RANGKUMAN MATERI METEOROLOGI DAN KLIMATOLOGI part 1

Disusun Guna Memenuhi Tugas Mata Kuliah Meteorologi dan Klimatologi

Dosen Pengampu : Pipit Wijayanti, S.Si, M.Sc.

 

Add caption

Disusun oleh :

Kelompok 7

1.      Ana Pangesti                    (K5412008)

2.      Aris Hidayat                    (K5412017)

3.      Eka Ernawati                  (K5412027)

4.      Jalu Tommy Prawoto     (K5412037)

5.      Laras Ayunda                 (K5412045)

6.      Na’imah Ramadhani      (K5412054)

7.      Praditya Ongky G.          (K5412060)

8.      Rida Hidayati                  (K5412063)

9.      Widhan Dayu Hardoni   (K5412080)

PROGRAM STUDI PENDIDIKAN GEOGRAFI

JURUSAN ILMU PENGETAHUAN SOSIAL

FAKULTAS KEGURUAN DAN ILMU PENDIDIKAN

UNIVERSITAS SEBELAS MARET

SURAKARTA

2012

BAB 5

TEKANAN ANGIN DAN ATMOSFER

            Bagi orang awam, tekanan atmosfer merupakan salah satu elemn iklim yang sulit dipelajari. Berbeda dengan iklim lainnya, angin, temperatur, dan kelembapan, yang lebih mudah dipelajari. Tekanan adalah fenomena yang biasanya tidak kita sadari, karena sukat terdeteksi oleh panca indra kita. Namum tekanan tetap merupakian salah satu elemen penting iklim, karena tekanan akan mempengaruhi elemen iklim lainnya.

Dampak Tekanan dan Angin terhadap Bentang Alam

Tekanan dan angin merupakan komponen utama dari cuaca dan iklim. Pengaruh tekanan atmosfer pada bentang alam sangat signifikan, tetapi tidak langsung. Pengaruh ini ditunjukkan kebanyakan oleh angin dan temperatur karena kedua elemen tersebut merespon adanya perubahan tekanan. Dampak angin lebih langsung dan eksplisit daripada dampak suhu, karena angin memiliki energi untuk mengangkut partikel padat di udara. 

Sifa Tekanan Udara

            Molekul gas tidak seperti molekul padat atau cair, tidak kuat terikat satu sama lain. molekul gas selalu bergerak. Dalam wadah tertutup, mereka terpental, bertabrakan satu sama lain dan dengan dinding wadah. Tabrakan ini menimbulkan tekanan yang diberikan oleh gas.

Atmosfer terdiri dari berbagai macam gas. Moleku gas memberikan tekanan/gaya pada seluruh permukaan bumi, termasuk tubuh kita. Pada permukaan laut, tekanan yang diberikan oleh atmosfer sedikit lebih dari 1 kilogram per sentimeter persegi (sekitar 14,7 pon per inci persegi). Semakin jauh dari permukaan Bumi, molekul gas yang ada di atmosfer semakin sedikit.

            Tekanan atmosfer ada pada setiap permukaan, padat atau cair, yang disentuhnya. Tekanan diberikan secara merata ke segala arah dan secara tidak langsung. Dengan kata lain, tekanan atmosfer tidak hanya disebabkanoleh “beban” dari atas. Ini berarti bahwa setiap sentimeter persegi dari setiap permukaan yang ada di permukaan laut dikenai banyak tekanan.   

Faktor-Faktor yang Mempengaruhi Tekanan Udara

1.      Kepadatan

Kepadatan adalah massa materi dalam satuan volume. Kepadatan bahan padat di mana saja sma, sementara kepadatan bahan cair sedikit bervariasi di satu tempat dengan tempat lain, tetapi kepadatan bahan gas sangat bervariasi tergantung lokasi. Kepadatan gas sebanding dengan tekanan di atasnya, semakin padat gas, semakin besar tekanan yang diberikannya.

Di Atmosfer, pada ketinggian yang lebih tinggi, udara kurang padat dan terjadi penurunan yang sesuai dalam tekanan. Pada setiap tingkat di atmosfer, tekanan berbanding lurus dengan kerapatan udara di ketinggian itu.

2.      Suhu

Peningkatan suhu dapat disertai dengan penurunan tekanan yang disebabkan oleh penurunan kepadatan.

3.      Pengaruh Dinamis

Tekanan udara dapat dipengaruhi oleh pergerakan udara, terutama gerakan vertikal udara yang dikaitkan dengan tingkat yang berbeda dari konvergensi dan divergensi udara di permukaan dan di troposfer yang lebih atas. Sebagai generalisasi, udara turun cenderung dikaitkan dengan tekanan yang relatif tinggi di permukaan, sementara udara naik cenderung dikaitkan dengan tekanan yang relatif rendah di permukaan.

            Singkatnya, tekanan atmosfer dipengaruhi oleh perbedaan kepadatan udara, suhu udara, dan pergerakan udara,serta hubungan antara variabel-variabel yang kompleks.

Beberapa generalisasi yang berguna tentang faktor-faktor yang berhubungan dengan daerah tekanan tinggi dan tekanan rendah di dekat permukaan dapat dibuat sebagai berikut:

• Udara turun dengan kuat biasanya berhubungan dengan tekanan tinggi pada permukaan disebut dinamis tinggi.
• Kondisi permukaan yang sangat dingin sering dikaitkan dengan tekanan tinggi pada permukaan disebut termal tinggi.
• Udara sangat meningkat biasanya berhubungan dengan tekanan rendah di permukaan disebut dinamis rendah.
• Kondisi permukaan sangat hangat sering dikaitkan dengan tekanan yang relatif rendah di permukaan disebut termal rendah.

Kondisi permukaan tekanan sering dapat ditelusuri ke salah satu faktor yang menjadi dominan.

Pemetaan Tekanan dengan Isobars

Tekanan atmosfer diukur dengan instrumen yang disebut barometer. Saat ini, salah satu unit yang paling umum untuk mengukur tekanan atmosfer adalah milibar. Milibar (mb) adalah pernyataan dari gaya per luas permukaan. Satu milibar didefinisikan sebagai 1000 dyne per sentimeter persegi (satu dyne adalah gaya yang dibutuhkan untuk mempercepat 1 gram massa 1 sentimeter  per detik per detik). Rata-rata tekanan permukaan laut adalah 1.013,25 milibar. Tekanan udara di banyak negara digambarkan dengan kilopascal (kPa, 1 kPa = 10 mb).

  

 

Isobars adalah garis yang menghubungkan titik-titik tekanan atmosfer yang sama. Ketika mereka telah ditarik pada peta cuaca, mudah untuk menentukan lokasi pusat tekanan tinggi dan tekanan rendah. Peta cuaca yang disederhanakan ini menunjukkan tekanan dalam milibar.

            Pola isobars mengungkapkan distribusi horizontal tekanan di wilayah tersebut yang sedang dipertimbangkan.

Sifat Angin

·         Pengembangan Pola Angin

Gerakan atmosfer sering melibatkan perpindahan horisontal dan vertikal. Angin mengacu pada gerakan udara horizontal, telah ditandai sebagai “udara cepat”. Bukannya disebut angin, gerakan vertikal skala kecil biasanya disebut sebagai arus naik dan arus turun, gerakan vertikal skala besar adalah ascents (pasang) dan subsidence (surut). Istilah angin diterapkan hanya untuk gerakan horisontal. Meskipun gerakan vertikal dan horizontal penting di atmosfer, udara lebih banyak terlibat dalam gerakan horizontal daripada vertikal.

·         Arah Gerakan

Angin merupakan upaya alam untuk meratakan distribusi yang tidak merata dari tekanan udara di permukaan bumi.

Udara umumnya mengalir dari daerah bertekanan tinggi ke daerah tekanan rendah. Jika Bumi tidak berotasi dan jika tidak ada gesekan, itulah yang akan terjadi –gerakan udara langsung dari daerah bertekanan tinggi ke daerah tekanan rendah. Namun, rotasi dan gesekan keduanya ada, dan pernyataan umum biasanya tidak sepenuhnya akurat. Arah gerakan angin ditentukan terutama oleh interaksi dari tiga faktor: gradien tekanan, efek Coriolis, dan gesekan.

1.      Gradien Tekanan

Jika ada tekanan yang lebih tinggi pada satu sisi bidang udara dari pada yang lain, udara akan mulai bergerak dari tekanan tinggi ke tekanan yang lebih rendah

 

Gaya gradien tekanan bertindak pada sudut kanan ke isobars ke arah tekanan yang lebih rendah. Jika tidak ada faktor-faktor lain yang perlu dipertimbangkan, yaitu cara udara akan bergerak, melintasi isobars pada 90^o. Namun, aliran seperti itu jarang terjadi di atmosfer.

Arah aliran angin ditentukan oleh kombinasi 3 faktor.

a.       Hanya Gaya Gradien Tekanan

Jika gaya gradien tekanan adalah satu-satunya faktor yang mempengaruhi arah angin, udara akan mengalir menuruni gradien tekanan jauh dari tekanan tinggi menuju tekanan rendah dan, melintasi isobars pada sudut 90⁰.

b.       Atmosfer lebih atas – Gaya Gradien Tekanan dan efek Coriolis

Dalam atmosfer lebih atas (di atas sekitar 1000 m/3300 kaki), perkiraan keseimbangan berkembang antara gaya gradien tekanan dan defleksi efek Coriolis, sehingga angin bertiup geotropic sejajar dengan isobars, angin beredar searah jarum jam di daerah tinggi dan berlawanan di daerah rendah di belahan bumi utara.

a.    Atmosfer lebih rendah – Gaya Gradien Tekanan dan efek Coriolis, dan Gesekan

Dalam atmosfer yang lebih rendah, gesekan memperlambat angin (yang menghasilkan defleksi efek Coriolis kurang) dan sehingga divergen angin searah jarum jam keluar dari daerah tinggi dan menyatu berlawanan menjadi rendah di belahan bumi utara.

1.      Efek Coriolis

Karena bumi berputar, setiap benda yang bergerak bebas di dekat permukaan bumi muncul untuk membelokkan ke kanan di belahan bumi utara dan ke kiri di belahan bumi selatan. Efek Coriolis memiliki pengaruh penting pada arah aliran angin. Defleksi efek Corolis bertindak pada 90^O dari arah gerakan, ke kanan di belahan bumi utara dan ke kiri di belahan bumi selatan.

Efek Coriolis membuat angin mengalir langsung menuruni gradien tekanan, sedangkan gaya gradien tekanan mencegah efek Coriolis dari putaran angin kembali ke lereng tekanan. Dimana dua faktor ini dalam keseimbangan, seperti yang biasanya terjadi di atmosfer, angin bergerak atas sejajar dengan isobars dan disebut angin geotropic.

2.      Gesekan

Hambatan gesek dari permukaan bumi memperlambat gerakan angin dan sehingga pengaruh efek Coriolis berkurang (benda yang bergerak cepat lebih dibelokkan oleh efek Coriolis dibandingkan benda yang bergerak secara perlahan benda).

Pada dasarnya, gesekan mengurangi kecepatan angin, yang pada gilirannya mengurangi defleksi efek Coriolis. Dengan demikian, meskipun efek Coriolis tidak memperkenalkan defleksi ke kanan (di belahan bumi utara), gradien tekanan akan “memenangkan pertempuran” dan aliran udara ke suatu daerah dari tekanan rendah, dan jauh dari daerah tekanan tinggi.

·         Siklon dan Anti Siklon

Sebanyak delapan pola sirkulasi yang mungkin: empat di belahan bumi utara dan empat di belahan bumi selatan. Dalam setiap belahan ada dua pola yang berhubungan dengan pusat-pusat tekanan tinggi dan dua pola yang berhubungan dengan pusat-pusat tekanan rendah, seperti yang ditunjukkan pada gambar berikut,

1.      Pola Sirkulasi Tekanan Tinggi

Sebuah pusat tekanan tinggi dikenal sebagai antisiklon, dan aliran udara yang terkait dengan itu digambarkan sebagai antisiklon. Empat pola sirkulasi anticyclone, yang ditunjukkan pada Gambar di atas adalah sebagai berikut:

1.      Di bagian atas atmosfer dari belahan bumi utara, angin bergerak searah jarum jam dalam paralel secara geotropic ke isobars. 

1.      Pada lapisan gesekan (dataran rendah) dari belahan bumi utara, ada aliran searah jarum jam divergen, dengan udara yang berputar-putar keluar jauh dari pusat anticyclone tersebut.

2.      Di bagian atas atmosfer dari belahan bumi selatan, ada, berlawanan aliran paralel geotropic ke isobars.

3.      Dalam lapisan gesekan dari belahan bumi selatan, pola adalah bayangan cermin dari kasus belahan bumi utara. Udara divergen dalam pola berlawanan.

1.      Pola Sirkulasi Tekanan Rendah

Pusat tekanan rendah disebut siklon, dan gerakan angin terkait dikatakan siklonic. Seperti antisiklone, sirkulasi siklon di belahan bumi utara merupakan bayangan cermin dari rekan-rekan mereka di belahan bumi selatan, seperti pada gambar di atas adalah sebagai berikut

5.      Di bagian atas atmosfer dari belahan bumi utara, udara bergerak berlawanan dalam pola paralel geotropic ke isobars.

6.      Pada lapisan gesekan belahan bumi utara, ada aliran berlawanan konvergen.

7.      Di bagian atas atmosfer dari belahan bumi selatan, aliran, searah jarum jam geotropic terjadi paralel dengan isobars.

8.      Pada lapisan gesekan belahan bumi selatan, angin berkumpul di sebuah spiral searah jarum jam.

2.      Gerakan Vertikal dalam Siklon dan Antisiklon

Dalam siklon (sel tekanan rendah), udara konvergen dan meningkat. Dalam anticyclone (sel tekanan tinggi), udara turun dan menyimpang. Seperti pada gambar berikut,

·         Kecepatan Angin

Kecepatan angin ditentukan oleh gradien tekanan, yang ditunjukkan oleh jarak isobars. Dimana isobars dekat bersama-sama, gradien tekanan adalah kecepatan curam dan angin yang tinggi, sedangkan isobars terpisah jauh, gradien tekanan lembut dan kecepatan

angin rendah. Di sebagian besar dunia pada sebagian besar waktu, angin permukaan relatif lembut

Variasi Vertikal dalam Tekanan dan Angin

Kecepatan angin cukup bervariasi dari satu ketinggian ke ketinggian yang lain dan dari waktu ke waktu, biasanya meningkat sesuai ketinggian. Angin cenderung bergerak lebih cepat di atas lapisan gesekan. Seperti yang akan kita lihat di bagian berikutnya, angin troposfer sangat kuat biasanya ditemukan di level menengah dalam apa yang disebut aliran jet (jet stream), atau dalam badai yang hebat di dekat permukaan bumi.

Sirkulasi Umum Atmosfer

Sirkulasi Atmosfer Global

Pola umum sirkulasi melibatkan kondisi semi permanen utama dari angin dan tekanan. Sirkulasi ini adalah mekanisme utama untuk perpindahan panas baik longitudinal dan latitudinal dan hanya dilampaui oleh pola global insolation sebagai penentu iklim dunia.

Gambar pola sirkulasi angin disamping akan sederhana jika permukaan bumi tidak seragam (tidak ada perbedaan antara benua dan lautan) dan jika planet tidak berputar. Tekanan tinggi di kutub dan tekanan rendah di khatulistiwa akan menghasilkan angin permukaan dari utara di belahan bumi utara dan angin permukaan dari selatan di belahan bumi selatan. 

George Hadley (1685-1768), seorang ahli meteorologi Inggris yang pertama kali menyusun gagasan besar mengenai sel sirkulasi konvektif pada tahun 1735. Namun pengamatan yang dilakukan menunjukkan bahwa sel-sel lintang tengah dan lintang tinggi tidak ada atau lemah dan dikembangkan secara sporadis. Sel lintang rendah – satu di utara katulistiwa dan satu di selatan khatulistiwa – dapat dianggap sebagai sistem konveksi raksasa. Kedua sirkulasi tropis menonjol disebut sel Hadley.

Sirkulasi Global Ideal

Udara naik dari ITCZ ​​di sel Hadley dibelokkan tinggi-tinggi dan membentuk angin antitrade barat, sementara angin permukaan divergen dari bentuk STH pertukaran angin timur dan barat. Aliran atas atmosfer dari barat ditunjukkan dengan panah biru samar. (Dimensi vertikal sangat dibesar-besarkan.)

Pola dasar Sirkulasi Global Ideal memiliki tujuh komponen permukaan tekanan dan angin, yang direplikasi utara dan selatan khatulistiwa. Dari ekuator ke kutub, mereka adalah:

1. Zona konvergensi inter tropis (ITCZ)
2. Pertukaran angin
3. Subtropical tertinggi
4. Dari barat
5. Kutup depan (Sub kutub terendah)
6. Dari timur kutup
7. Kutup tertinggi

Subtropical High

Setiap cekungan laut memiliki sel tekanan tinggi semi-permanen besar yang berpusat di sekitar 30^O lintang dan S atau lintang kuda (horse latitude). Daerah ini disebut Subtropical High (STH). Dari sudut pandang global, STH mewakili intensif sel tekanan tinggi (dan udara mereda) dalam dua pegunungan umum tekanan tinggi yang memperpanjang seluruh dunia dalam lintang, satu di setiap belahan dunia. Para tekanan tinggi pegunungan secara signifikan dipecah atas benua, terutama di musim panas ketika suhu pedalaman menghasilkan tekanan udara lebih rendah, tetapi STH biasanya bertahan selama cekungan laut sepanjang tahun karena suhu dan tekanan tetap ada dasarnya konstan. Terkait dengan sel tekanan tinggi adalah penurunan umum udara dari ketinggian yang lebih tinggi dalam bentuk downdraft skala luas, lembut. Fitur permanen dari STH adalah inversi suhu subsidence yang mencakup wilayah yang luas di subtropis.

Aliran udara global pada dasarnya adalah sebuah sirkulasi tertutup, STH dapat dianggap sebagai dua sumber dari tiga sistem angin permukaan utama di dunia: pertukaran angin dan angin barat.

 

1.      Pertukaran Angin

 Pertukaran angin biasanya sangat sarat dengan kelembaban, tetapi biasanya tidak menghasilkan awan dan hujan kecuali terpaksa naik. Dengan demikian, mereka dapat bertiup di sebuah pulau yang rendah dengan efek yang terlihat sedikit atau tidak ada. Sebuah pulau elevasi yang lebih besar, bagaimanapun, menyebabkan udara untuk bangkit di sisi gunung, dan hasilnya biasanya hujan yang lebat.

Inter-Tropis Convergence Zone (ITCZ)

 ITCZ adalah zona konvergensi dan aliran udara horisontal yang lemah ditandai dengan angin lemah dan tidak menentu. Ini adalah zona kondisi permukaan yang hangat, tekanan rendah dihubungkan dengan curah hujan tinggi, ketidakstabilan: dan udara meningkat dalam sel Hadley.

Westerly (Angin Barat)

1.      Jet dan Gelombang Rossby

Ini adalah sistem angin besar dari pertengahan garis lintang, biasanya disebut angin barat. Angin ini mengalir pada dasarnya dari barat ke timur di seluruh dunia di zona garis lintang antara 30^O  dan 60^O baik di utara dan selatan khatulistiwa. Karena dunia lebih kecil pada saat-lintang daripada di daerah tropis, angin barat kurang luas daripada pertukaran, bagaimanapun, mereka menutupi sebagian besar Bumi. 

2.    Jet Streaming (Aliran Jet)

Dua “inti” angin yang luar biasa berkecepatan tinggi di setiap belahan bumi yang disebut jet stream: satu yang disebut jet stream kutub depan/polar front njet stream (atau hanya aliran jet kutub/ polar jet stream) dan yang lain disebut aliran jet sub tropis / subtropical jet stream, pada ketinggian di barat. Sabuk dari barat sehingga dapat dianggap sebagai sungai yang berkelok-kelok dari udara yang bergerak umumnya dari barat ke timur di seluruh dunia pada pertengahan garis lintang, dengan jet stream secepat bergeraknya inti.

Aliran jet berpusat di angin barat. Aliran jet kutub depan lebih dekat dengan batas kutup, dan aliran jet subtropis lebih dekat dengan batas kutup ekuator dari sistem angin. Dua jet stream tidak pada ketinggian yang sama, aliran jet subtropis berada pada ketinggian yang lebih tinggi dari aliran jet kutub depan.

Gelombang Rossby

Aliran jet depan kutub menggeser posisi lintang dengan beberapa frekuensi, dan perubahan ini sangat mempengaruhi jalur angin barat. Kurva ini sangat besar dan umumnya disebut sebagai gelombang panjang atau gelombang Rossby (setelah meteorologi Chicago CG Rossby, yang pertama kali menjelaskan sifat mereka). Pada waktu tertentu, biasanya ada tiga sampai enam gelombang Rossby di barat dari setiap belahan dunia. Gelombang ini dapat dianggap sebagai memisahkan udara kutub yang dingin dari udara tropis yang hangat..

Gelombang Rossby sebagai bagian dari aliran umum (khususnya aliran udara atas) dari barat.

(a) Bila ada beberapa gelombang dan amplitudo mereka kecil (komponen gerakan utara-selatan), udara dingin biasanya tetap kutup dari udara hangat.

(b) Pola distribusi mulai berubah ketika gelombang Rossby tumbuh.

(c) Ketika gelombang memiliki amplitudo yang besar, udara dingin mendorong khatulistiwa dan udara hangat bergerak ke kutub 

Polar High (Tinggi Kutub)

Terletak di seluruh wilayah kutub adalah sel bertekanan tinggi yang disebut kutub tertinggi / polar high. Tinggi Autarctic, yang membentuk lebih dari satu, luas tinggi elevasi, benua yang sangat dingin, kuat, gigih, dan fitur yang hampir permanen di atas benua Antartika. Tinggi Arktik tidak begitu terasa dan lebih sementara terutama di musim dingin. Hal ini cenderung untuk membentuk wilayah utara benua daripada melalui Samudra Arktik. Pergerakan udara yang terkait dengan sel biasanya anticyclone. Udara dari atas tenggelam ke dalam ketinggian dan menyimpang horizontal dekat permukaan, searah jarum jam di belahan bumi utara dan berlawanan di belahan bumi selatan, membentuk sepertiga dari sistem angin dunia, para kutub timuran. 

Kutub timuran (Polar Earterlies)

Sistem angin skala global ketiga yang menempati sebagian besar wilayah antara kutub dan tertinggi sekitar 60^O lintang. Angin bergerak umumnya dari timur ke barat dan disebut kutub timuran dan biasanya dingin serta kering tapi cukup bervariasi. 

Depan Kutub (Polar Front)

Komponen permukaan akhir dari pola umum sirkulasi atmosfer adalah zona tekanan rendah di sekitar 50^O sampai 60^O lintang di belahan bumi Utara dan Selatan. Zona ini biasa disebut depan kutub, meskipun kadang-kadang yang paling jelas terlihat dengan adanya zona semi permanen dari tekanan rendah yang disebut sub kutub terendah. Bagian depan kutub merupakan tempat pertemuan dan zona konflik antara angin dingin dari angin timuran kutub dan angin barat yang relatif hangat. Sub kutub rendah dari belahan bumi selatan hampir terus menerus di atas permukaan laut di laut dingin sekitar Antartika. Di belahan bumi utara, bagaimanapun, zona tekanan rendah yang terputus, terganggu oleh benua. Hal ini jauh lebih menonjol di musim dingin daripada di musim panas dan terbaik yang dikembangkan di seluruh jangkauan paling utara lautan Pasifik dan Atlantik, membentuk masing-masing Low Aleutian dan Low Islandia.

Daerah depan kutub ditandai dengan udara naik, ketebalan awan luas, curah hujan, dan kondisi cuaca umumnya gelisah atau badai. Banyak dari badai migrasi yang berjalan dengan angin .

 

Pola Vertikal Sirkulasi Umum

Di seluruh daerah tropis, antara khatulistiwa dan lintang 20^O sampai 25^O, angin permukaan umumnya bertiup dari timur. Pada lintang pertengahan, angin permukaan umumnya dari barat, sementara di lintang tinggi, angin permukaan dari timur lagi. 

Perbedaan paling dramatis terlihat di daerah tropis. Setelah udara khatulistiwa telah meningkat dalam ITCZ, tinggi elevasi kutub aliran udara di sel Hadley dibelokkan oleh efek Coriolis. Hal ini mengakibatkan elevasi angin bertiup dari barat daya di belahan bumi utara dan dari barat laut di belahan bumi selatan dalam antitrade wind (angin anti pertukaran). Aliran ini akhirnya menjadi lebih barat dan meliputi aliran jet subtropis. Dengan demikian, di permukaan angin umumnya dari timur, sementara tinggi di atas antitrade angin bertiup dari barat.

Modifikasi dari Sirkulasi Umum

Pola umum dari angin global dan sistem tekanan terdiri dari tujuh komponen yang dijelaskan di atas. Untuk memahami bagaimana cuaca dan iklim dunia nyata berbeda dari gambaran umum ini, maka perlu membahas dua modifikasi penting dari skema umum.

Variasi Musiman dalam Lokasi

Tekanan Musiman dan Pola hujan

Tujuh komponen permukaan dari pergeseran sirkulasi umum lintang dengan perubahan musim. Ketika sinar matahari, dan karena pemanasan permukaan, terkonsentrasi di belahan bumi utara (Belahan Bumi Utara musim panas), semua komponen mengungsi ke utara, selama musim yang berlawanan (Belahan bumi Utara musim panas), semuanya bergeser ke selatan. Perpindahan paling besar di lintang rendah dan paling tidak di daerah kutub. ITCZ misalnya, dapat ditemukan sebanyak 25^O utara khatulistiwa pada bulan Juli dan 20^O selatan khatulistiwa di bulan Januari (Gambar 5-29), sedangkan kutub tertinggi mengalami perpindahan lintang sedikit atau tidak ada dari musim ke musim. 

 

Cuaca dipengaruhi oleh pergeseran dalam komponen sirkulasi umum yang minimal di daerah khatulistiwa dan kutub, tetapi efek dapat cukup signifikan di pertengahan garis lintang dan pinggiran garis tersebut. Misalnya, daerah iklim Mediterania, yang berpusat di sekitar lintang 35^O  , memiliki musim hangat, musim panas tanpa hujan saat berada di bawah pengaruh STH, di musim dingin, bagaimanapun, sabuk angin barat menggeser ekuator, membawa cuaca berubah dan sering badai untuk daerah ini. Juga, seperti yang akan kita lihat, pergeseran ITCZ ​​terkait erat dengan pola curah hujan musiman di daerah yang luas di daerah tropis. 

Angin Musim (Monsoon)

Pola sirkulasi umum adalah pengembangan angin musim di bagian-bagian tertentu di dunia, terutama selatan dan timur Eurasia. Kata monsoon ini berasal dari bahasa Arab mawsim (berarti “musim”) dan telah datang berarti pembalikan angin musiman, sebuah gerakan dari laut ke daratan secara umum – di sebut aliran darat – di musim panas dan gerakan daerat ke laut umum – yang disebut aliran laut – pada musim dingin. Terkait dengan pola angin musim adalah curah hujan musiman yang khas – musim hujan musim panas yang berat yang berasal dari udara maritim lembab aliran darat dan musim dingin kering ketika udara benua bergerak ke arah laut mendominasi sirkulasi.

Ini akan mudah untuk menjelaskan sirkulasi angin musim hanya atas dasar pemanasan yang tidak merata dari benua dan lautan. Sebuah termal kuat (dengan kata lain, panas yang diproduksi) sel tekanan rendah yang dihasilkan atas daratan benua di musim panas menarik udara darat ke laut, sama, sebuah anticyclone termal menonjol di musim dingin menghasilkan sirkulasi lepas pantai. Jelaslah bahwa perbedaan tekanan termal disebabkan berkontribusi untuk pengembangan angin musim .

Meskipun penyebab yang kompleks, karakteristik angin musim sangat terkenal, dan adalah mungkin untuk menggambarkan pola angin musim dengan presisi tertentu. Ada dua sistem angin musim utama (satu di Asia Selatan dan lainnya di Asia Timur), dua sistem kecil (di Australia dan Afrika Barat), dan beberapa wilayah lainnya di mana angin musim memiliki kecenderungan untuk berkembang (terutama di Amerika Tengah dan tenggara Amerika Serikat). 

Kegiatan lingkungan yang paling menonjol di setiap tahun di Asia Selatan adalah ledakan tahunan musim hujan, diilustrasikan pada Gambar 5-32a. Yang pertama dari dua sistem angi musim utama, angin menuju pantai yang menonjol spiral dari Samudra Hindia, membawa kehidupan yang memberi hujan ke benua kering. Di musim dingin, Asia Selatan didominasi oleh tiupan angin kering menyimpang secara umum dari timur laut. Aliran ini tidak jauh berbeda dari pertukaran timur laut normal kecuali untuk kadar air rendah.

Beralih ke kedua dari dua sistem angin musim utama, kita melihat bahwa musim dingin adalah musim lebih menonjol dalam sistem angin musim Asia Timur, yang terutama mempengaruhi China, Korea, dan Jepang, dan diilustrasikan pada Gambar 5-32b. Sebuah aliran kuat udara benua kering, sebagian besar dari barat laut, terkait dengan sirkulasi anticyclone sekitar termal besar sel tekanan tinggi di bagian barat Eurasia disebut Siberian High. Aliran darat udara maritim di musim panas ini tidak terkenal seperti yang di Asia Selatan, tetapi tidak membawa angin selatan dan tenggara, serta kelembaban yang cukup, ke wilayah tersebut.

Pantai selatan menghadap Afrika Barat didominasi dalam waktu sekitar 650 kilometer (400 mil) dari pantai oleh sirkulasi angin musim kedua minor. Sistem ini ditunjukkan pada Gambar 5-33b. Udara laut yang lembab mengalir ke arah pantai dari selatan dan barat daya selama musim panas, dan kering, aliran utara benua berlaku di musim yang berlawanan. 

Sistem Angin Lokal

Bagian sebelumnya telah berurusan dengan hanya sistem angin skala luas yang membentuk sirkulasi global dan mempengaruhi pola iklim dunia. Ada banyak jenis angin yang lebih rendah, bagaimanapun, yang penting cukup untuk cuaca dan iklim pada skala yang lebih lokal. Angin tersebut adalah hasil dari gradien tekanan lokal yang berkembang dalam menanggapi konfigurasi topografi di daerah, kadang-kadang dalam hubungannya dengan kondisi sirkulasi skala luas.

Angin Laut dan Darat

Sebuah sistem umum angin lokal di sepanjang garis pantai tropis dan pada tingkat lebih rendah selama musim panas di pertengahan lintang wilayah pesisir adalah siklus angin laut di siang hari dan angin darat di malam hari (Gambar 5-34). (Seperti biasa dengan angin, nama memberitahu arah dari mana angin datang. Daratan menghangat dengan cepat di siang hari, memanaskan udara di atas oleh konduksi dan re-radiasi. Pemanasan ini menyebabkan udara untuk memperluas dan meningkat, menciptakan tekanan rendah yang menarik angin permukaan dari atas air yang berdekatan. Karena aliran angin darat relatif dingin dan lembab ini menurunkan suhu siang hari di zona pesisir dan menyediakan kelembaban untuk sore hari. Angin laut yang kadang-kadang kuat, tetapi mereka jarang berpengaruh selama lebih dari 15 sampai 30 kilometer (10 sampai 20 mil) pedalaman.

Arus balik di malam hari biasanya jauh lebih lemah dari angin siang hari. Daratan dan udara di atasnya dingin lebih cepat daripada badan air yang berdekatan, menghasilkan tekanan yang relatif lebih tinggi di atas daratan. Dengan demikian, udara mengalir ke lepas pantai pada angin darat. 

Angin Lembah dan Angin Gunung

Siklus harian lain yang terkenal dari aliran udara adalah karakteristik banyak bukit dan daerah pegunungan. Pada siang hari konduksi dan re-radiasi dari udara permukaan tanah penyebab lereng gunung memanas lebih dari udara di atas dasar lembah (Gambar 5-35) Udara panas naik menciptakan daerah tekanan rendah dan kemudian udara dingin dari dasar lembah mengalir dari daerah bertekanan tinggi ke daerah tekanan rendah. Aliran upslope disebut angin lembah Udara naik sering menyebabkan awan yang dibentuk di sekitar puncak dan hujan sore hari adalah umum di negara yang tinggi sebagai hasilnya. Setelah gelap bentuknya terbalik. Lereng gunung kehilangan panas dengan cepat melalui radiasi, yang mendinginkan udara yang berdekatan, menyebabkan ia tergelincir turun-lereng sebagai angin pegunungan.

Angin lembah yang sangat menonjol di musim panas ketika pemanasan matahari yang paling intens. Angin pegunungan sering lemah dikembangkan di musim panas dan cenderung lebih menonjol di musim dingin. Memang fenomena musim dingin yang sering terjadi di daerah landai adalah drainase udara dingin yang hanya bergeser pada malam hari udara dingin menuruni lereng untuk berkumpul di tempat terendah ini adalah bentuk modifikasi dari angin gunung. 

Angin Katabatic

Terkait dengan drainase udara sederhana adalah lebih umum dan kuat menumpahkan udara menuruni lereng dalam bentuk angin katabatic (dari bahasa Yunani katabatik, yang berarti “turun”). Angin ini berasal dari dataran tinggi dingin dan kaskade terhadap ketinggian rendah di bawah pengaruh gravitasi, mereka kadang-kadang disebut sebagai angin aliran gravitasi. Udara di dalamnya padat dan dingin, dan meskipun dihangatkan adiabatik karena turun biasanya lebih dingin dibandingkan udara yang dipindahkan dalam aliran lereng yang turun.

Angin Foehn / Chinook

Ini berasal hanya ketika gradien tekanan curam berkembang dengan tekanan tinggi di sisi angin gunung dan palung tekanan rendah di sisi bawah angin. Udara bergerak ke bawah gradien tekanan, yang berarti dari sisi angin ke sisi bawah angin, seperti yang ditunjukkan pada Gambar 5-36. Udara mengalir ke bawah di sisi angin kering dan relatif hangat itu telah kehilangan kelembaban melalui curah hujan di sisi angin, dan itu adalah udara yang relatif hangat di sisi angin karena mengandung semua panas laten kondensasi oleh kondensasi dari salju atau hujan yang jatuh di puncak 

Angin Santa Ana

Angin serupa di California, yang dikenal sebagai angin Santa Ana, berkembang ketika sel tekanan tinggi terus berlangsung interior Amerika Serikat bagian barat selama beberapa hari. Angin menyimpang searah jarum jam keluar dari tinggi, membawa angin kering utara atau timur hangat menuju pantai (bukan udara dingin lebih khas, lembab dari barat). Santa Ana terkenal akan kecepatan tinggi, suhu tinggi, dan kekeringan yang ekstrim. Kehadiran mereka menyediakan kondisi ideal untuk kebakaran hutan.

El Nino

Sebuah sedikit pemanasan periodik dari perairan pesisir Pasifik telah diperhatikan oleh nelayan Amerika Selatan selama beberapa generasi. Ini biasanya terjadi sekitar Natal – maka nama El Nino (bahasa Spanyol berarti “anak” yang mengacu pada anak Kristus). Setiap tiga sampai tujuh tahun, bagaimanapun, pemanasan laut jauh lebih besar, dan memancing cenderung jauh lebih miskin. Catatan sejarah telah mendokumentasikan efek dari El Nino selama beberapa ratus tahun, dengan bukti arkeologi dan paleoclimatological mendorong catatan kembali beberapa ribu tahun.

 

La Nina

Menambah kompleksitas adalah komponen siklus ENSO yang diakui baru-baru ini, La Nina. Dalam beberapa hal, La Nina hanyalah kebalikan dari El Nino: perairan Amerika Selatan menjadi sangat dingin, pertukaran angin yang lebih kuat dari biasanya, perairan Indonesia yang luar biasa hangat, bagian barat daya Amerika Serikat lebih kering dari biasanya, sementara Asia Tenggara dan utara Australia basah. Namun, kondisi La Nina tidak menonjol atau diprediksi sebagai orang El Nino. 

Penyebab ENSO

Jadi yang datang pertama dengan timbulnya perirtiwa El Nino – perubahan suhu laut atau perubahan tekanan dan angin? “Pemicu“ suatu peristiwa ENSO tidak jelas karena tekanan atmosferik dan pola angin yang diikat bersama-sama dengan laut dalam umpan balik yang kompleks tanpa titik awal yang jelas: jika perubahan tekanan atmosfer, perubahan angin, ketika perubahan angin, arus laut dan suhu laut bisa berubah, ketika perubahan suhu laut, perubahan dan tekanan atmosfer yang pada gilirannya dapat mengubah pola angin. Singkatnya, penyebab ENSO tidak sepenuhnya dipahami.

Telekoneksi

Seperti lebih yang telah dipelajari tentang ENSO selama beberapa dekade terakhir, hubungan dengan kondisi kelautan dan atmosfer dalam dan di luar cekungan Pasifik semakin diakui. Kekeringan di Brasil, musim dingin di Amerika Serikat tenggara, suhu tinggi di Sahel, sebuah angin musim yang lemah di India, tornado di Florida, sedikit badai di Atlantik Utara – semua tampaknya berkorelasi cukup baik dengan El Nino yang kuat. Gabungan seperti peristiwa cuaca dan kelautan di salah satu bagian dunia dengan orang-orang di lain ini disebut telekoneksi. 

Selama peristiwa El Nino abad terakhir telah terjadi rata-rata sekali setiap dua sampai tujuh tahun. Tampaknya El Nino telah menjadi lebih sering dan semakin hangat dalam beberapa dekade terakhir – peristiwa 1997-1998 adalah mungkin El Nino terkuat dari 200 tahun terakhir, dan itu berkembang lebih cepat daripada dalam 50 tahun terakhir – meskipun alasan untuk ini belum jelas. Sebuah El Nino jauh lebih lemah terjadi pada tahun 2002-2003

Siklus Multiyears Atmosfer dan Kelautan Lainnya

El Nino adalah siklus multiyear atmosfer / lautan yang dikenal terbaik, meskipun sejumlah pola siklus lainnya kini telah dikenali.

Pacific Decadal Oscillation

Pacific Decadal Oscillation (PDO) adalah pola jangka panjang dari perubahan suhu permukaan laut antara utara / barat tropis dan timur tropis Samudera Pasifik. Kira-kira setiap 20 sampai 30 tahun suhu permukaan laut di zona ini tiba-tiba bergeser. Dari akhir 1940-an hingga 1970-an, utara / barat tropis Pasifik relatif hangat sedangkan timur Pasifik tropis relatif dingin (tahap PDO “negatif” atau “tenang”), dari akhir 1970-an melalui pertengahan l990, pergeseran pola ini, dengan suhu permukaan laut yang dingin di utara / barat Pasifik tropis dan kondisi hangat di timur Pasifik tropis 

Meskipun penyebab dari PDO tidak dipahami dengan baik, pola air laut yang relatif hangat dan relatif dingin tampaknya mempengaruhi lokasi aliran jet (dan trek badai hingga seluruh Amerika Utara) serta intensitas kejadian El Nino. Misalnya, ketika PDO berada dalam fase positif dengan air hangat di timur Pasifik tropis, pengaruh El Nino terhadap pola cuaca regional tampaknya lebih signifikan.

North Atlantic Oscillation dan Arctic Oscillation

Di lembah Samudra Atlantik Utara dua siklus multiyear terkait tapi agak tidak teratur tekanan, pola angin, dan suhu yang ada: North Atlantic Oscillation dan Arctic Oscillation.

North Atlantic Oscillation (NAO) adalah “jungkat-jungkit” tidak teratur dari perbedaan tekanan antara dua komponen regional sirkulasi atmosfer umum di lembah Samudera Atlantik Utara: Icelandic Low dan subtropis tinggi (Azores High; lihat Gambar 5-15 dan 5-16). Pada fase NAO “positif”, gradien tekanan yang lebih besar ada di antara Icelandic Low dan Azores High (dengan kata lain, pameran rendah lebih rendah dari tekanan yang biasa sedangkan pameran tinggi lebih tinggi dari tekanan biasa). Selama suatu fase positif, badai musim dingin cenderung mengambil jalur yang lebih utara melintasi Atlantik, membawa sedikit, musim basah ke Eropa dan timur Amerika Serikat, tetapi lebih dingin, kondisi kering di Greenland.

Pada fase NAO “negatif”, baik Icelandic Low dan Azores High lebih lemah. Selama fase negatif, badai musim dingin cenderung untuk membawa curah hujan lebih tinggi dari rata-rata musim dingin Mediterania dan dingin di Eropa utara dan timur Amerika Serikat, sedangkan Greenland mengalami kondisi lebih ringan.

MANUSIA DAN LINGKUNGAN

PERAMALAN EL NINO

Karena El Nino kuat dari 1982-1983 tertangkap populasi yang besar tidak siap, upaya multinasional terpadu telah dilakukan untuk memahami El Niño dan bagian telekoneksi dari upaya ini termasuk penahan beberapa instrumen 70 pelampung di Samudera Pasifik pada tahun 1985. Instalasi awal adalah bagian dari Tropical Atmosphere Ocean Array (TOA) dikelola oleh National Oceanic and Atmospheric Administration (NOAA), tapi susunan adalah diperluas untuk mencakup Triangle Trans Ocean Buoy Network (TRITON) dikelola oleh Jepang. Susunan gabungan TAO/TRITON memantau kondisi laut dan atmosfer – terutama suhu permukaan laut dan arah angin – melintasi Samudera Pasifik tropis (Gambar 5-B). Pada tahun 1994, data yang memadai telah berkumpul untuk mulai mengembangkan model komputer untuk memprediksi terjadinya suatu peristiwa El Nino beberapa bulan sebelumnya.

Upaya-upaya ini dilakukan pada tahun 1997 pada musim semi itu, pelampung TAO / TRITON yang merekam gelombang air hangat bergerak ke timur melintasi Pasifik khatulistiwa menggantikan air biasanya dingin di lepas pantai barat Amerika Selatan (Gambar 5-C dan 5 - D) beberapa bulan sebelum kedatangannya terjadinya El Nino tahun 1997-1998 diumumkan oleh Pusat Prediksi Iklim NOAA, dan persiapan dibuat untuk serangkaian badai kuat yang akhirnya menghantam barat daya Amerika Utara yang dingin. Bahkan dengan peringatan ini, tahun 1997-1998 El Nino mengakibatkan kerusakan miliaran dolar dan disalahkan atas kematian ribuan orang di seluruh dunia.