A. Komposisi atmosfer bumi
Atmosfer bumi terdiri dari campuran bermacam-macam gas yang menyelubungi seluruh permukaan bumi. Atmosfer bumi merupakan bagian yang takterpisahkan dari bumi, karena adanya pengaruh gaya tarik (gaya gravitasi) bumi.
Keadaan atmosfer bumi makin keatas (makin tinggi) keadaannya semakin menipis, sehingga pada ketinggian tertentu (sekitar ketinggian 1000 km) keadaan atmosfer sudah sedemikian tipisnya, sehingga sering disebut ruang hampa . Berdasarkan penelitian, separuh dari massa atmosfer bumi terdapat hingga ketebalan sekitar 30 km dari permukaan bumi. Dengan demikian tidak ada batas-batas yang nyata antara atmosfer bumi dengan ruang angkasa luar atau ruang hampa udara, sehingga ketinggian atmosfer bumi juga tidak dapat ditentukan secara pasti.
Di bagian bawah (hingga ketinggian sekitar 80 km dari permukaan laut), atmosfer bumi terdiri dari campuran berbagai macam gas dengan perbandingan yang dapat dikatakan sama, kecuali untuk gas Ozon (O3), Karbon dioksida (CO3), dan Uap air (H2O). Adapun komposisi atmosfer dalam keadaan kering (tanpa uap air) adalah sebagai berikut :
Tabel 1 komposisi gas di atmosfer pada kondisi yang dianggap kering
Selain dari gas-gas tersebut, di lapisan bagian bawah hampir selalu terdapat uap air, namun karena keadaan uap air tersebut jumlahnya sangat berubah-ubah, maka tidak dapat dimasukkan didalam table gas di atas.
Sebenarnya atmosfer bumi dapat dikatakan tidak pernah kering, karena didalamnya selalu terdapat uap air walaupun dalam jumlah yang sedikit sekali. Jumlah uap air di dalam atmosfer selalu berubah-ubah terhadap waktu dan tempat. Di atas lautan dan wilayah pantai daerah tropis yang panas, kadar uap air di atmosfer dapat mencapai sekitar 3%, tetapi sebaliknya di beberapa tempat di daerah continental (benua) dekat kutub, hanya terdapat kadar uap air yang sangat sedikit.
Peranan uap air di atmosfer sangat besar, karena meskipun jumlahnya relative sedikit, dapat menimbulkan variasi cuaca yang cukup besar. Dapat dikatakan sebagian besar dari perubahan cuaca terjadi karena adanya pemusatan kadar uap air di dalam atmosfer, terutama rata-rata hingga ketinggian di bawah 6 km, dimana terdapat kadar uap air yang tinggi di dalam atmosfer.
Masuknya uap air ke dalam atmosfer bumi ialah melalui proses penguapan dari air yang ada di permukaan bumi (lautan, danau, sungai, dls), permukaan tanah yang basah, maupun penguapan yang berasal dari tumbuhan dan makhluk hidup lainnya. Uap air di atmosfer dapat berubah dalam bentuk cair atau padat, yang akhirnya dapat jatuh kembali kepermukaan bumi sebagi hujan, salju, atau embun.
B. Lapisan atmosfer bumi
Lapisan-lapisan atmosfer bumi dapat ditentukan berdasarkan komposisinya, reaksi kimianya, ionisasinya, profil temperaturnya, dls. Berdasarkan profil temperaturnya, atmosfer bumi dapat dibedakan menjadi empat lapisan sebagai berikut :
1) Troposfer
merupakan lapisan atmosfer terbawah dari susunan atmosfer bumi. Dalam lapisan ini umumnya temperature menurun terhadap ketinggian, dengan laju penurunan temperature rata-rata sekitar 6 – 7° C setiap kenaikan satu kilometer, yang terjadi mulai dari lapisan paling bawah hingga sekitar pertengahan lapisan tersebut. Di dalam lapisan troposfer ini sering didapati suatu lapisan tipis, dimana temperature semakin naik terhadap ketinggian, lapisan ini dikenal dengan lapisan inversi. Bagian paling atas dari troposfer disebut lapisan Tropopause, yang merupakan lapisan batas antara lapisan troposfer dengan lapisan stratosfer. Ketinggian lapisan tropopause selalu berubah-ubah dan tidak rata. Di atas daerah tropis ketinggian tropopause rata-rata sekitar 18 km, sedangkan di daerah kutub sekitar 8 km saja.
2) Stratosfer
merupakan lapisan atmosfer di atas tropopase hingga ketinggian sekitar 50-55 km. Pada lapisan stratosfer ini umumnya temperature mula-mula tetap hingga ketinggian 20 km, disebut sebagai lapisan isothermik, kemudian dari 20 s/d 32 km temperature naik secara perlahan, dan di atas ketinggian 32 km temperature naik secara cepat, dimana pada bagian paling atas dari lapisan stratosfer ini mempunyai temperature yang hamper sama dengan suhu di permukaan bumi. Batas antara lapisan stratosfer dengan lapisan di atasnya di sebut lapisan lapisan Stratopause.
3) Mesosfer
merupakan lapisan atmosfer di atas stratosfer yang dimulai dari lapisan stratopause ke atas. Pada lapisan mesosfer terjadi penurunan temperature terhadap ketinggian, dimana penurunan temperature tersebut dapat terjadi hingga mencapai -90° C atau lebih rendah lagi, pada ketinggian sekitar 80 km, yang merupakan lapisan teratas dari mesosfer. Batas antara lapisan mesosfer dengan lapisan di atasnya disebut dengan lapisan Mesopause.
4) Thermosfer
merupakan lapisan atmosfer di atas mesosfer, dimana terdapat kenaikan temperature terhadap ketinggian. Pada lapisan ini terjadi proses ionisasi dimana ion-ion terpisah dengan electron-elektron, sehingga lapisan ini juga disebut sebagai lapisan Ionosfer. Dalam kehidupan sehari-hari lapisan Thermosfer atau lapisan Ionosfer ini dipergunakan untuk memantulkan gelombang radio.
Gambar 1. Lapisan-lapisan atmosfer
C. Faktor Umum Pembentuk Cuaca Dan Iklim
1) Radiasi Matahari
Radiasi matahari merupakan sumber bahang (energy) utama bagi atmosfer dan permukaan bumi. Rata-rata sekitar 65% dari radiasi matahari yang dating diserap oleh permukaan bumi dan atmosfer, yang kemudian diubah menjadi panas. Radiasi matahari merupakan penyebab adanya sirkulasi di atmosfer maupun di lautan. Bahang yang diserap oleh permukaan bumi dan atmosfer tidak begitu saja hilang , tetapi diubah menjadi panas dan tenaga gerak di dalam atmosfer maupun lautan. Bahang yang diserap oleh atmosfer dan permukaan bumi sebagian akan dipancarkan kembali ke angkasa luar, dengan neraca yang seimbang, dengan demikian neraca radiasi matahari dalam system bumi-atmosfer selalu berada dalam kondisi yang seimbang. Namun demikian kesimbangan neraca radiasi tersebut ternyata tidak selalu sama pada semua tempat di permukaan bumi. Diantara lintang 35° Belahan Bumi Utara (BBU) dan Selatan (BBS), bahang lebih banyak diserap oleh permukaan bumi dari pada yang dipancarkan balik ke ruang angkasa sehingga daerah ini merupakan daerah yang surplus bahang, sedangkan pada daerah antara 35° ke arah kutub Utara dan Selatan, radiasi bahang lebih banyak yang di pancarkan kembali, menyebabkan daerah tersebut menjadi daerah yang mengalami kekurangan bahang. Daerah yang paling panyak menerima radiasi matahari terdapat pada daerah antara 5° LS pada bulan Januari hingga 15° LU pada bulan Juli, dikenal sebagai daerah thermal equator. Namun demikian kenyataannya gradient temperature yang terjadi tidaklah terlalu besar, hal tersebut disebabkan oleh adanya proses perpindahan panas di atmosfer maupun di lautan, dari daerah yang surplus bahang (daerah khatulistiwa dan sekitarnya) ke daerah yang defisit bahang.
2) Sirkulasi Angin
Seperti telah dipaparkan pada sebelumnya, adanya perbedaan penyerapan panas oleh permukaan bumi, menyebabkan timbulnya aliran udara di atmosfer. Timbulnya aliran udara tersebut karena dipicu oleh terjadinya perbedaan tekanan udara di permukaan bumi yang disebabkan oleh adanya perbedaan tekanan udara akibat adanya perbedaan pemanasan di permukaan bumi. Di daerah equator yang panas kerapatan udara menjadi rendah sehingga menjadi lebih ringan dibandingkan dengan sekitarnya. Massa udara tropis yang panas dan lebih ringan tersebut cenderung akan bergerak ke atas hingga ketinggian sekitar 20 km, kemudian bergerak kearah utara dan selatan, yang kemudian mengendap kembali di sekitar lintang 25-30°. Udara yang mengendap tersebut temperaturnya telah menjadi rendah, dan di lapisan atmosfer dekat permukaan bumi akan bergerak kembali ke arah daerah equatorial, begitu seterusnya.
Pola sirkulasi atmosfer bumi biasa disebut sebagai “sirkulasi umum”, dan pada lapisan atmosfer dekat permukaan bumi, pola sirkulasi umum tersebut dapat dikelompokkan menjadi tiga daerah “sabuk angina”, yaitu :
a. Sabuk Angin Polar Timuran : antara 60 – 90° Lintang
b. Sabuk Angin Baratan : antara 30 - 60° Lintang
c. Sabuk Angin Timuran Tropis : antara 0 - 30° Lintang, biasa
disebut sebagai Trade Winds.
Pola sirkulasi atmosfer yang terjadi di daerah equatorial dan daerah sub tropis ini dikenal dengan pola sirkulasi Hadley (Gambar.1.4). Demikianlah sirkulasi umum atmosfer bumi membentuk “sabuk daerah tekanan rendah dan tekanan tinggi” di daerah-daerah pada lintang yang berbeda di seluruh bagian bumi.
Gambar 2. Peredaran umum atmosfer bumi
3) Sirkulasi Angin Lokal
Peredaran atmosfer pada skala lokal biasanya disebut juga sebagai sirkulasi lokal. Sepertihalnya dengan sirkulasi umum atmosfer, sirkulasi lokal terbentuk karena adanya perbedaan pemanasan permukaan bumi pada daerah yang lebih sempit/ kecil. Perbedaan pemanasan lokal tersebut terutama disebabkan oleh perbedaan pemanasan pada malam dan siang hari, yang kemudian memicu timbulnya sirkulasi lokal. Sebagai contoh pada siang hari akan bertiup angin dari arah lautan kea rah daratan, karena daratan lebih panas sehingga tekanannya lebih rendah. Sebaliknya pada malam hari akan bertiup angi dari arah daratan menuju lautan, karena lautan relative lebih panas sehingga tekanan udaranya lebih rendah.
Gambar 3. Sirkulasi lokal, angin Laut, terjadi pada siang hari
Gambar 4. Sirkulasi lokal, angin Darat, terjadi pada malam hari
D. Gangguan Utama Cuaca dan Iklim di Indonesia
1) Monsun
Pada saat musim panas di BBU, suhu udara di daratan Eropa dan Asia menjadi panas. Udara di atas daratan tersebut mendapat pemanasan yang lebih banyak dari perairan di daerah sekitarnya, yang menyebabkan Palung Tekanan Rendah Khatulistiwa dan ITCZ bergeser ke arah utara hingga mencapai sekitar wilayah India dan Cina bagian Selatan. Akibatnya dari dareah sabuk tekanan tinggi BBS akan mengalir angin dari arah Tenggara menuju daerah ITCZ, dibelokkan ke arah kanan oleh gaya korioli pada saat melintasi khatulistiwa, dan membentuk daerah angin monsun baratan pada daerah yang terletak antara khatulistiwa dan ITCZ. Demikian juga halnya, pada saat musim panas di BBS, pemanasan yang terjadi di atas daratan Benua Australia menyebabkan pergeseran letak ITCZ bergeser ke arah selatan melintasi wilayah Indonesia.
Di daerah yang iklimnya dipengaruhi oleh pola peredaran monsun, arah angin terbanyak/dominan yang bertiup pada periode musim hujan berlawanan arahnya dengan arah angin terbanyak/dominan yang bertiup pada periode musim kemarau. Misalnya, untuk wilayah Indonesia sebelah selatan, musim hujan jatuh pada periode musim angin barat (monsun barat), sedangkan musim kemarau jatuh pada periode angin timur (monsun timur). Perubahan arah angin yang terjadi pada periode musim hujan dan musim kemarau tersebut terjadi seiring dengan pergeseran posisi Palung Tekanan Rendah Khatulistiwa dan ITCZ dari utara ke selatan, kemudian ke utara lagi, demikian seterusnya sepanjang tahun.
Pada periode antara bulan Nopember – Pebruari, hamper di sebagian besar wilayah Indonesia didominasi oleh angin dari arah Barat Laut yang lembab, sehingga menyebabkan banyak terjadi hujan pada periode tersebut, walaupun pada kenyataanya untuk daerah-daerah yang terletak di sebelah selatan daerah pegunungan mendapat curah hujan yang lebih sedikit dibandingkan dengan daerah yang terletak di bagian barat. Sedangkan mulai bulan April, aliran udara yang relatif lebih kering mengalir dari arah selatan, menjadi angin timuran ketika melintasi wilayah Indonesia, menandai datangnya awal musim kemarau di wilayah Indonesia, yang dapat berlangsung hingga bulan Nopember untuk wilayah Indonesia bagian selatan-tenggara.
2) El Nino dan La Nina
El Nino (dibaca El Ninyo), berasal dari bahasa spanyol yang berarti anak lelaki, merupakan fenomena laut, yang ditandai dengan muculnya arus laut hangat di sepanjang pantai Ecuador dan Peru sekitar bulan Desember, dan berlangsung hanya beberapa minggu atau bulan. Namun pada periode antara tiga hingga tujuh tahun sekali, peristiwa El Nino berlangsung lebih lama, yang membawa dampak yang cukup besar pada pola peredaran atmosfer di bumi.
Berdasarkan data yang ada, dalam kurun waktu empat puluh tahun yang lalu, tercatat sepuluh kali peristiwa El Nino yang serius, dan dua peristiwa paling serius tercatat pada kejadian El Nino tahun 1982-1983 dan 1997-1998. (Tabel 2), dimana beberapa kejadian El Nino berlangsung lebih dari satu tahun.
Fenomena El Nino pada umumnya terjadi pada saat peredaran “Trade Wind” timuran melemah, diikuti dengan aliran air hangat dari Samudera Pasifik Barat ke arah timur dan bergesar ke arah timur mencapai pantai Amerika Selatan. Masuknya air hangat tersebut berdampak secara significant terhadap populasi bahkan matinya ikan-ikan di daerah-daerah sepanjang pantai Amerika Selatan, karena dengan perubahan temperatur air laut dari dingin menjadi hangat, akan memicu pengendapan massa air laut, yang berakibat pada berkurangnya populasi plankton yang menjadi sumber makanan bagi ikan-ikan. (Gambar )
Pada periode El Nino, hujan tropis yang biasanya berada di sekitar wilayah Indonesia akan bergeser ke arah timur, sehingga secara umum mempengaruhi pola peredaran atmosfer global. Perubahan pola sirkulasi atmosfer global tersebut secara dramatis, pada kondisi tertentu, akan membawa konsekwensi pada perubahan pola cuaca secara global pula, dimana akan diikuti dengan munculnya fenomena cuaca ekstrim, misalnya kekeringan di Afrika Selatan, India bagian selatan, Srilangka, Pilipina, Indonesia, Australia, Peru bagian selatan, Bolivia bagian barat, Mexico, dan Amereka Tengah; sebaliknya hujan lebat dan banjir dapat terjadi di Bolivia, Ecuador, Peru Utara, Cuba, dan daerah-daerah di Amerika Serikat.
Tabel 2 : Tahun El Nino
Sumber : Departement of Atmospheric Sciences, The University of Illinois.
Gambar 5 Kejadian El-Nino dan Non El-Nino serta pengaruhnya terhadap pusat pertumbuhan awan
Gambar 6 Penyimpangan Suhu Permukaan Air laut pada periode El-Nino tahun 1982
Fenomena alam yang bertentangan dengan El Nino adalah La Nina, yang dalam bahasa spanyol berarti anak perempuan, dimana terjadi penyimpangan suhu permukaan laut yang lebih dingin di kawasan perairan Equatorial Pasifik Timur. Secara umum kalau dihitung munculnya El Nino dua kali lebih sering terjadi dibandingkan dengan kejadian La Nina (Tabel 3).
Tabel 3 Tahun La Nina
Sumber : Departement of Atmospheric Sciences, The University of Illinois.
3) Madden Julian Oscillation (MJO)
Madden Julian Oscillation (MJO), merupakan fenomena gangguan cuaca yang cukup penting untuk daerah tropis, pertama kali ditemukan oleh Madden dan Julian pada tahun 1971/1972, dengan memberi nama “gelombang 40 – 50 harian”, dan di kemudian hari hingga saat ini MJO lebih popular dengan sebutan “gelombang 30 – 60 harian”.
MJO merupakan gangguan cuaca musiman daerah tropis, dengan cirri-ciri arah gerakannya yang selalu diawali dari perairan tropis Samudera Hindia, pada daerah sekitar 10° LU - 10° LS, berupa “pusat panas” yang bergerak ke arah Samudera Pasifik di bagian timur. MJO secara spesifik dapat diamati dari pola gerakan daerah aktifitas konvektif maximum, yang merupakan daerah pertumbuhan awan-awan Cb (Gambar.1.9)
Daerah gangguan MJO dapat mencapai sekitar 3.000 km, mulai dari Sumatera hingga Irian Jaya. Pada kondisi atmosfer yang lembab dan labil, dapat memicu peningkatan aktifitas MJO, yang diikuti dengan peningkatan curah hujan dalam dua minggu atau lebih. MJO juga diduga sebagai salah satu faktor pencetus aktifitas monsun.
Gambar 7. MJO diamati berdasarkan data radiasi gelombang panjang dari satelit cuaca
4) Siklon Tropis
Siklon Tropis (TS) merupakan salah gangguan cuaca daerah tropis yang cukup penting, baik dilihat dari peranannya pada sistem cuaca secara umum, maupun dari dampak yang dapat ditimbulkannya terhadap kehidupan di bumi.
Siklon tropis umumnya tumbuh dan berkembang di perairan tropis yang hangat, dengan beberapa syarat/ kondisi yang memungkinkan pertumbuhannya, paling tidak harus ada empat persyaratan yang harus dipenuhi , yaitu :
a. Daerah lautan yang hangat dengan suhu minimal 26,5° C hingga kedalaman sekitar 50 m.
b. Kelembapan udara diatas perairan tersebut harus cukup lembab hingga ketebalan sekitar 5 km.
c. Kondisi atmosfer yang labil, dimana laju penurunan suhu udara terhadap ketinggian harus cukup besar
d. Jarak terdekat dengan Khatulistiwa adalah sekitar 500 km, dimana gaya koriolis diperlukan untuk dapat menimbulkan sirkulasi yang mendekati keseimbangan angin gradient (lihat gaya yang mempengaruhi pergerakan angin).
e. Perbedaan kecepatan angina vertical yang rendah, yaitu sekitar 10 m/detik, karena pada kecepatan vertical yang besar justru akan menghambat perkembangan Siklon Tropis.
Berdasarkan uraian di atas, dapat disimpulkan bahwa Siklon Tropis tidak dapat tumbuh dan berkembang di wilayah Indonesia. Namun demikian, keberadaan siklon tropis sebagai salah satu motor penggerak sirkulasi atmosfer wilayah tropis, secara tidak langsung akan berdampak pula terhadap dinamika cuaca di wilayah Indonesia. Sebagai contoh, munculnya Siklon Tropis di Samudera Pasifik dapat menyebabkan peningkatan kecepatan angin di wilayah Indonesia, dimana pada daerah-daerah tertentu cuacanya akan lebih panas dan kering, namun pada daerah-daerah tertentu dimana terjadi pertemuan arus angin akan mendapat banyak hujan.
Gambar 8. Pertumbuhan Siklon Tropis.
Gambar 9. Siklon tropis SUDAL di Samudera Pasifik, 14 April 2004
5) Dipole Mode
Dipole Mode, adalah gejala alam yang indikatornya merupakan nilai perbedaan (selisih) suhu muka laut Samudera Hindia di perairan pantai timur Afrika dengan perairan di sebelah barat Sumatera. Secara umum dipole mode akan mempengaruhi suplai uap air atau awan-awan hujan khususnya di wilayah Indonesia bagian barat.
Jika nilai perbedaan positif (Dipole Mode Positif) atau kondisi suhu muka laut Samudera Hindia di sebelah barat Sumatera lebih dingin dari normalnya dan suhu muka laut di perairan pantai timur Afrika lebih panas dari normalnya, secara umum curah hujan di wilayah Indonesia bagian barat akan berkurang.
Sebaliknya, jika nilai perbedaannya negatif (Dipole Mode Negatif), maka curah hujan di wilayah Indonesia bagian barat secara umum akan cukup banyak.
Gambar 10. Kejadian dipole mode positif
Gambar 11. Kejadian dipole mode negatif
0 comments:
Posting Komentar