1

Makalah Meteorologi Fisika Dosen :Prof. Ahmad bey

MIKROFISIKA AWAN

(Cloud Microphysics)

Oleh :

SANDRO WELLYANTO LUBIS

G24063245

MAYOR METEOROLOGI TERAPAN

DEPARTEMEN GEOFISIKA DAN METEOROLOGI

FAKULTAS MATEMATIKA DAN ILMU PENGETAHUAN ALAM

INSTITUT PERTANIAN BOGOR

2008

2

I. Pendahuluan

Awan adalah kumpulan butir-butir air atau kristal es kecil di atmosfer yang

merupakan produk dari proses kondensasi uap air dengan konsentrasi sekitar seratus

butir cm3 dan radius sekitar 10 mm (Lutgens, 1982 dan Rogers, 1983).

Awan terbentuk ketika uap air menjadi jenuh dan mengalami kondensasi.

Penjenuhan dapat terjadi karena penambahan air (penyatuan), tumbukan, atau

kombinasinya. Proses pembentukan awan merupakan suatu rangakaian proses yang rumit

dan melibatkan proses dinamik dan proses mikrofisik. Proses dinamik berhubungan

dengan pergerakan parsel udara yang membentuk suatu kondisi tertentu sehingga

terbentuknya awan. Proses mikrofisik adalah proses pembentukan awan melalui proses

kondensasi uap air dan interaksi antar partikel butir air (mechanics) .Faktor-fakor utama

yang mempengaruhi proses perkembangan awan (Ahrens, 2007) diantaranya adalah:

Pemanasan permukaan dan free convection

Pengangakatan/lifting mechanism yang dipengaruhi oleh topografi

Proses pengangkatan /lifting mechanism akibat konvergensi pada

permukaan udara

Pengangkatan udara/lifting mechanism di sepanjang frontal regions

Keberlangsungan proses ini sangat ditentukan oleh kadar uap air di atmosfer,

distribusi aerosol higroskopis dan gerak udara vertikal (Tjasjono, 1988). Kadar uap air

bergantung pada proses evaporasi dengan syarat adanya sumber uap air dipermukaan,

sumber energi untuk pengangkatan, dan kondisi atmosfer. Distribusi aerosol berhubungan

dengan konsentrasi dan jenis aerosol yang turut serta dalam proses pertumbuhan awan.

Keberadaan aersol higroskopis di atmosfer akan sangat berperan dalam proses

pertumbuhan awan.Proses perkembangan drop atau droplet dalam proses pertumbuhan

awan melibatkan beberapa persamaan penting seperti Raoult, Kelvin, Koehler, Fick,

Stokes dan persamaan-persamaan lainnya yang memberikan serangkain penjelasan

mekanisme terbentuknya awan.

3

II. Pembahasan

2.1 Inti Kondensasi

Partikel dalam jumlah besar yang terdapat di atmosfer adalah aerosol yang

sebagian dari padanya bersifat higroskopis artinya mampu menyerap air dan menjadi

inti kondensasi. Ukurannya berkisar antara 10-3 m sampai dengan 10 m dan

konsentrasinya bervariasi berkisar antara 100-100.000 cm-3. Aerosol adalah partikel

padat atau cair yang tersuspensi secara stabil berupa garam, debu, atau pertikel hasil

pembakaran. Berdasarkan ukurannya, aerosol yang berperan sebagai inti kondensasi

dapat dibagi menjadi 3 yaitu inti aitken dengan radius < 0.1m, inti besar dengan

radius antara 0.1-1.0m, dan inti raksasa >1.0 m. Inti Aitken tidak terlalu penting

dalam proses kondensasi (WMO, 1981). Inti ini membutuhkan kondisi lewat jenuh

hingga ratusan persen sehingga tidak menunjukan perbedaan yang nyata dengan

homogenous nucleation.

Kemampuan aerosol dalam menyerap uap air tergantung pada ukurannya.

Menurut Knollberg (1981) distribusi ukuran partikel menentukan butir air total atau

kerapatan kristal es serta dimensi partikel maksimum dan rata-rata visibilitas dan

kandungan air (liquid water content M). Kandungan air dalam awan adalah massa air

yang terkondensasi per satuan volume udara:

M= (4/3)πρL ∫ r3 n(r) δr

Distribusi aerosol (dalam ukuran diameter) berdasarkan jumlah, luas permukaan

dan volumenya dapat diformulasikan sebagai berikut:

Number distribution Surface area distribution Volume distribution

nn(Dp)=dN/dDp ns(Dp)=dS/dD nv(Dp)=dV/dDp

S=Dp2 V=(/6)*Dp3

dimana dN adalah persamaan turunan jumlah distribusi aerosol, dS adalah bentuk

distribusi luas permukaan , dan dV adalah bentuk distribusi volume.

Atau dapat juga dituliskan dalam bentuk logaritmanya yaitu:

4

Number distribution

nn(log Dp)=dN/d log Dp

Surface area distribution

ns(log Dp)= dS/d log Dp

Volume distribution

nv(log Dp)=dV/d log Dp

Gambar 1 Ukuran diameter aerosol

Dari gambar ini dapat ditarik kesimpulan bahwa semakin kecil ukuran partikel

(aerosol) maka konsentrasinya dalam udara akan semakin tinggi sedangkan jika

ukurannya bertambah besar maka konsentrasinya dalam udara akan turun drastis.

Pertambahan volume aerosol akan mengurangi residence time atau waktu tinggalnya di

udara. Residence time yang pendek akan mengurangi konsentrasinya di udara. Hal inilah

Aitken mode

Accumulation mode

Coarse mode

5

yang sering mengecohkankan kita mengenai konsep konsentrasi aerosol laut dan daratan,

sebagai contoh N Cu di laut adalah 50/cm3 sedangkan N Cu (darat) 200 cm3, sepintas kita

menyimpulkan bahwa densitasnya berbeda namun kenyataanya sama karena aersol laut

memiliki volume yang lebih besar dari aerosol daratan.

Setiap aerosol memiliki karekteristik yang berbeda. Karakteristik ini sangat

bergantung dari sumber aersol itu terbentuk. Berikut adalah perbedaan karakteristik

aerosol di atmosfer:

Marine Aerosol (Aerosol Laut)

Jumlahnya 100 ~ 300 #/cc; massa partikel relatif tinggi, volumenya besar

tetapi jumlahnya sedikit.

Aerosol terbentuk dari garam hasil lontaran butir pada proses evaporasi

atau bubble bursting spray.

Aerosol yang baik terbentuk dari reaksi produk DMS (dimetil sulfida).

Remote Continental Aerosol

Jumlahnya 2000-10000 #/cc; alaminya dihasilkan dari atas tanah

Debu, pollen, atau dari produk oksidasi amoniak dan sulfat.

anthropogenic emissions

Urban Aerosol

Jumlahnya 108 -109 #/cc;

Partikel mengandung unsur (Fe, Si, dsb.)

Partikel terutama terbentuk dari proses pembakaran, atau dari konversi

gas menjadi partikel yang bergantung dari produk sulfat, nitrat, amoniak

dan elemen organik.

2.2 Konsentrasi Aerosol

Konsentrasi adalah fungsi distribusi n(r) (ukuran dalam radius) yang menunjukan

banyaknya partikel per unit volume udara dengan radius antara r dan r+dr dinyatakan

sebagai:

3

loglog

Ar

rdrNdn

ln ( dn / d ln r)= c-βln r

e ln(dn/ d ln r)= e (c- βln r)

dn / d ln r= A r-β ; A= Constant

6

3

ln

Ar

rdNdrn

Ar-3 merupakan persamaan kurva distribusi jumlah aerosol, dimana A merupakan

konstanta yang berhubungan dengan konsentrasi dan nilainya berbeda setiap wilayah,

sedangkan β adalah nilainya berada antara 2 dan 4. Aerosol daratan dengan diameter >

0.2μm nilai β ≃ 3.

'' drrnrNr

dimana nilainya tergantung dati t, posisi awan, dan variabilitas

statistik. N(r) menunjukan distribusi kumulatif yaitu banyaknya partikel per unit volume

udara dengan radius melebihi r.

Konsentrasi inti kondensasi bervariasi menurut tempat dan waktu (Rogers, 1983).

Konsentrasi inti di atas lautan lebih sedikit dibandingkan di daratan namun memiliki

komposisi inti besar dan raksasa yang lebih banyak. Dengan demikian presipitasi lebih

potensial terjadi di atas lautan. Konsentrasi di atas lautan dipengaruhi oleh kecepatan

angin dan kekasaran permukaan. Jika semakin tinggi kecepatan angin dan kekasaran

permukaan maka konsentrasi inti akan semakin meningkat.

Konsentrasi inti pada daerah urban dan daerah berpolusi lebih tinggi dari pada

daerah yang bersih. Dengan demikian pertumbuhan butir awan didaerah terpolusi akan

menjadi lebih efektif karena rendahnya kompetisi antar butir. Semakin meningkatnya

ketinggian, kosentrasi inti dengan ukuran tertentu akan menurun. Luas daerah jangkaun

inti tergantung pada ukurannya. Semakin lama, kosentrasi inti akan semakin berkurang.

Semakin besar ukuran inti maka ,mass tinggalnya akan semakin rendah. Secara makro

kosentrasi aerosol dari antropogenik semakin meningkat karena pertambahan jumlah

penduduk.

Masuknya inti kondensasi ke atmosfer melewati beberapa proses:

Buble and spray ; udara terperangkap dalam air laut membentuk gelembung

yang kemudian pecah dan menebarkan sejumlah partikel ke atmosfer.

Gambar 2 Proses Buble and spray

7

Burning and emission; berkaitan dengan kegiatan antropogenik dan lebih

banyak di daerah urban.

Deposition atau konversi gas-partikel; menghasilkan inti aitken dan inti besar

Wind blown dust, masuknya inti kondensasi ke atmosfer karena adanya

dorongan ke atas oleh angin.

Volcanoes, lontaran inti kondensasi ke atmosfer pada saat peristiwa ledakan

gunung berapi.

Dinamisnya konsentrasi inti di atmosfer dikarenakan inti tersebut mengalami

berbagai proses seperti koagulasi, kondensasi, scavenging, pencucian, sedimentasi,

dispersi dan percampuran (Rogers, 1983).

Gambar 3 Proses dinamika inti kondensasi

2.3 Pembentukan dan Pertumbuhan Awan

Pada saat uap air mulai mencapai fase jenuh maka proses kondensasi mengawali

pembentukan dan pertumbuhan awan untuk kemudian dilanjutkan dengan proses

8

tumbukan dan penyatuan. Proses ini berlangsung dengan luar biasa di atmosfer bumi.

Agar awan terbentuk dan tumbuh maka kondisi jenuh harus tercapai bila tekanan uap

aktual (ea) sama dengan tekanan uap jenuh (es). Adanya perbedaan nilai tekanan larutan

dan air murni akan sangat berpengaruh pada proses pergerakan uap air ke inti kondensasi

dan tumbuh terus-menerus untuk menjadi awan. Dua faktor yang mempengaruhi tekanan

uap butir yaitu tegangan permukaan atau pengaruh kelengkungan (curvature effect) dan

bahan terlarut (solute effect).

2.3.1 Hukum Kelvin

Menjelaskan bagaimana pengaruh tegangan permukaan terhadap tekanan uap butir

air murni. Tegangan ini menyebabkan sejumlah energi tersimpan di permukan air (Eγ).

Eγ = π d2 γ γ = 0.075Jm-2 , 0°C permukaan temu air udara.

Butir awan akan berkembang jika butir telah mencapai ukuran rc atau r > rc

r

sv

c

ereTR

rln

2

1

Sebaliknya lewat jenuh yang dibutuhkan butir untuk dapat berukuran rc agar

tumbuh dengan sendirinya adalah:

cvs

s

rTRere

S1

2exp

es (r) = saturated vapour terhadap droplet radius r

es (~) = saturated vapour terhadap air murni

σ = tegangan droplet

Dari formulasi di atas kita dapat menarik kesimpulan bahwa dengan adanya efek

kelengkungan (Curvature effect) yang relevan dengan r akan menghambat (decay) proses

pertumbuhan droplet. Jika r droplet semakin besar maka pengaruh efek kelengkungan

akan semakin kecil begitu pula sebaliknya. Perhatikan dari persamaan diatas, nilai es (r)

akan bertambah besar jika r semakin kecil dan sebaliknya, sehingga jika selisih es (~) -es

(r) > 0 pertumbuhan droplet akan optimal karena tekanan uap jenuh droplet lebih kecil

9

dari air murni sehingga mendorong uap air menuju ke droplet dan jika es (~) -es (r) < 0

droplet akan sulit untuk tumbuh.

2.3.2 Hukum Roult

Menurut Roult bahan terlarut menyebabkan tekanan uap yang dibutuhkan untuk

terjadinya kondensasi menjadi lebih rendah. Karena bahan terlarut dalam air

menyebabkan pengurangan tekanan uap jenuh, jadi semakin rendah kandungan bahan

terlarut semakin rendah pula lewat jenuh yang dibutuhkan (Dennis, 1980). Hukum ini

dikenal dengan solute effect.

33 1

431

rb

rMMmv

ere

ws

w

s

s

atau dapat juga dituliskan sebagai:

es (r) = mw

es (∞) mw+ms

es (r) = svp terhadap larutan Ms = berat molekul solute m = massa solute, es (∞) = svp terhadap air murni Mw = berat molekul air ν = derajat disosiasi ρw = densitas air

2.3.3 Kurva Kohler

Menggambarkan hudungan antara efek kelengkungan dengan efek zat terlarut.

Kurva ini merupakan kombinasi persamaan Kelvin dan Roult:

Kelvin : es(r)/ es(∞) = exp ({2 σ}/{ρwRvT r}) = exp (a/r)…………(1)

Roult : es (r)/ es (∞) = 1 –(3 ν m Mw) / (4 π Ms ρw r3) = 1 -b/r3……(2)

Dengan menggabungkan kedua persamaan ini kita peroleh persamaan kurva

Koehler yaitu:

es (r) / es (∞) = S = (1 -b/r3) * exp(a/r) ~

a/ r: efek kelengkungan a ~ 3.3 10-7/T [m]

b/r3 :efek bahan terlarut b ~ 4.3 10-6 i Ms/ms [m3/mol], Ms adalah berat molekul zat

terlarut (Kg/mol), ms adalah massa zat terlarut (Kg) dan i adalah efek kelvin

tergantung jenis bahan terlarut.

1 + (a/r) –(b/r3)

10

Nilai jari-jari kritis rc yaitu jari-jari dimana rasio lewat jenuh (supersaturation) Sc

maksimum dapat dinyatakan dengan menderivasikan dS/dr:

dS/dr = 0 maka d/dr [1 + (a/r) –(b/r3)]

0 = -ar-2+ 3br-4 keluarkan nilai r maka:

rc= ﴾3 b/a﴿1/2 .............(critical radius)

untuk mendapatkan critical supersaturation masukan nilai rc ke dalam persamaan

Koehler:

Sc= 1+ a / [ (3b/a)1/2] – b/[(3b/a)1/2]3

Sc= 1+ ﴾4 a3/27b﴿1/2 ...........(critical supersaturation)

Gambar 4 Kurva Koehler

Efek kelengkungan mengakibatkan butir akan terhambat pertumbuhannya dan

adanya efek zat terlarut meningkatkan pertumbuhan droplet untuk membentuk awan

karena nilai es (r) kecil. Puncak kurva tercapai ketika jejari mencapai jejari kritis r * dan

rasio jenus kritis S*. Droplet dengan r< r* akan tumbuh dengan perbandingan jenuh S<

S*, maka uap air akan berdifusi ke arah droplet, dan jika r melewati r* maka

pertumbuhan akan terus berlangsung. Kurva curvature effect dimulai dari kiri atas karena

semakin kecil r maka curvature effect yang ditimbulkan juga semakin tinggi sedangkan

solute efect membentuk pola kurva yang semakin landai seiring bertambah besarnya r ,

11

hal ini dikarenakan adanya efek pengenceran yang mengurangi tekanan uap jenuh larutan

pada droplet.

2.4 Pertumbuhan Awan melalui Proses Kondensasi Pada awal pertumbuhan awan, proses kondensasi memegang peranan penting.

Selanjutnya pertumbuhannya hanya dapat terjadi bila ada proses tumbukan dan

penyatuan. Selain itu proses pembentukan awan dapat juga dijelaskan melalui mekanisme

pertumbuhan butir Bergeron. Teori ini menekankan pentingnya peran inti es dimana

hujan terjadi setelah sebelumnya uap air diubah menjadi kristal es dan jatuh ke lapisan

yang hangat untuk membentuk butir hujan. Namun teori ini memiliki kelemahan yaitu

sulit menjelaskan bagaimana awan-awan yang puncaknya tidak pernah mencapai

ketinggian pembekuan juga dapat menghasilkan hujan.

Di dalam awan hangat droplet dapat tumbuh secara kondensasi pada lingkungan

jenuh. Jika droplet telah melewati puncak pada kurva Koehler, droplet dapat terus tumbuh

secara kondensasi selama tekanan uap jenuh lingkungan jauh lebih besar dari tekanan uap

jenuh permukaan droplet.

Pertumbuhan melalui kondensasi masih didominasi oleh perbedaan konsentrasi

yang dinyatakan dalam perbedaan kerapatan uap air antara udara (ρv) dan butir awan

(droplet) (ρw) :

dimana m = massa, t = waktu, dan D = koefesien difusi udara ρw densitas uap air pada

jarak x (>r) dari droplet.

Persamaan ini menyatakan bahwa perubahan massa butir adalah sebanding dengan

jejari butir dan beda kerapatan uap air pada permukaan dan lingkungan jauh dari butir.

Untuk keadaan lewat jenuh dimana ρv > ρw maka butir akan tumbuh.

Lazimnya ukuran butir tidak dinyatakan dalam massa tetapi dalam jejarinya saja.

Mengingat m= (4/3) πr3 ρL (ρL kerapatan air) maka persamaan tersebut dapat ditulis :

vrv

v

rvw

x

rx

w

w

Drdtdm

dDxdx

dtdm

dDxdx

dtdm

dxd

xdtdm

4

4

4

4

2

2

2

12

rdtdr

[ D / ρL ] [ρv - ρw]

dengan menggunakan persamaan gas ideal dapat ditulis dimana:

RvTredan

RvTe s

vrs

v

RvTre

RvTeD

dtdrr ss

L

s s rv

w s

e eDdrrdt e

yang artinya bahwa semakin kecil r (radius) maka laju pertumbuhan awan akan semakin

besar dan cepat sedangkan makin besar r maka laju pertumbuhan awan akan menjadi

lambat.

Fick juga menunjukan adanya pelepasan panas pada proses kondensasi droplet.

Fick merumuskan bahwa:

24dm dTL x Kdt dx

dimana K adalah konduktivitas termal udara, L panas laten, Dt/dx negatif. Bahang laten

yang dilepas akibat adanya proses kondensasi H2O, dapat dihitung:

L

r

LTTK

dtdrr

L bahang laten konduksi, K Konduktivitas termal dan Tr suhu permukaan butir. Untuk

larutan dapat ditulis:

p

LL

sr

MDRT

TRML

TKL

rMm

TRMS

dtdrr

1

6.821 3

13

Ms adalah berat molekul bahan terlarut, Mp∞ adalah berat molekul pada tekanan jenuh

pada suhu mutlak.

Sebelum dan sesudah droplet mencapai ukuran kritis, ia tumbuh melalui proses

difusi molekul air dari uap di atas permukaannya. Proses kondensasi dalam pembentukan

awan dipengaruhi oleh proses difusi dan konduksi sehingga Mason (1971)

menggabungkan kedua proses ini sebagai persamaan pertumbuhan droplet (growth

droplet equation):

FdFkS

dtdrr

1

S = rasio jenuh lingkungan

Fk= berhubungan dengan konduksi panas ~ [L2 ρL / RvKT2]-[ L2 ρL/ KT]

Fd= berhubungan dengan difusi uap air ~ ρL RvT / D es (T)

D = Koefesien difusi uap air udara

K = Konduktivitas termal udara

Jika (S-1)/[Fk+Fd] adalah konstan maka :

tcrrt 220

Dari formulasi ini kita dapat mengestimasi ukuran pertumbuhan droplet seiring

dengan bertambahnya waktu. Pertumbuhan secara kondensasi berlangsung hingga jari-

jari butir sekitar 20 µm (mason, 1971). Kesimpulannya adalah bahwa pada proses

kondensasi uap air di permukaan droplet, semakin besar ukuran droplet maka laju

pertumbuhannya akan semakin lambat. r (dr/dt)=C maka dr/dt= C/ r, dimana c adalah

konstanta.

2.5 Pertumbuhan Awan melalui Penumbukan dan Penyatuan

Tumbukan antar butir air dalam proses pembentukan awan dapat terjadi karena

adanya perbedaan respon butir terhadap gaya gravitasi, elektrik atau aerodinamik. Gaya

gravitasi merupakan gaya yang paling dominan dan paling cepat dalam menimbulkan

tumbukan antar butir. Tumbukan tidak selalu berakhir dengan penyatuan, namun setelah

penyatuan butir juga dapat terpental dan terpisah. Proses tumbukan dan penyatuan

bersifat stokastik.

14

Rasio antara jumlah tumbukan dan jumlah penggabungan disebut efisiensi

tumbukan atau merupakan rasio antara penampang tumbukan efektif 2y dengan

penampang tumbukan geometrik 2rR

Efisiensi tumbukan (E) : 2

2

rRy

: )(

2

rRy

Dimana X adalah jarak butir besar dan butir kecil, R kolektor dan r droplet.

Tidak semua tumbukan menghasilkan penyatuan maka dikenal efisiensi penyatuan (E’) yaitu rasio banyaknya penyatuan dari tumbukan yang terjadi. Hasil perkalian antara

E dan E’ adalah Efisiensi pengumpulan (Ē) yang menetukan pertumbuhan butir.

Anggaplah butir kolektor berjari-jari R dimana kecepatan terminal jatuhnya adalah

VR ketika di udara. Drop ini jatuh menumbuk droplet yang menyebar secara seragam

dengan ukuran jari-jari r dan kecepatan Vr dan laju penangkapan kolektor adalah sama

maka laju perubahan kolektor akibat tumbukan adalah:

MEVVRdtdm

rR

2

Dengan mensubtitusikan m= (4/3)πR3ρL dimana ρL adalah kerapatan air maka

persamaan tersebut dapat kita rumuskan (Wallace and Hobbs, 1977):

L

rR EMVVdtdR

4

Kita juga dapat merumuskan persamaan ini ke dalam bentuk perubahan ukuran

butir terhadap ketinggian. Jika terdapat kecepatan pengangkatan ke atas massa udara

(updraft, w) maka kecepatan akan berkurang dimana kecepatan kolektor akan menjadi VR

dan droplet akan menjadi VR maka perubahan ketinggian kolektor terhadap waktu adalah:

RVw

dtdz

RL

rR

VwEMVV

dzdt

dtdR

dzdR

14

maka dengan mengasumsikan butir yang ditumbuk sangat kecil dimana Vr=o dan

(R+r)≈R maka VR>>Vr dan Ē= E sehingga kita peroleh bahwa

15

_

L

E M4 ( )

R

R

VdRdz w V

Bila updraft diabaikan(w) maka persamaan akan berubah menjadi

L

_

4EM

dzdR

Jika jari-jari butir kolektor pada ketinggian z dia atas pnucak awan adalah RH dan Ro

pada dasar awan maka

dR

EVVwdzM

HR

R R

RL

H

0

40

H HR

R

R

RR

L

EdR

EVR

MH

0 0

4

Dari persamaan ini ketika butir air masih cukup kecil w>VR maka integral pertama

yang lebih mendominasi dari yang kedua artinya z dan RH akan meningkat sehingga

butir tumbuh melalui tumbukan dan akan bergerak ke atas. Akhirnya karena butir terus

bertumbuh VR menjadi lebih besar dari w dan nilai integral kedua menjadi lebih besar

dari nilai integral pertama. Z akan menurun dengan RH yang meningkat. Sehingga butir

akan jatuh dan ini akan berakhir melewati dasar awan dan tiba dipermukaan bumi sebagai

butir hujan. Beberapa butir berukuran besar (>1mm) akan pecah dan jatuh

Dari perumusan diatas maka terlihat bahwa kecepatan jatuh terminal memegang

peranan penting dalam proses pertumbuhan awan, kecepatan terminal merupakan

kecepatan butir relatif terhadap kecepatan udara dimana tercapainya kesetimbangan gaya

gesekan dan gaya gravitasi. Kecepatan ini sangat bergantung pada ukuran butir . Butiran

yang pecah ini mungkin saja pecah kembali, tumbuh atau juga dapat jatuh sebagai butir

hujan kembali. Oleh karena itu nilai kecepatan terminal dapat ditentukan dengan

perumusan sebagai berikut:

Untuk butir ukuran ≤ 40µm, u (kecepatan terminal) mengikuti hukum Stokes

dimana:

u= K1x r2 [K1 =1.19x106 cm-1s-1)

Untuk butir ukuran 40µm < r < 0.6 mm

u= K2x r [ K2=8.103 s-1]

Untuk butir ukran 0.6 mm< r < 2 mm

16

u= K3 r ½ [K3= 2.01x103 cm ½ s-1]

Jadi dapat disimpulkan bahwa pada proses pertumbuhan melalui tumbukan dan

penyatuan , laju pertumbuhan awan akan semakin tinggi jika r semakin besar begitu juga

sebaliknya.

17

III. Kesimpulan

Proses pembentukan awan merupakan suatu rangakaian proses yang rumit dan

melibatkan proses dinamik dan proses mikrofisik. Proses dinamik berhubungan dengan

pergerakan parsel udara yang membentuk suatu kondisi tertentu sehingga terbentuknya

awan. Proses mikrofisik adalah proses pembentukan butiran awan melalui kondensasi

uap dan tumbuh oleh interaksi antar individu.

Proses pembentukan awan melibatkan sejumlah persamaan yang menjelaskan

secara rinci apa dan bagaimana proses pembentukan dan pertumbuhan awan terjadi.

Selain ketersediaan uap air, inti kondensasi juga memiliki peranan penting dalam proses

pertumbuhan awan terutama inti yang bersifat higroskopis.

Selain inti kondensasi faktor lain yang mempengaruhi pertumbuhan awan adalah

tekanan uap butir. Tekanan ini dipengaruhi oleh efek kelengkungan (curvature effect) dan

bahan terlarut (solute effect). Jika radius suatu butir semakin besar maka efek

kelengkungan yang bekerja juga akan semakin tinggi akibatnya laju pertumbuhan awan

akan terhambat begitu pula sebaliknya. Konsep ini dijelaskan oleh persamaan Kelvin.

Sedangkan pengaruh bahan terlarut akan sangat membantu proses pertumbuhan awan

karena adanya bahan terlarut didalam butir akan mengurangi tekanan udara jenuh di

sekitar permukaan butir sehingga uap air akan bergerak ke butir sesuai dengan persamaan

Roult.

Pertumbuhan awan dibedakan menjadi pertumbuhan melalui kondensasi dan

pertumbuhan melalui tumbukan dan penyatuan. Pertumbuhan melalui proses kondensasi

melibatkan proses pertumbuhan melalui difusi seperti yang dijelaskan dalam hukum Fick

bahwa jika r (radius) makin kecil maka pertumbuhan awan akan lambat begitu juga

sebaliknya. Pada model pertumbuhan melalui tumbukan dan penyatuan , laju

pertumbuhan awan akan semakin tinggi jika r besar dan lambat jika r kecil. Semuanya

dapat di buktikan secara numerik.

Proses pertumbuhan awan merupakan suatu proses mikrofisik yang luar biasa.

Semuanya berjalan teratur dan membentuk siklus yang tidak pernah putus dan berhenti.

Proses-proses pertumbuhan awan ini tidak pernah terlepas dari proses fisika, kimia dan

biologis yang mempengaruhinya dan terus relevan dalam menjaga sistem keseimbangan

alam.

18

Daftar Pustaka Ahrens. 2007. Meteorology Today; An Introduction to Weather, Climate, and the

Environment. Thomson Brooks/Cole : USA

Knollenberg, R.G. 1981. Techniques for Probing Cloud Microstructure.pp: 15-91.In

:Hobss,P.V &A . Deepak (eds). Clouds: Their Formation Optical Properties and

Effect. Acad Press, Inc. New York.

Rogers, R.R. 1983. A short Course in Cloud Physic. 2nd ed. Pergamon Press. Oxford.

Twomey, S. 1977. Atmospheric Aerosol. Elsevier Scientific Publishing Company :

Amsterdam.

Wallace, John. M and Peter V. Hobbs. 1977. Atmospheric Science: An Introductory

Survey. Academic Press, Inc : New York.

WMO.1981. Compendium of Meteorology. Volume 1 part 2-Physical Meteorology

WMO-No. 364. Geneva.