ii

KATA PENGANTAR

Puji syukur kami panjatkan kehadirat Allah SWT karena atas rahmat dan

hidayah-Nya sehingga Buku Ajar Klimatologi (Suatu Pengantar) yang terdiri dari 13

modul ajar dapat kami selesaikan tepat pada waktunya.

Modul Klimatologi ini dibuat sebagai sarana penunjang untuk memperlancar

proses belajar mengajar bagi mahasiswa, khususnya mahasiswa Fakultas Kehutanan

Universitas Hasanuddin.

Penyusunan Buku Ajar ini dapat terlaksana dengan baik atas bantuan dana

Fakultas Kehutanan dan dosen-dosen pengasuh mata kuliah Klimatologi. Untuk itu

tim penyusun mengucapkan terima kasih kepada semua pihak yang telah terlibat

langsung maupun tidak langsung didalam penulisan Buku Ajar Klimatologi

Akhirnya kami berharap semoga Buku Ajar Klimatologi ini dapat bermanfaat

bagi siapa saja yang membutuhkannya.

Makassar, September 2009

Tim Penyusun

• Klimatologi

1

I. PENDAHULUAN 1.1. Manfaat dan Peranan Cuaca/Iklim

Cuaca merupakan peristiwa fisik yang berlangsung di atmosfer pada suatu

saat dan tempat/ruang tertentu, yang dinyatakan dalam berbagai variable disebut

unsur-unsur cuaca. Unsur-unsur ini diamati satu atau beberapa kali dalam sehari

sebagai data cuaca diurnal, yang selanjutnya hasil pengamatannya dalam setahun

sebagai data harian dari setahun. Jika data pengamatan dikumpulkan selama

beberapa tahun yang merupakan data historis jangka panjang tentang perilaku

atmosfer yang mencirikan iklim. Sehingga hasil pengamatan data tersebut

merupakan informasi penting pada berbagai bidang terutama yang berkaitan

dengan kehidupan manusia seperti kehutanan dan pertanian dalam arti luas,

penerbangan, hidrologi & pengairan serta kesehatan masyarakat. Adapun manfaat

yang dapat diperoleh dari informasi cuaca/iklim adalah :

1. Sebagai peringatan dini dari dampak negative yang ditimbulkan

oleh cuaca/iklim yang ekstrim seperti banjir, kekeringan dan angin

kencang

2. Menyelenggarakan kegiatan atau usaha dibidang teknik, ekonomi

dan sosial yang sesuai dengan ciri dan sifat cuaca/iklim, sehingga

dapat dihindari kerugian yang diakibatkannya

3. Melaksanakan kegiatan tersebut sebaiknya memamfaatkan pula

tehnologi pemanfaatan sumber daya cuaca/iklim.

1.2. Istilah dan Batasan Cuaca/Iklim Cuaca : Semua proses/peristiwa fisik yang terjadi/berlangsung di atmosfer

pada suatu saat dan tempat 2tertentu atau nilai sesaat dari atmosfer serta

perubahannya dalam jangka pendek disuatu tempat tertentu dibumi.

Pernyataan secara kuantitatif dari cuaca umumnya digunakan untuk tujuan

ilmiah, sedangkan secara kualitatif merupakan pernyataan masyarakat awam

seperti tiupan angin lemah, langit cerah, dan cuaca buruk. Cuaca akan dicatat terus

menerus pada jam-jam tertentu secara rutin menghasilkan suatu seri data cuaca

yang selanjutnya dapat digunakan menentukan iklim.

Iklim : penyebaran cuaca dari waktu ke waktu (hari demi hari, bulan demi

bulan dan tahun demi tahun) dan termasuk didalamnya harga rata-rata dan harga-

• Klimatologi

2

harga ekstrim (yaitu maksimum dan minimum) atau keadaan rata-rata cuaca pada

suatu periode yang cukup lama atau daerah yang cukup luas.

Mengingat iklim adalah sifat cuaca dalam jangka waktu panjang dan pada

daerah yang luas , maka data cuaca yang digunakan untuk menyusunnya

seyogiyanya dapat mewakili keadaan atmosfer seluas mungkin diwilayah yang

bersangkutan.

Sifat data cuaca dan iklim adalah data diskontinyu yang terdiri dari

pancaran surya, lama penyinaran surya, presipitasi (hujan, hujan es, salju dan

embun) dan penguapan (evaporasi dan transpirasi). Penyajian datanya dalam

bentuk nilai akumulasi dan ditampilkan dalam grafik histogram. Sedangkan data

kontinyu yang terdiri dari suhu, kelembaban, tekanan udara dan angin disajikan

dalam angka-angka sesaat atau rata-rata dan grafiknya dalam bentuk kurva.

1.3. Unsur-unsur dan Pengendali Cuaca/Iklim Cuaca dan iklim merupakan ramuan dari berbagai unsur dan dalam ilmu

fisika disebut besaran. Adapun unsur tersebut antara lain : a). pancaran surya,

bumi dan atmosfer b). Suhu udara dan tanah, c). Tekanan udara, d). angin, e)

Kelembaban udara dan tanah, f). Keawanan, g). Presipitasi, h). Penguapan

(Evapotranspirasi) . Jika salah satu unsur cuaca berubah (terutama pancaran

surya) maka satu atau lebih unsur lainnya akan berubah, perubahan secara

menyeluruh itulah yang disebut perubahan cuaca.

Cuaca berubah dari waktu kewaktu, oleh karena adanya rotasi dan revolusi

bumi. Rotasi bumi akan menimbulkan siang dan malam hari , sedangkan

revolusi bumi akan menimbulkan musim. Daerah subtropika dikenal adanya 4

musim yakni musim panas, musim salju, musim gugur dan musim semi,

sedangkan daerah tropika dikenal musim hujan dan kemarau serta peralihan kedua

musim.

Iklim akan berbeda dari suatu lokasi/daerah kelain lokasi/daerah.

Perubahan dan perbedaan cuaca/iklim disebabkan oleh pengendali cuaca/iklim

yaitu : (a) altitude (ketinggian tempat), (b) latitude (lintang), (c) penyebaran

daratan dan perairan, (d) daerah-daerah tekanan tinggi dan rendah, (e) arus-arus

laut, (f) gangguan-gangguan atmosfer, (g) satu atau lebih unsur cuaca dan iklim

(terutama pancaran surya).

• Klimatologi

3

1.4. Mekanisme Pembentukan Cuaca/Iklim Penyerapan energi surya oleh permukaan bumi akan mengaktifkan

molekul-molekul gas atmosfer sehingga terjadi pembentukan cuaca. Perubahan

sudut datang surya tiap saat dalam sehari atau setahun pada suatu lokasi dibumi

akan mengakibatkan perubahan jumlah energi surya. Perubahan tersebut meliputi

pemanasan dan pendinginan udara, peningkatan dan penurunan tekanan udara,

gerakan vertical dan horizontal udara, penguapan dan kondensasi (pengembunan),

pembentukan awan, presipitasi. Oleh karena itu interaksi antara unsur-unsur

cuaca dengan faktor pengendalinya akan membentuk cuaca sesaat yang dalam

jangka panjang akan membentuk tipe-tipe iklim.

Gambar 1.1. Mekanisme pembentukan cuaca/iklim (Threwarta, G.T, 1968)

1.5. Cabang-cabang Meteorologi/Klimatologi Ilmu tentang cuaca disebut meteorology dan ilmu tentang iklim disebut

klimatologi adalah dua ilmu pengetahuan fisika yang membahas tentang proses

dan gejala serta penyebarannya menurut ruang dan waktu yang terjadi di atmosfer

bumi.

Meskipun kedua cabang ilmu ini terlepas satu sama lain, tetapi keduanya

sulit dipisahkan. Meteorologi lebih menekankan pada proses terjadinya cuaca

(kenapa terjadi hujan lebat, suhu ekstrim, awan), sedangkan klimatologi lebih

menekankan pada penyebaran dari hasil proses tersebut (misalnya penyebaran

1. Penerimaan intensitas dan lama penyinaran surya 2. Suhu udara 3. Kelembaban 4. Tekanan udara 5. Kec. & Arah angin 6. Evaporasi 7. Presipitasi 8. Suhu tanah

Distribusi/penyebaran tipe cuaca/iklim

1. Pancaran surya 2. Latitude 3. Altitude 4. Posisi tempat ter-

hadap lautan 5. Pusat tekanan

tinggi & rendah 6. Aliran massa

udara 7. Halangan oleh

pegunungan 8. Arus laut 9. Satu atau lebih

unsur cuaca/iklim

• Klimatologi

4

suhu udara, curah hujan, frekuensi terjadinya banjir dan kekeringan) baik harian

maupun tahunan.

Cabang-cabang Meteorologi/Klimatologi : Klimatograf, Meteorologi/

Klimatologi fisik, Meteorologi/Klimatologi dinamik, dan Meteorologi/

Klimatologi Terapan (Pertanian, Peternakan, Perikanan, Kelautan dan

Kehutanan). Sedangkan ruang lingkup Klimatologi dapat dilihat pada Bagan

dibawah ini :

Gambar 1.2. Ruang Lingkup Klimatologi

1.6. Hubungan antara cuaca/iklim dengan kehutanan/pertanian Ruang lingkup klimatologi pertanian terbentang antara lapisan tanah

sedalam perkaran tanaman hingga lapisan udara tertinggi yang berhubungan

dengan penyebaran biji, spora, tepung sari dan serangga. Dibidang kehutanan

ruang lingkup klimatologi dapat dimulai dari beberapa meter di bawah permukaan

tanah sampai beberapa meter di atas permukaan tajuk pohon. Secara makro,

hubungan iklim dengan vegetasi hutan dapat dilihat dengan jelas pada penyebaran

tipe/formasi hutan di dunia berdasarkan letak lintangnya. Selain iklim yang alami,

juga diperhatikan keadaan lingkungan buatan seperti penghalang angin, naungan,

irigasi, rumah kaca, gudang tempat penyimpanan produksi pertanian dan kandang

KLIMATOLOGI DINAMIKA

KLIMATOLOGI

KLIMATOGRAFI KLIMATOLOGI KLIMATOLOGI FISIK

PENDEKATAN ANALISIS

Diskripti Statistik Matematik Sinopti

RUANG

MESOKLIMATOLOGMIKROKLIMATOLOG MAKROKLIMATOLOG

• Klimatologi

5

ternak. Hubungan antara cuaca/iklim dengan kehutanan/pertanian dapat

diperhatikan sbb :

1. Hutan Cuaca/iklim dapat mempengaruhi kondisi dan penyebaran vegetasi hutan dari

satu tempat ke tempat lain. Vegetasi hutan pada daerah tropis adalah yang

paling tinggi keragamannya dan semakin ke kutub pertumbuhan dan

penyebaran vegetasi hutan semakin dibatasi.

2. Tanah

Tanah adalah hasil pelapukan

batuan selama periode waktu

lama yang diakibatkan oleh

perubahan cuaca.

Cuaca/iklim dapat

mempengaruhi sifat-sifat

kimia dan fisika tanah serta

organisme yang ada

didalamnya.

• Klimatologi

6

3. Tanaman Dimulai dari fase per

kecambahan, fase vegetatif,

generatif dan panen di

pengaruhi oleh lingkungan,

demikian juga pasca panen.

Kualitas produksi tanaman

yang dipanen pada musim

hujan sangat berbeda jika di

panen pada musim kemarau.

Faktor-faktor iklim dapat berperan mencegah terjadinya kebakaran hutan.

Contoh musim kemarau yang pendek, sering ada hujan dapat mencegah

terjadinya kebakaran hutan atau padang rumput.

4. Peternakan Cuaca/iklim dapat ber

pengaruh langsung terhadap

ternak, contohnya ternak sapi

perah agar hasil susunya

berkualitas dan berkuantitas

maka sebaiknya dipelihara di

pegnungan. Pengaruh secara

langsung melalui

makanannya yang berasal

dari hijauan maupun biji-

bijian.

Penyebaran geografis ternak, seperti kerbau dan sapi. Contoh kerbau lebih

banyak ditemukan pada daerah basah, banyak hujan dan daerah rawa.

Sedangkan sapi tumbuh baik jika diternakkan di tempat yang agak kering.

5. Hama dan penyakit Pada musim hujan kondisi iklim menjadi lembab sehingga banyak tanaman

diserang penyakit, pada musim kemarau diserang hama. Tinggi rendahnya

populasi hama & penyakit tergantung pada keadaan lingkungan. Keadaan

• Klimatologi

7

lembab menyebabkan jumlah penyakit akan optimum dan keadaan suhu yang

tinggi serta kering jumlah hama optimum. Cuaca/iklim dapat mempengaruhi

organisme hama atau penyakit dan tanaman yang terserang. Proteksi terhadap

hama & penyakit dengan menggunakan pestisida dapat dicari pada saat yang

tepat karena aplikasinya tergantung pada hujan, angin, suhu dan unsure cuaca

lainnya.

6. Bangunan-bangunan pertanian Merencanakan bangunan-bangunan pertanian seperti tingginya bendungan,

dalamnya saluran draenase harus memperhitungkan keadaan cuaca/iklim

setempat. Kandang ternak agar kuat mendapat terpaan angin maka sebaiknya

ditanami pohon-pohon pelindung angin. Disamping itu dapat melindungi

ternak agar tidak mengenai langsung angin seingga dapat mengganggu

kesehatannya. Demikian juga mesin-mesin pertanian yang kondisi lembab

dapat berakibat cepat mengalami karat.

7. Modifikasi cuaca/iklim Secara makro manusia belum dapat mengendalikan cuaca/iklim, tapi secara

mikro sudah banyak yang dilakukan seperti irigasi, Air tidak didapat kan dari

hujan melainkan melalui saluran irigasi yang datang dari waduk. Waduk

merupakan hasil modifikasi hujan. Demikian juga halnya dengan pohon-

pohon pelindung menaungi terhadap matahari langsung.

8. Pengukuran iklim pada Percobaan Agronomi Masalah-masalah seperti banyaknya air irigasi yang diperlukan untuk padi

sawah, waktu pemupukan, seleksi tanaman tertentu. Iklim berpengaruh nyata

pada setiap fase kegiatan pertanian, demikian pula perencanaan kegiatan

pertanian sehari-hari sampai jangka panjang tidak luput dari pengaruh

cuaca/iklim. Penerapan suatu hasil penelitian harus selalu diikuti dengan

pengukuran cuaca/iklim agar dapat dibahas pengaruh yang baik dan buruk,

serta ketahanan tanaman terhadap hama & penyakit pada berbagai keadaan

cuaca/iklim.

Dengan hasil pengukuran tersebut dapat diketahui cara memilih tempat yang

sesuai untuk tanaman tertentu atau memilih tanaman yang sesuai untuk suatu

tempat tertentu. Selanjutnya dapat diketahui dimana daerah-daerah yang

• Klimatologi

8

sesuai dengan dukungan data cuaca/iklim secara kuantitatif, untuk

mengembangkan suatu usaha pertanian agar mendapat nilai tambah.

• Klimatologi

9

II. ATMOSFER

2.1. Pengertian dan Fungsi Atmosfer Atmosfer merupakan selimut tebal dari berbagai macam gas (termasuk aerosol)

yang menyelimuti seluruh permukaan bumi. Gas tersebut terdiri dari udara kering dan

uap air, sedangkan aerosol merupakan bahan padat. Atmosfer yang menyelimuti seluruh

permukaan bumi berfungsi sebagai :

(a) Pelindung bumi terhadap pemanasan dan pendinginan yang

berlebihan (tanpa atmosfer suhu pada siang hari > 93oC dan malam

hari dapat mencapai – 1840C)

(b) Penyaring (filter) terhadap sinar surya yang berbahaya bagi mahluk

hidup (yaitu sinar UV yang dapat menyebabkan kanker kulit pada

manusia).

(c) Penyedia bahan baku bagi mahluk hidup (yaitu CO2 dalam proses

fotosintesis dan O2 dalam proses respirasi).

(d) Pengatur kelestarian mekanisme terjadinya cuaca & iklim.

2.2. Komposisi Atmosfer

Komposisi atmosfer terdiri dari : udara kering, uap air, dan aerosol. Komposisi

udara kering dan uap air pada ketinggian dibawah 100 km terdiri atas :

(a) Gas utama : N2, O2, Ar, CO2, dan HO2 yang mendominasi sekitar

99.98% - 99,99% volume udara.

(b) Gas penyerta:

- Permanen : Ne, He, Kr, Xe, dan H2O - Tidak permanen : CO, CH4, HC, NO, NO2, N2O, NH3, SO2

dan O3.

Sedangkan gas-gas yang mempunyai peranan penting secara meteorologis adalah CO2,

H2O, O3, dan aerosol.

• Klimatologi

10

Tabel 2.1 Komposisi Atmosfer Bumi s/d Ketinggian 100 km (udara kering & uap air)

Gas (Zat)

Berat Molekul

Banyaknya (Bagian Total Molekul)

Nitrogen (N2) 28.016 78.07%

Oksigen (O2) 32.00 20.95% Argon (Ar) 39.94 0.93% Uap Air (H2O) 18.02 0-4% Karbon Dioksida (CO2) 44.01 325 ppm Neon (Ne) 20.18 18 ppm Helium (He) 4.00 5 ppm Krypton (Kr) 83.70 1 ppm Hidrogen (H2) 2.02 0.5 ppm Ozone (O3) 48.00 0-12 ppm

Karbon Dioksida (CO2).

Karbon dioksida (CO2) terutama dihasilkan dari pelapukan bahan organik oleh

mikroorganisme secara alami dalam tanah dan pembakaran bahan bakar fosil. Gas

tersebut yang ada diatmosfer akan diserap oleh tanaman sebagai bahan baku dalam

proses fotosintesis dan sebagai penyerap yang baik terhadap radiasi bumi dan atmosfer

secara selektif serta pada umumnya tidak menyerap radiasi surya sebagai radiasi

gelombang pendek.

Laju kenaikan konsentrasi CO2 cenderung meningkat meskipun saat terakhir ini

peningkatannya relatif lambat. Secara global kenaikan gas ini sekitar 11% dengan

konsentrasi 294 – 321 ppmv (1870-1970). Berdasarkan percobaan yang telah dilakukan

dari 30 stasiun di dunia pada tahun 1992, konsentrasi gas tersebut mencapai 370 ppmv

dengan laju kenaikan sekitar 0.4% dan meningkatkan suhu udara sekitar 0.2-0.50C.

Uap air (H2O)

Uap air berasal dari penguapan (evapotranspirasi) yang terjadi di permukaan

bumi dan merupakan sumber utama bagi pembentukan awan dan presipitasi. Di

samping sebagai penyerap radiasi surya, bumi dan atmosfer, juga dapat berfungsi

sebagai bahan pemindah energi kalor (bahang ) laten.

Kandungan uap air didaerah subtropika bervariasi dari 0 pada saat angin kering

bertiup hingga 3% volume pada saat angin laut bertiup pada musim panas. Sedangkan

• Klimatologi

11

pada daerah tropika, karena suhu udara rata-rata lebih tinggi sehinga dapat mencapai

4% volume atau 3% dari massa atmosfer.

Ozone (O3)

Gas ini dihasilkan secara alamiah dari proses ionisasi pada ketinggian 80-100

km dengan melalui reaksi :

UV

O2 20

O2 + O + M O3 + M (Faktor kesetimbangan dan

Momentum berupa gas lain)

Ozone tersebut dapat terurai lagi menjadi oksigen jika sinar ultra violet

berlebihan atau adanya rampasan dari gas lain hasil industri. Misalnya CFC dapat

mengeluarkan atom klorin yang merampas satu atom O dari molekul O3 atau dengan

faktor kesetimbangan dan momentum secara secar alami dengan atom O seperti pada

reaksi berikut :

O3 + O + M 2O2 + M(sinar UV berlebihan )

O3 O2 + M (rampasan satu atom O dari O3

Oleh atom klorin dari CFC).

Dampak negatif dari kegiatan manusia yang dapat menyebabkan menipisnya

lapisan ozon adalah terjadinya kerusakan secara fisik oleh pesaawat supersonik/

antariksa dan akibat senyawa gas yang mengandung sulfat dan nitrat. Ozone dapat

berfungsi sebagai penyerap yang baik terhadap sinar UV yang berbahaya bagi

kehidupan manusia dan kehidupan lainnya serta dapat menyerap radiasi bumi pada

panjang gelombang tertentu.

Aerosol

Aerosol merupakan partikel-partikel kecil (zarah) di atmosfer sebagai :

1. Debu 20 % (terutama dihasilkan daerah kering)

2. Kristal garam 40% (dihasilkan dari pecahan ombak lautan)

3. Abu10% ( dihasilkan dari letusan gunung berapi dan pembakaran)

4. Asap 5 % (dihasilkan dari letusan gunung berapi dan pembakaran)

5. Lain-lain 25% (terutama dihasilkan oleh mokroorganisme)

• Klimatologi

12

Aerosol berfungsi sebagai inti-inti kondensasi dan memencarkan radiasi surya

kesegala arah. Keberadaanya di atmosfer tergantung pada massanya, pemanasan dan

pendinginan di permukaan bumi serta angin.

2.3. Struktur Lapisan Atmosfer

Atmosfer dapat dibagi atas beberapa lapisan berdasarkan penyebaran suhu,

komposisi dan sifat gas yang dikandung atmosfer, dan peristiwa fisik yang belangsung.

Berdasarkan ketinggiannya, atmosfer dibagi atas empat lapisan, mulai dari bawah

adalah: trofosfer, stratosfer, mesosfer, dan termosfer. Pengukuran suhu udara panas

setiap batas ketinggian, dilakukan berbagai cara dan menggunakan berbagai wahana.

Setiap cara dan wahana hanya berlaku dan digunakan untuk sesuatu lapisan tertentu.

Misalnya pengukuran suhu mulai permukaan bumi sampai ketinggian 30 km

menggunakan radiosonde. Sedangkan pada ketinggian 30-90 km menggunakan roket,

dan pada ketinggian diatas 90 km menggunakan satelit. Dengan berdasarkan hasil

pengukuran tersebut, maka diatmosfer dibagi atas empat lapisan dengan batas-batas dan

cirri-ciri penyebaran suhu diperlihatkan pada gambar 2.1

Gambar 2.1. Ketinggian dari lapisan-lapisan atmosfer

Troposfer

Merupakan lapisan terbawa dari atmosfer yang terletak pada ketinggian mulai

permukaan bumi (laut) sampai pada ketinggian 8 km di daerah kutub dan 16 km di

daerah ekuator atau dengan rata-rata ketinggian (altitude) 12 km. Pada lapisan ini terjadi

penurunan suhu menurut ketinggian (sehingga disebut lapisan gradient suhu) dengan

• Klimatologi

13

laju penurunan sebesar 0.65 0C tiap naik 100 m yang dikenal. Sebagai laju penurunan

suhu normal. Karena merupakan nilai rata-rata pada semua lintang dan waktu.

Sumber bahan utama dari dari lapisan atmosfer ini adalah permukaan bumi

yang menyerap radiasi surya. Trofosfer mengandung kira-kira 75% udara kering dan

hampir 100% uap air dan aerosol. Oleh karena itu, trofosfer merupakan lapisan yang

memiliki gejala cuaca, atau dikatakan pula sebagai lapisan pembuat cuaca, yang secara

langsung penting bagi kehuidupan dipermukaan bumi dan di atmosfer (aerobiologi).

Pergerakan udara baik secara lokal maupun secara umum (global), baik secara

horizontal (disebut angin) maupun secara vertical (disebut arus udara) pada umumnya

terjadi pada lapisan ini. Tetapi dekat dengan permukaan, kecepatan angin semakin kecil,

karena adanya kekerasan permukaan yang menyebabkan terjadinya gaya gesekan dan

pengaruhnya dapat mencapai ketinggian1.5 km. Oleh karena itu, lapisan diatas 1.5 km

disebut atmosfer bebas, sedangkan dibawahnya disebut lapisan batas atmosfer dan

dibawah ketinggian 100 m disebut lapisan batas permukaan. Lapisan trofosfer`diakhiri

dengan suatu lapisan udara yang relatif tipis, yang sifatnya isoternal dengan suhu sekitar

-60 0C dan disebut tropopause. Tropopause merupakan lapisan antara trofosfer dengan

strafosfer di atasnya.Lapisan ini atau sedikit dibawahnya juga dikenal sebagai langit-

langit cuaca, karena merupakan batas terjadinya komveksi (olakan) dan tuberlensi

(golakan) atmosfer.

Stratosfer

Strotosfer merupakan lapisan atmosfer kedua setelah trofosfer yamg terletak

diatas tropopause sampai ketinggian 50 km diatas permukaan bum (laut). Bila pada

lapisan trofosfer terjadi gradien suhu, maka pada lapisan ini justru terjadi kenaikan suhu

menurut ketinggian yang disebut inversi suhu.

Lapisan ini, mulai dari lapisan batas sampai ketinggian 50 km, terdiri atas tiga

sub lapisan dengan laju perubahan suhu yang berbeda yaitu:

a. Strotosfer bawah (12-20km) sebagai lapisan isoternal

b. Strotosfer tengah (20-35 km) sebagai lapisan inversi suhu

c. Strotosfer atas (35-50 km) sebagai lapisan inversi suhu yang kuat

Lapisan ini merupakan lapisan amosfer utama yang mengandung ozone terutama pada

ketinggian 15-35 km dengan konsentrasi tertinggi pada ketinggian 22.0-22.5 km, yang

dikenal sebagai ozonosfer. Konsentrasi O3 di atmosfer bervariasi menurut waktu dan

tempat. Makin jauh dari kutub utara,O3 semakin rendah, sebaliknya tertinggi

• Klimatologi

14

diotemukan pada daerah ekuator pada bulan juni sekitar 240x10-3cm dan disebut

stratopause. Stratopause merupakan lapisan batas antara strafosfer dengan lapisan

mesosfer di atasnya.

Mesosfer

Mesosfer merupakan lapisan ketiga dari atmosfer yang terletak pada ketinggian

50-80 km. Pada lapisan ini terjadi penurunan suhu menurut ketinggian (gradien suhu)

seperti yang terjadi pada lapisan pertama sampai mencapai puncaknya dengan suhu

setinggi -90oC, yang disebut mesopause dan merupakan lapisan isotermal seperti kedua

lapisan batas di bawahnya.

Pada lapisan ini terjadi penguraian molekul oksigen menjadi atom oksigen, yang

pada akhirnya akan menghasilkan molekul O3 dalam proses ionosasi terutama pada

lapisan atas dan lapisan ini lebih terbuka terhadap sinar ultra Violet. Setelah O3

terbentuk kemudian akan turun ke lapisan stratosfer terutama pada ketinggian 15-35 km.

Termosfer

Termosfer merupakan lapisan keempat dari atmosfer yamg terletak pada

ketinggian 80-100 km, tetapi berakhirnya lapisan ini banyak pendapat lain. Misalnya

ada yang mengatakan 250 km dan bahkan 500 km. Diatas 100 km, atmosfer sangat

dipengaruhi oleh sinar x dan radiasi ultra violet dari srya menghasilkan ionisasi. Dalam

proses ini, terjadilah ion positif dan electron bebas yang bermuatan negative. Daerah

degan konsentrasi electron bebas yang tinggidisebut ionopsfer.

Pada lapisan ini terjadi kenaikan suhu menurut ketinggian (lapisan inversi suhu)

seperti yang terjadi pada lapisan stratosfer : lapisan ini pada umumnya terdiri dari

molekul-molekul oksigen dan dan nitrogen serta atom oksigen.

Lapisan atmosfer dibawah mesopause mempunyai komposisis atmosfer yang

relatif homogen, sebaliknya diatas mesopause komposisi atmosfer tidak homogen lagi.

Hal ini disebabkan oleh gerakan mikroskopik dari setiap molekul dan atom. Terjadinya

inversi suhu pada lapisan ini oleh karena adanya penyebaran sinar ultra violet oleh atom

oksigen seperti yang terjadi pada lapisan kedua (strafosfer).

• Klimatologi

15

• Klimatologi

16

III. PANCARAN SURYA 3.1. Konsep Radiasi

Perpindahan energi kalor (bahang) dari suatu tempat kelain tempat

dipancarkan dalam bentuk gelombang elektromagnetik baik tanpa perantara

maupun dengan perantara. Energi tersebut mempunyai sifat-sifat seperti partikel

dan gelombang yang berpindah dengan kecepatan sama dengan kecepatan cahaya

(c = 3x108 m.s-1). Jumlahnya tergantung pada λ. Seperti yang dirumuskan oleh

Planck dengan persamaan :

λhce = ………. (1)

Dimana : h adalah tetapan planck (6.63x10-34Js-1), c = 3x108 m.s-1, λ panjang

gelombang (µm). Misalnya foton hijau dengan λ = 0.55 µm (5.5x10-7 m) akan

mengandung energi sebanyak 3.6x10-19 J.

Perhitungan energi seperti diatas biasanya ditujukan untuk mengetahui

energi yang diperoleh dari reaksi fotokimia seperti pada proses fotosintesa.

Sedangkan untuk mengetahui jumlah energi foton yang dipancarkan per satuan

luas dan per satuan waktu disebut kerapatan aliran foton dapat ditentukan melalui

persamaan :

( )( )λρ

λρρfotonenergijumlah

energialiranfotonaliran∫

∫= ……… (2)

Jumlah energi foton merupakan integral dari suatu kisaran panjang gelombang.

Jika radiasi aktif proses fotosintesa (PAR) yang terletak pada kisaran λ =0.4-0.7

µm mempunyai medan λ = 0.51 µm, berdasarkan persamaan (1) maka medan

panjang gelombang tersebut akan memancarkan energi sebanyak 2.3x105 JE-1.

Jika dihitung jumlah energi surya yang tiba dipermukaan bumi (insolasi) sebanyak

500 Wm-2, dengan melalui persamaan (2) akan diperoleh kerapatan aliran foton

sebanyak 2.1x10-3 Em-2.S-1.

• Klimatologi

17

3.2. Radiasi Matahari (Pancaran Surya) Pancaran surya dapat dibagi berdasarkan fungsi masing-masing, yaitu

intensitas surya, kualitas surya dan panjang hari dan lama penyinaran surya tiap

komponen akan berbeda efeknya terhadap mahluk hidup dan tumbuhan atua

tanaman.

Intensitas pancaran surya, adalah jumlah energi yang dipancarkan oleh

surya perstuan waktu per satuan luas atau disebut juga kerapatan aliran pancaran,

yang dapat dinyatakan dalam satuan kal.cm-2.menit-1, Jm-2.S-1, KJm-2.S-1, atau

MJm-2.S-1.

Hukum Stefan-Boltzmann, setiap permukaan benda dengan suhu di atas

0oK akan memancarkan energi pancaran dari seluruh panjang gelombang sinar

yang dipancarkan oleh permukaaan tersebut. Jumlah energi ini sangat ditentukan

oleh suhu permukaan semakin tinggi pula energi yang dipancarkan dengan

mengikuti persamaan Stefan-Boltzmann sbb :

R = σ.T4 ……… (3)

Persamaan di atas hanya berlaku bagi benda dengan permukaan hitam

sempurna. Tetapi benda tersebut tidak diketemukan di alam dan hanya mendekati

sifat tersebut. Oleh karena itu disesuaikan dengan memasukkan suatu komponen

baru yang nilainya relative tetap untuk setiap macam benda, yang disebut sifat

memancarkan (emisivitas, ε), sehingga persamaan tersebut berubah :

R = ε.σ.T4 ……… (4)

Emisivitas permukaan benda-benda dialam bernilai 0.90-0.98, sedangkan

permukaan benda hitam bernilai 1 (satu).

Kualitas pancaran surya, membicarakan mengenai panjang gelombang

dari semua sinar yang dipancarkan oleh permukaan surya, panjang gelombang

adalah 0.2-100 µm. Tetapi sekitar 99% panjang gelombang sinar surya berda

pada kisaran 0.3-4.0 µm, oleh karena itu pancaran surya digolongkan sebagai

pancaran gelombang pendek (short wave radiation).

Dengan berdasarkan hokum Planck maka energi yang dipancarkan tiap

panjang gelombang sinar adalah berbeda. Akan tetapi panjang gelombang sinar

dengan jumlah energi pacaran maksimum (λmaks) bergantung pada suhu

• Klimatologi

18

permukaan (T) yang memancarkan sinar seperti dinuyatakan oleh Wien (hokum

Wien) :

Τ=αλ maks …………(5)

Dimana α tetapan Wien 2897 µm.oK,. Dengan persamaan tersebut maka surya

dengan dengan suhu permukaan diperkirakan 6000oK, maka λmaks = 0.48 µm.

Bila setiap sinar tersebut dihubungkan dengan efek fisik dan biologinya

maka sinat surya digolongkan atas : (a) sinar ultra violet (UV) dengan λ = 0.3-0.4

µm, (b) sinar tampak (visible light) dengan λ= 0.4-0.7 µm dan (c) snar infra merah

(infra red) atau dekat infra merah (NIR) dengan λ = 0.7- 4.0 µm.

Panjang hari dan lama penyinaran surya, periode sampai mulai terbit

sampai terbenamnya surya, sedangkan lama penyinaran adalah lamanya surya

bersinar cerah (0,2 sampai 0,4 kal. Cm2m-1. selama siang hari. Panjang hari

berbeda menurut lintaqng dan waktu semakin jauh dari equator maka panjang hari

semakin pendek, bergantung pada waktu/musim. Jika surya berada dibelahan

bumi utara (periode musim panas) maka panjang hari semakin panjang, dan

sebaliknya dibelahan bumi selatan. Data lama penyinaran surya digunakan untuk

menduga intensitas pancaran surya melalui persamaan:

Faktor-faktor yang mempengaruhi insolasi

Intensitas pancaran surya pada suatu saat dan tempat tertentu sebelum

mengalami pemantulan di permukaan bumi (albedo) disebut radiasi global (global

radiation) yang terdiri dari radiasi langsung (direct radiation) dan radiasi tidak

langsung (indirect radiation). Kedua macam pancaran radiasi tersebut berkorelasi

negative.

Hukum Stefan-Boltzmann mengasumsikan bahwa jika surya dengan suhu

permukaan 6000oK memancarkan energi radiasi sebanyak 73,5 juta Watt.m-2.

Tetapi jumlah ini akan berkurang setelah tiba di puncak atmosfer dan akan

berkurang lagi setelah tiba dipermukaan bumi. Hal ini disebabkan oleh berbagai

factor yakni intensitas pancaran surya di permukaannya, factor astronomis dan

transparansi atmosfer.

• Klimatologi

19

Intensitas Surya Di Permukaannya. Nilainya bergantung dengan suhu

permukaan, ketika surya permukaan turun, maka intensitas juga menurun.

Demikian sebaliknya, perubahan intensitas akan mengakibatkan pancaran

berfluktuasi sekitar 1,5 % dalam kurun waktu tertentu.

Faktor-faktor Astronomis. Faktor ini menyangkut tentang perubahan letak

kedudukan bumi terhadap surya, yang menyebabkan perbedaan sudut jatuh sinar

dari Zenith. Perbedaan itu berkaitan dengan rotasi dan revolusi bumi. Perubahan

kedudukan bumi terhadap surya akan mengakibatkan tiga aspek perubahan yaitu:

a. Jarak antara surya dan bumi

b. Panjang hari

c. Sudut jatuh sinar

a. Jarak antara surya dan bumi. Lintasan bumi mengitari dimana matahari

berada di salah satu fokusnya. Dengan demikian setiap tempat dan lintang akan

berbeda jarak antara surya dan bumi akan berbeda jarak setiap waktu. Ada 4 hari

atau tanggal yang dianggap penting dalam setahun, terutama posisi surya terhadap

matahari yaitu tanggal 3 januari, 4 april, 4 Juli, 5 Oktober setiap tahun. Karena

tanggal 3 Januari dan 4 Juli tercapai jarak terdekat dan terjauh antara surya dan

bumi yang disebut secara berturut-turut perihelion dengan jarak 147,3 x 106 km

dan apelion dengan jarak 152,1 x 106 km. Sedangkan tanggal 4 April dan 5

Oktober tercapai jarak rata-rata sekitar 149,7 x 106 km. Intensitas pancaran surya

yang tiba dipuncak atmosfer pada kisaran 1350-1400 Wm-2 (1.94-2.01 kal.cm-

2.menit-1) disebut tetapan surya (solar constant). Intensitas surya pada saat terdekat

dan terjauh secara berurutan adalah 2.01 kal.cm-2.menit-1 dan 1.88 kal.cm-2.menit-1

disebut angot radiation atau extra terrestrial radiation.

Bila diketahui jarak (ro ) tercapainya Ra, maka dapat ditentukan melalui

hubungannya dengan jarak rata-rata (ro) dan tetapan surya (Ro) dengan melalui

persamaan :

RorRar oa22 44 ππ =

RorrRa

a

o⎟⎟⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛= 2

2

• Klimatologi

20

RorrRa

a

2

0⎟⎟⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛=

2

/ ⎟⎟⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛=

o

a

rr

RoRa

2RorRa= …………….. (6) Dimana ra/ro = r, disebut “ radius factor” (factor jarak). Faktor jarak radiasi angot

juga bervariasi menurut waktu dan tempat atau lintang.

Panjang hari, Jika tidak ada atmosfer maka perbedaan penerimaan pancaran

surya dipermukaan bumi pada suatu waktu tertentu hanya disebabkan oleh

perbedaan sudut datang surya dari zenith (z), yang ditentukan oleh sudut deklinasi

(δ), letak lintang (φ) dan sudut waktu (h) dengan bentuk hubungan :

Cos z = sin φ sin δ + Cos φ Cos δCos h ………………… (7)

Sudut deklinasi ditentukan oleh waktu atau tanggal (No) dengan persamaan sbb:

⎥⎦⎤

⎢⎣⎡ +−=

365102cos4.23 Noπδ ………………. (8)

Nilai No dihitung mulai tanggal 1 Januari, sehingga tanggal 1 Januari sebagai hari

pertama sampai dengan tanggal 31 Desember sebagai hari ke 365 untuk tahun non

kabisat. Pada saat surya terbit atau terbenam, maka z = 90o dan sudut h setara

dengan setengah panjang hari (H) yang ditentukan melalui pemecahan persamaan

seperti berikut :

Cos z = sin φ sin δ + Cos φ Cos δCos h

Cos 90 = 0

0 = sin φ sin δ + Cos φ Cos δCos h

Cos H = - tgφ tgδ

H = arc. Cos (-tgφ tgδ)

Sedangkan panjang hari adalah 2H = N, oleh karena selama satu siklus rotasi

bumi (360o) memerlukan waktu 24 jam, maka :

N = 2H (24/360o)

• Klimatologi

21

Sudut jatuh sinar (angle of incidence). Perubahan sudut jatuh sinar terutama

sebagai akibat rotasi bumi, sedangkan jarak antara surya dan bumi dan panjang

hari terutama akibat revolusi bumi. Perubahan ini mengakibatkan variasi insolasi

harian pada suatu tempat di permukaan bumi seperti dikemukakan oleh Lambert

(hukum cosinus Lambert), intensitas pancaran dalam suatu arah dari permukaan

yang memancarkan energi radiasi pada suatu permukaan (horizontal) di bumi

akan bervariasi menurut kosinus sudut antara garis normal pada permukaan

dengan arah pancaran yang dapat dinyatakan dalam persamaan :

δcos=IoI

…………….. (9)

Dimana I (Intensitas pancaran surya pada saat berada pada posisi sudut jatuh sinar

γ dari zenith) dan Io (Intensitas pancaran surya pada saat berada di zenith.

Transparansi atmosfer. Sinar surya memasuki atmosfer maka akan

terjadi pengurangan yang tiba dipuncak atmosfer. Pengurangan tersebut akibat

penyerapan secara selektif dari molekul-molekul udara kering (O, O3) dan uap air,

pemencaran oleh aerosol serta pemantulan oleh awan. Penyerapan (absorption)

Merupakan proses penyampaian energi pancaran pada molekul-molekul

bahan yang bersifat selektif terhadap panjang gelombang sinar. Atom O menyerap

sinar ultraviolet pada λ = 0.12-0.18 µm, Ozon pada λ = 0.22-0.33 µm dan 0.44-

0.76 µm, uap air pada λ = 0.93; 1.13; 1.42; 1.47µm dan karbon dioksida pada λ =

2.7 µm.

Pemencaran (scattering)

Pemencaran adalah pembelokan sinar kesegala arah oleh molekul-molekul

udara kering dan partikel-partikel padat yang kecil (disebut aerosol) atau cair di

atmosfer terhadap sinar yang datang padanya. Pemencaran berdasarkan ukuran

partikel maka partikel dengan diameter yang relative kecil oleh partikel Reyleigh

disebut true scattering akan menimbulkan warna biru dilangit sebaliknya partikel

Mie dengan ukuran diameter besar disebut scattering yang dapat menyebabkan

warna merah dilangit.

Penyerapan dan pembauran penyebab terjadinya turbiditas yang dapat

mengurangi sifat tembus atmosfer terhadap energi pancaran, terutama terhadap

• Klimatologi

22

sinar tampak yang disebabkan oleh debu, tepungsari, dan uap air. Besar kecilnya

pengurangan atau penyirnaan energi pancaran ditentukan oleh sifat dan jumlah

bahan seperti pada persamaan :

a = ag + S(as) + W (aw)………………. (10) Dimana a: koefisien penyirnaan nilainya 0.01 km-1 pada keadaan cuaca cerah dan

0.03-0.05 km-1 pada keadaan turbid, ag koefisien penyerapan oleh molekul udara

kering, S dan as, koefisien pembauran oleh aerosol dan kandungan relatifnya, W

dan aw koefisien penyerapan oleh uap air. Turbiditas dapat ditentukan melalui

persamaan Sutton (1953) :

AgaT =

AgawW

AgasST )()(1 ++= ……… (11)

Penurunan intensitas di permukaan bumi pada jarak x dari puncak

atmosfer dengan intensitas pancaran Io merupakan fungsi eksponensial menurut

Beer (hukum Beer) dengan persamaan :

axeIoIx −= ………………. (12)

Pemantulan (reflektivitas dan albedo)

Sebagian pancaran surya yang mencapai atmosfer dan permukaan bumi

dapat dipantulkan kembali keruang angkasa tanpa mengalami perubahan panjang

gelombang, sehingga tidak memberikan efek lain terhadap permukaan bumi dan

lingkungannya. Reflektivitas ditujukan bagi pemantulan sinar dari panjang

gelombang tertentu, sedangkan albedo ditujukan bagi pemantulan sinar dari suatu

kisaran panjang gelombang.

Derajat atau koefisien pemantulan (reflektivitas atau albedo, µ dan α),

nisbah antara intensitas pancaran yang dipantulkan oleh suatu permukaan (Ra)

dengan intensitas pancaran yang tiba pada permukaan tersebut (insolasi dengan

symbol Ri) yang dapat dinyatakan dalam persamaan :

• Klimatologi

23

%100xRiRa

=α ……………. (13)

Pada umumnya nilai albedo pada kisaran panjang gelombang yang dapat

dilihat 0.4-0.7 µm sekitar 5-10% , panjang gelombang 0.7-1.5 µm sekitar 30-50%

dan menurun pada panjang gelombang sekitar 1.5-4.0 µm.

Prinsip albedo ini banyak diterapkan pada pemotretan udara untuk

menentukan penggunaan lahan dari suatu daerah dan keadaan pertanaman apakah

terjadi kekeringan atau serangan hama & penyakit, dan luas serangan.

Awan merupakan reflector yang efektif, oleh karena intensitas pancaran

yang sampai ke permukaan bumi pada keadaan cuaca berawan hanya sedikit.

Berdasarkan hasil pengukuran, maka tinggi rendahnya albedo suatu permukaan

ditentukan oleh berbagai factor, yaitu :

a. Kisaran panjang gelombang

b. Tipe/macam permukaan, terutama ditentukan oleh warna dan

kekasaran permukaan. Makin terang warna atau makin kasar

permukaan semakin tinggi albedonya

c. Kandungan air permukaan, makin kering permukaan semakin tinggi

albedonya

d. Sudut jatuh sinar atau elevasi surya, makin besar sudut elevasi

sebaliknya semakin kecil albedonya.

3.3. Pancaran bumi dan Atmosfer Berdasarkan hokum Stefan-Boltzmann, maka setiap permukaan dengan

suhu di atas 0oK akan memancarkan energi radiasi. Hasil pengukuran

menunjukkan bahwa suhu rata-rata permukaan bumi (laut) adalah 15oC atau

288oK (disebut suhu normal) dan atmosfer -73oC (200oK). Kira-kira 99% bumi

dan atmosfer ncarkan energi secara berturut-turut dengan panjang gelombang 4.0-

100 µm dan 80-120 µm. Sedangkan menurut Wien, bumi dan atmosfer secara

berturut-turut mempunyai λmaks 10.1 µm dan 14.5 µm.

Radiasi bumi juga diserap oleh molekul-molekul udara kering (terutama

CO2 dan CH4) dan H2O dalam bentuk uap dan maupun cair dan padat pada

panjang gelombang tertentu, kecuali λ = 2.2-4.3 µm dan λ = 8.5-11.0 µm lolos ke

angkasa disebut radiation window.

• Klimatologi

24

Gas-gas tersebut diatas akan menyerap radiasi bumi dan bila jumlahnya

cukup banyak (termasuk awan), maka penyerapannya dapat mencapai sekitar

90%. Penyerapan tersebut akan meningkatkan suhu atmosfer dan kira-kira 50%

akan dipancarkan ke permukaan bumi yang akan meningkatkan suhu di

permukaan bumi. Efek pemanasan yang terjadi disebut green house effect.

Awan merupakan penghalang yang baik terhadap radiasi surya dan bumi,

oleh karena awan merupakan pemantul yang baik terhadap radiasi bumi. Jumlah

yang terserap dan terpantul ditentukan oleh jumlah keawanan (C) dan tipe awan

(a) dari segi tinggi rendahnya awan. Pengaruh awan terhadap radiasi surya seperti

yang dikemukakan oleh Black (1956) merupakan persamaan kuadratik dari

parabola terbalik yaitu :

Qs/Qa = 0.803 – 0.340 C – 0.450 C2 ………(14)

Sedangkan pengaruh awan terhadap bumi dapat dilihat dari persamaan Brunt

(1934) yang diturunkan dari hokum Stefan-Boltzmann, tekanan uap actual (ea)

serta jumlah (C) dan tipe awan (a), yaitu :

( ) ..................1)079.056.0(4 aCeaTRb −−=σ … (15) Nilai atmosfer merupakan suatu nilai tetapan yang sangat ditentukan oleh tipe atau

ketinggian awan, secara berturut-turut untuk awan tinggi, menengah dan rendah

adaalah 0.025, 0.06 dan 0.09. Bila data dari nilai C tidak ada, maka komponen (1-

aC) dapat digantikan dengan komponen (0.1+0.9n/N) berdasarkan data lama

penyinaran (n/N).

3.4. Neraca Radiasi dan Keefektifan Radiasi Kesetimbangan pancaran merupakan perimbangan antara pancaran surya

sebagai radiasi gelombang pendek dengan pacaran bumi dan atmosfer sebagai

radiasi gelombang panjang, yang dapat dinyatakan dalam bentuk persamaan :

( ) ( ) RnRiRiRsRs =−−− ↓↑↑↓ Oleh karena Rs adalah radiasi surya ke atas yang dipantulkan oleh permukaan

bumi, yang ditentukan oleh nilai albedo (α) dari permukaan bumi dan Rs adalah

radiasi yang tiba di permukaan bumi yang disebut insolasi (Ri), sedangkan

komponen )( ↓↑ − RiRi adalah radiasi bumi efektif, maka persamaan di atas dapat

dirubah menjadi :

• Klimatologi

25

Ri (1-a) – Rb = Rn

Rns + Rnl = Rn

Nisbah radiasi neto (Rn) terhadap insolasi (Rl) merupakan keefektifan

radiasi dari suatu permukaan, yang ditentukan oleh tipe permukaan dan kondisi

ikim lokasi. Misalnya daerah perairan mempunyai keefektifan radiasi yang lebih

tinggi dibandingkan daerah daratan. Perbedaan tersebut tergantung pada nilai

albedo dan suhu permukaan dari masing-masing lokasi. Semakin tinggi nilai

albedo dan suhu permukaan sebaliknya semakin rendah keefektifan radiasi.

3.5. Neraca Bahang

Pada siang hari, anggaran Rn yang tertahan dan tersedia di permukaan

digunakan untuk memanaskan tanah (S), memanaskan udara di atas permukaan

(A) dan menguapkan air (LE) bila tersedia air sisanya digunakan untuk

fotosintesa, fotorespirasi dan pemanasan tubuh tanaman (Xi)yang nilanya relative

kecil < 5% dapat dinyatakan dalam bentuk persamaan :

Rn = A + S + LE

Anggaran Rn yang tersedia di permukaan sebagai energi radiasi, sebelum

dipergunakan terlebih dahulu dikomversi menjadi energi kalor (bahang). Energi

ini terdiri dari dua yakni panas laten (latent heat) dan panas sensible (sensible

heat). Energi pertama yang digunakan untuk menguapkan air dan tidak

menyebabkan naiknya suhu tanah dan udara di atasnya. Sedang energi kedu

digunakan untuk memanaskan tanah dan udara di atasnya sehingga suhunya akan

naik. Dengan dasar diatas untuk menciptakan suatu kota yang sejuk, dimana pada

siang hari tidak dirasakan terlalu panas dan sebaliknya pada malam hari tidak

dirasakan terlalu dingin. Dengan memperbanyak tanaman hias sebagai jalur hijau

dan memperbanyka waduk atau kolam penyimpanan air.bila pada siang hari

anggaran Rn bernilai positif berarti permukaan merupakan sumber bahang (heat

source) dan lapisan udara diatas permukaan merupakan penerima bahang (heat

sink). Tetapi pada malam hari sebaliknya Rn akan bernilai negative, berarti

permukaan berubah menjadi penerima bahang. Sehingga arah dari setiap

komponen neraca bahang pada malam hari menuju permukaan (kecuali Rn

menuju ke atas), kecuali komponen LE juga masih ada yang menuju ke atas

karena masih terjadi penguapan. Sesuai dengan penjelasan di muka, maka pada

• Klimatologi

26

siang hari akan terjadi penurunan suhu menurut ketinggian (gradient suhu) dan

penguapan.sedangkan pada malam hari akan terjadi kenaikan suhu menurut

ketinggian (inverse suhu) dan pengembunan. Kecuali bila ada perpindahan bahang

dari daerah lain melalui angin (adveksi) yang cukup tinggi atau terjadi efek rumah

kaca, pengembunan biasanya tidak terjadi.

• Klimatologi

27

IV. SUHU DAN KESTABILAN ATMOSFER 4.1. Istilah dan Batasan

Pada siang hari atau selama musim panas, radiasi neto (Rn) yang tersedia

di permukaan bumi sebagian digunakan untuk memanaskan tanah dan udara di

atasnya, yang akan meningkatkan kandungan bahangnya. Jika jumlah bahang dari

tanah atau udara yang menerima anggaran dari Rn tetap, maka penerimaan bahang

tersebut hanya untuka menigkatkan suhunya dengan persamaan :

∆Q = m.c. ∆T atau ∆Q = v.C. ∆T ………. (1)

Dimana c dan C merupakan sifat bahan maing-masing disebut kalor jenis dan

kapasitas kalor (isi) nilainya berbeda menurut jenis bahan. Misalnya air dan

tanah masing-masing mempunyai nilai c = 1 dan 0.20 kal.g-1oC-1 atau dengan

satuan lain c = 4200 dan 800 J.kg-1oK-1. Hal ini menunjukkan bahwa dengan

jumlah penerimaan bahang yang sama dan jumlah massa atau isi yang sama, maka

perubahan (kenaikan/penurunan) suhu dari tanah lebih tinggi daripada air.

Dengan demikian air merupakan penyimpan panas (bahang) yang lebih efektif.

Oleh karena itu suhu udara diatas perairan (terutama laut) pada siang hari lebih

rendah daripada diatas daratan, sebaliknya terjadi malam hari.

Berdasarkan uraian diatas maka anggaran Rn untuk memanaskan tanah

dan udara diatasnya merupakan panas (bahang) yang dapat dirasakan, karena

dapat meningkatkan suhu dari bahan. Pemanasan ini dapat dirasakan pada setiap

orang , meskipun dengan perasaan yang relative berbeda. Dengan demikian suhu

suatu bahan secara kualitatif dapat didefinisikan adalah ukuran atau derajad

panas/dinginnya secara relative dari bhaan tersebut.

Untuk mengetahui suhu suatu benda, prinsipnya pemuaian atau

penyusutan air raksa. Apabila dalam pengukuran suhu tidak ada lagi aliran panas,

sebagai tanda miniskus air rakasa pada thermometer, maka suhu benda itu sama

dengan suhu thermometer yang kemudian dapt langsung dibaca skala derajadnya

seperti pada gambar berikut :

• Klimatologi

28

Gambar 4.1. Temperatur

Berdarsarkan hukum I Termodinamika, bahang yang diberikan pada suatu

system digunakan untuk meningkatkan energi internal sebagai energi kenetik

molekul dan usaha dari system tersebut. Tetapi bila isi system tidak berubah,

maka semua bahang yang diberikan pada system, pada umumnya digunakan untuk

meningkatkan tenaga kenetik dari molekul system. Berdasarkan hal tersebut

maka secara kuantitatif suhu suatu bahan dapat didefinisikan adalah energi

kenetik rata-rata dari pergerakan molekul bahan. Panas adalah suatu bentuk

energi, sedangkan suhu adalah ukuran kenetik molekul-molekul, yang dapat

dibuat dalam suatu persamaan yakni :

P = C.M (T2 – T1)………… (2)

P= jumlah panas (cal atau J), M = jumlah massa (kg, g), T1,2= suhu awal & akhir

dan C = Tetapan atau panas jenis.

Bila dalam suatu percobaan (kalorimetri), jumlah bahan yang digunakan

adalah satu satuan (1 g atau 1 cm3) dan kenaikan suhu diusahakan 1oC, maka

dengan melalui persamaan (1), maka c dan C dapat didefinisikan sebagai kalor

jenis c adalah jumlah bahang yang dibutuhkan untuk menaikkan suhu 1 g bahan

setinggi 1oC. Sedangkan kapasitas kalor isi C adalah jumlah bahang yang

dibutuhkan untuk menaikkan suhu 1 cm3 bahan setinggi 1oC. maka persaan (1)

dapat dirubah menjadi :

C = ρ.c ……………….. (3)

-273o

373o

273o

212o

32o 0o

100o

Celcius Fahrenheit Kelvin

Titik didih air

Titik beku air

• Klimatologi

29

Kalor jenis dan kapasitas kalor isi dari berbagai jenis bahan dieprlihatkan

pada table 4.1. Tabel tersebut menunjukkan bahwa dengan jumlah massa yang

sama, maka air memerlukan jumlah bahang kira-kira 4 kali daripada udara untuk

menaikkan suhu yang sama.

Dari tabel tersebut menunjukkan bahwa makin besar nilai panas jenis makin baik

menyimpan panas . Tanah tidak baik menyimpan panas, sifatnya mudah menjadi

panas dan mudah pula mengeluarkan panas atau dingin.

Tabel 4.1. Daya Hantar Kalor dan Kalor Jenis Bahan Penghantar

Jenis Bahan

Kalor jenis Daya hantar kalor (kal.g-1oC-1) (kal.cm-1.det-1.oC-1)

Air 1.00 0.00143 Udara 0.24 0.000057 Uap air 0.5 - Tanah kering - 0.0004 – 0.0008 Tanah basah - 0.0030 – 0.0080 Tanah berpasir 0.6 - Tanah liat 0.8 -

Tetapi bila didasarkan pada isi yang sama, maka air memerlukan jumlah bahang

sekitar 833 kali daripada udara untuk menaikkan suhu yang sama.

4.2. Perpindahan Panas (Bahang) Pada siang hari suhu permukaan bumi lebih tinggi daripada suhu udara

sehingga terjadi pemindahan panas dari permukaan bumi ke udara. Bila suatu

bahan (mediuma0 mengandung bahang yang lebih tinggi daripada disekelilingnya,

maka bahang tersebut sebagian akan dipindahkan kesekelilingnya dengan

berbagai cara, yaitu dengan cara konduksi (hantaran), komveksi (olakan), adveksi

dan radiasi (pancaran).

Konduksi (hantaran). Perpindahan bahang ini terutama terjadi pada benda-

benda padat seperti tanah. Perpindahan ini terjadi karena meningkatnya tenaga

gerak atau tenaga kenetik dari molekul-molekul bahan, sehingga menumbuk

molekul-molekul didekatnya yang tenaga geraknya lebih kecil. Jumlah bahang

yang dipindahkan persatuan luas persatuan waktu yang disebut kerapatan aliran

bahang (H) yang ditentukan oleh gradient suhu (δT/δZ) dan sifat bahan atau daya

hantar bahang (λ) atau dengan persamaan :

• Klimatologi

30

ΖΤ

−=δδλH …………………. (4)

Tanda (-) menunjukkan bahwa arah aliran bahang kebahagian bahan yang

suhunya relative lebih rendah. Berdasarkan daya hantar kalor pada Tabel 1, maka

tanah merupakan konduktur yang terbaik sebaliknya udara. Kecuali pada tanah

kering dimana ruang pori lebih banyak terisi udara.

Komveksi (olakan). Proses ini terjadi pada fluida (cairan atau gas) dalam

keadaan diam, sedangkan proses olakan bahang dipindahkan bersama-sama fluida

yang bergerak dikenal dua proses yaitu olakan paksa (forced comvection) atau

turbulensi (golakan) dan olakan bebas (free comvection).

Pada olakan paksa, udara bergerak melalui lapisan pembatas (boundary

layer) pada permukaan yang kasar sehingga timbul gerakan edi yang acak.

Pengaruh angin sangat nyata pada proses ini, terutama dekat permukaan.

Sedangkan pada olakan bebas, udara dipanaskan oleh permukaan bumi sebagai

salah satu anggaran Rn, sehingga udara akan mengembang dan kerapatannya lebih

rendah (ringan) sehingga akan naik. Tetapi parsel udara yang naik ini akan naik

terus atau turun kembali tergantung pada kestabilan atmosfer.

Proses perpindahan bahang di udara melalui olakan lebih efektif daripada

hantaran atau pancaran. Jumlah bahang yang dipindahkan persatuan waktu per

satuan luas (H dalam Wm-2), tergantung kerapatan udara kering (ρ, kg.m-3), kalor

jenis (Cp, J.kg-1.oK-1), tahanan aerodinamik (ra, s.m-1), gradien suhu (δT/δZ, oK.m-

1), yang dinyatakan dalam persamaan :

⎥⎦⎤

⎢⎣⎡ΖΤ

⎥⎦

⎤⎢⎣

⎡−=

δδρ

a

p

rC

H………………. (5)

Radiasi (pancaran). Energi kalor (bahang) dari surya sebelum dipindahkan

pertama kali harus dikomversi dulu menjadi energi radiasi (pancaran), yang terdiri

dari berbagai macam sinar dengan panjang gelombang yang berbeda. Bila tiba

pada suatu medium misalnya permukaan tanah, maka sebagian atau seluruh energi

pancaran tersebut diserap dan oleh permukaan bumi dikomversi kembali menjadi

energi kalor yang akan digunakan untuk memanaskan tanah dan udara di atasnya

• Klimatologi

31

serta menguapkan air di permukaan. Proses pemindahan bahang pada cara

pancaran lebih efektif bila tampa perantara (ruang hampa udara).

Adveksi. Proses ini merupakan modifikasi cara olakan, karena bahang yang

dipindahkan bersama-sama dengan medium yang dipanaskan. Sebagai per

bedaannya, proses pemindahan bahang bersama dengan parsel udara yang

bergerak ke atas atau ke bawah disebut arus udara. Sedang pemindahan bahang

dengan cara adveksi bersamaan dengan massa udara yang bergerak secara

horizontal yang disebut angin. Adveksi merupakan sumber energi kedua yang

terjadi secara alami selain Rn yang tersedia dipermukaan. Efek panas yang timbul

pada suatu daerah akibat adanya adveksi dari daerah yang lebih panas disebut efek

oase (oases effect).

4.3. Penyebaran Suhu Udara Suhu udara bervariasi menurut waktu dan tempat. Berdasarkan waktunya, maka

dikenal penyebaran suhu udara diurnal, bulanan dan tahunan. Sedangkan

berdasarkan tempat, penyebaran suhu udara menurut lintang, ketinggian dan tipe

permukaan.

1. Penyebaran Suhu Udara Menurut Lintang Lintang merupakan salah satu pengendali iklim terutama pada daerah

lintang tinggi (misalnya daerah subtropika atau lintang tengah). Perbedaan

lintang akan menyebabkan perbedaan insolasi dan radiasi neto harian atau

tahunan. Pada tanggal 21 Juni insolasi harian maksimum terjadi pada lintang

kira-kira 30oC Utara sebaliknya 22 Desember terjadi pada lintang 30oSelatan.

Sedangkan pada pada tanggal 21 Maret atau 23 September, insolasi harian

maksimum terjadi ekuator. Pencapaian insolasi harian maksimum disebabkan

adanya posisi surya berada di atas masing-masing lintang pada tanggal atau

hari yang bersangkutan.

Hubungan antara suhu udara dengan Rn lebih dekat disbanding dengan

insolasi oleh karena anggaran Rn sebagian digunakan untuk memanaskan

tanah dan udara, sebagian digunakan untuk menguapan air.

Penyebaran radiasi neto menurut waktu dan lintang akan bernilai positif

selama siang hari, namun suhu udara maksimum harian (diurnal) tercapai kira-

kira 2 jam setelah Ri mencapai nilai maksimum dan pencapaian suhu udara

• Klimatologi

32

rata-rata harian (selama setahun) tercapai 1-2 bulan setelah tercapai insolasi

atau radiasi neto maksimum. Perubahan Rn dari nilai positif kenegatif atau

sebaliknya terjadi pada lintang 35o Utara atau Selatan.

Variasi suhu udara diurnal pada daerah tropika lebih besar daripada

daerah subtropika, tetapi sebaliknya variasi suhu udara harian (selama

setahun) pada daerah tropika justru lebih kecil daripada daerah subtropika.

Hal ini disebabkan selain karena variasi insolasi atau radiasi neto harian

selama setahu, tetapi juga karena variasi panjang hari pada daerah subtropika

jauh lebih besar daripada daerah tropika. Sebaliknya variasi insolasi selama

sehari pada daerah tropika justru lebih besar daripada daerah subtropika.

2. Penyebaran Suhu Udara Menurut Altitude Di daerah tropika seperti Indonesia, ketinggian tempat (altitude)

merupakan pengendali utama terhadap unsure-unsur iklim, terutama

presipitasi dan suhu udara. Pada lapisan troposfer terjadi laju penurunan suhu

normal sebesar 0.65oC setiap naik 100 m (γ = - 0.65 oC/100 m). Tetapi

besarnya laju penurunan suhu ini bervariasi menurut waktu dan ruang.

Misalnya hasil penelitian Braak (1928) di Jawa, diperoleh hubungan antara

altitude (h dalam hektometer) dengan suhu udara rata-rata harian (T) dalam

persamaan :

T = 26.3 – 0.61 h…………… (6)

Dari persamaan tersebut dapat diketahui bahwa setiap naik 100 m akan turun

suhunya sebesar 0.61 oC sehingga disebut laju penurunan suhu lingkungan.

Laju penurunan suhu ini lebih dikenal dengan istilah gradient suhu, yang

disebabkan oleh karena permukaan bumi merupakan pemasok panas terhadap

tanah atau air dan udara di atasnya.

Tetapi bagi parsel udara yang naik, laju penurunan suhunya relative

lebih tinggi atau lebih rendah daripada laju penurunan suhu lingkungan

tergantung pada kondisi kelembaban diatmosfer. Pada kondisi atmosfer

relative kering atau lembab atau sebelum terjadi kondensasi di atmosfer, laju

penurunan suhunya dapat mencapai ha,pir 1oC tiap naik 100 m disebut laju

penurunan suhu adiabatic kering (dry adiabatic lapse rate of temperature γd =

• Klimatologi

33

-1 oC/100 m). Sedangkan kondisi atmosfer dalam keadaan basah atau jenuh

yang terjadi setelah kondensasi maka laju penurunan suhunya rata-rata hanya

mencapai 0.5 oC tiap kenaikan 100 m disebut laju penurunan suhu adiabatic

basah atau jenuh (Saturated lapse rate of temperature γs = 0.5 oC/100 m),

tetapi nilainya bervariasi menurut ketinggian. Misalnya pada lapisan terbawah

dari troposfer hanya mencapai -0.4 oC/100 m, tetapi ketinggian sekitar

pertengahan troposfer dapat mencapai -0.6 oC/100 m hingga -0.7 oC/100 m.

Istilah adibatik disini merupakan proses penurunan suhu berlangsung secara

adiabatic. Proses adiabatic adalah proses perubahan sifat fisik suatu system

(isi, tekanan atau suhu) tanpa masukan atau keluaran energi kalor (bahang)

ke/dari dalam system dan prosesnya biasa berlangsung relative cepat.

3. Penyebaran Suhu Udara Menurut Tipe Permukaan Secara makro perubahan suhu udara menurut tipe permukaan

berdasarkan penyebaran daratan dan perairan. Air merupakan penyimpan

panas (bahang) pada siang hari atau selama musim panas yang paling efektif,

sebaliknya pada tanah dan udara. Tetapi pada malam hari atau selama musim

dingin air merupakan pelepas panas yang paling efektif, sebaliknya tanah dan

udara. Kondisi inilah yang menyebabkan sehingga suhu udara pada siang hari

diatas perairan lebih rendah daripada di atas daratan. Penyebabnya

kemampuan permukaan air menyerap energi pancaran surya dan kapasitas

kalor lebih besar serta anggaran Rn untuk menguapkan air (LE) lebih tinggi,

tetapi didukung daya tembus sinar lebih dalam dan pemindahan bahang lebih

cepat apalagi jika didukung adanya ombak, gelombang dan arus laut.

4.4. Kestabilan Atmosfer Proses pemindahan bahang dari permukaan bumi kelapisan udara

diatasnya (sebagai salah satu anggaran Rn), terjadi secara olakan . Proses

pemindahan bahang dengan cara ini terjadi bersama-sama dengan fluida (parsel

udara) yang bergerak keatas karena lebih ringan atau kerapatannya lebih rendah.

Parsel udara yang bergerak keatas ini apakah cenderung naik terus atau turun

kembali tergantung pada kondisi atmosfer yang disebut kestabilan atmosfer.

• Klimatologi

34

Bila parsel uadara yang mula-mula naik, tapi cenderung turun kembali,

maka dikatakan atmosfer dalam keadaan stabil (stable). Tetapi bila parsel udara

tersebut cenderung naik terus sampai mencapai batas ketringgian kondensasi

(kondensasi level) maka atmosfer dikatakan dalam keadaan instabil (unstable).

Namun bila parsel udara tersebut baru akan naik terus sampai diatas batas

ketinggian kondensasi setelah terjadi pemanasan yang cukup tinggi dipermukaan

(olakan kuat) atau adanya halangan pegunungan atau bukit yang tinggi maka

atmosfer dalam keadaan instabil bersyarat (conditional unstable). Tetapi pagi

dan sore hari nampaknya parsel udara tidak ada kecenderungan untuk naik atau

turun dan atmosfer dalam suasana tenang dan cuaca cerah, maka atmosfer

dikatakan dalam keadaan netral (neutral).

Secara kuantitatif keempat macam kestabilan atmosfer merupakan hasil

hubungan antara γ dengan γd atau γs. Jika γ < γs. menyebabkan atmosfer dalam

keadaan stabil dan tapi bila γ > γd menyebabkan atmosfer dalam keadaan instabil

dan bila γs

• Klimatologi

35

penyebab tersebut, instabil bersyarat juga terjadi akibat adanya halagan

pegunungan atau bukit yang tinggi yang didukung oleh pergerakan udara (angin).

Atmosfer dalam keadaan stabil akan mengakibatkan kondisi cuaca dalam

keadaan cerah, keadaan instabil akan mengakibatkan kondisi cuaca dalam

keadaan berawan, khususnya tipe-tipe awan komvektif, yang menimbulkan hujan

bersifat local. Bila pemanasan cukup tinggi dan kandungan uap air di atmosfer

sebagai hasil penguapan cukup banyak, maka tipe awan kumulus yang mula-mula

terbentuk akan tumbuh menjadi awan yang lebih tinggi dan melebar disebut awan

cumulonimbus. Awan dengan tipe ini pada umumnya diikuti hujan sangat deras

atau sangat lebat dan kadang-kadang diikuti dengan angina kuat. Gejala ini

disebut badai (tropis) yang berbahaya bagi kehidupan di permukaan bumi.

F

C E

D

B

Gambar 4.2. Penyebaran Suhu Lingkungan dan Parsel Udara Menurut

Ketinggian pada Berbagai Kondisi Kestabilan Atmosfer

A

Suhu (ºC)

Z1

Z2

• Klimatologi

36

V. KELEMBABAN UDARA DAN KEAWANAN 5.1. Komponen Kelembaban Udara

Kelembaban adalah kadar uap air diudara/atmosfer yang dapat dinyatakan

dalam berbagai cara :

1. Vapour Pressure (water) e, (mb).

Setiap gas penyusun udara/atmosfer masing-masing punya tekanan parsel

antara lain tekanan parsel uap air, dimana uap air sebagai bagian dari massa udara

disebut tekanan uap air. Bila uap air ditambahkan dalam ruangan sampai udara

tersebut tidak sanggup lagi menerimanya/mengandungnya, maka udara tersebut

sudah jenuh dengan uap air dan tekanan yang dicapai disebut saturated vapour

pressure, es (mb) dan suhu yang dicapai pada saat itu disebut dew point

(temperature), Td (oC) oleh karena uap air mendekati sifat-sifat gas sempurna,

maka tekanan uap jenuh hanya dipengaruhi oleh suhu, yang dapat dibuktikan

melalui persamaan Clausius-Clopeyron :

( )1212

ααδδ

−Τ=

ΤLes

Dalam proses perubahan fase cair menjadi uap (proses penguapan) atau dari padat

(es) menjadi uap (proses sublimasi) maka α2 (fase uap) >> α1 (fase cair/padat),

sehingga persamaan akan berubah menjadi :

2

12

αδδ

Τ=

ΤLes

Oleh karena persamaan pα = RT dan vM

RR*

=

P = es

Sehingga akan berubah menjadi :

212

* Τ=

Τ ResMvLes

δδ

• Klimatologi

37

∫∫∂

=∂ 212

* TT

RMvL

eses

⎥⎦⎤

⎢⎣⎡=

TRMvLesLn 1

*12

Oleh karena keadaan awal T = 0oC (272oK) dan es =6.1078 mb sehingga akan

menjadi :

⎥⎦⎤

⎢⎣⎡ −=

TRMvLesLn ev 1

2731

*1078.6 dan

⎥⎦⎤

⎢⎣⎡ −=

TRMvLesLn sub 1

2731

*1078.6.

Oleh karena Mv, Lapisan, dan R* masing-masing merupakan nilai tetapan, maka

es hanya merupakan fungsi dari suhu. Setelah memasukkan ketiga nilai konstanta

tersebut akhirnya akan diperoleh :

TTLnesLn+

+=3.237

239.171078.6

Dimana :Md = 28.97; Mv = 18.016; Rv = 461 Jkg-1oK-1 ; Rd = 287 Jkg-1oK-1; Lev

(oC) = 2.500x10-16 Jkg-1 ; Lev (100oC) = 2.25x10-16 Jkg-1: R=8314 Jk mol-1oK-1

2. Kelemababan Mutlak, ρv (g.m-3)

Jumlah uap air yang terkandung dalam satu satuan volume udara.

ρv = mv/v = 1/αv

3. Kelemababan Sfesifik Udara, q (g.kg-1)

Jumlah uap air yang terkandung dalam satu satuan massa udara.

dv

v

mmm

q+

=

Vmm

Vm

qd

v

v

+=

• Klimatologi

38

oleh karena rd = RT dan r/ρ = R*.T/M maka :

untu uap air TR

eMvv*

=ρ untuk udara kering ( )TRMdMvpd

*+

=ρ

⎥⎦⎤

⎢⎣⎡

+=

MdMvMv

re

dρρ

⎥⎥

⎦

⎤

⎢⎢

⎣

⎡

+=

ερρ

111

pe

d

Dimana 622.0==MdMvε

⎥⎦⎤

⎢⎣⎡+

=ε

ε1p

eq

4. Nisbah Campuran, w (g.kg-1)

Jumlah uap air yang terkandung dalam satu satuan massa udara kering

W = mv/md = dv

Vmd

Vmv

ρρ=

oleh karena rd = RT dan r/ρ = R*.T/M

untu uap air RTeMvv=ρ untuk udara kering ( )

RTMdepd −=ρ

maka

( )MdepeMv

dv

−=

ρρ

( )epe

MdMv

dv

−=

ρρ

( )epeW−

= ε

• Klimatologi

39

4. Kelemababan Nisbi Udara,r atau RH (%)

Nisbah dari nisbah campuran actual dari suatu sample udara pada suhu dan

tekanan tertentu terhadap nisbah campuran jenuh yang dapat dinyatakan dalam

persamaan :

swwRH =

espes

epe

RH−

−=ε

ε

bila diasumsikan p-e = p-es maka

%100×=eseRH

Di atmosfer butir-butir air biasanya dibawah OoC. Oleh karena itu perlu

dibedakan tekanan uap jenuh diatas air dan diatas es. Perbedaannya sangat

ditentukan jumlah dan jenis inti-inti kondensasi.

Tekanan uap jenuh diatas air yang super cooled sedikit lebih tinggi daripada diatas

es oleh karena Lsublimasi > Levaporasi.

5. Suhu bola basah (Tw)

Alat pengukur suhu dan kelembaban biasanya digunakan Termometer bola

basah dan Termometer bola kering, jika menunjukkan angka yang sama maka

udara sudah jenuh dengan uap air dan tercapai RH = 100% pada saat itu tidak

terjadi lagi penguapan dari reservoir air dari Tw. Tetapi bila Tw < Td maka

terjadi penguapan dari reservoir. Panas laten untuk penguapan diambil dari udara

sekitarnya sebagai panas sensible yang menyebabkan suhu Tw turun dan lebih

rendah dari Td. Makin banyak penguapan atau makin rendah RH atau makin

kering udara, maka semakin besar penurunan suhu Tw dari Td. Contoh

perhitungan komponen-komponen kelembaban udara :

TTLnesLn+

+=3.237

239.171078.6 e = es* - ργ (TBK-TBB)

693.1239,173,237−

=YTd dimana ⎥⎦

⎤⎢⎣

⎡=

1078,6ln eY

• Klimatologi

40

( )eper

−=

622 p

eSH622.1622

= DTU = ese −

5.2. Pengembunan dan Kondensasi

Batas ketinggian kondensasi (LCL) adalah batas ketinggian atmosfer,

diamana udara tidak jenuh diangkat melalui ekspansi adiabatic kering untuk

menghasilkan kondensasi.

Pengembunan dan kondensasi merupakan dua proses yang sama, yaitu

proses perubahan fase dari uap air menjadi cair atau langsung berbentuk padat

(kristal-kristal es). Sebagi perbedaan kondensasi berlangsung di atmosfer

sedangkan pengembunan terjadi pada/dekat permukaan bumi.

Bila kelembaban nisbi udara telah mencapai 100% atau didekatnya

(dibawah 100% bila ada efek larutan dan diatas 100% bila ada efek

kelengkungan) atau bila udara telah mencapai titik jenuh, maka terjadilah

pengembunan atau kondensasi. Hasil pengembunan atau kondensasi tegantung

pada titik embun. Bila titik embun diatas 0oC (titik beku), maka akan terjadi

embun, kabut dan awan, sedangkan bila dibawah titik beku, akan terjadi kristal-

kristal es dalam bentuk embun beku (ibun putih) ritme (hujan es, salju dan awan

dingin.

Pendinginan dapat terjadi karena : (a) pancaran keluar dari massa udara,

(b) rambatan/sentuhan dengan permukaan yang lebih dingin dan (c) percampuran

dari massa udara dengan suhu dan kelembaban yang berbeda.

Embun dan ibun putih merupakan hasil dari pengembunan dekat

permukaan bumi karena tingginya radiasi bumi efektif oleh karena cuaca dalam

keadaan cerah dan angina sangat lemah. Sedangkan ritme terjadi karena butir-

butir air yang kelewat dengin menyentuh benda-benda dingin.

Kabut merupakan hasil pengembunan/kondensasi yang berlangsung dekat

permukaan bumi, yang terdiri atas kabut pancaran dan kabut adveksi. Kabut

pancaran yang terjadi pada daratan juga dikenal sebagai kabut inverse permukaan.

Kabut inverse ini didukung oleh keadaan stabil atmosfer, langit cerah, dan angina

lemah. Sedangkan kabut adveksi terjadi karena adanya gerakan udara yang

• Klimatologi

41

hangat dan lembab secara horizontal kearah permukaan yang dingin. Terjadinya

terutama ditepi pantai atau dipinggir badan berair yang besar didaratan (danau),

dimana terjadi perbedaan suhu yang besar secara horizontal.

5.3. Bentuk dan Klasifikasi Awan

Awan adalah kumpulan titik-titik air (cair atau padat) yang tampak dan

melayang-layang di atmosfer karena ukurannya masih relative kecil untuk jatuh

sebagai curahan (hujan, hujan es, atau salju). Berdasarkan bentuknya, maka

dikenal awan tetes (bila partikelnya terdiri dari tetes air) dan awan es (bila

partikelnya terdiri darikristal es). Agar supaya tetes ini bisa berubah menjadi tetes

hujan yang pada umumnya bisa jatuh sampai ke permukaan bumi, maka tetes

awan harus tumbuh menjadi ukuran yang lebih besar dengan melalui proses

tumbukan Findeisen dan Bergeron.

Awan dapat diklasifikasikan menurut genus, jenis, varietas dan bentuk

tambahan. Berdasarkan genusnya maka awan dapat dikelompokkan atas 10

macam yaitu : Sirus (Ci), Sirocumulus (Ce), Sirostratus (Cs), Altokumulus (Ac),

Altostratus (As), Stratus (St), Nimbostratus (Ns) Stratocumulus (Sc), Cumulus

(Cu) dan Cumulonimbus (Cb). Kesepuluh genus awan tersebut dikelompokkan

kedalam tiga bentuk dasar, yaitu bentuk berserat, lapisan, dan gumpalan. Bentuk

berserat disebabkan oleh kristal es yang jatuh, bentuk lapisan adalah karakteristik

awan yang pertumbuuhannya dalam arah horizontal, dan bentuk gumpalan

disebabkan oleh karakteristik awan yang pertumbuhannya secara vertical akibat

komveksi local.

Secara international telah disetujui untuk penamaan awan digunakan nama

lain. Awan yang berbentuk berserat dinamakan sirus yang berbentuk rambut,

yang berbentuk lapisan dinamakan stratus yang berarti lapisan, dan yang

berbentuk gumpalan dinamakan cumulus. Selain itu, juga digunakan kata latin

nimbus, yang berarti awan hujan yang dapat menimbulkan hujan dan nama alto

yang berasal dari kata latin altum yang berarti tinggi. Namun kata-kata ini, hanya

dipakai dalam kombinasi kata majemuknya. Misalnya Nimbostratus yang berarti

awan lapis yang menyebabkan hujan, Altostratus yang berarti awan lapis yang

tinggi dan Altocumulus yang berarti awan yang berbentuk gumpalan pada

ketinggian yang tinggi. Selain itu penamaan awan juga digunakan gabungan

• Klimatologi

42

awan dari tiga bentuk (Sirus, stratus dan kumulus) untuk awan-awan tertentu.

Misalnya Sirokumulus berbentuk gumpalan kecil yang tampak terdiri dari serat

yang lembut. Stratokumulus adalah lapisan awan yang unsure-unsurnya berbentuk

gumpalan dengan ukuran horizontalnya jauh lebih besar dari ukuran vertikalnya.

Tabel 5.1. Klasifikasi Awan Secara International

Jenis Awan Equator (km) Kutub (km) Contoh

Awan tinggi 8 – 20 3 - 8 Ci, Cs, Cc

Awan Sedang 2 - 8 2 - 4 As, Ac

Awan rendah 0 - 2 0 - 2 St, Sc, Ns

Awan dengan 0 - tropopause - (t

• Klimatologi

43

VI. PRESIPITASI 6.1. Bentuk-bentuk Presipitasi

Adanya awan tidak selalu dapat terjadi hujan. Terjadinya tetes air dengan

butiran besar dari uap air melalui proses kondensasi menjadi tetes awa (cair atau

padat) yang berlangsung di atmosfer dan kemudian jatuh di atas permukaan bumi

sebagai curahan contoh hujan, hujan es dan salju. Sedangkan dari uap air melalui

proses pengembunan yang terjadi dekat permukaan bumi akan terbentuk embun,

embun beku dan kabut.

Hujan adalah salah satu bentuk presipitasi yang terpenting pada daerah

tropis seperti di Indonesia. Selain itu juga bentuk-bwntuk lain seperti embun,

embun beku dan kabut, namun jumlahnya relative kecil dan tidak terjadi pada

semua tempat, sehingga dalam perhitungan neraca air biasanya diabaikan.

Sedangkan hujan es, kadang-kadang terjadi di Indonesia namun pada waktu

tempat tertentu. 6.2. Proses/Teori Terjadinya Presipitasi

Tetes-tetes awan ukurannya masih relative kecil untuk jatuh sebagai

curahan (umumnya θ < 100µm). Agar supaya jatuh sebagai curahan, perlu

ditumbuhkan menjadi ukuran yang lebih besar (θ > 1000 µm) melalui 2

teori/proses yaitu Teori Bergeron dan Teori Penyatuan (Tumbukan) Findeisen.

Kedua teori tersebut dapat dibedakan sebagai berikut :

Tabel 6.1. Perbedaan Proses Terjadinya Hujan

Uraian Bergeron T. Findeisen

Syarat Utama Campuran antara tetes-

tetes cair yang

supercooled dan kristal-

kristal es

Campuran antara tetes-

tetes cair dengan ukuran

yang berbeda-beda

• Klimatologi

44

Uraian Bergeron T. Findeisen

T. atmosfer -20oC – (-10oC) > -12oC

Daerah dominan Sub tropika/temperate Tropika

Bentuk Presipitasi Hujan es/salju Hujan

6.3. Tipe Presipitasi Berdasarkan mekanisme pengangkatan massa udara atau letak/kondisi

terjadinya presipitasi dapat dibagi atas tiga yaitu :

1. Tipe Konvektif. Hujan tipe ini dihasilkan dari udara lembab yang naik sehingga mengalami proses pendinginan secara adiabatic. Udara ini naik

akibat pemanasan oleh permukaan bumi, kemudian membentuk awan kumulus

dan dapat berkembang menjadi awan Cumulonimbus. Jenis awan ini

termasuk awan yang mampu menghasilkan hujan lebat disertai kilat dan

guntur dan sering terdapat butir-butir es. Ada beberapa hal yang dapat

diperhatikan dari tipe hujan ini yakni :

a. Daerah cakupan tidak luas (20-50 km) sifatnya hujan local terjadi

setelah pemanasan permukaan bumi atau lewat tengah hari.

b. Hujannya singkat tetapi deras berkisar 30-45 menit dan sering disertai

badai dan angin kencang

c. Air hujan kebanyakan melimpas di permukaan tanah dan sedikit yang

meresap dalam tanah, akibatnya kurang efektif untuk pertumbuhan

tanaman, kemudian banyak menghanyutkan butir-butir tanah disebut

erosi.

d. Hujan ini terjadi pada daerah tropis dan subtropics pada musim panas.

2. Tipe Orografik. Dihasilkan dari udara lembab yang naik didorong angin oleh adanya dataran tinggi atau pegunungan. Udara lembab yang didorong ke atas

ini mengalami penurunan suhu secara cepat. Disamping itu terjadi gerakan

turbulensi udara dan hambatan sehingga mudah terjadinya kondensasi dan

pembentukan awan yang kemudian terjadi hujan. Peristiwa ini sering terjadi

pada lereng gunung yang menghadap arah angin. Kondisi atmosfer biasanya

dalam keadaan instabil bersyarat, dan terbentuk jenis awan-awan stratus atau

stratocumulus yang menghasilkan hujan lebih lama dan jangkauannya relative

lebih luas.

• Klimatologi

45

Pada lereng hadap angin makin tinggi tempat semakin tinggi curah hujannya

sampai batas ketinggian tertentu seperti dikemukakan oleh Braak (1928) :

R= 1740 + 2.6.h

Dimana R = curah hujan rata-rata tahunan (mm); h = altitude (m); 1740

constanta curah hujan rata-rata tahunan di permukaan laut (mm).

Batas altitude 1200 m dan penyimpangan 10%, misalnya di Malino dengan

altitude 1000 m akan diperoleh curah hujan rata-rata tahunan 3906-4774 mm.

Sebaliknya pada lereng disebelahnya angin yang turun menelusuri lereng yang

mempunyai ciri kering, panas dan kencang yang bersifat spesifik dan disebut

angina-angin spesifik diberi nama sesuai lokasi kejadian. Misalnya angin

brubu di Sulsel (Maros), angin Bohorok di Deli yang dapat merusak tanaman

tembakau, angin Gending di Pasuruan dan angin Kumbang di Probolinggo.

Tipe presipitasi ini terjadi baik daerah tropika maupun subtropika.

3. Tipe Gangguan. Merupakan tipe presipitasi yang terjadi akibat adanya gangguan-ganguan atmosfer yang terjadi didaerah front atau siklon. Tipe

presipitasi ini dibagi atas dua jenis yakni

a. Tipe frontal. Merupakan tipe yang terjadi akibat adanya daerah front atau daerah

pertemuan massa udara yang mempunyai sifat yang berbeda yaitu suhu,

kerapatan dan kerapatan. Daerah ini merupakan pertemuan massa udara

dari daerah beriklim panas (tropika) dan beriklim dingin (kutub) yang

bertemu pada daerah lintang pertengahan atau beriklim sedang

(subtropika). Udara panas akan mendaki diatas udara dingin yang

beratnya atau tekanannya lebih tinggi daripada udara panas. Pada lereng

pendakian tersebut akan terjadi kondensasi menghasilkan awan tipe

Altostratus, Altocumulus, dan ada kemungkinan awan cirrocumulus,

cirrostratus serta nimbostratus yang menghasilkan hujan relative tidak

tinggi tetapi agak lama dan merata.

b. Tipe siklonik. Terjadi akibat adanya daerah siklon (daerah tekanannya lebih rendah daripada daerah sekitarnya) pada daerah tropis sebagai akibat

tingginya suhu udara pada daerah tersebut. Sebagai akibatnya massa udara

akan naik keatas karena kerapatannya kecil yang pada akhirnya akan

• Klimatologi

46

menimbulkan daerah tekanan rendah di permukaan bumi yang dikenal

sebagai daerah depresi atau daerah siklon.

Dengan demikian terjadilah pergerakan udara (angin) dari daerah

sekitarnya yang akan menentukan gejala cuaca dan iklim yang akan terjadi

pada daerah tersebut. Bila massa udara dari luar sarat dengan uap air

maka kemungkinan gejala cuaca merupakan angin pusaran dengan

kecepatan yang sangat tinggi dapat mencapai dapat mencapai diatas 300

km/jam yang dapat merusak secara fisik bangunan, vegetasi dan

sebagainya. Dalam waktu yang sama atau bersamaan juga terjadi

pengangkatan massa uap air secara besar-besaran, yang makin keatas

semakin melebar sehingga ruang lingkupnya cukup luas yang akan

menghasilkan awan-awan konvektif yang akan menghasilkan hujan

dengan curah yang sangat tinggi dan berlangsung cukup lama (dapat

mencapai diameter rata-rata 650 km) dan bahkan dapat mencapai diatas

1000 km seperti yang pernah terjadi di Cina pada lautan pasifik. Gejala

cuaca ini biasanya diberi nama Hurricane, Willy-Willy di Australia,

Buigio di Filipina, Taifun di Cina dan Jepang dan badai tropis di

Indonesia.

6.4. Macam-Macam Presipitasi (Hujan) Presipitasi (hujan) dapat digolongkan berdasarkan intensitasnya,

jumlahnya perhari atau perjam dan ukuran butir.

a. Intensitas hujan (mm.menit-1). Berdasarkan intensitas hujan, maka hujan digolongkan atas 5 derajad hujan. Intensitas setiap derajad hujan

dan aplikasinya dilapang disajikan pada Tabel 6.2.

Tabel 6.2. Derajad hujan berdasarkan intensitasnya dan aplikasinya di lapang

No.

Urut

Derajad Hujan

Intensitas

(mm.menit-1)

Aplikasinya Di Lapang

1. Hujan Sangat Lemah

< 0.02 Tanah agak basah atau sedikit dibasahi

2. Hujan lemah 0.02 – 0.05 Tanah sudah dibasahi di lapisan atas maupun dibawahnya

3. Hujan normal 0.05 – 0.25 Tanah sudah bisa dibuat melumpur terutama untuk

• Klimatologi

47

persemaian basah pada padi dan bunyi hujan kedengaran

4. Hujan deras 0.25 – 1.00 Air tergenang dimana-mana pada permukaan yang rendah dan bunyi air kedengaran dari genangan

5. Hujan sangat deras

> 1.00 Hujan seperti ditumpahkan dari langit dan semua saluran masuk atau keluar meluap

b. Jumlah per hari(mm.hari-1). Berdasarkan jumlah curah hujan per hari, maka hujan digolongkan atas 5 keadaan curah hujan seperti

disajikan pada Tabel 6.3.

Tabel 6.3. Keadaan curah hujan berdasarkan jumlahnya per hari

No. Urut Keadaan curah hujan Jumlah curah hujan per hari (mm.hari-1)

1. Hujan sangat ringan < 5

2. Hujan ringan 5 – 20

3. Hujan normal 20 – 50

4. Hujan lebat 50 – 100

5. Hujan sangat lebat > 100

c. Ukuran butir hujan (mm). Berdasarkan ukuran diameter butir hujan, maka hujan digolongkan atas 5 jenis curah hujan seperti disajikan pada

Tabel 6.4.

Tabel 6.4. Jenis curah hujan berdasarkan ukuran butirnya.

No. Urut Jenis curah hujan Ukuran butir (mm)

1. Hujan gerimis ± 5

2. Hujan halus ± 0.5

3. Hujan normal lemah ±1

4. Hujan normal deras ±2

5. Hujan sangat deras ± 3

Tempat – tempat yang mempunyai curah hujan yang sama di peta disebut

isohit, sedangkan bila awannya sama disebut isineph.

• Klimatologi

48

6.5. Penentuan Curah Hujan Wilayah Curah hujan yang diperlukan untuk penyusunan suatu rancangan

pemanfataan air dan rancangan pengendalian banjir adalah curah hujan rata-rata di

seluruh daerah yang bersangkutan, bukan curah hujan pada suatu titik tertentu.

Curah hujan ini disebut curah curah hujan wilayah/daerah dan dinyatakan dalam

mm.

Curah hujan daerah ini harus diperkirakan dari beberapa titik pengamatan curah

hujan. Cara-cara perhitungan curah hujan daerah dari pengamatan curah hujan di

beberapa titik adalah sebagai berikut.

(l) Cara rata-rata aljabar

Cara ini adalah perhitungan rata-rata secara aljabar curah hujan di dalam dan di

sekitar daerah yang bersangkutan.

di mana:

R : curah hujan daerah (mm)

n : jumlah titik-titik (pos-pos) pengamatan

R1, R2, . . . . Rn : curah hujan di tjap titik pengamatan (mm)

Hasil yang diperoleh dengan cara ini tidak berbeda jauh dari hasil yang didapat

dengan cara lain, jika titik pengamatan itu banyak dan tersebar merata di seluruh

daerah itu. Keuntungan cara ini ialah bahwa cara ini adalah obyektif yang berbeda

dengan umpama cara isohiet, di mana faktor subyektif turut menentukan.

(2) Cara Thiessen

Jika titik-titik pengamatafi di dalam daerah itu tidak tersebar merata, maka cara

perhitungan curah hujan rata-rata itu dilakukan dengan memperhitungkan daerah

pengaruh tiap titik pengamatan.

• Klimatologi

49

Curah hujan daerah itu dapat dihitung dengan persamaan sebagai berikut:

di mana:

,R : curah hujan daerah

R1 R2 .. .. Rn : curah hujan di tiap titik pengamatan dan n adalahjumlah

titik-titik pengamatan.

A1, A2 . . . . An : bagian daerah yang mewakili tiap titik pengamatan.

W1, W2, …. Wn : A1/ A, A2/A, …., An/A

Bagian-bagian daerah A1, A2, .. . . An ditentukan dengan cara seperti berikut:

1. Cantumkan titik-titik pengamatan di dalam dan di sekitar daerah itu pada peta

topografi skala 1: 50.000, kemudian hubungkan tiap titik yang berdekatan

dengan sebuah garis lurus (dengan demikian akan terlukis jaringan segi tiga

yang menutupi seluruh daerah).

2. Daerah yang bersangkutan itu dibagi dalan poligon-poligon yang didapat

dengan menggambar garis bagi tegak lurus pada tiap sisi segitiga tersebut di

atas. Curah hujan dalam tiap poligon itu dianggap diwakili oleh curah hujan

dari titik pengamatan dalam tiap poligon (lihat Gbr. 6-1). Luas tiap polygon

itu diukur dengan planimeter atau dengan cara lain

Cara Thiessen ini memberikan hasil yang lebih telitih dari pada cara aljabar rata-

tata. Akan tetapi, penentuan titik pengamatan dan pemilihan ketinggian akan

mempengaruhi ketelitian hasil yang didapat. Kerugian yang lain umpamakan

untuk penentuan kembali jaringan segitiga jika terdapat kekurangan pengamatan

pada salah satu titik pengamatan.

• Klimatologi

50

Gambar 6.1 Cara Thiessen

Gbr. 6.2 Titik-titik pengamatan curah hujan dan curah hujan harian

dalam daerah aliran

• Klimatologi

51

[Contoh perhitungan]

Diketahui sebuah daerah pengaliran seperti Gbr. 6.2. Demikian pula diketahui

angka-angka curah hujan harian pada tiap titik pengamatan. Curah hujan daerah

dihutung dengan cara rata-rata aljabar.

[Penyelesaian]

Dengan pengaliran itu dibagi dalam poligon-poligon dengan cara Thiessen seperti

pada Gbr. -1-3. Titik-titik pengamatan yang dipergunakan adalah 3 buah titik di

dekat batas diluar daerah pengaliran dan 7 buah titik pengamatan di dalam daerah

pengaliran. Jadi caerah pengaliran ini dibagi dalam 10 poligon. Luas bagian-

bagian daerah A1, A2, …. An diukur dan dimasukkan dalam Tabel 6.5.