Radiasi elektromagnetik yang dipancarkan dari matahari pada zona panjang gelombang dari 0, mm. Radiasi elektromagnetik terdiri : - Sinar Gamma

Transkripsi

1 RADIASI MATAHARI 1

2 Radiasi elektromagnetik yang dipancarkan dari matahari pada zona panjang gelombang dari 0, mm. Radiasi elektromagnetik terdiri : - Sinar Gamma - Sinar X - Ultra Violet - Cahaya Tampak - Infra Merah Cahaya Tampak - Ultraviolet dekat 0,3 mm - Violet - Biru - Hijau - Kuning - Orange - Merah - Inframerah dekat 0,1 mm 2

3 Energi radiasi elektromagnetik memiliki sifat 1. Gelombang 2. Partikel Tabel 1. Absorpi Radiasi di Atmosfer dan Lautan Angkasa Angkasa Radiasi datang Cerah 100% Berawan 100% Refleksi ke angkasa oleh udara dan partikel 7% 7% Absorpsi atmosfer bagian atas 9 (O 3 ) 3% 3% Absorpsi atmosfer bagian bawah ( terutama 10% 10% oleh uap air) Awan : refleksi ke atas 45% absorpsi 10% Mencapai permukaan laut 80% 25% Mencapai kedalaman 10 m Perairan laut 8% 2,5% Perairan pantai 0,4% 0,125% 3

4 Sinar matahari adalah anasir iklim yang dicirikan oleh lama waktu penyinaran dimana waktu penyinaran tersebut lebih dikenal dengan intensitas radiasi. Lama penyinaran adalah merupakan fungsi dari garis lintang. Waktu maksimal dan minimal kehadiran matahari di beberapa tempat dengan letak menurut garis lintang yang berbeda: Letak (lintang) Waktu (jam, menit)... Waktu (jam, menit) Minimal 0 o o o o o o o o

5 Faktor-faktor yang mempengaruhi radiasi Bila kita anggap pada permukaan tidak ada atmosfir maka radiasi matahari yang diterima tergantung 3 faktor: 1. Jarak dari matahari Setiap perubahan jarak bumi dari matahari fariasi terhadap penerimaan energi matahari orbit bumi melingkari matahari penerimaan energi radiasi matahari maksimal pada tanggal 3 januari di Perihelion 2. Intensitas radiasi matahari Adalah sebagi fungsi dari sudut sinar matahari mencapai bagian lengkung dari permukaan bumi. Sinar Yang miring energi pada permukaan bumi 3. Lama penyinaran matahari atau panjang hari dibanding panjang malam 5

6 Pengaruh atmosfer terhadap energi matahari Pengaruh atmosfir terhadap energi matahari yang melalui atmosfir dikurangi energinya: - Absorpsi gas-gas dan uap air - Pembawaan (scattering) oleh molekul-molekul udara & partikel-partikel udara - Pemantulan keluar (refleksi) ruang angkasa partikelpartikel besar di permukaan awan. Pengaruh awan terhadap radiasi yang datang Banyaknya radiasi datang yang dipantulkan sangat dari awan penutup, tipe dan tebalnya. Pengaruh penutupan awan menahan banyak panas yang akan keluar dari bumi. 6 Adanya awan terasa mengurangi terjadinya suhu maksimal pada siang hari dan suhu minimum pada malam hari.

7 7

8 Penyebaran radiasi matahari didalam sistem atmosfer bumi Radiasi matahari yang terhalang sampai ke bumi akan diabsorbsi dan dipergunakan dalam energi proses penggerak atau dikembalikan ke ruang angkasa secara pancaran / pantulan. Radiasi ini dapat ditulis dalam bentuk persamaan : Qs = Cr + Ar + Ca + Aa + (Q + q) (1 α) + (Q + q) 8

9 Radiasi matahari yang jatuh di atas permukaan horizontal pada puncak atau dapat dipantulkan dan dipancarkan kembali ke ruang angkasa oleh : - awan (Cr) - molekul-molekul udara kering, debu, uap air (Ar), atau - permukaan bumi (Q + q) α 9

10 Radiasi dan lamanya penyinaran matahari Dari beberapa stat meteorologi dimana dicatat radiasi dan lamanya penyinarana matahari, dapat diturunkan suatu hubungan antara kedua perubah dalam bentuk yang dikemukakan oleh Angstrom (1924) sebagai berikut : QS QA a b n N N QS : lama penyinaran yang sebenarnya diterima QA : nilai angot atau radiasi secara teoritis n : lama penyinaran yang diukur : lama penyinaran maksimum yang mungkin di atas atmosfer a & b : tetapan 10

11 Radiasi Bumi ± 47% gelombang pendek energi matahari yang diabsorbsi bumi pada permukaan daratan / lautan dirubah kedalam panas atau dipergunakan dalam evapo transpirasi. Bumi merupakan benda beradiasi tetapi spektrumnya adalah energi gelombang panjang yang tak dapat dilihat mata. Atmosfer mengadsorbsi 80% - 90% dari radiasi gelombang panjang dikeluarkan bumi. Diantara gas-gas di atmosfer uap air dan karbondioksida adalah pengabsorbsi radiasi bumi yang utama uap air di udara radiasi yang diabsorbsi. 11

12 RADIASI MATAHARI Energi Matahari sbg Suatu unsur Iklim Energi Matahari Sumber utama energi atmosfir Pengaruh besar cuaca dan Iklim Sebab semua perubahan & pergerakan langsung mempengaruhi di dalam sifat atm tananaman / binatang pengaruh ini dialami melalui illuminasi ( Spektrum Cahaya yg terlihat ) & spektrum yg tdk terlihat 12

13 Radiasi Matahari yg jatuh diatas tanaman : 1.Pd. Tanaman hijau menentukan kecepatan pertumbuhan 2.Kecep. Transpirasi 3.Pada suatu periode kritis dr pertumbuhan pembakaran Tetapan radiasi matahari ( solar konstan ): Fluks ( aliran ) rad. Mthr yg diterima pd permukaan di luar atm tegak lurus thd mthr pd jarak rata-rata antara mthr dan bumi. 13

14 Radiasi bumi Kurang lebih 47 % gel.pendek energi mthr yg diabsorbsi bumi pd permukaan daratan / lautan di rubah ke dlm panas atm dipergunakan dlm evapo transpirasi. Bumi merupakan benda beradiasi ttp spektrumnya adalah energi gel. Panjang yg tak dpt dilihat mata. Atm mengabsorbsi 80 %-90 % dr rad. Gel. Panjang dikeluarkan bumi. Diantara gas-gas di atm Uap air & karbon dioksida adalah pengabsorbsi rad. Bumi yg utama Uap air di udara rad.yang di absorbsi 14

15 Pengaruh penutupan awan thd. rad. Bumi Lapisan awan t/d butir-butir air mengabsorbsi dan meradiasikan semua panjang gelombang. Bag. dasar awan semua rad. Bumi diabsorbsi dgn sempurna. Menghalangi pendinginan bumipada malam hari. Penutupan awan pada siang hari memantulkan banyak rad. Matahari yg diterima dan mengirimkannya kembali ke ruang angkasa Menghalangi pemanasan permukaan bumi dan juga mengurangi penyimpangan energi di bumi. 15

16 Radiasi dan Lamanya penyinaran matahari Dari beberapa stat meteorologi dimana dicatat rad. & lamanya penyinaran mthr, dpt diturunkan suatu hubungan antaera kedua perubah dlm bentuk yg dikemukakan oleh Angstrom ( 1924 ), sbb: QS QA = a + b n N Qs : lama penyinaran yg sebenarnya diterima QA : Nilai anggota atm rad. Sec. teoritis n : Lama penyinaran yg diukur N : Lama penyinaran diatas atm a + b : tetapan 16

17 Penyebaran rad. Matahari didlm system atm bumi Rad. Mthr yg terhalang sampai ke bumi akan diabsorsi dan dipergunakan dlm energi proses penggerak atau dikembalikan ke ruang angkasa sec. Pancaran atau pantulan. Radiasi ini dpt ditulis dlm bentuk persamaan : Qs = Cr + Ar + Ca + Aa + (Q + q )(1 α ) + (Q+q) 17

18 Fraksi penyinaran ( insolasi ) (=ƒ) adalah : Hasil bagi antara waktu penyinaran sebenarnya dan penyinaran yg seharusnya ( penyinaran yg tidak terganggu ) Peg Waktu penyinaran dpt berkurang relief. Relief penghalang /tabir dari sinar ketika mthr melewati lintasannya. Faktor faktor yang mempengaruhi rad. Bila kita anggap pd permulaan tdk ada atm mk rad matahari yg diterima tergantung 3 faktor : 1. Jarak dr matahari Setiap perubahan jarak bumi dr matahari variasi thd penerimaan energi matahari. Orbit bumi melingkari matahari penerimaan energi rad. Matahari max pd tgl 3 Januari di Perihelion 2. Intensitas rad. Mthr Adalah sebagai fungsi dr sudut sinar matahari mencapai bagian lengkung dr permukaan bumi 3. Lama penyinaran matahari atau panjang hari di banding panjang malam 18

19 19

20 A.Faktor dan Anasir iklim Anasir-anasir iklim bervariasi dlm waktu dan ruang di bawah pengaruh beberapa Faktor tertentu *Beberapa anasir iklim adalah : - Presipitasi - Angin - Penyinaran matahari - Evaporasi - Temperatur Udara - Keadaan Berawan nebulosit) - Kelengusan udara - Kenampakan (Visibility) - Tekanan Udara *Beberapa faktor yang mempengaruhi anasir iklim : - Sinar matahari dan garis lintang ( Latitude ) - Keadaan permukaan tanah dan penutupnya - Siklus air di atmosfir - relief dan Ketinggian - Angin dan massa udara - Sirkulasi umum atmosfir 20

21 Faktor- faktor yang berpengaruh terhadap anasir-anasir (unsur-unsur) Iklim 1.Tenaga matahari dan garis lintang -Radiasi matahari : sumber energi dari semua aktivitas atmosfir & sebagian besar reaksi PHYSIKOCHIMIK dan proses biologis Penyebab bervariasinya energi matahari yang diterima bumi : - lama waktu yg tdk sama antara siang & malam - Variasi kejadian yg berubah-ubah dari Sinar matahari - Variasi jarak ant. Bumi dan matahari 21

22 2.Keadaan permukaan tanah dan penutupnya -Jenis dan keadaan tanah dapat menentukan beberapa ciri ; seperti : Albedo, Densitas, Warna, ada dan tidak adanya tumbuh-tumbuhan penutup. Pengaruhnya bertambah atau berkurang sesuai dengan bentuk permukaan. Radiasi matahari dgn panjang gelombang 0,3-3 mikron, energi yang terserap oleh tanah = % Tanah konduktifitas termik tdk akan meneruskan energi tsb ke dalam Permukaan tanah hanya lap. Atas yang terpenuhi sedikit dapat ditentukan karakternya mel.albedo 22

23 3. Siklus air di atmosfir Air di atm dapat berwujud dlm berbagai bentuk fisik. Pada saat terjadi pertukaran wujud, selama evolusi tsb akan terjadi pertukaran energi dg udara. mis: pd saat kondensasi ( berubah jadi padat ) maka uap air akan mengeluarkan /membebaskan energi dlm bentuk panas kondensasi. Penguapan memanfaatkan sebagian besar energi penyinaran matahari di daerah equator dan tropika lautan( Oceanik ). 23

24 4. Relief & Ketinggian Relief memberikan pengaruh yg tetap thd anasir ( unsur ) ikllim. Kenaikan altitut erat hubungan dg : - penurunan tek. Udara - kenaikan intensitas rad. Matahari - penurunan temp.udara - perubahan presipitasi yg sangat penting Aliran udara sangat dipengaruhi kehadiran relief. Gesekan udara diatas tanah menimbulkan fenomena turbulen. 24

25 5. Sirkulasi Umum atmosfir Garis besar dr sirkulasi : kehadiran sebuah gerakan arus atm dr timur di daerah equator & daerah kutub serta gerakan dr barat pada daerah sub tropik. Arah angin di belahan utara bumi cenderung mengarah ke utara sedang di belahan selatan mengarah ke selatan shg terbentuk angin pasat dg arah timur laut/ tenggara diatas lautan. Pd skala dunia : sirkulasi umum adalah untuk suatu keseimbangan panas ( termik ) di semua tempat di permukaan bumi. Pada kenyataannya : energi matahari tdk terpancarkan secara seragam kesemua titik di bumi. 25

26 6. Angin dan Massa Udara Perbedaan tekanan perpindahan massa udara ( di kenal dg angin ) Didaerah sedang, perbedaan iklim kurang menunjukan pengaruhnya thd perubhan arah angin, ttp berpengaruh thd temperatur, kelengasan, presipitasi, nebulosity dan transparansi udara. KUTUB Watak Iklim seragam Variasi arah angin Berpengaruh sedikit thd.perub.iklim. 26

27 Tekanan Udara Tekanan di suatu tempat sebanding dgn gaya gravitasi di titik tsb. Keseimbangan hidrostatika terdapat di atmosfir. Hub. Antara tekanan udara dg keseimbangan hidrostatiska dpt dinyatakan sbb: P = ρ g h ρ = massa jenis udara(kg/m3) g = gravitasi (kg/m3) h = tinggi kolom udara ( m ) 27

28 Radiasi Matahari Energi Matahari sbg Suatu unsur Iklim Energi Matahari Sumber utama energi atmosfir Pengaruh besar cuaca dan Iklim Sebab semua perubahan & pergerakan langsung mempengaruhi di dalam sifat atm tananaman / binatang pengaruh ini dialami melalui illuminasi ( Spektrum Cahaya yg terlihat ) & spektrum yg tdk terlihat 28

29 Radiasi Matahari yg jatuh diatas tanaman : 1.Pd. Tanaman hijau menentukan kecepatan pertumbuhan 2.Kecep. Transpirasi 3.Pada suatu periode kritis dr pertumbuhan pembakaran Tetapan radiasi matahari ( solar konstan ): Fluks ( aliran ) rad. Mthr yg diterima pd permukaan di luar atm tegak lurus thd mthr pd jarak rata-rata antara mthr dan bumi. 29

30 Radiasi dan Lamanya penyinaran matahari Dari beberapa stat meteorologi dimana dicatat rad. & lamanya penyinaran mthr, dpt diturunkan suatu hubungan antaera kedua perubah dlm bentuk yg dikemukakan oleh Angstrom ( 1924 ), sbb: Q S Q A = a + b Qs : lama penyinaran yg sebenarnya diterima QA : Nilai anggota atm rad. Sec. teoritis n : Lama penyinaran yg diukur N : Lama penyinaran diatas atm a + b : tetapan n N 30

31 Radiasi bumi Kurang lebih 47 % gel.pendek energi mthr yg diabsorbsi bumi pd permukaan daratan / lautan di rubah ke dlm panas atm dipergunakan dlm evapo transpirasi. Bumi merupakan benda beradiasi ttp spektrumnya adalah energi gel. Panjang yg tak dpt dilihat mata. Atm mengabsorbsi 80 %-90 % dr rad. Gel. Panjang dikeluarkan bumi. Diantara gas-gas di atm Uap air & karbon dioksida adalah pengabsorbsi rad. Bumi yg utama Uap air di udara rad.yang di absorbsi 31

32 Radiasi di bawah langit yg cerah Hilangnya rad. bumi ke ruang angkasa bervariasi besar sekali dg keadaan atm yg bedabeda. Hilangnya rad. max trjd di bawah langit cerah. Siang hari jam 3 siang lebih banyak energi yg diterima dr mthr drpd yg diradiasikan dr bumi udara di permukaan bumi suhunya terus sampai jam 2-4 siang. Malam penerimaan energi mthr tdk ada energi hilang terus menerus mell rad. Bumi pendinginan permukaan daratan & penurunan Suhu udara. 32

33 Pengaruh penutupan awan thd. rad. Bumi Lapisan awan t/d butir-butir air mengabsorbsi dan meradiasikan semua panjang gelombang. Bag. dasar awan semua rad. Bumi diabsorbsi dgn sempurna. Menghalangi pendinginan bumipada malam hari. Penutupan awan pada siang hari memantulkan banyak rad. Matahari yg diterima dan mengirimkannya kembali ke ruang angkasa Menghalangi pemanasan permukaan bumi dan juga mengurangi penyimpangan energi di bumi. 33

34 Penyebaran rad. Matahari didlm system atm bumi Rad. Mthr yg terhalang sampai ke bumi akan diabsorsi dan dipergunakan dlm energi proses penggerak atau dikembalikan ke ruang angkasa sec. Pancaran atau pantulan. Radiasi ini dpt ditulis dlm bentuk persamaan : Qs = Cr + Ar + Ca + Aa + (Q + q )(1 α ) + (Q+q) 34

35 Fraksi penyinaran ( insolasi ) (=ƒ) adalah : Hasil bagi antara waktu penyinaran sebenarnya dan penyinaran yg seharusnya ( penyinaran yg tidak terganggu ) Peg Waktu penyinaran dpt berkurang relief. Relief penghalang /tabir dari sinar ketika mthr melewati lintasannya. Faktor faktor yang mempengaruhi rad. Bila kita anggap pd permulaan tdk ada atm mk rad matahari yg diterima tergantung 3 faktor : 1. Jarak dr matahari Setiap perubahan jarak bumi dr matahari variasi thd penerimaan energi matahari. Orbit bumi melingkari matahari penerimaan energi rad. Matahari max pd tgl 3 Januari di Perihelion 2. Intensitas rad. Mthr Adalah sebagai fungsi dr sudut sinar matahari mencapai bagian lengkung dr permukaan bumi 3. Lama penyinaran matahari atau panjang hari di banding panjang malam 35

36 Pengaruh atmosfir thd energi matahari Energi matahari yg melalui atmosfir dikurangi energinya : - absorpbsi gas-gas uap air - pembauran ( Scattering ) oleh molekul-molekul udara dan partikel udara - pemantulan keluar ( repleksi ) ruang angkasa partikel partikel besar dipermukaaan awan. Pengaruh awan thd radiasi yg datang Banyaknya rad.datang yg dipantulkan tergantung dari awan penutup tipe dan tebalnya. Pengaruh penutupan awan menahan banyak panas yg akan keluar dari bumi Jadi adanya awan terasa mengurangi terjadi suhu mmax pd siang hari dan suhu minimum pada malam hari 36

37 ATMOSFER 37

38 ATMOSFER Atmosfer, di dalamnya terisi partikel-partikel halus dan ringan dari kelompok bahan : gas (udara kering dan uap air), cairan (butir-butir air atau awan) dan aerosol (bahan padatan, misalnya debu). Bhn ini memiliki ukuran massa yang berbeda dan tersebar pada berbagai ketinggian. Partikel yang ringan berada di atas yang berat, sehingga semakin mendekati permukaan bumi, kerapatan partikel di atmosfer akan meningkat. Proses pendinginan dan pemanasan permukaan bumi berubah menurut waktu dan tempat, sehingga keadaan atmosfer juga akan berubah secara demikian. Akibatnya tekanan, kerapatan dan ketebalan lapisan atmosfer berbeda-beda antara siang dan malam, antara musim dingin dan musim panas, di atas benua dan di atas lautan serta antara daerah lintang tinggi dan lintang rendah. Udara Kering Udara kering (gas tanpa air dan aerosol) mencakup 96 % dari volume atmosfer, terdiri dari 2 kelompok yaitu kelompok gas utama yang meliputi 99,99 % volume udara kering dan sisanya 0,01 % berupa kelompok gas penyerta. Sebagian dari gas penyerta bersifat permanen (tidak mudah mengurai) dan sebagian kecil berupa gas tidak permanen (mudah bereaksi dengan gas lainnya). Secara umum gas-gas di atmosfer hanya mengalami percampuran secara mekanik dan sangat jarang yang mengalami reaksi kimia. 38

39 Komposisi Normal Bahan Atmosfer Kelompok Nama Gas Lambang Kimia Konsentrasi A. Gas Utama Nitrogen B. Gas Penyerta 1. Gas permanen 2. Gas tidak permanen Oksigen Argon Karbon dioksida Neon Helium Krypton Xenon Hidrogen Nitrous Oksida Karbon monoksida Methane Hydro karbon Nitric oksida Nitrogen dioksida Amoniak Sulfur dioksida Ozone N 2 O 2 Ar CO 2 Ne He Kr Xe H2 N 2 O CO 2 CH 4 HC NO NO 2 NH 3 SO 2 O 2 78,08 % 20,94 % 0,93 % 0,03 % 18,00 ppm 5,20 ppm 1,10 ppm 0,086 ppm 0,52 ppm 0,25 ppm 0,1 ppm 1,4 ppm 0,02 ppm (0,2-2)x10-3 ppm (0,5-4)x10-3 ppm (6-20)x10-3 ppm (0,03-1,2)x10-3 ppm (0-05) ppm 39

40 Uap Air Kandungan uap air di atmosfer mudah berubah menurut arah dan waktu. Di daerah sub tropika kandungannya bervariasi dari 0 % (pada saat angin kering bertiup) hingga 3 % dari volume atmosfer (pada saat angin laut bertiup di musim panas). Di atas wilayah Tropika kandungan uap air di atmosfer merupakan nilai tertinggi di Dunia yakni sebesar 4 % dari volume atmosfer, atau 3 % dari massa atmosfer. Adanya uap air akan mengubah komposisi atmosfer. Perubahan kandungan uap air (kelembaban udara) mudah terjadi. Kelembaban tinggi dapat mengurangi persentase tiga macam gas utama lainnya (nitrogen, oksigen dan argon, lihat Tabel). Tabel. Susunan tiga macam gas utama pada berbagai kandungan uap air Uap air Nitrogen (N 2 ) (% Vol. Atm) 0 78, , , , ,96 Oksigen (O 2 ) (% Vol. Atm) 20,95 20,74 20,50 20,30 20,11 Argon (Ar) (% Vol. Atm) 0,93 0,92 0,91 0,90 0,89 40

41 Di atmosfer, uap air terdapat di lapisan Troposfer (lapisan terbawah). Lapisan ini mencakup ketinggian 8 km di kutub dan 16 km di equator atau rata-rata 12 km. Jumlah uap air selalu berubah karena terjadinya penguapan dan kondensasi secara terus menerus. Sumber uap air yang utama adalah lautan. Hasil kondensasi berupa awan yang merupakan sumber berbagai peristiwa seperti hujan, hujan es, salju dan badai. 41

42 Aerosol Berbagai partikel halus dari bahan padat di bumi sebagian terangkat ke atmosfer dan membentuk aerosol. Bahan tersebut diantaranya adalah garam laut, debu, asap dan mikro organisme (virus, bakteri, spora). Komposisi normal aerosol di atmosfer adalah : - Debu : 20 % (terutama daerah kering) - Kristal garam : 40 % (pecahan ombak laut) - Abu : 10 % (dari gunung berapi, dan pembakaran) - Asap : 5 % (dari cerobong pabrik, dan pembakaran) - Lain-lain : 25 % (mikro organisme) Ketinggian jelajah aerosol dan periode keberadaannya di atmosfer tergantung pada massanya, pemanasan dan pendinginan di permukaan bumi serta angin. 42

43 Ketinggian (km) Struktur Lapisan Atmosfer Sebagian besar bahan pengisi atmosfer adalah gas yang mudah mampat dan mengembang. Medan grafitasi bumi cenderung menarik seluruh bahan atmosfer ke permukaan bumi. Akibatnya, kerapatan partikel atmosfer meningkat dengan makin berkurangnya ketinggian. Massa dan tekanan juga meningkat dengan semakin dekat dengan permukaan bumi. Karena bagian terbesar bahan pengisi atmosfer berada di bagian bawah, maka perubahan massa atmosfer terhadap ketinggian pada bagian bawah relatif cepat Massa total atmosfer (%) 43

44 Pelapisan atmosfer juga dapat digambarkan dengan perubahan tekanan udara pada berbagai ketinggian (lihat tabel). Tabel. Perubahan tekanan udara terhadap ketinggian (dinyatakan dengan % tekanan udara normal pada permukaan laut). Ketinggian (km dpl) Tekanan udara (%) 0 5,6 16,2 31,2 48,1 65,1 79, ,10 0,01 0,001 0,

45 Perubahan suhu udara di atmosfer secara vertikal (menurut ketinggian) berbedabeda, dan dapat dikelompokkan menjadi tiga. (1) Perubahan suhu (dt/dz) > 0 suhu naik, dengan bertambahnya ketinggian, hal ini disebut inversi suhu. (2) dt/dz = 0 suhu tetap walaupun ketinggian berubah, disebut isotermal. (3) dt/dz < 0 suhu udara turun dengan bertambahnya ketinggian, disebut lapse rate. Berdasarkan sifat perubahan suhu menurut ketinggian dari bawah ke atas, terdapat empat lapisan utama atmosfer, yaitu : a. Troposfer, dengan puncaknya Tropopause b. Stratosfer, dengan puncaknya Stratopause c. Mesosfer, dengan puncaknya Mesopause d. Termosfer 45

46 Ketinggian (km) Termosfer Mesopause Mesosfer Stratopause Stratosfer Gambar. Pelapisan atmosfer bdsk perubahan suhu menurut ketinggian di atas permukaan laut Tropopause Troposfer Suhu ( o C) 46

47 ANGIN 47

48 Angin adalah gerakan horizontal udara terhadap permukaan bumi. Diasumsikan bahwa seluruh gerakan udara secara vertikal kecepatannya dapat diabaikan, karena relatif rendah (< 1 ms -1 ) akibat diredam oleh grafitasi bumi. Kecepatan pergerakan aliran udara secara horizontal jauh lebih besar daripada pergerakan aliran udara ke atas (vertikal). Pergerakan udara secara horizontal akan mempengaruhi proses-proses cuaca, sedangkan pergerakan aliran udara ke atas akan mempengaruhi proses pembentukan awan dan hujan. Gaya Primer yang menyebabkan terjadinya aliran udara secara horizonatal adalah gaya gradien tekanan, yaitu gaya yang timbul karena adanya perbedaan tekanan, yang disebabkan oleh perbedaan suhu. 48

49 Siklus Terjadinya Angin :. Perbedaan suhu udara perbedaan tekanan gaya gradien tekanan memicu terjadinya Angin.. Perbedaan suhu yang besar gradien tekanan tinggi kecepatan angin menjadi besar atau meningkat. Contoh: Daerah Kutub, perbedaan suhu sangat besar, sehingga kecepatan angin bisa mencapai km/jam.. Udara di daerah yang bersuhu tinggi akan mengembang dan bergerak ke atas, sehingga tekanannya menjadi lebih rendah daripada sekitarnya.. Udara akan bergerak dari tekanan tinggi ke tekanan yang lebih rendah, dan semakin tinggi perbedaan tekanan akan semakin cepat udara bergerak.. Gaya gradien tekanan per satuan massa udara dapat dirumuskan sbb : 49

50 Gaya tekanan per satuan massa : Fp = - 1/ρ. (dρ/dz) dimana: dp = perbedaan tekanan (Pa atau mb) pada jarak dz (m atau km). ρ = kecepatan udara (1,2 kg m -3 ). Tanda negatif (-) adalah arah gaya dari tekanan tinggi ke tekanan rendah.. Gaya-gaya sekunder yang mempengaruhi Angin : Gaya-gaya sekunder adalah gaya-gaya yang bereaksi pada udara hanya setelah udara mulai bergerak.. Ada 3 gaya sekunder penting yang menyebabkan terjadinya jalur atau lintasan pada arah udara yang berbeda-beda, yaitu : 1. Gaya Coriolis 2. Gaya Sentrifugal 3. Gaya Gesekan 50

51 1. Gaya Coriolis :. Gaya ini timbul karena rotasi bumi, kadang disebut sebagai Gaya Semu. Di BBU (Belahan Bumi Utara), gaya ini berpengaruh membelokkan udara yang bergerak ke kanan dari arahnya, sedangkan di BBS dibelokkan ke kiri. Formulasinya : Fc = - 2 Ω v Sin Ø = - f.v Ω = kecepatan sudut bumi (2 π per 24 jam) v = kecepatan angin (ms -1 ) Ø = letak lintang f = parameter Coriolis yang besarnya f = 2 Ω sin Ø 51

52 2. Gaya Sentrifugal :. Gaya sentrifugal merupakan perwujudan dari Hukum Gerak Newton ke tiga (aksi-reaksi).. Gaya sentrifugal berlawanan arah dengan gaya sentripental (kekuatan ke dua gaya tersebut sama besar).. Gaya sentrifugal merupakan salah satu penyebab terjadinya sirkulasi udara yang berbeda pada daerah bertekanan rendah dan tinggi. 3. Gaya Gesekan :. Setiap benda yang bergerak akan dipengaruhi oleh gesekan, yang ditimbulkan oleh interaksi benda yang bergerak di atas permukaan yang tidak merata. Bila ketinggian tempat meningkat, maka pengaruh gesekan akan berkurang sampai mencapai nol pada ketinggian sekitar 600 m dpl. 52

53 . Gesekan memperlambat gerakan udara, karena gaya gesekan ini bekerja dengan arah yang berlawanan dengan arah gerak udara.. Berkurangnya kecepatan angin karena adanya gaya gesekan, menyebabkan gaya coriolis menjadi berkurang, sehingga udara membelok dari jalur aslinya(10 % - 45 %). 53

54 SISTEM ANGIN DUNIA Sistem Angin Skala Makro terjadi disebabkan oleh : - Pola umum angin dunia - Aliran angin di sekitar sistem tekanan yang berpindah - Angin-angin yang ditimbulkan oleh kondisi lokal * Sistem Angin Skala Meso, hanya terjadi pada skala lokal dan dimensinya kecil (daerah kecil). * Angin skala meso hanya bertahan beberapa hari dalam suatu waktu tertentu, yang terjadi umumnya sepanjang tahun. * Angin skala meso bersifat lokal (angin lokal) seperti angin laut, angin darat, angin lembah, angin gunung. 54

55 POLA ANGIN UMUM (Model George Hadley) Dasar : Pemanasan yang tidak sama dalam skala besar antara kutub dan equator. Di BBU : * Udara dekat permukaan akan mengalir menuju ke equator, sementara pola angin atas akan bergerak dari equator ke kutub. * Udara hangat dari daerah equator yang bertekanan rendah naik dan mengalir ke arah kutub, dan udara kutub yang berat akan turun dan mengalir di permukaan menuju ke equator. Model Sirkulasi Satu Sel Hadley Kutub utara H Angin lapisan atas Angin lapisan bawah L Udara hangat equator H Udara dingin Kutub Selatan 55

56 BBU : - Aliran angin di bagian atas atmosfer (antara equator dan 30º LU) di belokkan ke kanan oleh gaya Coriolis, yang menyebabkan udara bertumpuk ke bagian atas dan bergerak dari arah Barat ke arah Timur (angin barat), di sini udara tersebut menjadi Angin. - Angin di bagian atas atmosfer yang bergerak ke arah Timur tersebut, disebut Jet Stream (kecepatan mencapai 300 km/jam). - Penumpukan udara ke atas menyebabkan udara yang lebih dingin turun dan berakumulasi di permukaan, kemudian mengalir baik menuju equator maupun kutub. 56

57 Angin Aliran Jet (Jet Stream) * Sepanjang front kutub, perbedaan suhu sangat besar, sehingga gradien tekanan yang tinggi akan timbul. Semakin besar gradien tekanan, maka kecepatan angin akan meningkat. Di atas wilayah ini, timbul Jet Front Kutub, yaitu suatu lingkaran (core) golak udara dengan kecepatan angin km/jam. * Angin Jet Stream mempunyai fungsi yang penting dalam proses pemindahan energi dari daerah equator ke daerah lintang tinggi. Energi dipindahkan melalui suatu Entrance (udara panas naik dan masuk ke dalam aliran Jet Stream) dan Exit (udara panas keluar dan turun di daerah lintang tinggi). Akibatnya, di daerah lintang tinggi akan menerima energi secara terus - menerus dari daerah equator, sehingga tidak terjadi pendinginan yang ekstrim. 57

58 ANGIN MUSON (Angin Monsun atau Monsoon) Penyebab Angin Muson : Efek pemanasan yang berbeda antara Benua (daratan) dan Lautan di sekitarnya yg berubah secara Musiman. Musim Panas : Benua (daratan) memiliki suhu yang lebih tinggi daripada lautan, Oleh karena itu udara di atas benua suhunya lebih tinggi daripada udara di atas lautan di sekitarnya. Makin tinggi suhu udara, makin kecil massa jenisnya dan makin rendah tekanan udara permukaan pada tempat ybs, oleh karena itu pada musim panas suhu benua lebih tinggi daripada suhu lautan, sehingga benua mrpk Pusat Tekanan Rendah dan angin atau sirkulasi udara berlangsung dari Lautan ke Benua (daratan). 58

59 Musim Dingin : Pada musim dingin, suhu benua lebih rendah daripada suhu lautan di sekitarnya, sehingga benua merupakan Pusat Tekanan Tinggi dan angin berlangsung dari Benua ke Lautan. Jadi, Angin atau sirkulasi udara yang berbalik arah secara musiman (musim panas dan dingin) yang disebabkan oleh perbedaan sifat termal antara benua dan lautan dinamakan Angin Muson. Daerah Muson : - Daerah tempat arah angin yg berkuasa berbalik arah 120 antara bulan Januari dan Juli. - Bulan Januari : maksimum musim dingin di BBU atau maksimum musim panas di BBS. - Bulan Juli : maksimum musim panas di BBU atau maksimum musim dingin di BBS. - Daerah Muson memiliki kecepatan angin di atas 3 m/d. 59

60 Berbagai Daerah Muson yg dikenal adalah : Muson Afrika Barat, Afrika Timur, Asia Selatan, Asia Timur dan Tenggara dan Muson Australia Utara. Diantara ke lima Muson tersebut, Muson Asia Timur dan Tenggara adalah Muson yg berkembang paling baik. Hal ini disebabkan oleh besarnya Benua Asia dan efek Daratan Tinggi Tibet terhadap aliran udara. Daratan Tinggi Tibet yang membujur dalam arah Barat ke Timur merupakan penghalang/pemisah antara massa udara Kutub dan massa udara Tropis. 60

61 ANGIN LOKAL : - Merupakan angin yg timbul akibat kondisi lokal yg biasanya disebabkan oleh perbedaan suhu dan topografi. - Angin lokal termasuk Sirkulasi Tersier, yaitu sirkulasi dengan skala ruang dan waktu lebih kecil dari skala sekunder. Sirkulasi yg mempunyai skala ruang lokal dan disebabkan oleh kondisi lokal menyebabkan Angin Lokal. Angin Lokal, terbagi dalam 2 golongan : 1. Angin Darat dan Angin Laut 2. Angin Gunung dan Angin Lembah 61

62 Angin Darat : - Penyebab utama terjadinya angin darat dan angin laut adalah perbedaan suhu antara permukaan daratan dan lautan. - Pada malam hari daratan mendingin lebih cepat daripada lautan, sehingga udara di atasnya menjadi lebih dingin (suhu rendah) dan terciptalah sel tekanan tinggi di atas daratan.udara yg lebih dingin ini bergerak dari daratan menuju ke permukaan laut, dan disebut Angin Darat. - Angin darat tidak sekuat angin laut, karena perbedaan suhu ke duanya lebih besar pada siang hari. 62

63 Angin Laut : - Pada siang hari daratan memanas lebih cepat, udara akan mengembang dan bergerak ke atas sehingga akan menimbulkan sistem tekanan yang lebih rendah daripada lautan. Akibat dari perbedaan tekanan ini akan menimbulkan gradien tekanan secara horizontal (antara daratan dan lautan). Gradien tekanan yang timbul ini akan menyebabkan sirkulasi kecil dan udara bergerak dari tekanan tinggi ke tekanan rendah (dari laut ke darat). Angin yang terjadi ini disebut Angin Laut. - Angin laut intensitasnya tinggi pada siang hari dan selama musim panas. Angin laut sangat kuat dan bisa masuk ke darat sampai sejauh 50 km. 63

64 ANGIN LEMBAH DAN ANGIN GUNUNG - Angin lembah dan angin gunung terjadi karena keadaan topografi tempat. Ke dua angin ini merupakan hasil dari perbedaan suhu antara lembah dan puncak gunung. Angin Lembah : - Pada siang hari, puncak gunung menerima energi radiasi sinar matahari lebih banyak daripada lembah yang terlindung di bawah nya. Udara di atas permukaannya mengembang dan naik ke atas. Hal ini menimbulkan gradien tekanan antara udara lembah yang lebih dingin dan bertekanan tinggi dengan udara di puncak gunung yang hangat dan bertekanan rendah. Karena terjadinya gradien tekanan, maka udara di lembah naik ke puncak gunung, dan udara dari sisi gunung yang relatif terbuka masuk ke lembah untuk menggantikan udara yang naik ke atas tadi. Angin ini disebut Angin Lembah. 64

65 Angin Gunung : - Pada malam hari proses pemanasan berhenti dan udara di dekat puncak gunung mengalami pendinginan lebih cepat karena lebih banyak energi yang hilang melalui pancaran radiasi gelombang panjang. Udara yang dingin ini turun ke dasar lembah, kemudian menumpuk dan selanjutnya mendorong udara di lembah keluar ke sisi gunung ini disebut Angin Gunung. (a) Siang (b) Malam Gambar : Angin Lembah dan Angin Gunung 65

66 Angin Chinook Angin Chinook biasanya terjadi di Pegunungan Rocky. Terjadi karena adanya sistem tekanan rendah yang kuat sepanjang dinding sebelah Timur Pegunungan Rocky. Hal ini menyebabkan udara dipaksa naik melewati puncak gunung dari arah Timur ke Barat. Pada waktu udara naik di sebelah Timur (wind ward), akan melepaskan uap air yang dikandungnya (baik dalam bentuk awan atau hujan di bagian ini), sehingga udara yang telah melewati puncak gunung akan menjadi kering. Pada waktu udara kering ini turun di sebelah Barat (lee ward) adara mengalami pemanasan secara adiabatik dan suhu akhirnya lebih tinggi daripada saat mulai bergerak. Udara kering yang hangat ini disebut Angin Chinook (Bahasa Indian), yang artinya Pemakan Salju. 66

67 Chinook muncul beberapa saat setelah turun salju yang lebat, angin ini akan menyebabkan salju yang turun hilang kembali karena proses sublimasi. Akibatnya, permukaan tanah yang tadinya ditutupi salju kembali kosong dan kering. Di Pegunungan Alpen, angin Chinook ini umumnya disebut angin Foehn atau Fohn dan di lembah sungai Santa Ana, California, dan disebut Santa Ana atau Angin Setan. Angin ini berhembus ke bawah & diistilahkan sebagai Angin Gravitasi atau Angin Katabalik. Angin Fohn di Indonesia Angin Fohn banyak terdapat di Indonesia, disebabkan oleh karena pertama, banyak terdapat pegunungan dengan gunung dan puncak -puncaknya yang tinggi. Ke dua, terdapat sirkulasi sekunder, dalam hal ini Monsun yang cukup kuat sebagai pendorong mekanik bagi udara untuk menaiki lereng, sehingga melewati punggung atau puncak deretan pegunungan. Diantaranya adalah Angin Bohorok (di Sumatera Utara), Kumbang (di Jawa Tengah), Gending (di Jawa Timur), Brubu (di Sulawesi Selatan), dan Wambraw (di Irian Jaya). 67

68 Angin Bahorok Angin Bahorok adalah angin Fohn yang bertiup di daerah daratan rendah Deli Utara, yaitu bagian hilir dari Sungai Karanggading dan Sungaituan serta kota Binjai, Tanjungmerawa, dan Tanjungselamat (Sumut), karena angin ini datangnya dari arah kota Bahorok. Adapun deretan Pegunungan yang diperlukan pada pembentukannya yang berfungsi sebagai Penghalang topografi adalah Bukit Barisan di Sumatera Utara bagian Utara, sedangkan angin sekundernya memberikan dorongan mekanik kepada udara untuk menaiki dan melewati puncak/punggung pegunungan tsb adalah angin Monsun Barat Laut. 68

69 Angin Kumbang Pada angin Kumbang ini, angin Monsun Timur yang bertiup dari arah Timur atau Tenggara berlaku sebagai pendorong udara menaiki dan melewati pegunungan yang membentang dalam arah Timur Barat di Jawa Tengah bagian Barat. Adapun puncak atau gunung yang terdapat pada pegunungan ini antara lain adalah gunung Rogojembangan, gunung Joho, gunung Sinembut, gunung Slamet, dan gunung Kumbang. Angin Fohn yang menuruni lereng bagian bawah angin gunung ini bertiup ke arah Barat Laut yang bertiup ke arah Cirebon, karena datangnya dari arah Gunung Kumbang, dinamakan Angin Kumbang. Angin Fohn berhembus pula ke arah kota Brebes dan Tegal. 69

70 Angin Gending Angin Monsun yang datangnya dari arah Tenggara berfungsi sebagai pendorong udara menaiki dan melewati deretan pegunungan berikut : Pertama, Pegunungan Iyang, di sebelah Tenggara Probolinggo dengan puncaknya gunung Argopuro dan lamongan. Kedua, pegunungan Tengger di sebelah Selatan Pasuruan (Jatim) dengan puncaknya gunung Bromo. Setelah menaiki pegunungan ini dan melewati puncak puncak-puncaknya, terbentuk-lah angin Fohn yang menuruni lereng di bagian bawah angin. Angin Fohn yang menuju Probolinggo dinamakan Angin Gending, krn datangnya dari arah Gending. 70

71 SIRKULASI ATMOSFER Energi Radiasi Matahari masuk - Bumi / Tanah Permukaan (bagian terbesar) - Ke dalam perairan - Dikembalikan lagi ke atmosfer Di Dalam Atmosfer hasilnya berupa GERAK dan PROSES (skala: kecil sampai besar; waktunya singkat sampai lama; jumlahnya tak terhingga dan berupa spektrum yang kontinyu). 71

72 Secara sederhana dalam skala ruang dan waktu, GERAK DAN PROSES dapat dibagi menjadi beberapa golongan, yaitu : Skala Ukuran Panjang Ukuran Waktu Makro : - Global Global km Tahun-Bulan-Minggu - Sinoptik Benua km Minggu - hari Meso Lokal 100 0,1 km Hari- Jam Menit Mikro Kecil cm Menit Detik - Detik 72

73 Gerak (sirkulasi) Atmosfer dapat dikelompokkan berdasarkan pembagian skala seperti tabel di atas, yaitu menjadi 3 golongan : 1. Sirkulasi Primer; 2. Sirkulasi Sekunder; 3. Sirkulasi Tersier. - Sirkulasi Primer (sirkulasi umum) : Sirkulasi umum atmosfer, yaitu pola skala besar atau global dari angin dan tekanan yang tetap sepanjang tahun atau berulang secara musiman. Pada pola sirkulasi global ini, bergabung sistem sirkulasi sekunder dan tersier. - Sirkulasi Sekunder : Usianya lebih singkat dan skala ruangnya lebih sempit dibandingkan dengan sirkulasi primer. Contoh : - berbagai gangguan cuaca tropis - depresi atau siklon dan anti siklon di lintang tengah - Sirkulasi Tersier : - Sifatnya sangat lokal, disebabkan terutama oleh berbagai faktor lokal. - Usia dan cakupannya lebih kecil dibandingkan dg sirkulasi sekunder. - Sistem sirkulasi tersier terutama terdiri atas angin lokal seperti angin laut, angin darat, dll. 73

74 Penyebab Sirkulasi Umum adalah : - Ketidakseimbangan radiasi, kelengasan dan momentum bersih antara lintang rendah dan lintang tinggi di satu pihak, dan antara permukaan bumi dan atmosfer di lain pihak. UNSUR UTAMA SIRKULASI UMUM ATMOSFER : Berbagai pola tekanan dan sistem angin global dekat permukaan bumi. - Efek Coriolis diperhitungkan, sehingga berbagai angin (lihat gambar) mengalami pembelokan ke kanan di BBU, dan ke kiri di BBS. - Pita tekanan rendah terdapat di sekitar Katulistiwa dan di sekitar lintang 60 U dan lintang 60 S. - Pita tekanan tinggi berada di sekitar lintang 30 U, lintang 30 S dan daerah kutub utara dan kutub selatan. - Pita tekanan rendah di sekitar katulistiwa dihasilkan oleh Proses Termal, yaitu pemanasan matahari. Sedangkan pita tekanan rendah di sekitar lintang 60 U dan 60 S merupakan hasil dari Proses Mekanis, yaitu disebabkan oleh rotasi bumi. - Karena daerah kutub sangat dingin, maka di daerah ini efek termal lebih besar daripada efek mekanisnya, sehingga di daerah kutub merupakan daerah bertekanan tinggi. 74

75 Dengan Pola distribusi daerah tekanan, maka timbul 6 sistem angin di seluruh bumi, yaitu : - 3 sistem angin di BBU (angin pasat timur laut, angin baratan, dan angin timuran kutub); - 3 sistem angin di BBS (angin pasat tenggara, angin baratan, dan angin timuran kutub). Adapun Pola Distribusi Daerah Tekanan dan Sistem Angin Global, ditunjukkan oleh Model 3 Sel (Gambar berikut) : 75

76 awan Sel Hadley Sel Tropis yg berada di msg2 belahan bumi awan Kutub Utara (BBU) tekanan tinggi Arus Udara yg rapat & dingin (turun) angin timuran kutub pita tekanan rendah 60 angin baratan pita tekanan tinggi (Jet Stream) Sel Termal tdk langsung (30-60) 30 Angin Pasat Timur Laut pembelokan oleh gaya Coriolis pita tekanan rendah 0 Angin Pasat Tenggara pembelokan oleh gaya Coriolis pita tekanan tinggi (Jet Stream) 30 angin baratan pita tekanan rendah 60 angin timuran kutub tekanan tinggi Kutub Selatan (BBS) Gambar : Pola Distribusi Daerah Tekanan & Sistem Angin Global (Dunia) Model 3 Sel. 76