SIRKULASI UDARA

V.  SIRKULASI UDARA

Untuk memahami dan menggambarkan iklim global secara menyeluruh selain mempelajari sistem energi dan air kita juga harus menambahkan pengaruh gerakan horizontal terha­dap sistem tersebut.  Bab ini terutama akan membahas sirkulasi umum dari atmosfir, sebuah pola dalam skala besar dari aliran udara di seluruh bumi. 

Sirkulasi penting dipelajari karena selain menghasilkan  angin, yang juga berarti mengatur gerakan awan, sirkulasi ini juga menyebarkan kembali energi dan kelembaban, sehingga ketidak seimbangan antar lintang dapat diatasi dan dengan demikian akhirnya menciptakan iklim.

Untuk memudahkan pengertian, sirkulasi secara umum dibagi menjadi 2 komponen yaitu : Pertama,  Sirkulasi Primer, berskala besar dan bergerak tetap yang meliputi areal yang luas dari bumi ini dan meskipun jika dilihat secara terperinci beragam, tetapi terjadi setiap saat.  Kedua, Sirkulasi Sekunder dengan skala waktu yang lebih pendek, dapat berupa gerakan yang cepat (siklon) atau yang agak lambat (antisiklon), yang menyebabkan perubahan cuaca dari hari ke hari di sebagian besar bumi ini.

Di lautan terdapat juga sirkulasi umum masa yang agak mirip dengan yang terjadi di udara, yang membantu atmos­fir mendistribusikan kembali energi dan uap air.  Tetapi pemahaman untuk sirkulasi yang satu ini masih bersifat deskriptif, terutama tentang bagaimana proses terjadinya.  Bab ini akan dimulai dengan memahami apakah fungsi dari sirkulasi udara dalam mempertahankan iklim.

5.1.  Fungsi dari sirkulasi secara umum

Ketidak seimbangan penyerapan dan pemancaran radiasi karena posisi lintang dan variasi lintang dalam komponen-komponen pembentuk sistem udara-air, menunjukkan  bahwa gerakan horizontal diperlukan untuk mempertahankan iklim yang ada sekarang ini.  jadi peranan utama dari pergera­kan udara secara umum adalah untuk mendistribusikan kembali ketidak seimbangan tersebut sehingga kondisi iklim dapat dipertahankan. 

Menarik untuk diketahui bahwa hampir semua informasi yang kita miliki tentang iklim dimasa lalu menunjukkan bahwa sirkulasi udara secara umum sudah berjalan dalam cara yang sama untuk jutaan tahun, perubahan iklim hanya memodifikasi beberapa pola dasar, bukan merupakan pergeseran yang radikal dari pola tersebut.  Karena itu kita dapat menggunakan sirkulasi sekarang ini sebagai suatu model yang sekali kita pahami akan menerangkan bukan hanya sistem iklim sekarang tetapi juga iklim masa lalu dan iklim masa datang.

Ketidakseimbangan Energi Karena Posisi Lintang

Dari bab tentang radiasi diketahui bahwa ketidak-seimbangan positip (surplus) dari energi yang terjadi di daerah tropis dan ekuator dikompensasikan oleh neraca neto negatif (minus) di daerah berlintang tinggi.  Daerah lintang 30o sampai kutub memantulkan dan memancarkan kembali radiasi lebih banyak daripada yang diserap, sementara pada lintang rendah lebih banyak radiasi surya yang diserap daripada infra merah yang dipancarkan. 

Keseimbangan harus dicapai dan disinilah sirkulasi berperan.  Tetapi pola sirkulasi yang dihasilkan lebih rumit karena adanya keragaman musiman dari komponen neraca radiasi seperti albedo, radiasi gelombang panjang yang pergi, radiasi surya yang diserap dan radiasi neto, hal ini dapat dilihat pada Gambar 5.1 a-d.

Radiasi gelombang panjang yang pergi menunjukkan banyak kesamaan karakteristik dengan albedo (Gambar 5.1a), tetapi dalam nilai/kondisi yang berbanding terbalik.  Hal ini disebabkan karena secara umum penutupan awan biasanya meluas sampai ke bagian tengah dan atas lapisan Troposfir yang membuat  albedo bumi meningkat sementara radiasi gelombang panjang bumi yang pergi rendah, seperti yang telah dibicarakan dalam bab radiasi.  Begitu juga kehadi­ran salju dan es memberikan pengaruh yang sama.

Keragaman dari radiasi energi surya yang diserap (Gambar 5.1c) menunjukkan keragaman tahunan yang jelas untuk daerah diluar lintang 5 - 10oU.  Energi yang diserap mencapai maksimum sepanjang bulan-bulan musim panas di masing-masing belahan bumi, untuk lintang manapun.  Fase keragaman secara jelas mengikuti perjalanan matahari dalam setahun, seperti yang terlihat pada garis deklinasi surya.

Radiasi Netto (Gambar 5.1d) juga menunjukkan keragaman tahunan yang jelas dengan hubungan fase  yang hampir sama dengan energi surya yang diserap, yaitu nilai maksimum terjadi selama musim panas di masing-masing belahan bumi.  Nilai maksimum dan surplus energinya juga mengikuti pola deklinasi surya. 

Nampaknya keragaman tahunan dari radiasi netto sebagian besar didominasi oleh keragaman energi surya yang diserap yang memiliki amplitudo yang lebih besar daripada keraga­man radiasi gelombang panjang yang pergi.  Radiasi surya netto mencapai surplus terbesar (lebih dari 100 Wm-2) di daerah tekanan tinggi sub-tropis di Belahan Bumi Selatan.

Peranan Sirkulasi Umum

Peranan yang jelas dari sirkulasi umum dalam mempertahan­kan iklim dapat digambarkan seperti pada Gambar 5.2.  Tanpa gerakan horizontal, suhu pada setiap lintang akan total diatur oleh radiasi surya, sehingga musim panas di sebagian besar bumi akan lebih panas daripada yang seka­rang kita

Gambar 5.1.  Karakteristik radiasi di puncak atmosfer dalam fungsi bulan dan ketinggian lintang. (a) albedo dan (b) radiasi gelombang panjang yang pergi (Wm-2) (c) Radiasi surya yang diserap (Wm-2) dan (d) radiasi netto (Wm-2)

Gambar 5.2.  Perbandingan antara keseimbangan radiatif secara teori dan yang teramati untuk musim panas dan dingin.  Tanpa perpindahan energi dari lintang rendah ke tinggi temperatur di lintang tinggi dan menengah akan sangat rendah.

rasakan, suhu musim dingin di tropis juga akan lebih tinggi, tetapi begitu kita menuju ke kutub suhu akan menurun jauh lebih cepat daripada apa yang terjadi sekarang.

Aliran energi yang memodifikasi suhu  yang bersifat radiatif ditunjukkan oleh Gambar 5.3.  Dalam gambar ini pengaruh dari ketidak-seimbangan radiasi secara lintang digabungkan dengan ketidak-seimbangan dari siklus air dan ditambah dengan effek pemindahan oleh arus laut, semua digambarkan dalam unit energi.  Meskipun tiap unsur aliran secara sendiri-sendiri mempunyai keragaman musi­man, untuk sementara kita hanya berpusat pada kondisi tahunan.

Peranan utama dari arus laut adalah perpindahan sebagian panas terasa menjauhi ekuator melalui gerakan gelombang laut. Panas terasa yang tertinggal dipindahkan melalui sirkulasi atmosfir yang secara sederhana berpola dari ekuator ke kutub. 

Perpindahan dari panas laten lebih rumit.  Daerah pengha­sil uap air utama adalah lautan-lautan di daerah Sub-tropis, dimana radiasi netto tinggi (lihat kembali Gambar 5.1d), sehingga arus perpindahannya adalah menuju kutub dan juga menuju ekuator dengan daerah sumber berada pada sekitar lintang 10o.

Persentase dari peranan ketiga aliran ini dalam mendis­tribusikan energi secara sangat kasar adalah: arus laut 25%, arus dinamika atmosfir (panas terasa) 60% dan arus atmosfir panas laten 15%.  Dari pembagian tersebut terli­hat bahwa perpindahan panas secara dinamik di atmosfir kira-kira 2 kali dari total dua aliran yang lain.  Ketiga arus tersebut menghasilkan sebuah aliran yang bernilai mendekati 0 di ekuator dan maksimum sekitar 5x1012 kJdet-1 pada kira-kira lintang 35 LS dan 40 LU.

Gambar 5.3.  Rata-rata tahunan dari aliran energi ke arah utara terdiri dari (i) total aliran beserta tiga kompo­nennya (ii) aliran laut  (iii) aliran panas laten  (iv) aliran dinamik (panas terasa)

Meskipun telah ditekankan bahwa sirkulasi secara umum terjadi karena adanya ketidak-seimbangan energi, tetapi dengan adanya pergerakan uap air menunjukkan masih ada penghambat-penghambat lain yang harus diatasi oleh sirku­lasi ini untuk mempertahankan kondisi iklim.

Sirkulasi ini juga harus berperan dalam mempertahankan keseimbangan air secara global  dengan cara mengatur jumlah presipitasi dan evaporasi.  Juga sirkulasi umum ini harus mempertahankan massa atmosfir dan akhirnya harus mempertahankan keseimbangan momentum dari sudut planet bumi.  Agar sudut bumi konstan diperlukan keseim­bangan antara komponen angin yang bertiup ke barat dan ke timur.

5.2.  Tekanan Atmosfir

Gerakan udara horizontal terjadi sebagai akibat dari keragaman tekanan udara secara horizontal.  Tekanan tercipta karena molekul-molekul gas di atmosfir bergerak secara terus menerus dan menghasilkan gaya setiap kali molekul-molekul ini bertabrakan dengan suatu permukaan.  Total gaya yang dihasilkan per unit luasan disebut teka­nan.

Tekanan udara di atas permukaan laut

Keragaman dalam tekanan baik terhadap waktu maupun ruang adalah hasil dari perubahan energi dan jumlah tabrakan molekul-molekul, yang sebagian besar ditentukan oleh kerapatan dan suhu gas.  Hal yang paling mendasar tentang keragaman kerapatan adalah kerapatan menurun dengan ketinggian di atmosfir.  Tekanan pada permukaan laut biasanya sekitar 1013.2 hPa, yang dianggap sebagai teka­nan permukaan laut standar.

Pada ketinggian 3000 m tekanannya sekitar 70% dari nilai standar dan pada 10,000 m tekanannya sekitar 300 hPa.  Di dekat permukaan, perubahan ketinggian sekitar 100 m mengakibatkan penurunan tekanan 10 hpa.  Perubahan yang sangat cepat ini dapat mengaburkan pengukuran tekanan secara horizontal, kecuali kalau pengukuran dilakukan pada ketinggian yang sama. 

Secara praktis tidak mungkin di atas daratan mengukur tekanan pada ketinggian yang sama, karena tinggi titik awalnya selalu berbeda-beda.  Karena itu pengamatan di rubah dengan menggunakan hubungan yang telah diketahui antara ketinggian dan tekanan, sehingga semua pengukuran mengacu pada tinggi permukaan laut.

Jika semua ketinggian tempat diturunkan sampai tinggi permukaan laut, hasil pengamatan  dari jaringan stasiun pengamat menunjukkan pola tekanan horizontal yang jelas berbeda; ada daerah yang bertekanan tinggi ada daerah bertekanan rendah, hal ini mudah dilihat pada peta iso­bar.  Isobar adalah  garis yang menghubungkan tempat-tempat dengan tekanan atmosfir yang sama.  Di atmosfir tekanan di permukaan cenderung rendah di daerah-daerah dengan suhu tinggi, sesuai dengan hukum gas umum, juga di daerah-daerah yang merupakan tempat udara naik karena molekul-molekul udara hilang dari permukaan. 

Dari Gambar 5.4 terlihat ada daerah-daerah yang secara permanen memiliki tekanan tinggi atau rendah.  Gambaran inilah yang menyebabkan sirkulasi primer, sementara sirkulasi sekunder penting di tempat tempat yang memiliki aktifitas frontal (daerah pertemuan dua masa udara).

 Keragaman Tekanan di Atmosfir Bebas

Keragaman tekanan horizontal juga terjadi di atmosfir bebas jauh diatas permukaan bumi.  Hal ini dapat dipapar­kan dalam peta dengan dua cara: Pertama, dengan cara analogi langsung dari diagram isobar tetapi tinggi permu­kaan diganti dengan ketinggian tertentu di atmosfir.  Peta ini menggambarkan perubahan tekanan pada ketinggian yang sama. 

Cara kedua yang lebih tepat adalah peta yang menunjukkan perubahan ketinggian pada tekanan yang sama.  Peta ini sama dengan peta isobar tetapi garis-garisnya adalah garis kontur (garis ketinggian tempat) seperti yang terlihat pada Gambar 5.5.

Gambar 5.4.  Rata-rata tekanan udara pada permukaan laut (hPa) dari data tahun 1963--1973 (a) untuk bulan-bulan Desembar, Januari dan Pebruari dan (b) Juni, Juli dan Agustus.  Perhatikan pergerakan dari Inter Tropical Convergence Zone (pita tekanan rendah di dekat ekuator) dan daerah tekanan tinggi sub-tropis.

Gambar 5.5.  Peta untuk tekanan 500 hPa untuk 20 Januari 1982  Ketinggian dinyatakan dalam dekameter

             

5.3.  Pergerakan Udara di Sekitar Planet Bumi yang Berpu­tar.

                   Gaya yang Mendorong Terjadinya Angin

Telah diketahui bahwa perbedaan tekanan secara horizontal menyebabkan udara bergerak dan karena itu terjadi angin.  Karena udara adalah gas yang tidak terlihat, akan mudah dilihat bagaimana perbedaan tekanan menyebabkan pergera­kan jika kita pelajari prinsipnya dari cairan, yang dapat kita lihat.

Dalam Gambar 5.6. dua buah tanki air dihubungkan dengan sebuah pipa.  Tanki A berisi 2/3 bagian dan tanki B hanya 1/2 bagian.  Karena tekanan air pada dasar masing-masing tanki sebanding dengan berat air di atasnya, tekanan pada dasar A lebih besar daripada tekanan pada dasar tanki B.  Bila sumbat pada pipa dibuka, tekanan yang lebih besar pada A mendorong air mengalir dari kiri ke kanan, dari yang bertekanan timggi ke yang bertekanan rendah.  Sema­kin besar perbedaan tekanan, makin kuat gaya dorong terjadi dan makin cepat air mengalir.  Dengan cara seper­ti itulah perbedaan tekanan atmosfir menyebabkan pergera­kan udara.

Gambar 5.6.  Tekanan cairan yang lebih besar pada dasar tanki A menciptakan gaya neto yang diarahkan menuju tekanan yang lebih rendah pada dasar tanki B.  Gaya neto ini menyebabkan

air bergerak dari tekanan tinggi ke tekanan rendah

Gaya Gradien Tekanan

Gambar 5.7. adalah sebuah peta yang menunjukkan daerah dengan tekanan tinggi di sebelah kiri dan daerah tekanan rendah di sebelah kanan .  Garis isobar menunjukkan bagaimana tekanan berubah.  Jika kita hitung perubahan tekanan yang terjadi pada jarak yang tertera, akan dida­patkan Gradien Tekanan yaitu:

Gradien Tekanan = Perbedaan Tekanan/ jarak

Perhatikan pada Gambar 5.7  bahwa pada saat terjadi perbedaan tekanan udara, ada gaya netto yang bekerja di udara.  Gaya ini disebut Gaya Gradien Tekanan (GGT), dengan arah dari tekanan tinggi ke tekanan rendah.  Kekuatan gaya ini secara langsung berhubungan dengan berapa besar beda tekanan.  Perbedaan yang tajam akan mengakibatkan dorongan yang kuat dan begitu juga sebalik­nya.

Kalau GGT merupakan satu-satunya gaya yang bekerja pada udara, kita akan selalu menemukan angin langsung bertiup dari daerah bertekanan tinggi ke rendah.  Pada kenyataan­nya ada gaya lain yang mempengaruhi/membelokkan arah  angin.

Gambar 5.7.  Perbedaan tekanan antara titik 1 dan 2 adalah 4 mb tiap 100 km.  Gaya neto yang mengarah dari tekanan tinggi ke tekanan rendah adalah Gaya Gradien Tekanan (GGT). Gaya Coriolis

Gaya Coriolis menggambarkan gaya yang terlihat karena perputaran (rotasi) bumi.  Untuk memahami kerja dari gaya ini, kita bayangkan dua orang A dan B duduk pada permai­nan komidi putar sambil bermain lempar bola.  Kalau posisi mereka tidak dalam keadaan berputar, setiap kali A melempar bola, bola akan bergerak lurus menuju B. 

Sekarang tempat mereka duduk mulai berputar, berlawanan dengan arah jarum jam,  arah yang sama dengan pergerakan bumi jika dilihat dari atas kutub utara.  Jika kita amati permainan ini dari atas, kita akan melihat bola bergerak dangan arah yang lurus seperti sebelum tempat bergerak.  Tetapi untuk A dan B, bola seolah-olah menyimpang ke kanan setiap kali dilemparkan, selalu mendarat lebih ke kanan daripada yang dituju si pelempar (Gambar 5.8)

Gambar 5.8.  Pada dasar yang tidak berotasi (A) bola yang dilempar akan bergerak lurus.  sedangkan pada dasar yang berotasi (B) berlawanan jarum jam, bola juga bergerak lurus tetapi karena dasarnya berpindah waktu bola ada di udara untuk orang yang berada pada dasar B bola nampak menyimpang lebih kekanan dari arah semula. Fenomena seperti itu terjadi karena ketika bola sedang bergerak dengan arah yang lurus, tempat duduk dibawahnya sudah berputar sehingga pada saat bola mendarat, si penangkap sudah berpindah tempat.  Untuk kedua orang tadi seakan-akan ada sebuah gaya yang menyebabkan bola membe­lok ke kanan.  Gaya semacam inilah yang disebut Gaya Coriolis, dinamakan sesuai dengan nama seorang ilmuwan Perancis, Gaspard Coriolis yang menghitung gaya ini secara matematis.  Pengaruh seperti ini terjadi juga pada bumi yang berota­si.  Semua benda yang bergerak bebas, seperti arus laut, pesawat, peluru dan molekul udara nampak dibelokkan dari arah lurus yang dituju karena bumi dibawahnya berotasi.

Gaya Coriolis menyebabkan di Belahan Bumi Utara angin membelok ke kanan dari arah semula dan membelok ke kiri di Belahan Bumi Selatan.

Untuk memberi gambaran tentang hal ini, kita misalkan ada sebuah satelit yang bergerak dari utara ke selatan.  Kalau bumi tidak bergerak, arah satelit akan lurus dari utara ke selatan sejajar dengan garis meridian.  Akan tetapi bumi berotasi, membawa kita dan garis meridian kearah timur karena itu, jika dilihat dari belahan bumi utara kita akan melihat satelit seperti bergerak ke barat-daya, bukan ke selatan (bergerak lebih kanan dari­pada arah semula). 

Di Belahan Bumi Selatan, arah rotasi bumi adalah searah jarum jam jika dilihat dari atas kutub selatan.  Sebagai akibatnya satelit yang bergerak dari kutub selatan akan terlihat menuju barat laut, atau menyimpang ke kiri dari arah semula.

Kekuatan dari gaya coriolis beragam tergantung pada kecepatan benda bergerak dan tinggi lintang.  Semakin tinggi kecepatan angin, semakin kuat juga gaya ini.  Dengan kata lain, makin kencang angin makin besar terjadi penyimpangan.  Gaya coriolis untuk semua kecepatan angin meningkat dari nilai 0 di ekuator sampai nilai maksimum di kutub.

Secara singkat, untuk seorang pengamat di permukaan bumi, sebuah objek yang bergerak sembarang arah di Belahan Bumi Utara akan disimpangkan ke sebelah kanan dari arah semula dan akan disimpangkan ke sebelah kiri di Belahan Bumi Selatan dengan besar penyimpangan tergantung pada:

1.  rotasi bumi

2.  lintang tempat

3.  kecepatan objek

Perlu diingat bahwa gaya coriolis hanya mempengaruhi arah angin dan bukan kecepatannya.  Gaya coriolis mempengaruhi semua gerakan relatif terhadap permukaan bumi, tetapi pada sebagian besar pengalaman sehari-hari, gaya koriolis begitu kecil dan dapat diabaikan.  Gaya coriolis juga bernilai minimum untuk angin berskala kecil seperti angin darat-laut, hanya jika angin bertiup di atas daerah yang luas, pengaruh gaya ini nyata.

5.4  Aliran angin di atas permukaan            

Telah dibahas bahwa GGT adalah gaya penggerak angin dan Gaya Coriolis hanya mempengaruhi arah angin.  Berikutnya akan kita lihat bagaimana kedua gaya ini mempengaruhi angin di atas permukaan, yaitu angin yang bertiup diatas lapisan friksi (bebas gesekan) - sebuah daerah yang biasanya berada pada 1000 m diatas tanah.

Angin Geostrofik

Gambar 5.9 menunjukkan sebuah peta dari Belahan bumi utara, dengan keragaman tekanan horizontal pada keting­gian kira-kira 1 Km.  Jarak yang sama antar isobar menun­jukkan GGT yang konstan dari arah selatan ke utara seper­ti yang ditunjukkan oleh panah di sebelah kiri.  Bagaima­na bisa terjadi bahwa peta menunjukkan angin barat ?  Kita akkan mempelajari hal ini dengan mengikuti arah paket udara mulai dari titik 1.

Pada posisi 1, GGT bekerja langsung terhadap paket udara, memberi percepatan ke arah utara ke daerah bertekanan rendah.  Akan tetapi begitu udara mulai bergerak, gaya Coriolis membelokkan udara menuju ke sebelah kanan.  Sejalan dengan makin tingginya kecepatan, kekuatan gaya Coriolis meningkat juga (ditunjukkan dengan panah yang makin panjang), dan angin makin berbelok ke kanan. 

Pada akhirnya, kecepatan angin bertambah sampai ke titik pada saat gaya Coriolisnya sama kuat dengan GGT.  Di titik ini (posisi 5), angin tidak lagi dipercepat karena gaya netto adalah nol, pada titik ini  angin bergerak lurus, paralel terhadap isobar dengan kecepatan konstan.  Aliran udara seperti inilah yang disebut angin Geostro­fik. 

Di belahan bumi utara angin ini bertiup dengan daerah tekanan rendah di sebelah kiri dan daerah tekanan tinggi di sebelah kanan.  Kecepatan angin geostrofik berhubungan langsung  dengan gradien tekanan yang dapat diduga dari besarnya jarak antar isobar.

Jika aliran udara murni bersifat geostrofik, berarti garis-garis  isobar-isobar yang ada lurus dan berjarak sama dan kecepatan angin konstan.  Di atmosfir, hal seperti ini jarang terjadi, sehingga angin geostrofik biasanya hanyalah perkiraan dari angin yang sebenarnya.  Akan tetapi, perkiraan ini cukup tepat sehingga membantu kita memahami bagaimana gerakan angin di tempat yang tinggi.

Angin di Sekitar Daerah Tekanan Tinggi dan Rendah

Perhatikan aliran angin di sekitar tekanan rendah (BBU) pada Gambar 5.10a.  Mula-mula nampak seakan-akan angin melawan gaya Coriolis dengan berbelok ke kiri ketika angin bergerak melawan arah jarum jam mengelilingi sis­tem.  Mari kita pelajari mengapa angin berlaku seperti ini.

Misalkan sebuah paket pada awalnya berada di posisi 1.  GGT memberi percepatan terhadap udara menuju pusat yang bertekanan rendah dan Gaya Coriolis membelokkan udara ke sebelah kanan sampai udara bergerak paralel terhadap isobar pada posisi 2.  Jika angin ini bersifat geostro­fik, pada posisi 3 udara akan bergerak ke utara paralel terhadap isobar yang berupa garis lurus dengan kecepatan tetap.  Kenyataannya angin memang bergerak konstan, tetapi para­lel dengan isobar yang melengkung.  Angin yang bertiup dengan kecepatan konstan dan sejajar dengan isobar yang melengkung diatas daerah bebas gesekan disebut Angin Gradien.

Gambar 5.9.  Diatas lapisan friksi, udara yang awalnya diam akan mendapat percepatan sampai akhirnya bergerak sejajar isobar dengan kecepatan tetap karena gaya gradien tekanan diimbangi oleh gaya coriolis.  Angin yang bertiup pada kondisi seperti ini disebut Geostrofik.

Dalam fisika dasar kita telah pelajari bahwa sebuah objek akan mendapat percepatan jika kecepatan atau arahnya berubah (atau kedua-duanya).  Karena itu, angin gradien yang bertiup mengelilingi daerah tekanan rendah secara tetap dipercepat karena arahnya terus berubah.  Percepa­tan ini disebut percepatan centripetal yang mengarah ke sudut kanan angin menuju ke pusat tekanan rendah.

Menurut Hukum Newton II, jika sebuah objek mendapat percepatan, akan terdapat gaya neto yang bekerja pada objek tersebut.  Dalam hal ini gaya neto yang bekerja pada angin pasti mengarah ke pusat tekanan rendah sehing­ga angin terus bergerak mengelilingi sistem dan gaya ini disebut gaya centripetal, yang merupakan hasil ketidak-seimbangan antara gaya coriolis dan GGT.

Perhatikan sekali lagi, posisi 3 pada Gambar 5.10a.  Terlihat bahwa GGT yang menuju pusat tekanan lebih besar dari gaya Coriolis yang mengarah ke luar tekanan.  Perbe­daan kedua gaya tersebut atau gaya neto adalah gaya sentripetal yang menuju ke pusat tekanan. 

Pada Gambar 5.10b, angin di seputar daerah tekanan tinggi bertiup searah jarum jam mengelilingi pusat sistem.  Agar angin tetap berputar, gaya Coriolis yang menuju ke dalam harus lebih besar daripada GGT yang menuju ke luar sis­tem, sehingga gaya centripetal (gaya neto) mengarah ke pusat tekanan.

Di Belahan Bumi Selatan, GGT memulai pergerakan angin dan Coriolis membelokkan angin ke kiri, sehingga menyebabkan angin bertiup searah  jarum jam di tekanan rendah dan melawan jarum jam di daerah tekanan tinggi.  Sedangkan di dekat ekuator, gaya coriolis minimum, angin di daerah ini disebut Cyclostrofik.

5.5  Angin di permukaan bumi

Angin di dekat permukaan bumi tidak bertiup benar-benar paralel terhadap isobar, sebaliknya angin memotong iso­bar, bergerak dari tekanan tinggi ke tekanan rendah. 

Gambar 5.10.   Angin dan gaya yang berhubungan disekitar daerah tekanan tinggi dan rendah diatas lapisan friksi di Belahan Bumi Utara.

Hal ini disebabkan didekat permukaan bumi banyak terdapat gaya gesek (friksi). Dalam Gambar 5.11a, angin di atas permukaan bertiup pada level tanpa gaya friksi karena jauh dari permukaan.  Pada ketinggian ini (kira-kira 1 Km), angin bersifat geostro­fik dan bertiup paralel terhadap isobar dengan GGT di sebelah kiri yang diimbangi Coriolis di sebelah kanan.  Pada permukaan bumi, GGT yang sama tidak menghasilkan kecepatan angin yang sama, dan angin juga tidak bergerak dengan arah yang sama seperti pada ketinggian yang bebas gesekan.

Di dekat permukaan, friksi mengurangi kecepatan angin yang akibatnya juga melemahkan gaya Coriolis.  Coriolis yang melemah ini tidak lagi seimbang dengan GGT dan angin bertiup memotong isobar menuju pusat tekanan rendah.  GGT sekarang diimbangi oleh jumlah gaya Coriolis dan gaya friksi. 

Karena itu, di Belahan bumi utara kita jumpai angin permukaan bertiup melawan arah jarum jam menuju ke teka­nan rendah dan bertiup searah jarum jam keluar dari tekanan tinggi (Gambar 5.10b).  Di Belahan bumi selatan, angin bertiup searah jarum jam dan menuju pusat tekanan rendah, berlawanan arah jarum jam keluar pusat tekanan tinggi.

Dalam Gambar 5.11a, sudut   dimana angin memotong isobar sampai batasan tertentu tergantung pada kekasaran permu­kaan.  Diatas daerah yang berbukit-bukit, sudut   dapat mencapai 35 - 40o, sementara diatas air yang relatif halus   rata-rata 10 - 15o.  Sudut ini juga dipengaruhi kecepatan angin, umumnya   kecil jika angin kuat dan besar jika angin lemah.

Gambar 5.11.  Pengaruh dari gesekan permukaan adalah melemahkan angin sehingga di dekat permukaan bumi angin memotong isobar dan menuju tekanan rendah.  Fenomena ini menghasilkan aliran udara keluar pusat tekanan di sekitar tekanan tinggi dan menuju pusat tekanan disekitar daerah tekanan rendah. 

5.6  Sirkulasi umum di atmosfir

Seperti sudah dibahas sebelumnya, penyebab utama dari adanya sirkulasi adalah perbedaan pemanasan di permukaan bumi.  Kita juga telah mengetahui bahwa secara rata-rata di seluruh bumi, radiasi surya yang datang sama dengan radiasi gelombang panjang yang pergi.  Akan tetapi, keseimbangan ini tidak dipertahankan di setiap lintang karena daerah tropis mendapat surplus neto sedang daerah kutub menderita kehilangan. 

Untuk menyeimbangkan hal ini, atmosfir mengangkut udara panas menuju kutub dan udara dingin menuju daerah tropis.  Meskipun nampaknya sederhana, arus udara dalam keadaan yang sebenarnya agak rumit dan tidak semua telah dipaha­mi.  Untuk memberi pemahaman yang baik, akan dipelajari beberapa model (sebuah analogi buatan) yang menghilangkan beberapa kerumitan dari sirkulasi udara.

Sebelum kita pelajari aliran udara secara global, harus diingat bahwa aliran ini hanya mewakili arus udara secara rata-rata di seputar bumi ini.  Angin yang sebenarnya pada tempat dan waktu tertentu bisa sangat beragam di­bandingkan dengan pola rata-rata ini.

Model Satu Sel

Dalam model ini kita asumsikan bahwa permukaan bumi secara seragam tertutup oleh air, sehingga tidak ada perbedaan pemanasan antara tanah dan air.  Asumsi beri­kutnya, matahari selalu tepat di atas ekuator, sehingga angin tidak berganti arah karena perbedaan musim. 

Terakhir, diasumsikan bahwa bumi tidak berputar sehingga satu-satunya gaya yang harus diperhatikan adalah GGT.  Dengan aumsi-asumsi ini sirkulasi umum dari atmosfir nampak seperti Gambar 5.12, nampak bahwa di masing-masing belahan bumi terdapat sebuah sel konveksi yang besar yang digerakkan secara thermal.

Sel tersebut diberi nama Sel Hadley sesuai dengan nama penemu ide ini, George Hadley, seorang meteorologis dari Inggris di abad 18.  Sel ini dikendalikan oleh energi dari surya.  Pemanasan yang kuat di ekuator menghasilkan daerah tekanan rendah yang lebar, sementara di kutub pendinginan yang hebat menciptakan daerah tekanan tinggi. 

Sesuai dengan gradien tekanan horizontal, udara permukaan kutub yang dingin mengalir menuju ekuator, sementara di lapisan tinggi udara mengalir menuju kutub.  Jadi,  sirkulasi ini terdiri dari udara yang mengembang kemudian naik di ekuator, kemudian aliran udara ini menuju kutub di lapisan atas  dan turun di kutub, akhirnya di dekat permukaan aliran udara kembali menuju ekuator. Dengan cara ini sebagian energi yang berlebih di tropis di transportasikan sebagai panas terasa dan laten ke daerah yang mengalami defisit energi.

Gambar 5.12. Sirkulasi umum dari udara pada bumi yang tidak berotasi, secara seragam tertutup air dan matahari selalu tepat diatas ekuator

Sirkulasi yang begitu sederhana ini tidak terjadi dalam keadaan sebenarnya di bumi.  Salah satu sebabnya adalah rotasi bumi, sehingga gaya Coriolis akan membelokkan arus udara di permukaan yang menuju ke selatan dari Belahan Bumi Utara ke sebelah kanan dan yang dari Belahan Bumi Selatan ke sebelah kiri, menghasilkan angin permukaan yang bertiup dari arah timur di semua lintang. 

Angin ini bertiup berlawanan arah dengan arah rotasi bumi, karena friksi dari permukaan bumi, angin ini mung­kin akan memperlambat putaran bumi.  Ternyata hal ini tidak terjadi, dan angin di lintang tengah dalam kenya­taannya bertiup dari barat. 

Jadi dari pengamatan saja terlihat bahwa sirkulasi ter­tutup antara ekuator dan kutub bukan model yang cocok untuk bumi yang berputar.  Bagaimanakah sebenarnya angin bertiup dalam planet yang berputar?  Dengan menggunakan dua asumsi yang pertama yaitu bumi ditutupi air dan matahari selalu tetap diatas ekuator, kita akan pelajari model yang lain.

Model Tiga Sel

Jika bumi berputar, sistem konveksi yang sederhana akan terpecah menjadi rangkaian sel-sel yang berputar seperti yang tampak pada Gambar 5.13.  Meskipun lebih rumit, model ini memiliki beberapa kesamaan dengan model yang pertama.  Daerah tropis tetap merupakan daerah kelebihan energi panas dan daerah kutub kekurangan energi, bedanya pada model ini terdapat tiga sel yang bertugas mendistri­busikan ketidak seimbangan energi tersebut. 

Permukaan yang bertekanan tinggi terdapat di daerah kutub, dan daerah bertekanan rendah tetap di ekuator. Dari ekuator ke lintang 30o, sirkulasi sangat mirip dengan sel Hadley.  Dalam model ini akan dibicarakan apa yang terjadi terhadap udara diatas ekuator.

Diatas perairan-perairan di ekuator, udara panas, perbe­daan tekanan secara horizontal kecil sehingga angin lemah.  Daerah ini disebut daerah Doldrum.  Disini udara yang panas naik, seringkali berkondensasi menjadi awan cumulus yang besar dan badai. 

Panas laten yang dilepaskan membuat udara lebih mengapung dan menyediakan energi untuk memulai terjadinya sel Hadley.  Udara yang naik mencapai tropopause, sebuah lapisan yang berlaku sebagai pembatas, sehingga udara tidak dapat terus naik tertapi bergerak menyimpang menuju kutub. 

Gaya Coriolis membelokkan aliran menuju kutub ini ke kanan pada Belahan bumi utara dan ke kiri di belahan bumi selatan, menghasilkan angin barat di atas kedua belahan bumi tersebut.

Udara yang menuju ke kutub dari daerah tropis menjadi makin padat karena secara terus menerus didinginkan oleh radiasi.  Udara ini juga mulai menyatu, terutama menje­lang mencapai lintang tengah.  Pengumpulan udara di lapisan atas menghasilkan tekanan tinggi di permukaan. Karena itu, pada lintang dekat 30o, penyatuan udara di lapisan atas menghasilkan daerah bertekanan tinggi yang disebut daerah tekanan tinggi subtropis atau antisiklon. 

Begitu udara yang menyatu ini menuju ke bawah secara perlahan-lahan, udara ini menjadi panas dan kering.  Aliran ke bawah ini biasanya menghasilkan langit cerah dan suhu permukaan yang tinggi, di daerah inilah banyak dijumpai padang pasir utama di dunia ini. Di atas lautan, gradian tekanan yang kecil di tengah-tengah daerah tekanan tinggi hanya menghasilkan angin yang lemah.  Menurut lagenda, kapal-kapal yang berlayar menuju benua baru seringkali mendapat kesulitan karena angin yang lemah ini, untuk meringankan muatan awak kapal membuang kuda-kuda yang mereka bawa ke laut.  itulah sebabnya daerah ini dikenal sebagai lintang kuda.

Dari lintang kuda, sebagian dari udara permukaan bergerak kembali ke ekuator.  Karena gaya Coriolis, arahnya tidak lurus, tetapi berasal dari Timur-laut di BBU dan dari tenggara di BBS.  Angin yang bertiup tetap ini menolong kapal-kapal yang berlayar ke dunia baru sehingga angin ini dikenal sebagai Angin Perdagangan. 

Di dekat ekuator, kedua angin tersebut bertemu (angin timur-laut bertemu dengan angin tenggara) menuju satu perbatasan yang dikenal sebagai Intertropical Convergence Zone (ITCZ).  Di daerah pertemuan permukaan ini, udara naik dan meneruskan sirkulasinya kembali.

Sementara itu pada lintang 30o, tidak semua udara permu­kaan menuju ke Ekuator.  Sebagian udara menuju ke kutub dan dibelokkan ke timur, menghasilkan angin yang kira-kira berasal dari barat di kedua belahan bumi.  Aliran barat ini tidak tetap, perpindahan daerah tekanan tinggi dan rendah merubah pola aliran permukaan dari waktu ke waktu.

Pada saat udara lemah menuju ke kutub, udara ini akan bertemu dengan aliran udara dingin yang datang dari kutub.  Dua massa udara dengan suhu yang berbeda ini tidak segera bercampur.

Mereka dipisahkan oleh suatu daerah batas yang disebut Front Kutub, daerah bertekanan rendah atau disebut subtropis rendah tempat udara permu­kaan bertemu, lalu naik dan membentuk badai. 

Sebagian dari udara yang naik ini pada lapisan tinggi balik lagi ke lintang kuda, lalu turun kembali ke permu­kaan disekitar tekanan tinggi sub-tropis.  Sel di bagian tengah atau Sel Farrel menjadi lengkap waktu udara permu­kaan dari lintang kuda bertiup kearah kutub menuju front kutub.

Di balik front kutub, udara dingin dari kedua kutub dibelokkan oleh gaya coriolis sehingga secara umum beras­al dari Timur-laut.  Daerah ini disebut daerah angin timur kutub.  Dalam musim dingin, front kutub dengan udara dinginnya dapat bergerak ke lintang tengah dan ke daerah sub-tropis, menghasilkan aliran kutub yang dingin. 

Di sepanjang front, sebagian dari udara yang naik berger­ak menuju kutub dan Coriolis membelokkan angin ke barat pada lapisan atas.  Udara ini akhirnya mencapai kutub, perlahan-lahan turun ke permukaan dan mengalir kembali ke front kutub dan mengakhiri sel kutub.

Seluruh hal diatas dapat diringkas dengan melihat kembali Gambar 5.13 dan memperhatikan bahwa ada dua daerah teka­nan tinggi utama dan dua daerah tekanan rendah utama.  Daerah tekanan tinggi terjadi di dekat lintang 30o dan kutub, daerah tekanan rendah di atas ekuator dan dekat lintang 60o sekitar front kutub. 

Dengan mengetahui bagaimnana angin bertiup sekitar sis­tem-sistem ini, kita mendapat gambaran umum dari angin permukaan di seluruh dunia.  Angin-angin tersebut adalah :Angin perdagangan mempunyai wilayah dari daerah tekanan tinggi di sub-tropis ke ekuator, Angin barat dari daerah tekanan tinggi sub-tropis ke front kutub, dan Angin Kutub timur dari kutub ke front kutub.

5.7 Sistem Angin Lokal

Di permukaan lokal dengan jarak tidak lebih dari beberapa kilometer, dapat terjadi tekanan atmosfir tinggi dan rendah.  Hal ini dapat terjadi karena atmosfir memanas atau mendingin.  Dengan demikian sirkulasi udara dapat terbentuk oleh karena perbedaan suhu udara, udara yang lebih panas akan naik dan yang lebih dingin akan turun.  Proses ini disebut sirkulasi termal.

Angin darat dan Angin laut

Angin laut adalah salah satu bentuk dari sirkulasi ther­mal.  Pemanasan yang tidak sama antara tanah dan air adalah penyebab dari angin dengan skala meso yang terjadi di daerah pantai.  Sepanjang siang hari, daratan lebih cepat panas dibanding dengan air dan pemanasan yang intensif menyebabkan tekanan rendah diatas daratan. 

Udara diatas perairan masih tetap lebih dingin dibanding udara diatas daratan, karenanya tekanan udara tinggi terjadi diatas lautan.  Effek dari distribusi tekanan ini secara umum adalah terjadinya angin laut yang bertiup dari laut ke darat.  Karena beda tekanan yang paling besar terjadi di perbatasan antara laut-darat, angin terkuat juga terjadi di daerah ini dan makin ke darat makin berkurang.

Pada waktu malam, daratan lebih cepat menjadi dingin dibanding lautan.  Udara di atas daratan menjadi lebih dingin dibanding lautan dan kembali menciptakan distri­busi tekanan dengan tekanan tinggi sekarang berada diatas daratan.  Sekarang angin bertiup dalam arah yang berlawa­nan dari darat ke laut dan menjadi angin darat.  Perbe­daan suhu antara darat-laut biasanya lebih kecil pada waktu malam daripada pada waktu siang, sehingga angin darat lebih lemah dibanding angin laut.

Gambar 5.14

Angin Gunung dan Angin Lembah

Angin-angin ini terjadi disepanjang lereng gunung.  Perhatikan Gambar 5.15, terlihat bahwa sepanjang siang hari, sinar matahari memanaskan dinding lembah yang akhirnya memanaskan udara yang  menyentuh dinding lembah.  Udara yang dipanaskan, menjadi lebih ringan dibanding udara yang lain pada ketinggian yang sama, sehingga udara yang ringan tersebut akan naik dengan perlahan dan dise­but angin lembah.  Pada waktu malam, aliran ini berbalik. lereng gunung mendingin lebih cepat dan mendinginkan udara yang menyen­tuh dinding gunung.  Makin dingin, makin padat udara tersebut dan berat sehingga udara mengalir menuruni lembah membentuk angin gunung.

Gambar 5.13.  (a) menunjukkan distribusi angin dan teka­nan diatas bumi yang seragam tertutup air, dan berotasi. (b) menunjukkan nama dari angin-angin di permukaan dan sistem tekanan dari bumi yang tertutup air dan berotasi. 

Di kebanyakan tempat, angin yang mengalir keatas mulai terjadi pada awal pagi hari, mencapai kecepatan tertinggi menjelang tengah hari dan arah yang berlawanan terjadi menjelang malam.  Angin yang menuruni lembah mulai terja­di dan mencapai puncaknya biasanya sesaat sebelum pagi tiba.

Gambar 5.15

Angin yang berubah secara musiman -angin Monsoon

Kata "monsoon" berasal dari bahasa arab yang berarti musim sehingga angin monsoon adalah angin yang berubah-ubah menurut musim, bertiup dari arah tertentu pada musim panas dan dari arah lain pada musim dingin.  Angin ini terutama mempengaruhi Asia Timur dan Asia Selatan.

Ada kesamaan antara monsoon dan angin laut dalam skala besar.  Sepanjang musim dingin dibagian utara, udara diatas benua menjadi jauh lebih dingin daripada udara diatas lautan sehingga tercipta daerah bertekanan tinggi yang amat luas diatas benua Siberia yang menghasilkan sirkulasi udara yang mengikuti arah jarum jam yang menga­lir keluar keatas Lautan Hindia dan Laut Cina Selatan. 

Udara yang berasal dari antisiklon dan gerakan menurun dari angin Timur laut dari tengah benua yang luas menye­babkan Asia Timur dan Selatan memiliki cuaca cerah dan musim kering.  Dengan demikian untuk wilayah ini Monsoon musim dingin berarti udara cerah (musim kering) dengan angin bertiup dari benua ke lautan.

Di Indonesia, angin yang telah melalui lautan dan bertiup sebagai Angin Timur Laut justru membawa uap air dan menghasilkan hujan terutama di bagian Utara Indonesia dan akhirnya juga ke bagian Selatan dan Tenggara.

Jika bagian utara mengalami musim panas, pola aliran angin dengan sendirinya berbalik karena udara di atas benua lebih panas daripada lautan.  Tekanan rendah terja­di diatas benua dan udara panas ini naik lalu udara di sekitarnya bereaksi dengan bertiup berlawanan arah jarum jam menuju tekanan rendah. 

Gerakan udara ini menghasilkan angin yang membawa uap air karena berasal dari lautan menuju daratan.  Udara yang lembab ini menyatu dengan aliran kering yang bertiup dari barat sehingga udara naik; pengangkatan udara juga terja­di oleh kehadiran bukit dan gunung-gunung.  Pengangkatan ini mendinginkan udara dan mencapai titik jenuh dan akhirnya menghasilkan hujan lebat .  Karena itu  untuk Asia Timur dan Selatan Monsoon musim panas berarti musim hujan dan angin bertiup dari darat ke laut.

Di Indonesia saat itu akan lebih dipengaruhi musim dingin di Selatan (Australia) sehingga tekanan tinggi akan berada di daerah ini, dan angin bertiup dari Australia sebagai Angin Tenggara yang hanya membawa sedikit uap air, sehingga secara umum terutama di bagian Selatan dan Tenggara Indonesia mengalami musim kemarau.

Gambar 5.16

Free Template Blogger collection template Hot Deals BERITA_wongANteng SEO theproperty-developer