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 90o. 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 90O 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:
- Zona konvergensi inter tropis (ITCZ)
- Pertukaran angin
- Subtropical tertinggi
- Dari barat
- Kutup depan (Sub kutub terendah)
- Dari timur kutup
- Kutup tertinggi
Subtropical High
Setiap
cekungan laut memiliki sel tekanan tinggi semi-permanen besar yang berpusat di
sekitar 30O 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 30O dan 60O 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 60O 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 50O sampai 60O 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 20O sampai 25O,
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 25O
utara khatulistiwa pada bulan Juli dan 20O 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 35O , 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.