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
1.4.
3
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.
1. 2. 3. 4. 5. 6. 7. 8. 9.
Pancaran surya Latitude Altitude Posisi tempat terhadap lautan Pusat tekanan tinggi & rendah Aliran massa udara Halangan oleh pegunungan Arus laut Satu atau lebih unsur cuaca/iklim
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/pe nyebaran tipe cuaca/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
• 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
Klimatologi
Terapan
(Pertanian,
dinamik,
Peternakan,
dan
Perikanan,
Meteorologi/ Kelautan
dan
Kehutanan). Sedangkan ruang lingkup Klimatologi dapat dilihat pada Bagan dibawah ini :
KLIMATOLOGI KLIMATOGRAFI
KLIMATOLOGI FISIK
KLIMATOLOGI DINAMIKA
KLIMATOLOGI
PENDEKATAN ANALISIS
Diskripti
Statistik
Matematik
Sinopti
RUANG
MIKROKLIMATOLOG
MESOKLIMATOLOG
MAKROKLIMATOLOG
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
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 mempengaruhi
dapat sifat-sifat
kimia dan fisika tanah serta organisme didalamnya.
yang
ada
• 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 makanannya
melalui yang
berasal
dari hijauan maupun bijibijian. 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 pohonpohon 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) Berat Molekul
Banyaknya (Bagian Total Molekul)
Nitrogen (N2)
28.016
78.07%
Oksigen (O2) Argon (Ar)
32.00 39.94
20.95% 0.93%
Uap Air (H2O) Karbon Dioksida (CO2) Neon (Ne)
18.02 44.01 20.18
0-4% 325 ppm 18 ppm
Helium (He) Krypton (Kr)
4.00 83.70
5 ppm 1 ppm
Hidrogen (H2)
2.02
0.5 ppm
Ozone (O3)
48.00
0-12 ppm
Gas (Zat)
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 O3
2O2 + M(sinar UV berlebihan ) 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 langitlangit 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 :
e
=
hc
λ
………. (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 :
ρ aliran foton=
∫ ρ aliranenergi(λ ) ∫ ρ jumlahenergi foton(λ )
……… (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
3.2.
17
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) :
λ maks =
α Τ
…………(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.cm2
.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 :
4πra Ra = 4πro Ro 2
⎛ ro 2 Ra = ⎜⎜ 2 ⎝ ra
2
⎞ ⎟ Ro ⎟ ⎠
• Klimatologi
20
Ra
Ra
⎛ r = ⎜⎜ 0 ⎝ ra
= Ro
⎞ ⎟ ⎟ ⎠
2
Ro
⎛ r / ⎜⎜ a ⎝ ro
⎞ ⎟ ⎟ ⎠
2
Ra = Ror 2 …………….. (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:
⎡ No + 10 ⎤ ⎥ ………………. (8) ⎣ 365 ⎦
δ = − 23 .4cos 2π ⎢
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 :
I = cos δ …………….. (9) Io 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 0.440.76 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) :
T = T =1+
a Ag
S ( as ) W ( aw ) + Ag Ag
……… (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 :
Ix = e Io
− ax
………………. (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
α =
Ra x 100 % ……………. (13) Ri
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 4.0100 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 :
Rb = σT 4 (0.56 − 0.079 ea )(1 − aC ).................. … (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 (1aC) 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 :
(Rs
↓
)(
)
− Rs ↑ − Ri ↑ − Ri ↓ = Rn
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 ( Ri ↑ − Ri ↓ ) 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
Celcius 373o
28
Fahrenheit
Kelvin
212o
100o Titik didih air
273o
32o
0o
Titik beku air
-273o 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)
• 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 (kal.g-1oC-1)
Daya hantar kalor (kal.cm-1.det-1.oC-1)
1.00 0.24 0.5 0.6 0.8
0.00143 0.000057 0.0004 – 0.0008 0.0030 – 0.0080 -
Air Udara Uap air Tanah kering Tanah basah Tanah berpasir Tanah liat
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 bendabenda 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
H =− λ
δΤ δΖ
…………………. (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.m1
), yang dinyatakan dalam persamaan :
⎡ ρC p ⎤ ⎡ δΤ ⎤ H =− ⎢ ⎥ ⎢ ⎥ ………………. (5) r ⎣ a ⎦ ⎣δΖ ⎦ 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
serta menguapkan air di permukaan.
31
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 kirakira 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 mulamula 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
Z2
D Z1
B
A Suhu (ºC) Gambar 4.2. Penyebaran Suhu Lingkungan dan Parsel Udara Menurut Ketinggian pada Berbagai Kondisi Kestabilan Atmosfer
• 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 : L12 δes = δΤ Τ(α 2 −α 1 )
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 :
δ es L12 = δ Τ Τα 2 Oleh karena persamaan pα = RT dan
R* R= Mv P = es
Sehingga akan berubah menjadi :
δ es MvL 12 es = δΤ R * Τ2
• Klimatologi
37
∫
∂ es
es
Ln es =
=
MvL 12 R*
∂T ∫T2
MvL 12 ⎡ 1 ⎤ R * ⎢⎣ T ⎥⎦
Oleh karena keadaan awal T = 0oC (272oK) dan es =6.1078 mb sehingga akan menjadi :
Ln es 6 . 1078
Ln es 6 . 1078
=
MvL ev ⎡ 1 1 ⎤ − R * ⎢⎣ 273 T ⎥⎦
=
MvL sub . ⎡ 1 1 ⎤ − ⎢ R* T ⎥⎦ ⎣ 273
dan
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 :
Ln es = Ln 6 .1078 +
17 .239 T 237 . 3 + T
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.
q=
mv mv +md mv
q=
mv +
V md
V
• Klimatologi
38
oleh karena rd = RT dan r/ρ = R*.T/M maka : untu uap air ρv =
eMv R *T
ρd =
untuk udara kering
p (Mv + Md ) R *T
ρ e ⎡ Mv ⎤ = ⎢ r ⎣ Mv + Md ⎥⎦ ρd ρ e ⎡⎢ 1 ⎤⎥ = p ⎢1 + 1 ⎥ ρd ε⎦ ⎣
Dimana ε =
Mv =0.622 Md
⎡ ε ⎤ q= e ⎢ p ⎣1 + ε ⎥⎦ 4. Nisbah Campuran, w (g.kg-1)
Jumlah uap air yang terkandung dalam satu satuan massa udara kering mv
W = mv/md =
md
V
= ρv
ρd
V
oleh karena rd = RT dan r/ρ = R*.T/M untu uap air ρv =
eMv RT
untuk udara kering
ρd =
maka eMv ρv = Md ρd ( p − e )
Mv ρv = ρd Md
W = ε
e (p − e)
e (p − e )
( p − e)Md RT
• 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 :
RH = εe RH =
ε es
w ws
p−e p − es
bila diasumsikan p-e = p-es maka
RH =
e × 100 % es
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. perhitungan komponen-komponen kelembaban udara :
Ln es = Ln 6 .1078 + Td =
237,3Y 17,239 − 1.693
17 .239 T 237 .3 + T
e = es* - ργ (TBK-TBB)
⎡ e ⎤ dimana Y = ln ⎢ ⎥ ⎣ 6,1078 ⎦
Contoh
• Klimatologi
r=
622e ( p − e)
5.2.
40
SH =
622e 1.622 p
DTU = e − es
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 kristalkristal 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 butirbutir 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-
Campuran antara tetes-
tetes cair yang
tetes cair dengan ukuran
supercooled dan kristal-
yang berbeda-beda
kristal es
• 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. No. Urut 1.
Derajad hujan berdasarkan intensitasnya dan aplikasinya di lapang Intensitas Aplikasinya Di Lapang -1 Derajad Hujan (mm.menit )
2.
Hujan Sangat Lemah Hujan lemah
< 0.02 0.02 – 0.05
3.
Hujan normal
0.05 – 0.25
Tanah agak basah atau sedikit dibasahi Tanah sudah dibasahi di lapisan atas maupun dibawahnya Tanah sudah bisa dibuat melumpur terutama untuk
• Klimatologi
47
4.
Hujan deras
0.25 – 1.00
5.
Hujan sangat deras
> 1.00
persemaian basah pada padi dan bunyi hujan kedengaran Air tergenang dimana-mana pada permukaan yang rendah dan bunyi air kedengaran dari genangan 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) <5
1.
Hujan sangat ringan
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
3.
Hujan normal lemah
±1
4.
Hujan normal deras
±2
5.
Hujan sangat deras
±3
± 0.5
Tempat – tempat yang mempunyai curah hujan yang sama di peta disebut isohit, sedangkan bila awannya sama disebut isineph.
• Klimatologi
6.5.
48
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 ratatata. 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
Gambar 6.1 Cara Thiessen
Gbr. 6.2 Titik-titik pengamatan curah hujan dan curah hujan harian dalam daerah aliran
50
• 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 bagianbagian 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 garisgaris 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 bagianbagian 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 (kaki) 70.000 50.000 35.000 18.000 10.000 5000 Permukaan laut (0)
Tekanan Udara In Hg 1.3 3.4 7.1 14,9 20,6 24,9 29,92
(mb) 44.0 115,1 137,0 506,0 679,5 843,1 1.013,2
Suhu Udara (oC) -55,2 -56,5 -54,0 -20,4 4,8 5,1 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. Tekanan. tinggi kutub T. rendah subtropis T. tinggi subtropis
T. rendah equator
T. tinggi subtropis T. rendah subtropis Tekanan. tinggi kutub Gambar 7.1. Peredaran Angin di Permukaan Bumi dan Atmosfer
• 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. Veihmeyer & Hendrikson AE/PE 1.0
Pierce
0.8
0.6
Thornthwaite & Mather
0.4
0.2
0.0 TLP (0%AT)
15
5
2
1
0.6
Tegangan Air Tersedia (bar)
Gambar 8.1.
0.2
0.1 KL (100%AT)
Pengaruh tegangan air tanah tersedia terhadap nisbah AE terhadap PE menurut (Thornthwaite & Mather, Veimeyer & Hendrikson, Pierce)
• 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 Zona Ekuatorial (Equatorial westerly) Zona Tropika (Tropikal winter trade) Zona sub-tropika kering (sub Tropikal Dry) Zona hujan winter Sub-Tropika (Sub Tropikal Winter Rain) Zona Ekstra Tropika (Extra Tropikal Westerly)
Sifat-sifat Basah terus menerus Hujan musim panas
Tipe vegetasi Hutan hujan tropika, hujan monsoon Savana, hutan kering
Kering
Stepa, gurun stepa, gurun
Hujan musim dingin
Pohon berdaun keras
Hujan sepanjang tahun
Pohon berdaun lebar dan hutan campuran
• Klimatologi
Tipe Iklim Zona Sub Polar Zona Boreal
Zona Kutub
71
Sifat-sifat Tipe vegetasi Hujan sepanjang tahun Hutan conifer terbatas Hujan musim panas Tundra salju musim dingin terbatas Gurun es Hujan musim panas, salju musim dingin terbatas
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 Jumlah bulan
Golongan/tipe Iklim
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 SchmidtFerguson. 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 :
Q =
Jumlah Jumlah
BK × 100 % …………… (9.2) BB
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 A
Jumlah BB Berturutturut (bulan) >9
Sub Tipe 1
Jumlah BK Berturutturut (bulan) <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 Sesuai untuk padi terus menerus dengan perencanaan jadwal tanam yang baik, peluang hasil produksi tinggi terutama bila panen pada awal musim kemarau Pada umumnya bisa ditanami padi dua kali setahun terutama bila menggunakan varietas umur pendek dan bahkan masih dapat ditanami palawija satu kali Pada umumnya bisa ditanami padi satu kali dan palawija dua kali Pada umumnya hanya dapat ditanami padi satu kali dan palawija satu kali, meskipun masih ada peluang menanam palawija satu kali, tetapi disesuaikan kebutuhan airnya
B1
B2
C1 C2, C3, C4
D1
Pada umumnya dapat ditanami padi satu kali dan hasil produksi peluangnya dengan menggunakan umur pendek atau dengan system gogorancah
• Klimatologi
D2, D3, D4 E
76
Pada umumnya hanya dapat ditanami padi satu kali dan hasil produksi peluangnya cukup tinggi dan palawija satu kali 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 berpindahpindah 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 Negaranegara 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. Gasgas 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 molekulmolekul 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
Large atmospheric (window unabsorbed) absorbed by H2O or CO2
H2O absorption spectrum
CO2 absorption spectrum
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)
• 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. Ancamanancaman seperti ini harus dipertimbangkan dalam perencanaan nasional dan kebijaksanaan internasional. Selain meningkatnya konsentrasi CO2 di atmosfer, juga terjadi peningkatan 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 awanawan 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 0.02
1 1
11
3 2
2
7
0.00
9
5 4 4
-0.02
8
-0.04
6 -0.06
Gambar12.2. Perubahan Suhu Udara Tahunan dari Berbagai Lokasi di Indonesia
• 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
5
6
4
3
7
9
12
4
2
5
2
1
11
3
0
-1
10 1
8
-2
Gambar12.3. Perubahan Curah Hujan Tahunan dari Berbagai Lokasi di Indonesia
• Klimatologi
94
Tabel 12.1. Kontribusi Gas Rumah Kaca Terhadap Pemanasan Global
NO2
CFC
Pemanasan (%)
-
4
-
49
1
6
-
-
7
10
4
-
-
-
14
Pertanian
3
8
-
2
-
13
Industri
2
-
2
-
20
24
(%) Pemanasan
50
16
8
6
20
100
SEKTOR
CO2
CH4
35
3
-
Pembukaan Hutan
O3
Energi : Langsung Tidak Langsung
Sumber : Word Resources (1990-1991) Tabel 12.2. Peningkatan Gas-gas Rumah Kaca di Atmosfer Konsentrasi di Atmosfer GRK
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)
280 ppb
305 ppb
0.6 ppb (0.2)
Tidak dik
35 ppb
Tidak dik
N2 O O3 troposfer
• 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.
