1

1

Materi Kuliah Klimatologi Pertanian AET 103

SIKLUS HIDROLOGIPEMBENTUKAN AWAN & HUJAN

Disusun oleh:Dr. Agus Karyanto

Jurusan BDP FP UNILA

2

SI KLUS HI DROLOGIPendahuluan• Air dapat berbentuk CAIR, UAP (GAS), dan PADAT• Perubahan Air menjadi Uap membutuhkan energi. Panas

laten vaporisasi = jumlah energi yang dubutuhkan untukmenguapkan 1 g air pada suhu 20oC, yaitu sebesar 586 kalori.

• Panas laten fusi (peleburan) = jumlah energi yang dibutuhkanuntuk mencairkan es (1 g es pada 0oC sebesar 80 kal).

• Perubahan dari uap cair disebut kondensasi, akanmelepaskan energi setara dengan energi panas latenvaporisasi.

• Perubahan dari cair padat (membeku) juga melepaskanenergi

2

3

Evaporasi & Transpirasi

• Evaporasi = proses penguapan air dari permukaanbentangan air atau dari suatu bahan padat yang mengandungair. Sumber enrgi utama dari matahari. Laju evaporasi tgt darimasukan energi & kelembaban udara

• Transpirasi = penguapan air dari dari jaringan tumbuhanmelalui stomata. Jika tanah cukup air, sebagian besar air (95%) yang diserap akar akan ditranspirasikan tumbuhan.

• Evapotranspirasi = evaporasi + transpirasi• Evaporasi dan transpirasi akan menyebabkan bertambahnya

uap air di atmosfer.

4

Uap air • sumber presipitasi (hujan & salju)• ± 2% dari total volume atmosfir• bentuk cair (air), gas (uap), padat (es)

Siklus Hidrologi: siklus/daur air dlm berbagaibentuk; meliputi proses evaporasi (termasuktranspirasi), kondensasi, dan presipitasi air, termasuk juga proses transfer uap air, limpasan dan peresapan air tanah

3

5

Diagram SIKLUS HIDROLOGI

1

23

4

5

5

1. Evaporasi

2. Kondensasi

3. Perpindahan awan

4. Presipitasi

5. Aliran air mengikuti gravitasi

6

Siklus Hidrologi memerlukan energi panas &

kelembaban yang cukup.• Tropika basah: presipitasi (curah hujan) > evaporasi

(siklus aktif)• Gurun: energi berlebih tapi kelembaban kurang,

evaporasi (jika ada air) >> presipitasi (siklus pasif)• Pada 3 sabuk lintang bumi (40o-90o LU, 0o-10o LU

dan 30o-90o LS) presipitasi > evaporasi , sedangkandi sabuk yang lain (10o-40o LU dan 0o-30o LS) presipitasi < evaporasi.

• Untuk mencapai keseimbangan, harus ada transfer air (uap air) dan juga energi, i.e. melaui arus lautatau arus massa udara.

4

7

…/siklus hidrologi

• Pertukaran lengas juga terjadi antara daratan danlautan (via angin darat & angin laut). Angin laut lebihlembab & transfer massa air ke laut via aliranpermukaan.

• ± 20% dari prespitasi di daratan dikembalikan ke laut& sisanya 80% kembali ke atmosfer via penguapan.

• Karena daratan menerima presipitasi > evaporasi, maka kelebihan ini (22 000 km3 per tahun) dikembalikan ke laut via aliran permukaan.

8

Pembentukan Awan & Hujan

PENGEMBUNAN• Uap air hasil evapotranspirasi bergerak naik.

Naiknya udara yang mengandung uap air ke lapisanatas trofosfer dapat terjadi melalui 3 cara: (1) konveksi, (2) orografis, dan (3) frontal.

• Konvektif = naiknya udara yang mengandung uap air ke atasakibat proses pemuaian udara

• Orografis = naiknya udara yang mengandung uap air ke atasakibat adanya pegunungan atau bentangan alam yang tinggi

• Frontal = naiknya udara yang mengandung uap air ke atasakibat pertemuan arus udara panas dan arus udara dingin

5

9

Pengembunan

• Suhu udara di lapisan trofosfer akan menurundengan bertambahnya ketinggian. Jika udaradidinginkan, maka kapasitas udara untukmenampung uap air berkurang.

• Ingat bahwa, penurunan suhu dapat menyebabkanudara tak jenuh menjadi jenuh (RH = 100% atau ?e Suhu kritis ini disebut suhu titik embun.

• Jika udara didinginkan di bawah titik embun, uap air berubah titik air or partikel es.

• Jadi pengembunan ditentukan oleh RH & suhu. JikaRH tinggi hanya perlu sedikit penurunan suhu untukpengembunan, dan sebaliknya.

10

Cara pendinginanPendinginan untuk terjadinya kondensasi di alam dpt terjadi dgnbeberapa cara, yaitu:

1. Hilangnya panas via pancaran radiasi dari massa udaraakan menyebabkan udara menjadi dingin dan mengembun

2. Rambatan/sentuhan dengan permukaan yang dinginbiasanya menghasilkan embun

3. Pencampuran dua massa udara dengan suhu & kelembaban yang berbeda. Jika campuran ini mencapaisuhu titik embun akan terjadi awan atau kabut

4. Pendinginan adiabatik mengikuti pemuaian gelembungudara yang naik. Arus udara naik ini diakibatkan olehproses (a) KONVEKSI, (b) KONVERGENSI (FRONTAL), dan (c) OROGRAFIK. Pendinginan ini biasanyamenghasilkan awan.

6

11

Kabut dan Awan

• AWAN: kumpulan butiran air atau kristal es yang tersuspensi di udara pada ketinggian lebih dari 1 km dan dapat dilihat langsung dengan mata telanjang

• KABUT: kumpulan butiran air yang tersuspensi diudara dekat permukaan tanah di daerahpegunungan atau di sekitar danau pada pagi atausore hari.

12

Bentuk pengembunan minor

• Jika kondensasi terjadi di atas titik beku (0oC) pengembunan dalam status cair (embun, kabut, awan).

• Jika kondensasi terjadi di bawah 0oC, kondensasi terjadi dl btk kristal-kristal es (ibun putih, rime, salju dan awan dingin).

KABUT1. Kabut pancaran di daratan, dikenal sebagai kabut inversi

permukaan. Prasyaratnya al:– Inversi permukaan (dT/dz > 0) yg menahan kabut tidak

menghilang ke atas

– Langit cerah tak berawan sehingga pendinginan intensif– Angin lemah, yang akibatkan terjadinya pencampuran, shg

kabut bisa cukup tebal, tetapi tidak menghilangkan

7

13

Bentuk pengembunan minor ….

2. Kabut adveksi terjadikarena gerakan udara yang hangat dan lembab secarahorizontal ke arahpermukaan yang dingin. Kabut ini sering terjadi didhr pantai dan dhr tepibadan berair (danau) padasat terjadinya gradien suhuhorizontal yang besar.

14

AWANPembentukan awan dlm arus udara naika. Perubahan suhu secara adiabatik.

Akibat pemanasan, kantong udara akan bergerak naikmeninggalkan permukaan. Karena tekanan udara disekitarnyalebih rendah, maka kantong udara akan meregang danmengembang dalam perjalanannya naik. Dalam sistem ini tidakada penambahan dan pengurangan panas, tetapi mengalamipenurunan suhu. Proses perubahan suhu ini akibat dari prosesinternal disebut ADIABATIK.Bertambahnya volume udara yang naik (karena merenggang & mengembang) maka tumbukan antar molekul berkurang shg udaramenjadi dingin. Selain itu, untuk bergerak naik, massa udaramembutuhkan energi. Karena tidak ada penambahan energi dariluar maka energi diambil dari sistem itu sendiri. Akibatnya suhupada udara yang naik tersebut akan turun.

8

15

b. Laju penurunan suhu adiabatik• Sebelum mengalami pengembunan, laju penurunan suhu

adiabtik disebut laju penurunan suhu adiabatik keringatau disingkat DALR (Dry Adiabatic Lapse Rate). Lajupenurunan suhu udara ini konstan yaitu sebesar 9.8oC setiap naik 1 km. Sementara, laju penurunan suhulingkungan (ELR = Environmental Lapse Rate) selaluberubah menurut tempat dan waktu, rata-rata sebesar6.5oC per km.

• Ketinggian saat udara mulai mengembun membentuk awandisebut aras pengembunan yang merupakan dasar awan.

16

• Pada proses pengembunan maka panas laten yang dikandung uap air dilepaskan, jadi meski massa udara tetapnaik tetapi penurunan suhunya tidak sebesar pd DALR. Laju penurunan ini disebut penurunan suhu adiabatikjenuh atau SALR (Saturated Adiabatic Lapse Rate) yang besarnya sekitar 4.7oC per km.

• SALR besarnya tidak konstan. Semakin besar panas hasilkondensasi, semakin kecil laju penurunan suhunya.

• Setiap 1 kg embun yg dihasilkan akan melepaskan panas4350 kJ.

• Di daerah tropika basah, udara yang lembab & panas yang bergerak naik, menjadi dingin lebih lambat drpd udara didaerah kutub. (Di kutub, SALR hampir sama dgn DALR)

9

17

Stabilitas atmosfir & pembentukan awan

A

B

C E

D

F

Z1

Z2

Ket

ing

gia

n(k

m)

Suhu (oC)

AB = DALR, BC = SALR

AD = ELR pd kead tidak stabil mutlak

AE = ELR pd kead stabil

AF = ELR pd kead tidak stabil bersyarat

Z1 = aras kondensasi (pengembunan) dasar awan

Z2 = awal aras konveksi bebas

Perubahan suhu udara menurut ketinggian (dT/dz) padaberbagai kestabilan astmosfer.

DALR = dry adiabatic lapse rate

SALR = saturated adiabatic lapse rate

ELR = environmental lapse rate

18

Stabilitas Atmosfer

A. Keadaan Atmosfer “Tidak Stabil Mutlak”• Laju penurunan suhu lingkungan (ELR) > laju penurunan

suhu adiabatik kering (DALR) (lihat garis AD pd kurvasebelumnya).

• Suhu massa udara lbh hangat drpd suhu lingkungan shgmassa udara akan terus membumbung naik (awan vertikalatau KUMULI)

B. Keadaan Atmosfer “ Stabil Mutlak”• Terjadi jika ELR < DALR (lihat garis AE)• Suhu udara lbh dingin drpd suhu lingkungan, shg tidak terjadi

gerakan naik pd kantong udara, akan menghasilkan awanbentuk STRATI.

10

19

C. Keadaan Atmosfer “Tidak Stabil Bersyarat”• Laju penurunan suhu lingkungan (ELR) lbh kecil drpd laju

penurunan suhu adiabatik kering (DALR) tetapi lebih besardari laju penurunan adiabatik jenuh (SALR< ELR< DALR digambarkan pd garis AF).

• Massa udara naik sampai Z1 (aras kondensasi), bila terusnaik sampai Z2 (aras konveksi bebas). Stlh melewatiketinggian Z2 suhu paket udara > suhu atmosfer shg lbhringan dan terus naik.

• Awan STRATI terbentuk di bawah ketinggian Z2 dan di atasZ2 akan terbentuk awan KUMULI.

D. Keadaan Atmosfer “ Netral”• Terjadi jika ELR = DALR. Apabila tak ada mekanisme

pengangkatan paket udara, maka udara tak akan naik atauturun, karena suhu paket udara = suhu lingkungan.

20

• Stable Conditions• Clouds in layers • Stratus type clouds • Low clouds

• Unstable Conditions• Clouds growing vertically • Little or no clouds • Cumulus type clouds

11

21

A. Tipe Awan menurut BENTUKNYA

1. Tipe STRATUS: bentuk pipih, warna abu-abu.2. Tipe CUMULUS berbetuk dasar yang rata & bagian atasnya

mirip kubis bunga (cauliflower). 3. Tipe CIRRUS berwarna putih, tipis, berserat, dan terdiri dari

kristal es.

stratus cirruscumulus

22

B. Tipe Awanmenurut penyebarannya secara vertikal

1. Awan Tinggi (> 6000 m): putih transparan, kristal es. Contoh: Cirrus, cirrostratus, cirrocumulus

2. Awan Sedang (2000 – 6000 m): campuran titik air & kristales. Contoh: altocumulus & altostratus

3. Awan Rendah (< 2000 m), terdiri dari: stratus, stratocumulus, nimbosratus (storm clouds).

4. Awan yang berkembang vertikal, misalnya: cumulus, cumulonimbus, & altostratus.

12

23

Awan tinggi (> 6000 m, terdiri dari kristal es, putih transparan)1. Cirrus: halus seperti bulu, struktur berserat, sering seperti

pita melengkung2. Cirrostratus: seperti kelambu putih halus, berwarna pucat,

sering menimbulkan lingkaran pada matahari dan bulan3. Cirrocumulus: seperti kumpulan bulu domba

Awan sedang (2000-6000 m, campuran titik-titik air dan kristales)

1. Altocumulus: sekumpulan awan berbentuk bulat, tersusundalam pola baris, grup atau gelombang. Berwarna putih, pucat terdiri dari beberapa bagian yang agak abu-abu

2. Altostratus: seperti selendang yang tebal, berserat, berwarna ke abu-abuan

24

Awan rendah ( < 2000 m dpl)1. Stratus: melebar seperti kabut, seringkali berasal dari kabut

yang naik. Hujan dari awan ini biasanya ringan (rintik-rintik)2. Stratocumulus: berbentuk seperti gelombang lautan. Langit

yang berwarna biru sering masih nampak diantara awan ini.3. Nimbostratus: lapisan awan tebal dengan bentuk yang tidak

teratur. Disebut juga “storm clouds” karena seringmenimbulkan banyak hujan.

Awan yang berkembang vertikal (dihasilkan dari massa udarayang hangat dan lembab)

1. Cumulus: seperti kubah dengan dasar vertikal. Biasaterbentuk pada siang hari dalam udara yang bergerak naik. Bagian yang berhadapan dengan matahari berwarna terangdan sebaliknya kelabu.

13

25

2. Cumulonimbus: berwarna putih, pucat dan abu-abu. Awanini bervolume sangat besar, berbentuk seperti menara, kadang-kadang puncaknya melebar. Awan inimenghasilkan hujan disertai kilat dan guntur serta badai, kadang disertai salju dan hail (es).

3. Altostratus: seperti selendang yang tebal, berserat, berwarna keabu-abuan.

Note: ada juga awan yang terbentuk pd lapisan atmosfer yang lebih tinggi, misalnya awan nacreous (32 km) & awannoctilucent (80 km).

26

stratus stratocumulus

nimbostratus cumulus

Foto jenis Awan

14

27

altostratus altocumulus

Foto jenis Awan

cumulonimbus cirrus

28

Pertumbuhan (pembentukan butir) hujan

1. Teori Bergeron (teori kristal es).Berlaku untuk awan dingin (< 0oC) yang terdiri dari kristal esdan air sangat dingin. Butiran hujan berasal dari kristal esyang mencair. Kristal es (salju) terbentuk pada awan tinggiakibat deposisi uap air pada inti kondensasi. Perbedaantekanan uap di sekitar butir-butir air dan di sekiltar partikeles (eair > ees) mengakibatkan butir air mengembun di sekitarpartikel es. Akibat pengembunan, kristal es membesar, danjika berat butir air ini telah melampaui daya dorong udara keatas (arus naik) maka akan jatuh akibat adanya gayagravitasi. Dalam perjalanan menuju permukaan bumi, kristales akan melewati udara yang panas sehingga mencairmenjadi butiran air hujan. Pembentukan butir hujan sepertiini sering terjadi pada awan cumulus yang tumbuh menjadicumulonimbus, dengan puncak awan berada di bawah titikbeku.

15

29

…../Pertumbuhan (pembentukan butir) hujan

2. Teori Tumbukan & Penyatuan. Pembentukan butir hujan ini tanpa adanya kristal es, hanyadari butir-butir air saja. Butir yang lbh besar memilikikecepatan jatuh yg lebh besar drpd butir kecil. Tumbukanantar butir yang disertai penyatuan menyebabkan butirbertambah besar & berat shg mampu melawan dayaangkat udara dan jatuh sbg hujan. Laju pertumbuhan awanmelalui proses tumbukan & penyatuan ini lbh besar dari lajupertumbuhan dgn kondensasi. Proses ini tidak hanyaterjadi di dhr tropika, tetapi juga di lintang menengahdengan hadirnya massa udara tropis di musim panas padaawan sedang/rendah.

30

Tipe PRESIPITASI

1. Hujan Konvektif. Dihasilkan dari naiknya udara akibat pamanasan permuakan(bukan karena paksaan menaiki bukit atau karena pertemuandua massa udara- front atau konvergensi). Naiknya sel-selarus lokal yang hangat dan lembab akan membentuk awantipe cumuli atau berkembang menjadi cumulonimbus.

Hujan konvektif ditandai oleh hal-hal berikut:a. Terpencar-pencar (hujan lokal) pd luasan relatif sempt (20-50

km2). Sering menimbulkan kilat & guntur, kadang jugadisertai hail (bola-bola es berdiameter 5-50 mm).

b. Banyak hujan konveksi bersiklus musiman & harian ygberhub dg pemanasan radiasi surya. Terjadi pd waktupemanasan maksimum & kondisi atmosfer tidak stabil. Air hujan banyak menjadi aliran permukaan & menimbulkanerosi.

16

31

2. Hujan Orografik

• Dihasilkan dari naiknya udara lembab secara paksa olehdataran tinggi atau pegunungan. Curah hujan tahunan di dtrntinggi umumnya lbh tinggi drpd dtrn rendah sekitarnya, terutama pada arah hadap angin.

• Pengaruh dataran tinggi pd peningkatan curah hujanterutama adalah memberi dorongan (paksaan) udara naik. Pengaruh lain yang tidak langsung adalah:a. menghasilkan turbulensi alamiah yang kuat baik mekanik maupun

konvektif karena melewati permukaan kasap.b. merupakan penghalang & memperlambat gerakan depresi (badai

siklon)c. menimbulkan konvergensi pd arus udara horizontal krn melewati

lembah yang menyerupai cerobong.d. memicu udara naik sbg awal ketidak-stabilan.

32

Hujan Gangguan

a. Hujan siklonik. Disebabkan oleh gerakan udara naik dalamskala besar yang berasosiasi dengan sistem pusat tekananrendah (siklon). Gerakan udara naik biasanya perlahansehingga tersebar luas. Hujan agak lebat, waktu agak lama & pd dhr yang cukup luas. Jika arus konveksi kuat (depresi, atmosfer tidak stabil) akan terjadi hujan lebat.

b. Hujan frontal. Hujan yang diakibatkan pertemuan front panasdan front dingin. Terjadi di lintang menengah akibat dr naiknyamassa udara yang mengalami kovergensi, atmosfer menjaditidak stabil & udara yang naik akan menghasilkan awan. Hujantidak terlalu lebat tapi berlangsung lama (awan stratus), tp jikaterbentuk awan cumulus maka dpt terjadi hujan lebat.

17

33

Hujan konvektif (kiri)

Hujan orografik/relief (kiribawah)

Hujan frontal (kanan bawah)

34

Pola curah hujan di Indonesia• Dipengaruhi adanya dua samudera, Pasifik & Indonesia, dan

adanya dua benua, Asia & Australia.• Arah angin sangat penting peranannya dalam

mempengaruhi pola curah hujan. • Bulan Oktober s/d Maret bertiup angin monsoon timur laut

yang menyebabkan hujan karena banyak mengandung uapair (musim hujan di Indoensia). Bulan April s/d September angin dari arah tenggara, sedikit mengandung uap air tidak hujan (musim kemarau).

• Secara lokal, adanya pegunungan juga mempengaruhi polacurah hujan di Indonesia, adanya pegunungan Bukit Barisanmenyebabkan pantai barat Sumatera lebih banyak hujandibanding sebelah timur. Kota Bogor dikelilingi oleh gunungSalak, Gede, Pangrango, sehingga banyak hujan (dikenalsebagai kota Hujan)

18

35

Pengamatan & Pengolahan data hujan

• Curah hujan dibatasi sebagai tinggi air hujan (dalam mm) yang diterima permukaan bumi sebelum mengalami aliranpermukaan, evaporasi, dan peresapan ke dalam tanah.

• Menurut BMG, jumlah hari hujan dihitung jika curah hujan 0,5 mm atau lebih. Intensitas hujan = S CH/waktu.

• Pengamatan data hujan meliputi CH, S hari hujan, danintensitas hujan.

• Peralatan: manual samai otomatis• Tipe observatorium disebut juga ombrometer; alat baku

dengan mulut penakar seluas 200 cm2 dan dipasang padaketinggian mulut penakar 1,2 m dari permukaan tanah. Data dari ombrometer adalah CH harian dan diukur secara manual. Jika tertampung air hujan sebanyak 200 cm3 maka besarnyacurah hujan hari itu adalah 10 mm (200 cm3/200 cm2).

36

Jumlah presipitasiWhen classified according to amount of precipitation, rain can be

divided into:

1. very light rain — when the precipitation rate is < 0.25 mm/hour

2. light rain — when the precipitation rate is between 0.25 mm/hour - 1.0mm/hour

3. moderate rain — when the precipitation rate is between 1.0 mm/hour - 4.0mm/hour

4. heavy rain — when the precipitation rate is between 4.0 mm/hour - 16.0mm/hour

5. very heavy rain — when the precipitation rate is between 16.0 mm/hour - 50mm/hour

6. extreme rain — when the precipitation rate is > 50.0 mm/hour

19

37

• Tipe pencatat Otomatis memiliki keuntungan lebih yaitu:> waktu terjadinya hujan dapat diketahui> intensitas setiap kejadian hujan dapat dihitung> dapat disimpan secara otomatis (data logger)

Pengolahan Data• CH harian, mingguan, bulanan, musiman maupun tahunan

didapatkan dengan menjumlah CH harian hasil pengukuransesuai dengan periode waktu tersebut.

• Untuk mengetahui rata-rata CH suatu wilayah diperlukandata CH dari beberapa stasiun yang berada pada wilayahtersebut. Data dari beberapa staisun pengamatan dirata-ratakan dengan rata-rata aritmatik, rata-rata berbobot(poligon Thiessen) atau rata-rata menurut isohyet (dariluasan sub wilayah). Isohyet adalah garis yang menghubungkan tempat-tempat yang menerima CH yang sama