UNSUR CUACA DAN IKLIM

Unsur Cuaca dan Iklim

Bab ini menyajikan unsur cuaca dan iklim utama seperti suhu udara, kelembapan udara, curah hujan, tekanan udara, angin, durasi sinar matahari, dan beberapa unsur iklim yang kurang penting. Faktor yang mempengaruhi insur iklim sehingga dapat membedakan iklim di suatu tempat dengan iklim di tempat lain disebut kendali iklim. Matahari adalah kendali iklim yang sangat penting dan sumber energi di bumi yang menimbulkan gerak udara dan arus laut. Kendali iklim yang lain, misalnya distribusi darat dan air, sel semi permanen tekanan tinggi dan rendah, massa udara, pegunungan, arus laut, dan badai. Hubungan antara unsur iklim dan kendali iklim dapat dilihat pada gambar 2.1.

	KENDALI IKLIM Radiasi matahari Darat dan air Sel tekanan tinggi dan rendah Massa udara Pegunungan Arus laut Badai siklonik
			UNSUR IKLIM Suhu Endapan Kelembapan Tekanan Udara Angin

 

                                               

JENIS CUACA DAN IKLIM

                                             Bekerja                                       Meng-

pada                                           hasilkan

 

Gambar 2.1 Hubungan antara unsur iklim dengan kendali iklim

2.1       Suhu Udara

Suhu udara yang diukur dengan termometer merupakan unsur cuaca dan iklim yang sangat penting. Suhu adalah unsur iklim yang sulit didefinisikan. Bahkan ahli meteorologipun mempertanyakan apa yang dimaksud dengan suhu udara, karena unsur cuaca ini berubah sesuai dengan tempat. Tempat yang terbuka, suhunya berbeda dengan tempat yang bergedung, demikian pula suhu di ladang berumput berbeda dengan ladang yang dibajak, atau jalan beraspal dan sebagainya. Pengukuran suhu udara hanya memperoleh satu nilai yang menyatakan nilai rata-rata suhu atmosfer. Secara fisis suhu dapat didefinisikan sebagai tingkat gerakan molekul benda, makin cepat gerakan molekul, makin tinggi suhunya. Suhu dapat juga didefinisikan sebagai tingkat panas suatu benda. Panas bergerak dari sebuah benda yang mempunyai suhu tinggi ke benda dengan suhu rendah.

Untuk menyatakan suhu udara dipakai berbagai skala. Dua skala yang sering dipakai dalam pengukuran suhu udara adalah skala Fahrenheit yang dipakai di negara Inggris dan skala Celcius atau skala perseratusan (centigrade) yang dipakai oleh sebagian besar negara di dunia.

Skala Fahrenhait menetapkan titik didih air pada 212 derajat dan titik lebur es pada 32 derajat. Dalam skala perseratusan (skala Celcius) ditetapkan titik didih air pada 100 derajat dan titik lebur es pada 0 (nol) derajat. Skala Celcius sekarang banyak dipakai dalam pelaporan dan analisis data cuaca dan iklim. Kedua skala tersebut menunjukkan suhu yang sama pada -40⁰. Suhu Fahrenheit dapat diubah menjadi derajat Celcius dengan persamaan berikut:

C =  (F – 32)                                                                                                (2.Ia)

atau

F = 32 + C                                                                                                   (2.Ib)

Dalam beberapa penerapan, skala Kelvin (K) atau skala suhu mutlak sering dipakai. Skala ini didasarkan pada nol mutlak, yaitu titik saat gas secara teoritis akan berhenti melakukan tekanan. Nilai setiap derajat pada skala mutlak sama dengan derajat Celcius ditambah 273 karena nol mutlak adalah -273⁰C. Jadi suhu dalam derajat Celcius dapat diubah menjadi derajat Kelvin memakai persamaan berikut:

K = C + 273                                                                                                    (2.Ic)

Suhu udara berubah sesuai dengan tempat dan waktu. Pada umumnya suhu maksimum terjadi sesudah tengah hari, biasanya antara jam 12.00 dan jam 14.00, suhu minimum terjadi pada jam 06.00 waktu lokal atau sekitar matahari terbit.

Suhu udara harian rata-rata didefinisikan sebagai rata-rata pengamatan selama 24 jam (satu hari) yang dilakukan tiap jam. Di Indonesia suhu harian rata-rata dapat dihitung dengan persamaan:

T =                                                                                          (2.2a)

dengan:

T                      :  suhu harian rata-rata,

T₇, T₁₃, T₁₈       :  pengamatan suhu udara pada jam 7.00, jam 13.00, dan jam 18.00 WIB atau waktu lokal.

Secara kasar, suhu udara harian rata-rata dapat dihitung dengan menjumlah suhu maksimum (T_maks) dan suhu minimum (T_min) lalu dibagi dua:

T =                                                                                               (2.2b)

Suhu bulanan rata-rata ialah jumlah dari suhu harian rata-rata dalam 1 bulan dibagi dengan jumlah hari dalam bulan tersebut. Suhu tahunan rata-rata dihitung dari jumlah suhu bulanan rata-rata dibagi dengan 12. Sebenarnya suhu tahunan rata-rata dihitung dari jumlah suhu harian rata-rata dalam 1 tahun dibagi dengan jumlah hari dalam 1 tahun (365 hari), tetapi kedua perhitungan tersebut secara praktis memberikan hasil yang sama.

Distribusi suhu udara dapat dinyatakan dengan isoterm, yaitu garis yang menghubungkan tempat yang mempunyai suhu sama. Dalam peta isotermal, efek ketinggian pada umumnya telah dihilangkan dengan menurunkan semua suhu ke suhu paras laut (sea level).

Tabel 2.1 menunjukkan suhu udara rata-rata bulanan untuk beberapa tempat di Indonesia. Terlihat bahwa ragam suhu sepanjang tahun sangat kecil. Beda antara nilai rata-rata dari bulan terpanas dan bulan terdingin disebut jangka rataan suhu tahunan (mean annual temperature range).

2.2       Kelembapan Udara

Udara atmosfer adalah campuran dari udara kering dan uap air. Ada beberapa cara untuk menyatakan jumlah uap air, yaitu:

1. Tekanan uap (e) adalah tekanan parsial dari uap air. Dalam fasa gas maka uap air di dalam atmosfer berkelakukan seperti gas sempura (ideal). Keadaan uap air dapat dinyatakan dengan persamaan:

e = ∫ v Rv T                                                                                               (2.3a)

dengan:

e          = tekanan uap

∫ v        = massa jenis uap

Rv       = konstanta gas untuk uap air = 0,461 JK^-1 g^-1

2. Kelembapan mutlak, yaitu massa jenis uap (massa air yang terkandung dalam satu satuan volume udara lengas) yang didefinisikan oleh persamaan (2.3a):

∫ v =                                                                                                  (2.3b)

3. Nisbah percampuran (mixing ratio), yaitu nisbah massa uap air terhadap massa udara kering yang dinyatakan oleh persamaan:

r =  =                                                                                           (2.4)

dengan:

r                 = nisbah percampuran

Mv, Md     = massa uap air dan udara kering

∫ v, ∫ d        = massa jenis uap air dan udara kering

Persamaan keadaan udara kering dapat dinyatakan dengan:

p_d = ∫ d Rd T atau ∫ d =                                                                    (2.5)

dengan:

p_d         = tekanan udara kering, yaitu tekanan udara (p) dikurangi tekanan uap (e) = p – e

∫ d        = massa jenis udara kering

Rd       = konstanta gas untuk udara kering = 0,287 JK^-1 g^-1

T          = suhu udara

Jika persamaan (2.3b) dan (2.5) dimasukkan ke dalam persamaan (2.4), diperoleh:

r =  = ε

Karena tekanan parsial uap air (e) sangat kecil dibandingkan tekanan udara (p), maka nisbah percampuran dapat dihampiri persamaan:

r = ε dengan ε =  =  = 0,623                                    (2.6)

d.   Kelembapan spesifik (q) didefinisikan sebagai massa uap air (Mv) per satuan massa udara basah (M) atau:

q =  =

q =  = ε                                                                                 (2.7)

Nisbah percampuran jenuh (rs) dan kelembapan spesifik jenuh (qs) didefinisikan seperti pada persamaan (2.6) dan (2.7) dengan mengganti e oleh tekanan uap jenuh (es).

e.   Kelembapan nisbi (RH) ialah perbandingan nisbah percampuran (r) dengan nilai jenuhnya (rs) dan dinyatakan dalam persen, jadi:

RH = x 100% = x 100%                                                                 (2.8)

6. Suhu virtual (Tv) dinyatakan oleh persamaan:

T_V = T  = T (1 + 0,6r)                                                                (2.9)

Seringkali beda antara suhu sebenarnya (T) dan suhu virtual (Tv) dapat diabaikan, karena nilai r sangat kecil.

Besaran yang sering dipakai untuk menyatakan kelembapan udara adalah kelembapan nisbi yang diukur dengan psikrometer atau higrometer. Kelembapan nisbi berubah sesuai dengan tempat dan waktu. Menjelang tengah hari kelembapan nisbi berangsur-angsur turun kemudian pada sore hari sampai menjelang pagi bertambah besar.

2.3       Curah Hujan

Endapan (presipitasi) didefinisikan sebagai bentuk air cair dan padat (es) yang jatuh ke permukaan bumi. Meskipun kabut, embun, dan embun beku (frost) dapat berperan dalam alih kebasahan (moisture) dari atmosfer ke permukaan bumi, unsur tersebut tidak ditinjau sebagai endapan. Bentuk endapan adalah hujan, gerimis, salju, dan batu es hujan (hail). Hujan adalah bentuk endapan yang sering dijumpai, dan di Indonesia yang dimaksud dengan endapan adalah curah hujan. Tabel 2.2 menggambarkan unsur hidrometeor.

Tabel 2.2 Unsur hidrometeor

Unsur hidrometer	Uraian
Gerimis	Tetes dengan diameter kurang dari 0,5 mm, intensitasnya kurang dari 1 mm/jam. Gerimis merupakan tetesan yang sangat kecil dalam jumlah besar yang tampaknya mengapung mengikuti arus udara.
Hujan	Tetes dengan diameter lebih dari 0,5 mm, intensitasnya lebih dari 1,25 mm/jam. Tetes hujan lebih besar tetapi jumlahnya lebih sedikit dibandingkan gerimis sehingga lebih sedikit mengurangi jarak pandang (visibilitas) kecuali untuk hujan lebat.
Salju	Kristal es putih seringkali bergumpal ke dalam bentuk serpihan. Ukuran serpihan bergantung pada kadar air dan kelembapan di sekitar kristal.
Batu es hujan	Bola es dengan diameter lebih dari 5 mm, jika diameternya kurang dari 5 mm disebut butir es, yaitu bentuk awal dari batu es hujan.
Virga	Partikel air atau es yang jatuh dari awan tetapi menguap sebelum mencapai permukaan bumi.
Kabut	Kabut seperti awan terdiri atas tetesan air kecil yang mengapung di udara. Secara fisik ada sedikit perbedaan antara kabut dan awan. Kabut terbentuk di dalam udara dekat permukaan bumi. Kabut menyatakan suatu kondisi saat jarak pandang berkurang akibat tetesan air mikroskopik di dalam udara.
Embun	Air mengembun pada objek (benda) di dekat tanah yang suhunya di atas titik beku tetapi di bawah suhu titik embunnya. Jika air mengembun pada suhu di bawah titik beku disebut embun beku.

Curah hujan dan suhu merupakan unsur iklim yang sangat penting bagi kehidupan di bumi. Jumlah curah hujan dicatat dalam inci atau milimeter (1 inci = 25,4 mm). Jumlah curah hujan 1 mm, menunjukkan tinggi air hujan yang menutupi permukaan 1 mm, jika air tersebut tidak meresap ke dalam tanah atau menguap ke atmosfer.

Di daerah tropis hujannya lebih lebat daripada di daerah lintang tinggi. Garis yang menghubungkan titik-titik dengan curah hujan sama selama periode tertentu disebut isohyet.

Ada tiga jenis hujan, yaitu

a.   Hujan konvektif

Akibat pemanasan radiasi matahari udara permukaan akan memuai dan naik ke atas, kemudian udara yang naik ini akan mengembun. Gerakan vertikal udara lembap yang mengalami pendinginan dengan cepat akan menghasilkan hujan deras. Awan cumulonimbus (Cb) yang terjadi, pada umumnya mencakup daerah yang nisbi kecil sehingga hujan deras berlangsung dalam waktu tidak lama. Hujan konvektif biasanya tidak efektif untuk pertumbuhan tanaman karena air hujan sebagian besar akan hilang dalam bentuk arus permukaan.

b.   Hujan orografik

Jika gerakan udara melalui pegunungan atau bukit yang tinggi, maka udara akan dipaksa naik. Setelah terjadi kondensasi, tumbuh awan pada lereng di atas angin (windward side) dan hujannya disebut hujan orografik, sedangkan pada lereng dibawah angin (leeward side), udara yang turun akan mengalami pemanasan dengan sifat kering, dan daerah ini disebut daerah bayangan hujan, lihat gambar 2.2.

c.   Hujan konvergensi dan frontal

Jika ada konvergensi pada arus udara horisontal dari massa udara yang besar dan tebal, maka akan terjadi gerakan ke atas. Kenaikan udara di daerah konvergensi dapat menyebabkan pertumbuhan awan dan hujan.

Jika dua massa udara yang konvergen horisontal mempunyai suhu dan massa jenis berbeda, maka massa udara yang lebih panas akan dipaksa naik di atas massa udara dingin. Bidang batas antara kedua massa udara yang berbeda sifat fisisnya disebut front, lihat gambar 2.3.

Distribusi curah hujan kedaerahan biasanya dinyatakan dengan garis keasaman curah hujan (isohyet). Gambar 2.4, menunjukkan peta isohyet tahunan di daerah Bandung dan sekitarnya. Jumlah curah hujan paling berlimpah terdapat di daerah ekuator dan berkurang menuju daerah kutub. Di Daerah Konvergensi Intertropik (DKI) terjadi jumlah curah hujan yang berlimpah. Distribusi curah hujan menunjukkan bahwa di daerah udara naik, yaitu di daerah tekanan rendah jumlah curah hujan besar. Sebaliknya, di daerah udara turun seperti di daerah tekanan tinggi subtropis, jumlah curah hujan jauh lebih kecil. Di daerah lintang tinggi udara yang dingin mempunyai kapasitas air terbatas dan daerah ini kurang sekali mendapat aliran udara tropis lembap sehingga jumlah curah hujan sangat sedikit. Lagipula konveksi termal sangat sedikit di daerah kutub dibandingkan di daerah tropis.

Daerah hujan berkaitan dengan sabuk (belts) konvergensi yang cenderung bergerak ke utara jika belahan bumi utara musim panas dan bergerak ke selatan jika belahan bumi selatan musim panas. Di daerah ekuator yang secara tetap di bawah pengaruh konvergensi ekuator, jumlah curah hujan berlimpah sepanjang tahun, tetapi pada daerah beberapa derajat di utara atau di selatan ekuator, secara bergantian dikuasai oleh konvergensi ekuator, yaitu basah pada musim panas dan kering pada musim dingin.

Sirkulasi monsun mempengaruhi jumlah curah hujan musiman secara tegas yang menghasilkan periode hujan jika angin berhembus menuju ke pantai pada waktu musim panas dan periode kering jika angin berhembus menuju ke lepas pantai pada waktu musim dingin. Ragam curah hujan musiman akibat monsun sangat jelas di daerah Asia Tenggara seperti di Indonesia.

Ada tiga pola curah hujan di Indonesia, yaitu

a.   Pola curah hujan jenis mosun

Karakteristik dari jenis ini adalah distribusi curah hujan bulanan berbentuk ”V” dengan jumlah curah hujan minimum pada bulan Juni, Juli, atau Agustus. Saat monsun barat jumlah curah hujan berlimpah, sebaliknya saat mosun timur jumlah curah hujan sangat sedikit. Daerah yang mempunyai curah hujan jenis mosun sangat luas terdapat di Indonesia.

b.   Pola curah hujan jenis ekuator

Distribusi curah hujan bulanan mempunyai dua maksimum. Jumlah curah hujan maksimum terjadi setelah ekinoks. Tempat di daerah ekuator seperti Pontianak dan Padang mempunyai pola curah hujan jenis ekuator. Pengaruh monsun di daerah ekuator kurang tegas dibandingkan pengaruh insolasi pada waktu ekinoks. Ekinoks adalah kedudukan matahari tepat di atas ekuator terjadi pada 21 Maret dan 23 September.

c.   Pola curah hujan jenis lokal

Distribusi curah hujan bulanannya kebalikan dari jenis monsun. Pola curah hujan lokal lebih banyak dipengaruhi oleh sifat lokal. Daerah yang mempunyai jenis lokal sangat sedikit, misalnya daerah Ambon.

Gambar 2.5 menunjukkan daerah di Indonesia yang mempunyai pola curah hujan jenis monsun, jenis ekuator, dan jenis lokal. Dalam gambar ini ditunjukkan juga distribusi curah hujan bulanan dari masing-masing jenis. Tabel 2.3 menunjukkan distribusi curah hujan bulanan jenis monsun, ekuator, dan lokal.

2.4       Tekanan Atmosfer

Berat sebuah kolom udara per satuan luas di atas sebuah titik menunjukkan tekanan atmosfer pada titik tersebut. Di permukaan laut tekanan atmosfer adalah 101,32 kPa atau 1.013,2 mb. Distribusi tekanan horisontal dinyatakan oleh isobar, yaitu garis yang menghubungkan tempat yang mempunyai tekanan atmosfer sama pada ketinggian tertentu. Tekanan atmosfer berubah sesuai dengan tempat dan waktu.

Karena atmosfer mengikuti hukum gas dan atmosfer bersifat mampat (compressible), maka massa jenis atmosfer paling besar pada lapisan bawah karena lapisan atmosfer ini tertekan oleh massa atmosfer di atasnya. Tekanan atmosfer selalu berkurang dengan bertambahnya ketinggian. Tabel 2.3 menunjukkan tekanan rata-rata pada ketinggian tertentu dalam kondisi atmosfer standar. Dalam meteorologi tekanan atmosfer sering dinyatakan dalam satuan milibar (mb), dengan 1 mb = 100 Pa = 1 hPa = 0,1 kPa.

2.5       Angin

Angin ialah gerak udara yang sejajar dengan permukaan bumi. Udara bergerak dari daerah bertekanan tinggi ke daerah bertekanan rendah. Angin diberi nama sesuai dengan dari arah mana angin datang, misalnya angin timur adalah angin yang datang dari arah timur, angin laut adalah angin yang bertiup dari laut ke darat, dan angin lembah adalah angin yang datang dari lembah menaiki pegunungan.

a.   Hubungan tekanan dengan angin

Angin disebabkan oleh beda tekanan horisontal. Beda tekanan ini menimbulkan gaya gradien tekanan yang dinyatakan oleh persamaan:

F_P = – ∫                                                                                                 (2.10)

dengan:

F_p         = gaya gradien tekanan per satuan massa

∫           = massa jenis udara

∂p        = beda tekanan udara

∂n        = jarak antara dua isobar

Tanda negatif menunjukkan gaya gradien tekanan berarah dari tekanan tinggi ke tekanan rendah, lihat gambar 2.6.

Jika yang bekerja gaya gradien tekanan saja maka arah angin selalu tegak lurus isobar. Kecepatan angin ditunjukkan oleh kecuraman beda tekanan. Jika beda tekanan besar (curam) maka gaya gradien tekanan kuat dan angin menjadi kencang, sebaliknya jika gaya gradien tekanan lemah maka angin juga lemah. Jadi seperti halnya arus sungai yang ditentukan oleh kemiringan (kecuraman) tanah atau perubahan tinggi tempat. Dengan demikian kecepatan angin ditentukan oleh jarak isobar. Angin tenang terjadi jika beda tekanan di suatu daerah yang luas mendekati nol atau pada jarak isobar sangat renggang.

b.   Gaya Coriolis

Gaya Coriolis adalah gaya semu (fiktif), yang muncul akibat pengaruh gerakan rotasi bumi dan gerakan udara nisbi terhadap permukaan bumi. Akibat adanya gaya Coriolis maka angin tidak seraha dengan gaya gradien tekanan dan tidak tegak lurus isobar. Gaya Coriolis menyebabkan angin dibelokkan ke kanan dari gaya gradien tekanan di belahan bumi utara (BBU) dan dibelokkan ke kiri di belahan bumi selatan (BBS), lihat gambar (2.7).

Besarnya gaya Coriolis dapat dihitung memakai persamaan berikut:

F_c = 2 Ω sin ф. V = Fv, f = 2 Ω sin ф                                                             (2.11)

dengan:

Ω         = kecepatan sudut rotasi bumi = 7,29 x 10^-5 rad/detik,

ф          = lintang tempat,

V         = kecepatan angin,

f           = parameter Coriolis.

Dari persamaan (2.11), terlihat bahwa gaya Coriolis makin besar jika menuju ke lintang tempat yang lebih tinggi, sebaliknya gaya Coriolis makin kecil jika lintang tempat makin rendah. Di ekuator (ф = 0), gaya Coriolis menuju nol.

c.   Angin geostrofik