ii

KATA PENGANTAR

Puji syukur kami panjatkan kehadirat Allah SWT karena atas rahmat dan

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

modul ajar dapat kami selesaikan tepat pada waktunya.

Modul Klimatologi ini dibuat sebagai sarana penunjang untuk memperlancar

proses belajar mengajar bagi mahasiswa, khususnya mahasiswa Fakultas Kehutanan

Universitas Hasanuddin.

Penyusunan Buku Ajar ini dapat terlaksana dengan baik atas bantuan dana

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

tim penyusun mengucapkan terima kasih kepada semua pihak yang telah terlibat

langsung maupun tidak langsung didalam penulisan Buku Ajar Klimatologi

Akhirnya kami berharap semoga Buku Ajar Klimatologi ini dapat bermanfaat

bagi siapa saja yang membutuhkannya.

Makassar, September 2009

Tim Penyusun

• Klimatologi

1

I. PENDAHULUAN 1.1. Manfaat dan Peranan Cuaca/Iklim

Cuaca merupakan peristiwa fisik yang berlangsung di atmosfer pada suatu

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

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

sebagai data cuaca diurnal, yang selanjutnya hasil pengamatannya dalam setahun

sebagai data harian dari setahun. Jika data pengamatan dikumpulkan selama

beberapa tahun yang merupakan data historis jangka panjang tentang perilaku

atmosfer yang mencirikan iklim. Sehingga hasil pengamatan data tersebut

merupakan informasi penting pada berbagai bidang terutama yang berkaitan

dengan kehidupan manusia seperti kehutanan dan pertanian dalam arti luas,

penerbangan, hidrologi & pengairan serta kesehatan masyarakat. Adapun manfaat

yang dapat diperoleh dari informasi cuaca/iklim adalah :

1. Sebagai peringatan dini dari dampak negative yang ditimbulkan

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

kencang

2. Menyelenggarakan kegiatan atau usaha dibidang teknik, ekonomi

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

dapat dihindari kerugian yang diakibatkannya

3. Melaksanakan kegiatan tersebut sebaiknya memamfaatkan pula

tehnologi pemanfaatan sumber daya cuaca/iklim.

1.2. Istilah dan Batasan Cuaca/Iklim

Cuaca : Semua proses/peristiwa fisik yang terjadi/berlangsung di atmosfer

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

perubahannya dalam jangka pendek disuatu tempat tertentu dibumi.

Pernyataan secara kuantitatif dari cuaca umumnya digunakan untuk tujuan

ilmiah, sedangkan secara kualitatif merupakan pernyataan masyarakat awam

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

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

yang selanjutnya dapat digunakan menentukan iklim.

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

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

• Klimatologi

2

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

suatu periode yang cukup lama atau daerah yang cukup luas.

Mengingat iklim adalah sifat cuaca dalam jangka waktu panjang dan pada

daerah yang luas , maka data cuaca yang digunakan untuk menyusunnya

seyogiyanya dapat mewakili keadaan atmosfer seluas mungkin diwilayah yang

bersangkutan.

Sifat data cuaca dan iklim adalah data diskontinyu yang terdiri dari

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

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

bentuk nilai akumulasi dan ditampilkan dalam grafik histogram. Sedangkan data

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

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

1.3. Unsur-unsur dan Pengendali Cuaca/Iklim

Cuaca dan iklim merupakan ramuan dari berbagai unsur dan dalam ilmu

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

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

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

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

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

menyeluruh itulah yang disebut perubahan cuaca.

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

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

revolusi bumi akan menimbulkan musim. Daerah subtropika dikenal adanya 4

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

sedangkan daerah tropika dikenal musim hujan dan kemarau serta peralihan kedua

musim.

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

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

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

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

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

(terutama pancaran surya).

• Klimatologi

3

1.4. Mekanisme Pembentukan Cuaca/Iklim

Penyerapan energi surya oleh permukaan bumi akan mengaktifkan

molekul-molekul gas atmosfer sehingga terjadi pembentukan cuaca. Perubahan

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

akan mengakibatkan perubahan jumlah energi surya. Perubahan tersebut meliputi

pemanasan dan pendinginan udara, peningkatan dan penurunan tekanan udara,

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

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

cuaca dengan faktor pengendalinya akan membentuk cuaca sesaat yang dalam

jangka panjang akan membentuk tipe-tipe iklim.

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

1.5. Cabang-cabang Meteorologi/Klimatologi

Ilmu tentang cuaca disebut meteorology dan ilmu tentang iklim disebut

klimatologi adalah dua ilmu pengetahuan fisika yang membahas tentang proses

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

bumi.

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

sulit dipisahkan. Meteorologi lebih menekankan pada proses terjadinya cuaca

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

menekankan pada penyebaran dari hasil proses tersebut (misalnya penyebaran

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

Distribusi/penyebaran tipe cuaca/iklim

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

hadap lautan 5. Pusat tekanan

tinggi & rendah 6. Aliran massa

udara 7. Halangan oleh

pegunungan 8. Arus laut 9. Satu atau lebih

unsur cuaca/iklim

• Klimatologi

4

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

maupun tahunan.

Cabang-cabang Meteorologi/Klimatologi : Klimatograf, Meteorologi/

Klimatologi fisik, Meteorologi/Klimatologi dinamik, dan Meteorologi/

Klimatologi Terapan (Pertanian, Peternakan, Perikanan, Kelautan dan

Kehutanan). Sedangkan ruang lingkup Klimatologi dapat dilihat pada Bagan

dibawah ini :

Gambar 1.2. Ruang Lingkup Klimatologi

1.6. Hubungan antara cuaca/iklim dengan kehutanan/pertanian

Ruang lingkup klimatologi pertanian terbentang antara lapisan tanah

sedalam perkaran tanaman hingga lapisan udara tertinggi yang berhubungan

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

ruang lingkup klimatologi dapat dimulai dari beberapa meter di bawah permukaan

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

hubungan iklim dengan vegetasi hutan dapat dilihat dengan jelas pada penyebaran

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

juga diperhatikan keadaan lingkungan buatan seperti penghalang angin, naungan,

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

KLIMATOLOGI DINAMIKA

KLIMATOLOGI

KLIMATOGRAFI KLIMATOLOGI KLIMATOLOGI FISIK

PENDEKATAN ANALISIS

Diskripti Statistik Matematik Sinopti

RUANG

MESOKLIMATOLOGMIKROKLIMATOLOG MAKROKLIMATOLOG

• Klimatologi

5

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

diperhatikan sbb :

1. Hutan

Cuaca/iklim dapat mempengaruhi kondisi dan penyebaran vegetasi hutan dari

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

paling tinggi keragamannya dan semakin ke kutub pertumbuhan dan

penyebaran vegetasi hutan semakin dibatasi.

2. Tanah

Tanah adalah hasil pelapukan

batuan selama periode waktu

lama yang diakibatkan oleh

perubahan cuaca.

Cuaca/iklim dapat

mempengaruhi sifat-sifat

kimia dan fisika tanah serta

organisme yang ada

didalamnya.

• Klimatologi

6

3. Tanaman

Dimulai dari fase per

kecambahan, fase vegetatif,

generatif dan panen di

pengaruhi oleh lingkungan,

demikian juga pasca panen.

Kualitas produksi tanaman

yang dipanen pada musim

hujan sangat berbeda jika di

panen pada musim kemarau.

Faktor-faktor iklim dapat berperan mencegah terjadinya kebakaran hutan.

Contoh musim kemarau yang pendek, sering ada hujan dapat mencegah

terjadinya kebakaran hutan atau padang rumput.

4. Peternakan

Cuaca/iklim dapat ber

pengaruh langsung terhadap

ternak, contohnya ternak sapi

perah agar hasil susunya

berkualitas dan berkuantitas

maka sebaiknya dipelihara di

pegnungan. Pengaruh secara

langsung melalui

makanannya yang berasal

dari hijauan maupun biji-

bijian.

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

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

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

5. Hama dan penyakit

Pada musim hujan kondisi iklim menjadi lembab sehingga banyak tanaman

diserang penyakit, pada musim kemarau diserang hama. Tinggi rendahnya

populasi hama & penyakit tergantung pada keadaan lingkungan. Keadaan

• Klimatologi

7

lembab menyebabkan jumlah penyakit akan optimum dan keadaan suhu yang

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

organisme hama atau penyakit dan tanaman yang terserang. Proteksi terhadap

hama & penyakit dengan menggunakan pestisida dapat dicari pada saat yang

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

lainnya.

6. Bangunan-bangunan pertanian

Merencanakan bangunan-bangunan pertanian seperti tingginya bendungan,

dalamnya saluran draenase harus memperhitungkan keadaan cuaca/iklim

setempat. Kandang ternak agar kuat mendapat terpaan angin maka sebaiknya

ditanami pohon-pohon pelindung angin. Disamping itu dapat melindungi

ternak agar tidak mengenai langsung angin seingga dapat mengganggu

kesehatannya. Demikian juga mesin-mesin pertanian yang kondisi lembab

dapat berakibat cepat mengalami karat.

7. Modifikasi cuaca/iklim

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

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

hujan melainkan melalui saluran irigasi yang datang dari waduk. Waduk

merupakan hasil modifikasi hujan. Demikian juga halnya dengan pohon-

pohon pelindung menaungi terhadap matahari langsung.

8. Pengukuran iklim pada Percobaan Agronomi

Masalah-masalah seperti banyaknya air irigasi yang diperlukan untuk padi

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

pada setiap fase kegiatan pertanian, demikian pula perencanaan kegiatan

pertanian sehari-hari sampai jangka panjang tidak luput dari pengaruh

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

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

serta ketahanan tanaman terhadap hama & penyakit pada berbagai keadaan

cuaca/iklim.

Dengan hasil pengukuran tersebut dapat diketahui cara memilih tempat yang

sesuai untuk tanaman tertentu atau memilih tanaman yang sesuai untuk suatu

tempat tertentu. Selanjutnya dapat diketahui dimana daerah-daerah yang

• Klimatologi

8

sesuai dengan dukungan data cuaca/iklim secara kuantitatif, untuk

mengembangkan suatu usaha pertanian agar mendapat nilai tambah.

• Klimatologi

9

II. ATMOSFER

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

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

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

permukaan bumi berfungsi sebagai :

(a) Pelindung bumi terhadap pemanasan dan pendinginan yang

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

hari dapat mencapai – 1840C)

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

hidup (yaitu sinar UV yang dapat menyebabkan kanker kulit pada

manusia).

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

fotosintesis dan O2 dalam proses respirasi).

(d) Pengatur kelestarian mekanisme terjadinya cuaca & iklim.

2.2. Komposisi Atmosfer

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

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

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

99.98% - 99,99% volume udara.

(b) Gas penyerta:

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

dan O3.

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

H2O, O3, dan aerosol.

• Klimatologi

10

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

Gas (Zat)

Berat Molekul

Banyaknya (Bagian Total Molekul)

Nitrogen (N2) 28.016 78.07%

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

Karbon Dioksida (CO2).

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

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

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

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

secara selektif serta pada umumnya tidak menyerap radiasi surya sebagai radiasi

gelombang pendek.

Laju kenaikan konsentrasi CO2 cenderung meningkat meskipun saat terakhir ini

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

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

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

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

Uap air (H2O)

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

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

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

sebagai bahan pemindah energi kalor (bahang ) laten.

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

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

• Klimatologi

11

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

4% volume atau 3% dari massa atmosfer.

Ozone (O3)

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

km dengan melalui reaksi :

UV

O2 20

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

Momentum berupa gas lain)

Ozone tersebut dapat terurai lagi menjadi oksigen jika sinar ultra violet

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

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

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

reaksi berikut :

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

O3 O2 + M (rampasan satu atom O dari O3

Oleh atom klorin dari CFC).

Dampak negatif dari kegiatan manusia yang dapat menyebabkan menipisnya

lapisan ozon adalah terjadinya kerusakan secara fisik oleh pesaawat supersonik/

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

berfungsi sebagai penyerap yang baik terhadap sinar UV yang berbahaya bagi

kehidupan manusia dan kehidupan lainnya serta dapat menyerap radiasi bumi pada

panjang gelombang tertentu.

Aerosol

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

1. Debu 20 % (terutama dihasilkan daerah kering)

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

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

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

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

• Klimatologi

12

Aerosol berfungsi sebagai inti-inti kondensasi dan memencarkan radiasi surya

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

pendinginan di permukaan bumi serta angin.

2.3. Struktur Lapisan Atmosfer

Atmosfer dapat dibagi atas beberapa lapisan berdasarkan penyebaran suhu,

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

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

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

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

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

Misalnya pengukuran suhu mulai permukaan bumi sampai ketinggian 30 km

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

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

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

cirri-ciri penyebaran suhu diperlihatkan pada gambar 2.1

Gambar 2.1. Ketinggian dari lapisan-lapisan atmosfer

Troposfer

Merupakan lapisan terbawa dari atmosfer yang terletak pada ketinggian mulai

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

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

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

• Klimatologi

13

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

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

Sumber bahan utama dari dari lapisan atmosfer ini adalah permukaan bumi

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

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

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

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

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

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

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

karena adanya kekerasan permukaan yang menyebabkan terjadinya gaya gesekan dan

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

disebut atmosfer bebas, sedangkan dibawahnya disebut lapisan batas atmosfer dan

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

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

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

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

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

(golakan) atmosfer.

Stratosfer

Strotosfer merupakan lapisan atmosfer kedua setelah trofosfer yamg terletak

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

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

menurut ketinggian yang disebut inversi suhu.

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

sub lapisan dengan laju perubahan suhu yang berbeda yaitu:

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

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

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

Lapisan ini merupakan lapisan amosfer utama yang mengandung ozone terutama pada

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

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

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

• Klimatologi

14

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

stratopause. Stratopause merupakan lapisan batas antara strafosfer dengan lapisan

mesosfer di atasnya.

Mesosfer

Mesosfer merupakan lapisan ketiga dari atmosfer yang terletak pada ketinggian

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

seperti yang terjadi pada lapisan pertama sampai mencapai puncaknya dengan suhu

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

lapisan batas di bawahnya.

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

pada akhirnya akan menghasilkan molekul O3 dalam proses ionosasi terutama pada

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

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

Termosfer

Termosfer merupakan lapisan keempat dari atmosfer yamg terletak pada

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

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

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

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

degan konsentrasi electron bebas yang tinggidisebut ionopsfer.

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

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

molekul-molekul oksigen dan dan nitrogen serta atom oksigen.

Lapisan atmosfer dibawah mesopause mempunyai komposisis atmosfer yang

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

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

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

oksigen seperti yang terjadi pada lapisan kedua (strafosfer).

• Klimatologi

15

• Klimatologi

16

III. PANCARAN SURYA 3.1. Konsep Radiasi

Perpindahan energi kalor (bahang) dari suatu tempat kelain tempat

dipancarkan dalam bentuk gelombang elektromagnetik baik tanpa perantara

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

dan gelombang yang berpindah dengan kecepatan sama dengan kecepatan cahaya

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

Planck dengan persamaan :

λhce = ………. (1)

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

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

mengandung energi sebanyak 3.6x10-19 J.

Perhitungan energi seperti diatas biasanya ditujukan untuk mengetahui

energi yang diperoleh dari reaksi fotokimia seperti pada proses fotosintesa.

Sedangkan untuk mengetahui jumlah energi foton yang dipancarkan per satuan

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

persamaan :

( )( )λρ

λρρfotonenergijumlah

energialiranfotonaliran∫

∫= ……… (2)

Jumlah energi foton merupakan integral dari suatu kisaran panjang gelombang.

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

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

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

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

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

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

• Klimatologi

17

3.2. Radiasi Matahari (Pancaran Surya)

Pancaran surya dapat dibagi berdasarkan fungsi masing-masing, yaitu

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

komponen akan berbeda efeknya terhadap mahluk hidup dan tumbuhan atua

tanaman.

Intensitas pancaran surya, adalah jumlah energi yang dipancarkan oleh

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

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

MJm-2.S-1.

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

0oK akan memancarkan energi pancaran dari seluruh panjang gelombang sinar

yang dipancarkan oleh permukaaan tersebut. Jumlah energi ini sangat ditentukan

oleh suhu permukaan semakin tinggi pula energi yang dipancarkan dengan

mengikuti persamaan Stefan-Boltzmann sbb :

R = σ.T4 ……… (3)

Persamaan di atas hanya berlaku bagi benda dengan permukaan hitam

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

sifat tersebut. Oleh karena itu disesuaikan dengan memasukkan suatu komponen

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

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

R = ε.σ.T4 ……… (4)

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

permukaan benda hitam bernilai 1 (satu).

Kualitas pancaran surya, membicarakan mengenai panjang gelombang

dari semua sinar yang dipancarkan oleh permukaan surya, panjang gelombang

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

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

pancaran gelombang pendek (short wave radiation).

Dengan berdasarkan hokum Planck maka energi yang dipancarkan tiap

panjang gelombang sinar adalah berbeda. Akan tetapi panjang gelombang sinar

dengan jumlah energi pacaran maksimum (λmaks) bergantung pada suhu

• Klimatologi

18

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

Wien) :

Τ=αλ maks …………(5)

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

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

Bila setiap sinar tersebut dihubungkan dengan efek fisik dan biologinya

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

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

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

Panjang hari dan lama penyinaran surya, periode sampai mulai terbit

sampai terbenamnya surya, sedangkan lama penyinaran adalah lamanya surya

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

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

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

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

sebaliknya dibelahan bumi selatan. Data lama penyinaran surya digunakan untuk

menduga intensitas pancaran surya melalui persamaan:

Faktor-faktor yang mempengaruhi insolasi

Intensitas pancaran surya pada suatu saat dan tempat tertentu sebelum

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

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

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

negative.

Hukum Stefan-Boltzmann mengasumsikan bahwa jika surya dengan suhu

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

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

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

factor yakni intensitas pancaran surya di permukaannya, factor astronomis dan

transparansi atmosfer.

• Klimatologi

19

Intensitas Surya Di Permukaannya. Nilainya bergantung dengan suhu

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

Demikian sebaliknya, perubahan intensitas akan mengakibatkan pancaran

berfluktuasi sekitar 1,5 % dalam kurun waktu tertentu.

Faktor-faktor Astronomis. Faktor ini menyangkut tentang perubahan letak

kedudukan bumi terhadap surya, yang menyebabkan perbedaan sudut jatuh sinar

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

kedudukan bumi terhadap surya akan mengakibatkan tiga aspek perubahan yaitu:

a. Jarak antara surya dan bumi

b. Panjang hari

c. Sudut jatuh sinar

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

disebut angot radiation atau extra terrestrial radiation.

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

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

persamaan :

RorRar oa22 44 ππ =

RorrRa

a

o⎟⎟⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛= 2

2

• Klimatologi

20

RorrRa

a

2

0⎟⎟⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛=

2

/ ⎟⎟⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛=

o

a

rr

RoRa

2RorRa= …………….. (6)

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

juga bervariasi menurut waktu dan tempat atau lintang.

Panjang hari, Jika tidak ada atmosfer maka perbedaan penerimaan pancaran

surya dipermukaan bumi pada suatu waktu tertentu hanya disebabkan oleh

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

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

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

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

⎥⎦⎤

⎢⎣⎡ +

−=365

102cos4.23 Noπδ ………………. (8)

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

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

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

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

seperti berikut :

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

Cos 90 = 0

0 = sin φ sin δ + Cos φ Cos δCos h

Cos H = - tgφ tgδ

H = arc. Cos (-tgφ tgδ)

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

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

N = 2H (24/360o)

• Klimatologi

21

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

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

hari terutama akibat revolusi bumi. Perubahan ini mengakibatkan variasi insolasi

harian pada suatu tempat di permukaan bumi seperti dikemukakan oleh Lambert

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

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

akan bervariasi menurut kosinus sudut antara garis normal pada permukaan

dengan arah pancaran yang dapat dinyatakan dalam persamaan :

δcos=IoI

…………….. (9)

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

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

Transparansi atmosfer. Sinar surya memasuki atmosfer maka akan

terjadi pengurangan yang tiba dipuncak atmosfer. Pengurangan tersebut akibat

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

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

Merupakan proses penyampaian energi pancaran pada molekul-molekul

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

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

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

2.7 µm.

Pemencaran (scattering)

Pemencaran adalah pembelokan sinar kesegala arah oleh molekul-molekul

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

atmosfer terhadap sinar yang datang padanya. Pemencaran berdasarkan ukuran

partikel maka partikel dengan diameter yang relative kecil oleh partikel Reyleigh

disebut true scattering akan menimbulkan warna biru dilangit sebaliknya partikel

Mie dengan ukuran diameter besar disebut scattering yang dapat menyebabkan

warna merah dilangit.

Penyerapan dan pembauran penyebab terjadinya turbiditas yang dapat

mengurangi sifat tembus atmosfer terhadap energi pancaran, terutama terhadap

• Klimatologi

22

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

pengurangan atau penyirnaan energi pancaran ditentukan oleh sifat dan jumlah

bahan seperti pada persamaan :

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

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

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

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

persamaan Sutton (1953) :

AgaT =

AgawW

AgasST )()(1 ++= ……… (11)

Penurunan intensitas di permukaan bumi pada jarak x dari puncak

atmosfer dengan intensitas pancaran Io merupakan fungsi eksponensial menurut

Beer (hukum Beer) dengan persamaan :

axeIoIx −= ………………. (12)

Pemantulan (reflektivitas dan albedo)

Sebagian pancaran surya yang mencapai atmosfer dan permukaan bumi

dapat dipantulkan kembali keruang angkasa tanpa mengalami perubahan panjang

gelombang, sehingga tidak memberikan efek lain terhadap permukaan bumi dan

lingkungannya. Reflektivitas ditujukan bagi pemantulan sinar dari panjang

gelombang tertentu, sedangkan albedo ditujukan bagi pemantulan sinar dari suatu

kisaran panjang gelombang.

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

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

dengan intensitas pancaran yang tiba pada permukaan tersebut (insolasi dengan

symbol Ri) yang dapat dinyatakan dalam persamaan :

• Klimatologi

23

%100xRiRa

=α ……………. (13)

Pada umumnya nilai albedo pada kisaran panjang gelombang yang dapat

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

dan menurun pada panjang gelombang sekitar 1.5-4.0 µm.

Prinsip albedo ini banyak diterapkan pada pemotretan udara untuk

menentukan penggunaan lahan dari suatu daerah dan keadaan pertanaman apakah

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

Awan merupakan reflector yang efektif, oleh karena intensitas pancaran

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

Berdasarkan hasil pengukuran, maka tinggi rendahnya albedo suatu permukaan

ditentukan oleh berbagai factor, yaitu :

a. Kisaran panjang gelombang

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

kekasaran permukaan. Makin terang warna atau makin kasar

permukaan semakin tinggi albedonya

c. Kandungan air permukaan, makin kering permukaan semakin tinggi

albedonya

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

sebaliknya semakin kecil albedonya.

3.3. Pancaran bumi dan Atmosfer

Berdasarkan hokum Stefan-Boltzmann, maka setiap permukaan dengan

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

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

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

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

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

berturut-turut mempunyai λmaks 10.1 µm dan 14.5 µm.

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

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

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

angkasa disebut radiation window.

• Klimatologi

24

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

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

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

akan dipancarkan ke permukaan bumi yang akan meningkatkan suhu di

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

Awan merupakan penghalang yang baik terhadap radiasi surya dan bumi,

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

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

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

yang dikemukakan oleh Black (1956) merupakan persamaan kuadratik dari

parabola terbalik yaitu :

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

Sedangkan pengaruh awan terhadap bumi dapat dilihat dari persamaan Brunt

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

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

( ) ..................1)079.056.0(4 aCeaTRb −−=σ … (15)

Nilai atmosfer merupakan suatu nilai tetapan yang sangat ditentukan oleh tipe atau

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

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

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

penyinaran (n/N).

3.4. Neraca Radiasi dan Keefektifan Radiasi

Kesetimbangan pancaran merupakan perimbangan antara pancaran surya

sebagai radiasi gelombang pendek dengan pacaran bumi dan atmosfer sebagai

radiasi gelombang panjang, yang dapat dinyatakan dalam bentuk persamaan :

( ) ( ) RnRiRiRsRs =−−− ↓↑↑↓

Oleh karena Rs adalah radiasi surya ke atas yang dipantulkan oleh permukaan

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

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

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

dirubah menjadi :

• Klimatologi

25

Ri (1-a) – Rb = Rn

Rns + Rnl = Rn

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

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

ikim lokasi. Misalnya daerah perairan mempunyai keefektifan radiasi yang lebih

tinggi dibandingkan daerah daratan. Perbedaan tersebut tergantung pada nilai

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

albedo dan suhu permukaan sebaliknya semakin rendah keefektifan radiasi.

3.5. Neraca Bahang

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

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

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

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

kecil < 5% dapat dinyatakan dalam bentuk persamaan :

Rn = A + S + LE

Anggaran Rn yang tersedia di permukaan sebagai energi radiasi, sebelum

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

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

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

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

digunakan untuk memanaskan tanah dan udara di atasnya sehingga suhunya akan

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

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

dirasakan terlalu dingin. Dengan memperbanyak tanaman hias sebagai jalur hijau

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

anggaran Rn bernilai positif berarti permukaan merupakan sumber bahang (heat

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

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

permukaan berubah menjadi penerima bahang. Sehingga arah dari setiap

komponen neraca bahang pada malam hari menuju permukaan (kecuali Rn

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

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

• Klimatologi

26

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

penguapan.sedangkan pada malam hari akan terjadi kenaikan suhu menurut

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

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

kaca, pengembunan biasanya tidak terjadi.

• Klimatologi

27

IV. SUHU DAN KESTABILAN ATMOSFER 4.1. Istilah dan Batasan

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

di permukaan bumi sebagian digunakan untuk memanaskan tanah dan udara di

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

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

tersebut hanya untuka menigkatkan suhunya dengan persamaan :

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

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

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

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

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

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

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

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

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

rendah daripada diatas daratan, sebaliknya terjadi malam hari.

Berdasarkan uraian diatas maka anggaran Rn untuk memanaskan tanah

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

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

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

suatu bahan secara kualitatif dapat didefinisikan adalah ukuran atau derajad

panas/dinginnya secara relative dari bhaan tersebut.

Untuk mengetahui suhu suatu benda, prinsipnya pemuaian atau

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

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

dengan suhu thermometer yang kemudian dapt langsung dibaca skala derajadnya

seperti pada gambar berikut :

• Klimatologi

28

Gambar 4.1. Temperatur

Berdarsarkan hukum I Termodinamika, bahang yang diberikan pada suatu

system digunakan untuk meningkatkan energi internal sebagai energi kenetik

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

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

meningkatkan tenaga kenetik dari molekul system. Berdasarkan hal tersebut

maka secara kuantitatif suhu suatu bahan dapat didefinisikan adalah energi

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

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

dibuat dalam suatu persamaan yakni :

P = C.M (T2 – T1)………… (2)

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

dan C = Tetapan atau panas jenis.

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

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

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

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

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

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

dapat dirubah menjadi :

C = ρ.c ……………….. (3)

-273o

373o

273o

212o

32o 0o

100o

Celcius Fahrenheit Kelvin

Titik didih air

Titik beku air

• Klimatologi

29

Kalor jenis dan kapasitas kalor isi dari berbagai jenis bahan dieprlihatkan

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

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

menaikkan suhu yang sama.

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

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

panas dan mudah pula mengeluarkan panas atau dingin.

Tabel 4.1. Daya Hantar Kalor dan Kalor Jenis Bahan Penghantar

Jenis Bahan

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

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

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

sekitar 833 kali daripada udara untuk menaikkan suhu yang sama.

4.2. Perpindahan Panas (Bahang)

Pada siang hari suhu permukaan bumi lebih tinggi daripada suhu udara

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

bahan (mediuma0 mengandung bahang yang lebih tinggi daripada disekelilingnya,

maka bahang tersebut sebagian akan dipindahkan kesekelilingnya dengan

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

dan radiasi (pancaran).

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

benda padat seperti tanah. Perpindahan ini terjadi karena meningkatnya tenaga

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

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

yang dipindahkan persatuan luas persatuan waktu yang disebut kerapatan aliran

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

hantar bahang (λ) atau dengan persamaan :

• Klimatologi

30

ΖΤ

−=δδλH …………………. (4)

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

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

tanah merupakan konduktur yang terbaik sebaliknya udara. Kecuali pada tanah

kering dimana ruang pori lebih banyak terisi udara.

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

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

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

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

Pada olakan paksa, udara bergerak melalui lapisan pembatas (boundary

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

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

Sedangkan pada olakan bebas, udara dipanaskan oleh permukaan bumi sebagai

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

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

terus atau turun kembali tergantung pada kestabilan atmosfer.

Proses perpindahan bahang di udara melalui olakan lebih efektif daripada

hantaran atau pancaran. Jumlah bahang yang dipindahkan persatuan waktu per

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

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

1), yang dinyatakan dalam persamaan :

⎥⎦⎤

⎢⎣⎡ΖΤ

⎥⎦

⎤⎢⎣

⎡−=

δδρ

a

p

rC

H………………. (5)

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

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

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

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

pancaran tersebut diserap dan oleh permukaan bumi dikomversi kembali menjadi

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

• Klimatologi

31

serta menguapkan air di permukaan. Proses pemindahan bahang pada cara

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

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

dipindahkan bersama-sama dengan medium yang dipanaskan. Sebagai per

bedaannya, proses pemindahan bahang bersama dengan parsel udara yang

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

dengan cara adveksi bersamaan dengan massa udara yang bergerak secara

horizontal yang disebut angin. Adveksi merupakan sumber energi kedua yang

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

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

oase (oases effect).

4.3. Penyebaran Suhu Udara

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

dikenal penyebaran suhu udara diurnal, bulanan dan tahunan. Sedangkan

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

permukaan.

1. Penyebaran Suhu Udara Menurut Lintang

Lintang merupakan salah satu pengendali iklim terutama pada daerah

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

lintang akan menyebabkan perbedaan insolasi dan radiasi neto harian atau

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

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

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

maksimum terjadi ekuator. Pencapaian insolasi harian maksimum disebabkan

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

hari yang bersangkutan.

Hubungan antara suhu udara dengan Rn lebih dekat disbanding dengan

insolasi oleh karena anggaran Rn sebagian digunakan untuk memanaskan

tanah dan udara, sebagian digunakan untuk menguapan air.

Penyebaran radiasi neto menurut waktu dan lintang akan bernilai positif

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

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

• Klimatologi

32

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

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

sebaliknya terjadi pada lintang 35o Utara atau Selatan.

Variasi suhu udara diurnal pada daerah tropika lebih besar daripada

daerah subtropika, tetapi sebaliknya variasi suhu udara harian (selama

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

Hal ini disebabkan selain karena variasi insolasi atau radiasi neto harian

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

jauh lebih besar daripada daerah tropika. Sebaliknya variasi insolasi selama

sehari pada daerah tropika justru lebih besar daripada daerah subtropika.

2. Penyebaran Suhu Udara Menurut Altitude

Di daerah tropika seperti Indonesia, ketinggian tempat (altitude)

merupakan pengendali utama terhadap unsure-unsur iklim, terutama

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

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

besarnya laju penurunan suhu ini bervariasi menurut waktu dan ruang.

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

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

persamaan :

T = 26.3 – 0.61 h…………… (6)

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

suhunya sebesar 0.61 oC sehingga disebut laju penurunan suhu lingkungan.

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

disebabkan oleh karena permukaan bumi merupakan pemasok panas terhadap

tanah atau air dan udara di atasnya.

Tetapi bagi parsel udara yang naik, laju penurunan suhunya relative

lebih tinggi atau lebih rendah daripada laju penurunan suhu lingkungan

tergantung pada kondisi kelembaban diatmosfer. Pada kondisi atmosfer

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

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

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

• Klimatologi

33

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

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

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

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

tetapi nilainya bervariasi menurut ketinggian. Misalnya pada lapisan terbawah

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

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

Istilah adibatik disini merupakan proses penurunan suhu berlangsung secara

adiabatic. Proses adiabatic adalah proses perubahan sifat fisik suatu system

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

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

3. Penyebaran Suhu Udara Menurut Tipe Permukaan

Secara makro perubahan suhu udara menurut tipe permukaan

berdasarkan penyebaran daratan dan perairan. Air merupakan penyimpan

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

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

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

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

diatas perairan lebih rendah daripada di atas daratan. Penyebabnya

kemampuan permukaan air menyerap energi pancaran surya dan kapasitas

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

tetapi didukung daya tembus sinar lebih dalam dan pemindahan bahang lebih

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

4.4. Kestabilan Atmosfer

Proses pemindahan bahang dari permukaan bumi kelapisan udara

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

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

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

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

kembali tergantung pada kondisi atmosfer yang disebut kestabilan atmosfer.

• Klimatologi

34

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

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

tersebut cenderung naik terus sampai mencapai batas ketringgian kondensasi

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

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

ketinggian kondensasi setelah terjadi pemanasan yang cukup tinggi dipermukaan

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

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

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

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

dikatakan dalam keadaan netral (neutral).

Secara kuantitatif keempat macam kestabilan atmosfer merupakan hasil

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

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

dan bila γs <γ < γd menyebakan atmosfer dalam keadaan instabil bersyarat,

sedangkan bila γ = γd yang terjadi pada sore hari dan γ = γsterjadi pagi hari

menyebabkan atmosfer dalam keadaan normal.

Secara grafik kestabilan atmosfer dapat diillustrasikan melalui Gambar.

Pada gambar tersebut diperlihatkan laju penurunan suhu lingkungan pada tiga

kondisi atmosfer dengan posisi garis yang berbeda, yaitu garis AD, AE dan AF,

masing-masing memperlihatkan atmosfer dalam keadaan instabil, stabil dan

instabil bersyarat. Sedangkan garis AB dan BC masing-masing merupakan laju

penurunan suhu adiabatic kering (γd) dan adiabatic jenuh (γ).

Pada kondisi atmosfer dalam keadaan stabil (AE) pada setiap ketinggian di

atmosfer suhu parsel udara selalu lebih rendah daripada suhu udara lingkungan,

sehingga parsel udara yang mula-mula naik akan cenderung turun kembali.

Tetapi bila atmosfer dalam keadaan instabil (AD), suhu parsel udara justru selalu

selalu tinggi daripada suhu udara lingkungan sehingga parsel udara yang mula-

mula naik akan cenderung naik terus. Sedangkan bila kondisi atmosfer dalam

keadaan instabil bersyarat (AF), suhu parsel udara selalu lebih rendah daripada

suhu lingkungannya sampai batas perpotongan garis AF dengan BC. Selanjutnya

diatas ketinggian tersebut parsel udara baru naik secara bebas. Selain factor

• Klimatologi

35

penyebab tersebut, instabil bersyarat juga terjadi akibat adanya halagan

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

Atmosfer dalam keadaan stabil akan mengakibatkan kondisi cuaca dalam

keadaan cerah, keadaan instabil akan mengakibatkan kondisi cuaca dalam

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

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

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

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

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

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

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

F

C E

D

B

Gambar 4.2. Penyebaran Suhu Lingkungan dan Parsel Udara Menurut

Ketinggian pada Berbagai Kondisi Kestabilan Atmosfer

A

Suhu (ºC)

Z1

Z2

• Klimatologi

36

V. KELEMBABAN UDARA DAN KEAWANAN 5.1. Komponen Kelembaban Udara

Kelembaban adalah kadar uap air diudara/atmosfer yang dapat dinyatakan

dalam berbagai cara :

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

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

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

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

tersebut tidak sanggup lagi menerimanya/mengandungnya, maka udara tersebut

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

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

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

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

melalui persamaan Clausius-Clopeyron :

( )12

12

ααδδ

−Τ=

ΤLes

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

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

sehingga persamaan akan berubah menjadi :

2

12

αδδ

Τ=

ΤLes

Oleh karena persamaan pα = RT dan vM

RR*

=

P = es

Sehingga akan berubah menjadi :

212

* Τ=

Τ ResMvLes

δδ

• Klimatologi

37

∫∫∂

=∂2

12

* TT

RMvL

eses

⎥⎦⎤

⎢⎣⎡=

TRMvLesLn 1

*12

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

menjadi :

⎥⎦⎤

⎢⎣⎡ −=

TRMvLesLn ev 1

2731

*1078.6 dan

⎥⎦⎤

⎢⎣⎡ −=

TRMvLesLn sub 1

2731

*1078.6.

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

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

tersebut akhirnya akan diperoleh :

TTLnesLn+

+=3.237

239.171078.6

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

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

2. Kelemababan Mutlak, ρv (g.m-3)

Jumlah uap air yang terkandung dalam satu satuan volume udara.

ρv = mv/v = 1/αv

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

Jumlah uap air yang terkandung dalam satu satuan massa udara.

dv

v

mmm

q+

=

Vmm

Vm

qd

v

v

+=

• Klimatologi

38

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

untu uap air TR

eMvv*

=ρ untuk udara kering ( )TRMdMvpd

*+

=ρ

⎥⎦⎤

⎢⎣⎡

+=

MdMvMv

re

dρρ

⎥⎥

⎦

⎤

⎢⎢

⎣

⎡

+=

ερρ

111

pe

d

Dimana 622.0==MdMvε

⎥⎦⎤

⎢⎣⎡+

=ε

ε1p

eq

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

Jumlah uap air yang terkandung dalam satu satuan massa udara kering

W = mv/md = dv

Vmd

Vmv

ρρ=

oleh karena rd = RT dan r/ρ = R*.T/M

untu uap air RTeMvv=ρ untuk udara kering ( )

RTMdepd −

=ρ

maka

( )Mdep

eMvdv

−=

ρρ

( )epe

MdMv

dv

−=

ρρ

( )epeW−

= ε

• Klimatologi

39

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

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

tekanan tertentu terhadap nisbah campuran jenuh yang dapat dinyatakan dalam

persamaan :

swwRH =

espes

epe

RH−

−=ε

ε

bila diasumsikan p-e = p-es maka

%100×=eseRH

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

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

ditentukan jumlah dan jenis inti-inti kondensasi.

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

es oleh karena Lsublimasi > Levaporasi.

5. Suhu bola basah (Tw)

Alat pengukur suhu dan kelembaban biasanya digunakan Termometer bola

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

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

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

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

sekitarnya sebagai panas sensible yang menyebabkan suhu Tw turun dan lebih

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

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

perhitungan komponen-komponen kelembaban udara :

TTLnesLn+

+=3.237

239.171078.6 e = es* - ργ (TBK-TBB)

693.1239,173,237−

=YTd dimana ⎥⎦

⎤⎢⎣

⎡=

1078,6ln eY

• Klimatologi

40

( )eper

−=

622 p

eSH622.1622

= DTU = ese −

5.2. Pengembunan dan Kondensasi

Batas ketinggian kondensasi (LCL) adalah batas ketinggian atmosfer,

diamana udara tidak jenuh diangkat melalui ekspansi adiabatic kering untuk

menghasilkan kondensasi.

Pengembunan dan kondensasi merupakan dua proses yang sama, yaitu

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

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

sedangkan pengembunan terjadi pada/dekat permukaan bumi.

Bila kelembaban nisbi udara telah mencapai 100% atau didekatnya

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

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

pengembunan atau kondensasi. Hasil pengembunan atau kondensasi tegantung

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

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

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

dingin.

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

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

dari massa udara dengan suhu dan kelembaban yang berbeda.

Embun dan ibun putih merupakan hasil dari pengembunan dekat

permukaan bumi karena tingginya radiasi bumi efektif oleh karena cuaca dalam

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

butir air yang kelewat dengin menyentuh benda-benda dingin.

Kabut merupakan hasil pengembunan/kondensasi yang berlangsung dekat

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

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

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

lemah. Sedangkan kabut adveksi terjadi karena adanya gerakan udara yang

• Klimatologi

41

hangat dan lembab secara horizontal kearah permukaan yang dingin. Terjadinya

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

dimana terjadi perbedaan suhu yang besar secara horizontal.

5.3. Bentuk dan Klasifikasi Awan

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

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

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

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

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

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

awan harus tumbuh menjadi ukuran yang lebih besar dengan melalui proses

tumbukan Findeisen dan Bergeron.

Awan dapat diklasifikasikan menurut genus, jenis, varietas dan bentuk

tambahan. Berdasarkan genusnya maka awan dapat dikelompokkan atas 10

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

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

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

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

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

awan yang pertumbuuhannya dalam arah horizontal, dan bentuk gumpalan

disebabkan oleh karakteristik awan yang pertumbuhannya secara vertical akibat

komveksi local.

Secara international telah disetujui untuk penamaan awan digunakan nama

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

yang berbentuk lapisan dinamakan stratus yang berarti lapisan, dan yang

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

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

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

dipakai dalam kombinasi kata majemuknya. Misalnya Nimbostratus yang berarti

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

tinggi dan Altocumulus yang berarti awan yang berbentuk gumpalan pada

ketinggian yang tinggi. Selain itu penamaan awan juga digunakan gabungan

• Klimatologi

42

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

Misalnya Sirokumulus berbentuk gumpalan kecil yang tampak terdiri dari serat

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

gumpalan dengan ukuran horizontalnya jauh lebih besar dari ukuran vertikalnya.

Tabel 5.1. Klasifikasi Awan Secara International

Jenis Awan Equator (km) Kutub (km) Contoh

Awan tinggi 8 – 20 3 - 8 Ci, Cs, Cc

Awan Sedang 2 - 8 2 - 4 As, Ac

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

Awan dengan 0 - tropopause - (t <<< ) Cu, Cb

Pertumbuhan vertikal

5.4. Fungsi Dasar Awan

Awan sebagai penghalang terhadap radiasi surya maupun radiasi bumi.

Awan sebagai pemantul yang baik terhadap radiasi surya, sebaliknya awan

sebagai penyerap yang baik terhadap radiasi bumi. Intensitas pengaruhnya

tergantung pada ketinggian awan. Makin tinggi awan, sebaliknya semakin kurang

efektif awan menahan radiasi surya maupun radiasi bumi. Oleh karena itu, awan

berpengaruh terhadap neraca radiasi (keseimbangan pancaran) dan efek rumah

kaca di alam.

• Klimatologi

43

VI. PRESIPITASI 6.1. Bentuk-bentuk Presipitasi

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

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

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

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

proses pengembunan yang terjadi dekat permukaan bumi akan terbentuk embun,

embun beku dan kabut.

Hujan adalah salah satu bentuk presipitasi yang terpenting pada daerah

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

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

semua tempat, sehingga dalam perhitungan neraca air biasanya diabaikan.

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

tempat tertentu. 6.2. Proses/Teori Terjadinya Presipitasi

Tetes-tetes awan ukurannya masih relative kecil untuk jatuh sebagai

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

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

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

Kedua teori tersebut dapat dibedakan sebagai berikut :

Tabel 6.1. Perbedaan Proses Terjadinya Hujan

Uraian Bergeron T. Findeisen

Syarat Utama Campuran antara tetes-

tetes cair yang

supercooled dan kristal-

kristal es

Campuran antara tetes-

tetes cair dengan ukuran

yang berbeda-beda

• Klimatologi

44

Uraian Bergeron T. Findeisen

T. atmosfer -20oC – (-10oC) > -12oC

Daerah dominan Sub tropika/temperate Tropika

Bentuk Presipitasi Hujan es/salju Hujan

6.3. Tipe Presipitasi

Berdasarkan mekanisme pengangkatan massa udara atau letak/kondisi

terjadinya presipitasi dapat dibagi atas tiga yaitu :

1. Tipe Konvektif. Hujan tipe ini dihasilkan dari udara lembab yang naik

sehingga mengalami proses pendinginan secara adiabatic. Udara ini naik

akibat pemanasan oleh permukaan bumi, kemudian membentuk awan kumulus

dan dapat berkembang menjadi awan Cumulonimbus. Jenis awan ini

termasuk awan yang mampu menghasilkan hujan lebat disertai kilat dan

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

diperhatikan dari tipe hujan ini yakni :

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

setelah pemanasan permukaan bumi atau lewat tengah hari.

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

badai dan angin kencang

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

meresap dalam tanah, akibatnya kurang efektif untuk pertumbuhan

tanaman, kemudian banyak menghanyutkan butir-butir tanah disebut

erosi.

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

2. Tipe Orografik. Dihasilkan dari udara lembab yang naik didorong angin oleh

adanya dataran tinggi atau pegunungan. Udara lembab yang didorong ke atas

ini mengalami penurunan suhu secara cepat. Disamping itu terjadi gerakan

turbulensi udara dan hambatan sehingga mudah terjadinya kondensasi dan

pembentukan awan yang kemudian terjadi hujan. Peristiwa ini sering terjadi

pada lereng gunung yang menghadap arah angin. Kondisi atmosfer biasanya

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

stratocumulus yang menghasilkan hujan lebih lama dan jangkauannya relative

lebih luas.

• Klimatologi

45

Pada lereng hadap angin makin tinggi tempat semakin tinggi curah hujannya

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

R= 1740 + 2.6.h

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

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

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

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

Sebaliknya pada lereng disebelahnya angin yang turun menelusuri lereng yang

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

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

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

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

Tipe presipitasi ini terjadi baik daerah tropika maupun subtropika.

3. Tipe Gangguan. Merupakan tipe presipitasi yang terjadi akibat adanya

gangguan-ganguan atmosfer yang terjadi didaerah front atau siklon. Tipe

presipitasi ini dibagi atas dua jenis yakni

a. Tipe frontal.

Merupakan tipe yang terjadi akibat adanya daerah front atau daerah

pertemuan massa udara yang mempunyai sifat yang berbeda yaitu suhu,

kerapatan dan kerapatan. Daerah ini merupakan pertemuan massa udara

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

bertemu pada daerah lintang pertengahan atau beriklim sedang

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

beratnya atau tekanannya lebih tinggi daripada udara panas. Pada lereng

pendakian tersebut akan terjadi kondensasi menghasilkan awan tipe

Altostratus, Altocumulus, dan ada kemungkinan awan cirrocumulus,

cirrostratus serta nimbostratus yang menghasilkan hujan relative tidak

tinggi tetapi agak lama dan merata.

b. Tipe siklonik. Terjadi akibat adanya daerah siklon (daerah tekanannya

lebih rendah daripada daerah sekitarnya) pada daerah tropis sebagai akibat

tingginya suhu udara pada daerah tersebut. Sebagai akibatnya massa udara

akan naik keatas karena kerapatannya kecil yang pada akhirnya akan

• Klimatologi

46

menimbulkan daerah tekanan rendah di permukaan bumi yang dikenal

sebagai daerah depresi atau daerah siklon.

Dengan demikian terjadilah pergerakan udara (angin) dari daerah

sekitarnya yang akan menentukan gejala cuaca dan iklim yang akan terjadi

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

maka kemungkinan gejala cuaca merupakan angin pusaran dengan

kecepatan yang sangat tinggi dapat mencapai dapat mencapai diatas 300

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

sebagainya. Dalam waktu yang sama atau bersamaan juga terjadi

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

semakin melebar sehingga ruang lingkupnya cukup luas yang akan

menghasilkan awan-awan konvektif yang akan menghasilkan hujan

dengan curah yang sangat tinggi dan berlangsung cukup lama (dapat

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

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

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

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

Indonesia.

6.4. Macam-Macam Presipitasi (Hujan)

Presipitasi (hujan) dapat digolongkan berdasarkan intensitasnya,

jumlahnya perhari atau perjam dan ukuran butir.

a. Intensitas hujan (mm.menit-1). Berdasarkan intensitas hujan, maka

hujan digolongkan atas 5 derajad hujan. Intensitas setiap derajad hujan

dan aplikasinya dilapang disajikan pada Tabel 6.2.

Tabel 6.2. Derajad hujan berdasarkan intensitasnya dan aplikasinya di lapang

No.

Urut

Derajad Hujan

Intensitas

(mm.menit-1)

Aplikasinya Di Lapang

1. Hujan Sangat Lemah

< 0.02 Tanah agak basah atau sedikit dibasahi

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

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

• Klimatologi

47

persemaian basah pada padi dan bunyi hujan kedengaran

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

5. Hujan sangat deras

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

b. Jumlah per hari(mm.hari-1). Berdasarkan jumlah curah hujan per

hari, maka hujan digolongkan atas 5 keadaan curah hujan seperti

disajikan pada Tabel 6.3.

Tabel 6.3. Keadaan curah hujan berdasarkan jumlahnya per hari

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

1. Hujan sangat ringan < 5

2. Hujan ringan 5 – 20

3. Hujan normal 20 – 50

4. Hujan lebat 50 – 100

5. Hujan sangat lebat > 100

c. Ukuran butir hujan (mm). Berdasarkan ukuran diameter butir hujan,

maka hujan digolongkan atas 5 jenis curah hujan seperti disajikan pada

Tabel 6.4.

Tabel 6.4. Jenis curah hujan berdasarkan ukuran butirnya.

No. Urut Jenis curah hujan Ukuran butir (mm)

1. Hujan gerimis ± 5

2. Hujan halus ± 0.5

3. Hujan normal lemah ±1

4. Hujan normal deras ±2

5. Hujan sangat deras ± 3

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

isohit, sedangkan bila awannya sama disebut isineph.

• Klimatologi

48

6.5. Penentuan Curah Hujan Wilayah

Curah hujan yang diperlukan untuk penyusunan suatu rancangan

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

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

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

mm.

Curah hujan daerah ini harus diperkirakan dari beberapa titik pengamatan curah

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

beberapa titik adalah sebagai berikut.

(l) Cara rata-rata aljabar

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

sekitar daerah yang bersangkutan.

di mana:

R : curah hujan daerah (mm)

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

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

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

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

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

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

(2) Cara Thiessen

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

perhitungan curah hujan rata-rata itu dilakukan dengan memperhitungkan daerah

pengaruh tiap titik pengamatan.

• Klimatologi

49

Curah hujan daerah itu dapat dihitung dengan persamaan sebagai berikut:

di mana:

,R : curah hujan daerah

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

titik-titik pengamatan.

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

W1, W2, …. Wn : A1/ A, A2/A, …., An/A

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

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

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

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

yang menutupi seluruh daerah).

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

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

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

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

itu diukur dengan planimeter atau dengan cara lain

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

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

mempengaruhi ketelitian hasil yang didapat. Kerugian yang lain umpamakan

untuk penentuan kembali jaringan segitiga jika terdapat kekurangan pengamatan

pada salah satu titik pengamatan.

• Klimatologi

50

Gambar 6.1 Cara Thiessen

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

dalam daerah aliran

• Klimatologi

51

[Contoh perhitungan]

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

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

dihutung dengan cara rata-rata aljabar.

[Penyelesaian]

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

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

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

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

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

Perbandingan (w,) dari bagian daerah poligon (.A,) terhadap luas daerah

pengaliran (∑ Ai) adalah besarnya curah hujan daerah menurut perhitungan dalam

Tabel 6.5 adalah 177,2 mm. Tanpa menggunakan (Wi), curah hujan daerah dapat

dihitung langsung menurut persamaan:

Gbr. 6.3 Pembagian daerah dengan cara Thiessen

• Klimatologi

52

Gbr. 6.4 Cara garis isohiet

Tabel 6.5. Perhitungan curah hujan daerah dengan cara Thiessen

Menurut cara rata-rata aljabar, curah hujan daerah didapat : 180,2 mm (secara

kebetulan cukup baik). Jika banyak titik-titik pengamatan yang dipasang dan

tersebar merata seperti contoh ini, maka cara rata-rata aljabar memberikan juga

hasil yang baik

(3) Cara garis isohiet

Peta isohiet digambar pada peta topografi deagan perbedaan (interval) 10 sampai

20 mm berdasarkan data curah hujan pada trtrk-titik pengamatan di dalam dan

disekitar daerah yang dimaksud. Luas bagian daerah antara dua garis isohiet yang

berdekatan diukur dengan planimeter. Demikian pula harga rata-rata dari garis-

garis isohiet yang berdekatan yang termasuk bagian-bagian daerah itu dapat

dihitung. Curah hujan daerah itu dapat dihitung menurut persamaan sebagai

berikut (lihat Gbr. 6.4).

• Klimatologi

53

di mana:

R : curah hujan daerah

A1, A2, . . . . An : luas bagian-bagian antara garis-garis isohiet.

R1, R2,.... Rn : curah hujan rara-ratapada bagian-bagian A1, A.2,... An.

Cara ini adalah cara rasionil yang terbaik jika garis-garis isohiet dapat

digambar

dengan teliti. Akan tetapi jika titik-titik pengamatan itu banyak dan variasi curah

hujan di daerah bersangkutan besar, maka pada pembuatan peta isohiet ini akan

terdapat kesalahan pribadi (individual error) sipembuat peta

Jika tiap pengamatan mencakup beberapa ratus km2 maka penggunaan

petatopografi skala 1/20.000 sampai l/500.000 adalah kira-kira cu.kup.

Peta itu harus mencantumkan antara lain sungai-sungai utamanya dan

garis-garis kontur yang cukup. Pada pembuatan peta isohiet, maka topografi,

arah angin dan lain-lain di daerah bersangkutan harus turut dipertimbangkan. Jadi

untuk membuat peta isohiet yang baik, diperlukan pengetahuan/keahlian yang

cukup.

(4). Cara garis potongan antara (Intersection line method)

Cara ini adalah cara untuk menyederhanakan cara isohiet. Garis-garis

potong ini (biasanya dengan jarak 2 sampai 5 km) yang merupakan kotak-kotak

digambar pada peta isohiet. Curah hujan pada titik-titik perpotongan dihitung dari

perbandingan jarak titik itu ke garis-garis isohiet yang terdekat (lihat Gbr. 3-5).

Harga rata-rata aljabar dari curah hujan pada titik-titik perpotongan diambil

sebagai curah hujan daerah. Ketelitian cara ini adalah agak kurang dari ketelitian

cara isohiet.

• Klimatologi

54

Gambar 6.5. Cara Garis Potongan (satuan garis isohiet adalah mm)

(5) Cara dalam----eletasi (Depth-elevation method)

Umpamakan curah huian itu bertambah jika elevasi bertambah tinggi.

Dengan demikian, maka dapat dibuatkan diagram mengenai hubungan antara

elevasi titik pengamatan dan curah hujan. Kurva ini (yang sering berbentuk garis

lurus) dapat dibuat dengan cara kuadrat terkecil (least square method) dan lainlain

(lihat Gbr. 6.6). Pada peta ropogafi skala 1 50.000 atau yang lain, luas bagian-

bagian antara garis-garis kontur selang 100 m arau 200 m dapat diukur. Curah

hujan untuk setiap elevasi rata-rata dapat diperoleh dari diagram tersebut di atas,

sehingga curah hujan daerah pada daerah yang bersangkutan dapat dihitung

menurut persamaan sebagai berikut:

• Klimatologi

55

Gambar 6.6. Cara dalam Elevasi. Angka-angka dari garis lurus menunjukkan

daerah-daerah yang bersangkutan pada peta terlampir.

Cara ini adalah cocok untuk menentukan curah hujanjangka waktu yang

panjang seperti curah hujan bulanan, curah hujan tahunan dan sebagainya.

Kadang-kadang oleh keadaan pegunungan dan arah angin, hubungan

antara dalamnya curah hujan dan elevasi itu berbeda-beda dari daerah yang satu

ke daerah yang berikut. Jika terdapat keadaan ini, maka daerah itu harus dibagi

dalam bagian-bagian daerah yang kecil, sehingga hubungan antara dalamnya

curah hujan dan elevasi itu kira-kira dapat diterapkin. Curah hujan pada tiap-tiap

bagian daerah yang kecil ini kemudian dihitung lalu dirata-ratakan.

(6) Cara elevasi daerah rata-rata (Mean areal elevation method)

Cara ini dapat digunakan jika hubungan antara curah hujan dan elevasi

daerah bersangkutan dapat di-nyatakan dengan sebuah persamaan linier. curah

hujan Ri pada elevasi hi, di daerah itu kira-kira dinyatakan dengan persamaan

sebagai berikut:

• Klimatologi

56

Ri : a + b.hi.

dimana a dan b adalah tetapan-tetapan.

Jika elevasi rata-rata uitura garis-garis kontur yang berdekatan (selang 100

m atau 200 m) adalah h, dan luasnya Ai, maka elevasi rata-rata daerah itu adalah

sebagai berikut:

Jadi jika a, b dan E didapat, maka .R dapat dihitung. cara ini adalah cocok untuk

perhitunjan curah hujan jangka waktu yang panjang dan cara dalam elevasi curah

hujan yang dikemukakan pada (5).

Situ Gede adalah nama sebuah danau kecil (Sd., situ atau setu berarti telaga) yang

terletak di Kelurahan Situgede, Bogor Barat, Kota Bogor.

Terletak di tepi Hutan Darmaga, yakni hutan penelitian milik Badan Litbang

Kehutanan, Departemen Kehutanan, telaga yang memiliki luas sekitar 6 hektare

ini merupakan tempat rekreasi harian bagi warga Bogor. Para pengunjung dapat

berperahu, memancing, atau berjalan-jalan di kerimbunan hutan. Danau dan hutan

ini pun kerap digunakan sebagai lokasi pembuatan film dan sinetron.

Lokasi wisata ini berada kurang lebih 10 km dari pusat Kota Bogor, atau sekitar 3

km di utara Terminal Bubulak. Situ Gede sebetulnya berdekatan, atau berada

dalam satu sistem, dengan beberapa situ yang lain di dekatnya. Yakni Situ Leutik

(kini sudah menghilang), Situ Panjang, dan Situ Burung. Yang terakhir ini terletak

di Desa Cikarawang, Kecamatan Dramaga, Kabupaten Bogor.

• Klimatologi

57

Tidak berapa jauh dari danau ini terdapat Pusat Penelitian Kehutanan

Internasional (CIFOR, Center for International Forestry Research; dan

ICRAF, The World Agroforestry Center), Stasiun Klimatologi Darmaga

dan Kampus IPB Darmaga.

• Klimatologi

58

VII. TEKANAN UDARA DAN ANGIN 7.1. Batasan dan Peranan

Tekanan pada suatu bidang adalah tekanan yang dialami oleh suatu bidang

yang disebabkan oleh gaya yang bekerja pada bidang tersebut. Makin besar gaya

yang bekerja pada bidang tersebut semakin besar tekanan yang diakibatkan. Bagi

tekanan udara, maka berfungsi sebagai gaya adalah berat udara pada suatu bidang

sampai puncak atmosfer. Tekanan bidang/ketingian adalah tekanan yang dialami

oleh bidang/ketinggian tersebut sebagai akibat berat (kolom) udara diatasnya.

Oleh karena tekanan udara berbeda menurut ketinggian tempat (altitude)

dan lintang, maka sebagai standar digunakan permukaan laut dan lintang 45

derajat BBU dan disebut tekanan udara normal. Berdasarkan hasil pengukuran

menunjukkan bahwa untuk tekanan udara normal adalah sama dengan berat udara

14,7 lb yang bekerja pada bidang seluas satu inci kuadrat atau 760 mm Hg atau

disebut juga satu atmosfer. Satuan lain tekanan udara juga sering digunakan

adalah satuan bar atau millibar, dimana satu bar =10³ mb = 106dyne/cm-2. Oleh

karena itu satu atmosfer dalah 1.013 x 106dyne.cm-2 maka satu atmosfer sama

dengan 1.0132 bar.

Pengaruh langsung tekanan udara terhadap kehidupan dipermukaan bumi

adalah kecil. Perubahan tekanan udara lebih berpengaruh terhadap pergerakan

massa udara atau angin. Karena tekanan udara merupakan pengendali terhadap

angin dan selanjutnya angin merupakan pengendali langsung terhadap penguapan,

suhu dan curah hujan yang cukup berperan tehadap kehidupan di permukaan

bumi, maka tekanan udara tidak langsung juga cukup berperan terhadap

kehidupan dipermukaan bumi. Perbedaan tekanan udara yang besar antara dua

tempat yang berjarak berdekatan (3 km) akan menimbulkan angin yang kencang.

7.2 . Tipe dan Sistem Tekanan Udara

Sistem-sistem tekanan udara sangat bervariasi dalam ukuran dan lamanya.

Tipe-tipe sistem tekanan udara yang penting adalah:

(a) Sistem tekanan (udara) rendah atau juga disebut siklon atau depresi atau

low, daerah ini mempunyai tekanan udara yang lebih rendah daripada tekanan

• Klimatologi

59

udara daerah sekitarnya. Jika daerah tekanan ini memanjang maka disebut Palung

(throught).

(b) Sistem tekanan (udara) tinggi atau juga disebut antisiklon atau high,

daerah ini mempunyai tekanan udara daerah disekitarnya. Jika daerah tekanan ini

memenjang maka disebut ridge atau weige . Contoh-contoh sistem tekanan udara

yang disebabkan oleh perubahan suhu permukaan bumi adalah akibat perubahan

insolasi yang berbeda menurut lintang dan waktu/musim. Misalnya pada musim

dingin yang terjadi di Asia dan Amerika Utara, Asia Tengah, dan India bagian

Utara akan menyebabkan sistem tekanan udara tinggi di wilayah tersebut.

Tempat-tempat yang mempunyai tekanan udara yang sama biasanya dihubungkan

dengan suatu garis di peta yang disebut isobar.

7.3. Penyebaran Tekanan Udara

Seperti halnya suhu udara, tekanan udara juga bebeda menurut ketinggian

tempat (altitude) dan lintang. Oleh karenanya dikenal penyebaran tekanan udara

secara vertikal dan horizontal.

Penyebarn secara vertical : bahwa tekanan udara pada suhu

bidang/ketinggian adalah tekanan yang disebabkan oleh berat udara bidang atau

ketinggian tersebut. Makin tinggi tempat sebaliknya semakin ringan udara,

sehingga semakin rendah tekanannya. Bertambah ringannya udara tersebut bukan

hanya disebabkan oleh semakin pendeknya kolom udara sampai puncak atmosfer,

Tetapi juga karena semakin renggangnya udara. Berdasarkan pengukuran

menunjukkan bahwa tiap naik 100 m akan turun tekanan udaranya setinggi 11 mb.

Untuk jelasnya tekanan udara pada pelbagai ketinggian/altitude disajikan pada

tabel 7.1.

Tabel 7.1 Tekanan dan Suhu Udara pada Pelbagai Ketinggian

Ketinggian/altitude Tekanan Udara Suhu Udara

(kaki) In Hg (mb) (oC) 70.000 1.3 44.0 -55,2 50.000 3.4 115,1 -56,5 35.000 7.1 137,0 -54,0 18.000 14,9 506,0 -20,4 10.000 20,6 679,5 4,8 5000 24,9 843,1 5,1

Permukaan laut (0) 29,92 1.013,2 15,0

• Klimatologi

60

Penyebaran secara Horizontal ; perbedaan/perubahan tekanan udara secara

horizontal disebabkan oleh perbedaan, lintang yang mengakibatkan terjadinya

perbedaan suhu dan selanjutnya akan mengakibatkan perbedaan tekanan

udara. Untuk daerah yang beriklim subtropika atau kutub, variasi tekanan

udara menurut lintang sangat menentukan perubahan cuaca/iklim di daerah

tersebut. Tetapi bagi daerah yang beriklim tropika, variasi tekanan udara

menurut lintang relative kecil, sehingga jarang menimbulkan gejala-gejala

yang berarti bagi pertanian. Mungkin karena itulah sebabnya pengukuran

tekanan udara di Stasiun Klimatologi Pertanian jarang sekali dilakukan.

7.4 . Angin/Pergerakan Udara

Batasan, Peranan dan Prinsip Umum

Adanya perbedaan tekanan udara akan mengakibatkan terjadinya

pergerakan udara yang arahnya secara vertical atau horizontal. Pergerakan udara

secara horizontal atau hampir horizontal disebut angin,sedangkan secara vertical

(keatas atau kebawah) disebut arus udara.

(a) Pemindah kalor : baik dalam bentuk yang dapat dirasakan (sensible

heat) maupun akan membuat seimbang neraca radiasi antara lintang rendah dan

lintang tinggi.

(b) Pemindahan Uap air ; yang dievaporasikan di daerah perairan

(terutama laut) akan dipindahkan ke daratan dengan perantaraan angin. Uap air

yang dipindahkan sebagian besar dikondensasikan dan kemuan terbentuk awan,

selanjutnya bila memenuhi syarat akhir akan turun kembali sebagai hujan, hujan

es, atau salju untuk memenuhi kebutuhan air dari berbagaikeperluan.

Angin mempunyai asal usul yang kompleks atau rumit. Pada umumnya

yang menjadi penyebab langsung adalah terjadinya perbedaan tekanan udara

horizontal. Tetapi, sumber energi utamanya diperoleh dari perbedaan pemanasan

dan pendinginan yang terjadi pada lintang-lintang rendah dan tinggi. Sumber

energi ini digunakan untuk membentuk angin dan mempertahankan kecepatannya

terhadap rintangan yang timbul akibat adanya gesekan dengan permukaan. Oleh

sebab itu, angin mempunyai pola senantiasa berpindah-pindah dengan perubahan

lebih kurang seirama atau sejajar dengan perpindahan termal ekuator.

• Klimatologi

61

Sistem Pergerakan Udara

Berdasarkan skalanya, maka sistem pergerakan udara/angin dapat

dibedakan atas:

(a) pergerakan udara secara umum/sirkilasi angin dunia

(b) pergerakan udara secara lokal, dan

(c) pergerakan udara/angin secara khusus/spesifik.

Pergerakan udara secara umum

Pergerakan udara ini disebabkan oleh karena adanya tekanan udara yang

sangat mencolok antara daerah kutub dengan daearah ekuator, seandainya

pergerakan tesebut hanya dipengaruhi oleh perbedaan tekanan udara antara kutub

(high pressure zone) dengan ekuator (low pressure zone), maka pergerakan

tersebut hanya merupakan satu siklus pergerakan. Tetapi kerena pengaruh

berbagai faktor, yaitu fisiografi lahan (terutama altitude),efek Coriolis akibat

rotasi bumu, dan keadaan parallelism (kemiringan sumbu ) bumi, maka

pergerakan udara ini didukung oleh tiga subsistem pergerakan udara. Secara

berturut-turut mulai daerah ekuator sampai kutub adalah Hadley Cell, Ferrel Cell,

Polar Cell.

Gambar 7.1. Peredaran Angin di Permukaan Bumi dan Atmosfer

Tekanan. tinggi kutub

T. rendah subtropis

T. tinggi subtropis

T. rendah equator

T. tinggi subtropis

T. rendah subtropis

Tekanan. tinggi kutub

• Klimatologi

62

Angin darat Angin laut

Malam siang

laut

Gambar 7.2. Arah dan Periode Terjadinya Angin Laut Dan Angin Darat

Pergerakan udara lokal

1. Angin darat dan angin lokal, merupakan salah satu akibat nyata yang

ditimbulkan oleh sifat pemanasan yang berbeda antara daratan dengan lautan yang

mengakibatkan terjadinya angin darat dan angin laut. Angin ini bertiup pada arah

yang berlawanan dari lautan ke daratan (angin laut) di siang hari dan dari daratan

ke lautan (angin darat) bertiup pada malam hari. Angin-angin ini terbentuk

dengan baik jika kecepatan angin-angin lainnya masih dalam kategori lemah dan

terdapat insolasi kuat untuk memaksimumkan perbedaan pemanasan antara

daratan dan lautan. Biasanya angin laut yang bertiup di siang hari lebih kuat dan

masih terasa pada jarak 50 km kedarat (pedalaman). Pembentukan angin laut

maksimum 75 hingg 225 meter di atas permukaan laut dan bermula pada jam

10.30 WS, kecepatannya meningkat mencapai > 12 knot (6.2 m.det-1) dan

menurun berakhir pada jam 20.00 WS.

2. Angin gunung dan angin lembah : seperti halnya angin darat dan angin

laut, angin gunung dan angin lembah mempunyai perioditasitas nyata sepanjang

suatu hari.Angin permukaan yang bertiup di siang hari terbagi dalam dua bagian

yaitu angin ternal yang menarik lereng dan angin lembah. Angin ternal yang

menaiki lereng terjadi akibat adanya pemanasan secara langsung karena lebih

terbuka terhadap sinar surya. Udara yang lebih ringan akan naik menelusuri lereng

dan disebut angin ternal. Saat setelah terjadinya angin ternal akan segera disusul

angin dari lembah dan disbut angin lembah. Angin sering menyebabkan

terbentuknya awan cumulus di siang hari di puncak –puncak lereng terutama pada

pda lembah-lembah yang luas dan dalam. Angin lembah pada umumnya bertiup

• Klimatologi

63

mulai pukul 09.00 WS sampai terbenem surya. Kemudian digantikan oleh angin

daripuncak guung menelusuri lereng menuju lembah dan disebut angin gunung

(C) yang bertiup pada malam hari.

• Klimatologi

64

VIII. EVAPOTRANSPIRASI & NERACA AIR

8.1. Batasan dan Pengertian

Evapotranspirasi berasal dari kata evaporasi dan transpirasi. Evaporasi

adalah laju penguapan, sedangkan penguapan adalah proses perubahan fase dari

cair atau es menjadi uap (uap air). Jadi evaporasi adalah laju hilangnya air dari

permukaan air, tanah, atau tumbuhan dalam bentuk uap air kelapisan atasnya

(atmosfer). Dalam prosesnya dialam, penguapan merupakan resultante jumlah uap

air yang meninggalkan dan kembali kepermukaan bumi. Karenanya sangat

ditentukan oleh perbedaan tekanan uap antara bidang yang menguapkan dan

lapisan udara diatasnya. Sedangkan perbedaan ini sangat ditentukan oleh keadaan

suhu dan kelembaban udara serta kecepatan angin yang dapat memindahkan

akumulasi uap air yang terjadi dilapisan tersebut. Tetapi karena proses penguapan

itu sendiri memerlukan energi, maka energi yang diterima di permukaan yang

menguapkan air sangat menentukan. Energi ini diperoleh dari surya dalam bentuk

radiasi gelombang pendek.

Evaporasi pada permukaan tanah, selain ditentukan oleh faktor-faktor

cuaca/iklim, juga ditentukan oleh faktor tanah (yakni sifat fisik tanah yang sangat

menentukan jumlah air yang dapat diuapkan). Pada saat tanah mencapai nilai

kapasitas lapang atau diatasnya, evaporasi permukaan tanah akan sama atau

hampir sama dengan permukaan air bebas. Tetapi keadaan sebaliknya akan terjadi

bila kandungan air tanah dibawah nilai kapasitas lapang terutama pada lapisan

atas. Karena laju kenaikan air pada lapisan bawah melalui pipa kapiler tidak dapat

mengimbangi laju penguapan yang terjadi sehingga terjadi pergeseran bidang

penguapan ke bawah. Pergeseran ini mengakibatkan lintasan difusi uap

kepermukaan menjadi besar atau aliran uap kepermukaan tanah menjadi

terhambat sehingga tekanan uap pada permukaan tanah menjadi kecil dibanding

dengan tekanan uap jenuh. Tetapi bila air yang diuapkan berasal dari bukan air

murni (misalnya air laut) maka selain ditentukan oleh faktor-faktor diatas juga

ditentukan oleh sifat fisik dan kimia cairan sendiri.

Jika pada suatu permukaan tanah atau air ditumbuhi tumbuhan atau

tanaman dimana hilangnya air melalui proses penguapan (evaporasi) dan

transpirasi oleh tumbuhan atau tanaman berlangsung secara bersama dan serentak

• Klimatologi

65

dan sulit dipisahkan antara satu sama lain, maka timbullah pengertian

evapotranspirasi. Jadi evapotranspirasi adalah jumlah kehilangan air sebagai

evaporasi dari semua permukaan (tanah, air, tanaman atau tumbuhan) dan

transpirasi oleh tumbuhan/tanaman. Jumlahnya selain ditentukan oleh faktor

iklim dan sifat fisik tanah, juga ditentukan oleh tipe dan kedalaman perakaran

tanamandan praktek pengelolaan tanah, khususnya pada pertanian lahan

kering.Tetapi pada lahan sawah, juga dipengaruhi oleh sifat fisik dan kimia air

sawah.

Bila kandungan air tanah terbatas, maka besarnya evapotranspirasi

bergantung pada tegangan air tanah (lihat Gambar 8.1). Besarnya tegangan ini

dipengaruhi oleh tekstur, struktur dan kadar air tanah. Menurut Thornthwaite

(1948), evapotranpirasi yang berlangsung pada keadaan kandungan air tanah

kurang dari tingkat kapasitas lapang dinamakan evapotranspirasi actual (AE).

Blaney dan Criddle (1962) menyebut sebagai penggunaan air konsumtif.

Sedangkan apabila kandungan air tanah cukup sehingga pertumbuhan tanaman

tidak tertekan, maka evapotranspirasi akan mencapai nilai maksimum dan

merupakan tingkat potensial dari penguapan untuk nilai unsur-unsur iklim pada

saat tersebut. Dalam keadaan demikian laju evapotranspirasi hanya dipengaruhi

oleh faktor cuaca/iklim. Untuk evapotranpirasi dalam keadaan potensial ini

terdapat beberapa definisi : misalnya WMO (1963) disebut evapotranspirasi

potensial (PE), adalah jumlah air yang diuapkan dari permukaan tanah dan

permukaan tumbuh-tumbuhan, bila kandungan air tanah mencapai kapasitas

lapang.

8.2. Lengas Tanah dan Evapotranspirasi

Kandungan air tanah (juga disebut lengas tanah) merupakan faktor fisik

tanah yang paling menentukan nilai evapotranspirasi actual. Dengan menurunnya

tingkat ketersediaan air tanah, maka diharapkan juga terjadi penurunan nilai

evapotranspirasi aktual (AE) dari nilai potensialnya (PE). Bentuk- bentuk pola

penurunan ini pada umumnya berbeda diantara kelompok peneliti seperti

diperlihatkan pada gambar 8.1. Thornthwaite dam Mather berpendapat bahwa

penurunan nilai AE dari PE merupakan fungsi linier dengan menurunnya

kandungan air tanah pada batas air tersedia. Tetapi Veihmeyer dan Hendrikson,

• Klimatologi

66

menyatakan penurunan tersebut baru terjadi dekat titik layu permanen dan

penurunannya sangat drastis. Sedangkan pendapat Pierce dan para ahli lainnya

merupakan kombinasi dari kedua pendapat tadi, yakni penurunan secara

eksponensial.

Gambar 8.1. Pengaruh tegangan air tanah tersedia terhadap nisbah AE terhadap

PE menurut (Thornthwaite & Mather, Veimeyer & Hendrikson, Pierce)

1.0

0.0

0.2

0.4

0.6

0.8

15 5 2 1 0.6 0.2 0.1

KL (100%AT)

TLP (0%AT)

Tegangan Air Tersedia (bar)

Pierce

Thornthwaite & Mather

Veihmeyer & Hendrikson AE/PE

• Klimatologi

67

8.3. Cara Penetapan Evapotranspirasi

Nilai evapotranspirasi permukaan air bebas (Eo) dan evapotranspirasi

actual (AE) serta evapotranspirasi potensial (PE) dapat ditentukan secara langsung

dan tidak langsung. Penetapan secara tidak langsung dapat ditentukan dengan

melalui rumus pendugaan, misalnya cara pendugaan oleh Thornthwaite dan

Blaney & Criddle. Kedua cara tersebut menggunakan pendekatan empirik. Dari

hasil penelitian di Amerika Serikat, maka diperoleh rumus pendugaan PE yang

diduga hanya data suhu udara saja. Selanjutnya dilakukan koreksi terhadap

panjang hari pada setiap tempat berdasarkan letak lintang dan waktu.

Sedangkan penetapan secara langsung dilakukan dengan menggunakan

alat, yaitu dengan alat evaporimeter dan lisimeter.

γ γ γ γ γ γ γ γγ γ γ γ γ γ γ γ γ γ γ γ γ γ γ γ γ

Gambar 8.2. Alat Pengukur Evapotranspirasi dan Menghitung Neraca Air

8.3. Teori Neraca Air

Jumlah air hujan atau air irigasi dapat diketahui dalam satuan mm, demikian

juga yang merembes (perkolasi) melalui kran di bagian bawah lisimeter. Air yang

tidak terukur ialah air yang hilang melalui evaporasi dari permukaan tanah dan

transpirasi melalui mulut daun. Melalui perhitungan neraca air jumlah

evapotranspirasi dapat diketahui :

H + I = S + P + ET

Ket : H = Jumlah curah hujan I = jumlah air irigasi atau siraman S = jumlah air yang ditahan oleh tanah P = jumlah air rembesan atau perkolasi

• Klimatologi

68

ET = jumlah air evapotranspirasi

Bila Suhu udara terus-menerus dalam kapasitas lapang maka

evapotranspirasi yang terjadi maksimum atau evapotranspirasi potensial (ETP).

Bila S tidak pada kapasitas lapang maka evapotranspirasi yang terjadi adalah

evapotranspirasi actual (ETA).

Evaporasi diukur dengan panci klas A dimana tinggi air dalam bejana

diukur dengan micrometer pancing, setelah sehari semalam diukur kembali.

Penyusutan muka air sama dengan jumlah air yang dievaporasikan melalui

persamaan :

Eo = (Po – P1) + H

Keterangan : Eo : jumlah air yang dievaporasikan; Po : tinggi awal muka air dalam panic; P1 : tinggi akhir muka air dalam panic; H : curah hujan.

Hubungan antara Eo dan ETP dapat diteliti melalui percobaan panic klas A

dan lisimeter pada suatu lokasi yang sama. Beberapa hasil penelitian

mendapatkan hubungan : ETP = f Eo (f nilai pembading besarnya antara 0.7-0.8),

melalui hubungan ini dapat diduga jumlah ETP yang terjadi melalui data Eo dari

panic klas A. Nilai Eo umumnya lebih besar dari ETP karena evaporasi terjadi

setiap saat, sedangkan ETP hanya pada siang hari saat terjadi proses fotosintesis

pada waktu mulut daun terbuka.

• Klimatologi

69

IX. KLASIFIKASI IKLIM

9.1. Pendahuluan

Umumnya dalam bidang ilmu pengetahuan sering diadakan suatu

pengelompokan dalam group, kelas atau tipe. Proses pengelompokan ini disebut

klasifikasi. Demikian juga dalam bidang klimatologi dikenal adanya klasifikasi

ini, yaitu pengelompokan yang didasarkan pada persamaan sifat dari satu atau

lebih unsur iklim. Dalam hal ini, ditinjau dahulu sifat persamaan yang besar

kemudian yang kecil atau sub divisi

Berdasarkan sifat-sifat dari satu atau lebih unsur iklim atau dari satu atau

lebih pengendali iklim, maka terbentuklah tipe iklim. Klasifikasi iklim yang

,didasarkan pada unsur iklim disebut klasifikasi secara empiric (hasil pengamatan

yang teratur terhadap unsure-unsur iklim) yang akan menghasilkan areal

jangkauan yang lebih sempit tetapi hasil penetapannya lebih teliti, sedangkan

didasarkan pada faktor-faktor iklim penyebab seperti pengendali iklim (aliran

massa udara, zona-zona angin, benua dan lautan atau perbedaan penerimaan

radiasi surya) disebut klasifikasi secara genetik yang akan menghasilkan area

jangkauan yang lebih luas tetapi hasil penetapannya kurang teliti.

9.2. Klasifikasi Secara Genetik

a. Klasifikasi Iklim berdasarkan penerimaan radiasi surya

Pengendali iklim yang umum digunakan sebagai dasar penetapan dalam

klasifikasi secara genetic adalah lintang dan massa udara. Berdasarkan lintang,

maka dunia dibagi atas 3 daerah iklim,yaitu (1) daerah beriklim tropika (panas)

(23 ½o L.Us/d 23 ½0 L.S),(2) 2 daerah beriklim sub tropika (sedang)( 23 ½o LU

s/d 66½o L.U dan 23 ½o s/d 66 ½o L.S), dan (3) 2 daerah beriklim kutub (dingin)

(66 ½o s/d 900 L.U dan 66 ½o s/d 900 L.S). Lintang merupakan salah satu faktor

yang mempengaruhi pancaran surya (insolasi) yang bervariasi dalam setahun.

Variasi insolasi dalam setahun ini akan menyebabkan variasi suhu udara dalam

setahun. Sehingga untuk daerah beriklim subtropika atau daerah lintang tengah,

dikenal adanya musim panas (summer) musim gugur (autum), musim dingin

(Winter), dan musim semi (Spring).

• Klimatologi

70

b. Klasifikasi Iklim berdasarkan asal massa udara

Berdasarkan massa udara, maka dikenal ada tiga daerah iklim, yaitu (1)

daerah hujan, yaitu daerah yang hampir sepanjang tahun dipengaruhi oleh massa

udara maritim, (2) daerah hujan musiman, yaitu daerah yang dalam suatu periode

dipengaruhi oleh massa udara maritim dan periode lainnya dipengaruhi oleh

massa udara benua, (3) daerah kering, yaitu daerah hampir sepanjang tahun

dipengaruhi oleh massa udara benua.

c. Klasifikasi Iklim berdasarkan sirkulasi udara

Dasar penentuan system klasifikasi ini adalah pada sirkulasi udara yang

dapat dihubungkan dengan iklim wilayah sesuai dengan regime (zona) angin atau

massa udara.

Pada tahun 1931 Hettner membuat system klasifikasi yang mendasarkan

pada system angin, benua, jumlah dan lamanya huja, posisi relatif terhadap lautan

dan ketinggian tempat di permukaan laut. Kemudian Alissov tahun 1936

membuat klasifikasi dengan Kriteria sirkulasi massa udara secara umum. Pada

tahun 1950 Flohn mengusulkan suatu system klasifikasi yang memadai dengan

menggunakan criteria berdasarkan aliran angin global dan karakteristik hujan

sebagai berikut :

Tabel 9.1. Sistem Klasifikasi dengan Menggunakan Kriteria Berdasarkan Aliran Angin Global dan Karakteristik Hujan

Tipe Iklim Sifat-sifat Tipe vegetasi

Zona Ekuatorial (Equatorial westerly)

Basah terus menerus Hutan hujan tropika, hujan monsoon

Zona Tropika (Tropikal winter trade)

Hujan musim panas Savana, hutan kering

Zona sub-tropika kering (sub Tropikal Dry)

Kering Stepa, gurun stepa, gurun

Zona hujan winter Hujan musim dingin Pohon berdaun keras Sub-Tropika (Sub Tropikal Winter Rain)

Zona Ekstra Tropika (Extra Tropikal Westerly)

Hujan sepanjang tahun Pohon berdaun lebar dan hutan campuran

• Klimatologi

71

Tipe Iklim Sifat-sifat Tipe vegetasi Zona Sub Polar Hujan sepanjang tahun

terbatas Hutan conifer

Zona Boreal Hujan musim panas salju musim dingin terbatas

Tundra

Zona Kutub Hujan musim panas, salju musim dingin terbatas

Gurun es

Berdasarkan kedua cara pengklasifikasian iklim diatas, maka Indonesia

temasuk daerah beriklim tropika (6oL.U s/d 110 L.S) dan pada umumnya termasuk

daerah hujan musiman.

9.3. Klasifikasi Secara Empirik

Klasifikasi iklim secara empirik pada umumnya didasarkan pada unsure

iklim suhu dan curah hujan bulanan. Namun kriteria yang digunakan pada setiap

pembuat klasifikasi berbeda. Secara umum digolongkan atas dua macam,yaitu

pertama didasarkan pada pertumbuhan vegetasi dan didasarkan pada anggaran air

secara rasional. Bila didasarkan pada pertumbuhan vegetasi, maka dikenal ada

beberapa sistem klasifikasi, antara lain menurut KÖppen (1991), Thornthwaite

(1931), Mohr (1933), Schmidt-Ferguson (1956) dan Oldeman (1975- 1980).

Tetapi bila didasarkan pada anggaran air secara rasional, maka dikenal ada

beberapa sistem klasifikasi, antara lain menurut Thornthwaite II (1948) dan

Budyko.

1. Sistem Klasifikasi (SK) Menurut Mohr

SK ini dibuat berdasarkan hasil penelitian Mohr tentang hubungan antara

curah hujan bulanan (R) dengan evaporasi bulan (V) dalam satuan mm, dengan

bentuk hubungan :

V=C + f.R……………………(9.1)

Dimana C = tetapan yang bernilai 60 dan f = 1/8 untuk Bogor. Berdasarkan

hubungan tersebut diatas, meskipun hasil penelitian Mohr hanya berlangsung

selama setahun, maka macam bulan dibagi atas 3 kriteria berdasarkan basah

keringnya bulan tersebut sebagai berikut:

1.Bulan Kering (BK) adalah bulan dengan curah hujan rata-rata < 60 mm

2.Bulan lembab (BL) adalah bulan curah hujan rata-rata 60-100 mm

3.Bulan Basah (BB) adalah bulan dengan curah hujan rata-rata >100 mm

• Klimatologi

72

Curah hujan rata-rata bulan diperoleh dari data histories curah hujan tiap

bulan dari tiap tahun dan kemudian dirata-ratakan selama periode minimal 10

tahun pengamatan. Dengan berdasarkan jumlah BK dan BB, maka Mohr

menetapkan 5 golongan iklim seperti tertera pada table 9.2

Table 9.2. Golongan /Tipe iklim mernurut SK Mohr

Golongan/tipe

Iklim

Jumlah bulan

Bulan Kering(BK) Bulan Basah (BB)

Ia 0 12

Ib 0 6 - 11

II 1 - 2 4 - 11

III 2 - 4 4 - 9

IV 4 - 6 4 - 7

V 6 - 8 2 - 5

2. Sistem Klasifikasi menurut Schmidt–Ferguson

SK ini sangat dikenal di Indonesia, seperti halnya SK Mohr. Penetapan

tipe iklim menurut SK ini juga didasarkan pada curah hujan bulanan paling sedikit

10 tahun pengamatan. Tetapi dalam penetapan kriteria macam bulan tidak

didasarkan pada nilai curah hujan rata-rata bulanan, namun didasarkan pada curah

hujan tiap bulan dari setiap tahun dengan kriteria sebagai berikut:

1. Bulan Kering (BK), adalah bulan dengan curah hujan < 60 mm

2. Bulan Lembab (BL), adalah bulan dengan curah hujan 60- 100 mm

3. Bulan Basah (BB), adalah bulan dengan curah hujan > 100mm

Menurut Schmidt-Ferguson, penentuan BK dan BB dengan berdasarkan harga

rata-rata curah hujan dari suatu bulan selama satu periode panjang menurut Mohr,

belum tentu menunjukkan/mencerminkan sifat basah atau keringnya bulan

tersebut. Misalnya suatu tempat mempunyai curah hujan rata-rata dari bulan

Januari setinggi 101 mm dalam periode pengamatan 10 tahun. Dengan kriteria

yang digunakan oleh Mohr, maka dinyatakan bahwa, bulan januari pada tahun

tersebut bulan basah. Tetapi bila diteliti penyebarannya, curah hujan bulan januari

dari tahun ke tahun selama periode tersebut terdapat nilai curah hujan <100 mm

(BL) dan bahkan < 60 mm (BK).

• Klimatologi

73

Ditinjau dari kepentingan manusia dalam menggunakan air hujan sebagai

bahan baku yang sangat penting, misalnya untuk pengairan, pertanaman, air

minum dan sebagainya, maka sistem perhitungan demikian diubah oleh Schmidt-

Ferguson.

Setelah ditentukan kriteria macam bulan dari masing-masing bulan selama

satu tahun untuk beberapa tahun (paling sedikit 10 tahun), maka masing-masing

bulan ditentukan jumlah BK dan BB, kemudian ditentukan jumlah rata-rata BK

dan BB beberapa tahun, untuk menentukan nilai Q dengan melalui hubungan :

%100×=BBJumlahBKJumlahQ …………… (9.2)

Berdasarkan nilai Q tersebut, Schmidt-Ferguson menetapkan 8 tipe iklim (disebut

tipe hujan) dengan kriteria sebagai berikut:

1. Tipe Hujan A : 0 % = Q< 14,3%

2. Tipe Hujan B : 14,3 % = Q< 33,3 %

3. Tipe Hujan C : 33,3 % = Q< 60,0%

4. Tipe Hujan D : 60,0 % = Q< 100,0%

5. Tipe Hujan E : 100,0 %= Q< 167,0%

6. Tipe Hujan F : 167,0 % = Q< 300,0%

7. Tipe Hujan G : 300,0% = Q< 700,0%

8. Tipe Hujan H : = Q> 700,0%

Tipe-tipe hujan diatas mempunyai ciri vegetasi tertentu seperti berikut :

1. Tipe A ; daerah sangat basah dengan ciri vegetasi hutan hujan

tropika

2. Tipe B ; daerah dengan ciri vegetasi hutan hujan tropika

3. Tipe C ; daerah agak basah dengan ciri vegetasi hutan rimba,

diantara jenis vegetasi yang gugur daunnya pada musim kemarau,

diantaranya jati.

4. Tipe D ; daerah sedang dengan ciri vegetasi hutan sabana

5. Tipe E ; daerah agak kering dengan ciri vegatasi hutan sabana

6. Tipe F ; daerah kering dengan ciri vegetasi hutan sabana

7. Tipe G ; daerah sangat kering dengan ciri vegetasi padang ilalang

• Klimatologi

74

8. Tipe H ; daerah ekstrim kering dengan ciri vegetasi padang

ilalang.

Nilai batas tiap tipe hujan dalam segitiga Schmidt-Ferguson, sedangkan nilai batas

dari tiap tipe hujan dalam persen dapat ditentukan berdasarkan angka-angka batas

(a) dari dua tipe hujan dengan melalui persamaan:

Q= (1,5 a/12 –1,5a)x 100%................................................. (9.3)

Dimana angka batas tersebut dimulai antara tipe hujan A dan B.

3. Sistem Klasifikasi menurut Oldeman

SK ini juga hanya didasarkan pada data curah hujan rata-rata bulanan

selama periode paling sedikit 10 tahun, seperti yang digunakan Morh. Namun

tinggi curah hujan yang digunakan sebagai kriteria dalam menetapkan macam

bulan (yaitu BK, BL, dan BB) adalah berbeda. Nilai curah hujan yang digunakan

Oldeman didasarkan pada :

a. Kebutuhan air tanaman padi sawah dan palawija, secara berturut-turut 145

mm pada musim hujan dan 50 mm pada musim kemarau masing-masing

untuk satu bulan.

b. Peluang curah hujan melampaui 75 % adalah sama dengan 0,82 kali curah

hujan rata-rata bulanan dikurang 30.

c. Curah hujan efektif secara berturut-turut untuk padi sawah dan palawija

adalah 100% dan 75% pada saat kanopi tanaman menutup tanah secara

sempurna.

Dengan berdasarkan ketentuan-ketentuan diatas, maka kriteria tinggi curah

hujan rata-rata yang digunakan macam bulan adalah seperti berikut:

1. Bulan Kering (BK); adalah bulan dengan curah hujan rata-rata >

200 mm

2. Bulan Lembab (BB) ; adalah bulan dengan curah hujan rata-rata

100-200 mm

3. Bulan Basah (BB) ; adalah bulan dengan curah huja rata-rata

>200mm

Oldeman dalam menentukan tipe iklimnya didasarkan pada jumlah BB

dan BK secara berturut-turut yang disebut tipe utama dan sub tipe. Tipe utama

dibagi atas 5 macam yang disimbolkan dengan huruf balok (yaitu tipe utama A, B,

• Klimatologi

75

C, D, dan E). Sedangkan sub tipe dibagi atas 4 macam, yang disimbolkan dengan

angka 1, 2, 3, dan 4 merupakan angka indeks setiap tipe utama. Namun tiap tipe

utama mempunyai jumlah sub tipe yang berbeda. Untuk tipe utama A, 2 subtipe,

B mempunyai 3 subtipe, sedangkan tipe utama C,D dan E masing-masing

mempunyai 4 subtipe. Dengan demikian diperoleh 17 tipe iklim (Oldeman

menyebutkan tipe iklim pertanian). Adapun jumlah BB dari masing-masing tipe

utama dan jumlah BK dari masing-masimg subtipe seperti pada table 9.2.

Tabel 9.3. Penetapan Tipe Iklim Pertanian menurut Oldeman Berdasarkan jumlah BB dan BK Berturut-turut

Tipe

Utama Jumlah BB Berturut-

turut (bulan) Sub Tipe

Jumlah BK Berturut-turut (bulan)

A > 9 1 < 2

B 7 – 9 2 2 – 3

C 5 – 6 3 4 – 6

D 3 – 4 4 > 6

E < 3

Implikasi tiap tipe iklim pertanian dapat dijelaskan sebagai berikut :

Tabel 9.4. Implikasi Tiap Tipe Iklim Pertanian

Tipe Iklim Kejadian dilapang

A1, A2 Sesuai untuk padi terus menerus tetapi hasil produksi kurang karena pada umumnya kerapatan fluks radiasi surya rendah sepanjang tahun

B1 Sesuai untuk padi terus menerus dengan perencanaan jadwal tanam yang baik, peluang hasil produksi tinggi terutama bila panen pada awal musim kemarau

B2 Pada umumnya bisa ditanami padi dua kali setahun terutama bila menggunakan varietas umur pendek dan bahkan masih dapat ditanami palawija satu kali

C1 Pada umumnya bisa ditanami padi satu kali dan palawija dua kali

C2, C3, C4 Pada umumnya hanya dapat ditanami padi satu kali dan palawija satu kali, meskipun masih ada peluang menanam palawija satu kali, tetapi disesuaikan kebutuhan airnya

D1 Pada umumnya dapat ditanami padi satu kali dan hasil produksi

peluangnya dengan menggunakan umur pendek atau dengan system gogorancah

• Klimatologi

76

D2, D3, D4 Pada umumnya hanya dapat ditanami padi satu kali dan hasil produksi peluangnya cukup tinggi dan palawija satu kali

E Daerah dengan tipe iklim ini terlalu kering, sehingga bila ingin menanam padi sawah perlu diusahakan menggunakan varietas umur pendek yang dibarengi dengan cara bercocok tanam system gogorancah

• Klimatologi

77

X. IKLIM TROPIKA

10.1. Pengertian dan Ciri iklim Tropika

Daerah beriklim tropika adalah daerah yang terletak pada lintang atau

daerah tropika (23 ½0 L.U s/d 23½0 L.U). Iklim tropika memiliki pola iklim

tersendiri yang berbeda dengan pola iklim daerah subtropika atau daerah kutub,

terutama radiasi surya, suhu udara dan curah hujan. Dengan demikian tipe

vegetasi, jenis komoditas pertanian, tehnik bercocok tanam, dan aspek-aspek

sosial lainnya yang mempunyai cirri yang khas

Wilayah tropika :

- Amerika (tengah dan selatan)

- Asia ( India, indocina, Semenanjung Malaka, Philipina, dan

Indonesia)

- Australia (bagian Utara)

- Afrika

Namun tidak semua lokasi/lintang tropika memiliki iklim tropika, yakni oleh

karena adanya perbedaan :

a. Keadaan fisiografi lahan, terutama altitude

b. Penyebaran daratan dan perairan

c. Ada/tidaknya pengaruh sistem/angin monsoon (musim)

iklim tropika dicirikan oleh:

a. Suhu dan kelembaban udara yang tinggi sepanjang tahun

b. Curah hujan yang tinggi dan sering

c. Variasi suhu udara diurnal lebih besar daripada suhu udara musiman

atau harian dari tahun

d. Suhu udara rata-rata bulan terdingin > 18.20C

10.2. Intertropikal Comvergence Zone (ITCZ)

ITCZ adalah daerah komvergensi dalam daerah tropika, yaitu merupakan

daerah pertemuan massa udara belahan bumi utara (BBU) dan dari belahan bumi

Selatan (BBS) dalam daerah tropika. Tetapi lokasi/lintang pertemuan berpindah-

pindah menurut waktu sebagai akibat pergerakan semu surya selama setahun

akibat revolusi bumi. Dengan demikian setiap posisi surya dipermukaan bumi

akan menerima radiasi (pancaran) surya paling banyak (pada tipe permukaan yang

• Klimatologi

78

sama), sehingga suhu udaranya juga lebih tinggi daripada lokasi/lintang

sekitarnya. Oleh karena itu, ITCZ dikenal sebagai daerah termal ekuator.

Oleh karena suhu udara lebih tinggi, maka kerapatannya lebih kecil,

sehingga secara alami massa udara atau parsel udara akan naik ke atas, sehingga

akan terjadi kekosongan atau kekurangan massa udara pada lokasi/lintang tersebut

dan merupakan daerah tekanan rendah, yang diistilahkan daerah depresi atau

siklon (bila daerah memusat) atau daerah palung (trhough) (bila daerah

memanjang).

Daerah depresi (siklon) atau daerah palung merupakan lokasi/lintang

bertemunya massa udara dari BBU atau BBS. Bila lokasi/lintang pertemuan ini

merupakan daerah perairan atau daerah basah atau massa udara yang datang sarat

dengan uap air , sehingga dapat menimbulkan awan dan curahan yang cukup

tinggi dan dapat terjadi banjir. Namun sebaliknya juga dapat terjadi kekeringan

bila massa udara yang datang sifatnya kering atau sebagai massa udara benua.

Tetapi pada daerah beriklim tropika, selain curah hujan tinggi sering juga,

evapotranspirasi (penguapan) cukup tinggi, sehingga kelebihan (suplus air) tidak

seluruhnya terjadi pada lintang tropika, tetapi hanya terjadi pada lintang 180 utara

-12o selatan. Namun jumlah dan penyebaran curah hujan pada daerah beriklim

tropika, selain dipengaruhi oleh sistem ITCZ juga sistem monsoon.

10.3. Angin Monsoon (Musim)

Angin monsoon (musim) merupakan angin laut dan angin darat dalam

skala besar (sampai ratusan ribu kilometer persegi) yang bergerak bolak balik

antara daratan dengan lautan, yang periodenya musiman atau tahunan pada daerah

beriklim tropika.

Angin monsoon terdapat dimana-dimana, namun contoh yang paling jelas

adalah angin monsoon Asia Timur yang selalu bertiup dari Jepang dan Cina dan

Asia Selatan yang bertiup dari Samudra Hindia, khususnya pada musim panas di

BBU. Sedangkan di Indonesia dikenal angin monsoon (musim) barat yang bertiup

dari Samudra Hindia disebelah Barat Sumatera dan angin monsoon (musim) timur

Samudra Hindia disebelah timur Australia.

• Klimatologi

79

10.4. Siklon Tropika

Siklon tropika merupakan sistem angin pusaran yang melanda pusat

tekanan rendah dilintang tropika dan kadang-kadang melebar sampai 300 U/S.

Siklon tropika merupakan salah satu gangguan cuaca/iklim pada daerah beriklim

tropika yang diberi nama sesuai lokasi/daerah/negara terjadinya, misalnya Taifun

didaerah Pasifik, Hurricane di Amerika, Willy-willy di Australia, Bougio di

Philipina, dan badai atau badai tropis di Indonesia.

Gejala cuaca tadi biasanya mendadak terjadi di lautan tropika lalu

menjalar kesepanjang pantai sampai ribuan km. Badai topan berdiameter ± 650

km dan bahkan lebih luas di laut Cina. Tekanan udara dipermukaan laut dapat

mencapai 950 mb dan bahkan 920 mb. Oleh karena demikian rendahnya tekanan

udara dipermukaan laut, maka tidaklah mengherankan bila kecepatan angin dapat

mencapai 89 ms-1 (320 km jam-1) dan puncak awan hanya dapat mencapai 1200

m. Padahal menurut kriteria FAQ, bila kecepatan angin sudah mencapai diatas 8

ms-1 sudah tergolong kriteria sangat kuat.

10.5. El-Nino dan La-Nina

El-Nino dan La Nina merupakan dua gejala cuaca/iklim yang artinya anak

laki-laki dan anak perempuan (Oleh seorang Spanyol), secara berturut-turut

merupakan lambang petaka musim kemarau yang kering dan berkepanjangan

yang dapat menyebabkan kebakaran dan musim hujan dengan curah hujan yang

tinggi dan berkepanjangan yang dapat menyebabkan terjadinya banjir.

Keduanya dapat terjadi pada daerah tropika, tepatnya dilautan Pasifik

Tengah hingga Timur, Misalnya kekeringan berkepanjangan yang terjadi pada

tahun 1982/1983 dan tahun 1997/1998 yang melanda beberapa Negara (Indonesi,

Afrika, Australia, Srilangka, Philipina, Amerika Serikat bagian tengah, Brasil

bagian selatan, Argentina dan Paraguay). Sebaliknya terjadi kebanjiran pada

beberapa Negara (Lousiana bagian tengah, Florida, Kuba, dan terutama Peru dan

Ekuador) terjadi banjir besar.

Terjadinya karena meningkatnya suhu permukaan air laut 4-6 0C diatas

normalnya dipantai Peru dan Ekuador, sehingga merupakan daerah siklon yang

menyebabkan massa udara daerah sekitarnya tersedot ke daerah depresi/siklon ini,

• Klimatologi

80

yang pada akhirnya menyebabkan kekeringan berkepanjangan pada Negara-

negara tersebut diatas. Tetapi sebaliknya daerah siklon (terutama Peru dan

Ekuador) mengalami banjir besar. Sebaliknya akan terjadi gejala La-Nina karena

menurunnya suhu permukaan air laut di samudra pasifik bagian tengah sehingga

timur di pantai Peru dan ekuador.

• Klimatologi

81

XI. IKLIM INDONESIA DAN SULAWESI SELATAN

11.1. Keragaman dan Variasi Iklim di Indonesia

1) Letak geografis

Lintang : 6o utara – 11oSelatan (daerah/lintang tropika)

Bujur : 95o – 141o timur

2) Penyebaran daratan dan perairan, selain diantarai oleh dua samudera besar

( Hindia dan Pasifik), sehingga Indonesia beriklim panas yang sifatnya

lembab sampai basah. Tetapi di Indonesia juga diantarai oleh dua benua

(Asia dan Australia), sehingga Indonesia pada umumnya mengalami

musim kemarau dalam suatu periode, yaitu pada saat terjadi angin passat

yang sifatnya kering dari benua Australia sebagai massa udara benua.

3) Keadaan topografi (terutama altitude), makin tinggi tempat sebaliknya

suhu udara semakin rendah (gradient suhu), tetapi curah hujan semakin

tinggi (khususnya pada lereng hadap angin) seperti yang dijelaskan oleh

Braak (1928).

4) ITCZ : yang menyebabkan terjadinya variasi penyebaran curah hujan

dalam satu tahun dari suatu tempat atau lokasi.

5) Angin monsoon (musim), variasi penyebaran hujan, akibat pengaruh ITCZ

didukung oleh adanya pengaruh atau diperkuat oleh pengaruh angin

monsoon. Misalnya angin musim barat dan angin musim timur dari

samudra hindia seperti yang telah dijelaskan.

6) Pergerakan udara secara umum (global) : PUSU ini mungkin ada

kaitannya dengan pengaruh ITCZ dan pengaruh monsoon. Karena

terjadinya berkaitan dengan variasi penyebaran curah hujan menurut

waktu.

KESIMPULAN :

1) Faktor letak geografis dan keadaan topografi (terutama altitude) serta

penyebaran daratan dan perairan merupakan faktor-faktor dominan yang

mempengaruhi keragaman iklim di Indonesia menurut tempat atau lokasi.

2) Faktor ITCZ, angin monsoon dan pergerakan udara secara umum

merupakan faktor-faktor yang dominan yang mempengaruhi variasi

penyebaran curah hujan menurut waktu dari suatu lokasi

• Klimatologi

82

Dimuka telah dijelaskan bahwa pengaruh system ITCZ dan system muson

tropika, termasuk Indonesia. Pengaruhnya bisa secara bersamaan atau

berurutan.

11.2. Penyebaran Curah Hujan Menurut Waktu Selama musim panas di BBU (yaitu pada bulan Juni, Juli dan Agustus),

daerah tekanan rendah berada di sebelah utara equator, sebaliknya daerah tekanan

tinggi berada di sebelah selatan equator. Dengan demikian terjadilah pergerakan

udara dari BBS menuju equator sebagai angin passat tenggara yang sifatnya

kering karena pada umumnya sebagai massa udara benua dari Australia. Sehingga

Indonesia pada umumnya musim kemarau, kecuali beberapa daerah di Indonesia

bagian timur, terutama daerah Sulawesi Selatan bagian timur justru mendapat

hujan, yang diduga akibat pengaruh angin monsoon (musim) timur sebagi massa

udara maritim dari samudra Hindia di sebelah timur benua Australia.

Selama misim dingin di BBU yaitu pada bulan Desember , Januari, dan

Februari) daerah tekanan rendah berada disebelah selatan ekuator, sebaliknya

tekanan tinggi berada sebelah utara ekuator. Dengan demikian terjadilah

pergerakan massa udara BBU menuju ekuator sebagai angin passat timur laut dan

setelah melewati ekuator akan berubah/membelok ke kiri menjadi angin barat laut

(sesuai dengan hukum Bu’ys Ballot). Angin ini sifatnya basah atau sarat dengan

uap air karena berasal dari laut Cina Selatan atau lautan Pasifik sebagai massa

udara maritim. Bersamaan atau hampir bersamaan angin ini, juga terjadi angin

monsoon dari Samudra Hindiadisebelah barat Sumatera yang juga sarat dengan

uap air, sehingga pada periode tersebut Indonesia pada umumnya mengalami

musim hujan. Oleh karena anginnya cukup kencang disamping massa udaranya

sarat dengan uap air, sehingga lereng kelangkang angin masih memungkinkan

mendapat hujan sebagai hujan kiriman dari barat, namun tidak setinggi yang

terjadi di wilayah barat. Tetapi pengaruh ini menyebabkan terjadinya peak curah

hujan yang terjadi pada bulan Desember/November di wilayah PCHP dan pada

bulab November/Oktober di wilayah PCHP dari Sulawesi Selatan, sehingga pada

penyebaran curah hujan bulanan berbentuk bimodal, sedangkan di wilayah

PCHPB hanya mempunyai 1 peak ( monomodal atau unimodal).

• Klimatologi

83

Pada saat surya berada diatas ekuator dan sekitarnya, (terutama pada bulan

September/Oktober dan Maret /April), merupakan peak curah hujan bulanan pada

daerah ekuator dan sekitarnya, sehingga pola penyebaran curah hujan bulanan

pada umumnya berbentuk bimodal dengan peak curah hujan terjadi pada bulan

Oktober dan April. Makin jauh dari ekuator, peak semakin lambat terjadi tetapi

semakin tinggi curah hujannya hingga mencapai puncaknya pada bulan

November/Desember pada umumnya dikabupaten Polewali dan kabupaten

Pinrang sebagai batas wilayah PCHP, sedangkan untuk wilayah PCHPB puncak

curah hujannya baru tercapai pada bulan Januari/Desember dan curah hujannya

semakin menurun tanpa terjadi kenaikan lagi pada bulan-bulan berikutnya,

sehingga pola curah hujannya hanya berbentuk unimodal. Tetapi pada wilayah

lain seperti Sulawesi Selatan bagian timur sebagai wilayah PCHPT seperti juga

terjadi di daerah lain seperti Sulawesi Tenggara, peak II yang terjadi pada bulan

April di wilayah utara dari Sulawesi Selatan (dekat ekuator) bergeser ke bulan

Mei dan merupakan puncak tertinggi dari wilayah curah hujan ini.

11.3. Iklim Sulawesi Selatan dan Aplikasinya

Adanya barisan pegunungan Lompobatang yang seakan-akan membagi

Sulawesi Selatan bagian selatan atas dua wilayah iklim dengan model pola curah

hujan yang berbeda. Wilayah barat dengan pola curah hujan pantai barat (PCHPB)

dicirikan pada satu peak (puncak) curah hujan bulanan (Unimodal), yang terjadi

pada bulan Januari/Desember. Sedangkan wilayah timur dengan pola curah hujan

pantai timur (PCHPT) dicirikan oleh dua peak (Bimodal), yang tejadi pada bulan

Desember/November dan Mei.

Jumlah dan penyebaran curah hujan dari wilayah PCHPB dipengaruhi oleh

angin passat timur laut yang kemudian berubah menjadi angin barat laut sebagai

akibat adanya system ITCZ dan angin musim barat akibat adanya sistem

monsoon, sehingga musim hujannya relatif panjang dan curah hujannya cukup

tinggi, sehingga secara alami panjang periode tumbuh tersedia untuk padi sawah

lebih panjang daripada wilayah timur. Tetapi panjang musim kemarau juga

relative lebih panjang daripada wilayah timur, oleh karena hanya satu peak curah

hujan bulanan. Sehingga wilayah ini pada umumnya bertipe hujan C dan D atau

• Klimatologi

84

bertipe iklim pertanian C3 atau D3 (kecuali daerah/lokasi kearah timur dekat

perbatasan bertipe hujan C atau B dan bertipe iklim pertanian C2 dan Bahkan B2).

Sedangkan untuk wilayah timur dengan PCHPT, musim hujannya selain

dipengaruhi oleh kedua macam angin yang mempengaruhi musim hujan wilayah

barat, tetapi juga dipengaruhi oleh angin monsoon (musim) timur yang sarat

dengan uap air dari Samudra Hindia di sebelah timur Australia, bahkan

sumbangannya lebih besar sehingga wilayah timur dengan PCHPT menyebabkan

musim hujan diwilyah ini dimana peak hujan terjadi pada bulan Mei. Namun,

jumlah curah hujan yang disebabkan oleh pengaruh angin ini masih relatif lebih

kecil atau panjang musim hujan relatif lebih pendek daripada wilayah barat yang

disebabkan oleh pengaruh angin barat laut dan angin musim barat.Angin musim

timur ini pada umumnya tidak memberika sumbangan hujan dan malah sebaliknya

memberi pengaruh jelek karena timbulnya angin brubu yang sifatnya kering,

kencan, dan panas. Tidak seperti angin barat laut dan angin musim barat masih

memberika sumbangan kewilayah timur sebagai huja kiriman, yang merupakan

periode lembab sampai basah di wilayah PCHPT. Dengan demikian panjang

musim kemarau di wiyah ini relative lebih pendek meskipun panjang musim

hujannya juga relatif lebih pendek daripada wilayah PCHPB.

Kondisi diatas memberikan petunjuk bahwa panjang perode tumbuh

tersedia untuk pertaian lahan kering secara relatif lebih panjang daripada wilayah

PCHPB, tetapi sebaliknya panjang periode tumbuh tersedia bagi tanaman padi

sawah secara alami relatif lebih pendek. Petunjuk ini juga didukung oleh tipe

iklimnya, yaitu untuk wilayah PCHPT pada umumnya bertipe hujan B dan C dan

bertipe iklim pertanian D2 dan E2 (kecuali kearah barat dekat perbatasan pada

daerah ketinggian bertipe iklim pertanian C2 dan bahkan B2)

Sedangkan wilayah utara dekat ekuator yang pada umumnya didominasi

oleh wilayah barisan pegunungan Latimojong, juga mempunyai pola curah hujan

bulanan berbentuk bimodal dengan peak curah hujan terjadi pada bulan

November/oktober dan pada bulan April. Bila dibandingkan model PCHPT nyata

berbeda tingginya antara kedua peak. Hal ini mungkin disebabkan pengaruh angin

laut dan angin musim barat hampir sama dari pengaruh angin musim timur

terhadap sumbangan tinggi rendahnya curah hujan dalam musim hujan.

• Klimatologi

85

Berdasarkan penjelasan diatas, maka wilayah ini merupakan peralihan dari

kedua wilayah pola curah hujan yang telah dijelaskan dimika atau mewakili dari

kedua model pola curah hujan tersebut. Oleh karena itu, model pola curah hujan

diistilahkan pola curah hujan peralihan (PCHP), yang mempunyai panjang period

tumbuhan tersedia, baik untuk padi sawah maupun palawija, relatif lebih panjang

daripada kedua wilayah pola curah hujan yang telah dijelaskan.

Panjangnya periode tumbuhan dari wilayah PCHP, juga ditunjukkan oleh

tipe iklimnya, yaitu pada umumnya bertipe hujan B dan Atmosfer bertipe iklim

pertanian B2 dan C2, kecuali beberapa lokasi terlindung atau terhalang oleh

pengaruh angin barat laut atau angin musim timur dari timur seperti yang terdapat

di kabupaten Majene, Polewali, Pinrang, Enrekang dan Tator bertipe hujan C atau

D dan bertipe iklim E2 atau D2.

• Klimatologi

86

XII. MODEL PERUBAHAN LINGKUNGAN/IKLIM

Pembangunan merupakan suatu keharusan sebagai bangsa yang

berkembang dan maju, sehingga tatanan hidup dan kehidupan dari penduduk atau

masyarakatnya bisa lebih baik daripada sebelum pembangunan tersebut

dilaksanakan. Namun tidak semua gejala/dampak yang ditimbulkan bersifat

positif, tapi sebagian juga akan berdampak negatif misalnya dampak pada iklim.

12.1. Efek Rumah Kaca

Efek rumah kaca di alam/atmosfer adalah efek kalor yang timbul sebagai

akibat adanya dan naiknya konsentrasi gas-gas rumah kaca di alam/atmosfer. Gas-

gas tersebut adalah karbon dioksida (CO2), methan (CH4), kholo flouro carbon

(CFC), Nitro oksida (NO2),dan Ozone (O3) di lapisan troposfer. Gas-gas ini dapat

menyerap radiasi bumi sebagai radiasi gelombang panjang (atau disebut juga

radiasi infra merah) yang berfungsi untuk menjaga agar bumi menjadi lebih panas

dibanding bila gas-gas tersebut tidak ada. Disebut efek rumah kaca, oleh karena

yang terjadi disini adalah sama halnya terjadi dalam rumah kaca buatan, yaitu

sebagai efek kalor.

Seperti halnya radiasi surya, radiasi bumi juga diserap oleh molekul-

molekul udara kering secara relatif pada panjang gelmbang tertentu . Kecuali pada

λ=2.2-4.3 µm dan 8.5-11.0µm akan lolos ke angkasa dan radiasi bumi dengan

panjang gelombang tersebut disebut radiation window seperti pada gambar 1.

Makin tinggi konsentrasi gas-gas tersebut diatmosfer, semakin tinggi pula

efek kalor yang timbul pada/dekat permukaan bumi, namun pengaruhnya berbeda

menurut jenis dan jumlah gas tersebut. Sebagai contoh, misalnya penambahan

sebuah molekul metan akan menyebabkan penyerapan kalor 21-30 kali lebih

banyak dibanding penambahan satu molekul CO2. Sedangkan penambahan satu

molekul CFC mampu menyerap kalor hingga 12.400 – 15.800 kali lebih banyak

bila dibanding satu molekul CO2.

• Klimatologi

87

Wave length (µm)

4000 8000 12000 16000 20000 24000 Gambar 12.1. Model Penyerapan Radiasi Gelombang Panjang Oleh H2O dan CO2

Gambar tersebut menunjukkan bahwa dengan hanya dua molekul (uap air

dan karbon dioksida) hampir tertutup lapisan atmosfer kecuali dengan dua kisaran

panjang gelombang (jendela radiasi).

Konsentrasi CO2 di atmosfer dalam jumlah yang normal adalah 0.03% dari

udara kering (table 2.1). Tetapi jumlah ini peranannya terhadap pemanasan

permukaan bumi dan lapisan udara diatasnya adalah kecil sekali.namun, ada

bukti-bukti bahwa selama dasawarsa terakhir ini, pelepasan CO2 ke atmosfer

sebagai akibat pembakaran bahan baker fosil telah bertambah 0.2% tiap tahun.

Meskipun tumbuhan hijau yang fotosintetik di permukaan bumi dan system

karbonat dari lautan cenderung untuk mempertahankan CO2 di atmosfer dalam

keadaan stabil. Tetapi peningkatan secara terus menerus dari pembakaran bahan

bakar fosil yang disertai dengan penurunan kapasitas peningkatan CO2 dari

tumbuhan hijau adalah awal dari dilampauinya pengendalian (secara alami)

Large atmospheric (window unabsorbed) absorbed by H2O or CO2

H2O absorption spectrum

CO2 absorption spectrum

• Klimatologi

88

pengatur keseimbangan (cybeRnetic), sehingga konsentrasi CO2 lambat laun

meningkat.

Pada permulaan revolusi industri (yaitu sekitar tahun 1800), kandungan

CO2 diatmosfer sekitar 280 ppmv. Dalam tahun 1992, kandungan CO2 diatmosfer

meningkat menjadi 356 ppmv, sehingga terjadi peningkatan sebanyak 1,4 ppmv

(0,4%) pertahun. Jika laju peningkatan CO2 yang terjadi sekarang berlangsung

terus, maka dapat diperkirakan bahwa pada pertengahan abad yang akan datang,

kandungan CO2 akan meningkat menjadi dua kali lipat sehingga keadaan iklim

akan menjadi lebih panas dengan kenaikan suhu udara rata-rata setinggi 0.2 – 0,5

pertahun. Kenaikan suhu ini akan diikuti dengan naiknya permukaan air laut

(karena pencairan es didaerah kutub) dan perubahan pola curah hujan yang dapat

mengganggu produksi pertanian. Hasil pengamatan menunjukkan bahwa tinggi

muka air laut telah mulai meningkat setinggi 12 cm dalam abad ini. Ancaman-

ancaman seperti ini harus dipertimbangkan dalam perencanaan nasional dan

kebijaksanaan internasional.

Selain meningkatnya konsentrasi CO2 di atmosfer, juga terjadi pening-

katan gas-gas rumah kaca lainnya. Sebagai contoh, konsentrasi metan di atmosfer

meningkat lebih dari dua kali lipat dibandingkan pada saat pra indusri, rata-rata

sekitar 14 ppbv (0,9%) pertahun. Kecenderungan perubahan terjadi pada metan

mendekati apa yang terjadi pada CO2 selama kurun waktu 160.000 tahun terakhir.

Konsentrasi gas- gas rumah kaca lainnya, yaitu nitrooksida dan CFC juga

meningkat. Konsentrasi CFC meningkat sekitar 5% pertahun.untuk lebih jelasnya

peningkatan berbagai gas rumah kaca disajikan pada Tabel 12.1 dan 12.2 serta

Gambar 12.1 dan 12.2.

12.2. Efek Perusakan Lapisan Ozon

Perkembangan iptek yang pesat membawa dampak didalam kehidupan

mahluk hidup dan lingkungannya. Penggunaan bahan-bahan olahan industri yang

terutama dari berbagai zat kimia ternyata telah membawa dampak

menghawatirkan. Bahan-bahan tersebut diantaranya Clorofluorocarbon (CFC),

halon, karbontetraklorida (CCl4), Metil-kloroform (CH3CCl3) dan metibromida

(CH3Br) akan menyebabkan lapisan ozon menipis. Dampak menipisnya lapisan

ozon dicirikan dengan meningkatnya jenis penyakit kanker kulit dan katarak,

• Klimatologi

89

menurunnya daya tahan tubuh, terganggunya hasil panen, organisme laut dan

ekosistemnya. Selain itu berdampak pada pemanasan global. Dengan demikian

bahan kimia tersebut termasuk kedalam kelompok bahan kimia yang terhalogenasi

dan disebut sebagai ozone depleting substance (ODS). Dengan melihat dampak

yang diakibatkan oleh penipisan ozon maka dikeluarkan suatu aturan international

bertujuan setiap Negara melakukan pengawasan bahan-bahan yang dapat

menyebabkan lapisan ozon menipis.

Penpisan lapisan ozon dapat diartikan sebagai gambaran turunnya kadar

ozon secara drastis yang terdapat pada lapisan stratosfer. Dampak foto yang

ditangkap oleh satelit menunjukkan bahwa kadar ozon yang berkurang tersebut

mirrip dengan sebuah lubang sehingga tempat-tempat dimana kadar ozon menipis

disebut sebagai lubang ozon. Hingga saat ini beberapa lubang ozon telah

ditemukan oleh para ahli antara lain terdapat di Kutub Selatan (Antartika),

Australia, Selandia Baru dan daerah khatulistiwa.

Dampak pada perubahan iklim, emisi CFC dapat menghalangi keluarnya

bahang sehingga terjadi peningkatan suhu rata-rata dan perubahan klim global.

Perubahan ini akan menimbulkan suhu yang ekstrim, musim kemarau menjadi

lebih kering terutama daerah marginal sementara daerah lain menerima hujan

lebih banyak yang dapat mengakibatkan banjir.

12.3. Efek Pulau Panas (Heat Island Effect)

Efek pulau panas adalah efek kalor yang timbul pada kota-kota besar yang

sudah jauh berkembang, yang disebakan oleh pelbagai faktor antara lain, yaitu:

1. Kalor yang dibuat oleh manusia itu sendiri, yang dihasilkan oleh

industri, kendaarn bermotor, keperluan rumah tangga, hasil

respirasi manusia dan binatang, dan sumber lainnya.

2. Kalor yang timbul dari bahan-bahan konstruksi untuk bangunan

dan prasarana jalan, misalnya batu kerikil, batu bara, aspal, dan

sebagainya

3. Terhalangnya pendinginan karena kurangnya penguapan, yang

disebabkan karena semakin sempitnya bidang penguapan karena

tertutup oleh bangunan-bangunan, jalan dan sebagainya

• Klimatologi

90

4. Perubahan nilai albedo karena semakin kurangnya salju yang

terbentuk (daerah subtropis), permukaan yang semakin gelap

karena penguapan aspal, dan pemukaan cekung dari suatu profil

kota.

Karena begitu banyaknya faktor penyebab di samping karena ruang

lingkupnya lebih sempit, maka efek kalor yang timbul dari efek pulau panas lebih

tinggi daripada efek rumah kaca.

12.4. Efek Radiasi Ultra Violet

Efek radiasi ultra violet adalah efek radiasi dengan energi yang cukup

tinggi oleh sinar ultra violet yang lolos kepermukaan bumi karena rusaknya

lapisan ozon (O3), di atmosfer. Ozone di atmosfer merupakan salah satu

komponen udara kering (table 2.1), yang secara normal dialam/atmosfer memang

kandungannya sudah sangat rendah (hanya 0,000005 – 0,000012% dari udara

kering), kendati dengan jumlah tersebut masih dapat menetralisir pengaruh buruk

dari sinar tersebut yang sangat berbahaya bagi kehidupan dipermukaan bumi dan

atmosfer (yang disebut aerobiologi).

Kandungan O3 di atmosfer yang jumlahnya serba kritis persediaannya akan

lebih kritis lagi akibat terjadinya kerusakan oleh semakin banyaknya nitrat dan

sulfat memasuki atmosfer, selain karena penyebab secara alami akibat adanya

letusan gunung berapi. Tetapi juga terutama karena kemajuan ilmu dan teknologi

itu sendiri, misalnya penggunaan pesawat supersonic. Makin rendahnya

kandungan O3 juga berkaitan dengan adanya dan bertambahnya konsentrasi CFC

di atmosfer, yang disebabkan karena penggunaan insektisida secara otomatis dan

juga karena penggunaan mesin penyejuk ruangan.

12.5. Perubahan Pola Keawanan dan Presipitasi

Perubahan pola keawanan dan presipitasi di sebabkan karena menigkatnya

aerosol di atmosfer dan perubahan penutupan vegetasi dari kawasan hutan

(terutama hutan lindung) menjadi lahan pertanian, perkebunan, peternakan,

pemukiman dan sebagainya.

Aerosol adalah partikel-partikel padat di atmosfer berupa garam-garam

laut, debu (terutama silikat), bahan organik dan asap. Partikel-partikel ini masuk

• Klimatologi

91

ke atmosfer karena pencemaran udara atau praktek-praktek pertanian, misalnya

pembakaran hutan dan alang-alang, semprotan laut, aktivitas vulkanik dan

kenaikan debu oleh angin. Aerosol selain berperan sebagai penghalang terhadap

radiasi surya menuju kepermukaan bumi, tetapi yang lebih penting adalah peranan

sebagai inti-inti kondensasi dalam pembentukan awan. Sebagai contoh adalah

meningkatnya awan cumulus sepanjang jalan lalu lintas dibelaha bumi utara.

Penyebab kedua adalah penjarangan penutupan areal bervegetasi( terutama

hutan), yang menyebabkan sumbangan uap air ke atmosfer dapat berkurang.

Padahal uap air ini merupakan bahan baku terbentuknya awan,khususnya awan-

awan konvektif yang memungkinkan terjadinya presipitasi/hujan konvektif

(disebut juga hujan lokal). Hasil penelitian yang telah pernah dilakukan oleh Tim

UNHAS dalam pengembangan wilayah terpadu DAS SA’DANG tahu 1984-1985,

menunjukkan adanya kecenderungan perubahan/pergeseran pola curah hujan dan

tipe iklim kearah yang lebih besar dari beberapa lokasi stasiun yang sifatnya

lembab sampai basah. Tetapi pada umumnya perubahan/pergeseran tersebut

kearah yang lebih kering dari loksai stasiun yang sifatnya lembab sampai kering

(table 12.3). nampaknya perubahan/pergeseran suhu udara dari pola curah hujan

(meskipun dinyatakan dalam curah hujan tahunan) juga terjadi dibeberapa kota

besar di aindonesia.

Meskipun di muka telah dijelaskan bahwa iklim secara makro tidak dapat

dirubah oleh manusia. Namun adanya fenomena-fenomena alam yang

kelihatannya ikut pula berubah akibat adanya perubahan kepentingan manusia,

yang disebut pembangunan (fisik). Perubahan-perubahan ini bukan hanya bersifat

lokal, tetapi juga regional dan bahkan secara internasional seperti dijelaskan pada

dampak pembangunan pada iklim. Tetapi perubahan iklim secatra makro atau

global tersebut sebenarnya terutama akibat penterapan ilmu dan teknologi diluar

bidang study meteorology/klimatologi pertanian, terutama bidang study yang

berkaitan dengan bidang industri, baik yang berkaitan dengan pemanfaatan

sumber daya alam(eksploitasi), maupun untuk menghasilkan bahan produksi.

Tetapi, bila setiap ilmuan dan teknologi menyadari masing-masing fungsi dan

tujuan ilmu teknologi itu ditancapkan dan dikembangkan, maka dampak negatif

• Klimatologi

92

yang timbul akibat pembangunan tersebut seharusnya tidak terjadi atau dapat

ditekan sekecil mungkin di bawah batas toleransi.

12.6. Kunci Strategis Pengendalian

Untuk mengurangi pelepasan gas-gas rumah kaca atau memperlambat

peningkatannya, diperlukan konsensus politik yang khusus ditingkat internasional.

Tidak ada satu negara atau wilayah pun yang dapat berjalan sendiri dalam upaya

mencegah peningkatan gas-gas rumah kaca,meskipun kepemimpinan negara itu

memegang peranan penting untuk mencapai kesepakatan. Agar diterima secara

luas, kebijakan pencegahan secara ideal perlu memberikan keuntungan bagi

daerah sekitarnya.Ada lima unsur kunci yang perlu tercakup dalam strategi

pengendalian, yaitu:

1. Meningkatkan efesiensi produksi dan penggunaan energi

2. Sejauh mungkin mengganti bahan bakar yang padat karbon seperti

batu bara, dengan bahan bakar yang padat hydrogen seperti gas alam.

3. Mendorong pengembangan dan penggunaan energi surya serta energi

non karbon lainnya.

4. Menekan produksi bebagai CFC dan mengembangkan upaya untuk

mencabutnya dari peredaran.

5. Mengurangi laju pembukaan hutan. 10 12

1 11 4

Gambar12.2. Perubahan Suhu Udara Tahunan dari Berbagai Lokasi di Indonesia

-0.04

-0.02

0.00

0.02

-0.06

1

2

3

45

6

8

9

2

7

• Klimatologi

93

Dimana :

1= Medan 7= Makassar

2= Jakarta 8= Manado

3= Surabaya 9= Kupang

4= Denpasar 10= Ambon

5= Pontianak 11= Ternate

6= Samarinda 12= Biak

Gambar12.3. Perubahan Curah Hujan Tahunan dari Berbagai Lokasi di

Indonesia

-2

0

1

3

5

4

1

2

4

3

5

6

7

8

9

10

11

12

-1

2

• Klimatologi

94

Tabel 12.1. Kontribusi Gas Rumah Kaca Terhadap Pemanasan Global

SEKTOR

CO2

CH4

O3

NO2

CFC

Pema- nasan (%)

Energi :

Langsung 35 3 - 4 - 49

Tidak Langsung - 1 6 - - 7

Pembukaan Hutan 10 4 - - - 14

Pertanian 3 8 - 2 - 13

Industri 2 - 2 - 20 24

(%) Pemanasan 50 16 8 6 20 100

Sumber : Word Resources (1990-1991)

Tabel 12.2. Peningkatan Gas-gas Rumah Kaca di Atmosfer

GRK

Konsentrasi di Atmosfer Laju Kenaikan tahunan saat ini (%) Pra Industri 1986

CO2 2.75 ppm 346 ppm 1.4 ppm (0.4)

CH4 0.75 ppm 1.65 ppm 17 ppb (1.0)

CFC – 12 0 430 ppt 19 ppt (5.0)

CFC – 11 0 230 ppt 11 ppt (5.0)

N2O 280 ppb 305 ppb 0.6 ppb (0.2)

O3 troposfer Tidak dik 35 ppb Tidak dik

• Klimatologi    95

 

XIII. IKLIM MIKRO HUTAN

13.1. Peran Radiasi Matahari Terhadap Hutan

Radiasi matahari merupakan sumber kehidupan, dan berpengaruh terhadap physiologi

hutan, morphologi, sifat-sifat lingkungan hutan dan terhadap hampir semua organisme dalam

hutan. Meskipun peran utama radiasi matahari adalah sebagai sumber utama dari energi

untuk kehidupan, tapi ini bukan hanya terhadap hutan bahkan terhadap lingkungan lainnya.

Dengan adanya perbedaan lokasi maka muncul variasi intensitas cahaya yang

menimbulkan persaingan dalam hutan. Kondisi ini dapat menyebabkan kehidupan atau

kematian jenis-jenis tertentu atau organisme tertentu. Jenis-jenis pohon tertentu dan

organisme tertentu dalam hutan mengalami persaingan ketat dalam perebutan sinar matahari

dan cahaya. Dengan perbedaan (variasi) intensitas sinar/cahaya matahari maka hutan

dimanej dengan mempertimbangkan hal tersebut, terkait dengan jenis dan lokasi serta arah

tanaman hutan.

13.2. Pengaruh Suhu Terhadap Hutan

Suhu merupakan alat ukur untuk mengetahui intensitas 95nergy panas yang masuk ke

dalam hutan. Ini diukur dari jumlah 95nergy panas dan kapasitas panas yang menerpa hutan.

Musim panas dapat menyebabkan tajuk di hutan terbakar dan menyebabkan banyak kematian

pohon dalam tegakan hutan. Kekeringan dalam hutan biasanya diikuti oleh kebakaran hutan,

sehingga iklim mikro mengalami perubahan.

Iklim mikro berpengaruh terhadap kondisi tanah dalam areal hutan yang tergantung

pada kemiringan lereng, naungan, kelembaban tanah dan warna tanah. Pengetahuan terhadap

factor suhu dalam manajemen hutan terutama cuaca, merupakan hal yang harus menjadi

pertimbangan dalam menentukan kebijakan pengelolaan hutan, seperti waktu-waktu

melakukan penebangan, penanaman, dan lain-lain.

• Klimatologi    96

 

13.3. Pengaruh Angin Terhadap Hutan

Perpindahan udara (atmosfer) dikenal sebagai angin. Angin berpengaruh terhadap

pertumbuhan dan morfologi hutan melalui keseimbangan antara air, gas, dan perbedaan dari

bagian pohon dan daun. Angin merupakan hal yang harus dipertimbangkan karena angin

dapat merusak hutan bahkan dapat merusak fisiologi pohon.

13.4. Pengaruh Iklim Mikro Terhadap Kehidupan Manusia

Efek dari lingkungan fisik terhadap sifat dan kehidupan yang merupakan bagian dari

pengalaman sehari-hari kita, sangat perlu untuk dipelajari. Panas, dingin, angin dan

kelembaban merupakan istilah yang telah lama kita kenal, namun masih merupakan hal yang

perlu dicermati tentang kaitannya dengan kehidupan kita.

Lingkungan Mikro

Lingkungan mikro merupakan bagian yang penting terhadap kehidupan sehari-hari kita, tapi

kita jarang memikirkan hal ini. Sebagai contoh rumah kita, kamar tidur kita, kasur kita,

dinding rumah kita, di bawah naungan pohon, sarang burung, kandang ternak, yang

semuanya itu merupakan lingkungan mikro. Tapi data keadaan yang terdapat pada

lingkungan seperti tersebut, tidak bisa digunakan sebagai data laporan cuaca. Misalnya suhu

udara mungkin sekitar 10ºC dan kecepatan angin 5 m/detik, tapi dalam sebuah sarang burung

yang berada di tempat ternak yang terlindung dari angin dan sinar matahari mungkin suhunya

akan sekitar 25ºC.

Dalam hal ini iklim mikro sangat bervariasi tergantung pada tempat dan kondisinya. Disini

dibutuhkan instrument (alat-alat) khusus untuk mengukur hubungan antara variable-variabel

lingkungan yaitu variabel-variabel yang terkait dengan temperatur (suhu), kelembaban

atmosfer, dan tekanan udara.

• Klimatologi    97

 

Pertukaran Energi

Konsep dasar yang melatarbelakangi semua lingkungan biofisik adalah pertukaran energi.

Energi bisa tersimpan sebagai energy kimiawi, energi panas, atau energi mekanik. Kajian kita

akan berfokus pada perpindahan energy panas (transport of heat energy). Ada empat macam

perpindahan energy panas yang dikenal yaitu: convection: pemindahan panas melalui

pergerakan molekul zat cair. Pada awalnya panas dipindahkan ke zat cair dengan daya

konduksi, tetapi dengan pergerakan zat cair itu membawa panas tersebut kemana-mana.

Bila dua benda yang berbeda suhunya bersentuhan satu sama lain maka panas ditransfer dari

benda yang memiliki suhu lebih tinggi ke benda yang mempunyai suhu lebih rendah melalui

proses “konduksi”. Proses konduksi adalah merupakan proses interaksi molekul. Bila tangan

anda menyentuh panci panas maka panas panci akan pindah ke tangan anda melalui proses

“konduksi”.

Berbeda dengan konveksi dan konduksi, pertukaran radiasi tanpa intervensi molekul untuk

memindahkan panas dari sebuah permukaan ke permukaan lain. Sebuah permukaan yang

memancarkan energy pada ke empat macam proses ini semuanya disertai dengan suhu.

Matahari dan bumi, keduanya mengeluarkan pancaran radiasi tetapi karena suhu matahari

lebih tinggi maka kerapatan (kepadatan) flux radiasinya jauh lebih tinggi pada permukaan

matahari dibanding pada permukaan bumi.

Suhu pada sebuah kamar tidur lebih banyak berasal dari dinding daripada dari udara bebas.

Untuk mengubah zat cair menjadi gas pada suhu 20ºC, air akan mengabsorbsi “panas latent”

sebesar 2450 Joules per gram. Hampir 600 kali lipat energy yang dibutuhkan untuk

meningkatkan suhu satu derajat celcius dari satu gram air.

• Klimatologi    98

 

Temperatur (Suhu)

Tingkat reaksi biokimia antar organisme sangat tergantung pada suhunya. Tingkat reaksi

bisa dua kali lipat atau tiga kali lipat untuk peningkatan suhu tiap 10ºC. Temperature di

atas atau di bawah nilai kritis dapat menyebabkan terganggunya keseimbangan alam dari

enzim dan menyebabkan kematian organisme. Suatu organisme jarang mencapai

keseimbangan dengan alam, jadi suhu lingkungan hanya salah satu faktor untuk

menentukan suhu organisme. Faktor lain yang mempengaruhi adalah flux (kerapatan) dari

radiasi dan panas latent yang masuk dan keluar dari organisme, penyimpanan panas, dan

pemindahan panas antara organisme dan lingkungan.

13.4. Kelembaban Lingkungan Hutan

Kelembaban lingkungan terkait dengan dua pertimbangan :

Pertama :

Reaksi biokimia yang berlangsung dalam sistem biologi yang berproses dalam air. Organisme

jarang berada dalam kelembaban yang seimbang dengan lingkungannya. Selama

keseimbangan air dalam organisme dapat dipelihara dengan lingkungan sekitarnya, maka

kehidupan oraganisme dapat dipertimbangkan

Kedua :

Kelembaban lingkungan sangat panting dalam transfer energi. Bila ada perubahan fase yang

melibatkan transfer air, maka banyak energi yang bisa di transfer ke atau dari permukaan.

Dalam hal ini kelembaban berperan sangat penting dalam hal transfer energi.

Kondisi Saturasi

Bila sebuah wadah air terbuka pada sebuah ruang tertutup, maka air akan menguap ke ruang

tersebut. Sebagai air yang menguap maka konsentrasi molekul air dalam udara akan

• Klimatologi    99

 

meningkat akhirnya keseimbangan menjadi tetap ketika jumlah molekul air yang

meninggalkan air sama dengan jumlah molekul yang ditangkap oleh air.

Angin

Kecepatan aliran angin dibawah tajuk akan berbeda menurut jenis dan tinggi tajuk.

Dibawah tajuk akan tercipta iklim mikro yang suhunya lebih dipengaruhi oleh tanaman

dibanding dengan suhu di atas tajuk.

Bila dalam sebuah kota akan diciptakan iklim mikro, maka diperlukan tanaman-tanaman

yang diharapkan memberi pengaruh terhadap suhu dan angin

Perpindahan massa udara merupakan mekanisme perubahan energi pada Daerah

Aliran Sungai (DAS). Hal yang sangat perlu diketahui bahwa pertukaran panas antara

permukaan DAS dengan atmosfer dilakukan oleh gaya convection (perpindahan udara secara

horisontal). Gaya convektion inilah yang memindahkan panas dari permukaan DAS ke

atmosfer dibantu oleh gaya konduksi.

Ada tiga sifat sebagai faktor dominan dalam tranfer panas konfektif pada DAS

1. Kecepatan angin yang berlangsung di atas permukaan

2. Suhu dan tekanan udara antara permukaan dan udara bebas

3. Kekasaran permukaan

Hubungan antara angin, suhu dan tekanan uap ke atas pada permukaan halus dan kasar

ditujukan pada gambar berikut.

• Klimatologi    100

 

Peningkatan suhu angin dan tekanan uap dipengaruhi oleh kehalusan dan kekasaran

permukaan tanah. Di sini dapat dilihat bagaimana pergerakan kurva peningkatan suhu, angin

dan tekanan uap pada permukaan lahan gundul dan pada permukaan lahan yang berhutan

(Gambar a lahan gundul, Gambar b lahan berhutan)

Pada lahan gundul suhu, kecepatan angin dan tekanan uap sangat cepat meningkat dan

mulus sedangkan dibanding areal yang berhutan suhu, kecepatan angin dan tekanan uap

terjadi sangat lambat.