dibedakan menjadi: 1 arah (muskovit, biotit), 2 arah (piroksen, hornblende), 3 arah (kalsit), 4 arah (fluorit). 6. Pecahan adalah kempampuan mineral untuk pecah melalui bidang yang tidak rata dan tidak teratur. Pecahan dapat dibedakan menjadi: pecahan konkoidal, pecahan berserat, pecahan tidak rata, pecahan rata, pecahan runcing, pecahan tanah 7. Bentuk dan struktur Bentuk mineral dapat dikatakan kristalin bila mineral tersebut mempunyai bidang Kristal yang jelas dan disebut amorf bila tidak mempunyai batas batas Kristal yang jelas. Struktur mineral dapt dibagi menjadi: a. Granural atau butiran, ukuran butir seragam b. Struktur kolom atau prisma, bila panjang disebut fibrous atau berserat. c. Struktur lembaran atau lamellar, seperi tabular, konsentris dan foliasi d. Struktur imitasi seperti asikular, filiformis , membilah 8. Sifat dalam(tenacity) adalah reaksi mineral terhadap gaya yang mengenainya, seperti tekanan, pemotongan, pembemgkokan, pematahan, dan pemukulan. Sifat dalam dibagi menjadi: rapuh (brittle), dapat diiris(sectile), dapat dipintal (ductile), dapat ditempa(malleable), kenyal/lentur(elastic), fleksibel 9. Kemagnetan adalah respon mineral apabila didekatkan dengan magnet. Kemagnetan dapat dibagi: a. Ferromagnetic. Contohnya: hematite(Fe 2O3) 7

b. Parramagnetiik. Contohnya: korundum(Al2O3) c. Diamagnetic. Contohnya: kuarsa(SiO 2)


2.3 PENGGOLONGAN MINERAL

Mineral dibagi menjadi beberapa golongan berdasarkan komposisi kimianya: 1. Native element adalah Mineral yang terdiri dari 1 unsur tunggal. Contohnya: tembaga(Cu), emas(Au), platina(Pt) dan intan(C) 2. Mineral sulfida adalah mineral kombinasi antara logam atau semilogam dengan belerang(S). Contohnya: Galena (PbS), Sphalerite (ZnS) , Pyrite (FeS 2 ) 3. Mineral halida adalah mineral yang mengandung ion halogen, sepert i Cl,Br,F dan I. Contohnya: Halite (NaCl), Fluorite (CaF2) , Sylvite (KCl) 4. Mineral oksida adalah mineral kombinasi antara logam dengan oksigen(O). Contohnya: Hematite (Fe2O3), Magnetite (Fe3O4) ,Corundum (Al2O3) 5. Mineral hidroksida adlah mineral kombinasi logam dengan ion hidroksil(OH). Contohnya: Limonite (FeO(OH).nH2O), Bauxite (Al(OH)2.nH2O) 6. Mineral karbonat adalh mineral kombinasi logam/semi logam dengan anion CO 3. Contohnya: Calcite (CaCO3), Dolomite (CaMg(CO3)2) , Aragonite (CaCO3) 7. Mineral sulfat adalah mineral kombinasi logam dengan anion SO 4. Contohnya: Gypsum (CaSO4.2H2O), Anhydrite (CaSO4), Barite (BaSO4) 8. Fosfat adalah mineral yang mengandung anion pospat(PO 4). Contohnya: Apatite

(Ca5(F,Cl,OH)(PO4)3),

Turquoise

(CuAl6(PO4)4(OH)8.4H2O) 9. Silikat 8

adalah mineral yang mengandung ikatan Si dan O. Contohnya: kuarsa(SiO2), Olivine ((Mg,Fe)2SiO4), Diopside((CaMg,Si2O4


BAB 3 PETROLOGI(BATUAN BEKU)

3.1 DEFINISI

Batuan beku adalah batuan yang terbentuk dar i pembekuan magma. Proses pembekuan akan menghasilkan Kristal atau gelas tergantung waktu pembekuan. Proses pembentukan mineral dapat digambarkan dalam diagram ser i bowen.

Diagram seri reaksi bowen: seri bowen menunjukkan bahwa mineral yang berada di bagian atas terbentuk pada suhu paling tinggi dan bersifat basa. Semakin ke bawah, suhu pembentukannya semakin rendah dan bersifat semakin asam.

3.2 PEMBAGIAN BATUAN BEKU 

Berdasar genesanya

batuan beku dibedakan menjadi batuan beku intrusif( membeku di bawah 9

permukaan bumi) dan batuan beku ekstrusif( membeku di permukaan bumi). Selain itu batuan beku juga dapat di bagi manjadi 3 kelompok, yaitu: a. Batuan beku vulkanik, yang merupakan hasil proses vulkanisme


b. Batuan beku plutonik, yang terbentuk jauh di dalam bumi c. Hipabisal, yang merupakan produk intrusi minor. 

Berdasarkan komposisi kimia

Penggolongan berdasarkan komposisi kimia yang paling sering digunakan adalah berdasarkan kandungan silikanya

Nama batuan

Kandungan silica

Batuan beku asam

>66%

Batuan beku intermediet

52-66%

Batuan beku basa

45-52%

Batuan beku ultrabasa

<45%

3.4 IDENTIFIKASI BATUAN BEKU

1. Warna Warna pada batuan beku berkaitan erat dengan komposisi mineral penyusunnya. 

Batuan beku yang berwarna cerah umumnya adalah batuan beku asam yang tersusun atas mineral mineral felsik seperti kuarsa, ortoklas dan muskovit



Batuan yang berwarna gelap sampai hitam umumnya adalah batuan beku intermediet dimana jumlah mineral felsik dan mafic hampir sama



Batuan beku berwarna hitam kehijauan umumnya batuan beku basa dengan mineral dominan mineral mafik



Batuan beku yang berwarna hijau kelam dan biasanya monomineralik disebut batuan beku ultrabasa.

2. Struktur Struktur adalah kenampakan hubungan antar bagian bagian batuan yang berbeda. Struktur yang sering ditemukan di batuan beku adalah; 10



Massif, bila batuan pejal,tidak ada retakan atau lubang-lubang gas



Jointing, bila batuan tampak mempunyai retakan – retakan



Vesikuler, bila terdapat lubang-lubang gas yang teratur




Scoria, bila terdapat lubang-lubang gas yang tidak teratur



Amigdaloidal, bila lubang-lubang gas terisi oleh mineral mineral sekunder.



Pillow lava, bila bentuknya seperti bantal. Merupakan khas pada vulkanik bawah laut.

3. Tekstur Tekstur batuan beku meliputi; a. Tingkat/derajat kristalisasi Tingkat kristalisasi dibedakan menjadi 3 yaitu: 

Holokristalin, bila batuan tersusun oleh Kristal-kristal mineral



Hipokristalin/hipohyalin, bila batuan terdiri dari sebagian Kristal dan sebagian gelas



Holohyalin, bila batuan tersusun oleh gelas

b. Ukuran Kristal biasanya berdasarkan klasifikasi W.T.G Halus : <1mm Sedang

: 1-5mm

Kasar : 5-30mm Sangat kasar: >30mm c. Granularitas Granularitas dibagi menjadi 

Equigranular, bila ukuran Kristal seragam. Tekstur eequigranular dibagi lagi menjadi: fanerik granular dan afanitik



Inequigranular, bila ukuran kristalnya tidak seragam. Tekstur ini dibagi lagi menjadi: faneroporfiritik dan porfiroafanitik.



Gelasan, bila semuanya tersusun atas gelasan.

4. Bentuk Kristal Bentuk Kristal dibedakan menjadi 3 macam yaitu: 

Euhedral, apabila kristalnya sempurna dan dibatasi oleh bidang bidang Kristal yang jelas.

 11

Subhedral, bila bentuk Kristal tidak sempurna dan hanya sebagian saja yang dibatasi bidang Kristal.



Anhedral, apabila batas Kristal tidak jelas.

5. Komposisi mineral


Berdasarkan mineral penyusunnya batuan beku dapat dibedakan menjadi 4 yaitu: a. Kelompok granit-riolit (asam), tersusun oleh mineral utama kuarsa, ortoklas, palgioklas Na. b. Kelompok diorit-andesit (intermediet), tersusun mineral utama plagioklas, hornblende dan piroksen. c. Kelompok gabro-basalt(basa), terdiri dari mineral olivin, plagoklas Ca, piroksen dan hornblende d. Kelompok ultrabasa, tersusun oleh mineral olivine, piroksen. 6. Identifikasi mineral Dalam batuan beku dikenal status mineral dalam batuan, yaitu: 

Mineral primer,merupakan hasil pertama dari pembekuan batuan beku



Mineral sekunder, mrupakan mineral hasil ubahan dari mineral primer.

12


BAB 4 PETROLOGI(BATUAN SEDIMEN)

4.1 DEFINISI

Batuan sedimen adalah batuan yang terbentuk karena proses diagenesa dari material batuan lain yang sudah mengalami sedimentasi atau dari litifikasi hasil reaksi kimia atau biokimia. Proses sedimentasi meliputi proses pelapukan, erosi, transportasi dan deposisi. Secara umum batuan sedimen dibedakan menjadi 2 golongan besar, yaitu: 

Batuan sedimen klastik, merupakan batuan yang tersususn oleh klstika klstika yang terjadi karena proses pengendapan secara mekanis dan banyak dijumpai allogenic mineral(mineral yang t idak tebentuk di lingkungan pengendapan)



Batuan

sedimen

nonklastik,

batuan

yang

terbentuk

karena

proses

pengendapan secara kimiawi dari larutan maupun hasil aktivitas organic dan umumnya tersusun oleh authigenic minerals(terbentuk di lingkungan pengendapan

4.2 IDENTIFIKASI BATUAN SEDIMEN

1. Warna Warna batuan sedimen dipengaruhi oleh: 

Warna mineral penyusun



Warna massa dasar atau warna semen



Derajat kehalusan butir batuan penyusun

2. Tekstur Tekstur batuan sedimen dibedakan menjadi 2, yaitu: a. Tekstur nonklastik, antara lain: 13



Amorf, berukuran lempung/koloid, nonkristalin



Oolitik, Kristal berbentuk bulat yang berkumpul, ukurannya 0,252mm




Pisolitik, sama oolitik, ukuran kristalnya >2mm



Sakaroidal, butir Kristal sangat halus seperti gula



Kristalin, tersusun oleh Kristal-kristal

b. Tekstur klastik Tekstur klastik tediri dari beberapa unsure yaitu: 

Fragmen: butiran yang lebih besar dari pasir(>2mm)



Matrik: butiran yang lebih kecil dari fragmen.



Semen: material halus yang jadi pengikat klastika.

 Ukuran butir sedimen berdasarkan skala wentworth

Ukuran butir(mm)

Nama butir

Nama batuan

>256

bongkah

Breksi/konglomerat

64-256

Berangkal

4-64

Kerakal

2-4

Kerikil

1-2

Pasir sangat kasar

½-1

Pasir kasar

¼- ½

Pasir sedang

1/8 - ¼

Pasir halus

1/16- 1/8

Pasir sangat halus

1/256- 1/16

Lanau

Batu lanau

< 1/256

Lempung

Batu lempung

Batu pasir

 Bentuk butir

Tingkat kebundaran dibedakan menjadi: very angular, angular, sub angular, subrounded, rounded, well rounded  Sortasi(pemilahan)

Sortasi baik : butir merata sama besar Sortasi buruk : butir tidak merata, terdapat matrik dan fragmen  Kemas

14

Kemas terbuka: butir tidak saling bersentuhan Kemas tertutup: butir saling bersentuhan 3. Struktur


Sturktur batuan sedimen dibedakan menjadi 2 yaitu: a. Struktur syngenik: terbentuk bersamaan dengan terjadinya batuan sedimen(struktur primer) b. Struktur epigenik: terbentuk setelah batuan tersebut terbentuk seperti kekar,sesar dan lipatan. Macam-macam struktur primer 

Karena proses fisik

 Struktur eksternal, kenampakan batuan di lapangan. Contonya: lembaran,

membaji, prisma tabular  Struktur internal

a. Perlapisan dan laminasi Disebut perlapisan jika tebalnya > 1cm, sedangkan laminasi jika tebaknya < 1cm. Macam perlapilan: perlapisan sejajar, perlapisan silang siur, graded bedding b. Massif, kenampakan batuan yang pejal  Kenampakan pada permukaan: ripple mark, flute cast( gerusan akibat arus),

mud crack, rain mark.  Struktur yangtejadi karean deformasi: load cast, convolute struktur.

4.3 PENGGOLONGAN

BATUAN

SEDIMEN

BERDASARKAN

KOMPOSISI

1. Batuan sedimen detritus/klastik 

Detritus halus: batulempung, batulanau



Detritus sedang: batu pasir



Detritus kasar: breksi dan konlomerat

2. Batuan sedimen evaporit, contohnya: gypsum, anhidrit, batugaram 3. Batuan sedimen batu bara, contohnya: peat, Lignit, Sub bituminous, 15

bituminous, antrasit 4. Batuan sedimen silika, contohnya: rijang(chert), radiolaria, tanah diatomae.


5. Batuan sedimen karbonat, contohnya: kalsirudit, kalsilutit. 4.4 BATUAN KARBONAT

Batuan karbonat di bahas seniri karena beberapa alasan yaitu: terbentuk pada cekungan dimana dia diendapkan, tergantung pada aktivitas organism, mudah berubah oleh proses diagenesis akhir, hamper 50% menyusun endapan laut, mewakili seluruh jamangeologi mulai dari proterozik sampai kenozoik, proses pembentukannya tidak sama dengan proses pembentukan batuan sedimen siliklastik. Menurut pettijohn(1975), batuan karbonat adlah batuan yang fraksi karbonatnya lebih besar daripada frksi nonkarbonat, fraksi karbonat tersusun oleh(unsure logam+CO3) seperti aragonite, kalsit, dolomite, magnesit, ankerit dan siderite. Dua jenis batuan karbonat utama adalah batu gamping(kalsit>90%), dan dolomite(dolomite>90%) Klasifikasi dalam batuan karbonat yang sering digunakan adalah klasifikasi Grabau. Menurut Grabau, batu gamping dapat dibagi menjadi 5 macam taiyu: a. Calcirudite, batu gamping yang ukuran butirnya lebih besar dari pasir(>2mm) b. Calcarenite, batu ggamping yang ukuran butirnya sama dengan pasir(1/162mm) c. Calcilutite, batu gamping yang ukuran butirnya lebih kecil dari pasir(< 2mm) d. Calcipulverite, yaitu batu gamping hasil presipitasi kimiawi, seperti batu gamping kristalin e. Batu gamping organic, yaitu hasil pertumbuhan organism secara insitu, seperti terumbu dan stromatolite.

16


BAB 5 PETROLOGI(BATUAN METAMORF)

5.1 DEFINISI

Batuan metamorf batuan hasil malihan dari batuan yang telah ada sebelumnya, ditunjukkan dengan adanya perubahan komposisi mineral, tekstur, dan struktur batuan yang terjadi pada fase padat ( solid state) akibat adanya perubahan temperatur, tekanan, dan kondisi kimia di kerak bumi (Ehlers & Blatt, 1982). Macam metamorfosa (Jackson, 1970) : 1. Metamorfosa isokimia (sistem tertutup); tidak melibatkan atau

hanya sedikit

melibatkan perubahan komposisi kimia batuan. 2. Metamorfosa allokimia (sistem terbuka); melibatkan perubahan komposisi kimia batuan secara nyata, tipe metamorfosa ini sering disebut metasomatisme. Faktor penyebab terjadinya metamorfosa :perubahan temperatur, tekanan dan adanya aktifitas kimia 

fluida atau gas (Huang, 1962).

Perubahan temperatur dapat terjadi karena pemanasan akibat intrusi magmatik dan perubahan gradient geothermal.



Tekanan yang menyebabkan terjadinya suatu metamorfosa bervariasi besarnya.



Fluida aktif yang banyak berperan adalah air, karbondioksida, asam hidroklorik, dan hidrofluorik; umumnya bertindak sebagai katalis atau solven serta bersifat membantu reaksi kimia dan penyetimbangan mekanis (Huang, 1962).

17

5.2 TIPE METAMORFOSA

Bucher & Frey(1994) mengemukakan bahwa berdasarkan tatanan geologinya metamorfosa dapat dibedakan menjadi:


1. Metamorfosa Regional/dinamotermal, yaitu metamorfosa yang terjadi pada daerah yang sangat luas. Metamorfosa ini dibedakan menjadi: 

Metamorfosa orogenik.



Metamorfosa burial.



Metamorfosa dasar samudera

2. Metamorfosa lokal, yaitu metamorfosa yang yang terjadi pada daerah yang sempit berkisar antara beberapa meter sampai kilometer saja. Metamorfosa ini dibedakan menjadi: 

Metmorfosa kontak.



Metmorfosa termal/pirometamorfosa.



Metmorfosa kataklastik.



Metmorfosa hidrotermal.



Metamorfosa impact

5.3 MINERALOGI

Mineral-mineral yang terdapat pada batuan metamorf: 

Mineral yang umumnya terdapat pada batuan beku dan metamorf, ex. kuarsa, feldspar, muskovit,dll.



Mineral yang umumnya terdapat pada batuan sedimen dan metamorf, ex. mineral-mineral lempung, kalsit, dolomit,dll.



Mineral indeks batuan metamorf, ex. garnet, andalusit, kianit, silimanit,dll.

5.4 STRUKTUR BATUAN METAMORF

Secara umum struktur batuan sedimen dibedakan menjadi: a. Struktur foliasi, yaittu struktur yang memperlihatkan adanya penjajaran 18

mineral pada batuan. Struktur foliasi dibedakan menjadi: 

Slaty cleavage, batuannya disebut slate (batusabak).



Phylitic, batuannya disebut phylite (filit).




Schistosic, batuannya disebut schist (sekis).



Gneissic/Gneissose, batuannya disebut gneis

b. Struktur non foliasi, yaitu struktur yang terbentuk oleh mineral-mineral equidimensional dan umumnya terdiri dari butiran-butiran (granular). Struktur ini dibedakan menjadi: 

Hornfelsic/Granulose, batuannya disebut hornfels (batut anduk).



Cataclastic, batuannya disebut cataclasite (kataklasit).



Mylonitic, batuannya disebut mylonite (milonit).



Phyllonitic, batuannya phyllonite (filonit)

5.5 TEKSTUR BATUAN METAMORF

Tekstur merupakan kenampakan batuan yang berdasarkan pada ukuran, bentuk dan orientasi butir

mineral individual penyusun batuan metamorf

(Jackson, 1970). Tekstur batuan metamorf dapat dibedakan menjadi; a. Tekstur berdasarkan bentuk individu Kristal. 

Idioblastik, bila mineralnya didominasi oleh kristal berbentuk euhedral.



Hypidioblastik, bila mineralnya didominasi oleh kristal berbentuk subhedral.



Xenoblastik, bila mineralnya didominasi oleh kristal berbentuk anhedral.

b. Tekstur berdasarkan bentuk mineral. 

Lepidoblastik, bila mineral penyusunnya berbentuk tabular.

 Nematoblastik, bila mineral penyusunnya berbentuk prismatik.  19

Granoblastik,

bila

mineral

penyusunnya

berbentuk

granular,

equidimensional, batas mineralnya sutured (tidak teratur) dan umumnya berbentuk anhedral.




Granuloblastik,

bila

mineral

penyusunnya

berbentuk

granular,

equidimensional, batas mineralnya unsutured (lebih teratur) dan umumnya kristalnya berbentuk anhedral. 5.6 PENAMAAN DAN KLASIFIKASI BATUAN METAMORF

Pada umumnya, penamaana batuan metamorf didasarkan pada struktur dan teksturnya. Contohnya batuan yang mempunyai struktur slaty cleavage dinamakan slate. Selain struktur dan tekstur juga digunakan kata tambahan yang menunjukkan ciri khusus batuan: 

keberadaan mineral pencirinya, ex. sekis klorit.



nama batuan beku yang mempunyai komposisi yang sama, ex. Granite gneiss.



mineral penyusun utamanya, ex. Kuarsit.

Batuan metamorf lain yang banyak dikenal antara lain : a. Amphibolit; butir sedang-kasar,mineral utama penyusunnya amfibol dan plagioklas, menunjukkan schistosity bila mineral prismatiknya terorientasi. b. Serpentinit; komposisi mineral hampir semuanya mineral kelompok serpentin. c. Marmer; komposisi mineral karbonat (kalsit atau dolomit),bertekstur granoblastik. d. Kuarsit; mengandung kuarsa lebih dari 80%. e. Soapstone; komposisi mineral utama talk. f.

Eclogit; butir sedang-kasar, mineral utama penyusunnya piroksin ompasit (diopsid kaya sodium dan aluminium) dan garnet kaya pyrope.

g. Rodingit; komposisi calc-silikat yang terjad akibat alterasi metasomatik batuan beku basa di dekat batuan beku ultrabasa yang mengalami serpentinisasi. 20


BAB 6 GEOLOGI STRUKTUR

6.1 PENDAHULUAN

Geologi struktur adalah bagian dari ilmu geologi yang mempelajari tentang bentuk (arsitektur) batuan sebagai hasil dari proses deformasi. Proses deformasi adalah perubahan bentuk dan ukuran pada batuan akibat dari gaya (force) yang terjadi di dalam bumi. Gaya tersebut pada dasarnya merupakan proses tektonik yang terjadi di dalam bumi. Di dalam pengertian umum, geologi struktur adalah ilmu yang mempelajari tentang bentuk batuan sebagai bagian dari kerak bumi serta menjelaskan proses pembentukannya. Gaya yang bekerja bisa berasal dari dalam bumi( gaya endogen) atau berasal dari luar bumi( gaya eksogen). Gaya pada geologi struktur di bedakan menjadi beberapa macan yaitu: 

Gaya kompresi ( gaya tekan)



Gaya ekstensi( gaya tarik)



Gaya kopel, gaya yang bergerak seakan akan berpapasan

21


Gaya-gaya yang bekerja pada bumi ini disebabkan karena adanya pergerakan lempeng. Kulit bumi tersusun dari lempeng lempeng yang berinteraksi satu sama lainnya sehingga bergerak saling bertumbukan atau saling mejahui atau juga saling berpapasan sebagai akibat dari arus konveksi dalam astenosfer. Struktur geologi bibedakan menjadi 3 macam yaitu: a. Lipatan( fold) b. Sesar( fault) c. Kekar( joint) 6.2 LIPATAN

Lipatan adalah struktur geologi yang dicirikan berbentuk seperti andanya puncak yang disebut antiklin dan bentuk seperti lembah yang disebut sinklin. Struktur lipatan biasanya disebabkan oleh gaya tension. Unsure- unsure dalam lipatan terdiri dari:

22



Sayap lipatan



Sumbu lipatan



Bidang sumbu lipatan (axial plane)



Hinge line



Crest


Lipatan dibedakan menjadi beberapa jenis berdasarkan sumbu lipatan dan sayap lipatan. Macam macam lipatan antara lain: a. Lipatan simetri

b. Lipatan asimetri

c. Lipatan overturn/overfold

d. Lipatan recumbent

23

Berdasarkan hinge line nya lipatan dibedakan menjadi 2 macam yaitu:


a. Lipatan menunjam, dimana hinge linenya menunjam(tidak hor izontal) b. Lipatan tidak menunjam, dimana hingelinenya horizontal

6.3 KEKAR

Kekar adalah struktur geologi berupa retakan pada batuan yang belum mengalami pergeseran, dapat terjadi karena tektonik atau nontektonik. Pola dari kekar bisa sistematik atau tidak sistematik, bisa panjang atau pendek. Kekar bisa terjadi pada semua jenis batuan. Kekar dapat dibedakan menjadi: 

Kekar

gerus (shear joint) adalah kekar yang

terbentuk oleh gaya

kompresi. Kekar jenis ini dicirikan dengan retakan retakan yang lurus, bidang rata, berpasangan dan rapat. 

Kekar tarik( tension joint) adalah kekar yang terbentuk oleh gaya tarik/ kekar jenis ini dicirikan retakan yang tidak lurus, membuka, tidak berpasangan dan biasaya retakannya terisi mineral sekunder.

6.4 SESAR

Sesar adalah retakan pada batuan yang telah mengalami pergeseran. Sesar 24

bisa terjadi pada semua batuan, tetapi untuk melihat retakan itu sudah mengalami pergesesar atau belum diperlukan suatu parameter. Biasanya parameter yang


digunakan adalah lapisan batuan. Jadi sesar akan tampak terlihat jelas pada batuan sedimen.Unsure-unsur pada sesar antara lain adalah:

A= hanging wall B= foot wall C= bidan sesar



Bidang sesar,



Hanging wall, yaitu blok sesar di atas bidang sesar



Foot wall, yaitu blok sesar di bawah bidang sesar



Jurus sesar (strike), yaitu perpotongan antara bidang sesar dengan bidang horizontal



Kemiringan sesar(dip), yaitu sudut yang dibentuk bidang sesar dengan bidang horizontal. Sesar dapat dibedakan menjadi beberapa macam, antara lain:

a. Sesar naik, yaitu sesar diman hanging wall relative diatas footwall.

25


b. Sesar turun, yaitu sesar dimana hanging wall realti f di bawah footwall.

c. Sesar geser mendatar, yaitu sesar dimana hanging walldan foot wall saling bergeser tetapi tidak ada pergerakan vertical.

Sesar jenis ini dibedakn lagi menjadi 2 yaitu: 

Sesar geser kanan( dextral)



Sesar geser kiri(sinistral)

26


BAB 7 GEOMORFOLOGI

7.1 PENDAHULUAN

Geomorfologi adalah ilmu yang mempelajari bentuk-bentuk permukaan bumi(morfologi, bentang alam), mencakup pemerian, agihan, dan genesa pembentukannya. Dalam geomorfologi terdapat konsep-konsep fundamental geomorfologi, yaitu: keseragaman proses pada sepanjang sejarah bumi, perbedaannya hanyalah



intensitas. 

struktur geologi dan iklim sangat mengkontrol kenampakan morfologi.



morfologi yang terjadi merupakan hasil dari proses yang khas.

 proses pembentukan morfologi bersifat komplek. umur batuan berperan

terhadap proses geomorfik untuk menggali informasi dalam geomorfologi diperlukan pengamatan. Pengamatan dalam geomorfologi dibedakan menjadi: a. pengamatan langsung, yaitu pengamatan dengan datang langsung ke lapangan yang akan dipelajari. b. Pengamatan

tidak

langsung,

yaitu

pengamatan

hanya

dengan

menggunakan alat seperti interpretasi dengan peta topografi atau penginderaan jauh pada foto udara/ citra satelit. 7.2 PETA TOPOGRAFI

Peta topografi adalah peta yang menggambarkan proyeksi vertical roma muka bumi, tercakup di dalamnya: penyebaran, bentuk, dan ukurannya. Sehubungan dengan geomorfologi, yang sangat diperhatikan dari peta topografi 27

adalah: 

garis ketinggian (kontur)


 pola penyaluran sungai;  budidaya manusia.

Garis kontur adalah garis khayal yang menunjukkan tempat-tempat ketinggian yang sama. Sehingga unsur pokok dalam kontur adalah ketinggian dan lereng ( slope). Kontur secara umum mempunyai sifat-sifat : 

Tertutup



Tidak berpotongan, kecuali pada tempat dengan lereng 90 0 kontur seolaholah berpotongan



Jarak antaranya sebanding dengan kecuraman lereng



Ke dalam apabila kondisinya normal ketinggiannya naik

Garis kontur mempunyai beberapa jenis, antara lain: 

Kontur indeks (garis tebal dengan angka ketinggian) dan kontur biasa (garis-garis tipis diantara kontur indeks, tanpa angka ket inggian).



Kontur setengah (garis kontur putus-putus berbentuk elips atau lingkaran tertutup).



Kontur depresi (garis kontur elips tertutup dengan anak-anak sisir).

7.3 KLASIFIKASI BENTANG ALAM

Bentang alam diklasifikasikan berdasarkan beberapa kriteria. Kriteria yang paling umum diterapkan adalah dominasi cara terjadi(genesis), dan luasan pembentukan, dan kekhasan yang terekam pada bentang alam yang bersangkutan. Berdasarkan kriteria tersebut ditetapkan kelompok/satuan bentang alam tingkat paling tinggi, disebut morfogenesa. Guna memberi pemahaman yang sederhana, selanjutnya dalam pembelajaran ini disebut kelompok bentang alam: a. Bentang alam Struktural Bentang alam struktural merupakaan bentang alam yang dikontrol oleh 28

struktur geologi. Biasanya bentang alam struktural dikontrol oleh sesar dan lipatan. Beberapa indikasi bentang alam yang di control sesar antara lain: 

Beda inggi yang mencolok




Munculnya gawir yang lurus



Resistansi batuan yang beda pada elevasi yang sam



Batas curam bukit dan daratan



Kelurusan sungai atu mebelok dengan tiba-tiba



Pola penyaluran rectangular, trellis dan concorted



Munculnya triangular facet

Beberapa contoh bentang alam structural: 

Messa



Butte



Cuesta



Hogback



Perbukitan lipatan

b. Bentang alam vulkanik Bentang alam vulkanik adalah bentang alam yang pembentukannya dikontrol oleh proses proses vulkanik. beberapa bentang alam vulkanik antara lain 

Lava dome



Volcanic neck



Maar



Volcanic island



Lava tube, gua akibat lava

c. Bentang alam fluvial Bentaang alam fluvial adalah bentang alam yang dihasilkan oleh akfifitas air yang mengalir. Bentang alam ini dapaat terjadi karena proses erosi, transportasi maupun karena sedimentasi yang dilakukan air permukaan. Bentang alam fluvial antara lain: 29



Sungai teranyam



Point bar dan chanel bar



Tanggul alam




Dataran banjir



Kipas alluvial



Oxbow lake dan meander

d. Bentang alam kars Bentang alam kars adalah bentang alam yang terbentuk dari proses karstifikasi pada daerah dengan litologi batuan karbonat(batu gamping). beberapa bentukan di daerah kars antara lain: 

Doline



Uvala



Uvala



Sungai bawah tanah



Sink holfs



Gua

e. Bentang alam eolian Bentang alam eolian adalah bentang alam yang terbentuk oleh angin, terbentuk

pada

bagian

permukaan

menengah(300-500 LS/LU).

bumi

yang



Angin berhembus kuat sepanjang tahun



Kontinyuitas pasokan pasir



Vegetasi yang jarang

Bentukan morfologi bentang alam eolian antara lain:

30

Tranversal dune



Barchans dune



Parabolic dune



Seif



Star dune



Longitudinal dune

yaitu

lintang

Faktor faktor yang menyebabkan bentang alam

eolian antara lain:



terbatas,


f.

Bentang alam pantai dan pesisir Pantai merupakan bentang alam yang penting selain laut di sebelahnya.

Pantai merupakan pembatas daratan dan laut. Morfologi yang muncul di bentang alam pantai antra lain: 

Spit



Tombolo



Laguna



Barier island

g. Bentang alam bawah laut Orang mempelajari bawah laut karena banyak kepentingan seperti eksplorasi minyak bumi. Selanjutnya usaha orang untuk mempelajari dinamika bumi, tidak terhindarkan harus dengan media proses aktual di lantai samudra yang mengalami pemekaran (sea floor spreading). Heezrn dan Wilson(1968) mengklasifikasikan bentuk lahan dasar samudera menjadi 3 bagian yang paling penting yaitu: 

Tepi benua



Cekungan laut dalam



Punggungan tengah samudera.

31


BAB 8 PALEONTOLOGI DAN GEOLOGI SEJARAH

8.1 PENDAHULUAN

Paleontology adalah ilmu yang membahas tentang fosil. Fosil sendiri pengertiannya adalah sisa atau jejak yang merupakan bukti adanya kehidupan di masa lalu yang terekam dan terawetkan dalam batuan oleh proses alam. Tidak semua organisme yang mati bisa menjadi fosil. Beberapa persyaratan agar organisme yang mati dapat terawetkan sebagai fosil yang baik antara lain: 

Mempunyai cangkang yang keras



Berjumlah banyak dan berukuran kecil



Cepat terkubur oleh sedimen yang halus dan relatif impermeable



Setelah terkubur tidak terserang oleh air tanah yang bersifat korosif.



Lapisan pengandungnya tidak rusak karena proses pelapukan,tektonik, magmatic atau proses metamorfisme.

Fosil dapat berupa : 1. Sisa yang berupa kerangka utuh atau fragmen kerangka yang disebut body fossil. 2. Jejak yang merupakan rekaman kegiatan organism tersebut, disebut sebagai trace fossil(fosil jejak) 3. Senyawa organic yang tersimpan dalam batuan. Senyawa tersebut merupakan hasil penguraian dari tubuh organism yang pernak ada, disebut sebagai chemical fossil(fosil kimia) Jenis fosil berdasarkan tipe pengawetannya: 32

1. Fosil tak terubah : komposisi organisme yang terawetkan tidak berubah. 2. Fosil terubah, perubahan dapat berupa :


a. permineralisasi atau petrifikasi : bagian organisme yang porous terisi oleh mineral-mineral sekunder, akibatnya fosil menjadi lebih berat dan lebih tahan terhadap pelapukan. b. Replacement atau mineralisasi : mineral mineral sekunder mengganti semua material fosil asli, hasilnya berupa jiplakan dari fosil asli, mineral sekunder biasanya berupa material karbonatan, silikatan atau senyawa besi. c. Rekristalisasi : setiap butiran yang sangat halus dari material asli bagian yang keras mengalami penyusunan kembali ke dalam kristal2 yang lebih besar, biasanya tidak ada material baru yang masuk maupun keluar sehingga tidak terjadi perubahan bantuk luar dari bagian yang keras tetapi beberapa struktur dalam dari bagian yang keras rusak. 4. Fosil berupa fragmen, fragmen-fragmen tersebut bisa terubah atau tidak. 5. Fosil berupa jejak atau bekas, tidak semua fosil terawetkan dalam bentuk yang siap dikenal, sering hanya berupa bukti-bukti tidak langsung dari jejak fosil yang ada untuk diintepretasikan, macamnya antara lain : a. Mold,cast dan imprint 1. Mold : terjadi ketika organisme tertimbun dalam sedimen dan

kemudian

cangkang

organisme

tersebut

larut

meninggalkan rongga menyerupai cetakan dari organisme tersebut 2. Cast : mold yang terisi oleh material lain sehingga kenampakannnya menyerupai organisme aslinya tetapi komposisinya berbeda 3. Imprint ; organisme tercetak di dalam sedimen halus, pasir halus atau lumpur dan akhirnya terlepas b. Track, trail dan burrow 1. Track dan trail terbentuk karena perpindahan organisme 33

diatas permukaan sedimen yang lunak, track adalah jejak berupa tapak sedangkan trail berupa seretan


2. Burrow adalah jejak dari organisme penggali, lobang yang ditinggalkan sering terawetkan karena terisi oleh sedimen dengan komposisi berbeda c. Coprolite : fosil berupa kotoran hewan d. Fosil kimia, contohnya adalah jejak asam organik pada sedimen prakambrium 8.2 WAKTU GEOLOGI

34


BAB 9 STRATIGRAFI DAN VULKANO LOGI

9.1 STRATIGRAFI

Stratigrafi merupakan cabang geologi yang membahas tentang batuan berlapis, terutama batuan sedimen. Pembahasan menyangkut tentang: penyatuan, penamaan, hubungan antar satuan baik secara lateral maupun secara vertical. Di alam ini dijumpai 2 jenis kondisi batuan yaitu: batuan segar dan lapuk. Hukum-hukum dasar stratigrafi antara lain: 

Hukum initial horizontality Pada waktu baru terjadi, endapan akan teronggok oleh pengaruh gravitasi,

mengikuti permukaan alas pengendapan dan mempunyai permukaan endapan yang horizontal, menerus dan membaji pada tepian cekungan. 

Hukum superposisi Dalam keadaan tidak terganggu, dalam suatu urutan perlapisan batuan,

lapisan yang terbentuk terdahulu(yang tua) akan terletak di bawah lapisan yang terbentuk kemudian( yang lebih muda). Jadi, lapisan muda berada di atas lapisan yang lebih tua. 

Hukum lateral accretion Dalam keadaan normal, dalam suatu urutan proses pengendapan,

perlapisan akan tumbuh (mengalami akresi) ke arah lateral. Pembajian terjadi pada tepian maupun pada dasar cekungan.  35

Hukum unifomitarianism Peristiwa geologi yang terjadi di masa lalu dikontrol oleh hukum alam

yang sama dengan proses geoogi yang terjadi di masa kini, walau tidak selalu


dalam intensitas yang sama. Yang bersifat uniform adalah hukum alam yang mengontrolnya. 

Hukum cross-cutting relationship Apabila suatu perlapisan batuan diterobos oleh batuan beku, maka batuan

yang menerobos tadi berumur lebih muda dari lapisan batuan yang paling muda diterobos. Variasi dalam hukum cross-cutting relationship antara lain sesar dan lipatan. Sesar yang memotong sejumlah lapisan batuan terjadi lebih muda dari lapisan batuan termuda yang terkena sesar. Lipatan yang melipat sejumlah lapisan batuan terjadi lebih muda dari lapisan batuan termuda yang terlipat. 

Hukum inklusi

Batuan yang menginklusi selalu lebih tua daripada batuan yang diinklusinya. 

Hukum biotic succestion

Dalam suatu urutan batuan secara vertical, kandungan fosilnya mengalami pergantian secar sistematis. 9.2 FASIES SEDIMENTER

Fasies sedimenter merupakan suatu tubuh batuan sedimen yang terbentuk sebagai hasil satu periode pengendapan, mempunyia cirri geometri, litologi, struktur sedimen dan fosil yang khas. Batas bawah dan atas lapisan tajam, sedangkan

diantaranya

mungkin

terdapat

subfasies

bengan

batas

yang

berangsur(gradasional) 9.3 GUNUNG API

Gunungapi adalah lubang kepundan atau rekahan dalam kerak bumi tempat keluarnya cairan magma atau gas at au cairan lainnya ke permukaan bumi. Gunung api biasanya terbentuk di daerah seting tektonik tertentu. Gunung api bisa 36

terbentuk di darat ataupun di dasar laut. Tempat tempat terbentuknya gunung api antara lain: 

Zona divergen: mid oceanic ridge, continental rift




Zona konvergen: subduction zone



Intraplate: hotspot, plume

Berdasarkan bentuknya gunung api dibagi menjadi: 

Strato

Tersusun dari batuan hasil letusan dengan tipe letusan berubah-ubah sehingga dapat menghasilkan susunan yang berlapis-lapis dari beberapa jenis batuan, sehingga membentuk suatu kerucut besar (raksasa), terkadang bentuknya tidak beraturan, karena letusan terjadi sudah beberapa ratus kali. 

Perisai

Tersusun dari batuan aliran lava yang pada saat diendapkan masih cair, sehingga tidak sempat membentuk suatu kerucut yang tinggi (curam), bentuknya akan berlereng landai, dan susunannya terdiri dari batuan yang bersifat basaltic 

Cinder cone

Merupakan gunung berapi yang abu dan pecahan kecil batuan vulkanik menyebar di sekeliling gunung. Sebagian besar gunung jenis ini membentuk mangkuk di puncaknya. Jarang yang tingginya di atas 500 meter dari tanah di 37

sekitarnya.


Erupsi/letusan gunung api bebrbeda beda tergantung beberapa factor yaitu: viskositas magma, tekanan gas dan kedalaman dapur magma. Tipe letusan gunung api antara lain: 

Tipe Hawaiian



Tipe Stromboli



Tipe vulkano



Tipe pelean



Tipe plinian

38


BAB 10 GEOFISIKA

10.1 PENDAHULUAN

Geofisika adalah ilmu yang mempelajari bumi berdasarkan sifat fisika bumi.

Dalam geofisika untuk mempelajari bumi menggunakan metode

pengukuran di atas permukaan menggunakan berbagai alat. Sifat-sifat bumi yang dipelajari dalam geofisika antara lain: 

Gravitasi



Kemagnetan



Kelisrikan



Elektromagnetik



Temperature



Elastisitas, dll

Dalam diktat ini yan akan dibahas hanya gravitasi, kemagnetan.

10.2 GRAVITASI

Gravitasi disini yang dimaksud adalah percepatan gravitasi bumi(g). berdasarkan hukum Newton. Persamaan dari percepatan gravitasi adalah

  =

2

Percepatan gravitasi bumi dipengaruhi oleh beberapa factor antara lain: 

Latitude/posisi lintang Semakin rendah posisi lintangnya, maka gravitasinya semakin kecil. Dan

paling kecil berada di daerah ekuator. Hal ini dikarenakan rotasi bumi yang menimbulkan gaya sentrifugal. 

Ketinggian Dari persamaan di atas dapat kita lihat bahwa gravitasi berbanding terbalik

39

dengan kuadrat jarak. Jadi semakin tinggi tempatnya. Maka gravitasinya semakin kecil. 

Perubahan densitas batuan.


Semakin besar densitas batuan di bawahnya maka gravitasinya semakin besar.

10.3 KEMAGNETAN

Bumi mempunyai 2 kutub layaknya magnet batang. Bumi juga mempunyai medan magnet yang saling berhubungan pada kedua kutubnya. Sumber medan magnet bumi berasal dari inti bumi. Apabila kita mengukur medan magnet di permukaan, medan magnet ini dipengaruhi beberapa hal antara lain perubahan dentitas dan juga jarak sama halnya dengan pengukuran gravitasi.

10.4 GEMPA BUMI

Gempa bumi merupakan getaran yang terjadi secara tiba tiba yang bersifat alamiah, yang terjadi pada permukaan bumi akibat terjadinya pelepasan energy yang cepat karena pergerakan kerak bumi. Energy yang dilepaskan tersebut dipancarkan sebagi gelombang dari suatu titik pusat gempa yang disebut hiposentrum. Gelombang seismic pada dasarnya dibagi menjadi 

Gelombang P/ pressure/ primer

Gelombang P adalah gelombang yang bersifat tekanan. Gelombang P dicirikan dengan adanya rapatan dan renggangan pada partikel yang dilaluinya. Gelombang P mempunyai kecepatan sekitar 14 km/s dan

dapat mengalir di

padatan atau di zat cair. 

Gelombang S/ shear/ sekunder

Gelombang S dicirikan dengan perubahan bentuk yang tegak lurus terhadap arah rambatan. Gelombang S mempunyai kecepatan sekitar 8 km/s. gelombang ini tidak dapat merambat di zat cair. Gelombang ini datang kedua pada stasiun gempa setelah gelombang P. Gelombang P dan gelombang S disebut gelombang body, yaitu gelombang yang langsung dipancarkan dari pusat gempa.  40

Gelombang Rayleigh.

Gelombang Rayleigh merupakan gelombang permukaan yang memiliki cirri gerakannya seperti gerakan gelombang laut, dimana efeknya berkurang terhadap kedalaman. Gelombang Rayleigh menyebabkan partikel yang dilewati


mengalami pergerakan secara retrograde. Kecepatan gelombang ini sekitar 1-5 km/s 

Gelombang Love.

Gelombang ini mempunyai cirri gerakannya planar ke arah samping dan efeknya berkurang dengan bertambahnya kedalaman. Kecepatan gelombang love sekitar 1-7 km/s. Gelombanh raylegh dan gelombang love disebut sebagai gelombang permukaan.

41


BAB 11 KOMPOSISI DAN STRUKTUR ATMOSFER

11.1 KOMPOSISI

Atmosfer adalah lapisan gas atau campuran gas yang menyelimuti dan terikat pada bumi oleh gaya gravitasi.tebal lapisan ini kira-kira seribu kilometer. Di antara campuran gas tadi terdapat pula uap air. Campuran gas yang tidak mengandung uap air dinamakan udara kering.

Gas

Volume (%)

Nitrogen

78,08000

Oksigen

20,95000

Argon

0,93000

Karbon dioksida

0,03400

Neon

0,00180

Helium

0,00052

Ozon

0,00006

Hidrogen

0,00005

Krypton

0,00011

Metan

0,00015

Xenon

kecil sekali

42


Nitrogen Nitrogen yang masuk ke dalam atmosfer berasal dari peluruhan sisa-sisa hasil pertanian dan letusan gunung api, sedangkan pengeluaran nitrogen dari atmosfer terutama disebabkan oleh proses biologis dalam tumbuh-tumbuhan dan kehidupan di laut. Konsentrasi nitrogen di atmosfer adalah konstan yang menunjukan seimbangnya masukan dan keluaran nitrogen.

Oksigen Oksigrn dihasilkan terutama melalui proses fotosintesis pada tumbuhan. Oksigen diambil dari atmosfer oleh proses peluruhan bahan organik dan pernapasan makhluk hidup. Oksigen dapat bereaksi dengan unsur-unsur lain di atmosfer membentuk senyawa oksida.

Ozon Ozon terdapat di seluruh atmosfer bagian bawah terutama di lapisan stratosfer, yaitu pada ketinggian 15 dan 35 km. Ozon terbentuk dari terbelahnya molekul oksigen di bawah pengaruh radiasi ultraviolet menjadi atom-atom oksigen yang kemudian bergabung membentuk ozon. O2 + radiasi ultraviolet  O + O O + O2 + M  O3 + M M adalah molekul ketiga, biasanya N2 atau O2 Ozon adalah senyawa yang tidak stabil.senyawa ini dapat terpecah di bawah 43

pengaruh radiasi atau pada tumbukan dengan atom oksigen. O3 + radiasi  O2 + O O3 + O  O2 + O TRI MUJIYANTO | [email protected]

Ozon menyerap dengan kuat radiasi ultra vilolet yang dipancarkan mataharike bumi sehingga radiasiradiasi ultraviolet yang mencapai bumi berkurang hingga ke intensitas yang dapat ditolerir makhluk hidup di bumi. Kerusakan lapisan ozon disebabkan oleh lepasnya senyawa-senyawa kimia sintesis ke atmosfer.

Karbon Dioksida Karbon dioksida yang masuk ke atmosfer dapat berasal dari sumber alam dan sumber buatan. Sumber alami karbon dioksida berasal dari proses pernapasan makhluk hidup dan peluruhan bahan organik. Sedangkan sumber buatan berasal dari pembakaran bahan bakar fosil, industri semen, pembakaran hutan, dan perubahan tata guna lahan. Uap Air Konsentrasi uap air di atmosfer berkisar antara nol di daerah gersang hingga 4% di daerah tropis.Uap air di atmosfer berasal berasal dari evapotranportasi dari permukaan bumi dan diangkat ke atas oleh turbulensi yang paling efektif di bawah ketinggian 10 km. Uap air menunggalkan atmosfer melalui proses kondensasi dalam bentuk hujan atau melalui pembentukan curahan lain. Aerosol Aerosol adalah partikel yang ukurannya lebih besar daripada ukuran molekul, tetapi cukup kecil sehingga dapat melayang di atmosfer. Partikel ini dapat berupa padat maupun cair, misalnya debu, garam, sulfat, nitrat , dsb. Aerosol yang masuk ke atmosfer berasal dari letusan gunung api serta sisa 44

pembakaran bahan bakar fosil. Aerosol dapat keluar dari atmosfer dengan cara berikut. Yang berukuran besar akan jatuh ke bumi akibat gaya gravitasi, sedangkan yang berukuran kecil akan terbawa oleh curahan.


11.2 DISTRIBUSI SUHU TERHADAP KETINGGIAN

Troposfer Di dalam troposfer, suhu berkurang dengan bertambahnya ketinggian dengan laju penurunan sebesar 6,5º C tiap kilometer. Sumber bahang

utama

lapisan ini adalah permukaan bumi yang menyerap radiasi matahari. Tropesfer mengandung kira-kira 80% dari massa total atmosfer dan memuat seluruh uap air dan aerosol. Karena itu, troposfer merupakan lapisan yang memiliki gejala cuaca. Puncak dari troposfer disebut tropopause dan dicirikan oleh adanya inversi suhu. 45

Strarosfer Stratosfer adalah lapisan atmosfer yang berada di atas tropopause hingga ketinggian sekitar 50 km. Di troposfer, suhu meningkat dengan bertambahnya TRI MUJIYANTO | [email protected]

ketinngian dan mencapai suhu maksimum (270 K) pada stratopause. Sumber bahang utama adalah penyerapan radiasi ultraviolet oleh ozon. Mesosfer Di dalam lapisan ini suhu berkurang dengan bertambahnya ketinggian. Suhu mencapai -90ºC pada puncak lapisan, yang dinamakan mesopause. Neraca bahang di lapisan ini ditentukan oleh penyerapan radiasi oleh molekul oksigen dan pemancaran radiasi infra merah oleh karbon dioksida. Di bawah punck mesosfer, komposisi atmosfer dapat dikatakan homogen. Hal ini disebabkan oleh gerakan makroskopik dari atmosfer. Termosfer Komposisi gas di dalam termosfer tidak homogen terhadap ketinggian. Hal ini disebabkan oleh gerakan mikroskopik dari setiap molekul dan atom. Di dalam lapisan ini, suhu meningkat denga bertambahnya ketinggian yang disebabkan oleh penyerapan radiasi ultraviolet oleh atom oksigen.

46


BAB 12 PEMANASAN ATMOSFER

12.1 RADIASI MATAHARI

Radiasi adalah suatu bentuk energi yang dipancarkan oleh setiap benda yang mempunyai suhu di atas nol mutlak, dan merupakan satu-satunya bentuk energi yang dapat menjalar di dalam vakum angkasa luar. Energi yang diperlukan untuk berbagai proses di dalam atmosfer berasal dar i matahari. Matahari yang mempunyai suhu permukaan 6000 K memancarkan energi dalam bentuk radiasi ke semua arah dengan kecepatan rambat 300.000.000 m/s. Energi ini mencapai bumi dalam waktu 9,3 menit. Banyaknya radiasi matahari yang jatuh pada puncak atmosfer bumi tergantung pada tiga faktor, yaitu waktu tahun, waktu hari, dan derajat lintang. Radiasi

matahari

dalam

perjalanannya

melewati

atmosfer

menuju

permukaan bumi mengalami penyerapan, pemantulan, hamburan, dan pemancaran kembali. 1. Absorpsi Radiasi matahari yang jatuh diserap langsung oleh ozon dan uap air sebanyak 18%. 2. Pemantulan Radiasi matahari yang sampai ke atmosfer dipantulkan oleh tutupan awan dan permukaan bumi. Albedo radiasi yang dipantulkan berbeda-beda sesuai dengan jenis tanah dan awan yang memantulkan radiasi tersebut.

47

Jenis Awan

Albedo (%)

Sirus

36


Altostratus

39 - 59

Stratus

42 - 84

Kumulus

70 - 90

Kumulonimbus

92

3. Hamburan Radiasi matahari terutama dihamburkan oleh molekul udara, uap air, dan partikel di atmosfer. Hamburan dapat terjadi ke atas atau ke bawah menuju permukaan bumi. bumi. Ada dua macam hamburan radiasi matahari di dalam atmosfer yang bergantung pada besarnya ukuran partikel penghambur terhadap panjang gelombang radiasi yang datang. Jika ukuran partikel penghambur jauh lebih kecil dari panjang gelombang radiasi yang datang, maka hamburannya dinamakan hamburan Rayleigh. Rayleigh . Jika ukuran partikel penghambur lebih besar daripada panjang gelombang radiasi maka hamburannya dinamakan hamburan Mie Mie yang efektif untuk semua se mua panjang gelombang.

12.2 RADIASI BUMI

Seperti radiasi matahari, radiasi infra merah yang dipancarkan bumi akan mengalami proses penyerapan, reradiasi, dan penerusan. 1. Penyerapan Sebagai penyerap utama di dalam atmosfer ialah ozon, karbon dioksida, dan awan. 48

2. Reradiasi


Pemancaran kembali ini berlangsung ke semua arah, sebagian ke atas menuju angkasa luar dan sebagian lagi ke bawah (radiasi balik). 3. Penerusan Banyaknya radiasi bumi yang diserap atmosfer adalah 95%, sedangkan sisanya diteruskan tanpa dipengaruhi atmosfer meninggalkan bumi menuju angkasa luar.

12.3 NERACA RADIASI BUMI-ATMOSFER

Berbagai proses yang dialami radiasi matahari dalam perjalanannya memasuki sistem bumi-atmosfer

Berbagai proses yang dialami radiasi bumi dalam perjalanannya meninggalkan permukaan bumi

49


12.4 NERACA RADIASI PERMUKAAN

Neraca radiasi r adiasi permukaan per mukaan ialah selisih antara antar a radiasi rad iasi yang diserap d iserap dan da n yang dipancarkan oleh suatu benda atau permukaan. Mengingat bahwa suhu permukaan bumi tidak bertambah panas dan suhu atmosfer tidak makin dingin , berarti bahwa kelebihan energidikembalikan ke atmosfer dalam bentuk bahang sensibel dan bahang laten. Pengembalian kelebihan energi dari permukaan bumi ke atmosfer dalam bentuk bahang sensibel sensibel dan bahang laten

12.5 NERACA BAHANG PERMUKAAN PERMUKAAN

Energi yang menyebabkan perubahan suhu permukaan suhu permukaan adalah fluks bahang bersih Q yang dinyatakan dengan dengan persamaan Q = H + LE +G Dimana H : fluks bahang sensibel 50

LE : fluks bahang laten G : fluks fluks bahang ke dalam permukaan


BAB 13 PENDINGINAN DAN PEMANASAN ADIABATIK

13.1 HUKUM PERTAMA TERMODINAMIKA

Suatu paket udara dengan massa satu satuan, yang terletak di tengah-tengah udara

sekelilingnya,

mengalami

lingkungannya. Besarnya

Q

pertukaran

kalor

 Qdengan

udara

dapat dinyatakan sbb.

Q

= cv

T

+ p

Q

= c p

T

-



  p

13.2 PROSES ADIABATIK KERING

Jika di dalam suatu proses tidak ada pertukaran bahang antara sistem dan lingkungannya, maka proses tersebut dinamakan proses adiabatik kering. Paket udara kering yang naik ke atas mengalami pendinginan 1ºC setiap kenaikan 100 m. paket udara kering yang turun ke bawah mengalami pemanasan 1ºC setiap penurunan 100 m.

13.3 UKURAN KELENGASAN UDARA

Udara lengas adalah campuran dari udara ker ing dan uap air. Banyaknya uap air di udara lengas dapat dinyatakan dengan berbagai besaran berikut. a. Kelembapan mutlak adalah ukuran banyaknya uap air, dalam gram, di 51

dalam 1 m3 udara lengas; dinyatakan dalam g/m3.


b. Perbandingan campuran x adala perbandingan antara banyaknya uap air dan udara kering yang terdapat di dalam udara lengas; dinyatakan dalam g/kg. c. Kelembapan spesifik q adalah banyaknya uap air yang terdapat dalam I kg udara lengas; dinyatakan dalam g/kg. d. Kelembapan nisbi r adalah perbandingan antara tekanan uap air dengan tekanan uap air jenuh pada suhu yang sama. e. Suhu titik embun adalah suhu saat udara akan menjadi jenuh jika udara tersebut didinginkan pada tekanan konstan, tanpa ada penambahan atau pengurangan uap air. f.

Tekanan uap air e adalah tekanan yang disebabkan oleh uap air yang terdapat di dalam atmosfer.

13.4 PENGARUH UAP AIR PADA PEMANASAN DAN PENDINGINAN ADIABATIK

Jika suatu paket udara yang mengandung uap air bergerak ke atas maka proses adiabatik meyebabkan suhunya turun. Jika paket udara t erus bergerak naik, maka penurunan suhunya pun berlangsung terus. Dengan turunnya suhu paket maka kelembapan nisbinya akan bertambah, sehingga pada suatu saat air di dalam paket menjadi jenuh dan setelah itu terjadi kondensasi. Sebelum tercapai kondensasai, penurunan suhu paket berlangsung dengan laju penurunan adiabatik kering. Penurunan suhu setelah kondensasi lebih kecil daripada penurunan adiabatik kering. Laju penurunan suhu ini dinamakan laju penurunan adiabatik jenuh

 s.

13.4 DIAGRAM TERMODINAMIKA

52


Perubahan yang dialami paket udara yang bergerak ke atas maupun ke bawah

dapat

dipaparkan

dalam

suatu

diagram

yang

disebut

diagram

termodinamik. Diagram termodinamik yang dipakai di Indonesia ialah diagram aerologis. Diagram ini didasarkan pada diagram miring Herlofson T – log p. di dalam diagram ini isobar merupakan garis lurus horizontal yang dibubuhi nilai milibarnya. Suhu dinyatakan pada absisnya dengan skala celcius yang linear. Isoterm letaknya miring sehingga membentuk sudut 45 dengan absis.

AK (adiabatik

kering) cekung menghadap ke kanan atas dan memotong isoterm hampir tegak lurus. Garis adiabat jenuh AJ cembung menghadap ke kanan atas. Garis 53

perbandingan campuran jenuh merupakan garis lurus miring, lebih tegak daripada isoterm.


13.5 PARAS KONDENSASI ANGKAT DAN SUHU POTENSIAL

Ketinggian atau paras saat paket udara yang diangkat mulai menjadi jenuh dinamakan paras kondensasi sngkat (PKA) atau lifting condensation level (LCL). Jika paket udara diturunkan atau bergerak ke bawah (meskipun mula-mula jenuh) akan mengalami proses adiabatik kering. Jika

keadaan

topografi

suatu

permukaan

daratan

menyebabkan

pengangkatan paket maka kejadian ini dinamkan pengangkatan orografik . Pengangkatan yang lambat dapat menyebabkan pembentukan awan stratus. Pengangkatan yang cepat atau mendadak dan diseratai dengan pemanasan permukaan dapat menghasilkan pembentukan awan kumulus. Pengangkatan dapat pula terjadi melalui proses konveksi. Proses ini dapat menghasilkan awan kumulus yang merupakan hasil dari ketidakmantapan atmosfer. Cara pengangkatan ini disebut cara termal . 13.6 LAJU PENURUNAN LINGKUNGAN

Atmosfer terdiri atas beberapa lapisandengan laju penurunan lingkungan yang berbeda-beda. Bila laju penurunan lingkungan sedemikian rupa sehingga suhu lingkungan bertambah dengan bertambahnya ketinggian, maka keadaan ini dinamakan inversi. 13.7 PARAS KONDENSASI KONVEKTIF

Ketinggian atau paras saat kondensasi mulai berlangsung dinamakan paras kondensasai konvektif

(convective condensation level , CCL). Paras ini

merupakan ketinggian dasr awan konvektif atau kumulus.

54


BAB 14 STABILITAS ATMOSFER

14.1 STABILITAS PAKET

Jika suatu paket udara yang mengalami gangguan vertikal ka atas atau ke bawah oleh langkisan atau angin mendadak, maka akan ada dua kemungkinan yang terjadi. a. paket terus bergerak oleh dirinya sendiri meskipun ada gaya gesekan dar i udara sekitarnya, keadaan ini disebut tidak stabil. b. Paket tidak terus bergerak oleh dirinya sendiri tetapi melawan perubahan, yang cenderung mencapai suatu keseimbangan.keadaan ini dinamakan stabil. Misalkan T1 adalah suhu paket setelah dipindahkan ke suatu ketinggian dengan tekanan p dan T2 adalah suhu udara sekelilingnya pada ketinggian tersebut, maka akan ada tiga kemungkinan yang terjadi. a. jika T1 > T2 maka paket udara adalah stabil b. jika T1 < T2 maka paket dalam keadaan tidak stabil c. jika T1 = T2 maka paket dapat dikatakan dalam keadaan stabil.

14.2 STABILITAS LAPISAN ATMOSFER

Jika suatu paket udara di suatu titik mengalami gangguan vertikal, maka kestabilannya dapat diketahui dengan membandingkan laju penurunan lapisan atau laju penurunan lingkungan dengan laju penurunan adiabatik jenuhnya. Dengan membandingkan laju penurunan lingkungan atau laju penurunan statistik 55

 ,

 s terdapat



laju penurunan adiabatik kering  d dan laju penurunan adiabatik jenuh tiga kemungkinan.

Kemungkinan 1,

 >  d >  s ,

keadaan ini dinamakan tidak stabil mutlak.




Kemungkinan 2,

 d

≥



≥

 s ,

keadaan inidisebut stabil bersyarat yang

berarti stabil untuk udara tidak jenuh tetapi tidak stabil bagi udara jenuh. 

Kemungkinan 3,

 d >  s >  ,

keadaan ini disebut stabil mutlak.

14.3 PERUBAHAN STABILITAS

Perubahan stabilitas lapisan udara dapat terjadi dengan pemanasan atau pendinginan puncak atau dasar lapisan, atau dengan pemindahadn lapisan udara secara keseluruhan ke atas atau ke bawah. Penaikan lapisan udara secara keseluruhan akan menurunkan stabilitasnya, sedangkan penurunan lapisan udara secara keseluruhan menambah kestabilannya.

14.4 PARAS KONVEKSI BEBAS

Ketinggian dimana keadaan laju penurunan suhu lebih kecil, di dalam atmosfer yang tidak stabil bersyarat suhu paket, yang sebelumnya lebih kecil daripada suhu lingkungan, akan berubah menjadi lebih panas daripada suhu lingkungannya, dinamakan paras konveksi bebas. Pada paras konveksi bebas ini pakeet mulai tidak stabil dan gerak vertikalnya berlangsung terus tanpa perlu adanya pengangkatan dari luar. Gerak vertikalinin terus berlanjut sampai paket mencapai ketinggian tertentu saat paket kembali menjadi lebih dingin daripada lingkungannya. Ketinggian ini merupakan ketinggian puncak awan.

56


BAB 15 PEMBENTUKAN AWAN DAN CURAHAN

15.1 INTI KONDENSASI

Di dalam atmosfer, kondensasi berlangsung pada partikel yang disebut inti kondensasi. Partikel ini dapat berupa debu, asap, belerang dioksida, garam laut, atau benda mikroskopik lainnya. Sifat higroskopik partikel sangat penting karena tekanan uap air jenuh di atas tetes larutan lebih kecil daripada di atas tets a ir murni dengan diameter dan suhu yang sama. 15.2 KONDENSASI

Udara basah atau lengas dikatakan jenuh jika udara tersebut berada dalam keadaan seimbang dengan air murni yang permukaannya datar dan mempunyai suhu yang sama. Bila udara didinginkan, maka kelembapan nisbinya akan naik, tetapi sebelum mencapai 100%, kondensasi dimulai pada inti kondensasi yang lebih besar dan lebih aktif. Tetes yang terjadi akan t umbuh mencapai ukuran tetes awan pada waktu kelembapan nisbi mendekati 100%. Efek larutan dilawan oleh efek kelengkungan, akibatnya inti kondensasi yang kecil dan kurang aktif tidak berperan, karena uap air yang tersedia telah habis digunkan oleh inti yang lebih besar. Oleh sebab itu, banyaknya tetes awan di dala suatu volume lebih kecil daripada banyaknya inti kondensasi.

15.3 TETES AWAN DAN TETES HUJAN

Tetes yang terbentuk oleh kondensasi pada inti kondensasi, di dalam udara 57

lengas yang naik ke atas, mempunyai jari-jari antara 1- 20 mm. tetes ini dinamakan tetes awan. Di dalam udara dengan kelembapan relatif 90%, tetes akan menguap


sebelum mencapai satu meter. Agar tetes dapat jatuh lebih cepat daripada udara naik di dalam awan, maka ukuran tetes harus lebih besar.Tetes yang dapat mencapai permukaan bumi mempunyai jari-jari antara 0,1 mm sampai 3 mm. Tetes ini dinamakan tetes hujan atau tetes curahan

Ada dua teori mengenai pertumbuhan tetes awan menjadi tetes hujan, yaitu teori tumbukan-penggabungan dan teori tiga fase atau teori Bergeron-Findeisen.

Teori tumbukan penggabungan Bila suatu tetes jatuh, maka udara di depannya akan dibelokan ke samping dari lintasannya. Tetes yang kecil, yang semula terdapat di dalam udara akan ikut disimpangkan pula. Jika massanya tidak terlalu kecil dan cukup dekat dengan lintasan jatuh, tetes yang besar akan ditumbuk oleh tetes yang jatuh (penangkapan langsung). Bila tetes jatuh, maka garis alir di depannya akan berdivergensi dengan cepat sedangkan garis alir di belakang tetes akan berkonvergensi dengan lambat. Oleh karena itu di belakang tetes tahanan udaranya berkurang sehingga tetes lain yang ukurannya hampir sama akan jatuh lebih cepat dan menyusulnya, terjadilah penangkapan tidak langsung. 58

Teori tiga fasa atau teori Bergeron-Findeisen


Bila kristal es dan tetes air kelewat dingin dapat berada bersama-sama, maka tetes air akan menguap dan terjadi deposisi uap air dari tetes air menjadi kristal es. Kristal es yang terbentuk akan bergabung pada tumbukan menjadi serpih salju. Jika laju jatuh dari massa es bertambah melebihi laju verikal udara, maka serpih salju akan jatuh dan mencair menjadi tetes hujan jika melewati udara yang suhunya melebihi 0ºC yang cukup tebal.

59


BAB 16 GERAK ATMOSFER

16.1 PENDAHULUAN

Ada dua jenis gerak atmosfer, yaitu gerak nisbi terhadap permukaan bumi, yang dinamakan angina, dan gerak bersama-sama dengan bumi yang berotasi terhadap sumbunya. Gerak atmosfer terhadap permukaan bumi mempunyai dua arah yaitu arah vertical dan horizontal. Gerak inidisebabkan oleh adanya ketidakseimbangan radiasi bersih, kelembapan dan momentum di antaralintang rendah dan lintang tinggi di satu pihak dan di antara permukaan bumi dan atmosfer di lain pihak. Pada umumnya berbagai gaya yang bekerja pada paket udara adalah gaya gradient tekanan, gaya coriolis, gaya gesekan, dan gaya gravitas. Untuk gerak horizontal gaya gravitas ini tidak berpengaruh karena selalu ditiadakan oleh kompenen vertikal dari gaya gradient tekanan. Gaya Gradien Tekanan Gaya gradien tekanan timbul akibat adanya perbedaan tekanan atmosfer. Gaya Coriolis Gaya coriolis adalah gaya fiktif yang dimunculkan pada sistem koordinat yang tidak inersial. Besarnya percepatan coriolis secara matematis dapat dinyatakan sebagai berikut. ac = 60

v 2Ω sin Φ = v f

dengan ac = percepatan coriolis v = kecepatan benda


Ω= kecepatan sudut rotasi bumi = 7,27 × 10 -5 rad/s Φ= besarnya derajat lintang f = parameter coriolis = 2Ω sin Φ arah percepatan coriolis adalah tegak lurus pada kecepatan, ke kanan di BBU dan ke kiri di BBS. Gaya Gesekan Gesekan terutama dialami oleh udara yang bergerak dekat permukaan bumi. Sifat gaya ini adalah sebagai berikut. a. Makin kasap permukaan makin besar gesekan. b. Makin ke atas dari permukaan bumi, makin kecil efek gesekan. Efek tersebut dapat diabaikan pada ketinggian di atas 1.000 meter. c. Efek gesekan di atas lautan jauh lebih kecil daripada d i atas daratan.

Angin Geostropik Angin geostropik adalah angin yang bergerak sejajar dengan isobar dan kecepatannya tetap. Laju angin geostropik bertambah dengan berkurangnya lintang. Makin dekat dengan khatulistiwa angin permukaan rata-rata cenderung memotong garis permukaan isobar dengan sudut yang makin besar. Angin Gradien Jika gerak udara mengikuti suatau lintasan yang melengkung, maka resultan dari gaya gradien tekanan dan gaya coriolis harus menghasilkan gaya sentripetal yang diperlukan untuk gerak melengkung. Gerak semacam ini dinamakan angin gradien. Gerak melengkung yang arahnya berlawanan dengan arah putar jarum jam 61

dinamakan gerak siklonik , sedangkan yang arahnya sama dengan arah putar jarum jam disebut gerak anti siklonik .


Pengaruh Gesekan M Dianggap bahwa gaya gesekan berbanding lurus dengan laju angin dan arahnya berlawanan dengan arah kecepatan angin. Oleh karena itu arah angin berkurang sehingga gaya coriolis lebih kecil daripada gaya gradient tekanan. Sebagai akibatnya

angina akan bertiup memotong garis isobar dari tekanan tinggi ke

tekanan rendah. Di daerah tekanan rendah udara dekat permukaan bumi menuju daerah tesebut, dinamakan berkonvergensi. Sedangkan di daerah tekanan tinggi udara dekat permukaan bmi meamncar keluar dinamakan berdivergensi. Pada daerah konvergensi udara akan naik ke atas mengalami proses penaikan adiabatik kering sampai mencapa keadaan jenuh dan terjadilah kondensasi. Setelah itu udara akan mengalami proses adiabatic jenuh, terbentuklah awan dan dapat menimbulkan curahan yaitu cuaca jelek. Pada divergansi terjadilah penurunan udara dari bagian atas. Udara akan selalu mengalami proses adiabatik kering, terjadilah penurunan kelembapan, atau udara menjadi kering dan awan yang ada di daerah tersebut akan menguap dan menghilang, terjadilah cuaca cerah.

16.2 ISOBAR DAN KONTUR

Titik-titik di dalam atmosfer yang mempunyai tekanan yang asam membentuk suatu permukaan yang dinamakan permukaan isobar. Garis atau lengkungan potong antara permukaan isobar dan bidang horizontal dinamakan isobar. Bentuk permukaan isobar selalu berubah menurut waktu. Akibatnya bentuk isobar selalu berubah sesuai dengan waktu.

62


BAB 17 SIRKULASI UMUM

17.1 SKALA GERAK DALAM ATMOSFER

Skala makro

- global

Ukuran Panjang

Ukuran Waktu

global

tahun - bulan - minggu

10.000 – 1.000 km - sinoptik

benua

minggu - hari

1.000 – 100 km meso

lokal

hari - jam - menit

100 – 0,1 km mikro

kecil

menit - detik

100 – 1 cm

17.2 PENGGOLONGAN SIRKULASI ATMOSFER

Gerak atmosfer atau sirkulasi atmosfer dapat dikelompokan menjadi tiga golongan, yaitu : 

Sirkulasi primer, adalah sirkulasi umum atmosfer, yaitu pola skala besar atau global dari angin dan tekanan yang tetap sepanjang tahun atau berulang secara musiman.



Sirkulasi sekunder, usianya lebih singkat dan skalanya ruangnya lebih kecil dari sirkulasi primer.

63



Sirkulasi tersier, sifatnya sangat lokal dan disebabkan terutama oleh berbagai faktor lokal.


17.3 UNSUR UTAMA SIRKULASI UMUM

Sirkulasi umum terutama disebabkan oleh adanya ketidakseimbangan radiasi, kelengasan, dan momentum bersih antara lintang rendah dan lintang tinggi di satu pihak dan antara permukaan bumi dan atmosfer di pihak lain. Akibat efek coriolis, sistem angina mengalami pembelokan ke kanan di BBU dan ke kiri di BBS. Pita tekanan rendah terdapat di sekitar khatulistiwa dan sekitar lintang 60º LU dan 60º LS. Pita tekanan tinggi berada di sekitar lintang 30º LU dan 30º LS. Dengan adanya pola distribusi daerah tekanan tersebut, maka timbulah enam sistem angin di seluruh bumi, yaitu angin pasat timur laut, angin baratan, dan angin timuran kutub di BBU, angin baratan, angin pasat tenggara, dan angin timuran kutub di BBS.

17.4 MODEL SIRKULASI UMUM 64

Berdasarkan keberadaan unsur utama, maka disusunlah model sirkulasi umum yang dinamakan model tiga-sel. Sel yang berada di atas daerah tropis dan di atas daerah kutub masing-masing dinamakan sel tropis dan sel kutub, yang


merupakan sel termal langsung. Sel yang ada di lintang menengah disebut sel termal tidak langsung, karena sel ini disebabkan oleh dua sel sebelumnya.

17.5 SEL HADLEY

Sirkulasi Hadley terdapat di setiap belahan bumi. Pada bagian bawah tiap sel Hadley udara mengalir menuju ke khatulistiwa. Aliran udara ini, dari kedua belahan bumi bertemu di pita yang dinamakan mintakat konvergensi intertropis atau disebut pula ITCZ ( Intertropical Convergence Zone). Di ITCZ kedua aliran udara yang bertemu akan naik ke atas dan menimblkan awan dan curahan.

17.6 MINTAKAT KOVERGENSI INTERTROPIS (ITCZ)

ITCZ berada di daerah tekanan rendah khatulistiwa, yang disebut palung khatulistiwa. Daerah ini dikenal sebagai mintakat berawan, berangin tenang, dan dinamkan doldrum.

65


BAB 18 MONSUN

18.1 DEFINISI

Angin yang berbalik arah secara musiman, yang disebabkan oleh perbedaan sifat termal antara benua dan lautan, dinamaka angin monsun. Angin ini berbalik arah paling sedikit 120 derajat antara bulan Januari dan Juli, kecepatan anginnya melebihi 3 m/s. beberapa daera monsoon yan dikenal antara lain Monsun Afrika Barat, Monsun Afrka Timur, Monsun Asia Selatan, Monsun Asia Timur dan Tenggara, serta monsoon Australia Utara.

18.2 BERBAGAI MACAM MONSUN

Monsun Asia Timur dan Utara Monson Asia Timur dan Tenggara adalah monson yang berkembang paling baik. Hal ini disebabkan oleh besarnya Benua Asia dan efek dari dataran tinggi Tibet ter hadap aliran udara. Pada musim dingin di BBU angin bertiup dari arah timur laut yang dinamakan Monsun Timur Laut. Pada waktu melintasi Khatulistiwa angin ini dibelokkan karena pengaruh rotasi bumi menjadi angin angina barat di atas Indonesia. Pada musim dingin di BBS, angin tenggara yang berasal dari tekanan tinggi di atas Benua Australia bertiup ke arah barat laut melewati Indonesia dan Samudra Indonesia. Angin ini mengalami pembelokan setelah melewati khatulistiwa kemudian menjadi Monsun Barat Daya menuju kea rah timur laut. 66

Monsun Asia Selatan


Pada mmusim dingin di BBU, di Asia Selatan, pegunungan menghalangi mengalirnya udara sangat dingin dari Asia pusat ke selatan pegunungan tersebut. Jadi di daerah ini Monsun Timur Laut adalah lemah, karena kecilnya gradien suhu antara daratan di sebelah selatan pegunungan dan Samudra Indonesia. Monsun Timur Laut atau Monsun Musim Dingin ini terus menuju ke palung tekanan rendah di Samudra Indonesia Tengah dan Timur. Pada musim panas di BBU, di atas India bagian utara, Pakistan, Iran bagian selatan, dan Saudi Arabia terbentuk pusat-pusat tekanan rendah yang kuat menguasai sirkulasi udara, maka bertiuplah angin keluar dari pusat tekanan tinggi di Samudra Indonesia. Setelah melewati khatulistiwa, angin ini dibelokan menjadi angin permukaan barat daya yang menuju ke pusat-pusat tekanan rendah tadi. Angin ini dinamakan Monsun Barat Daya atau Monsun Musim Panas. Monsun Australia Utara Monsun ini muncul akhir Desember atau permulaan januari.

Di bulan

Januari dan februari monsun ini sering mencapai cukup jauh ke selatan tetapi sangat jarang melewati daerah tropis. Monsun Afrika Timur Pada musim panas di BBU, di atas bagian lintang rendah Samudra Indonesia, bertiup angin dari arah tenggara yang berasal dari pinggiran utara antisiklon, pusat tekanan tinggi di Samudra Indonesia. Atas pengaruh gaya coriolis, angin ini berbelok arah menjadi angin barat daya dan bergabung dengan monsun barat daya. Monsun Afrika Barat Pada musim panas di BBU, angin bertiup menuju ke pusat tekanan rendah termal di atas gurun Sahara dan dinamakan Monsun Musim Panas. Pada musim dingin di BBU angin bertiup keluar dari antisiklon d i atas gurun Sahara menuju ke 67

arah barat daya sebagai monsun musim dingin.


18.3 MONSUN DI INDONESIA

Monsun di Indonesia adalah bagian dari monsun Asia Timur dan Asia Tenggara. Pada musim dingin di BBU, di daerah yang membentang dari Sumatra bagian selatan, Jawa, Bali, Lombok, Nusa Tenggara sampai ke Papua, angin monsun tersebut bertiup dari barat ke timur. Oleh sebab itu di daerah ini monsun dingin dari BBU disebut Musim Monsun Barat, sedangkan di daerah yang mencakup sebagian besar Sumatra dan Kalimantan Barat angin monsun dating dari arah timur laut dan disebut Monsun Timur Laut. Pada musim panas di BBU, di ujung Sumatra bagian selatan, Jawa, Bali, Lombok, Nusa Tenggara sampai Papua bertiup angin Monsun Timur, sedangkan di sebagian Suatra lainnya dan Kalimantan Barat bertiup angina Monsun Barat Daya. Berdasarkan monsun yang berkuasa, di Indonesia dikenal empat musim. Untuk daerah yang membentang dari ujung selatan Sumatra, Jawa, Bali, Lombok, Nusa Tenggara dan Papua, kekempat musism serta periodanya adalah sebagi berikut.

Nama Musim

Periode

Musim Monsun Barat

Desember-Januari-Februari

Musim Transisi I

Maret-April-Mei

Musim Monsun Timur

Juni-Juli-Agustus

Musim Transisi II

September-Oktober-November

Untuk bagian Sumatra lainnya dan Kalimantan Barat, keempat musim serta 68

periodanya adalah sbb.


Nama Musim

Periode

Musim Monsun Barat Laut

Desember-Januari-Februari

Musim Transisi I

Maret-April-Mei

Musim Monsun Barat Daya

Juni-Juli-Agustus

Musim Transisi II

Sepember-Oktober-November

69


BAB 19 ANGIN LOKAL

19.1 ANGIN DARAT DAN ANGIN LAUT

Angin darat dan angin laut disebabkan oleh perbedaan sifat termal antara permukaan daratan dan permukaan air seperti lautan dan danau. Pada siang hari daratan cepat menjadi panas daripada permukaan lautan sehingga pada siang hari di daratan timbul tekanan rendah termal dan garis potong antara permukaan isobar dan bidang vertikal tegak lurus pada garis pantai. Garis permukaan isobar lebih jarang dan di bagian bawah membentuk melengkung ke arah daratan, timbullah gradien tekanan yang menyebabkan angin berhembus dari lautan ke daratan. Angin ini dinamakan angin laut. Pada malam hari terjadi pendinginan sebagai akibat pemancaran radiasi gelombang panjang dari permukaan laut dan daratan. Karena perbedaan sifat termal antara kedua permukaan tersebut, pada malam hari lautan lebih panas daripada daratan dan garis permukaan isobar mempunyai bentuk melengkung ke atas. Di bagian bawah terdapat gradient tekanan yang menyebabkan angin yang berhembus dari daratan menuju lautan. Angin ini disebut angin darat.

19.2 ANGIN GUNUNG DAN ANGIN LEMBAH

Pada siang hari, terutama sebelum tengah hari lereng gunung yang menghadap matahari menerima radiasi lebih banyak. Oleh karena itu suhu udara di lereng lebih tinggi daripada suhu udara pada ketinggian yang sama berjarak agak jauh dari lereng. Permukaan isobar semakin dekat dengan lereng bentuknya berubah cembung ke atas. Oleh karena itu gaya gradien di dakat lereng tidak lagi 70

diimbangi loleh gaya berat. Akibatnya ada komponen gaya gradien dalam arah lereng dan dengan adanya komponen ini udara bergerak menyusuri lereng ke atas. Angin ini dinamakan angin anabatik atau angin lembah.


Pada malam hari, suhu udara di lereng lebih rendah daripada suhu udara pada ketinggian yang sama berjarak agak jauh dari lereng. Oleh karena itu garis permukaan isobar terbentuk cekung ke atas di dekat lereng. Akibatnya gaya gradien tekanan arahnya miring ke atas. Gaya gravitasi menyebabkan udara bergerak menuruni lereng. Angin ini disebut angin katabatik atau angin gunung.

19.3 ANGIN FOHN

Angin ini timbul di bagian belakang gunung atau pegunungan dan disebabkan oleh udara yang dipaksa secara mekanik menaiki pucak dan kemudian menuruni lereng bagian belakang gunung atau pegunungan. Udara yang turun ini mengalami pemanasan adiabatik dan mencapai daerah yang lebih rendah sebagai angin panas, kering, kencang, dan rebut. Syarat terjadinya aangin ini adalah adanya angin regional atau sirkulasi sekunder. Macam angin fohn di Indonesia, antara lain: Angin Bohorok di daerah Deli, Sumut. Angin Kumbang di Cirebon, Brebes dan Tegal Angin Gending di probolinggo dan angin Grenggong di Pasuruan Angin Brubu di Ujungpandang Angin Wambraw di Biak, Papua

19.5 GELOMBANG LEE

Jika udara yang melewati pegunungan adalah stabil maka di belakang 71

pegunungan tadi udara akan bergerak mengikuti bentuk gelombang. Bentuk gelombang ini stasioner terhadap barisan gunung meskipun udara yang di


dalamnya bergerak terus mengikuti bentuk tadi. Bentuk ge lombang ini dinamakan gelombang berdiri atau gelombang bawah angin atau gelombang lee. Terbentuknya gelombang ini disebabkan oleh udara yang stabil akan berusaha kembali lagi ke ketinggian semula setelah mengalami pengangkatan dan melewati puncak barisan gunung. Pada waktu uadra naik ke puncak, gelombang akan mengalami pendinginan adiabatik dan menghasilkan kondensasi sehingga terbentuknya awan. Awan ini akan stasioner terhadap pegunungan dan mempunyai bentuk lensa. Awan ini dinamakan awan lentikularis.

72


BAB 20 IKLIM DAN PERUBAHANNYA

20.1 IKLIM

Iklim adalah keadaan yang mencirikan atmosfer pada suatu daerah alam jangka waktu yang cukup lama, yaitu kira-kira 30 tahun.

20.2 KLIMATOLOGI

Klimatologi adalah ilmu yang mempelajari iklim. Pembagian klimatlogi berdasarkan pokok bahasannya adalah sbb. 1. Klimatologi regional; mengungkapakan iklim di berbagai daerah di permukaan bumi. 2. Klimatologi sinoptik; mempelajari iklim dari suatu daerah dengan mengaitkannya terhadap pola sirkulasi atmosfer yang berkuasa. 3. Klimatologi fisis; melibatkan penelitian perilaku berbagai unsur cuaca dan berbagai proses di dalam atmosfer dengan menggunakan prinsip-prinsip fisika. 4. Klimatologi dinamis; dilakukan penekanan terhadap gerakan atmosfer pada berbagai skala, khususnya sirkulasi umum atmosfer. 5. Klimatologi terapan; melakukan penerapan pengetahuan dan prinsip klimatologi pada pemecahan masalah praktis untuk kepentingan kesejahteraan manusia. 6. Klimatologi historis; mempelajari perkembangan iklim sepanjang periode sejarah ini. Pembagian klimatologi berdasarkan skala adalah sbb. 73

1. Makroklimatologi; mempelajari iklim daerah yang luas dengan ukuran horizontal bahkan sampai ukuran global.


2. Mesoklimatologi; mempelajari iklim yang ralatif kecil dan ukuran horizontal antar 10-100 Km. 3. Mikroklimatologi; mempelajari iklim di dekat permukaan tanah dengan ukuran horizontal kurang dari 100 meter.

20.3 PENDEKATAN KLIMATOLOGI

Pendekatan tradisional klimatologi adalah mensintesis hasil pengamatan dari berbagai unsur iklim dan menganalisanya untuk mendapat gambaran mengenai berbagai proses yang menyebabkan terjadinya iklim tersebut. Pendekatan modern klimatologi dilakukan dengan melakukan pengamatan unsur iklim dari satelit. Dengan pendekatan ini, bumi dapat dipandang sebagai satu kesatuan global yang melibatkan atmosfer, litosfer, hidrosfer, kriosfer, dan biosfer.

20.4 SISTEM IKLIM

Sistem iklim terdiri dari lima komponen, yaitu: 1. atmosfer; merupakan komponen peubah utama. 2. litosfer; masa daratan dari permukaan bumi yang terdiri atas pegunungan, batuan, sedmen, serta taanh permukaan termasuk cekungan lautan. 3. hidrosfer; air yang terdistribusikan pada permukaan bumi. 4. kriosfer; massa es dan endapan salju, termasuk lapisan es benua, gletser pegunungan, es lautan, tutupan salju permukaan, es danau, dan es sungai. 5. biosfer; mencakup tumbuhan dan makhluk hidup.

74

20.5 UMPAN BALIK IKLIM


Ada proses umpan balik yang memperkuat ragam atau perubahan di dalam sistem iklim. Proses ini disebut umpan balik positif. Umpan balik yang memperlemah sistem iklim disebut umpan balik negattif. Perubaahan iklim berlangsung berlangsung pada pada berbagai skala waktu yaitu yaitu dari skala skala waktu geologis (jutaan tahun) sampai skala waktu yang lebih kecil (skala waktu historis). Perubahan iklim yang berdampak besar pada kehidupa manusia akan terus berlangsung sepanjang masa masa di seluruh permukaan bumi.

20.7 PENYEBAB PERUBAHAN IKLIM

Perubahan eksternal A. perubahan banyaknya radiasi matahari yang mencapai puncak atmosfer

a. perubahan perut bumi mengitari matahari 1. ragam eksentrisitas 2. presesi dari ekuinoks 3. ragam kemiringan suhu b. keluaran matahari Ragam keluaran matahari mengakibatkan perubahan banyaknya radiasi matahari yang mencapai puncak atmosfer. B. Perubahan distribusi daratan dan lautan

Perubahan distribusi daratan dan lautan menyebabkan perubahan sirkulasi atmosfer umum sehingga mengakibatkan perubahan iklim. Hal ini disebabkan 75

oleh perbedaan sifat termal daratan dan lautan.

Perubahan Internal Internal TRI MUJIYANTO | [email protected]

Perubahan internal ialah perubahan yang terdapat di dalam sistem iklim. Proses pertukaran materi dari komponen yang satu ke komponen yang lainpada sistem iklim merupakan perubahan internal.

76


BAB 21 PENGAMATAN PENGAMATAN CUACA

21.1 MACAM STASIUN CUACA

a. Stasiun sinoptik Tujuan stasiun sinoptik pada umumnya untuk mendapatkan gambaran umum keadaan atmosfer suatu daerah yang berukuran luas. Pengamatan permukaan utama meliputi pengamatan 1. Cuaca yang sedang berlangsung dan cuaca yang lalu yang merupakan pengamatan visual 2. Arah dan laju angin. angin. Pengamatan menggunakan anemometer anemometer dan alat penunjuk arah angin. 3. Banyak dan bentuk awan. awan. Pengamatan visual. 4. Tinggi dasar awan. Diperkirakan Diperkirakan secara visual atau menggunakan alat sorot cahaya. 5. Banglas Banglas horizontal atau jarak pandang pandang horizontal. Dilakukan Dilakukan secara visual atau dengan menggunakan alat pengukur banglas. 6. Suhu udara.pengukuran menggunakan thermometer yang ditempatkan ditempatkan dalam sangkar Stevenson. 7. Kelembapan udara. Diukur Diukur dengan psikrometer. 8. Tekanan atmosfer. Diukur Diukur dengan barometer. 77

9. Curahan atau curah hujan, pengukuran dilakukan dengan alat penangkar hujan.


10. Duras atau lama penyinaran matahari diukur dengan menggunakan alat Campbell-Stokes.

Pengukuran udara atas umumnya menggunakan balok pilot atau radio sonde. Radio sonde adalah pemancar radio kecil yang dilengkapi dengan alat pengukur tekanan, suhu, dan kelembapan relatif. Tujuan stasiun klimatologis ialah mendapatkan data klimatologis yang pengukurannya dilakukan secara kontinu dan meliputi periode waktu yang lama, paling sedikit sepuluh tahun.

22.2 PENGAMATN CURAH HUJAN

Curahan adalah endapan atau deposit air dalam bentuk cair maupun padat yang berasal dari atmosfer. Curah hujan diamati atau diukur dengan menggunakan alat penakar hujan. Ada dua macam penakar hujan, yaitu penakar hujan nonrekam dan penakar hujan rekam.

22.3 PENGAMATAN SUHU

Suhu dapat didefinisikan secara mikroskopik berkaitan dengan gerakan molekul sedemikian rupa sehingga makin besar kecepatan molekul makin tinggi suhu. Ada berbagai jenis termometer tegantung pada unsur atau medium yang dipakai, yaitu termometer air raksa-dalam-gelas, termometer alkohol, termometer tahanan, termometer listrik, termokopel, dan termometer gas. 78

22.4 PENGAMATAN KELEMBAPAN UDARA


Metode pengukuran kelembapan udara yang umumnya digunakan ada empat macam, yaitu: a. metode termodinamik. Alat pengukurnya dinamakan psikrometer. b. metode berdasarkan perubahan ukuran atau dimensi bahan higroskopik. Alat pengukurnya disebut hygrometer. c. metode absorpsi. Metode ini memanfaatkan pengaruh banyaknya kandungan air di dalam suatu bahan terhadap sifat kelistrikannya. Alat pengukurnya dinamakan higrometer absorpsi listrik. d. metode titik embun. Alat yang digunakan disebut higrometer titik embun.

22.5 PENGAMATAN ANGIN PERMUKAAN

Arah angin didefinisikan sebagai arah datangnya angin dan dinyatakan dengan puluhan derajat yang terdekat dalam arah jarum jam mulai dari arah utara geografik. Laju dan arah angin umunya berubah terhadap waktu. Yang dilaporkan sebagai laju maupun arah angin adalah harga rata-ratanya dalam jangka waktu sepuluh menit. Sifat angin yang dapat digunakan sebagai dasar alat pengukur angin ialah sifat aerodinamik dan sifat pendinginan termalnya.

22.5 PENGAMATAN PENGUAPAN

Pengukuran pengupan dari permukaanair bebas dan permukaan tanah serta transpirasi

dari

tumbuh-tumbuhan

sangat

penting

dalam

pertanian,

hidrometeorologi, dan dalam pendesainan dan pengoperasian waduk dan dalam sisitem irigasi. 79

Ada dua macam alat pengukur penguapan yang biasa digunakan dalam stasiun meteorologi. Yang pertama mengukur banyaknya air yang menguap dari


suatu permukaan renik (porous) yang selalau dibuat basah atau jenuh. Alat ini dinamakan evaporimeter atau atmometer. Alat lain menggunakan metode dengan mengukur perubahan paras atau ketinggian permukaan bebas dari air yang berada dalam tangki. Alat ini dinamakan kancah penguapan atau tanki penguapan.

22.6 PENGAMATAN RADIASI DAN PENYINARAN MATAHARI 

Pengamatan radiasi diperlukan untuk bebagai maksud, anatara lain:



Mempelajari transformasi energi di dalam sistem bumi-atmosfer dan ragamnya dalam waktu dan ruang.



Mempelajari distribusi dan ragam dari radiasi yang datang, radiasi yang keluar, dan radiasi netto.



Menganalisis atmosfer mengenai kekeruhan, kandungan uap air, debu, dsb.



Penerapan praktis di dalam bidang pertanian, biologi, pengobatan, arsitektur, dan industri.

80


BAB 22 MENGENAL AWAN DAN HIDROMETEOR

22.1 AWAN TETES

Awan adalah suatu kumpulan partikel air yang tampak di atmosfer. Awan tetes adalah awan sebagian besar partikelnya terdiri dari tetes air, sedangkan awan yang sebagian besar partikelnya terdiri dari kristal es disebut awan es. Tetes awan umumnya berjari-jari antara 5 sampai 10  , dengan proses tumbukan dan penggabungan dapat menjadi tetes hujan yang mempunyai jari-jari sekitar 1000

 .

22.2 AWAN ES

Bentuk awan es tampak sebagai jejak-jejak kristal es atau jejak sirus tanpa awan induk yang terdiri dari tetes kelewat dingin. Kristal es lebih lambat menguap daripada kristal air, maka dalam udara tak jenuh bagian luar dari awan tetes tetap menguap lebih cepat daripada bagian luar dari awan es. Percampuran awan es dan udara di sekitarnya menyebabkan perluasan awan yang menampakkan tepi awan es kabur atau tidak tegas.

22.3 BENTUK DASAR DAN PEWANAN

Tiga bentuk dasar awan yaitu bentuk berserat ( sirus), lapisan ( stratus), dan gumpalan (kumulus). Bentuk berserat disebabkan oleh kristal es yang jatuh, bentuk lapisan adalah karakteristik dari awan yang pertumbuhannya berlangsung 81

dalam arah horizontal. Bentuk gumpalan disebabkan oleh pertumbuhan vertikalyang sangat besar pada konveksi lokal.


Disamping itu digunakan pula kata latin nimbus yang berarti awan hujan dan alto yang berarti tinggi. Untuk penamaan awan digunakan pula gabungan dari kata dasar sirus, stratus, dan kumulus.

22.4 PENGGOLONGAN AWAN

Penggolongan awan didasarkan pada sepuluh golongan utama yang disebut genus. Kesepuluh genus tersebut adalah 

Sirus



Sirokumulus



Sirostratus



Altokumulus



Altostratus

 Nimbostratus 

Stratokumulus



Sratus



Kumulus



kumulonimbus

Tiap genus awan dibagi menjadi beberapa jenis awan dan jenis awan dapat dibagi lagi menjadi varitas awan.

Sirus

82


Sirus didefinisikan sebagai awan yang tampak tersususn dari serat lembut dan halus berwarna putih mengkilat tanpa bayangan sendiri. Sirus dapat ber bentuk lurus, melengkung tak teratur tau tampak kusut yang dinamakan fibratus. Jenis unsinus berbentuk koma atau kail yang mata kailnya menghadap ke atas. Jenis spisatus berbentuk kumpulan serat yang rapat dan mampat. Sirus terdiri dari kristal es. Gejala optiknya disebabkan oleh pemantulan, pembiasan, dan penghamburan cahaya oleh kristal-kristal es. Awan sirus berkembang dari kristal es tang jatuh dari Sirokumulus atau dari pembentangan bagian atas Kumulonimbus. Sirus dapat pula terjadi dari penguapan bagian yang tipis dari Sirostratus.

Sirokumulus

83


Sirokumulus adalah lapisan awan yang tampak terdiri dari unsur kecil sekali menyerupai butir padi-padian yang berwarna putih tanpa bayangan seperti sirus. Awan sirokumulus dapat berbentuk lonjong atau lensa yakni dari jenis lentikularis. Jenis undulatus tersusun dari beberapa baris sejajar yang menyerupai gulungan ombak. Nama Sirokumulus hanaya dapat digunakan bila 

awan yang diamati jelas berkaitan dengan Sirus atau Sirostratus



awan yang diamati terjadi dari Sirus atau Sirostr atus



awan yang diamati mempunyai cirri atau tanda yang menunjukan bahwa awan tersebut terdiri dari kristal es.

Sirostratus

Sirostratus adalah awan yang tampak seperti tirai kelambu halus keputih putihan yang tidak mengaburkan tepi matahari atau bulan yang ada di baliknya tetapi menghasilkan gejala halo. Jenis fibratus mempunyai jaringan serat dan jenis nebulosus menyerupai tirai asap yang merata.

Altokumulus

84


Altokumulus adalah lapisan awan berwarna putih atau kelabu yang terdiri dari unsur-unsur berbentuk bulatan terpipih. Jenis stratiformis berbentuk lapisan yang cukup luas dan seragam. Jenis lentikularis berbentuk lensa yang pinggirannya tajam dan tegas. Altokumulus dengan ketransparanan termasuk varitas translusidus, sedangkan yang tidak transparan adalah varitas opakus.

Altostratus

85


Altostratus didefinisikan sebagai lapisan awan yang tampak berserat atau seragam tetapi berwarna kelabu atau kebiru-biruan menutupi sebagian atau seluruh langit. Altostratus terdiri dari air dan kristal es. Awan ini juga mengandung tetes hujan dan dapadt menimbulkan gejala virga yang tampak sebagai garis sejajar yang keluar dari dasar awan. Nimbostratus

86


Nimbostratus adalah lapisan awan yang seragam, luas berwarna kelabu tua, sering terdapat koyakan awan di bawahnya yang saling terpisah maupun bersambung. Nimbostratus tidak memiliki jenis maupun varitas.

Stratokumulus

87

Stratokumulus didefinisikan sebagai lapisan awan yang terdiri dari unsur berupa bulatan terpipih atau bulatan panjang terpipih berwarna kelabu dengan


bagian yang lebih gelap. Stratocumulus yang seragam dan meliputi bagian langit yang luas termasuk jenis stratiformis. Stratocumulus terdiri dari tetes awan dan kadang-kadang mengandung pula tetes hujan. Awan ini kadang-kadang disertai curahan yang berupa hujan berintensitas kecil.

Stratus

Stratus didefinisikan sebagai awan rendah yang seragam dan umumnya berwarna kelabu tetapi tidak menyentuh permukaan bumi. Stratus terdiri dari t etes awan yang kecil. Stratus yang tebal sering terdiri dari tetes hujan. Stratus menimbulkan gejala halo. Kumulus

88


Kumulus adalh awan yang umunya kelihatan mampat dan berbentuk gumpalan yang menjulang. Ukuran vertikal vertikal kumulus dapat kecil dan tampak seperti tertindih. tertindih. Jenis ini disebut humilis. Jenis kongestus memiliki uukuran vertikal yang sangat tinggi dengan bagian atas berupa tonjolan-tonjolan. Kumulus yang pinggirannya terkoyak-koyak merupakan jenis fraktus. Kumulus terutama terdiri dari tetes air. Kristal es dapat terjadi di bagian awan yamg suhunya lebih kecil dari 0ºC. Kumulonimbus

89


Kumulonimbus dalah awan yang tampak beratdan mampat, menjulang tinggi sekali menyerupai gumpalan yang besar. Kumulonimbus terdiri dari tetes awan dan di bagian atas terdapat es. Kumulonimbus mengandung mengandung pula tetes hujan yang besar. Curahan yang timbul dari Kumulonimbus menimbulkan suatu gejala yang tampak sebagai berkas garis sejajar yang keluar dari dasar awan. Jika gejala tersebur dapat mencapai permukaan bumi dinamakan presipitasio dan jika berkas tidak mencapai permukaan bumi disebut virga.

22.5 AWAN PENYERTA DAN AWAN INDUK

Tubuh utama suatu awan dapat disertai suatu bentuk khusus yang berkaitan dengan bentuk tersebut. Awan yang menyertai menyertai ini disebut d isebut awab penyerta. Awan dapat berasal dari perkembagan awan lain yang disebut awan induk. Awan yang dihasilkanaini dapat berlainan genus.

22.6 HIDROMETEOR

Hidrometeor dalah suatau gejala selain awan yang terdiri dari pertikel air cair maupun padat di atmosfer, atau endapan tetes air pada permukaan benda yang berada dekat permukaan bumi, atau di udara yang bebas yang disebabkan oleh kondensasi uap air dari sekelilingnya. Hydrometeor yang ditemukan di Indonesia antara lain sbb : 

Hujan; adalah curahan yang terdiri dari partikel air cair, tetes air, dengan diameter lebih besar dari 0,5 mm.

 90

Hujan curah; adalah curahan yang terdiri dari tets air dengan diameter lebih besar dari diameter tetes hujan biasa. Disebabkan oleh awan konvektif yaitu Kumulus dan Kumulonimbus.




Hujan es; hujan curah disertai partikel es kecil dengan diameter antara 550 mm.



Gerimis; curahan yang terdiri dari tetes air yang kecil dengan diameter kurang dari 0,5 mm.



Kabut; yaitu kumpulan tetes ai kecil sekali yang melayang-layang di dekat udara permukaan bumi.



Kabus; adalah kumpulan tetes air yang mikroskopik atau partikel higroskopik basah yang melayang-layang di udara.



Embun; adalh endapan tetes air pada permukaan benda yang berada dekat permukaan bumi atau di udara bebas yang disebabkan oleh kondensasi uap air.

91


BAB 23 SAMUDERA

23.1. BEBERAPA DEFINISI

Benua (continent ) dapat didefinisikan sebagai massa daratan yang sangat besar yang muncul dari permukan samudera, termasuk bagian tepinya yang digenangi air dengan kedalaman air yang dangkal (kurang dar i 200 meter). Samudera (ocean) dapat didefinisikan sebagai tubuh air asin yang sangat besar dan menerus yang dibatasi oleh benua. Cekungan samudera (ocean basin) adalah cekungan yang sangat besar dan dalam yang dipenuhi oleh air asin dan satu atau lebih sisinya dibatasi oleh benua. Laut ( sea). Dalam penggunaan umum, kata laut ( sea) dan samudera (ocean) sering dipakai bergantian sebagai sinonim. Di dalam oseanografi atau

oseanologi, kedua kata itu memiliki perbedaan. Kata “laut” umumnya dipakai untuk menyebutkan kawasan perairan dangkal di tepi benua, seperti Laut Utara, Laut Cina Selatan dan Laut Arafura; massa air yang terkurung dan memiliki hubungan yang terbatas dengan samudera, seperti Laut Tengah, dan Laut Baltik; atau kawasan laut yang memiliki sifat fisik dan kimia tertentu, seperti Laut Merah, Laut Hitam, Laut Karibia, dan Laut Banda. Di samping itu,

kata “laut”, kadang -

kadang dipakai untuk menyebutkan nama danau seperti Laut Kaspi. Estuari (estuary) adalah kawasan perairan muara sungai yang dipengaruhi oleh pasang surut dengan massa air yang memiliki salinitas lebih rendah daripada air laut dan lebih tinggi daripada air tawar.

23.2. ASAL USUL SAMUDERA DAN CEKUNGAN SAMUDERA

Sampai sekarang, asal usul air laut tidak diketahui dengan pasti. Salah satu hipotesa yang banyak diterima adalah bahwa air laut berasal dari aktifitas volkanisme. 92

Hipotesa

tersebut

dibuat

berdasarkan

fakta

saat

ini

yang

menunjukkan bahwa aktifitas volkanisme mengeluarkan banyak uap air, disamping gas nitrogen dan karbon dioksida. Pertanyaan selanjutnya yang perlu mendapat jawaban adalah tentang asal


usul cekungan samudera. Tentang bagaimana cekungan samudera dapat terbentuk?. Berbagai hipotesa dan teori telah muncul dalam upaya mencari jawaban atas pertanyaan itu. Saat ini, teori yang diterima oleh banyak ahli adalah Teori Tektonik Lempeng ( Plate Tectonic Theory). Teori ini adalah teori yang didukung oleh sangat banyak data dan fakta. A. Bebarapa Fakta Tentang Bumi dan Laut

Berbicara tentang asal usul Cekungan samudera, beberapa fakta berikut ini perlu mendapat perhatian di awal pembicaraan sebelum melangkah lebih jauh sampai kepada teori pembentukannya. Fakta-fakta tersebut adalah: 1). Bumi berumur kira-kira 4,6 miliar tahun yang lalu, sedang bukti-bukti pertama tentang adanya laut muncul dari sekitar 3,8 – 3 miliar tahun yang lalu. 2). Bukti-bukti tertua tentang adanya samudera ditemukan di benua, bukan di samudera. 3). Batuan yang tertua di laut hanya berumur 70 juta tahun.

93


23.3 MORFOLOGI DASAR LAUT

morfologi dasar laut dapat dibedakan menjadi morfologi dasar laut yang berada di tepi benua (continental margin), dan morfologi dasar laut yang berasa di cekungan samudera (ocean basin). A. Tepi Benua

Tepi benua (continental margin) meliputi bagian dari benua yang 94

tenggelam dan zona transisi antara benua dan cekungan samudera. Berdasarkan

pada

kondisi

aktifitas

kegempaan,

volkanisme,

dan

pensesaran, tepi benua dapat dibedakan menjadi tepi benua aktif (active margin) yang ditandai oleh banyaknya aktifitas kegempaan, volkanisme, dan pensesaran. TRI MUJIYANTO | [email protected]

Sebaliknya, tepi benua pasif ( pasif margin) dicirikan oleh sedikitnya aktifitas kegempaan, volkanisme, dan pensesaran. Perbedaan aktifitas tektonik menghasilkan perbedaan struktur batuan dan sedimentasi di sepanjang tepi benua. Tepi benua aktif dicirikan dengan perselangan yang sempit antara bank dan trough, sesar-sesar, paparan ( shelf ) yang sempit. Palung laut dalam (deep sea trench) dan busur kepulauan volkanik umum dijumpai disepanjang tepi benua. Sementara itu, tepi benua pasif memiliki paparan yang lebar, delta-delta yang luas, atau terumbu karang yang tersebar meluas. Tidak ada pensesaran ataupun volkanisme. Berdasarkan morfologinya, tepi benua dapat dibedakan menjadi: 1). Paparan Benua (continental shelves) adalah bagian benua yang tenggelam dengan kemiringan lereng yang sangat kecil (1 meter per 1000 meter). 2). Lereng Benua (continental slope) adalah tepi benua dengan lereng curam, dimulai dari tekuk lereng dari paparan benua sampai daerah tinggian benua (continental rise) dengan lereng sekitar 4 dejarad. Kenampakan yang sangat mengesankan di kawasn ini adalah alur bawah laut ( submarine canyon). 3). Tinggian Benua (continental rise) adalah daerah transisi antara benua dan cekungan samudera. 2.3.2. Cekungan Samudera B. Cekungan Samudera

Cekungan samudera (ocean basin) didefinisikan sebagai lantai samudera (ocean floor ) yang luas yang terletak pada kedalaman lebih dari 2000 meter. Berbagai kenampakan dari cekungan samudera yang utama adalah: 1). Pematang samudera (oceanic ridges) yang keberadaannya berkaitan dengan pembentukan sistem retakan (rifting ) karena dua blok kerak samudera yang bergerak saling menjauh. 2). Dataran abisal (abyssal plain) adalah kawasan yang luas dan agak datar dengan kedalaman dengan kedalaman berkisar dari 4000 sampai 5000 95

meter yang dibatasi oleh pematang samudera atau benua. Dataran abisal umumnya tertutup oleh sedimen pelagis. Di kawasan yang berbatasan dengan lereng benua, bila terdapat alur bawah laut di lereng benua, maka,


akan terbentuk kipas bawah laut ( submarine fan) atau kipas laut dalam (deep-sea fan). 3). Pulau-pulau terumbu (coral islands) yaitu pulau yang terbentuk karena pertumbuhan koral. 4). Palung (trences), terdapat di zona menunjaman lempeng tektonik. 5). Gunung-laut ( seamounts) adalah gubungapi bawah laut yang telah mati. Bila gunung-gunung tersebut muncul maka, menjadi pulau. 6). Rangkaian pulau-pulau (island chains).

23.4 SEDIMEN LAUT

Berdasarkan pada asal usulnya, sedimen laut dapat dibedakan menjadi lima macam, yaitu:

1). Sedimen Litogenik (terigennous), yaitu sedimen yang berasal dari pelapukan batuan yang telah ada sebelumnya di daratan atau benua. 2). Sedimen Volkanogenik (volcanogenic sediments), yaitu sedimen yang berupa material volkanik yang dilontarkan ketika terjadi erupsi gunungapi. 3). Sedimen Biogenik (biogenic sediments), yaitu sedimen yang dihasilkan oleh organisme atau organisme itu sendiri. 4). Sedimen Hidrogenik (hydrogenic sediments), yaitu sedimen yang terbentuk oleh reaksi kimia inorganik dari unsur-unsur yang terlarut di dalam air. Sedimen kelompok ini juga disebut sebagai sedimen autigenik ( authigenic sediments). 5). Sedimen Kosmogenik (cosmogenic sediments), yaitu sedimen yang berasal dari luar angkasa, seperti meteorit atau debu ruang angkasa yang jatuh ke Bumi.

96


97


BAB 24 SIFAT AIR LAUT

24.1 PENDAHULUAN

Air adalah penyusun utama laut. Air laut tersusun dar i sekitar 97% air, dan mempunyai beberapa karakteristik yang luar biasa dan sangat penting. Air memiliki titik didih yang tinggi sehingga air umumnya dijumpai pada fase cair. Sesungguhnya, air adalah cairan utama di Bumi.

24.2 SIFAT-SIFAT AIR

Beberapa sifat air laut, antara lain: 1. Tersusun oleh 2 atom hidrogen dan 1 atom oksigen 2.

Bersifat “bipolar” , muatan positif pada atom hidrogen, negatif pada oksigen

3. Membentuk ikatan hidrogen,membentuk susunan molekul yang sangat stabil 4. Satu-satunya unsur di alam yang hadir dalam tiga fase – fase padat, cair, gas. 5. Tingkat kekompakan – densitas = massa per volume (def) 6. Ikatan hidrogen menyebabkan diperlukan sejumlah energi untuk merubah fase air 7. Kapasitas panas (specific heat, heat capacity)

–

energi panas yang

diperlukan untuk menaikkan temperatur suatu unsur dalam jumlah tertentu. Kapasitas panas air tinggi karena ikatan hidrogen. 8. Panas laten (Latent heat) – panas yang tersimpan di dalam sistem. Bisa 98

dikeluarkan ke lingkungan. Penambahan garam pada air tawar menyebabkan perubahan sifat-sifat air. Beberapa perubahan penting yang terjadi itu antara lain adalah:


1. Kapasitas panas turun. Titik didih menjadi lebih tinggi 2. Densitas naik 3. Titik beku turun. Air yang paling dingin adalah yang paling tinggi salinitas dan densitasnya. 4. Tekanan uap turun. Titik didih menjadi lebih besar 5. Tekanan osmosis naik 6. Viskositas naik.

24.3 KARAKTER UMUM AIR LAUT A. Temperatur Air Laut

Permukaan samudera mendapat panas dari tiga sumber, yaitu: (1) radiasi sinar matahari, (2) konduksi panas dari atmosfir, dan (3)kondensasi uap air. Sebaliknya, permukaan laut menjadi dingin karena tiga sebab, yaitu: (1) radiasi balik dari permukaan laut ke atmosfer, (2) konduksi panas balik ke atmosfer, dan (3) evaporasi. Sementara itu, di bawah permukaan laut, arus-arus horizontal dapat mentransfer panas dari satu kawasan ke kawasan lain. Radiasi sinar matahari adalah sumber panas utama bagi Bumi. Sebagian dari radiasi itu yang sampai ke Bumi diserap dan sebagian yang lain dipantulkan oleh atmosfer. Radiasi yang diserap oleh atmosfer itu selanjutnya sampai ke

permukaan Bumi dan dikenal sebut sebagai “ insolation” (insolasi). Insolasi tidak konstan, melainkan bervariasi sesuai dengan posisi geografi dan waktu. Insolasi sinar matahari di suatu tempat di Bumi berkurang seiring dengan makin tingginya posisi lintang karena sudut sinar matahari yang sampai ke Bumi juga meningkat (Gambar 7). Distribusi temperatur secara vertikal dapat dibagi menjadi tiga zona (Gambar 11), yaitu: 99

1) Lapisan campuran ( mixed layer ). Zona ini adalah zona homogen. Temperatur dan kedalaman zona ini dikontrol oleh insolasi lokal dan pengadukan oleh angin. Zona ini mencapai kedalaman 50 sampai 200 meter. 2) Termoklin (thermocline ). Di dalam zona transisi ini, temperatur air laut TRI MUJIYANTO | [email protected]

dengan cepat turun seiring dengan bertambahnya kedalaman. Zona ini berkisar dari kedalaman 200 sampai 1000 meter. ). Zona ini temperatur berubah sangat lambat atau 3) Zona dalam (deep zone

relatif homogen. Termoklin di daerah kutub tidak terlihat, karena sebagian besar permukaan laut tertutup es pada musim dingin dan mendapat radiasi sinar matahari yang kecil pada musim panas. Di daerah tropis, termoklin dapat mendekat ke permukaan. Di daerah-daerah yang memiliki pemanasan musiman yang kuat, yaitu di daerah lintang menengah, air laut memiliki termoklin temporer atau musiman di lapisan permukaannya.

Gambar 11. Profil vertikal temperatur samudera pada (a) lintang menengah, (b) lintang rendah, dan (c) lintang tinggi. Dikutip dari Libes (1992).

B. Salinitas Air Laut

Salinitas adalah ukuran yang dipergunakan untuk mengukur kandungan 100

garam ( saltiness) di dalam ai laut. Unsur-unsur dalam bentuk ion yang melimpah menyusun kandungan garam di dalam air laut adalah Cl-, Na+, Mg2+, SO42-, Ca2+, +

dan K . Ion-ion tersebut proporsinya di dalam air laut adalah konstan karena


konsentrasinya ditentukan oleh proses-proses fisika. Karena sifatnya yang demikian itu, ion-ion tersebut disebut ion konservatif (conservative ions). Secara keseluruhan, semua unsur tersebut menyusun lebih dari 99,8% material yang terlarut di dalam air laut. Di antara ion-ion itu, sodium (natrium, Na) dan klorin (Cl) menyusun sekitar 86% .

Sebanyak 99% air laut di samudera mempunyai salinitas antara 33‰ sampai 37‰, dengan rata - rata 35‰ yang ekivalen dengan larutan garam 3,5% .

Salinitas air permukaan laut sangat ditentukan oleh evaporasi dan presipitasi. Salinitas akan naik bila evaporasi naik dan presipitasi turun. Faktorfaktor lain yang dapat juga mempengaruhi salinitas air laut adalah pembekuan es, masuknya air sungai ke laut, dan pencairan es. Seperti halnya temperatur, profil vertikal salinitas air laut bervariasi sesuai dengan posisi lintang. Berlainan dengan profil temperatur, profil vertikal salinitas tidak memperlihatkan adanya pola seragam seiring dengan pertambahan kedalaman. Seperti diperlihatkan pada Gambar 14, di daerah berlintang menengah dan rendah, air-dalam cenderung memiliki salinitas yang lebih rendah daripada air permukaan. Di daerah berlintang tinggi, di daerah kutub, salinitas permukaan lebih rendah daripada salinitas air-dalam.

101

Gambar 14. Tipe profil vertikal salinitas di samudera terbuka. Dikutip dari Pickard dan Emery (1995).


Profil salinitas memperlihatkan adanya tiga atau empat zona (Gambar 14), yaitu: 1) Lapisan campuran (mixed layer ). Ketebalannya 50 sampai 100 meter, dan mempunyai salinitas seragam. Daerah tropis dan daerah berlintang tinggi dan menengah, memiliki salinitas permukaan tinggi, sedang daerah berlintang tinggi memiliki salinitas rendah. 2) Haloklin (halocline), adalah zona dimana salinitas mengalami perubahan besar. 3) Zona dalam (deep zone) adalah zona di bawah haloklin sampai dasar laut, dan memiliki salinitas relatif seragam. 4) Di daerah berlintang rendah dan menengah, terdapat salinitas minimu pada kedalaman 600 sampai 1000 meter. C. Densitas Air Laut

Nilai densitas air laut dikontrol oleh tiga variabel yang berinteraksi sangat kompleks, yaitu salinitas, temperatur, dan tekanan. Secara umum, densitas meningkat

dengan

meningkatnya

salinitas,

meningkatnya

tekanan

(atau

kedalaman), dan turunnya temperatur.. Profil vertikal densitas (Gambar 15) memperlihatkan bahwa pengaruh yang kuat dari temperatur terhadap densitas, terutama di daerah lintang rendah dan menengah. Di kedua daerah tersebut, termoklin menghasilkan perubahan gradien densitas yang kuat yang disebut piknoklin ( pycnocline). Di daerah berlintang tinggi, kutub, tidak terlihat adanya piknoklin yang kuat. Stratifikasi densitas di daerah lintang rendah dan menengah adalah sebagai berikut: 1) Lapisan atas, dengan ketebalan sekitar 100 meter, mempunyai densitas hampir seragam. 2) Piknoklin ( pycnocline), yaitu zona dimana densitas bertambah dengan cepat 102

seiring dengan bertambahnya kedalaman. 3) Zona dalam, adalah zona di bawah piknoklin, dengan densitas meningkat sangat pelan dengan bertambahnya kedalaman.


Gambar 15. Profil vertikal densitas samudera. Dikutip dari Libes (1992).

D. Suara di Laut

Suara di dalam air adalah alat yang sangat penting bagi para ahli oseanografi. Suara dipakai untuk mengukur kedalaman laut, seperti yang dipergunakan para ahli geologi untuk mempelajari karakter dan ketebalan kerak Bumi. Kecepatan suara di laut tergantung pada temperatur, salinitas, dan tekanan (kedalaman). Kecepatan suara di dalam air laut berkisar dari 1400 sampai 1570 meter per detik. Kecepatan suara meningkat dengan meningkatnya temperatur, salinitas,

dan kedalaman. Kecepatan suara di dalam air dengan salinitas 34,85‰

dan temperatur 0oC adalah 1445 m/dt. Penigkatan salinitas sebesar 1% akan o

meningkatkan kecepatan sebesar 1,5 m/dt; peningkatan temperatur 1 C akan meningkatkan kecepatan suara 4 m/dt; peningkatan kedalaman 1000 m akan 103

meningkatkan kecepatan sekitar 18 m/dt. Profil kecepatan suara di dalam samudera dapat dibagi menjadi tiga zona (Gambar 17), yaitu:


1) Zona permukaan (ketebalan 100 – 150 m). Di dalam zona ini, kecepatan suara meningkat dengan bertambahnya kedalaman karena pengaruh tekanan (kedalaman). 2) Zona tengah (dapat mencapai kedalaman 1500 m). Di dalam zona ini, kecepatan suara berkurangkarena berkurangnya temperatur secara cepat (termoklin). 3) Zona bawah (di bawah 1500 m). Di dalam zona ini kecepatan suara meningkat dengan meningkatnya tekanan (kedalaman), sedang temperatur relatif konstan.

Gambar 17. Pola rambatan suara di laut. Menurut R.A.Fosch seperti

yang dikutip oleh Victoria Kaharl, 1999, Sounding out the ocean’s secrets, dalam Beyond Discovery: The Path from Research to Human Benefit, National Academic of Sciences.

Gelombang suara, seperti gelombang samudera, dapat mengalami refraksi dan dengan demikian akan membelok ke daerah kecepatan suara rendah. Refraksi 104

gelombang berkombinasi dengan variasi vertikal kecepatan suara di dalam laut dapat menghasilkan zona bayangan ( shadow zona) dan saluran suara ( sound channels) (Gambar 18). Zona bayangan adalah suatu daerah dimana relatif sedikit


suara yang menembusnya. Saluran suara terjadi di dalam area dimana kecepatan suara mencapai nilai minimum. Kecepatan suara minimum umumnya terjadi pada kedalaman sekitar 150 m. Zona saluran suara ini disebut saluran SOFAR (so und f ixing and r anging ).

E. Sinar di Laut

Sinar matahari hanya dapat menembus lapisan permukaan laut. Kedalaman penetrasi cahaya menentukan ketebalan zona eufotik (euphotic zone), yaitu zona tempat terjadinya fotosintesis yang menghasilkan unsur-unsur organik oleh tumbuhan. Zona eufotik membentang dari permukaan laut sampai kedalaman yang hanya 1% sinar dapat masuk. Zona dimana fotosintesis idak dapat terjadi disebut zona afotik. F. Warna Laut

Samudera dan laut di Bumi mempunyai warna yang beraneka ragam. Nama dari beberapa laut di Bumi mengacu kepada warna, seperti: Laut Hitam ( Black Sea) diberi nama itu karena tampak gelap yang disebabkan oleh dasar lautnya yang tertutup oleh sedimen berwarna hitam; Laut Kuning ( Yellow Sea) diberi nama itu karena tampak kuning yang disebabkan oleh banyaknya muatan lumpur berwarna kuning yang dimasukkan oleh sungai, terutama selama musim banjir; Laut Merah ( Red Sea) diberi nama itu karena tampak merah yang disebabkan oleh adanya alga (blue-green algae) yang berwarna merah; Laut Putih (White Sea) diberi nama itu karena permukaannya tampak putih oleh air yang membeku lebih dari 200 hari dalam setahun. Laut umumnya tampak biru karena sinar biru yang memiliki panjang gelombang yang lebih pendek (dibandingkan warna merah), sehingga lebih mudah dihamburkan oleh partikel-partikel air dan material-material mikroskopis di dalam air. 105

Warna laut juga dapat memberikan beberapa indikasi (Gambar 19A dan B), antara lain: 1) Laut berwarna biru gelap, bila laut dalam dan airnya jernih, dan tidak banyak mengandung organisme plankton mikroskopis. TRI MUJIYANTO | [email protected]

2) Laut berwarna coklat, coklat muda, coklat kekuningan, atau biru kecoklatan, bila banyak muatan suspensi di dalam air laut. Keadaan ini umumnya terjadi atau dijumpai di perairan dangkal, dekat pantai, khususnya di sekitar muara sungai pada saat banjir. 3) Laut berwarna biru muda jernih, bila air dangkal dan jernih, seperti di kawasan terumbu karang. 4) Laut berwarna merah, merak kecoklatan, hijau, hijau-kuning, oranye atau putih keruh, mengindikasikan terjadinya blooming fitoplankton atau red tide. Pada peristiwa itu, terjadi penigkatan jumlah fitoplankton dalam jumlah besar dalam waktu yang cepat.

24.4 KOMPOSISI KIMIA AIR LAUT

Komposisi kimia air laut secara umum dapat dikelompokkan menjadi: (1) unsur-unsur inorganik terlarut (dissolved inorganic matter ), (2) unsur-unsur organik terlarut (dissolved organik matter ), dan (3) gas-gas terlarut (dissolved gases). Variasi komposis kimia air laut dar satu tempat ke tempat lain tergantung pada kondisi lingkungan lokal, seperti kelimpahan biota, kehadiran muara sungai, dan berbagai kondisi geologi dan meteorologi. A. Unsur-unsur Inorganik Terlarut

Menurut beratnya, air laut terdiri dari sekiar 96,5% air murni dan sekitar

3,5% (atau 35‰) unsur inorganik terlarut. Sebagian besar unsur -unsur kimia yang sekarang diketahui, dijumpai di dalam aiur laut (Gambar 20). Unsur-unsur inorganik tersebut dapat dikelompokkan menjadi tiga ke lompok, yaitu: 1) Unsur Mayor, yaitu unsur-unsur yang jumlahnya lebih besar dar i 100 ppm ( part per million) atau 100 mg per liter. Unsur-unsur tersebut adalah Klor (Cl: 19.353 ppm); Sodium atau Natrium (Na: 10.760 ppm); Belerang atau Sulfur dalam bentuk Sulfat (SO 42-: 2.712 ppm); Magnesium (Mg: 1.294 ppm); Kalsium (Ca: 412 ppm); dan Potasium atau Kalium (K: 387 ppm). 106

2) Unsur Minor, yaitu unsur-unsur yang konsentrasinya lebih dar i 1 ppm tetapi . Unsur-unsur tersebut adalah Brom (Br: 65 ppm); kur ang dari 100 ppm Karbon (C: 28 ppm); Stronsium (Sr: 8 ppm); Boron (B: 4,6 ppm); Silikon (Si:


3 ppm); dan Fluor (F: 1 ppm). 3) Unsur Jejak (Trace Elements), yaitu unsur-unsur yang konsentrasinya kurang dari 1 ppm. Beberapa unsur jejak yang utama adalah Nitrogen (N: 0,5 ppm); Litium (Li: 0,17 ppm); Rubidium (Rb: 0,12 ppm); Fosfor (P: 0,07 ppm); Iodium (I: 0,06 ppm); Besi atau Ferum (Fe: 0,01 ppm); Seng (Zn: 0,01 ppm); Molibdenum (Mo: 0,01 ppm). Selain itu terdapat setidaknya 52 unsur yang dijumpai dengan konsentrasi lebih kecil.

B. Unsur-unsur Organik Terlarut dan Nutrien

Berasal dari: 1. Proses fotosintesis tumbuhan. 2. Ekskresi organisme. 3. Hancuran organisme yang mati.

Unsur-unsur yang termasuk ke dalam unsur-unsur organik terlarut (dissolved organic matters – DOM) adalah nitrogen (N) dan fosfor (P) yang secara kimiawi membentuk senyawa organik dan bahkan teroksidasi, atau kadang3 kadangn oleh bakteri, terubah menjadi nitrat (NO 3-) dan fosfat (PO4 -). Nitrogen

dan fosfos adalah dua unsur yang dibutuhkan oleh tumbuhan untuk

, karena itu, keduanya disebut sebagai nutrien membentuk u nsur -un sur organik (nutrient ). 3 Selain nitrat (NO3-) dan fosfat (PO 4 -), di laut ada nutrien ke-tiga, yaitu

silikat (SiO4-). Silikat dibutuhkan oleh organisme laut untuk membentuk dinding luar yang keras pada organisme bersel tunggal seperti diatom, dan skeletal pada beberapa protozoa. Ketiga unsur nutrien ini masuk kelaut melalui sungai dan aliran permukaan bersama-sama unsur terlarut lainnya. Semua unsur-unsur organik yang terbentuk di perairan permukaan terutama oleh proses fotosintesis. Proses fotosintesis membutuhkan sinar 107

matahari, oleh karena itu, hanya terjadi di kedalaman air yang dapat ditembus oleh sinar matahari, yaitu hanya sampai 200 meter dari permukaan samudera, yang disebut dengan zona eufotik (euphotic zone). Oganisme yang terlibat dalam


proses fotosintesis adalah fitoplankton. Persamaan reaksi fotosintesis adalah sebagai berikut:

-1

-2

1

106CO 2  16NO3  HPO4  122H 2 O  18H

Sinar Matahari

      C106 H 263O110 N16 P  138O 2

Reaksi di atas memperlihatkan bahwa fotosintesis tidak hanya mengkonsumsi CO2 dari larutan dan menghasilkan O 2, tetapi juga membutuhkan nutrien, seperti nitrat dan fosfat. Konsentrasi nitrat dan fosfat di perairan permukaan bervariasi, oleh karena itu, laju fotosintesis, yang dikenal dengan produktivitas planktonik ( planktonic productivity), juga bervariasi. Laut dengan produktifitas tinggi terjadi di samudera terbuka melalui proses percampuran yang membawa air dari laut dalam yang kaya dengan nutrien ke permukaan. Di perairan pesisir dekat pantai, produktifitas t inggi terjadi karena nutrien yang dimasukkan oleh aliran sungai dari darat ke perairan pesisir. Konsentrasi nitrat dan fosfat yang sangat tinggi dijumpai di bawah lapisan permukaan (Gambar 21 dan 22). Oksige tampak tinggi di lapisan permukaan (Gambar 21), kondisi ini terjadi

karena

percampuran

dan

fotosintesa

yang

terjadi.

Fotosintesa

mengkonsumsi nutrien dan karbon dioksida, yang menyebabkan rendahnya konsentrasi ketiga unsur tersebut di permukaan. Selanjutnya, tingginya fosfat dan nitrat di sebelah bawah termoklin menunjukkan banyak material organik ( Particulate Organic Matter = POM) yang turun dari lapisan permukaan dan tidak mengalami pengadukan di lapisan termoklin.

108


Gambar 21. Profil kedalaman (a) salinitas, (b) temperatur, (c) oksigen terlarut (O2), (d) nitrat, (e) fosfat, (f) silikon terlarut (g) inorganik karbon terlarut total di daerah lintang menengah. Dikutip dari Libes (1992).

109


BAB 25 GERAKAN AIR LAUT

25.1 PENGANTAR

Air laut bersifat dinamis, selalu bergerak. Sifat dinamis air laut tersebut terutama disebabkan oleh interaksi antara samudera dengan atmosfer, pengaruh gerak rotasi Bumi, pengaruh gaya gravitasi Bulan dan Matahari. Pada dasarnya gerakan air laut terjadi dalam bentuk: (1) gelombang, (2) pasang surut, dan (3) arus. Gelombang adalah gerakan air laut yang sangat menonjol dan menarik perhatian bila seseorang berdiri di tepi pantai. Pasang surut adalah gerakan air laut naik dan turun karena pengaruh gaya gravitasi dari Bulan dan Matahari. Arus laut adalah fenomena berpindahnya massa air laut dari satu tempat ke tempat lain, yang terjadi antara lain terutama karena interaksi antara lautan dengan udara di atasnya maupun karena pengaruh gerak rotasi Bumi.

25.2 GELOMBANG A. Teori Gelombang

Gelombang bergerak secara periodik, yaitu bergerak berulang-ulang pada suatu periode waktu tertentu. Sifat-sifat gelombang dapat diterangkan dengan bentuk gelombang sederhana untuk menggambarkan panjang gelombang, tinggi gelombang, dan periode gelombang (Gambar 1).

110


Gambar 1. Gambar gelombang yang disederhanakan yang menunjukkan berbagai parameter gelombang dan gerakan partikel air di dalam suatu bentuk gelombang. Lingkaran menunjukkan gerakan partikel air yang diperbesar. Dikutip dari Ross (1977) dengan modifikasi.

B. Gelombang Pecah

Bila gelombang dari laut dalam menuju ke pantai, maka ketika gelombang itu memasuki perairan dangkal, akan terjadi perubahan bentuk. Perubahan bentuk itu mulai terjadi ketika kedalaman air sama dengan ½ panjang gelombang, dan mulai berubah secara tegas ketika kedalaman air ¼ panjang gelombang (batas air dalam menurut teori gelombang Airy). Perubahan bentuk yang terjadi pada gelombang itu adalah kecepatan dan panjang gelombang berkurang , tinggi gelombang bertambah , sedang periode gelombang tetap . Di bagian perairan

yang tidak jauh di belakang zona tempat gelombang pecah ( breaker zone), puncak-puncak gelombang menjadi bertambah runcing dan dipisahkan oleh lembah yang relatif datar (Gambar 3).

111


Gambar 4. Macam-macam gelombang pecah di pantai. Gambar sebelah kiri adalah tiga tipe gelombang pecah yang mudah di kenal. Gambar sebelah kanan diperoleh dari rekaman film, dan menunjukkan adanya satu jenis pecahan transisi, jenis Collapsing, antara Plunging dan Surging. Tanda panah menunjukkan titik awal pecahnya gelombang. Dari Komar (1976).

Dikenal ada empat tipe gelombang pecah (Gambar 4), yaitu: 1) Spilling breaker . Pecahan gelombang jenis ini terjadi bila gelombang menjalar di pantai dengan dasar yang landai. Pada pecahan jenis ini, puncak gelombang yang

tidak stabil turun sebagai “ white

water ”

(gelembung-gelembung

dan

buih). 2) Plunging breaker . Pecahan jenis ini terjadi bila gelombang menjalar di pentai yang miring. Pada pecahan jenis ini, gelombang yang mendekat ke pantai 112

memiliki lereng depan yang menghadap ke daratan menjadi vertikal, puncak gelombang kemudian menggulung ke depan, dan akhirnya menghunjam ke depan.


3) Surging breaker . Pecahan jenis ini terjadi bila lereng pantai sangat curam. Pada pecahan jenis ini, puncak gelombang naik seperti akan menghunjam ke depan, tetapi kemudian dasar gelombang naik ke atas permukaan pantai sehingga gelombang jatuh dan menghilang. 4) Collapsing breaker . Pecahan ini adalah bentuk menengah antara pecahan tipe plunging dan surging .

C. Refraksi Gelombang

Ketika gelombang air dalam memasuki perairan dangkal, gelombang itu mengalami refraksi (refraction, Gambar 5), yang menyebabkan arah rembatan gelombang berubah sesuai dengan berkurangnya kedalaman air.

Gambar 5. Pola divergen (atas) dan konvergen (bawah) pada gejala refraksi 113

gelombang di daerah palung dan tanjung. Dari Komar (1976).


D. Difraksi Gelombang

Gejala difraksi gelombang terjadi apabila gelombang melewati suatu penghalang, seperti pulau, tanjung atau bangunan teknik di pantai. Apabila gelombang datang terhalang oleh suatu rintangan, maka gelombang akan membelok di sekitar ujung rintangan dan masuk ke daerah terlindung (daerah bayangan atau shadow zone) di belakang rintangan. Dalam difraksi terjadi transfer energi yang sejajar dengan puncak gelombang atau tegak lurus dengan arah penjalaran gelombang (Gambar 6). Transfer energi itu menyebabkan terjadinya gelombang di daerah bayangan meskipun tidak sebesar gelombang di luar daerah bayangan.

E. Jenis-jenis Gelombang Menurut Penyebabnya

Gelombang dapat terjadi karena berbagai sebab alamiah. Berdasarkan faktor yang menyebabkan timbulnya gelombang dan karakter gelombang yang terjadi, gelombang dapat dibedakan menjadi beberapa macam. Berikut ini akan diuraikan secara singkat mengenai macam-macam gelombang tersebut. 

Gelombang karena tiupan angin (wind-generated wave), Gelombang ini terjadi di permukaan laut karena angin yang bertiup di atas permukaan laut.



Gelombang internal (internal wave), Gelombang ini terjadi di dalam laut, terjadi di antara dua massa air laut yang berbeda densitasnya.

114



Gelombang Badai ( storm surge atau storm wave), Gelombang ini terjadi karena tiupan angin badai. Fenomena gelombang ini umum terjadi di daerah Subtropis dimana badai sering terjadi. Di daerah pesisir, gelombang


ini dapat menyebabkan air laut naik ke daratan, dan menimbulkan kerusakan. 

Seiche,Femomena seiche adalah fenomena gelombang stasioner, yaitu gelombang yang tidak memperlihatkan gerakan maju dari bentuk gelombang yang terjadi. Pada gelombang jenis ini, di tempat-tempat tertentu, permukaan air akan tetap stasioner sementara permukaan air yang lainnya bergerak naik turun (Gambar 7). Gelombang ini umumnya terjadi di perairan tertutup, seperti danau; atau perairan semi tertutup, seperti teluk.

Gambar 7. Dua macam pola fenomena seiche. Dari Ingmanson dan Wallace (1973).



Gelombang karena longsoran (landslide surge atau landslide wave), Gelombang jenis ini terjadi karena batuan atau es yang dalam jumlah besar longsor dan masuk ke laut.



Tsunami atau seismic wave,Tsunami sering disebut gelombang pasang (tidal wave), tetapi sesungguhnya gelombang ini tidak ada hubungannya dengan pasang surut air laut. Tsunami disebut juga sebagai seismic wave karena kejadiannya dicetuskan oleh gerakan kerak bumi yang cepat dan

115

tiba-tiba. Tsunami dapat terjadi karena: (1) gempa bumi yang berasosiasi dengan terjadinya patahan vertikal di dasar laut, atau (2) longsoran di dasar laut (Gambar 8), atau (3) letusan gunungapi di laut. Tsunami adalah


gelombang yang sangat panjang. Panjangnya dapat mencapai 240 km, dan dapat merambat dengan kecepatan 760 km/jam.

25.3 PASANG SURUT A. Penyebab Pasang Surut

Pasang surut adalah gerak fluktuasi muka air laut karena pengaruh gaya gravitasi Matahari dan Bulan. Jarak yang lebih dekat antara Bulan dan Bumi dibandingkan dengan jarak Matahari dan Bumi, menyebabkan gaya gravitasi Bulan berpengaruh lebih besar terhadap pasang surut dibandingkan gaya gravitasi Matahari. Besarnya gaya gravitasi Bulan yang berpengaruh terhadap pasang surut adalah 2,2 kali lebih besar dari pada gaya gravitasi Matahari. Bumi dan Bulan bersama-sama ber- revolusi

mengelilingi “bary

center ”,

yaitu titik pusat gravitasi bersama di antara dua benda langit (Gambar 9). Di dalam sistem Bumi – Bulan, bary center terletak sekitar 1718 km dari permukaan Bumi. Gaya gravitasi Bulan menyebabkan air laut di Bumi menggelembung ke arah luar pada sisi Bumi yang menghadap ke arah Bulan. Pada sisi sebaliknya, gaya sentrifugal yang terjadi karena gerak Bumi menyebabkan terjadi gelembungan ke arah luar yang ke-dua. Dengan demikian, Bumi memiliki dua gelembungan atau air pasang yang terlihat pada garis lurus terhadap Bulan, dan air surut yang terjadi pada sisi arah garis yang tegak lurus terhadap Bulan. B. Tipe-tipe Pasang Surut

Tipe pasang surut yang terjadi di bumi tidak sama di semua tempat. Perbesaan tipe pasang surut ini terjadi karena: (1) bentuk dan konfigurasi cekungan yang mempengaruhi gerakan air, (2) kondisi topografi dasar laut lokal, dan (3) pengaruh efek Coriolis. Secara umum, ada 4 tipe pasang surut (Gambar 11), yaitu:

1) Pasang surut harian tunggal (diurnal tide ). Pada pasang surut tipe ini, 116

perubahan pasang surut harian menghasilkan satu kali pasang dan satu kali surut. Periode pasang surut ini 24 jam 50 menit 47 detik. Faktor yang menyebabkannya adalah rotasi bumi dan deklinasi matahari dan bulan.


2) Pasang surut harian ganda (semi durn al ti de ). Pada pasang surut tipe ini, dalam satu hari terjadi dua kali pasang dan dua kali surut dengan tinggi yang hampir sama. Periode pasang surut ini rata-rata 12 jam 24 menit 23,5 detik. Faktor yang menyebabkannya adalah rotasi bumi. 3) Pasang surut campuran dominan harian ganda (mi xed ti de predomi nant ). Pada tipe ini, dalam satu hari terjadi dua kali pasang surut dan semidiurnal dua kali surut dengan tinggi dan periode berbeda. 4) Pasang surut campuran dominan harian tunggal (mi xed ti de predomi nan t ). Pada tipe ini, dalam satu hari terjadi satu kali pasang dan satu kali diurnal surut, tetapi kadang-kadang terjadi dua kali pasang dan dua kali surut dengan tinggi dan periode yang sangat berbeda.

25.4 ARUS

Dalam skala global, berbicara tentang arus berarti berbicara tentang sirkulasi massa air global. Untuk kemudahan, kita dapat membedakan sirkulasi massa air menjadi dua bagian yang saling berkaitan satu sama lain, yaitu: (1) sirkulasi massa air permukaan yang sebagian besar disebabkan oleh sirkulasi atmosferik atau angin, dan (2) sirkulasi laut dalam, yaitu pergerakan massa air yang disebabkan oleh perubahan densitas massa air yang disebabkan oleh perubahan temperatur dan salinitas. A. Sirkulasi-Massa Air Permukaan

Air laut dalam gerakan yang konstan melintasi samudera, membentuk gerakan berputar raksasa yang bergerak searah jarum jam di Hemisfer Utara ( Northern Hemisphere) dan bergerak berlawanan arah dengan gerak jarum jam di Hemisfer Selatan (Southern Hemisphere). B. Faktor-faktor Yang Berpengaruh 117

Angin yang bertiup melintasi permukaan laut menciptakan friksi yang menyebabkan air bergerak. Gerakan air tersebut adalah fungsi dari kecepatan


angin dan energ yang ditransfer ke permukaan laut. Kecepatan arus permukan yang ditimbulkan oleh tiupan angin hanya 3% dari kecepatan angin (Ingmanson dan Wallace, 1985). Arus-arus permukaan dapat dipandang sebagai fungsi dari kecepatan angin dan pola-pola angin. Karena angin bertiup dengan pola tertentu di sekeliling Bumi (Gambar 15a,dan 15b), maka kita dapat mengharapkan bahwa arus-arus permukaan juga akan menikuti pola yang sama. Namun ternyata tidak demikian, karena ada benua-benua, pulau-pulau di tengah samudera, dan pematang pematang laut yang membuatnya terdistorsi. Selain itu faktor fisik tersebut, banyak faktor yang mempengaruhi pola pergerakan arus permukaan, tetapi di sini hanya akan diuraikan dua faktor yang utama, yaitu efek Coriolis dan Transportasi Ekman.

Gambar 15. Pola sirkulasi massa air global. Dari Weisberg dan Parish (1974). 118



Efek Coriolis


Fenomena ini muncul sebagai konsekuiensi dari gerak rotasi Bumi. Gejala ini diungkapkan pertama kali oleh Gaspard G.. Coriolis (1792-1843), seorang ahli matematika dan fisika bangsa Perancis, di abad ke-19. Efek ini adalah gerak semu dari suatu objek yang bergerak melintasi permukaan Bumi, sementara itu Bumi berrotasi di bawahnya. Efek ini mempengaruhi semua objek yang bergerak melintasi permukaan Bumi, seperti arus laut, angin, dan peluru kendali. 

Transportasi Ekman

Angin adalah tenaga penggerak pertama dan utama yang menggerakkan arus-arus permukaan. Meskipun demikian, sesungguhnya garakan arus tidak tepat searah dengan arah tiupan angin, melainkan membentuk sudut ke arah kanan. Demikian pula, arus di permukaan samudera tidak memberikan efek yang sama ke seluruhan kedalaman perairan, tetapi terbatas beberapa ratus meter. Gerak menyimpangnya arah arus dari arah angin yang menggerakkannya itu adalah karena pengaruh dari efek Coriolis terhadap gerakan arus. Hal ini pertama kali dijelaskan oleh V.W. Ekman (1874-1954) seorang ahli oseanografi bangsa Norwegia, pada tahun 1905. Sejarahnya, Nansen secara kualitatif mengamati Gunung Es yang hanyut ke arah kanan dari angin angn yang bertiup di Hemisfer Utara. Dia kemudian mengkomunikasikan hal itu kepada Ekman yang kemudian mengembangkan teori kuantitatif upper-layer wind-driven circulation (sirkulasi lapisan atas yang digerakkan oleh angin). Bayangkan bahwa P adalah tubuh air (Gambar 17,a). Ketika angin bertiup di atasnya, terjadi gaya friksi Ft yang searah dengan arah tiupan angin dan kemudian menggerakkan massa air itu serah dengan arah angin. Setelah aris bergerak, segera gaya Coriolis Fc bekerja ke arah kanan dengan sudut tegak lurus dengan arah tiupan angin, dan menyebabkan aliran Vo berbelok ke kanan (di Hemisfer utara, dan ke kiri di Hemisfer selatan). Pada saat yang sama, massa air yang bergerak itu menunculkan gaya gesekan dengan massa air di sebelah bawahnya. Secara sederhanya dapat dikatakan bahwa Vo berarah 45 o terhadap 119

arah angin. Dengan logika yang sama, arah gerakan arus di bawahnya akan terus menyimpang sebesar 45 o dari arah arus di atasnya. Sampai kedalaman tertentu, arah arus akan berlawanan arah dengan Vo. Apabila arah-arah arus itu


digambarkan pada satu bidang, maka akan tergambar Spiral Ekman (Gambar 17,d). Kedalaman D E dimana air bergerak berlawanan arah dengan air di permukaan Vo, disebut sebagai depth of frictional influence (kedalaman pengaruh friksi). Kedalaman ini diambil sebagai ukuran kedalaman pengaruh angin permukaan terhadap gerakan air laut. Lapisan ini disebut sebagai Lapisan Ekman (Pickard dan Emery, 1995). Arah transportasi massa air yang menyudut 90o terhadap arah angin permukaan disebut Transportasi Ekman (Ingmanson dan Wallace, 1985).

Gambar 17. Spiral Ekman. Dari Pickard dan Emery (1995).

120


C. Sirkulasi Laut-Dalam

Gerakan air-dalam terjadi karena perbedaan densitas air laut. Perbedaan densitas air laut terutama karena variasi salinitas dan temperatur air laut. Sirkulasi

laut yang terjadi karena perbedaan densitas itu disebut “ Thermohaline circulation” (sirkulasi termohalin). Kata “ thermohaline” berasal dari kata “thermo” yang berarti “panas”, dan “ haline” yang berarti “garam atau halite” Jadi massa air

sirkulasi termohalin adalah gerakan massa air yang terjadi karena perubahan densitas air laut yang disebabkan oleh perubahan temperatur dan salinitas. Sistem sirkulasi massa air global yang tampak di dalam Gambar 17a adalah sistem sirkulasi yang terjadi di masa sekarang. Sebagaimana kita ketahui bahwa, dalam sejarah Bumi konfigurasi benua-benua benua- benua selalau berubah, oleh karena itu, sistem sirkulasi massa air global di masa lalu tentu berbeda dengan yang ada pada masa sekarang.

121

Gambar 17a. Global Ocean Conveyor System. Dikutip dari Skinner dan Porter (2000) dengan modifikasi.


122


D. Arus-arus dengan Sebab Khusus 

Arus sepanjang pantai (longshore ( longshore current ), ),

Arus sepanjang pantai adalah arus yang bergerak sejajar dengan garis pantai. 

Arus Rip ( Rip current ), ), Arus rip adalah arus yang bergerak ke arah laut dengan arah yang tegak

lurus atau miring terhadap garis pantai. Arus ini adalah arus balik yang timbul setelah gelombang mencapai garis pantai, dan kehadirannya umumnya berasosiasi dengan arus sepanjang pantai dalam suatu sistem sirkulasi sel ( cell circulation system. 

Arus Turbid (Turbidity ( Turbidity current ), ), Arus turbid adalah arus dasar laut yang terjadi karena perbedaan densitas

air laut. Perbedaan densitas itu terjadi t erjadi karena kandungan muatan sedimen. 

Arus pasang surut,

Arus pasang surut adalah arus yang terjadi berkaitan dengan peristiwa pasang surut. 

Upwelling dan Downwelling dan Downwelling Telah dibicarakan di depan bahwa tiupan angin menyebabkan gerakan air

laut horizontal. Selain itu, tiupan angin dapat juga menimb ulkan gerakan vertikan yang dikenal sebagai upwelling – bila bila air bergerak naik, dan downwelling – bila bila air bergerak turun. Selanjutnya, juga telah kita bicarakan tentang Efek Coriolis dan Transportasi Ekman, dua fenomena gerakan massa air karena t iupan angin. Sebagai contoh, bila angin bertiup ke arah selatan dengan sejajar pantai barat Amerika maka, bila di belahan Bumi utara utar a akan terjadi t erjadi trasportasi massa air kearah laut, yang kemudian diikuti oleh naiknya massa air dari bagian laut yang lebih dalam ke permukaan (Gambar 20). Peristiwa naiknya massa air itulah yang disebut sebagai upwelling . Upwelling menyebabkan massa air laut dalam yang dingin dan kaya akan nutrient dan oksigen terlarut naik ke permukaan, sehingga menyebabkan kawasan tersebut menjadi sangat tinggi produktifitasnya, sangat kaya secara biologi atau merupakan daerah yang subur bagi perikanan. Sekitar 123

90% aktifitas perikanan tangkap dunia berada di daerah upwelling (Ingmanson dan Wallace, 1985). Sebaliknya, di pantai barat Peru yang terletak di belahan Bumi selatan, upwelling terjadi bila angin bertiup ke arah utara. Kemudian,


berdasarkan tempat kejadiannya, yaitu kawaan pesisir, maka dua contoh upwelling yang disebutkan di atas dikenal sebagai Coastal upwelling (upwelling daerah pesisir). Selain di daerah pesisir, upwelling dapat juga terjadi di sepanjang ekuator, sehingga disebut sebagai Equatorial upwelling (Gambar 21). Arus ini terjadi di Samudera Pasifik dan Atlantik. Angin yang bergerak di sepanjang ekuator dari timur ke barat, karena pengaruh Spiral Ekman menyebabkan massa air membelok ke utara – di belahan Bumi utara, dan ke selatan

– di

belahan Bumi selatan.

Selanjutnya, massa air di ekuator yang terdorong ke samping itu menyebabkan naiknya masa air yang lebih dingin dari kedalaman yang lebih dalam ke permukaan. Kemudian, karena massa air yang lebih hangat memiliki densitas yang lebih rendah, maka bila angin bertiup kencang, permukaan air di bagian barat lebih tinggi daripada di bagian timur. Efek selanjutnya adalah, lapisan termoklin yang merupakan batas antara air hanyat dan yang lebih dingin akan miring. Di bagian timur lebih tinggi daripada di bagian barat. Di Samudera Pasifik bagian timur, termoklin hampir mencapai permukaan.

Gambar 20. Upwelling yang terjadi di Hemisfer utara, di daerah pantai barat Benua Amerika atau bagian timur Samudera Pasifik. Dikutip dari Ingmanson dan 124

Wallace (1985).


Gambar 21. Equatorial upwelling dan arus-arus yang berasosiasi dengannya.

BAB 26 ASTROFISIKA

26.1 CAHAYA

Setiap benda langit yang memiliki cahaya sendiri akan memancarkan gelombang elektromagnetik. Gelombang electromagnet yang dipancarkan benda benda langit ini meliputi berbagai warna atau panjang gelombang. Pancaran gelombang elektromagnet dapat dibagi dalam beberapa jenis, bergantung 1.

pada panjang gelombangnya(λ) yaitu

Pancaran gelombang radio, dengan λ antara beberapa millimeter sampai 20 meter

2.

Pancaran gelombang inframerah dengan λ≈ 7500 Ǻ sampai 1mm ( 1 Ǻ= 1 angstrom= 10-8 cm)

125

dengan λ sekitar 3800 Ǻ sampai 7500 Ǻ. Panjang gelombang optic terbagi menjadi:  Merah λ:6300-7500 Ǻ

3. Pancaran gelombang optic atau pancaran kasat mata


λ:6000-6300 Ǻ  Oranye λ:5900-6000 Ǻ  Kuning λ:5700-5900 Ǻ  Kuning hijau λ: 5500-5700 Ǻ  Hijau λ: 5100-5500 Ǻ  Hijau biru λ:4800-5100 Ǻ  Biru λ:4500-4800 Ǻ  Biru ungu λ:4200-4500 Ǻ  Ungu λ: 3800-4200 Ǻ Pancaran gelombang ultraviolet, sinar X dan sinar γ yang mempunyai λ<3500 Ǻ 

4.

Merah oranye

Bintang dan benda langit lainnya memancarkan semua jenis gelombang electromagnet yang diuraikan di atas. Akan tetapi tidak semua pancaran gelombang elektromagmet tersebut dapat kita terima di bumi, karena atmosfer bumi hanya meneruskan sebagian panjang gelombang itu, dan sebagian lainnya diserap.gelombang electromagnet yang dapat menembus atmosfer bumi hanya di dua tempat yaitu di panjang gelombang kasatmata(optic) yang disebut jendela optic dan di panjang gelombang radio yang disebut jendela radio. Dengan mengamati pancaran gelombang elektromagnet kita

dapat

mempelajari beberapa hal, yaitu: 

Arah pancaran. Dari pengamatan kita dapat mengamati letak dan gerak benda yang memancarkan



Kuantitas pancaran. Kita dapat mengukur kuat atau kecerahan pancaran.



Kualitas pancaran. Dalam hal ini kita dapat mempelajari warna, spektrum maupun polarisasinya.

26.2 PANCARAN BENDA HITAM

Jika suatu benda disinari dengan radiasi elektromagnetik, benda itu akan 126

menyerap sebagian energy radiasi tersebut. Akibat penyerapan ini, temperatur benda akan naik. Jika benda tersebut menyerap semua energy yang datiang tanpa memancarkannya kembali, maka temperatur benda akan terus naik. Namun,


dalam kenyataannya, hal ini tidak terjadi. Sebagian energy yang diserap benda akan dipancarkan kembali. Temperature akan terus naik apabila laju penyerapan lebih besar dari lacu pancarannya sampai akhirnya benda mencapai temperature keseimbangan dimana laju penyerapan sama dngan laju pancarannya. Keadaan ini disebut setimbang termal(setimbang termodinamik). Untuk memahami sifat pancaran suatu benda kita hipotesakan suatu pemancar sempurna yang disebut benda hitam(black body) 

Pada keadaan kesetimbangan termal, temperatur benda hanya ditentukan oleh jumlah energy yang diserapnya per detik



Suatu benda hitam tidak memancarkan seluruh gelombang electromagnet secara merata. Benda hitam bisa memancarkan cahaya biru lebih banyak dibandingkan dengan cahaya merah, atau sebaliknya.

    − =

2

2

1

5

1

Bλ (T)= intensitas spesifik(I)= jumlah energy yang mengalir pada arah tegak lurus permukaan per cm2 per detik per steradian

Dengan:

h=tetapan planck= 6,625 x 10

-27

erg det

k=tetapan boltzmann=1,380x 10 -16 erg/0K c=kecepatan cahaya=2,998 x 10 10 cm/det 0

T=temperature ( K) Sebaran( distribusi) energy menurut panjang gelombang untuk benda hitam dengan temperature menunjukkan bahwa semakin tinggi temperature benda hitam, makin tinggi pula intensitas spesifiknya dan jumlah energy terbesar dipancarkan pada panjang gelombang yang lebih pendek.

Panjang gelombang maksimum(λ maks)

pancaran benda hitam dapat

ditentukan dengan menggunakan hukum wein, yaitu 127

  =

0,2898


λ dinyatakan dalam cm dan T dalam Kelvin hukum wein menyatakan bahwa makin tinggi temperature suatu benda hitam, makin pendek panjang tempat pancaran aksimum terjadi. Hal ini dapat digunakan untuk menerangkan gejala pada bintang bahwa bintang yang temperaturnya tinggi akan tampak berwarna biru, sedangkan bintang yang temperaturnya rendah tampak berwarna merah. Energy total yang dipancarkan benda hitam pada seluruh panjang gelombangnya atau frekuensinya dapt ditentukan dengan mengintegralkan B λ(T), yaitu: ∞

       =

0

4

( )=

Dimana σ = 5,67 x 10 -5 erg cm-2 K -4 s-1(konstanta Stefan boltzmann) Persamaan di atas di sebut hulum stefanboltzmann dengan σ disebut konstanta Stefan-boltzmann. dari intensitas spesifik B λ(T) dapt ditentukan jumlah energy yang dipancarkan oleh setiap cm2 permukaan benda hitam per detik ke semua arah adalah:

   =

=

4

Besaran F disebut fluks energy benda hitam Jika suatu benda berbentuk bola dengan jari jari R dan temperature T memancarkan radiasi dengan sifat benda hitam, energy yang dipancarkan seluruh benda tersebut ke semua arah per detik adalah 128

      2

=4

=4


2

4

L disebut luminositas benda. Temperature yang ditentukan dari hukum StefanBoltzmann disebut temperature efektif. Jumlah energy yang diterima pengamat yang berjarak d dari benda hitam per detik per cm2 adalah:

  =

4

2

Besaran E disebut fluks pancaran pada jarak d.

26.3 PANCARAN BINTANG

Bintang dapat dianggap sebagai benda hitam, meskipun tidak 100%. Hal ini dapat terlihat dari distribusi energy bintang yang hampir sama dengan distribusi energy benda hitam. Sebagai contoh distribusi energy bintang kelas O5 dengan suhu 5400 K sama dengan distribusi energy benda hitam yang suhunya 5400 K. Oleh karena itu, semua hukum-hukum yang berlaku pada benda hitam, berlaku juga untuk bintang. Jumlah energi yang dipancarkan bintang dengan temperature T pada arah 2

tegak lurus permukaan per cm per detik per steradian(intensitas spesifik) adalah

    − =

2

2

1

5

1

Jumlah energy yang dipancarkan oleh setiap cm 2 permukaan bintang per detik ke semua arah(fluks pancaran) adalah

   =

129

=

4

Energy yang dipancarkan oleh seluruh permukaan bintang yang radiusnya R dan bertemperatur eektif T per detik ke semua arah(luminositas) adalah

   =4


2

   2

=4

4

Temperature efektif adalah temperature lapisan paling luar sebuah bintang(lapisan fotosfere) Energy yang bintang yang diterima/melewati permukaan pada jarak d per 2

cm per detik(E) adalah

  =

4

2

Dalam persamaan ini, E menyatakan terang bintang yang kita lihat, sedangakan L menyatakan kuat cahaya yang sebenarnya. Persamaan ini juga dikenal sebagai hukum kuadrat kebalikan. Makin jauh sebuah bintang, makin redup cahayanya.

26.4 BESARAN MENDASAR DALAM ASTROFISIKA

Matahari adalah bintang terdekat dengan kita, karena itu besaran fisis seperti jarak, radius dan massanya dapat ditentukan jauh lebih teliti daripada bintang lain. Dalam astrofisika sering besaran matahari digunakan sebagai satuan, contohnya massa bintang sering dinyatakan dalam massa matahari, luminositas bintang sering dinyatakan dalam luminositas matahari, radius bintang dinyatakan dalam radius matahari dan lainnya. Untuk matahari digunakan lambang  L= luminositas matahari R = radius matahari M= massa matahari 

Penentuan luminositas matahari

Untuk mengetahui besarnya luminositas matahari, harus ditentukan dahulu jumlah 130

energy yang diterima bumi setiap detik per 1 cm 2. Dari pengukuran di luar atmosfer bumi mengunakan satelit, diperoleh jumlah energy matahari yang diterima permukaan 1 cm2 per detik adalah


E= 1,368 x 10 6 erg cm-2 det-1 Luminositas matahari: L= 4 π d  E 2

13

Dengan d= 1 AU= 1, 496 x 10 cm, maka L= 4 π (1, 496 x 10 13)2 (1,368 x 10 6) = 3,86 x 10 33 erg det-1 7

-1

23

Karena 1 watt= 10 erg s maka L= 3,86x 10 kilowatt 

Penentuan Padius matahari

Radius matahari dapat ditentukan dengan mengukur besarnya sudut bundaran matahari yang dilihat dari bumi. Jika R  adalah

radius matahari, α adalah radius

sudut matahari dan d adalah jarak bumi-matahari. Maka hubungan dari ketiganya adalah

   

sin



=



Karena α <<, maka

=





Α dalam radian Dari hasil pengukuran diperoleh α=960”=4,654 x 10 -3 radian, jarak bum-matahri= 1,496 x 10 13 cm, maka:

  



=

-3

13

Penentuan temperature efektif

   2

=4

131

10

=(4,654 x 10 )( 1,496 x 10 )= 6,96 x 10 cm



4

Dari persamaan di atas dapat ditentukan temperature efektif matahari

     =




4

2



Apabila besaran yang sudah kita dapat dari proses proses di atasnya kita masukkan, maka nilai dari T ef ≈ 5785 0K. 

Penentuan massa matahari

Massa matahari dapar ditentukan dengan menggunakan hukum kepler III untuk system bumi matahari

 

3 2

=



4

=

   

4



2

2

3 2

Dengan P=365,25 hari= 31 557 600 detik, a = 1,496 x 10

13

, jarak rata rata bumi

matahari. Dan G=6,668 x 10 -8 dyne cm-2 g -2 maka akan diperoleh M= 1, 99 x 10 33 g

26.5 JARAK BINTANG

Jarak bintang-bintang yang dekat dengan matahari dapat ditentukan dengan menggunkan paralaks trigonometri:

132


dengan

d=jarak bumi-matahari= 1 AU d= jarak matahari-bintang p= paralaks bimtang

dengan melihat segitiga yang dibentuk bumi-matahari-bintang didapatkan

tan

  =

 

Karena sudut p sangat kecil maka persamaan di atas dapat ditulis

p=



 

p dinyatakan dalam radian. Apabila p dinyatakan dalam detik busur dan karena 1 133

radian = 206 265’’, maka persamaannya menjadi p=

 

206265 




Jika jarak dinyatakan dalam AU, maka d = 1 AU, sehingga persamaannya menjadi

  =

206265 

Selain satuan astronomi(AU), dalam astronomi digunakan juga satuan jarak lainnya yaitu parsec(paralaks second) disingkat pc. Satu parsec didefinisikan sebagai jarak sebuah bintang yang paralaksnya satu detik busur. Dengan demikian, jika p=1” dan d = 1 pc maka diperoleh bahwa 1 pc = 206 265 AU= 3,086 x 10 18 cm Satuan lain yang digunakan dalam astronomi untuk menentukan jarak adalah tahun cahaya(ly=light year). Tahun cahaya didefiisikan sebagai jarak yang ditempuh

cahaya

selama

1

tahun.

Oleh

karena

1tahun=365,

25

hari=365,25x24x60x60= 3, 1558 x 10 7 detik dengan kecepatan cahaya c= 2,9979 10

x 10 cm/s maka, 1 tahun cahaya(ly)= 9, 46 x 10 17 cm Dari persamaan di atas dapat diperoleh, 1 pc = 3,26 ly Apabila paralaks dinyatakan dalam detik busur dan jarak dinyatakan dalam parsek(pc) maka dapat diperoleh

 =

1 

Paralaks bintang sangatlah kecil sekali, dengan teleskop paling besar dan paling modern saat ini, paralaks bintang yang bisa diukur hanya sampai sekitar

0,01”. Dengan teleskop itu hany a

sekitar 3000 bintang yang bisa ditentukan

paralaksnya. 134

Bintang-bintang

terdekat

dengan

paralaksnya


matahari

yang

sudah

diketahui

Bintang

Paralaks(“)

Jarak(pc)

Jarak(ly)

Proxima centauri

0,76

1,31

4,27

Alpha centauri

0,74

1,35

4,40

Barnard

0,55

1,81

5,90

Wolf 359

0,43

2,35

7,66

Lalande 21185

0,40

2,52

8,22

sirius

0,38

2,65

8,64

Untuk bisa mengukur lebih banyak lagi paralaks bintang, pada tahun 1989 Eropean Space Agency meluncurkan satelit HIPPARCOS(High Precision Parallax Collection Satellite) yang mengukur paralaks dari luar atmosfer bumi. Dari hasil pengukuran HIPPARCOS ini dapat ditentukan parallax 120 000 bintang dengan

ketelitian 0,002”.

26.6 TERANG BINTANG

Dalam astronomi, terang bintang dinyatakan dalam magnitudo. Pada abad ke-2 sebelum masehi, Hipparchus membagi terang bintang dalam 6 kelompok berdasarkan penampakannya dengan mata telanjang. Bintang yang paling terang tergolong magnitudo ke-1, bintang yang lebih lemah tergolong magnitudo ke-2 dan seterusnya hingga bintang yang paling lemah yang masih bisa dilihat dengan mata telanjang termasuk magnitudo ke-6. Semakin terang bintang, maka magnitudonya semakin kecil. John Herschel mendapatkan bahwa kepekaan mata dalam menilai terang bintang bersifat logaritmik. Bintang yang bermagnitudo satu ternyata 100 kali lebih terang daripada bintang bermagnitudonya enam. Berdasarkan kenyataan ini, 135

Pogson pada tahun 1856 mendefinisikan skala satuan magnitudo secara lebih tegas. Tinjau 2 bintang:


m1= magnitudo bintang ke-1 m2= magnitudo bintang ke-2 E1= fluks pancaran bintang ke-1 E2= fluks pancaran bintang ke-2 Skala Pogson didefinisikan sebagai: m1- m2= -2,5 log (E 1/E2) atau E1/ E2 = 2,512

– (m1-m2)

Secara umum rumus pogson dapat dituliskan:

 −   =

2,5

+

C adalah suatu tetapan. Harga C dapat ditentukan dengan mendefinisikan suatu titik nol. Pada awalnya sebagai standar magnitudo bintang digunakan bintang Polaris yang tampak di semua Observatorium di belahan langit utara. Bintang Polaris diberi magnitudo 2 dan magnitudo bintang lainnya dinyatakan relatif terhadap magnitudo bintang Polaris. Tahun 1911, Pickering mendapatkan bahwa bintang Polaris, cahayanya berubah ubah(bintang Variabel) dan Pickering mengusulkan sebagai standar magnitudo digunakan kelompok bintang yang ada di sekitar kutub utara. Untuk keperluan praktis digunakan bintang standar Vega (α lyra).

Bintang

ini mempunyai magnitudo m=0,02. Karena magnitudonya mendekati nol, maka dapat dianggap m(Vega)=0. Jadi bintang yang lebih terang dari Vega magnitudonya m < 0, dan bintang yang lebih lemah dari Vega magnitudonya m > 136

0. Bintang yang lebih terang dari Vega magnitudonya berharga negative, misalnya bintang Sirius m= -1,6, bulan purnama m= -12,5 dan matahari m = -26,7.


Magnitudo yang kita bahas merupakan ukuran terang bintang yang kita lihat atau terang semu( ada factor jarak dan penyerapan yang harus diperhatikan)

 − =

2,5 log

4

  2

+

Dari persamaan di atas kita lihat bahwa agnitudo bintang dipengaruhi jarak. Bintang yang terlihat lemah cahayanya belum tentu benar benar lemah, dan juga sebaliknya. Oleh karena itu magnitudao yang kita bicarakan di atas adalah magnitudo semu atau biasa disebut magnitudo biasa.

Untuk menyatakan luminositas atau kuat sebenarnya sebuah bintang, kita definisikan besaran magnitudo mutlak, yaituu magnitudo bintang yang diandaikan bintang diamati dari jarak 10 pc. Magnitudo mutlak dilambangkan M. skala pogson untuk magnitudo mutlak ini adalah.

 −   =

2,5 log

′

+

Karena jarak bintang = 10 pc. Jadi:

 − =

2,5 log

4 102

Jika persamaan

 − =

   

2,5 log

4

2

+

+

Dikurangkan dengan persamaan

  − − 

 − =

2,5 log

4 102

+

Maka akan didapat pesamaan

=

137

5+5log

m-M disebut modulus jarak dan d dinyatakan dalam parsek.


BAB 27 GERAK LANGIT DAN WAKTU

27.1 BOLA LANGIT

Walaupun kita tahu bahwa bumi berotasi pada sumbumnya dan berevolusi mengelilinggi matahari, para astronom berbicara seolah-olah bumi tetap dan benda-benda langit(bintang, matahari,bulan dan planet) bergerak mengelilingi kita. Bayangkan bintang-bintang menempel pada bagian dalam sebuah bola gelap raksasa yang berpusat di bumi. Bola itu yang secara teoritis radiusnya tak berhingga, disebut bola langit. Posisi sebuah beda langit dinyatakan dalam arah, bukan jarak. Untuk itu diperlukan suatu tata koordinat: koordinat pada permukaan bola. Dalam system koordinat langit, posisi bintang – bintang hanya ditentukan oleh arah mereka antara satu dengan lainnya. Contohnya, bintang A dan bintang B berjarak 20 0. Apabila kita memproyeksikan kutub-kutub Bumi pada bola langit, kita akan memperoleh dua buah titik yang disebut Kutub Langit Utara(KLU) dan Kutub Langit Selatan(KLS)

138

27.2 GERAK LANGIT




Di kutub

Jika kita berdiri di salah satu kutub, sumbu rotasi benda langit (sebenarnya Bumi) adalah poros KLU-KLS ini. Bintang-bintang akan tampak berputar melingkar terhadap titik tepat di atas kepala. Bintang tidak terbit dan tidak terbenam. Lintasan yang ditempuh bintang dalam bola langit ini disebut lingkaran

harian.



Di Equator

Jika kita berdiri di ekuator, ekuator langit membentang melintas kepala kita, dari Timur ke Barat dan sumbu rotasi langit adalah garis dari Utara ke Selatan. Dari ekuator, bintang tampak terbit tegak lurus di horizon timur dan

139


terbenam di horizon barat. Dari ekuator kita bisa melihat se mua bintang. 

Di lintang antara

Di lintang antara situasinya lebih merupakan kombinasi antara dua contoh sebelumnya. Kutub langit tidak berada di horizon dan tidak berada di zenith, tetapi berada di antaranya.

gambar bola langit di lintang antara

27.3 SISTEM KOORDINAT HORIZON

Dalam system koordinat horizon, suatu bintang atau benda langit dinyatakan dalam azimuth(bujur langit) dan altitude(lintang langit). Azimuth diukur dari titik Utara kearah timur dari 0 0 sampai 3600. Sedangkan altitude didefiniskan sebagai jarak sudut benda langit dari lingkaran horizon. Dalam system koordinat horizon, posisi benda langit berubah setiap saat karena semua

benda langit “beredar”. 140

Di bawah ini adalah contoh gambar system koordinat horizon.


27.4 SISTEM KOORDINAT EQUATORIAL

Dalm system koordinat ekuatorial ini peredaran benda langit disebabkan oleh rotasi bumi, sehingga sumbu rotasi bumi merupakan sumbu gerak melingkar bola langit. Titik titik kutub pada tata koordinat ekuatorial disebut Kutub Lngit Utara(KLU) dan Kutub Langit Selatan(KLS), yang merupakan titik perpanjangan kutub kutub bumi. Tinggi dari KLU dan KLS tergantung pada lintang geografis pengamat. Lingkaran lintang terbesar pada koordinat ini disebut ekuator langit yang merupakan perpotongan perluasan bidang katulistiwa dengan bola langit. 141

Dalam koordinat ekuatorial digunakan beberapa parameter seperti: 

Deklinasi, jarak sudut antara benda langit dengan proyeksinya pada lingkaran katulistiwa




Sudut jam , busur yang diukur dari meridian pengamat di sepanjang lintasan benda langit kea rah barat hingga benda langit yang bersangkutan( seberapa jauh bintang meninggalkan meridian pengamat).



Asensiorekta, jarak busur antar titik aries dengan proyeksi benda langit

pada lingkaran ekuator langit.

27.5 WAKTU

Ada tiga satuan dasar dalam waktu yaitu: hari, tahun dan bulan. Dalam astronomi ada 2 macam pembagian hari yaitu: 142

a. Hari matahari(solar day), jika matahari sebagai acuan: interval waktu dari saat matahari terbit ke matahari terbit berikutnya atau matahari terbenam ke matahari terbenam berikutnya.


b. Hari sideris (sidereal day), jika bintang sebagai acuan: interval waktu dari saat suatu bintang tertentu berada di atas kepala kita sampai bintang

tersebut kembali berada di atas kepala kita lagi.

 sudut jam

sudut jam, yaitu seberapa jauh sebuah bintang sudah meninggalkan meridian 143

(titik sigma,  ) ke arah Barat.  Waktu sideris.


Untuk menentukan waktu sideris digunakan titik acuan yaitu vernal equinox

(titik γ = Aries) Waktu sideris local didefinisikan(WSL) disefinisikan sebagai sudut jam vernal equinox

   =

( )

Hari sideris dimulai ketika vernal equinox ada pada meridian lokal (SJ( )=0) dan berakhir ketika vernal equinox kembali melintas meridian (23 jam 56 menit waktu hari kemudian) Sebuah bintang yang diperlihatkan dengan lingkaran jamnya, mempunyai asensiorekta  (diukur ke arah Timur dari titik ) dan sudut jam, SJ (diukur ke arah Barat dari titik sigma, ). Kita lihat bahwa WSL = SJ() + ()

Jika  (bintang) diganti dengan , kita mendapatkan, WSL = SJ() + () Karena ()=0, maka kita peroleh definisi pertama di atas, yaitu 144

WSL = SJ()


BAB 28 GERAK BENDA LANGIT

28.1 HUKUM KEPLER 

Hukum

Hukum kepler I

kepler I berbunyi “ lintasan setiap planet ketika mengelilingi matahari

berbentuk elips, dimana matahari terletak pada salah satu fokusnya.

A

P

Keterangan: a: setengah sumbu panjang b: setengah sumbu pendek A: posisi aphelion B: posisi perihelion 145

Dari gambar diatas terdapat beberapa persamaan :

  =


  −  =

1

2 2

Dimana e = eksentrisitas Dari gambar orbit elips di atas dapat jita lihat bahwa jarak aphelion:



       

=

+

=

=

+

1+

Sedangkan jarak perihelion:

 − −    − =

=

=



Hukum

1

Hukum kepler II

kepler II berbunyi “ luas daerah yang disapu oleh garis antara matahari

dengan planet adalah sama untuk setiap periode waktu yang sama”

Luas daerah 1-matahari-2 sama dengan luas daerah 3- matahari-4  146

Hukum kepler III

Bunyinya”kuadrat waktu yang diperl ukan

oleh planet untuk menyelesaikan satu

kali orbit sebanding dengan pangkat tiga jarak rata-rata planet tersebut dari

matahari”


    2

3

2

4

=

2

=

3

Misalkan P1 dan P 2 menyatakan periode dua planet dan a 1 dan a2 menyatakan jarak rata rata planet maka dapat ditulis

  2 1 2 2

=

3 1 3 1

28.2 MACAM ORBIT

Orbit benda benda langit tidak semuanya sama. Orbit benda langit dibedakan menjadi beberapa macam: 

Orbit lingkaran, contohnya planet kecil, beberapa asteroid sabuk utam, satelit



Orbit elips, contohnya planet, asteroid, komet



Orbit parabola, contohnya batu meteor



Orbit hiperbola, contohnya batu meteor

Kecepatan orbit benda langit pun akan berbeda beda tergantung bentuk lintasan orbitnya. Suatu ketika benda langit bisa lepas dari lintasan orbitnya ketika mencapai kecepatan lepas. Persamaan kecepatan lepas adalah:

   =

2

Dimana r adalah jarak bendal langit dengan pusat orbit. 28.3 POSISI PLANET

Planet dalam mengelilingi matahari terkandang membentuk konfigurasi yang unik. Konfigurasi yang terbentuk antara planet, matahari dan bumi antara 147

lain: 

Konjungsi


Konfigurasi ini terjadi ketika bumi, planet dalam dan matahari membentuk garis lurus 

Oposisi

Konfigurasi ini terjadi ketika bumi, planet luar dan matahari membentuk garis lurus. 

Elongasi

Sudut yang dibentuk antara garis planet-bumi dengan matahari-bumi. 

Transit

apabila Planet bergerak di depan bintang. 1. Menghalangi sebagian cahaya, kecerlangan bintang melemah 2. Lamanya pelemahan cahaya bergantung pada kecepatan dan besar planet 3. Besarnya pelemahan bergantung pada ukuran planet 28.4 PERIODE SINODIS DAN PERIODE SIDERIS

Periode sideris adalah waktu yang diperlukan oleh suatu benda langit dalam orbitnya untuk kembali ke posisi semula relatif terhadap bintang latar belakang. Periode sinodis adalah waktu yang diperlukan benda langit dalam orbitnya untuk kembali ke phase semula. Missal dari oposisi ke oposisi, konjungsi ke konjungsi. Bulan purnama ke bulan purnama dll. Planet dalam periode sinodisnya,

  −  1

=

1

1

Planet luar periode sinodisnya

  −  1

148

=

Bulan, periode sinodisnya


1

1

  −  1

=

1

149


1

BAB 29 MATAHARI

29.1 PENDAHULUAN

Matahari merupakan salah satu bintang yang berada di galaksi bimasakti. Dari telaah spectrum matahari diketahuai bahwa matahari adalah bola gas raksasa dengan komposisi utama berupa gas hydrogen. Matahari terdiri dari 2 struktur umum yaitu atmosfer pada bagian luar dan interior. Struktur dalam atau interior tediri dari lapisan inti, lapisan radiatif dan lapisan konvektif. Sedangkan atmosfernya terbagi menjadi tiga daerah tam yaitu fotosfer, kromosfer dan korona. Lapisan amosfer merupakan daerah yang dapat terlihat langsung dengan mata. Pada

saat

terjadi

gerhana

matahari

total,biasanya

para

ilmuan

memanfaatkannya untuk mengamati korona matahari. selain itu, untuk mengamati korona, para ilmuan bisa menggunakan koronagraph untuk mengamati korona. Matahari mempunyai diameter 1 390 000 km dan bermassa 1,1989 x 10 30 kg. matahari mempunyai suhu yang sangat tinggi, yaitu 15 600 000 K pada intinya dan 5800 K pada permukaannya. Matahari terdiri dari hydrogen 92,1 %, helium 7,8% dan sisanya 0,1% terdiri dari sekitar 90 unsur. 29.2 KENAMPAKAN – KENAMPAKAN PADA MATAHARI 

Bintik matahari Bintik matahari banyak terlihat dalam kelompok kelompok yang

mempunyai morfologi sangat bervariasi dengan berbagai tingkat ukuran dan evolusinya. Masa hidup bintik matahari beragam dari beberapa hari untuk kelompok kecil sampai beberapa bulan untuk kelompok besar. Temperature bintik matahri sekitar 400 K atau lebih rendah dari sekelilingnya yang bertempatur 150

sekitar 6000 K. perbedaan suhu tersebut membuat bintik matahti berwarna gelap. 

Prominensa


Diktat Materi Ilmu Kebumian

Recommend Documents