I. A.

PENDAHULUAN

PENGERTIAN DAN RUANG LINGKUP KLIMATOLOGI Beberapa hal yang berhubungan dengan udara telah diketahui dengan baik. Sebagian pengetahuan tentang udara tersebut mungkin lebih sejuk diperoleh dari pengalaman langsung dalam kehidupan sehari-hari, misalnya udara dibawah tajuk pohon yang rindang akan terasa dibandingkan udara di tempat terbuka, udara pada waktu tengah hari lebih panas dan cahaya matahari lebih terik dibandingkan pada pagi atau sore hari, awan yang tebal merupakan pertanda akan turun hujan, atau berbagai fenomena udara lainnya. Udara mempunyai sifat yang sangat dinamis. Suhu dan kelembaban udara akan berubah dari waktu ke waktu. Intensitas cahaya yang diteruskan ke permukaan bumi setelah melalui lapisan atmosfer akan pula selalu berubah, tergantung keadaan penyebaran dan ketebalan awan. Demikian pula halnya dengan kecepatan dan arah angin. Kondisi atmosfer yang dinamis, berubah-ubah dalam waktu singkat (dalam jam atau hari) ini disebut cuaca. Suhu udara rata-rata juga berbeda dari tempat yang satu dengan tempat lainnya. Sebagai contoh, umumnya suhu udara akan semakin rendah pada tempat yang lebih tinggi. Suhu rata-rata akan pula lebih rendah pada lokasi yang jauh dari Garis Ekuator dibandingkan dengan lokasi disekitar Garis Ekuator. Jadi terdapat gradasi suhu secara vertikal dan horizontal. Panjang hari relatif tetap sepanjang tahun pada daerah tropis, wilayah sekitar Garis Ekuator, tetapi akan berfluktuasi secara nyata untuk tempat-tempat yang jauh dari Garis Ekuator. Ekuator, fluktuasinya akan semakin besar. Suhu rata-rata yang lebih rendah pada tempat yang lebih tinggi atau jauh dari ekuator merupakan fakta yang hampir selalu dapat dibuktikan. Demikian pula halnya dengan fluktuasi panjang hari sebagaimana diuraikan di atas. Hal ini merupakan cuaca pada suatu wilayah yang didasarkan atas -1Semakin jauh dari Garis

data yang terkumpul selama kurun waktu yang lama (sekitar 30 tahun) disebut iklim. Berdasarkan perbedaan karakteristik cuaca antar-wilayah dari muka bumi, maka ahli-ahli klimatologi membuat klasifikasi iklim, membagi daratan bumi menjadi beberapa zona iklim misalnya zona iklim tropika basah yang karakteristik utamanya adalah curah hujan tinggi, kelembaban udara tinggi, dan suhu rata-rata yang juga tinggi. Kelembaban udara, curah hujan (intensitas dan distribusinya), dan angin (kecepatan dan arahnya) juga akan bervariasi antar wilayah. Cahaya, suhu, kelembaban udara, curah hujan, dan iklim ini merupakan unsur-unsur iklim. Akan tetapi dalam klasifikasi iklim yang umum dilakukan adalah hanya dengan menggunakan data variasi untuk unsur-unsur iklim yang dominan, artinya unsur iklim yang mempunyai keragaman yang nyata (jelas) dan mempunyai pegaruh yang penting terhadap proses kehidupan manusia, hewan, atau tumbuhan. Jumlah unsur iklim yang dijadikan dasar klasifikasi dapat hanya satu, dua, atau lebih. Iklim merupakan salah satu faktor (selain) yang akan mempengaruhi distribusi tumbuhan. Wilayah dengan kondisi iklim tertentu akan didominasi oleh species-species tumbuhan tertentu, yakni species tumbuhan yang dapat beradaptasi dengan baik pada kondisi iklim tersebut. Berdasarkan keterkaitan yang erat antara kondisi iklim dengan species tumbuhan yang dominan pada suatu wilayah, beberapa ahli membuat klasifikasi iklim berdasarkan jenis tumbuhan yang dominan (beradaptasi baik) pada wilayah tersebut. Aspek-aspek yang diuraikan di atas merupakan topik-topik yang relevan untuk dikaji dalam klimatologi maupun meteorologi. Yang membedakan antara klimatologi dengan meteorologi adalah pokok bahasan yang menjadi fokus kajian dari kedua cabang ilmu tentang atmosfer ini. Meteorologi menelaah tentang proses atau gejala fisika yang berlangsung secara dinamis pada lapisan atmosfer bumi; sedangkan klimatologi menelaah tentang karakteristik iklim antar wilayah. -2Dengan demikian,

meteorologi lebih ditekankan pada perubahan-perubahan kondisi atmosfer

yang terjadi dalam waktu singkat, misalnya fluktuasi harian unsur-unsur iklim; sedangkan klimatologi lebih ditekankan pada azas rata-rata dari unsur-unsur iklim yang menjadi ciri dari suatu wilayah. Informasi klimatologi dapat digunakan sebagai penduga keadaan suhu, kelembaban udara, intensitas cahaya, curah hujan dan angin pada suatu wilayah pada waktu tertentu.

A.

MANFAAT KLIMATOLOGI Iklim akan mempengaruhi berbagai aspek kehidupan manusia dan organisme lain yang hidup di muka bumi. Oleh sebab itu, pengetahuan tentang iklim sangat dibutuhkan. Dalam kehidupan sehari-hari, iklim akan menjadi bahan pertimbangan dalam rancang bangun bangunan hunian atau konstruksi bangunan fisik lainnya, bahan dan desain pakaian, jenis dan porsi pangan yang dikonsumsi, dan ragam aktivitas sosial budaya yang dilakukan penduduk. Iklim juga akan mempengaruhi jenis tanaman yang sesuai untuk dibudidayakan pada suatu kawasan, penjadwalan budidaya pertanian, dan teknik budidaya yang dilakukan petani. Pengetahuan tentang iklim sangat penting artinya dalam sektor pertanian. Keeratan hubungan klimatologi dan meteorologi dengan ilmu pertanian tercermin dengan berkembangnya cabang klimatologi dan meteorologi yang khusus dikaitkan dengan kegiatan pertanian, yang disebut sebagai klimatologi pertanian atau meteorologi pertanian. Kebijakan untuk menghemat bahan bakar fosil melalui pengurangan pemakaiannya dalam aktivitas rumah tangga dan kantor menjadikan pengetahuan tentang iklim menjadi semakin penting dalam membuat rancangan bangunan fisik. Untuk memanfaatkan energi matahari secara yang mungkin efisien perlu diketahui dengan persis posisi dan pergeseran garis edar matahari, sifat fisika cahaya, dan total energi matahari diterima. -3-

Data iklim tentang kecepatan dan arah angin, keadaan awan, kabut, dan curah hujan, akan penting sekali artinya dalam dunia penerbangan sebagai faktor yang harus dipertimbangkan dalam pengaturan jadwal penerbangan untuk meningkatkan keselamatan penumpang. pelayaran juga membutuhkan data iklim yang serupa. perlu diketahui karena akan mempengaruhi terbentuk. besarnya Kegiatan yang Kecepatan angin ombak

PR. Kasus 1. Seorang mahasiswa ingin meneliti perbedaan suhu, kelembaban, dan unsur-unsur iklim lainnya antara tempat di bawah kanopi (tajuk) berbagai jenis pohon dengan pada tempat terbuka. Pengukuran dilakukan pada saat tengah hari selama satu minggu. beri alasan (argumen saudara). Kasus 2 Berdasarkan data unsur-unsur iklim yang telah berhasil dikumpulkan selama lebih kurang 30 tahun pada beberapa stasiun pengamatan dalam suatu satuan wilayah tertentu, seorang pakar melakukan pemetaan zonasi iklim untuk wilayah tersebut. Pekerjaan yangdilakukan oleh pakar ini lebih trepat dikategorikan sebagai kegiatan Klimatologi atau Meteoroli? Jelaskan dan beri alasan ( argumen saudara). Kasus 3 Pembangunan kampus baru Perguruan Tinggi Gajah Putih dilokasi yang semula berupa berupa hutan sekunder diduga akan berpengaruh terhadap unsur-unsur iklim pada kawasan setempat. Sekelompok staf akademik pada lembaga tersebut tertarik untuk memantau perubahan unsur-unsur iklim yang terjadi secara rutin dari tahun ke tahun, mulai dari -4Penelitian mahasiswa ini lebih tepat dikategorikan sebagai penelitian Klimatologi atau meteorolgi ? jelaskan dan

sebelum kampus dibangun, selama kampus dibangun, setelah kampus selesai dibangun, dan setelah kawasan sekitarnya juga ikut berkembang. Pemantauan ini direncanakan berlangsung selama kurun waktu lebih dari 10 tahun. saudara). Kasus 4. Aktivitas manusia dapat mempengaruhi unsur-unsur iklim, misalnya kegiatan industri dan perkembangan kawasan perkotaan (misalnya kendaraan bermotor semakin banyak). Perubahan yang ditimbulkan ini menyebabkan zonasi iklim yang semula dibuat, perlu dimodifikasi. Kegiatan untuk memodifikasi zonasi iklim ini lebih tepat disebut kegiatan klimatologi atau meteorolgi ? Kasus 5. Sebuah tim ahli ingin menggambar garis isoterm (garis yang menghubungkan tempat-tempat dengan suhu udara yang sama) pada suatu wilayah perkotaan. Di dalam wilayah kota ini terdapat pusat kegiatan ekonomi (sesak oleh bangunan bertingkat dan miskin vegetasi) dan terdapat pula taman kota yang luas. Garis-garis isoterm dibuat untuk tiap perbedaan 0,50

Kegiatan pemantauan ini lebih tepat dikategorikan sebagai

penelitian klimatologi atau meteorologi ? Jelaskan dan beri alasan (argumen

C. Pekerjaan yang dilakukan oleh tim ini adalah pekerjaan

dalam lingkup klimatologi atau meteorolgi?.

II. B. Pengertian Atmosfer

ATMOSFER BUMI

Planet bumi dapat dibagi menjadi 4 bagian, yakni bagian padat (lithosfer) yang terdiri dari tanah dan batuan; bagian cair (hidrosfer) yang terdiri dari berbagai bentuk ekosistem perairan seperti laut, danau , dan sungai;

-5-

bagian udara (atmosfer) yang menyelimuti seluruh permukaan bumi; dan bagian yang ditempati oleh berbagai jenis organisme (biosfer). Keempat komponen tersebut berinteraksi seara aktif satu sama lain, misalnya dalam siklus biogeokimia dari berbagai unsur kimia yang ada di bumi, proses transfer panas, dan perpindahan materi padat. Dalam proses-proses ini, keempat komponen ini berperan sama pentingnya, tetapi jika pembahasan ditinjau dari sudut pandang klimatologi, maka atmosfer akan ditempatkan sebagai titik sentral. Lapisan atmosfer yang menyelimuti bumi mempunyai ketebalan yang sulit untuk ditetapkan secara pasti, bukan karena tebalnya lapisan atmosfer tersebut sehingga sulit diukur, tetapi disebabkan oleh batas antara lapisan atmosfer bumi dengan angkasa luar (auter space) yang tidak jelas. Sebagian besar ahli ilmu iklim menyepakati bahwa ketebalan lapisan atmosfer adalah lebih dari 650 km.

C. Sifat Atmosfer Atmosfer merupakan selimut gas tebal yang secara menyeluruh menutupi bumi. Udara merupakan suatu benda yang tidak berwarna, Ia mudah bergerak, dapat ditekan, dapat menghasilkan (mengeluarkan) gelombangIa merupakan benda yang transparan untuk tidak berbau, tidak dapat dirasakan dan tidak dapat diraba, kecuali jika ia bergerak sebagai angin. berkembang dan dapat gelombang bertekanan.

beberapa bentuk radiasi. Meskipun udara tidak seberat tanah dan air, akan tetapi ia mempunyai berat dan dapat memberikan tekanan, tetapi oleh karena dapat diterkan berat jenisnya turun secara cepat dengan makin tingginya tempat. sekitar 56 x 1014 ton. sampai 30 km (20 mil). Jumlah berat seluruh atmosfer telah dihitung Sekitar separuh dari berat ini berada di bawah

6.000 m (18.000 kaki) dan lebih dari 99 % berada dalam ketinggian

-6-

Untunglah, bahwa udara memberikan tahanan jika suatu benda melewatinya, sehingga pergeseran yang terjadi jika meteor masuk ke bagian luar atmosfer akan menyebabkan terjadinya panas yang cukup banyak sehingga menghancurkan mereka sebelum mereka sampai ke permukaan bumi. Tanpa atmosfer tidak ada kehidupan dan tidak akan terjadi awan, angin dan tidak ada cuaca. Di samping sangat penting untuk kehidupan dan sebagai media untuk proses cuaca, udara bekerja sebagai selimut yang melindungi bumi terhadap tenaga penuh dari matahari pada waktu siang hari dan menghalangi hilangnya panas yang berlebihan pada malam hari. Jika seandainya tidak ada atmosfer suhu bumi akan meningkat menjadi 93,3 0C pada siang hari dan turun menjadi kira-kira -148,9o C pada malam hari.

Asal Atmosfer Bumi Suatu kejelasan yang masuk akal tentang terjadinya atmosfer sebagian berdasar pada pengkajian atas atmosfer planet dari tata surya. Unsur-unsur yang menyusun atmosfer bumi nampak langka di tempat lain di alam raya ini. Benda-benda di daerah atmosfer bagian luar sebagian besar terdiri atas dua unsur yang paling ringan yaitu hidrogen dan helium, tetapi unsur-unsur ini sangat jarang dijumpai dalam udara dekat permukaan bumi. Barangkali keadaan ini berkembang dalam beberapa eon umur geologi di mana selama itu terjadi perubahan perubahan perlahan-lahan yang menghasilkan litosfer dan hidrosfer sekarang ini. Dalam permulaan pembentukan planet dari gas-gas kosmis, adanya gravitasi lemah menyebabkan gas-gas ringan seperti hidrogen dan helium lepas ke ruang angkasa. Bahkan gas-gas yang terdapat dalam atmosfer sekarang ini mungkin bukan merupakan sisa langsung dari pembentukan awal planet. Malahan mungkin merupakan atmosfer kedua yang tersusun dari letusan gunung berapi, sumber air panas atau hasil pemecahan kimia benda padat, dan kemudian sumbangan dari -7-

vegetasi. Titik-titik terang terhadap stabilisasi atmosfer seperti keadaan sekarang ini selama periode kambrium kira-kira 500 juta tahun lalu. Pada akhirnya intraksi tanah, udara, tanaman dan binatang secara tetap menggunakan dan memperbarui atmosfer. Sebagai contoh pelapukan batuan, pembakaran bahan bakar, pembusukan tanaman-tanaman dan pernapasan binatang semuanya menggunakan oksigen dan melepaskan karbon dioksida. Nitrogen mengikuti siklus rumit melalui aktivitas bakteri dalam tanah, jaringan tanaman, proses organik dalam pembusukan, dan kembali ke udara. kimia dalam Tanaman-tanaman, binatang, bakteri dan interaksi dan air semuanya membantu memelihara tanah

keseimbangan yang rumit antara tanah, air, kehidupan dan udara.

Susunan Atmosfer. Udara merupakan campuran gas secara mekanika dan bukan susunan kimia. Ia sangat mudah ditekan, sehingga pada lapisan bawah jauh lebih padat daripada yang diatas, sebagai contoh rata-rata berat jenis turun sekitar 1,2 kg/m3 pada permukaan dan 0,7 kg/m3 pada ketinggian 5.000 m, ini merupakan batas habitat mahkluk hidup. Meskipun atmosfer disusun oleh berbagai gas, empat diantaranya yaitu : Nitrogen, Oksigen, Carbon dioksida dan Uap air menempati 99,997 % volume atmosfer pada ketinggian sampai 90 km. Observasi dengan menggunakan roket, memperlihatkan bahwa gas-gas dalam atmosfer bercampur dengan perbandingan konstan sampai paling sedikit ketinggian 50 km dan sebagai contoh, oksigen atmosfer yang diambil pada permukaan tidak menunjukan variasi yang nyata di seluruh permukaan bumi. Daftar 2.1 memberikan suatu gambaran rata-rata susunan udara kering. Susunan rata-rata atmosfer kering di bawah 25 km Macam gas Nitrogen Simbol N2 -8Volume % Berat Molekul 28,02

(udara kering) 78,08

Oksigen Argon*+ Karbon dioksida Neon** Helium*+ Ozon** Hidrogen Kripton + Xenon* Methan **

O2 Ar CO2 Ne He O3 H Kr Xe Me

20,94 0,93 0,03 0,0018 0,0005 0,00006 0,00005 sangat kecil sda sda

32,00 39,88 44,00 20,18 4,00 48,00 2,02 -

= hasil perombakan kalium dan uranium; = gabungan ulang oksigen; = gas sangat lemah.

+

Di antara gas-gas yang terkandung pada lapisan atmosfer tersebut, karbon dioksida dan uap air terkandung dalam dalam konsentrasi yang bervariasi dari termpat ketempat, dan dari waktu ke waktu untuk uap air. Pembakaran bahan bakar fosil yang berlangsung pad berbagai kegiatan industri dan kendaraan bermotor telah menyebabkan peningkatan konstrasi CO2 di atmosfer terutama setelah abad ke 20. dapat dilihat pada gambar berikut Peningkatan emisis CO2 global dari bahan bakar fosil antara tahun 1860sampai 1984

6 5 4 3 -9-

2 1 0

! ! 1900 ! ! ! !!

1860 1880

1920 1940 1960 1980 1984

Gambar . Emisi CO2 Global antara Tahun 1860 sampai 1984 Akibat berbagai aktivitas manusia, terutama di negara-negara industri, konsentrasi berbagai gas di atmosfer meningkat. Beberapa jenis gas tersebut dapat mengganggu kesehatan, misalnya belerang dioksida (SO2), nitrogen dioksida (NO2), karbon monoksida (CO), dan ozon (O3). Gas-gas ini disebut sebagai gas pencemar atmosfer. Ozon dapat bermanfaat bagi kehidupan, tetapi juga dapat mengganggu kesehatan, tergantung dimana ozon tersebut terakumulasi. Ozon yang terdapat pada ketinggian lebih dari 10 km dari permukaan bumi berperan penting dalam mengurangi cahaya ultraviolet yang sampai ke permukaan bumi sehingga mengurangi resiko kanker kulit dan pemansan yang berlebihan pada permukaan bumi. Akan tetapi jika ozon tersebut berada dekat permukaan bumi, maka gas ini dapat mengganggu pernapasan, perih di mata, radang hidung dan tenggorokan, juga dapat merusak tanaman dan vegetasi lainnya. Ozon dapat terbentuk dari reaksi kimia antara nitrogen oksida dengan senyawa organik volatil (gampang penguap) jika terkena oksigen dan cahaya. Senyawa lain yang mencemari atmosfer dan merupakan akibat aktivitas manusia adalah khlorofluorokarbon (chlorofluorocarbon, sehingga disingkat CFC). Senyawa ini diyakini sebagai penyebab utama menipisnya lapisan ozon pada stratosfer bumi. Selain CFC gas lain yang diperkirakan ikut berperan dalam merusak lapisan ozon adalah karbon dioksida, nitrogen oksida dan metan. - 10 -

Variasi Atas Dasar Ketinggian Gas-gas yang lebih ringan (Hidrogen dan Helium), diperkirakan sangat berlebihan terdapat di atmosfer bagian atas, akan tetapi adanya percampuran turbulensi dalam sekala yang besar dalam atmosfer menghalangi pemisahan yang begitu tegas bahkan sampai ketinggian berpuluh-puluh kilometer di atas permukaan tanah. Variasi atas dasar ketinggian ini berhubungan erat dengan lokasi sumber dua macam gas yang tidak dapat permanen di atmosfer, yaitu uap air dan ozon. Oleh karena dua macam benda ini banyak menyerap panas baik yang datang dari matahari maupun yang datang dari bumi, penganggaran panas dan struktur temperatur ke arah atas atmosfer dipengaruhi oleh distribusi dua gas ini. Uap air menempati 4 % volume atmosfer (paling besar A), pada

dekat dengan permukaan, akan tetapi hampir tidak ada lagi pada ketinggian antara 10 sampai dengan 12 km di atas permukaan tanah. Uap air ini berasal dari penguapan dari muka air, atau transpirasi dari tanaman yang kemudian dibawa ke atas oleh adanya turbulensi atmosfer. Turbulensi sangat efektif pada daerah sampai ketinggian 10 km dalam atmosfer, oleh karena jumlah uap air yang terdapat dalam udara itu dimana saja akan kecil kalau temperaturnya rendah, dan oleh karena makin tinggi tempatnya temperatur udara makin rendah maka ini semua menyebabkan jumlah uap air itu ke atas makin rendah. Bagian km (O2 atas atmosfer kena sinar ultraviolet dari matahari Ozon yang terdapat paling banyak terutama pada ketinggian antara 15 35 km. menyebabkan pemecahan molekul oksigen pada lapisan antara 80 100 O + O). Atom yang terpisah ini kemudian secara sendirisendiri bergabung dengan molekul oksigen yang lain dan menjadi ozon. O2 + O + M O3 + M

- 11 -

M

merupakan energi dan keseimbangan momentum sebagai akibat

tabrakan dengan atom atau molekul ketiga. Tabrakan antara tiga benda sangat jarang pada ketinggian antara 80 100 km sebab adanya kerapatan atmosfer yang sangat rendah, sedangkan pada ketingian di bawah 35 km sebagian besar sinar ultraviolet yang datang dari matahari telah diserap di bagian atas atmosfer. Oleh karena itu ozon terutama dibentuk pada lapisan antara 39 60 km, dimana tabrakan antara o2 dan O lebih sering terjadi. Ozon sendiri merupakan zarah yang tidak stabil, dan ia dapat dirusakkan oleh tabrakan dengan atom oksigen tinggal membentuk oksigen kembali (O3 + O adanya aksi radiasi kepadanya. Metamorfosis yang tetap dari oksigen menjadi ozon dan dari ozon kembali menjadi oksigen dalam proses fotokimia memelihara keseimbangan di atas kira-kira 40 km, tetapi rasio pencampuran ozon tertinggi pada ketinggian 35 km, dan kerapatan ozon tertinggi terjadi agak kebawah antara 20 25 km. Ini sebagai kesudahan sebagian mekanisme sirkulasi yang memungkinkan terjadinya akumulasi ozon. Walaupun demikian perlu kiranya disadari bahwa selain kepentingan lapisan ozon, jika atmosfer ini ditekan sampai kedudukan seperti keadaan di atas permukaan laut (tekanan dan temperaturnya), ozon ini hanya menempati ketebalan 3 mm dari seluruh ketebalan atmosfer setebal 8 km. D. Variasi dengan Lintang dan Musim Variasi komposisi atmosfer atas dasar lintang dan musim terutama penting dalam masalah uap air dan ozon. katulistiwa dan tinggi pada 50 semi.0

O2 +O2) atau dirusak oleh

Kandungan ozon rendah di

LU ke arah kutub terutama pada musim

Jika seandainya distribusi ini semata-mata sebagai kesudahan

proses fotokimia, maksimum akan terjadi dalam bulan Juni dekat katulistiwa dan keadaan yang tidak normal ini dengan sendirinya sebagai akibat adanya transpor ke arah kutub. - 12 Disini ozon disimpan selama kutub tidak mendpatkan sinar dan menyebabkan peningkatan ozon pada

lapisan kaya ozon pada permulaan musim semi. Tipe sirkulasi sebagai faktor penyebab terhadap perpindahan ini belum diketahui. Di belahan bumi selatan terdapat distribusi yang serupa kecuali dari lintang 55 belahan utara. Kandungan uap air dalam atmosfer berhubungan erat dengan temperatur. Oleh karena itu, paling besar terjadi dalam musim panas dan di daerah lintang kecil. Namun terdapat perkecualian terhadap ini, yaitu pada daerah padang pasir di daerah tropika. Kandungan karbon dioksida (rata-rata 315 ppm), mempunyai kisaran musiman yang besar pada lintang besar di belahan bumi utara. lintang 500 0

LS

kearah kutub, maksimum lebih lambat dan lebih kecil diandingkan di

Pada

U konsentrasinya berkisar antara 310 ppm pada musim Kandungan rendah dalam

panas dan 318 ppm dalam musim semi.

musim panas ada hubungannya dengan asimilasi CO2 oleh jasad hidup di laut dan di daerah kutub yang dingin. Selama satu tahun perpindahan kecil CO2 selalu terjadi dari lintang kecil ke lintang besar untuk menjaga keseimbangan di dalam udara. E. Variasi dengan waktu Jumlah karbon dioksida dan ozon dalam atmosfer menjadi pokok

variasi-variasi selama periode waktu yang panjang, dan ini semua nyata oleh karena kemungkinan pengaruh mereka pada penganggaran radiasi. Karbon dioksida unsur ini organik dalam masuk dalam atmosfer terutama oleh karena tanah oleh dan pembakaran karbon akan bahan selalu bakar fosil

kegiatan makhluk hidup baik di darat maupun dilaut. Perombakan unsurmerupakan sumber tambahan kecil. Jelas kiranya, bahwa kalau produksi tidak diimbangi jumlah meningkat. Keseimbangan atau setidak-tidaknya keseimbangan dinamis terutama diatur oleh fotosintesis yang menggunakan kira-kira 3 % dari jumlah karbon dioksida tiap-tiap tahun. Di daerah lautan karbon dioksida menjadi kalsium karbonat, dan berbentuk humus yang selanjutnya - 13 -

membentuk bahan bakar fosil. Pertukaran antara atmosfer dan sumber lain sedikit banyaknya boleh dikatakan seimbang. Sampai sekarang harga keseimbangan ini bukanlah merupakan harga absolut, dan antara 1.900 1.935 jumlah keseluruhan karbon dioksida dalam atmosfer diperkirakan naik 9 % atas dasar anggapan kenaikan pembakaran bahan bakar fosil. Perkiraan global ini berdasar pada observasi yang terutama dilakukan di daerah industri. Akan tetapi, adanya ketidakcocokan yang besar atas kesudahan tersebut, memberikan petunjuk, bahwa gudang karbon dioksida yang besar sangat boleh jadi lautan, karena lautan Karbon Kelebihan menyerap hampir separuh dari karbon dioksida yang diberikan kepada atmosfer, sehingga laut ini bertindak sebagai penyangga. tetapi kemudian dengan cara lain dilepaskan ke atmosfer. karbon dioksida dalam atmosfer dioksida menyerap sangat banyak panas yang dilepaskan oleh bumi, akan memungkinkan atmosfer

menyadap energi yang mula-mula berasal dari matahari dalam jumlah besar. Variasi ozon dapat terjadi jika radiasi ultraviolet dari matahari berubah. Oleh karena ozon menyerap baik radiasi matahari maupun bumi, maka efeknya dalam variasi semacam ini cukup rumit. Pemikiran ini membentuk dasar-dasar hipotesa perubahan iklim yang baru, meskipun banyak langkah-langkah dalam alasan-alasan memerlukan penelitian terperinci sebelum teori yang pasti dapat diberikan. F. Profil Atmosfer Sampai seberapa sebetulnya tebal lapisan atmosfer bumi iru, kurang dapat dipastikan, oleh karena tidak terdapat batas tegas antara udara dan ruangan di luarnya. Fenomena atmosfer berhubungan dengan kemagnetan dan gravitasi, yaitu makin jauh sanmpai pada suatu mintakat samar-samar yang terdapatnya gas juga makin sedikit, partikelpartikel radiasi menjadi makin jarang dan akhirnya sifat-sifat khas atmosfer bumi sudah tidak ada lagi. Gambar 2.3 Termosfer - 14 -

Mesopause 80 -

64 Mesosfer Stratopause 48 -

32 Stratosfer 16 Tropopause Troposfer 0 ! -80 ! -60 ! -40 ! -20 ! 0 ! 20 ! 40

Berdasarkan perbedaan temperatur arah vertikal, atmosfer bumi dapat dibagi menjadi empat lapisan pokok yaitu : tropsfer, stratosfer, mesosfer, dan termosfer. Troposfer merupakan lapisan terbawah atmosfer mencapai ketinggian sampai sekitar 8 km di daerah kutub dan 18 km di daerah katulistiwa. Dalam lapisan inilah terjadi awan, hujan, konveksi dan oleh karenanya merupakan bagian yang paling penting bagi ahli-ahli meteorologi dan klimatologi. Konveksi merupakan proses yang sangat aktif di daerah tropika merupakan penyebab perluasan troposfer ke arah vertikal di dekat katulistiwa. Keterangan seperti itu juga berlaku dengan adanya Sifat khas lapisan troposfer lebih tinggi (tebal) dalam musim panas.

troposfer yaitu temperatur yang secara teratur turun dengan makin tinggi tempat sampai dicapai temperatur terendah antara 57 0C sampai 620C. Mintakat yang menandai berakirnya penurunan temperatur ini disebut - 15 -

tropopause.

Di

atas

tropopause

terdapat

lapisan

stratosfer,

yang

menunjukan perubahan temperatur kecil saja ke arah vertikal. Stratosfer ini lebih tebal di daerah kutub dan kadang-kadang tidak terdapat di daerah katulistiwa. Dekat dengan batas terluar dari lapisan ini terdapat lapisan stratopause yang merupakan tempat dengan konsentrasi ozon paling besar. Di atas stratopause (dengan ketinggian rata-rata 25 km) terdapat lapisan mesosfer. Temperatur dalam mesosfer ini mula-mula naik tetapi kemudian turun dan mencapai minimum mendekati mesopause dengan ketinggian kira-kira 75 km. Sebagian meteor terbakar dan terurai dalam lapisan ini. Dalam lapisan termosfer kembali temperaturnya naik sampai mendekati harga 10 0C pada ketinggian yang belum pasti. Temperatur semacam itu tidak secara langsung dapat dibandingkan dengan hasil-hasil pengukuran dengan termometer biasa yang umum digunakan untuk pengukuran dipermukaan bumi. Ini merupakan kesudahan (result) dari tabrakan di antara molekul yang dapat menjaga keseimbangan termodinamika. Lapisan paling bawah yang merupakan bagian dari termosfer adalah lapisan ionosfer, pada ketinggian antara 75 sampai dengan 375 km, dalam lapisan ini gas-gas mengalami ionosfer dan juga lapisan ini berperan dalam penyebaran gelombang radio. Dari beberapa lapisan dalam atmosfer tadi tanpa mengabaikan peranan lapisan-lapisan lainnya, lapisan troposfer merupakan lapisan paling penting karena seperti telah diuraikan sebelumnya dalam lapisan inilah segala proses yang berhubungan dengan cuaca dan iklim terjadi.

III. RADIASI MATAHARI

Sumber panas utama bumi dan atmosfer adalah matahari . Jumlah panas yang diterima bumi dari bintang-bintang dan benda-benda angkasa yang lain diabaikan. Energi radiasi yang datang dari matahari yang sampai - 16 -

ke permukaan bumi disebut Insolation (singkatan incoming solar radiation). Insolasi terdiri atas sinar-sinar energi radiasi yang tersusun dari bermacam-macam panjang gelombang. Lebih panjang dari sinar yang tampak disebut sinar-sinar infra merah dan sinar-sinar ini sebagian besar mengalami penyerapan di atmosfer. Sinar-sinar dengan panjang gelombang lebih pendek dalam spektrum matahari adalah sinar-sinar ultraviolet yang mampu menghasilkan suatu efek fotokimia tertentu. Di antara dua macam berkas radiasi yang tidak kelihatan ini merupakan bagian yang kelihatan dari spektrum yang diketahui sebagai cahaya matahari dan paling efektif memanasi bumi. Jika sinar-sinar dari spektrum matahari mencapai bumi sebagian diserap dan dirubah dari gelombang pendek menjadi gelombang panjang yang dikenal sebagai panas. Tenaga yang diperoleh dengan cara ini merupakan bahan bakar untuk proses-proses cuaca dan iklim, dan ditransfer baik vertikal maupun hilang dengan cara radiasi dari atmosfer ke ruang angkasa. Hanya sebagian kecil insolasi yang secara langsung diserap oleh udara yang dilewati. Proses-proses radiasi, konveksi dan konduksi menyebabkan terjadinya pemanasan dan pendinginan udara (dengan pemindahan panas antara bumi dan antara udara sendiri dengan adanya perbedaan ketinggian). Sebagai tambahan ada pertukaran panas antara bermacam-macam permukaan dengan atmosfer dengan proses evaporasi dan kondensasi. Radiasi merupakan proses pemindahan energi dengan gelombang elektromagnitik dan seperti inilah energi dipancarkan oleh matahari sampai ke bumi. Dari seluruh radiasi matahari yang sampai ke batas luar atmosfer, kira-kira 32 % dipantulkan oleh awan atau dihamburkan kembali ke luar atmosfer oleh zarah-zarah yang melayang-layang di atmosfer dan tidak pernah berguna untuk pemanasan udara; 2 % dipantulkan oleh permukaan bumi. Jumlah energi yang dipantuklkan ini disebut albedo bumi. Albedo ini untuk permukaan yang berbeda juga bervariasi besar; awan mempunyai albedo sepuluh kali lebih besar daripada tanah. - 17 Harga rata-rata untuk

seluruh permukaan bumi termasuk atmosfer kira-kira 34 %, walaupun kenyataanya lebih besar di daerah kutub daripada di daerah tropika. Kirakira 19 % radiasi matahari diserap oleh gas-gas (terutama uap air) dan zarah-zarah yang melayang-layang di atmosfer, 24 % diserap langsung oleh bumi dan 23 % diserap oleh bumi sebagai radiasi difusi sebagai akibat adanya awan dan atmosfere. Sehingga kira-kira 2/3 dari jumlah insolasi efektif untuk pemanasan bumi dan atmosfer. Dengan adanya absorbsi dan konveksi atas insolasi menjadi panas, bumi sendiri menjadi benda yang mengeluarkan panas. Meskipun komponen-komponen atmosfer secara kolektif hanya menyerap sebagian kecil radiasi gelombang pendek yang diterima akan tetapi menangkap sebagian besar radiasi gelombang panjang yang dilepaskan. Uap air dan karbon dioksida merupakan dua komponen yang efektif menyerap energi gelombang panjang. greenhouse oleh Kemampuan atmosfer untuk meluluskan sebagian karena analaog dengan gelas yang menutupi besar insolasi dan menghalangi pelepasan radiasi dari bumi disebut efek greenhouse. Disamping terdapat radiasi gelombang panjang dari bumi juga ada radiasi gelombang panjang dari lapisan awan dan dari atmosfer keluar masuk ke ruang angkasa. Jumlah-jumlah energi yang sampai ke permukaan bumi dalam suatu periode waktu tertentu sebanding dengan jumlah panas yang hilang. Jika hal ini tidak terjadi demikian bumi akan menjadi sangat panas atau sangat dingin. Sebenarnya terdapat defisit panas di daerah lintang besar dan surplus di lintang kecil sebagai imbangan panas yang diperoleh dan yang hilang. Adanya angin ke arah horisontal yang membawa panas dan arus laut menghalangi terjadinya akumulasi terus-menerus di daerah ekuator. Konduksi merupakan transfer panas yang terjadi jika dua benda yang suhunya berbeda berhubungan. Panas mengalir ke benda yang lebih dingin selama masih ada perbedaan temperatur. Dalam hal semacam ini jika tanah mengabsorbsi radiasi dan menjadi lebih panas daripada udara di atasnya, konduksi memindah sebagian panas kelapisan udara bagian - 18 -

bawah.

Jika tanah menjadi lebih rendah temperaturnya daripada lapisan Fenomena terakhir ini biasa terjadi pada

udara yang berdekatan, maka terjadi perambatan panas sebaliknya dan udara mengalami pendinginan. malam hari lintang besar. Udara sendiri merupakan konduktor panas paling buruk. Jika dan pada musim dingin pada daerah lintang menengah dan

seandainya hanya konduksi sendiri yang memindahkan panas ke atas dari permukaan bumi, udara akan menjadi sangat panas terutama yang berdekatan dengan tanah pada siang hari dalam musim panas dan sangat dingin beberapa meter diatasnya. melalui perputaran udara sendiri. Dalam udara konduksi panas tidak Udara menjadi panas karena berarti bila dibandingkan dengan konveksi, yang ikut memindah panas berhubungan dengan permukaan bumi yang panas, dia akan mengembang dan menjadi kurang rapat. Udara yang lebih ringan ini diganti tempatnya oleh udara yang lebih rendah temperaturnya yang lebih berat, yang datang dari atas dan sirkulasi konveksi terjadi dengan komponen-komponen baik vertikal maupun horizontal. Meskipun sebagian besar aktivitas konveksi sebagai akibat pemanasan permukaan bumi, sangat perlu diingat, bahwa prinsip konveksi juga terjadi dalam proses pendinginan di tempat yang tinggi. Sebagai contoh, jika udara dingin secara temporer mendesak di atas udara yang lebih panas menghasilkan perubahan secara mendadak menjadi sebagai udara yang lebih berat dan lebih dingin di atas mengganti udara yang lebih panas dan lebih dingin di bawah. Hujan angin dan guruh yang terjadi dalam musim dingin kadang-kadang merupakan kesudahan dari konveksi sejenis itu. Meskipun sebagian radiasi yang diperoleh oleh permukaan bumi dipindah ke atas dengan adanya radiasi gelombang panjang dan sebagai panas yang terasa dengan proses konduksi dan konveksi sebagian besar dari ini mencapai atmosfer sebagai panas laten dalam air yang diuapkan dari tanah dan permukaan air dan terutama dari laut. Masa udara yang lembab dapat bergerak menempuh jarak yang jauh sebelum kondensasi uap - 19 -

air dan menghasilkan sejumlah panas laten yang cukup besar.

Proses-

proses pertukaran panas dan pertukaran lembab saling berhubungan satu sama dengan lainnya. Secara keseluruhan proses transfer panas menjaga pertukaran panas yang kompleks antara permukaan bumi dan atmosfer, tetapi akhirnya jumlah energi yang datang ke bumi diimbangi oleh jumlah yang hilang ke luar atmosfer. Dengan cara ini anggaran panas bumi secara keseluruhan terimbangi.

G. Variasi Insolasi Jumlah insolasi yang diterima pada suatu waktu pada tempat tertentu di permukaan bumi ditentukan oleh : 1. konstante matahari yang tergantung pada : a. energi yang dikeluarkan oleh matahari. b. Jarak antara matahari dan bumi. 2. kejernihan atmosfer. 3. lama periode penyinaran matahari. 4. sudut datang sinar matahari tengah hari. Faktor yang pertama pengaruhnya terhadap insolasi kurang berarti. Pengukuran dan perhitungan jumlah panas yang datang kepada batas luar atmosfer berkesudahan dengan angka rata-rata 2 gram kalori tiap cm 2 tiap menit. Meskipun kelihatanya kecil saja konstante matahari ini akan tetapi itu memberikan gambaran tentang jumlah tenaga yang lebih 4,5 juta tenaga kuda untuk tiap mil persegi. Walaupun dikatakan sebagai konstante matahari tetapi

sesungguhnya agak bervariasi. Variasi ini tidak diketemukan berpengaruh cukup besar terhadap cuaca harian, akan tetapi ini sangat boleh jadi berhubungan erat dengan fluktuasi iklim tertentu. Variasi komponenkomponen spesifik dari spektrum matahari khususnya ultraviolet mungkin merupakan bukti nyata mempengaruhi keadaan atmosfer. - 20 -

Jarak antara bumi dan matahari bervariasi antara 94,5 juta mil pada aphelion (tanggal 1 Juli) dan 91,5 juta mil pada aphelion (tanggal 1 Januari). Meskipun jumlah radiasi yang mencapai batas luar atmofer lebih kurang 7 % lerbih besar pada saat perihelion daripada aphelion, akan tetapi faktor lain berpengaruh kurang berarti. Kejernihan atmosfer ini lebih penting terhadap jumlah radiasi yang dapat mencapai permukaan bumi. Pengaruh debu, awan, uap air, dan gasgas tertentu dalam pemantulan, penghamburan dan penyerapan panas telah diterangkan sebelumnya. Dalam hal ini daerah-daerah yang berawan atau yang atmosfernya kotor akan hanya menerima insolasi langsung kecil saja. Kejernihan atmosfer merupakan fungsi lintang, pada lintang pertengahan dan besar, sinar-sinar matahari harus melalui lapisan pemantul dan penghambur lebih tebal daripada di daerah tropika. Efek ini bervariasi menurut musim, terbesar dalam musim dingin pada waktu sinar matahari paling rendah di horison. Gambar 2.5 23 September terhadap insolasi dan temperatur dapat membuat hal ini

94,5 juta mil 22 Desember 1 Januari 1 Juli 21 Juni

91,5 juta mil

- 21 -

21 Maret Gambar . Lintasan Bumi mengelilingi matahari

Lama siang hari juga bervariasi dengan lintang dan musim, makin panjang periode penyinaran matahari, makin besar jumlah insolasi. Di daerah ekuator lama siang hari dan malam hari hampir sama. Di daerah kutub periode tentang penyinaran matahari mencapai maksimum 24 jam dalam musim panas dan minimum mencapai harga nol jam dalam musim dingin. Pada waktu summer soltice pada saat udara cerah, daerah kutub dapat mencapai radiasi lebih banyak tiap 24 jam siang hari daripada lintang yang lain, meskipun jumlah radiasi yang digunakan untuk pemanasan berkurang oleh karena adanya albedo permukaan es dan salju yang besar. Daftar 2.2. Potensi lama Insolasi terpanjang Lintang Bumi Siang hari 12 13 15 16 20 24 jam 1 bulan 6 bulan 00 170 420 490 630 66,50 67021 900

jam jam jam jam jam

Efek variasi sudut datang sinar terhadap bumi dapat dilihat pada perpindahan matahari harian di angkasa. Pada saat tengah hari intensitas insolasi terbesar, tetapi pada pagi hari dan saat sore hari pada waktu matahari pada sudut kecil, jumlah insolasi kecil. Prinsip yang sama juga waktu berlaku dalam huhungannya dengan lintang dan musim. Pada musim dingin dan pada lintang besar walupun pada tengah hari sudut datang sinar tetap kecil, pada musim panas dan pada daerah lintang kecil sinar datang hampir tegak lurus. Sinar-sinar yang datangnya condong dari matahari yang berkedudukan rendah akan terbagi pada daerah yang (permukaan) lebih luas daripada sinar-sinar yang tegak sehingga akibatnya pemanasan untuk tiap unit permukaan akan lebih kecil.

- 22 -

Sudut datang sinar pada permukaan bumi juga tergantung pada kiblat permukaan tanah. Di belahan bumi utara kiblat selatan (lereng selatan) menerima sinar lebih banyak, sedangkan untuk lereng utara dapat seluruhnya selalu dalam bayangan.

Distribusi Insolasi Dari apa yang telah diuraikan di muka jelaslah bahwa distribusi insolasi untuk seluruh permukaan bumi sangat berhubungan dengan lintang. Jumlah insolasi tahunan terbesar di katulistiwa dan menurun sedikit demi sedikit ke arah kutub. Di daerah katulistiwa jumlah insolasi yang diterima selama satu tahun hampir empat kali lebih besar dibandingkan dengan yang diterima baik di kutub utara maupun di kutub selatan. Oleh karena sinar-sinar matahari secara musiman berpindah dari belahan bumi yang satu ke belahan bumi yang lain, mintakat insolasi harian maksimum yang mungkin berpindah sesuai dengan perpindahan tersebut. Di daerah tropika jumlah insolasi selalu besar dan ada sedikit variasi dengan musim. Akan tetapi, dalam perjalanan tahunan matahari melewati semua tempat antara tropika kanser dan tropika kaprikoren dua kali, sehingga tempattempat ini mengalami maksimum dua kali. Pada lintng antara 23,5 66,50 0

dan

insolasi maksimum dan minimum terjadi secara berturut-turut dalam

musim panas dan dalam musim dingin.

Gambar 2.6 100 %

6

2 34

3 ozon 39

19

stratosfer

- 23 -

5 awan 17 aerosol 24 11 pantulan 17

troposfer

22 Di daerah kutub insolasi maksimum bertepatan dengan musim panas tetapi untuk daerah ini ada periode tanpa penyinaran matahari. Periode tanpa penyinaran (insolasi) ini makin panjang ke arah kutub dan paling panjang enam bulan. Pengamatan insolasi aktual di permukaan bumi memperlihatkan distribusi yang sedikit berbeda dengan pola lintang yang ada. Insolasi tahunan aktual paling besar terjadi pada lintang 200

dimana

daerah ini dengan udaranya yang lebih kering meluluskan bagian energi matahari lebih besar untuk sampai ke permukaan bumi. dengan cuaca yang terang. Daerah-daerah dengan awan yang banyak akan menerima insolasi lebih sedikit daripada

IV. TEMPERATUR

Tempertuar merupakan suatu konsep yang mudah untuk membuat batasan. Kita semua sadar akan temperatur dalam pengertian kualitatif untuk kita gunakan dalam pernyataan dingin, panas, hangat dalam sehari-hari. Namun di sini kita harus berusaha untuk suatu definisi yang kuantitatif yang akan memberi arti dan pengertian tentang kata temperatur. Dalam kamus Webster temperatur diartikan sebagai ukuran relatif tentang panas dan dinginnya suatu benda. Kata relatif - 24 -

menunjukkan kebutuhan akan skala yang diperlukan untuk mengandung konsep panas, suatu istilah lain yang sukar didefinisikan dan sukar dimengerti. Panas dapat dinyatakan sebagai energi yang ditransfer dari benda yang satu ke benda yang lain dengan proses termal seperti radiasi, konduksi atau konveksi. Energi ini akan pindah dari benda yang panas ke benda yang lebih dingin dan jika sumber dianggap tidak ada sampai kedua dari luar maupun dalam tersebut mempunyai benda

temperatur sama, dalam arti sudah tidak ada pertukaran panas lagi. Yang penting perlu diketahui bahwa panas dan temperatur itu berbeda. kuantitas. mungkin Temperatur merupakan ukuran intensitas panas dan bukan Sebagai contoh satu meter kubik air dan satu kubik udara temperaturnya sama akan tetapi volume air itu akan

mengandung panas lebih banyak daripada volume udara.

Fluktuasi Temperatur Harian. Fluktuasi temperatur harian sebagai akibat adanya neraca antara radiasi matahari yang diterima dan yang dilepaskan oleh bumi. Sejak matahari terbit sampai kira-kira satu atau dua jam setelah tengah hari jumlah energi yang diterima oleh bumi lebih besar daripada yang hilang. Oleh karena itu, kurva temperatur terus-menerus naik. Sebaliknya kirakira jam 13.00 sampai matahari terbit jumlah energi yang dilepaskan oleh bumi lebih besar daripada yang diterima. temperatur harian turun. Oleh karena itu, kurva Perlu diingat temperatur maksimum selama

sehari tidak bertepatan dengan insolasi maksimum. Ketidak-tepatan ini terjadi karena temperatur terus naik selama radiasi yang diterima oleh bumi lebih besar daripada yang hilang. Kenyataannya meskipun penerimaan energi matahari setelah tengah hari berkurang tetapi toh masih lebih besar daripada yang hilang. Penerimaan lebih kecil daripada yang hilang baru terjadi kira-kira jam 13.00. - 25 -

Kadang-kadang hubungan antara naik turunnya tempertur dengan insolasi itu kurang nampak. Hal ini karena adanya beberapa faktor yang berpengaruh. bumi. Misalnya saja adanya awan yang hilang menyebabkan gangguan terhadap radiasi yang diterima dan hilang dari permukaan

H. Fluktuasi Temperatur Tahunan Fluktuasi temperatur tahunan berubah-ubah dari tempat yang satu ke tempat yang lain. Fluktuasi tersebut berhubungan erat dengan lintang bumi. Di katulistiwa fluktuasi ini kecil dan makin jauh dari katulistiwa makin besar untuk mempermudah pengertian fluktuasi temperatur ini, dapat dibedakan menjadi tiga pola fluktuasi: 1. Pola katulistiwa. Pola katulistiwa ini fluktuasi temperatur tahunan kecil. Lebih kecil daripada fluktuasi temperatur harian. Pola katulistiwa ini mempunyai dua maksimum dan dua minimum yang terjadi berturut-turut pada saat matahari berada di atas daerah itu dan pada saat berada di garis balik. 2. Pola daerah sedang Dalam pola ini menunjukkan fluktuasi temperatur yang besar. Fluktuasi ini akan diperbesar jika suatu daerah terletak di tengah benua, dan akan lebih kecil jika berdekatan dengan laut. hanya ada satu maksimum dan satu minimum. 3. Pola daerah kutub. Pola ini menunjukkan fluktuasi sangat besar. Dalam hal ini Fluktuasi tahunan untuk pola sedang ini lebih besar daripada fluktuasi harian, untuk pola ini

besarnya juga tergantung pada letaknya. Di tengah benua atau di dekat laut. Pola ini juga mempunyai satu maksimum dan satu minimum.

- 26 -

II. Distribusi Temperatur Mendatar Perbedaan-perbedaan temperatur dari tempat yang satu dengan tempat yang lain sama dengan perbedaan dari waktu ke waktu. Dengan makin luasnya jaring-jaring pengukuran temperatur memungkinkan perbedaan-perbedaan temperatur antara tempat makin teliti juga. Pada suatu peta distribusi temperatur mendatar biasanya ditunjukkan dengan isoterm, yaitu suatu garis yang menghubungkan tempat-tempat yang temperaturnya sama pada saat yang sama. Untuk peta cuaca kawasan sempit, pengukuran temperatur aktual digunakan sebagai dasar untuk menggambar isoterm, akan tetapi untuk peta cuaca benua atau dunia temperatur hasil pengukuran kerapkali disesuaikan dengan temperatur permukaan laut, yaitu dengan menambahkan 1,8 penambahan menghasilkan mendatar. Pola umum distribusi temperatur dunia ditentukan oleh banyak faktor. Telah disebutkan, bahwa efektivitas insolasi dalam pemanasan permukaan bumi sangat ditentukan oleh lintang bumi. Penurunan secara umum temperatur dari katulistiwa ke arah kutub merupakan salah satu kenyataan iklim yang sangat mendasar dan paling baik diketahui. Jika seandainya pengaruh lintang merupakan satu-satunya faktor yang berpengaruh terhadap penerimaan radiasi kita dapat menduga peta temperatur dunia mempunyai isoterm yang sejajar satu dengan lainnya atau dengan perkataan lain akan sejajar dengan lintang. Kenyataanya adalah tidak demikian. Distribusi yang tidak teratur adanya lautan dan perairan dipermukaan bumi cenderung merusak susunan yang menyerupai lintang. Kawasan darat lebih besar daripada di perairan. tinggi 300 m. Pembenaran pada ini pengaruh ketinggian0

C untuk tiap esensial dan itu

secara

temperatur

memudahkan pemetaan perbedaan-perbedaan temperatur dengan arah

Ada tiga alasan mengapa ada perbedaan temperatur darat dan perairan. Pertama, air mudah bergerak baik yang diserap pada permukaan ke seluruh masanya, sedangkan insolasi yang diserap oleh darat hanya - 27 -

pada bagian permukaan saja dan dipindahkan ke bawah pelan-pelan secara konduksi. Kedua, air itu tembus cahaya dan dapat dimasuki energi radiasi jauh lebih dalam daripada darat yang tidak tembus cahaya. Sehingga suatu jumlah insolasi kalau mengenai perairan harus disebar ke masa yang lebih besar dariada darat, walaupun luas permukaannya sama. Ketiga, panas jenis air lebih besar daripada tanah. Oleh karena itu, suatu masa air tertentu akan memerlukan energi panas lebih besar daripada tanah, dengan masa sama, untuk menaikkan temperatur permukaan tanah lebih tinggi daripada permukaan air. Sebaliknya dalam pendinginan untuk penurunan temperatur sama, air akan kehilangan panas lebih banyak. Pengaruh umum adanya perbedaan sifat pemanasan antara tanah dan perairan, ialah adanya dingin yang lebih dingin dan musim panas yang lebih panas ditengah-tengah benua daripada disepanjang pantai atau di atas lautan. maupun tahunan. Dengan adanya arus dan aliran laut, panas akan dibawa dari bagian dunia yang satu ke bagian dunia lain. Dalam hal ini arus laut yang menuju ke kutub akan memanasi udara yang lewat di atasnya dan akan menghasilkan temperatur lebih tinggi daripada yang biasanya diperkirakan untuk daerah lintang tersebut. Arus laut yang menuju ke katulistiwa akan berakibat mendinginkan temperatur udara. Distribusi horisontal temperatur permukaan laut merupakan Iklim laut atau pantai cederung moderat dan menurut pengalaman tidak terjadi keadaan ekstrem baik kisaran harian

kesudahan akibat lintang dan musim seperti halnya arus laut. Kisaran yang ekstrem dari bawah 1,1 0C pada lintang besar sampai kira-kira 32,20

C tahunan tersebar sepanjang pantai timur di lintang pertengahan di Kiranya ada selang waktu dua bulan dalam pemanasan dan

belahan bumi utara dan keadaan ektrem terjadi pada bulan Februari dan Agustus. pendinginan permukaan laut di belakang periode-periode matahari tinggi dan rendah. - 28 -

Teranglah bahwa

baik lautan maupun arus laut tidak ada yang Arah angin yang umum

mempunyai efek maksimum terhadap temperatur kecuali kalau sebagian besar angin bertiup dari perairan ke daratan. temperatur rata-rata kawasan. Pengaruh lain dalam hal distribusi temperatur ke arah horisontal ini adalah gunung-gunung. Barier gunung cenderung untuk menghalangi gerakan masa udara yang dingin. Sebagai contoh Pegunungan Himalaya di Asia dan Alpen di Eropa menghalangi daerah itu ke selatan atas udara dari kutub. Pada skala timbulan (topografi) juga mempunyai pengaruh terhadap temperatur. Di belahan bumi utara lereng yang berkiblat utara umumnya menerima insolasi lebih sedikit daripada yang kiblat selatan dan temperatur secara normal akan lebih rendah. udara lokal dingin menuju ke lembah pada Adanya drainase malam hari juga dan gerakan masa udara mempunyai pengaruh langsung terhadap

berkecenderungan mempunyai pengaruh terhadap temperatur.

III. Distribusi Temperatur ke arah Vertikal Adanya selimut salju yang langsung pada gunung-gunung yang tinggi, walaupun di daerah tropika menunjukkan adanya penurunan temperatur dengan makin tingginya tempat. Pengamatan-pengamatan dengan alat-alat yang dikaitkan pada balon, kapal terbang dan roket menunjukkan adanya penurunan yang teratur atas temperatur dengan makin tingginya tempat. tropopause. Keadaan ini berkembang terus sampai pada Rata-rata penurunan termperatur pada troposfer dengan

makin tingginya tempat ialah 0,6 0C tiap pertambahan tinggi 100 m. Gradien vertikal temperatur ini umumnya dikatakan sebagai nisbah (rate) kehilangan normal. Nisbah kehilangan normal mewakili rata-rata banyak pengamatan temperatur udara atas pada waktu dan tempat yang berbeda dan jangan sampai dikacaukan dengan nisbah kehilangan aktual yang ditunjukkan oleh pengamatan tunggal untuk suatu daerah tertentu. - 29 -

Memang sesungguhnya nisbah kehilangan temperatur aktual tidak perlu menunjukkan penurunan temperatur dengan ketinggian pada taraf (level) yang lebih rendah. isotermal. lama. Pada troposfer bagian bawah pada suatu keadaan tertentu dapat terjadi keadaan yang sebaliknya yaitu temperatur naik dengan naiknya tempat. Keadaan ini disebut inversi temperatur, dan nisbah kehilangan dikatakan terbalik. Di mana pengamatan tidak menunjukkan perubahan dengan makin tingginya tempat nisbah kehilangan disebut Keadaan semacam ini tidak pernah diketemukan (terjadi) dengan kisaran elevasi yang besar maupun dalam periode waktu yang

Inversi temperatur dekat permukaan bumi dapat terjadi dengan lima cara : 1. Radiasi panas dari permukaan bumi pada malam hari yang bersih, yang berkesudahan temperatur permukaan menjadi lebih dingin dan akibatnya mendinginkan lapisan udara bagian bawah. Inversi sebagai akibat radiasi sangat sering terjadi pada permukaan salju. Hal ini tidak biasa terjadi pada permukaan air, oleh karena air mempunyai sifat perlahan-lahan menjadi dingin, kecuali jika airnya sendiri memang sudah lebih dingin dibandingkan dengan udara diatasnya.

2. Oleh karena berat jenis lebih besar, udara dingin dari puncakpuncak bukit dan lereng-lereng mengumpul pada daerah lembah, menghasilkan nisbah kehilangan terbalik sepanjang lereng seperti halnya pada udara bebas di atas dasar lembah. Inversi akibat drainasi udara ini seringkali berhubungan dengan frost pada musim semi pada daerah beriklim sedang, dan dengan alasan ini penanam buah-buahan lebih suka daerah lereng daripada dasar lembah. Pengamatan yang tidak menunjukkan perubahan nisbah kehilangan dengan makin tingginya - 30 -

tempat disebut isotermal.

Di daerah beriklim tropis hal ini hanya Daerah-daerah

mungkin terjadi pada tempat-tempat yang tinggi. mendapatkan kualitas yang baik, yang biasanya adanya frost.

perkebunan teh yang biasanya ditanam di tempat-tempat tinggi untuk terkena akibat buruk

3. Jika dua macam udara dengan temperatur

berbeda datang

bersama-sama, udara yang lebih dingin yang lebih berat cenderung mendesak ke bawah udara yang lebih panas dan mengganti tempat udara panas tersebut. Mintakat pertemuan antara kedua macam udara tadi disebut front, dan nisbah kehilangan terbalik disebut inversi frontal. Inversi frontal tidak terjadi pada lapisan bawah troposfer seperti halnya inversi-inversi yang telah disebutkan tadi, akan tetapi terjadi pada tingkatan ketinggian yang lebih tinggi jika udara dingin bergerak di bawah panas melewati di atas udara dingin.

4. Adveksi

udara

panas

di

atas

permukaan

yang

dingin

menghasilkan inversi pada lapisan bawah.

5. Adanya inversi subsidi, ini terjadi jika masa udara yang luas turun dan tersebar di atas lapisan di bawahnya. Dalam proses ini udara secara dinamika akan terpanasi lebih banyak di bagian atas daripada di bagian bawah. Inversi semacam ini dapat terjadi pada tempat-tempat yang cukup tinggi.

Perubahan-perubahan Adiabatis Jika suatu masa udara yang kering dipanasi pada permukaan bumi, ia akan mengembang dan menjadi sangat ringan daripada udara - 31 -

sekelilingnya.

Ini menyebabkan ia akan naik ke atas.

Karena ia naik

jumlah udara yang berada di atasnya lebih sedikit dan ia akan mengembang lagi, karena tekanannya berkurang. Seperti diketahui jika benda itu mengembang memerlukan panas, dan jika panas itu tidak datang dari sumber sekelilingnya benda itu akan menjadi dingin. Demikian juga udara yang naik itu menjadi lebih dingin. Pada keadaan demikian 100 m. menurut pengamatan rata-rata ternyata nisbah (rate) penurunan temperatur udara yang naik ini ialah kira-kira 1 0C tiap naik Perubahan temperatur ini disebut perubahan adiabatis karena tidak melepaskan atau mendapatkan panas ke atau dari luar. Seperti itu pila untuk udara yang turun, yaitu secara adiabatis menjadi panas karena terjadi pemampatan. Nisbah kenaikan temperaatur untuk udara yang turun ini ialah 10 C tiap turun 100 m. Karena yang turun atau yang naik tadi udara yang kering maka peristiwanya disebut adiabatis kering. Udara yang naik tadi dapat terus saja naik, oleh karena akhirnya ia akan sampai pada suatu ketinggian dimana temperatur dan berat jenis udara sekelilingnya sama dengan udara yang naik tadi. Jika karena suatu sebab udara yang lembab dipaksa naik, ia akan mengembang dan temperaturnya akan turun seperti halnya udara yang kering seperti di atas, sampai dicapai suatu temperatur dimana sebagian uap cair mencair. lagi 10

Karena terjadi pencairan (kondensasi), maka ada0

pelepasan panas. Karena adanya kondensasi ini nisbah adiabatis tidak C tiap 100 m akan tetapi kira-kira 0,5 C tiap 100 m. Ini biasa disebut adiabatis basah. Kalau karena suatu sebab udara mengandung tetesan-tetesan air dipaksa turun, maka temperaturnya akan naik dan tetesan airnya akan menguap. Penguapan memerlukan panas sehingga yang seharusnya tiap turun 100 m temperaturnya naik 10 C hanya akan naik kira-kira 0,50 C tiap turun 100 m.

- 32 -

Temperatur Tanah Temperatur atas permukaan. (t) dan waktu (z). Stratifikasi temperatur dalam tanah 20 0 100 (0C) 0 5 J e l u k 20 (cm) 25 6.00 06.00 Waktu (jam) Gambar asli. (Pengamatan oleh T. Homen & Fenlenlia) - 33 . Penetrasi gelombang panas ke dalam tanah 12.00 18.00 24.00 15 10 x 300 300 200 100 dalam tanah dikendalikan oleh temperatur

permukaanya. Seluruhnya sangat tergantung kepada keadaan cuaca di Ada tiga hal yang selalu harus diperhatikan dalam mengemukakan temperatur tanah, yaitu : jeluk (depth) (x), temperatur

Gambar tersebut di atas memperlihatkan pola tipe temperatur pada hari musim panas. Pada waktu sehabis tengah hari, temperatur permukaan di atas 340 C tercatat pada tanah (Sandy heatland). Kemudian sebelum matahri terbit hari berikutnya temperatur permukaan tercatat di bawah 50 C. Fluktuasi harian yang kuat ini turun dengan cepat dengan bertambahnya jeluk. Pemanasan sampai 200 C pada waktu siang hari hanya dapat merambat sampai jeluk 6 cm, dan pendinginan dalam waktu malam di bawah 100 C hanya dapat merambat sampai 4 cm. Pembelokan isoterm ke arah kanan dengan bertambahnya jeluk, Garis-garis yang berbentuk silang (+), menghubungkan menunjukkan adanya selang waktu perambatan temperatur ekstrem ke dalam tanah. temperatur terendah dan tertinggi pada bermacam jeluk dan oleh karenanya dapat memperlihatkan adanya selang waktu secara cepat. Pada tanah-tanah yang secara ideal homogen, dia akan merupakan garis lurus.

Contohnya:

Jam Pengamatan 05.30 06.00 09.30 10.00 13.30 14.00 17.30 18.00 21.00 21.30 24.30 01.00 0 cm 22.6 27.6 30.9 24.4 23.3 23.2

Temperatur tanah (0 C) pada jeluk 10 cm 23.7 26.8 30.3 26.7 24.5 23.3 20 cm 25.8 25.6 29.4 27.0 26.0 26.2 40 cm 26.2 25.9 27.3 27.9 26.4 25.7

Temperatur permukaan tanah lebih peka daripada temperatur udara mengubah cuaca. Menurut Lehmann (Geiger, 1971), lapisan tanah - 34 -

pertama yang sangat besar variasi temperaturnya disebut lapisan tanah dasar, analog dengan lapisan dasar atmosfer (1-1/2 km). Dalam kedua lapisan dasar ini semua perubahan-perubahan harian dan variasi cuaca terjadi, dengan pembalikan-pembalikan yang terulang laju perubahan temperatur yang teratur. Kehidupan sebagaian binatang terdapat di dua lapisan ini : yang di atas burung, kupu dan serangga terbang, sedang yang dibawah, tikus (mice), dan beberapa serangga. Hal ini karena pada lapisan tanah dasar ini biasanya tidak terendam air dan juga masih merngandung udara yang mendukung kehidupan. lapisan stratosfer tanah). Dalam lapisan stratosfer tanah, temperatur naik dengan Di bawah lapisan dasar tanah ini terdapat lapisan troposfer tanah yang terbentang sampai jeluk 20 m (batas atas

bertambahnya jeluk, sebagai akibat panas yang datang dari dalam bumi, seperti halnya naiknya temperatur dengan bertambahnya ketinggian pada lapisan stratosfer atmosfer.

20

1 cm 2 cm

15

5 cm

10

-

10 cm

5

-

20 cm 40 cm

0 - 35 -

80 cm

0 Gambar

06.00

12.00

18.00

24.00

. Urut-urutan temperatur harian rata-rata selama 10 tahun dalam bulan mei pada tanah pasiran ( Menurut F. Leyst).

Pengamatan dalam waktu yang lama di Postdam antara tahun 1894 1948 digunakan oleh Hausmann (Geiger, 1971), untuk memperlihatkan efek ketidakteraturan cuaca dan perubahan-perubahan pada jeluk yang lebih dalam di bawah permukaan. menunjukkan tahunan. rata-rata tahunan temperatur ekstrem Daftar 2.3 dan ayunan

Adanya selang waktu yang lama dapat dikatakan, bahwa

keadaan terpanas pada kedalaman 12 m bertepatan dengan musim dingin yang telah berpengaruh pada suatu tahun sampai jeluk 1 m.

160 cm 00 80 cm 500 40 cm -100 20 cm

-150 0.00

! 06.00 24.00 waktu (jam)

! 12.00

Gambar

. Urut-urutan temperatur harian rata-rata selama 10 tahun dalam bulan Januari ( Menurut F. Leyst).

- 36 -

Penelitian di Pavlovsk (590 41) selama 15 tahun oleh Leyst (geiger, 1971), menunjukkan variasi harian dalam dua bulan ekstrem pada tanah pasiran. Temperatur pada jeluk 1 cm lebih cepat mengikuti perubahan radiasi matahari daripada temperatur udara. 15.00, dapat diperkirakan, bahwa Oleh karena temperatur permukaan tanah maksimum udara secara normal terjadi pada jam antara 14. 00 dan temperatur mengikuti kurva radiasi hampir tidak mengalami penundaan. Walaupun tanah menjadi panas dalam bulan Mei dari panas dalam musim semi (spring), lapisan panas dalam pada jeluk 80 dan 160 cm tetap tinggal dingin. Kebalikannya adalah dalam bulan Januari, yaitu pada waktu jeluk 1 m tetap belum membeku di bawah permukaan yang telah dibebaskan dari salju.

V.

SIKLUS HIDROLOGI

Pengertian Dan Tahap-Tahap Siklus Hidrologi

Keberadaan atmosfer sangat penting artinya dalam proses distribusi air ke seluruh permukaan bumi, karena kemampuannya dalam menampung dan mengangkut uap air. Siklus hidrologi tidak akan dapat berlangsung jika atmosfer tidak mempunyai kemampuan dalam menampung dan mengangkut uap air tersebut. Siklus hidrologi meliputi beberapa tahap utama, yaitu : Penguapan air dari permukaan bumi, baik yang berasal dari permukaan tanah, air, atau dari jaringan tumbuhan; Kondensasi uap air pada lapisan troposfer, sehingga terbentuk awan; Perpindahan awan mengikuti arah angin;

- 37 -

Presipitasi dalam bentuk cair (hujan) atau padat (salju dan kristal es) yang mengembalikan air dari atmosfer ke permukaan bumi ; Mengalirnya air mengikuti gaya gravitasi (dari tempat yang tinggi ke tempat yang lebih rendah) baik dalam bentuk aliran permukaan maupun aliran bawah-tanah. Selama berlangsungnya tahap-tahap utama siklus hidrologi tersebut, proses penguapan dapat terus berlangsung, misalnya pada saat butiran hujan jatuh menuju permukaan bumi, sebagian butiran air tersebut akan menguap sebelum sampai ke permukaan bumi. Juga selama air mengalir pada permukaan bumi, sebagian air hujan akan langsung menguap ke atmosfer sebelum sampai ke lautan. Sebagian air asal presipitasi yang merembes ke dalam tanah akan diserap oleh tumbuhan dan kemudian diuapkan ke atmosfer melalui proses transpirasi. Tahap-tahap siklus hidrologi yang dijabarkan di atas berlangsung secara simultan, tidak terputus-putus. Penjelasan mengenai siklus hidrologi tidak harus dimulai dengan penguapan air sebagai proses pertama yang terjadi, tetapi dapat dimulai dari tahap yang mana saja dari 5 tahap tersebut. Secara lengkap siklus hidrologi dapat dilihat pada gambar berikut

- 38 -

Keterangan : Alur utama siklus hidrologi Kontribusi lainnya 1. Penguapan air grafitasi 2. Kndensasi 3. Perpindahan awan 4. Presipitasi 5. Aliran air mengikuti

Tidak seluruh air yang ada di muka bumi secara aktif terlibat dalam siklus hidrologi. Sebagian air yang ada di permukaan bumi bersifat statis, misalnya dalam bentuk es pada wilayah kutub utara dan selatan. Jumlah total air dalam bentuk es pada wilayah kutub utara dan selatan. Jumlah total air dalam bentuk es di wilayah kutub diperkirakan mencapai 167 x 1020 gram (atau 167 geogram). Di dalam tanah juga terkandung air dalam jumlah sekitar 2,5 geogram yang tidak terlibat langsung dalam siklus hidrologi. Dari total air laut dan air tawar yang lebih dari 13.500 geogram, hanya sekitar 4,4 geogram yang secara aktif terlibat dalam siklus hidrologi . Air dalam siklus hidrologi mengalami perubahan bentuk dari cair ke gas dan kembali ke bentuk cair, kadang juga air berbentuk ke bentuk padat. Perubahan air ke bentuk padat dalam siklus hidrologi terjadi jika butiran air tersebut berada pada udara yang sangat dingin atau di bawah titik beku air. Perubahan ke bentuk padat ini dapat terjadi pada lapisan atas troposfer atau pada air di permukaan bumi, terutama pada wilayah di utara Tropik Of Cancer atau diselatan Tropic of Capricorn. Juga dapat terjadi pada tempat-tempat yang tinggi (> 5000 meter dari permukaaan laut) di daerah tropis. Untuk memahami siklus hidrologi, perlu dipahami terlebih dahulu tentang proses perubahan bentuk air dari uap ke cair, dari cair ke padat, dan sebaliknya. Perubahan air dari bentuk padat ke cair (disebut - 39 -

mencair atau meleleh) membutuhkan energi. panas laten fusi (latent heat of fusion). pada suhu 00

Es akan mencair jika

dipanaskan. Jumlah energi yang dibutuhkan untuk mencairkan es disebut Untuk mencairkan 1 gram es Selanjutnya C dibutuhkan energi sebesar 80 cal.

perubahan air dari bentuk cair ke bentuk uap (disebut penguapan) juga memerlukan energi. Air jika dipanaskan akan menguap. Jumlah energi yang dibutuhkan untuk menguapkan air disebut panas laten vaporisasi (latent heat of vaporization). Jumlah energi yang dibutuhkan untuk menguapkan 1 gram air pada suhu 20 0C adalah sebesar 586 cal. Perubahan air dari bentuk uap ke bentuk cair (disebut kondensasi) akan menghasilkan energi setara dengan energi panas laten evaporasi. Demikian pula halnya perubahan air dari bentuk cair ke bentuk padat (disebut pembekuan) akan menghasilkan energi setara panas laten fusi. Evaporasi dan Transpirasi Evaporasi merupakan proses penguapan air yang berasal dari permukaan bentangan air atau dari bahan padat yang mengandung air. Laju evaporasi sangat tergantung pada masukan energi yang diterima. Semakain besar jumlah energi yang diterima, maka akan semakin banyak molekul air yang diuapkan. Sumber energi utama untuk evaporasi adalah radiasi matahari. Oleh sebab itu , laju evaporasi yang tinggi tercapai pada waktu sekitar tengah hari (solar noon). Selain udara di masukan energi, laju evaporasi juga dipengaruhi sebaliknya oleh akan

kelembaban udara di atsanya. atasnya kering

Laju evaporasi akan semakin terpacu jika rendah);

(kelembabannya

terhambat jika kelembaban udaranya tinggi. Jika udara di atasnya dalam kondisi jenuh uap air, maka evaporasi tidak dapat berlangsung, walaupun cukup besar masukan energi yang diterima. Sesungguhnya yang menentukan adalah perbedaam potensi air antara udara dengan potensi air tanah, air laut, atau air tawar. Walaupun demikian, kelembaban udara berkaitan langsung dengan potensi airnya. - 40 -

Secara global, total air yang diuapkan melalui proses evaporasi dari permukaan laut adalah sebesar 3,8 geogram; sedangkan air yang diuapkan melalui proses evapotranspirasi dari daratan (termasuk permukaan air danau, waduk, dan sungai) adalah sebesar 0,6 geogram. Transpirasi merupakan penguapan air yang berasal dari jaringan tumbuhan melalui stomata. Dengan keterlibatan tumbuhan ini maka air Tanpa peranan Pada pada lapisan tanah yang lebih dalam dapat diuapkan setelah terlebih dahulu diserap oleh sistem perakaran tumbuhan tersebut. tumbuhan, hanya air pada permukaan saja yang dapat diupkan.

kondisi tanah yang berkecukupan air, sebagian besar air (dapat mencapai 95 %) yang diserap akar akan diuapkan ke atmosfer melalui proses transpirasi. Laju transpirasi ditentukan selain oleh masukan energi yang diterima tumbuhan dan perbedaan potensi air antara rongga substomatal dengan udara di sekitar daun, juga akan ditentukan oleh daya hantar stomata. Daya hantar stomata merupakan ukuran kemudahan bagi uap air untuk melalui celah stomata. Daya hantar stomata ini akan ditentukan oleh besarkecilnya bukaan celah stomata. Kondensasi Dan Pembentukan Awan Uap air yang dihasilkan melalui proses evapotranspirasi dari berbagai sumber dipermukaan bumi akan bergerak ke lapisan atas troposfer bumi. Suhu udara pada lapisan troposfer bumi akan semakin rendah dengan bertambahnya ketinggian. Penurunan suhu udara tersebut, berarti akan merangsang terjadinya kondensasi. Naiknya udara yang banyak mengandung uap air ke lapisan atas troposfer, dapat terjadi melalui 3 proses, yakni secara konveksi, orografis, dan frontal. Naiknya udara dari lapisan bawah troposfer secara konveksi adalah akibat suhu udara lapisan bawah troposfer secara konveksi adalah akibat suhu udara lapisan bawah ini lebih tinggi, sehingga udara tersebut memuai dan menjadi lebih ringan (lebih - 41 -

renggang). Udara dingin pada lapisan atas akan turun karena lebih berat (lebih rapat). Naiknya udara secara orografis adalah akibat udara bergerak

terhalang oleh adanya pegunungan (atau penghalang geografis lainnya), sehingga massa udara tersebut dipaksa naik sesuai dengan ketinggian penghalang geografis tersebut. Suhu massa udara yang naik ini akan Hujan yang turun, sehingga proses kondensasi dapat berlangsung. terjadi akibat peristiwa ini disebut hujan orografis. Jika massa udara panas bergerak dan bertemu dengan massa udara dingin dari arah yang berlawanan, maka massa udara panas akan naik, sedangkan massa udara dingin akan tetap di lapisan bawah. Bila udara panas tersebut banyak mengandung uap air, maka uap air yang Hujan yang berasal terkandung tersebut akan mengalami kondensasi.

dari awan hasil kondensasi melalui proses ini disebut hujan frontal. Kondensasi juga dapat terjadi lebih cepat, jika tersedia partikelpartikel halus yang bersifat higroskopis sehingga dapat berfungsi sebagai inti kondensasi. Inti kondensasi ini akan mengikat molekul-molekul air disekitarnya untuk membentuk butiran air. Jika suhu udara berada di bawah titik beku air, maka kristal es dapat terbentuk. Kumpulan butiran air atau kristal es yang tersuspensi di udara pada ketinggian lebih dari 1 km dan dapat dilihat dengan mata telanjang (visible) disebut awan. Pada beberapa tempat dengan suhu udara yang rendah, misalnya di daerah pegunungan pada pagi hari, suspensi butiran air yang halus dapat terbentuk pada lapisan udara dekat permukaan tanah. Kumpulan butiran air yang tersuspensi di udara dekat permukaan tanah (juga dapat dilihat) ini disebut kabut (fog). Butiran air pada bukit ini, karena ukurannya yang halus, akan segera menguap jika suhu udara meningkat (karena menerima radiasi matahari). Awan dapat diklasifikasikan berdasarkan bentuk dan ketinggiannya. Berdasarkan bentuknya awan dibedakan atas 3 tipe utama, yakni :ststus, - 42 -

cumulus dan cirrus. Awan status berbentuk pipih dan berwarna abu-abu, terbentuk sampai pada ketinggian 1,8 km. Akan tetapi altostratus dapat terbentuk sampai pada ketinggian 6,2 km. Awan cumulus mempunyai bentuk dengan dasar yang rata dan bentuk bagian atasnya mirip kubis bunga (cauliflower). Awan cumulus umum terbentuk pada ketinggian sekitar 600 m jika udara lembab dan pada ketinggian 2,4 km jika udara kering. Salah satu jenis awan cumulus ini dapat terbentuk pada lapisan troposfer yang lebih tinggi, sampai pada ketinggian 15,2 km. Jenis awan cumulus ini disebut awan cumulonimbus. Awan ini dapat menyebabkan hujan lebat. Awan cirrus berwarna putih, tipis, berserat, dan terdiri dari kristal es. Awan ini terbentuk pada ketinggian lebih dari 6,2 km. Selain ketiga tipe utama di atas, juga terdapat awan pada lapisan atmosfer yang lebih tinggi, walaupun pembentukan awan ini jarang terjadi. Awan yang terbentuk pada ketinggian sekitar 32 km disebut awan nacreous dan awan yang terbentuk pada ketinggian sekitar 80 km disebut noctilucent. Klasifikasi jenis awan dapat pula dilakukan berdasarkan ketinggian dimana awan tersebut terbentuk. Berdasarkan ketinggiannya awan dibedakan menjadi 4 jenis, yakni awan tinggi, awan pertengahan, awan rendah, dan awan vertikal. Awan tinggi terbentuk pada ketinggian lebih dari 7 km, misalnya awan cirrus, ketinggian antara 2 7 km, misalnya altrostratus dan altocumulus. kurang dari 2 km, Awan rendah terbentuk pada ketinggian awan stratocumulius, stratus, dan misalnya

nimbostratus. Sedangkan awan vertikal terbentuk antara ketinggian 1 20 km, misalnya awan cumulus dan cumulonimbus. Presipitasi Awan yang terbentuk sebagai hasil dari kondensasi uap air akan terbawa oleh angin, sehingga berpeluang untuk tersebar ke seluruh permukaan bumi. Jika butiran air atau kristal es mencapai ukuran yang cukup besar, maka butiran air atau kristal es tersebut akan jatuh ke - 43 -

permukaan bumi. Proses jatuhnya butiran air atau kristal es ini disebut presipitasi. Ukuran butiran air yang jatuh sebagai presipitasi akan beragam. Butiran air yang jatuh berdiameter dari 0,5 mm akan sampai ke permukaan bumi dan dikenal sebagai hujan; ukuran butiran 0,2 mm sampai 0,5 mm akan juga sampai ke permukaan bumi, karena akan menguap dalam perjalanannya menuju permukaan bumi. Ada 2 teori untuk menjelaskan proses terjadinya hujan, yakni: teori kristal es (ice crystal theory) dan teori tumbukan (coalescence theory). Berdasarkan teori kristal es, butiran air hujan berasal dari kristal es atau salju yang mencair. Kristal es terbentuk pada awan-awan tinggi (misalnya awan cirrus) akibat deposisi uap air pada inti kondensasi. Apabila semakin banyak uap air yang terikat pada inti kondensasi ini, maka ukuran kristal menjadi besar, dan menjadi terlalu berat untuk tetap melayang. Kristal es ini akan dipengaruhi oleh gaya gravitasi bumi Dalam perjalanan menuju permukaan bumi, kristal es sehingga jatuh. air hujan. Teori tumbukan berdasarkan pada fakta bahwa butiran air berukuran tidak seragam, sehingga dengan demikian kecepatan jatuhnya pun berbeda. Butiran yang berukuran besar akan jatuh dengan kecepatan yang lebih tinggi dibanding butiran yang lebih kecil, sehingga dalam proses jatuh nya butiran yang lebih besar ini akan menabrak (dan bergabung) dengan butiran yang lebih kecil. Ukuran butiran air hujan ini akan semakin besar dengan semakin banyaknya butiran-butiran air halus yang ditabraknya. Teori kristal es agaknya lebih sesuai untuk menjelaskan peristiwa hujan yang berasal dari awan tinggi; sedangkan teori tumbukan lebih sesuai untuk menjelaskan hujan yang berasal dari awan-awan rendah atau pertengahan. Untuk hujan asal awan tinggi, ada kemungkinan - 44 -

tersebut akan melewati udara panas sehingga mencair menjadi butiran

bahwa yang terjadi adalah gabungan dari proses seperti yang dijelaskan pada teori kristal es dan teori tumbukan. Presipitasi sebagian akan jatuh dipermukaan laut dan sebagian lagi akan jatuh di wilayah daratan. Perlu ditekankan bahwa total presipitasi yang jatuh di permukaan laut (3,4 geogram) lebih rendah dibandingkan dengan total evaporasi dari permukaan laut tersebut (3,8 geogram); sebaliknya total presipitasi yang jatuh di daratan (1,0 geogram) lebih tinggi dibandingkan dengan total evapotranspirasi (0,6 geogram) yang berasal dari daratan. hidup di daratan. Ketimpangan ini justru menguntungkan, karena akan menyebabkan air lebih tersedia untuk kehidupan organisme yang Ketimpangan ini juga menjamin keberlangsungan siklus hidrologi yang melibatkan ekosistem lautan dan daratan. Air asal presipitasi yang jatuh ke daratan yang tidak diuapkan kembalai ke atmosfer, akan mengalir ke lautan, baik melalui aliran permukaan (sungai) maupun melalui aliran bawah tanah, atau gabungan dari kedua cara ini. Estimasi Dan Pengukuran Evapotranspirasi Laju Evapotranspirasi dapat diestimasi melalui beberapa pendekatan atau diukur secara langsung. (lysimeter). Lisimeter Pengukuran laju evapotranspirasi secara laju evaporasi berdasarkan langsung adalah dengan menggunakan alat yang disebut lisimeter mengukur pengurangan berat akibat menguapnya air dari silinder tanah dengan struktur yang tidak terganggu (undeisturbed soil) yang bagian atasnya ditanami dengan tanaman, sesuai dengan jenis vegetasi yang akan diukur laju evapotranspirasinya. Berdasarkan konsep neraca air, laju evaporasi dapat dihitung

berdasarkan jumlah air yang diterima dikurangi dengan jumlah air yang hilang. Secara sederhana evapotranspirasi (ET) dapat dihitung dengan rumus berikut : ET = (P+I) (Pc+dW+RO) - 45 -

Dimana : P = presipitasi I = Irigasi Pc = perkolasi dW = perubahan kandungan air tanah RO = limpasan (run off) Laju evapotranspirasi dapat pula diestimasi berdasarkan data evaporasi yang diukur dengan menggunakan panci evaporasi. Panci evaporasi terbuat dari tembaga dengan diameter 20 cm dan dalam 10 cm. Panci evaporasi diisi dengan air setinggi 20 mm. Jadi volume air yang digunakan adalah 628 cm3. Volume air diukur tiap hari. Jika tidak terjadi hujan, maka pengurangan air di dalam panci evaporasi adalah akibat menguap ke udara oleh proses evaporasi. Jika selama waktu pengamatan terjadi hujan, maka penambahan air akibat hjan tersebut harus pula diperhitungkan. Panci evaporasi ditiutup dengan jala kawat untuk melindungi agar air dalam panci tidak dimasuki kotoran dan tidak diminum oleh burung atau hewan lain. Pengukuran Curah Hujan Curah hujan diukur dengan menggunakan alat ukur curah hujan yang berbentuk silinder dengan bagian atas terbuka (untuk menerima butiran air hujan yang jatuh). Alat ini dipasang di tempat terbuka, sehingga air hujan akan diterima langsung oleh alat ini. Bagian atas yang terbuka dipasang pada ketinggian 20 cm di atas permukaan tanah yang ditanami rumput untuk menghindari masuknya air percikan dari permukaan tanah. Satuan yang digunakan adalah milimeter (mm) dan ketelitian pembacaan sampai pada 0,1 mm. Pembacaaan dilakukan sekali sehari pada pukul 9.00 (pagi). Alat ukur curah hujan ini ada

- 46 -

yang manual dan ada yang dirancang untuk pengukuran secara kontinu (otomatis). Gambar.

Uraian di atas menjelaskan cara pengukuran jumlah curah hujan harian. Selain jumlah curah hujan harian, data klimatologi dapat pula berupa jumlah hari hujan dan intensitas curah hujan. Intensitas curah hujan merupakan ukuran jumlah hujan per satuan waktu tertentu selama hujan 5 berlangsung. sesuai Hujan dengan umumnya dibedakan menjadi tingkatan

intensitasnya seperti yang disajikan pada tabel berikut : Tingkatan Hujan Berdasarkan Intensitasnya Tingkatan Sangatlemah Lemah Sedang Deras Ssangatderas Sumber : Mori et al (1977) Keragaman Laju Evaporasi di Indonesia Laju evaporasi pada suatu wilayah berkaitan erat dengan Intensitasnya (mm/menit) < 0,02 0,02 0,05 0,05 0,25 0,25 1,00 >1,00

intensitas radiasi matahari yang diterima pada wilayah tersebut. Secara umum, semakin tinggi radiasi matahari yang diterima akan semakin tinggi pula laju evaporasi yang berlangsung, dengan asumsi bahwa tersedia cukup air untuk diuapkan. Radiasi aktual yang diterima di permukaan bumi dipengaruhi oleh keadaan sebaran dan ketebalan awan. Di Indonesia, radiasi aktual yang diterima permukaan lebih kecil selama musim hujan dibandingkan dengan selama - 47 musim kemarau. Hal ini

disebabkan karena penutupan awan lebih intensif selama musim hujan. Selain pengaruh musim, laju evaporasi juga berbeda antara dataran rendah dengan dataran tinggi. Laju evaporasi di Rendahnya laju karena dataran rendah umumnya lebih tinggi dibandingkan dengan laju evaporasi di dataran tinggi atau pegunungan. evaporasi di daerah pegunungan juga penutupan awan yang lebih intensif. Laju evaporasi di Indonsesia dan daerah tropis umumnya disebabkan

berkisar antara 100 200 mm per bulan.

Fakta ini yang

sesungguhnya menjadi dasar pemilihan bulan menjadi bulan basah, lembab, dan kering. Bulan basah dalam kaitan dengan ini adalah bulan dengan curah hujan lebih tinggi dari laju evaporasi; sebaliknya bulan kering adalah bulan di mana curah hujan lebih rendah dibandingkan dengan laju evaporasi. Dengan demikian, selama bulan basah terjadi surplus air pada tanah sehingga tanaman tidak akan kekurangan air untuk metabolisme dan pertumbuhannya. tanah, sehingga Selama bulan kering akan tejadi defisit air akan menghambat pertumbuhan atau

mengganggu proses metabolisme tanaman. Variasi laju evaporasi musiman dan untuk lokasi dengan ketinggian tempat yang berbeda dapat dilihat pada gambar berikut :

Gambar

:

Variasi

Laju

Evaporasi

pada

Beberapa

Ketinggian Tempat di Indonesai Pola Curah Hujan di Indonesia - 48 -

Pola

curah

hujan

wilayah pasifik

Indoensaia di sebelah

dipengaruhi timur laut

oleh dan

keberadaan

Samudera

Samudera Indonesia di sebelah barat daya. secara nyata meningkatkan kelembaban

Pada siang hari di atasnya.

proses evaporasi dari permukaan ke dua samudera ini akan udara Kedua samudera ini akan merupakan sumber udara lembab yang akan mendatangkan hujan bagi wilayah Indonesia. Keberadaan dua benua yang mengapit kepulauan Indonesia, yakni Benua Asia dan Benua Australia akan mempengaruhi pola pergerakan angin di wilayah Indonesia. Arah angin sangat penting peranannya dalam mempengaruhi pola curah hujan. Jika angin berhembus dari arah Samudera Pasifik atau Samudera Indonesia, maka angin tersebut akan membawa udara lembab ke wilayah Indonesia yang akan mengakibatkan curah hujan di wilayah angin Indonesia menjadi tinggi; sebaliknya sedikit uap jika air angin berhembus dari arah daratan Benua Asia atau Benua Australia, tersebut akan mengandung (kering) dapat sehingga proses kondensasi secara alamiah tidak

berlangsung. Akibatnya tentu tidak akan terjadi hujan. Antara bulan Oktober sampai maret, angin timur laut akan melintasi garis ekuator, yang disebut sebagai monsoon timur laut (northeast monsoon). Angin ini megakibatkan hujan lebat Sebaliknya, antara mula-mula pada bagian utara Indonesia, kemudian bergerak ke bagian selatan dan tenggara Indonesia. bulan april dan september, angin akan bergerak dari arah tenggara melintasi Benua Australia sebelum sampai ke wilayah Indonesia. sekali Oleh sebab itu, angin dari arah tenggara ini sedikit uap air. Angin kering ini mula-mula mengandung

memasuki wilayah bagian tenggara dan selatan Indonesia, tetapi kemudian terus menyusup ke wilayah utara Indonesia.

- 49 -

Secara umum, untuk wilayah Indonesia di sekitar garis ekuator dicirikan oleh musim kemarau yang singkat dan musim hujan yang panjang. Musim kemarau secara berangsur-angsur menjadi lebih panjang untuk wilayah yang lebih jauh dari garis ekuator kearah selatan dan tenggara. Fenomena ini dapat dilihat pada data curah hujan yang disajikan pada tabel berikut :

Untuk wilayah di sebelah utara garis ekuator, monsoon barat daya yang berasal dari Samudera Indonesia bergerak sampai ke wilayah uatara pulau Sumatera, menyebabkan hjan di wiayah ini pada bulan Mei dan Juni. Udara kering yang berasal dari Benua Asia mencapai wilayah ini pada sekityar bulan Januari dqan Februari. Wilayah yang memiliki 2 kali periode hujan dalam setahun seperti ini dsebut memiliki pola curah han bimodal. Sebagai contoh dapat dilihat pada table berikut : Tabel . Beberapa Lokasi dengan Pola Curah Hujan Bimodal di Indonesia.

Pola curah hujan di Indonesia juga dipengaruhi oleh keberadaan dere5tan pegunungan. terdorong naik Pegunungan karena merupakan penghalang oleh fisdik bagi pergerakan angina. Hujan orografis akan terjadi jika udara lembab pergerakannya terhalang keberadaan

pegunungan. Udara lembab yang terdorong naik akan meurun suhunya dan menyebabkan terjadinya proses kondensasi. Curah hujan untuk sisi arah dating angina lebab (wind-ward side) curah huja akan sangat rendah. Daerah dengan curah hujan rendah ini disebut daerah Sebagai contoh, Pegunungan Bukit Barisandi Pulau bayanagan hujan.

Sumatera berada pada posisi tegak lurus terhadap arah angina yang - 50 -

membawa udara lembab dari Samudera Indonesia. Sebagai akibatnya, curah hujan pada wilayah pantai barat pulau Sumatrera (di sebelah batrat Pegunungan Bukit Barisan) sangat tiinggi; sedangkan untuk wilayah di sebelah timur Bukit Barisan curah hujannya jauh lebih rendah. Seabgaibandingan dapat dilihay pada table berikut. Perbedaan curahujan antara Kota Padang (disebelah barqat, windward) dan Singkarak (disebelah timur windward). Curah hujan 8untuk beberqapa lokasi penting lainnya si wilaytah Indonesia dapat dilihat pqad atabel 4.5. Untuk lokasi yang telah berhasil dikumpoulkan data curaha ujannya, maka variasi curah ujan antara lokasi di Indonesia cukup besar. Menurut Oldeman (1980), curah hujan tahunan terendah dilaporkan di Palu (Sulawesi) yang hanya sebesar 530 mm; sedangkan curah hujan tahunan tertinggi di laporkan di Krangan (Jawa) sebesar 6830 mm. Padsa dqta yang diusajikan oelh nHardjawinata (1980) terlihat bahwa total curah hujan tahunan rata-rata di Baturaden mencapai 8837 mm untuk perriode antara 1931 1960. Tabel. Perbedaan Curah Hujan antara sisi Windwarda dan Sisi Leeward pada pegunungan Bukit Barisan.

Tabel . Curah hjan BUlanan Rata-rata untuk Beberapa Lokasi Tertentu di Indonesia , ubntuk Periode antara 1931 1960.

VI. ANGIN - 51 -

Angin adalah pergerakan udara pada arah horisontal atau hampir horisontal. Sedangkan pergerakan udara arah vertikal dinamai aliran udara. Angin diberi nama berdasarkan arah dari mana angin itu bertiup. Angin selalu bertiup dari tempat yang bertekanan tinggi ke tempat yang bertekanan rendah dengan mengikuti hukum Buys-Ballot yaitu di belahan bumi utara arah angin membelok ke kiri. Penyimpangan ini disebabkan oleh perputaran bumi pada porosnya (rotasi). Kekuatan penyimpangan disebut kekuatan Coriolis. Besarnya pengaruh kekuatan Coriolis ini tergantung pada kecepatan angin dan letak geografis suatu tempat. Makin cepat pergerakan angin dan makin ke utara atau ke selatan dari katulistiwa makin besar kekuatan Coriolis yang berarti makin besar penyimpangan angin. Kekuatan Coriolis adalah nol di katulistiwa dan terbesar di kutub. Udara yang bergerak dekat permukaan tanah mempunyai arah yang tidak teratur dan tidak tetap dan dinamai turbulensi. Turbulensi disebabkan oleh gesekan antara udara dan permukaan tanah yang menghasilkan gerakan kecil-kecil. I. J. Sikloon dan Antisiklon Siklon adalah suatu tempat (pusat tekanan rendah yang dilingkari oleh udara yang makin besar tekanannya. Suatu antisiklon adalah suatu tempat (pusat) tekanan tinggi yang dilingkari oleh udara yang tekanannya rendah. Seperti diterangkan di muka angin bertiup dari tekanan tinggi ke tekanan rendah. Demikian pula pada siklon dan antisiklon ini. Pada waktu mengalir udara mengalami perubahan arah sebagai akibat kekuatan rotasi bumi (kekuatan Coriolis) dimana di belahan bumi utara disimpangkan ke kanan dan dibelahan bumi selatan disimpangkan kekiri. Sebagai akibatnya jalan aliran udara berbentuk pegas (spiral) dan merupakan angin pusingan yang dinamai angin pada siklon dan angin pada antisiklon. Arah angin pada siklon di belahan bumi selatan searah dengan jarum jam. Arah angin pada antisiklon di belahan bumi utara adalah searah dengan jarum jam dan di belahan selatan bertentangan dengan arah jarum jam. - 52 -

K. Angin Laut dan Angin Darat Angin darat dan angin laut adalah sebagai akibat perbedaan sifat pemanasan dari daratan dan lautan. Oleh karena lebih kecilnya daya Sebagai akihbatnya hantar dan panas jenis permukaan tanah, maka kisaran temperatur harian di darat lebih besar daripada di laut. temperatur di atas daratan pada siang hari lebih besar dan pada waktu malam hari lebih kecil daripada di laut. Pada siang hari karena temperaturnya lebih tinggi tekanan udara di daratan lebih kecil daripada tekanan udara di udara lautan. Sebagai akibatnya terjadi pergerakan udara dari laut ke darat dan disebut angin laut. Angin ini mulai timbul pada jarak kira-kira 30 kilometer di atas laut dan dapat menyusup sampai sejauh 48 km di darat. Hanya lapisan yang tipis saja dipengaruhi oleh perbedaan pemanasan ini (240 370 m). Angin ini mulai terjadi kirakira pada pukul 10.00 dan memberikan pengaruh menguragi temperatur di daerah pantai. Pada malam hari daratan lebih dingin daripada lautan. Hal ini menyebabkan tekanan udara bergerak dari daratan lebih besar daripada di atas lautan. Sehingga udara bergerak dari darat ke laut, dan dinamai angin darat. Angin darat kurang berkembang dibandingkan dengan angin laut. Jarak tempuh dan kecepatannya juga berkurang. Angin darat hanya dapat menyusup sejauh kira-kira 8 10 km ke laut. Hal ini karena perbedaan temperatur antara darat dan laut pada waktu malam itu hanya kecil saja.

L. Angin Lembah dan Angin Gunung Perbedaan pemanasan juga terjadi antara lembah dan gunung. Hal ini disebabkan oleh karena perbedaan luas lereng gunung dan lembah sehingga terdapat perbedaan luas lereng gunung dan lembah sehingga terdapat perbedaan jumlah panas yang diterima pada satu satuan waktu. Pada siang hari terdapat pemanasan yang lebih cepat pada lereng gunung sehingga temperaturnya akan lebih besar daripada udara di lembah. Adanya perbedaan temperatur ini menyebabkan perbedaan - 53 -

tekanan udara.

Udara mengalir dari lembah ke lereng gununtg dan Pada malam hari keadaan sebaliknya di mana

dinamai angin lembah.

udara di lereng gunung lebih cepat menjadi dingin sehingga tekanan udara di lereng gunung lebih besar adaripada di lembah sehingga udara mengalir dari lereng gunung ke lembah dan disebut angin gunung. Disamping itu pengaruh gravitasi ikut mempercepat gerakan udara tersebut. M. Angin Musim Perbedaan pemanasan antara daratan dan lautan dalam skala yang lebih besar terjadi antara benua dan samudra. Sistem angin yang terjadi dinama angin musim (monsoon) seperti terjadi di India dan Afrika. Arah angin musim berubah setiap musim tergantung pada letak matahari. Di Jawa misalnya dikenal adanya angin musim barat dan angin musim timur. Adanya angin musim barat bertepatan dengan musim hujan dan angin musim timur bertepatan dengan musim kemarau. Seperti halnya sepanjang pantai hubungan antara temperatur daratan dan air berubah dalam sehari oleh pengaruh insolasi siang hari dan radiasi bumi pada waktu malam hari. Demikian pula terdapat perbedaan temperatur untuk suatu periode yang lebih lama dan meliputi daerah yang lebih luas. Benua lebih panas pada musim panas dan lebih dingin pada musim dingin. Sebagai akibatnya maka terdapat tekanan rendah pada musim panas dan tekanan tinggi pada musim dingin. Perbedaaan temperatur musiman ini menimbulkan sirkulasi yang panas pada musim panas dari daratan yang dingin pada musim dingin. Hal ini terjadi misalnya seperti apa yang terjadi antara Benua Asia dan Australia. Pada waktu matahari ada di belahan bumi utara yang berarti temperatur udara di sana lebih tinggi daripada di Australia sehingga tekanan udara lebih kecil daripada di Australia maka akan bertiup angin dari Australia ke Asia. Kejadian sebaliknya adalah pada waktu matahari ada di belahan bumi selatan. - 54 -

N. Angin Pasat Perbedaan pemanasan yang terjadi terus-menerus antara daerah khatulistiwa dengan daerah subtropis menyebabkan adanya perbedaan tekanan udara antara dua tempat itu yang juga besifat konstan. Hal ini mengakibatkan timbulnya pergerakan udara dari kedua daerah subtropis di kedua belahan bumi mengalir ke khatulistiwa. Pergerakan ini kekal sepanjang tahun dan dinamai angin pasat. Perputaran bumi pada sumbunya menyimpangkan pergerakan udara di kedua belahan bumi sehingga dibelahan bumi utara terdapat angin pasat timur laut dan dibelahan bumi selatan angin pasat tenggara. O. Angin Lokal Oleh karena angin merupakan suatu proses yang sangat berkesan pada alat perasa manusia maka terdapatlah ratusan nama lokal dari angin yang sangat berkesan bagi suatu tempat. Sebagaian dari nama angin ini merupakan pencerminan dari proses-proses cuaca yang sangat luas . sebagian karena pengaruh regional dan yang lain karena pengaruh lokal. Pada umumnya ada dua tipe angin lokal yakni angin panas dan angin dingin. Angin panas dapat disebabkan baik oleh karena berasal dari daerah sumber panas maupun oleh karena adanya pemanasan dinamis dari udara yang turun dari daerah yang lebih tinggi. Angin dingin dapat berasal dari daerah dingin atau oleh adanya aliran udara dari daerah tinggi ke dareah lembah. Angin panas di da