Sirkulasi Gobal

Sel Hadley

Sel Hadley adalah jenis sirkulasi yang mendominasi atmosfer di sekitar daerah tropis, dengan massa udara naikdi ekuator, bergerak 10-15 km di atas permukaan mendekati kutub, kemudian turun di daerah subtropis, dan menuju ekuator ketika berada di dekat permukaan. 

Sirkulasi ini berhubungan erat dengan angin pasat, tropical rainbelts, pembentukan padang pasir, dan jet streams. Mekanisme Sumber energi utama pada sirkulasi atmosfer adalah radiasi matahari, dengan radiasi terbanyak di dekat ekuator dan yang paling sedikit di daerah kutub. Sirkulasi ini membawa energi radiasi mengarah ke kutub, sehingga akan menurunkan gradient temperatur antara ekuator dan kutub.

Mekanisme ini yang menjelaskan perbedaan antara daerah lintang tropis dan lintang tinggi:

• Dengan asumsi bumi tidak bergerak, radiasi terbesar matahari selalu berada   di khatulistiwa dengan bentuk permukaan bumi adalah seragam, sel Hadley akan berbentuk seperti ini: sel hadley 

• Kemudian karena bumi bergerak, muncul gaya coriolis. Akibatnya terjadi 3 buah sel (sel hadley, sel ferrel, dan sel kutub).
• Sekarang tambahkan semua unsur di alam nyata. Posisi matahari bergerak dalam kisaran lintang 23,5° utara dan selatan, perbedaan kontur bumi, dan angin musim (monsuun).

Antara lintang 30°N dan 30°S, transfer energi diselesaikan dengan sirkulasi yang relatif lebih sederhana, dengan massa yang naik di ekuator, bergerak ke arah kutub di lapisan tropopause, kemudian turun di subtropis, dan menuju ekuator di daerah permukaan. Berbeda di lintang tinggi, transfer energi didapatdari aktivitas siklon dan antisiklon yang menyebabkan pergerakan udara hangat ke arah kutub dan massa udara dingin kearah ekuator dalam lapisan yang sama.


Pergerakan sel yang terbalik ini lebih dikenal sebagai sel Hadley. Mendekati tropopause, ketika udara bergerak ke arah kutub dalam selHadley dibelokkan ke arah barat oleh gaya coriolis, yang menyebabkan pergerakan udara ke arah kanan di BBU, dan ke sebelah kiri di BBS, membentuk subtropical jetsream yang bergerak dari arah barat ke timur

kecepatan angin vertikal musiman

Pada gambar di atas menunjukkan perpotongan meridional terhadap kecepatan vertikal, dimana kecepatan vertikal sama dengan kecepatan angin horizontal pada kondisi atmosfer rata-rata, seperti pada waktu Desember- Januari(DJF) dan Juni ± Agustus(JJA). gambar tersebut menjelaskan perbedaan kekuatan angin vertikal di atmosfer pada bulan-bulan yang telah dijelaskan tadi.

Pada kondisi rata-rata tahunan, karakteristik angin vertikal kuat yang merupakan produk dan pengaruh angin pasat terjadi pada 10°S dan 10°N. kenaikan angin yang kuat terjadi pada 5°N. sedangkan angin turun mendominasi pada posisi 15° dan 40° di tiap belahan ekuator yang berhubungan dengan turunnya dari pergerakan sel Hadley. Kemudian, ketika terjadi musim panas di BBS (DJF), angin naik terkuat terjadi pada posisi 10°dan 20°S. kecepatan vertikal maksimum terjadi pada 15°S. posisi kecepatan vertikal maksimum ini merepresentasikan posisi rata-rata ITCZ pada bulan-bulan ini. Sedangkan subsidensi kuat di BBU terjadi pada 10° dan 20°N Pada musim panas di BBU (JJA), angin turun terkuat terjadi pada lintang 10° sampai 15°S, sedangkan kecepatan maksimum angin vertikal terjadi di lintang 5°N.

Pada kondisi rata-rata tahunan, di µbagian kutub 5°N dan selatan ekuator, angin permukaan datang dari arah yang berlawanan. Kemudian, angin utara berada di 22°N dan 5°N, kemudian bagian selatan 5°N dan 25°S adalah angin selatan dan mengalir ke arah utara. Yang disebut dengan aliran pasat tenggara di BBS, secara geografis, pasat tenggara mendominasi dan mengatur kondisi rata-rata tahunan untuk mendorong ekuator ke arah BBU, yang menjelaskan terjadinya asimetri pada bagian bawah sel Hadley. Kecepatan bawah sel Hadley menurun searah ekuator, penurunan ini penyebab terjadinya konvergensi pada angin pasat. Sedangkan pada pergerakan angin meridional, menunjukkan adanya perbedaan musim.


pada DJF aliran permukaan didominasi pasat barat daya mendorong ke BBS. Angin permukaan turun di ekuator pada 10°N. di permukaan 10°S, sirkulasi meridional di BBS melemah. Untuk bentuk geografis sirkulasi aliran meridional pada JJA, terbalik dengan sirkulasi di atas. Transfer energi Hadley Yang dibawa pada sirkulasi Hadley adalah massa udara dan kelembapan. Transfer itu penting untuk mengatur keseimbangan energi global. Bentuk energi lain yang ditransfer dalam sirkulasi Hadley adalah energi kinetis dan momentum angular. Momentum angular diekspor dari lintang rendah oleh sirkulasi Hadley. Angjn di bagian bawah sirkulasi Hadley bertiup dari timur ke barat. Momentum tadi bergerak berlawanan dengan rotasi bumi sehingga menimbulkan gaya friksi, yang menghasilkan torsi negatif. Jika torsi berada pada arah positif, maka momentum angular akan meningkat. 


Jadi daerah lintang rendah akan berperan sebagai sumber momentum angular positif, maka pergerakan di lintang rendah akan jauh lebih cepat. Untuk membuang momentum angular yang berlebihan, maka terjadi transfer menuju atmosfer rendah, yang selanjutnya akan diteruskan ke bagian atas dari sirkulasi Hadley dimana terdapat momentum angular negatif. Energi kinetis merupakan pergerakan massa udara, dapat dibagi dalam zonal mean, pusaran transien, dan pusaran stasioner, sirkulasi Hadley merupakan sirkulasi meridional sehingga zonal mean

tidak akan mempengaruhi secara khusus. Sedangkan dua jenis pergerakan lainnya berpengaruh pada lintang rendah. 


Pusaran transient (transient eddy), energi yang diproduksi oleh gerakan udara ketika terjadingangguan seperti siklon tropis, pusaran ini penting karena mereka mempengaruhi gerakan siklon tropis di arah barat dan terhadap ketinggian tertentu, terutama ketika musim panas, transfer energi pada pusaran transient, diekspor dari lintang rendah ke lintang tinggi. Pusaran stasioner, gerakan fenomena semi permanen di atmosfer seperti sel Hadley. Pada musim dingin, sirkulasi Hadley menjadi intens, energi kinetis di komponen stasioner dikumpulkan. Energi diekspos menuju lintang tinggi oleh bagian atas di sirkulasi Hadley. Fenomena yang ditimbulkan oleh sel Hadley, Zona tekanan rendah dan konvergensi (ITCZ) Pada pusat sirkulasi tropis antara dua sel Hadley terdapat sabuk yang terdiri dari daerah bertekanan relatif rendah. Memiliki arah aliran ke atas dan konveksi massa udara yang biasa disebut ITCZ. ITCZ berhubungan erat dengan komponen-komponen iklim, wilayah tekanan rendah, temperatur permukaan maksimum, per-awanan dan curah hujan, pertemuan dan konvergensi angin pasat.

Zona tekanan rendah dan temperature maksimum permukaan mengikuti siklus matahari. Diantara wilayah bertekanan rendah, terjadi pencampuran uap air karena kecepatan angin yang rendah, sehingga panas yang didapat karena insolasi akan tetap berada di dekat permukaan yang akan menjaga temperature permukaan laut tetap hangat, hal ini akan membentuk atmosfer bertekanan rendah (aktivitas konveksi) Aspek penting dari ITCZ adalah per-awanan dan curah hujan, yang disebabkan oleh konvergensi. Konvergensi terjadi ketika angin melambat atau berubah arah. Kemudian massa angin akan berkumpul dan naik. Proses ini dibantu oleh wilayah berpermukaan hangat, memproduksi konveksi skala besar yang mentrasfer uap air ke atmosfer, dan kemudian terjadi kondensasi dan akan membentuk awan/ hujan. Di sebelah timur samudera Atlantik dan Pasifik pada musim panas di BBU, konvergensi zona maksimum dan awan ±awan yang berada di sebelah selatan zona pertemuan, dimana angin pasat dari BBS dan BBU bertemu. 


Di sini terjadi perlambatan dan konvergensi hasil dari aliran massa udara yang menuju ekuator melalui tenggara berubah arah ke angin barat daya karena gaya coriolis. Di bagian barat atlantik, perlambatan dan konvergensi pada aliran tenggaradisebabkan oleh berkurangnya gradient tekanan arah ekuator, dimana zona pembagian wilayah pertemuan dan konvergensi menjadi lebih dangkal. Meskipun sering diasumsikan bahwa ITCZ menyebar secara uniform, ITCZ di bagian bumi terbagi dalam zona berbeda yang memiliki karakteristik sesuai wilayahnya masing-masing, seperti perubahan sirkuasi atmosfer, tipe permukaan, dan kondisi laut. 


Dalam intensitas dan aktivitas konvektif, ITCZ paling kuat terjadi di musm panas dan musim gugur BBU. Aktivitas terlemah pada saat terjadi equinoks. Secara global, aktivitas konvektif terbatasi di sekitar dan bagian selatan ekuator. Ini disebabkan oleh temperatur permukaan laut yang dingin di wilayah equatorial karena adanya upwelling uap air di permukaan laut dan pengaruh aliran dingin arus utara Humbolt & Benguela di BBS pada bagian timur samudra pasifik dan atlantik. ySubtropical highs Antara 20° sampai 40° atas permukaan rata-rata didominasi oleh area tekanan tinggi yang direferensikan sebagai subtropical highs. Secara karakteristik elips dan berorientasi timur-barat mendominasi tekanan permukaan terhadap dasar permukaan laut sepanjang tahun.


subtropical highs penting terhadap bagian sirkulasi tropis di lintang rendah karena (sirkulasi tropis) itu yang mendominasi iklim di area yang lebih besar di subtropics dan juga sebagai sumber angin pasat. Karena sebagian besar uap air yang diperoleh dari kondensasi dan hujan di bagian atas sirkulasi menghilang, yang turun adalah massa udara kering. Kelembapan relatif rendah yang diproduksi, ketika udara secara adiabatik dihangatkan karena kompresi yang turun disebabkan oleh tekanan yang semakin tinggi. Daerah subtrops relative bebas dari aktivitas konveksi, atau badai petir yang merupakan fenomena biasa di daerah sabuk ekuatorial untuk pergerakan kenaikan massa. Banyak daerah padang pasir terletak di lintang subtropical ini yAngin pasat (trade winds).

Diantara subtropical highs dan ITCZ di sirkulasi low level di laut bagian BBU dan BBS, didominasi oleh angin kuat dan terus menerus dari timur yang disebut sebagai angin pasat. Angin pasat penting karena mereka menutupi hampir sebagian permukaan bumi meluas 20° di bagian musim panas bumi sampai timur 30° di musim dingin. Karakteristik angin ini adalah stabil. Angin pasat berasal dari system antisiklon subtropics pada wilayah barat cekungan samudera atlantik, hindia dan pasifik. Dari bagian timur sistem antisiklon, angin pasat mengalir menuju ekuatorial dimana angin pasat tadi akan bertemu dengan angin pasat dari belahan bumi lain. Selama perjalanannya menuju ekuator, terjadi perubahan termodinamis. Angin tadi berasal dari sumber yang berbeda(divergen), tetapi setelah mencapai ekuator, mereka menjadi konvergen ketika gradient tekanan menurun yang menyebabkan alirannya melambat.

Konvergensi pada aliran pasat membuat massa udara naik. Konvergensi yang berhubungan dengan hasil pertemuan angin pasat dari belahan bumi utara dan selatan, memproduksi karakteristik pergerakan kenaikan massa yang kuat di seluruh area ITCZ. Karena aliran pasat terjadi secara luas di wilayah laut, maka akan menyebabkan transfer panas dan kelembapan dalam jumlah besar. Ekspansi sel Hadley Terdapat beberapa bukti bahwa meluasnya sel Hadley berhubungan dengan global warming. Mayoritas daerah terkering dan gersang di bumi berlokasi di area bawah sirkulasi turun Hadley, dimana wilayah tersebut berada di sekitar lintang 30°. Dari model klimatologi yang lebih disempurnakan ditunjukkan bahwa meluasnyasel Hadley berbanding lurus dengan peningkatan temperature global (kemungkinan meluas 2° sampai abad 21). 


Fenomena ini dapat menyebabkan perubahan besar dalam presitipasi di lintang yang berlokasi di tepi sel, para ilmuwan memprediksi bahwa dengan keadaan tetap, global warming akan membawa dampak drastis terhadap ekosistem di daerah tropis dan padang pasir akan meluas dan lebih gersang.Pada area di sekitar lintang 30°, akan menjadi lebih gersang, sehingga daerah tersebut akan semakin jarang terkena hujan dariapada biasanya, yang akan menyebabkan permasalahan khusus terhadap suplai makanan dan habitat.

Meluasnya sel Hadley adalah indikator jelas adanya global warming, karena dapat mempengaruhi temperature rata-rata bumi secara drastis. Ekspansi daerah (poleward) pada sel Hadley dapat membuat efek dramatis seperti Barat daya amerika utara, mediteranian, bagian selatan amerika selatan, asia selatan, Australia.

Sirkulasi Hadley

Menurut Hadley (1735), sirkulasi atmosfer mcridional terdiri atas satu sel, yaitu udara naik di ekuator dan turun di daerah kutub. Mcnurut Maury (1855). sirkulasi atmosfcr meridional tcrdiri atas dua sel, yaitu satu sel pada dacrahantara ekuator dan lintang sekttar 30° Utara atau Selatan disebut sirkuiasi Hadley dan satu sel tak langsung (indirect eel) pad a lintang tinggi.

Ferrel (1856) telah mcngkaji bahwa tckanan udara normal di permukaan bumi tidak seragam, yaitu terdapat tckanan tinggi (H) di lintang sekitar 30⁰U atau S (lintang kuda) dan tekanan rcndah terdapat di daerah ekuator dan kutub. Sirkulasi atmosfcr meridional yang diusulkan Ferrel (1856) mirip dengan teori Maury (1855), tctapi tcrdiri atas 3 sel sirkulasi, yaitu sel Hadley, scl Ferrel, dan scl Kutub. Teori baru tentang sirkulasi meridional telah Menurut Hadley (1735), sirkulasi atmosfer mcridional terdiri atas satu sel, yaitu udara naik di ekuator dan turun di daerah kutub. 

Mcnurut Maury (1855). sirkulasi atmosfcr meridional tcrdiri atas dua sel, yaitu satu sel pada dacrahantara ekuator dan lintang sekttar 30° Utara atau Selatan disebut sirkuiasi Hadley dan satu sel tak langsung (indirect eel) pad a lintang tinggi. Ferrel (1856) telah mcngkaji bahwa tckanan udara normal di permukaan bumi tidak seragam, yaitu terdapat tckanan tinggi (H) di lintang sekitar 30⁰U atau S (lintang kuda) dan tekanan rcndah terdapat di daerah ekuator dan kutub. Sirkulasi atmosfcr meridional yang diusulkan Ferrel (1856) mirip dengan teori Maury (1855), tctapi tcrdiri atas 3 sel sirkulasi, yaitu sel Hadley, scl Ferrel, dan scl Kutub. Teori baru tentang sirkulasi meridional telah banyak d ikaji oleh beberapa ahli, misalnya, Rossby (1941), Palmcn (1954), clan la in-Iatn. Para ahli ini mengemukakan tcori sirkulasi atmosfer meridional yang mirip dcngan tcori Ferrel, yaitu terdiri atas 3 selsirkulasi.  banyak d ikaji oleh beberapa ahli, misalnya, Rossby (1941), Palmcn (1954), clan la in-Iatn. Para ahli ini mengemukakan tcori sirkulasi atmosfer meridional yang mirip dcngan tcori Ferrel, yaitu terdiri atas 3 selsirkulasi. 

Konvergensi sirkulasi Hadley (sirkulasi meridional) dari kedua belahan bumi utara dan selatan menyebabkan hujan lebat di daerah tropis. Hujan lebat ini terjadi di sepanjang pita daerah konvergensi intertropis yang bergerak ke sebelah utara dan ke sebelah sclatan ekuator mengikuti gerakan matahari. Daerah konvergensi intertropis merupakan sumber energi yang menggerakkan sirkulasi atmosfer tropis melalui panas laten kondensasi yang dilepaskan. Sebagian energi panas ini di bagian atas daerah konvergensi intertropis dibawa ke arah kutub sebagai energt potensial yang diubah menjadi energi panas terutama oleh subsidensi di sekitar lintang 30° kedua belahan bumi utara dan selatan.

Daerah konvergensi intertropis ditandai dengan adanya konveksi aktif terutama dari awan cumulus yang menjulang tinggi sampai lapisan tropopause, bahkan rnungkin dapat menembus lapisan tropopause sampai lapisan stratosfer bawah yang stabil jika arus udara ke atas (updraft) di dalam awan sangat kuat. Daerah konvergensi intertropis di sekitar ekuator merupakan pusat kisaran kecil dan gerakannya menjauhi ekuauator sehingga pengaruh gaya coriolis (gaya akibat rotasi bumi) makin besar, memungkinkan berkembangnya siklon tropis.  Daerah ekuator mempunyai gaya Coriolis mendekati nilai nol sehingga siklon tropis tidak berkembang di daerah ini.

Yang mana Sirkulasi Hadley Adalah sebuah sirkulasi yang terjadi secara meridional(sejajar bujur). Sirkulasi ini bekerja berdasarkan perbedaan sifat thermal dari lintang-lintang rendah (tropis) dan lintang tinggi (polar). Menggambarkan adanya arus naik disekitar khatulistiwa yang memiliki suhu lebih panas sepanjang tahundari pada polar. Karena suhu yang tinggi, maka Densitas udara semakin renggang, sehingga terjadi kenaikan di khatulistiwa.

Selanjutnya Udara naik ini bergerak menuju utara (polar utara) melalu lapisan troposfer atas. Selanjutnya setelah sampai di kutub, udara ini menurun menuju toposfer bawah dan bergerak ke arah selatan menuju tropis. Ini dikarenakan adanya gradien tekanan dari kutub ke equator dalam troposfer bawah dan gradien tekanan dari equator ke kutub dalam troposfer atas. 

Aliran udara pada kedua belahan ini nantinya akan bertemu di daerah konvergensi tropis yang disebut dengan ITCZ.  Akibat adanya gaya coriolli, sehingga udara yang bergerak di troposfer bawah dibelokan ke kanan di BBU dan di belokan ke kiri di BBS. Sehingga terjadilah tradewind(angin pasat) timur laut di BBU dan angin pasat tenggara di BBS. Sedangkan di atmosfer atasnya terjadi angin pasat barat laut di BBU dan angin pasat barat daya di BBS. Pada perkembangan selanjutnya, ditemukan bahwa penurunan ini terjadi di sekitar lintang 30^o, ditandai dengan cuaca yang cerah, kering, dan tidak berawan.

Sirkulasi Walker

Adalah sirkulasi zonal(sejajar lintang) arah timur barat yang terjadi di pasifik timur menuju pasifik barat(dekat kepulauan Indonesia). Pada keadaan normal, sirkulasi ini ditandai dengan kenaikan udara di Pasifik Barat dekat kepulauan Indonesia dan penurunan udara yang terjadi di Pasifik Timur(Anomalinya positif(+)). Pada saat ini maka terjadi La Nina di Indonesia. Hal tersebut juga dibarengi dengan Dipole Mode (+) yang terjadi disekitar perairan samudra hindia. Dipole mode juga menyebabkan kenaikan udara di sekitar perairan Indonesia. Maka terjadilah daerah subsiden, sehingga di Indonesia mengalami tahun hujan atau basah. Begitu juga sebaliknya apabila anomali negative(-), maka terjadi penurunan di Indonesia dan kenaikan di Pasifik Timur. 


Hal tersebut juga mungkin diikuti dengan dipole mode (-), sehingga terjadi penurunan di Indonesia. Penurunan identik dengan udara kering, panas, dan stabil sehingga di Indonesia mengalami kekeringan(El Nino).

Pustaka:

Google copy paste

McGregor, Glenn. Simon Nieuwolt. 1982. Tropical Climatology, An introduction to the Climates of the Low

Latitudes, Second Edition. John Wiley & Sons:England

Tjasyono, Bayong .2004. Klimatologi Edisi ke-2. Penerbit ITB: Bandung

http://en.wikipedia.org/wikia/Hadley_Cell

http://miftahulmunir.wordpress.com/2009/04/23/sel-hadley

http://Phenomenaalam.blogspot.com

Interaksi Badai dengan El Nino

Apakah frekuensi badai akan terpengaruh???

Para peneliti terus menyelidiki kemungkinan interaksi antara frekuensi badai dan ElNiño. El Nino merupakan fenomena dimana suhu permukaan laut menjadi lebih hangat dari biasanya di Pasifik khatulistiwa. (Gambar di bawah menunjukkan anomali yang berkaitan dengan El Niño paling baru pada tahun 1997-1998.) Secara umum, hangat ElNiño acara ditandai dengan badai tropis lebih banyak dan badai di Pasifik timur dan penurunan di Atlantik, Teluk Meksiko dan Laut Karibia.

The 1997-98 El Niño setuju dengan teori ini. Pada tahun 1997, Samudra Atlantik telah 7badai bernama, yang 3 menjadi badai dan hanya salah satu dari mereka intens. Masing-masing angka tersebut di bawah nilai rata-rata tahunan. Musim badai rata-ratadibandingkan dengan musim El Niño rata-rata di bawah ini.

	Atlantic		Eastern Pacific
	Average	El Niño Avg.	Average	El Niño Avg.
Named storms	9.4	7.1	16,7	17.6
Hurricanes	5.8	4.0	9.8	10.0
Intense Hurricanes	2.5	1.5	4.8	5.5

Penjelasan utama untuk penurunan frekuensi badai selama tahun-tahun El Niño adalah karena angin geser meningkat pada lingkungan.

 

Dalam tahun-tahun El Niño, pola angin diselaraskan sedemikian rupa sehingga angin geser vertikal meningkat selama Karibia dan Atlantik. Geser angin meningkat membantu mencegah gangguan tropis dari berkembang menjadi badai. Di Pasifik timur, pola angin yang diubah sedemikian rupa untuk mengurangi geser angin diatmosfer, berkontribusi terhadap badai lebih.

source: http://ww2010.atmos.uiuc.edu/(Gh)/guides/mtr/hurr/enso dan lain lain

FISIKA AWAN

PROSES PEMBENTUKAN  AWAN

Siklus hidrologi

Air merupakan satu-satunya komponen Atmosfer yang dapat berupa tiga bentuk zat yaitu cair(air), gas(uap) maupun padat(es). Perubahan dari satu bentuk menjadi bentuk yang lain di alam terjadi dalam suatu siklus yaitu siklus hidrologi. Siklus hidrologi meliputi proses evaporasi, kondensasi, presipitasi air,transpirasi termasuk juga proses transfer uap air,limpasan dan peresapan air tanah.

Awan

Awan merupakan kumpulan dari tetesan air atau Kristal es di Atmosfer yang terjadi karena uap air terlampau jenuh. Awan terbentuk ketika uap air menjadi jenuh dan mengalami kondensasi. Penjenuhan dapat terjadi karena penambahan air (penyatuan), tumbukan, atau kombinasinya.  Kumpulan dari uap air inilah yang dapat menyebabkan terjadinya hujan.

ü    Proses evaporasi

Proses penguapan air di permukaan bentangan air atau dari suatu bahan padat yang mengandung air. Sumber energy utamanya berasal dari matahari.

ü    Proses transpirasi

Penguapan air dari jaringan tumbuhan melalui stomata.

               

Evaporasi dan transpirasi akan menyebabkan bertambahnya uap air di atmosfer. Siklus hidrologi memerlukan energi panas dan kelembaban yang cukup.Untuk mencapai keseimbangan itu harus ada transfer air dan juga energi melalui arus laut atau arus massa udara. Pertukaran lengas juga terjadi antara daratan dan lautan melalui angin darat dan angin laut. Setelah itu terjadi transfer massa air ke laut melalui aliran perm.ukaan. Karena Daratan menerima presipitasi lebih besar dari evaporasi sehingga kelebihan massa air ini akan dikembalikan ke laut melalui aliran permukaan. Siklus ini ialah sirkulasi air yang tetap mulai dari lautan sampai ke udara dan kembali ke lautan.

Proses pembentukan butir awan

Proses pembentukan awan merupakan suatu rangakaian proses yang rumit dan melibatkan proses dinamik dan proses mikrofisik. Proses dinamik berhubungan dengan pergerakan parsel udara yang membentuk suatu kondisi tertentu sehingga terbentuknya awan. Proses mikrofisik adalah proses pembentukan butiran awan melalui kondensasi uap dan tumbuh oleh interaksi antar individu.

ü    Proses dinamik dan proses mikrofisik

Setiap udara bergerak keatas, dia melewati daerah yang secara berturut – turut tekanan udaranya lebih rendah. Konsekuensinya, udara yang naik selalu mengembang dan mendingin secara adiabatic. Udara yang naik terkadang menghasilkan awan dan terkadang tidak. Dalam kondisi atmosferik rata-rata, udara melawan gerakan vertical.

Dengan demikian udara yang terletak dekat permukaan cenderung tetap dekat atmosfer. Walaupun ciri khas udara melawan gerakan vertical, ada mekanisme yang memaksa parsel untuk naik. Mekanisme pergerakan itu adalah

  Pengangkatan Orografik

Terjadi ketika terdapat dataran yang naik, seperti pegunungan yang bekerja sebagai penghalang bagi aliran udara. Ketika udara menaiki lereng pegunungan, pendinginan adiabatic sering membentuk awan yang kadang – kadang menghasilkan presipitasi yang berlimpah. Ketika udara menuruni sisi pegunungan (leeward), dia secara adiabatic memanas, yang tidak mungkin mengakibatkan kondensasi dan menghasilkan presipitasi. Hasilnya dapat merupakan bentangan lahan yang gersang yang dinamakan padang tandus byangan hujan (rain shadow desert).

Frontal wedging

Menghasilkan udara yang lebih rapat dan lebih dingin berperan sebagai penghalang dimana udara yang kurang rapat dan lebih hangat (lembab) menaiki. Pengangkatan juga terjadi karena fenomena konvergensi yaitu kapan saja udara di atmosfer bagian bawah atau yang lebih rendah mengalir bersama – sama ke satu tempat. Pengangkatan berkaitan dengan konvergensi sering terjadi ketika udara bergerak dari permukaan yang relative licin seperti lautan,

diatas daratan yang tidak beraturan dimana gesekan mengurangi kecepatannya. Pada hari – hari

yang cerah dan  hangat, pemanasan permukaan bumi yang tidak sama bisa menyebabkan parsel udara dipanasi lebih dari udara sekitarnya. Parsel udara yang lebih hangat (kurang rapat) akan mengapung keatas, dan fenomena ini dinamakan localized convective lifting. Naik di atas level kondensasi, awan terbentuk yang kadang – kadang menghasilkan hujan shower di tengah sore hari.

Pemanasan permukaan dan konveksi bebas

Proses pengangkatan karena konvergensi pada permukaan udara

Keberlangsungan proses – proses ini memerlukan faktor – faktor penting yaitu kadar uap air di atmosfer, distribusi aerosol higroskopis dan gerak udara vertical. Kadar uap air bergantung pada proses evaporasi dengan syarat adanya sumber uap air di permukaan, sumber energy pengangkatan dan kondisi atmosfer. Distribusi aerosol berhubungan dengan konsentrasi dan jenis aerosol yang turut serta dalam proses pertumbuhan awan. Keberadaan aerosol higroskopis di atmosfer akan sangat berperan dalam proses pertumbuhan awan. Saat parsel udara yang tidak jenuh terangkat, dia mengembang dan mendingin pada laju adiabatic kering sebesar 10⁰C per 1 Km, begitu pula sebaliknya, ketika udara turun, dia dimampatkan dan dipanasi pada laju yang sama 10⁰C per 1 Km. Jika parsel udara naik cukup tinggi, akhirnya dia akan mendingin hingga temperatur titik

embunnya. Disini uap air akan mulai berkondensasi membentuk awan yang tersusun dari butir – butir air yang sangat halus. Di atas level kondensasi ini, panas latent kondensasi yang tersimpan di uap air akan dilepaskan, mengurangi laju pendinginan adiabatik. Laju pendinginan yang lebih rendah ini karena penambahan panas latent yang dinamakan laju adiabatic basah dari pendinginan. Karena jumlah panas laten yang dilepaskan tergantung pada kuantitas kelembaban di udara, laju adiabatic basah dari pendinginan, bervariasi dari 5⁰C per 1 Km untuk udara dengan kandungan kelembaban yang tinggi hingga 9⁰C per 1 Km untuk udara kering

D.      Proses Pertumbuhan Awan

Secara garis besar proses pertumbuahan awan dimulai dari tetes awan akan tumbuh jika jejari kritis awan dilampaui. Tetes awan kemudian tumbuh menjadi tetes hujan melalui mekanisme Bowen dan Ludlam atau mekanisme kolisi (collision) dan koalisensi (coalescence), serta melaui mekanisme Bergeron dan Findeinsen atau mekanisme Kristal es. Tetes awan terbentuk melalui pengintian heterogen yaitu perubahan fasa uap air menjadi air (tetes) melalui inti kondensasi awan. Kondensasi uap air murni atau pengintian homogen di atmosfer tidak akan terjadi karena memerlukan kelembaban yang tinggi.

Secara garis besar proses pertumbuhan uap air dapt dijelaskan oleh diagram berikut.

Uap air           embrio       Droplets          Drops         Rain drops

Nucleas           Difusi           kondensasi      Accretion
  
Uap air – Embrio (nukleasi)

 Nukleasi Homogen

Nukelasi Homogen adalah proses pembentukan butir embrio air dari lingkungan uap air pada permukaan air murni, atau proses pengembunan (kondensasi) pada permukaan air murni. Adanya fenomena tegangan pada permukaan air, telah menjadi penghambat bagi usaha untuk memperluas permukaan butir embrio air. Tegangan permukaan (surface tension) σ didefinisikan sebagai energi mekanik persatuan luas bidang permukaan. Sering juga disebut energi permukaan (surface energy). Hukum Kelvin menjelaskan bagaimana pengaruh tegangan permukaan terhadap tekanan uap butir air murni.

Fenomena tegangan permukaan ini sebagi akibat dari :

·                     Gaya tarik menarik dan tolak menolak antar molekul.

·                     Gaya kohesi antar molekul

Pada molekul yang letaknya lebih dalam dari permukaan, posisinya sangat stabil, karena terkunci oleh gaya antar molekul yang saling meniadakan satu sama lain. Sedangkan pada deretan molekul di permukaan gaya yang menahannya lebih sedikit, gaya inilah yang menyebabkan adanya fenomena tegangan permukaan. Jadi tegangan permukaan berbentuk energy potensial.

Kesimpulan yang bisa ditarik adalah:

v    Pada keadaan RH≤100%, pertumbuhan embrio sangat lamban, kendati energy yang dibutuhkan bertambah dengan cepat. Pertumbuhan butir embrio berlangsung cepat dan energy yang dibutuhkan tidak sebesar jika RH>100%.

v    Pertumbuhan embrio sangat labil. Ketika pertumbuhan embrio mencapai dan melewati jari – jari kritis, embrio tergelincir pada jebakan penguapan yang tidak bisa dihentikan, dan mengalami penyusutan yang sangat cepat, walaupun RH tetap sangat tinggi.

v    Pembesaran dan penyusutan embrio makin cepat pada RH yang makin tinggi.

 Nukleasi Heterogen

Nukleasi heterogen adalah proses pembentukan butir embrio air dari lingkungan uap air pada permukaan air yang mengandung bahan terlarut. Pada pembahasan nukleasi homogen, secara teoritik, terbukti bahwa makin kecil ukuran butir embrio air murni, makin sulit butir emrio tersebut untuk bertambah besar. Dari pembuktian fisis, kesulitan tersebut akibat lebih tingginya tekanan uap air di permukaan butir dibandingkan tekanan uap air sekeliling serta terungkap bahwa tekanan uap air di permukaan butir embrio pada sebanding dengan energi yang diperlukan butir embrio untuk membesarkan dirinya.

Pada butir embrio terdapat benteng energi potensial yang berfungsi mempertahankan dirinya dari usaha luar yang dapat mengganggu kesetimbangannya. Cara agar butir embrio dapat membesar adalah dengan cara memasukkan bahan terlarut kedalam embrio, sehingga tekanan dapat menurunkan tekanan uap air di permukaan butir. Hal ini memungkinkan terjadinya penggemukan butir embrio pada RH < 100 %.

Dari persamaan kurva Kohler, didapatkan bahwa suku lengkungan a/r menunjukkan kenaikan tekanan uap oleh tetes yang lengkung. Maka jika r < r* maka butir embrio hanya akan tumbuh oleh proses kenaikan RH.

Embrio – Droplet (difusi)

Butir embrio atau butir awan dapat tumbuh menjadi lebih besar ukurannya melalui proses pengembunan (kondensasi) atau dapat pula menyusut ukurannya melalui proses penguapan. Kedua proses ini merupakan peristiwa fluks dan difusi.


Fenomena difusi dirumuskan oleh hukum II Fick yang mencoba menhkonstruksikan peristiwa difusi ketika uap air dari satu medan konsentrasi berhasil menembus bidang boundary, kemudian masuk dan menempati medan konsentrasi di sebelahnya. Diasumsikan terjadi perubahan secara local konsentrasi uap air tersebut. Perubahan local ini kemudian di asumsikan menimbulkan beda gradient kerapatan fluks uap air didalam medan konsentrasi campuran tadi yang besarnya perubahan local konsentrasi uap air sama dengan besarnya beda kerapatan fluksnya yang disebut difusi.

Droplets – drops (kondensasi)

Pada awal pertumbuhan awan, proses kondensasi memegang peranan penting. Selanjutnya pertumbuhannya hanya dapat terjadi bila ada proses tumbukan dan penyatuan. Selain itu proses pembentukan awan dapat juga dijelaskan melalui mekanisme pertumbuhan butir Bergeron. Teori ini menekankan pentingnya peran inti es dimana hujan terjadi setelah sebelumnya uap air diubah menjadi kristal es dan jatuh ke lapisan yang hangat untuk membentuk butir hujan. Namun teori ini memiliki kelemahan yaitu sulit menjelaskan bagaimana awan-awan yang puncaknya tidak pernah mencapai ketinggian pembekuan juga dapat menghasilkan hujan. Di dalam awan hangat droplet dapat tumbuh secara kondensasi pada lingkungan jenuh. Jika droplet telah melewati puncak pada kurva

Koehler, droplet dapat terus tumbuh secara kondensasi selama tekanan uap jenuh lingkungan jauh lebih besar dari tekanan uap jenuh permukaan droplet. Pertumbuhan melalui kondensasi masih didominasi oleh perbedaan konsentrasi.Perubahan massa butir adalah sebanding dengan jejari butir dan beda kerapatan uap air pada permukaan dan lingkungan jauh dari butir. Untuk keadaan lewat jenuh dimana ρ_v > ρ_w maka butir akan tumbuh. Lazimnya ukuran butir tidak dinyatakan dalam massa tetapi dalam jejarinya saja. Mengingat m= (4/3) πr³ ρ_L (ρ_L kerapatan air) maka persamaan tersebut dapat ditulis :

r (dr/dt)=[ D / ρ_L ] [ρ_v - ρ_w]

dengan menggunakan persamaan gas ideal dapat ditulis dimana:

yang artinya bahwa semakin kecil r (radius) maka laju pertumbuhan awan akan semakin besar dan cepat sedangkan makin besar r maka laju pertumbuhan awan akan menjadi lambat. Jadi tekanan uap jenuh

tergantung pada kelengkungannnya. Efek zat larut adalah menurunkan tekanan uap keseimbangan di atas tetes, sehinnga tetes larutan berada dalam keseimbangan dengan lingkungan pada kelewat jenuh yang lebih rendah dibandingkan dengan tetes air murni pada ukuran yang sama.

Fick juga menunjukan adanya pelepasan panas pada proses kondensasi droplet. Fick merumuskan bahwa:

                                   

dimana K adalah konduktivitas termal udara, L panas laten, Dt/dx negatif. Untuk larutan dapat ditulis:

Ms adalah berat molekul bahan terlarut, Mp_∞ adalah berat molekul pada tekanan jenuh pada suhu mutlak.

Sebelum dan sesudah droplet mencapai ukuran kritis, ia tumbuh melalui proses difusi molekul air dari uap di atas permukaannya.

Proses kondensasi dalam pembentukan awan dipengaruhi oleh proses difusi dan konduksi sehingga Mason (1971) menggabungkan kedua proses ini sebagai persamaan pertumbuhan droplet (growth droplet equation):

S = rasio jenuh lingkungan

Fk= berhubungan dengan konduksi panas ~ [L² ρ_L / R_vKT²]-[ L² ρ_L/        KT]

Fd= berhubungan dengan difusi uap air ~ ρ_L R_vT / D e_s (T)

D = Koefesien difusi uap air udara

K = Konduktivitas termal udara

Jika (S-1)/[Fk+Fd] adalah konstan maka :

Dari formulasi ini kita dapat mengestimasi ukuran pertumbuhan droplet seiring dengan bertambahnya waktu. Pertumbuhan secara kondensasi berlangsung hingga jari-jari butir sekitar 20 μm (mason, 1971). Kesimpulannya adalah bahwa pada proses kondensasi uap air di

permukaan droplet, semakin besar ukuran droplet maka laju pertumbuhannya akan semakin lambat. r (dr/dt)=C maka dr/dt= C/ r, dimana c adalah konstanta.

Drops – rain drops (acreation).

Dalam awan panas terdapat tetes – tetes yang berbeda ukurannya. Tetes – tetes yang lebih besar akan mengoleksi tetes – tetes yang lebih kecil. Efisiensi koleksinya bergantung pada ukuran tetes R dan butiran r. Untuk R ≤ 20µm, efisiensi koleksi sangat kecil, sehingga mekanisme tumbukan tidak efisien. Di atas 20µm, efisiensi benturan makin besar mendekati nilai 1. Dengan proses benturan maka tetes tumbuh menjadi besar dan jatuh lebih cepat, yang berarti efisiensi koleksi meningkat, sehingga tetes membesar.Proses koalisensi hanya signifikan setelah spectrum butiran berkembang menjadi ukuran heterogen yang berbeda kecepatan jatuhnya. Semakin besar butiran maka koalisensi lebih dominan dalam proses pertumbuhan. Tetes besar mempunyai kecepatan jatuh lebih cepat dan menangkap tetes – tetes awan kecil yang mempunyai kecepatan jatuh lebih kecil. Untuk membnetuk satu tetes hujan diperlukan ratusan ribu sampai satu juta tetes awan melalui proses koalisensi (tangkapan). Pada persamaan dalam

proses ini memberikan pertumbuhan tetes karena proses koleksi berlangsung kontinu dengan menganggap awan sebagai kontinum. Pertumbuhan sebenarnya terjadi karena peristiwa diskrit dari penangkapan butiran.

AWAN

Awan berwujud gumpalan berisi butir-butir air yang diameternya lebih besar daripada butir-butir air yang terdapat dalam kabut, tetapi lebih kecil dari 200 mikrometer.

Proses Dasar Pembentukan Hujan

Pembentukan Awan

Awan terbentuk ketika udara didinginkan di bawah titik embunnya, yaitu temperatur dimana udara menjadi jenuh (kelembaban relatif 100%). Awan, merupakan bukti yang terlihat akan adanya air atau uap air didalam atmosfer. Campuran udara kering dan uap air disebut udara basah dan kebanyakan awan terbentuk dalam proses pendinginan udara basah.

Oleh karena itu, maka proses-proses didalam atmosfer yang menghasilkan pendinginan udara dapat juga menghasilkan pembentukan awan.

Penyebab Umum Pembentukan Awan

Kebanyak awan terbentuk apabila udara basah bergerak vertikal ke atas dan kemudian mengalami pendinginan karena udara mengembang yang selanjutnya sebagian uap air berkondensasi dan membentuk awan.

Beberapa gerakan vertikal yang menyebabkan pembentukan awan adalah :

1)        Tubulensi mekanis (turbulensi hambat)

2)        Konveksi (turbulensi termis)

3)        Kenaikan karena Orografi

4)        Kenaikan lambat yang luas

 Pembentukan Awan Konvektif

Apabila udara mengalami pemanasan dekat permukaan bumi, maka berkembanglah arus konveksi.  Bersamaan dengan turbulensi mekanis akan mengakibatkan percampuran udara pada lapisan bawah atmosfer.

Pembentukan Awan Karena Orografi

Jika arus udara mencapai kaki gunung atau barisan pegunungan, maka udara dipaksa naik melalui lereng-lereng pegunungan tersebut.  Pengaruh dari naiknya arus udara tersebut dapat mencapai kedalam lapisan atmosfer yang tinggi, sehingga dapat merubah keadaan suhu dalam lapisan tersebut.  Udara yang telah dipaksa naik akan mengalami pendinginan yang selanjutnya memungkinkan terbentuknya awan.

Pembentukan Awan Kenaikan Lambat dan Luas

Awan juga terjadi oleh gerakan udara vertikal pada suatu daerah yang luas karena pengaruh suatu sistem arus udara yang sangat luas. Sistem tersebut adalah sistem tekanan rendah (depresi) dan sistem tekanan tinggi (antisiklon).

Pembentukan Awan di Daerah Front

Jika massa udara dingin bergerak menggantikan tempat massa udara panas disebut sebagai front dingin. Awan yang terbentuk di daerah front dingin berubah-ubah tergantung dari stabilitas dan kelembaban udara massa udara panas, demikian juga kecondongan permukaan front. Umumnya permukaan front dingin lebih terjal dari pada front panas

Artikel masih belum sempurna mendadak buat belajar ujian...smga bisa bermanfaat.....buwat rekan - rekan..copy paste....

source : materi Fisika awan