Disusun
Guna Memenuhi Tugas Mata Kuliah Meteorologi dan Klimatologi
Dosen
Pengampu : Pipit Wijayanti, S.Si, M.Sc.
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 6
KELEMBABAN
ATMOSFER
Unsur cuaca dan iklim yang
keempat adalah kelembaban. Kelembaban atmosfer terjadi bukan karena air cair
melainkan karena uap air. Air di atmosfer terjadi dalam tiga keadaan: padat
(salju, hujan es, salju, es), cair (hujan, tetesan air di awan), dan gas (uap
air). Dari tiga keadaan tersebut, keadaan gas adalah yang paling penting sejauh
dinamika atmosfer yang bersangkutan.
Kelembaban Atmosfer
berdampak terhadap Daratan
Jika atmosfer cukup lembab, uap
air berkondensasi membentuk kabut, awan, hujan, hujan es dan salju, hujan es,
atau salju. Curah hujan membentuk genangan, mengalir dan sungai banjir, atau
salju dan es di daratan. Curah hujan dan salju di tanah dan batuan merupakan
bagian integral dari pelapukan dan erosi. Selain itu, ada atau tidak adanya
curah hujan sangat penting untuk kelangsungan hidup hampir semua bentuk
vegetasi darat.
Siklus Hidrologi
Ada distribusi uap air dai
berbagai keadaan di troposfer. Kelembaban meninggalkan permukaan bumi sebagai
gas dan kembali sebagai cairan atau padatan. Siklus hidrologi adalah sirkulasi
tak berujung mengenai persediaan air di bumi dimana air cair (terutama dari
lautan) menguap ke udara, mengembun menjadi keadaan cairan (atau padat), dan
kembali ke bumi dalam beberapa bentuk presipitasi. Gerakan uap air terkait
banyak dengan fenomena atmosfer dan merupakan faktor penentu penting dari iklim
karena perannya dalam distribusi curah hujan dan modifikasi temperatur.
Sifat Air: Biasa
tapi Unik
Air menempati lebih dari 70
persen dari luas permukaan planet. Air murni tidak memiliki warna, tanpa rasa,
dan tidak berbau. Memadat pada 0O C (32O F) dan mendidih
di permukaan laut pada 100O C (212O F). Kepadatan air
cair pada suhu 4O C adalah 1 gram per sentimeter kubik (1 g/cm3),
sedangkan kepadatan es hanya 0,92 g/cm3 – yang
berarti bahwa es mengapung di air cair. Air memiliki kapasitas panas
yang sangat tinggi dan merupakan pelarut yang sangat baik, ia memiliki
kemampuan untuk bergerak ke atas ke lubang sempit.
Karakteristik dari molekul air
membantu menjelaskan banyak sifat unik dari air.
Molekul Air
Blok bangunan dasar materi adalah
atom. Ada sekitar 100.000.000.000.000.000.000.000 atom dalam sarung jari yang
diisi dengan 1 gram air.
Atom
sendiri terdiri dari partikel subatomik yang kecil: proton bermuatan positif
dan neutron netral dibebankan dalam inti atom, dikelilingi oleh elektron
bermuatan negatif.
Dua atau lebih atom dapat
dipegang bersama untuk membentuk molekul dengan ikatan. Ada berbagai jenis
ikatan yang berbeda di alam. Dalam molekul air dua atom hidrogen dan satu atom
oksigen (H2O) diselenggarakan bersama oleh ikatan kovalen, di mana
oksigen dan elektron hidrogen berbagi atom. Karena bentuk kulit elektron di sekitar oksigen, struktur yang
dihasilkan dari molekul air adalah sedemikian rupa sehingga atom hidrogen tidak
berlawanan satu sama lain, melainkan berada di sisi yang sama dari molekul
(dipisahkan oleh sudut 105O). Sebagai konsekuensi dari geometri ini
molekul air memiliki polaritas listrik: sisi oksigen dari molekul memiliki
muatan negatif sedikit, sementara sisi hidrogen memiliki muatan positif sedikit.
Ini adalah polaritas listrik
lemah dari molekul yang memberikan air banyak
sifat yang menarik. Sebagai contoh, molekul air cenderung untuk
menyesuaikan diri terhadap satu sama lain.
Sifat Penting Air
- Kepadatan
Salah satu sifat yang paling
mencolok dari air adalah kepadatan pada suhu ditemukan di sebagian besar tempat
di permukaan bumi.
- Ekspansi Es
Ketika air didinginkan dari 4O
C ke titik beku, molekul air mulai membentuk struktur heksagonal, yang
diselenggarakan bersama oleh ikatan hidrogen. Ketika membeku, air seluruhnya
terbuat dari struktur heksagonal – kepingan salju mencerminkan struktur
internal dari kristal es. Ekspansi ini dapat memecah batu dan sebagainya
merupakan proses penting pelapukan (disintegrasi terkena batu ke atmosfer).
Karena
air mengembang ketika pendekatan pembekuan, es kurang padat dibandingkan air
cair. Akibatnya,
es mengapung di atas dan di dekat permukaan air. Jika es lebih padat daripada
air, es akan tenggelam ke dasar danau dan lautan, di mana pencairan akan hampir
tidak mungkin, dan badan air akhirnya banyak akan menjadi es yang menghambat.
Bahkan, karena air tawar menjadi kurang padat karena pendekatan titik beku, air
yang siap untuk membekukan naik ke puncak danau, dan karenanya semua pembekuan
danau dari atas ke bawah. (Perhatikan perluasan air cair bukan merupakan faktor
untuk air laut karena salinitas tinggi mencegah struktur heksagonal dari
pembentukan sampai air benar-benar beku.)
- Ketegangan Permukaan
Karena
polaritas listrik,
molekul air cair cenderung untuk tetap bersama-sama, memberikan air ketegangan
permukaan yang sangat tinggi – “kulit” tipis membentuk molekul pada permukaan
air cair menyebabkan ia menjadi manik-maik. Beberapa serangga menggunakan
kekakuan air untuk melangkah di atas permukaan badan air –berat penyebaran
serangga di atas area permukaan air kurang dari kekuatan ikatan hidrogen yang
menempel di air bersama-sama
- Kapilaritas
Molekul air juga “menempel” dengan
mudah untuk banyak zat yang lain – karakteristik yang dikenal sebagai adhesi. Tegangan permukaan
dikombinasikan dengan adhesi memungkinkan air untuk memanjat ke atas bukaan
sempit. Terbatas dengan cara ini, air kadang-kadang dapat memanjat ke atas
untuk beberapa sentimeter atau bahkan meter, dalam sebuah tindakan yang disebut
kapilaritas. Kapilaritas memungkinkan air untuk beredar ke atas melalui
celah-celah batu, tanah, dan akar dan batang tanaman.
- Kemampuan Larut
Air dapat melarutkan hampir semua
zat dan kadang-kadang disebut sebagai- “pelarut universal.” Karena polaritas
molekul air, mereka tidak hanya tertarik satu sama lain, tetapi untuk kutup
senyawa kimia lain juga. Molekul air menngikatkan diri dengan cepat ke ion yang
merupakan lapisan terluar dari bahan padat. Dalam beberapa benda, air dapat
melarutkan ion zat padat tersebut sehingga menjadi larut bersama air.
Akibatnya, air di alam hampir selalu tidak suci atau benear-benar murni, yang
mana kita berarti bahwa itu mengandung berbagai bahan kimia lainnya selain
hidrogen dan atom oksigen.
- Panas spesifik
Sifat lain air yaitu kapasitas panas
yang besar. Panas spesifik (atau kapasitas panas spesifik) didefinisikan
sebagai jumlah energi yang dibutuhkan untuk menaikkan suhu 1 gram zat (pada 15O
C) oleh 1 derajat Celcius. Ketika air dipanaskan, maka dapat menyerap sejumlah
besar energi dengan hanya sedikit peningkatan temperatur. Pemahamam praktis
adalah bahwa badan air sangat lambat untuk menghangatkan siang hari atau di
musim panas, dan sangat lambat untuk mendinginkan pada malam hari atau di musim
dingin.
Tahap Perubahan Air
Air bumi ditemukan secara alami
dalam tiga keadaan: sebagai cairan,
sebagai padat, dan sebagai gas. Sebagian besar kelembaban dunia adalah
dalam bentuk air cair, yang dapat dikonversi ke bentuk gas (uap air) oleh
penguapan atau ke bentuk padat (es) dengan pembekuan. Uap air dapat diubah
menjadi air cair dengan kondensasi atau langsung ke es dengan sublimasi. (Sublimasi
adalah proses dimana zat mengkonversi dari bentuk gas langsung ke keadaan
padat, atau dari keadaan padat langsung ke bentuk gas tanpa pernah melewati
keadaan cair.) Es dapat diubah menjadi air cair dengan peleburan atau menjadi
uap air dengan sublimasi. Dalam masing-masing fase perubahan, ada pertukaran
energi laten panas, Pemahaman tentang perubahan fasa dan panas laten yang
penting untuk memahami beberapa proses atmosfer.
Panas Laten
Jika termometer dimasukkan ke dalam
air dingin ke dalam panci di atas kompor, dan kemudian menambahkan panas ke air
dengan menyalakan kompor, akan terlihat pola yang menarik dari perubahan suhu:
pada awalnya, suhu air akan meningkat. Namun setelah air mulai mendidih, suhu
air tidak akan meningkat di atas 100O C (212O F, di permukaan laut) – bahkan
jika muncul api di atas kompor. Hasil ini hanyalah salah satu dari beberapa
pengamatan penting kita dapat membuat tentang air karena perubahan keadaan.
Suhu air tidak meningkat ketika sedang mengalami
perubahan fase. Berikut ini alasannya: dengan tujuan untuk mencairkan es,
energi harus ditambahkan untuk “menganggu” molekul air yang cukup untuk
memecahkan beberapa ikatan hidrogen yang memegang molekul bersama sebagai es
kristal – energi yang ditambahkan tidak meningkatkan suhu es tetapi
meningkatkan energi struktur internal molekul air sehingga mereka dapat
membebaskan diri untuk menjadi cair.
- Energi dipertukarkan selama perubahan fase ini disebut panas laten.
- Energi yang dibutuhkan untuk melelehkan es disebut panas laten peleburan.
- Energi yang dilepaskan ketika air membeku yang disebut panas laten fusi.
- Energi yang dibutuhkan untuk menguapkan air cair disebut panas laten penguapan.
- Energi yang dilepaskan selama kondensasi disebut panas laten kondensasi.
Nilai untuk panas laten penguapan –
dari yang diberikan di atas mengacu pada keadaan di mana air mendidih. Mendidih terjadi ketika penguapan terjadi di
bawah permukaan cairan air tidak hanya di permukaan. Di alam, bagaimanapun,
kebanyakan uap air ditambahkan ke atmosfer melalui penguapan sederhana dari
permukaan badan air pada suhu di bawah 100O C. Dalam hal ini, energi
yang dibutuhkan untuk penguapan lebih besar daripada ketika air mendidih. Panas
laten penguapan berkisar dari 540 kalori sampai sekitar 600 kalori tergantung
pada suhu air (itu adalah sekitar 585 kalori ketika air cair pada suhu 20O C
[68O F]).
Perhatikan pada Gambar 6-4 dan 6-5
bahwa sekitar tujuh kali lebih panas yang dibutuhkan untuk menguapkan satu gram
air cair daripada yang dibutuhkan untuk melelehkan satu gram es. Perhatikan
juga bahwa ketika sublimasi terjadi, pertukaran panas laten hanyalah total
pertukaran padat-cair dan cair-gas.
Jadi panas laten adalah energi yang
dibtuhkan untuk mengubah wujud suat benda tanpa harus meningkatkan suhunya.
Pentingnya Panas Laten di Atmosfer
Setiap kali penguapan terjadi,
energi akan dihapus dari cairan untuk menguapkan sebagian air, sehingga suhu
cairan yang tersisa berkurang. Karena energi panas laten “disimpan” di uap air
selama proses penguapan, penguapan, pada dasarnya, proses pendinginan. Efek
pendinginan evaporative tersebut dialami ketika perenang meninggalkan kolam
renang di hari yang hangat kering. Tubuh basah menetes langsung kehilangan air
melalui penguapan ke udara sekitar, dan kulit merasakan penurunan suhu yang
dihasilkan.
Sebaliknya, karena energi panas
laten harus dibebaskan selama kondensasi, kondensasi, pada dasarnya, proses
pemanasan. Uap air merupakan “penyimpan” panas – kapanpun dan dimanapun
kondensasi berlangsung, panas ini ditambahkan kembali ke atmosfer. Pelepasan
panas laten selama kondensasi memainkan peran penting dalam stabilitas atmosfer
dan dalam banyak kekuatan badai.
Uap Air dan Penguapan
Uap air adalah tidak berwarna, tidak
berbau, hambar, gas tak terlihat yang bercampur bebas dengan gas-gas lain dari
atmosfer. Kita cenderung menjadi sadar mengenai uap air ketika kelembaban
tinggi karena udara terasa lengket, pakaian merasa basah, dan kulit kita terasa
berkeringat, atau ketika kelembaban rendah karena bibir kita merekah dan rambut
kita tidak menunjukkan reaksi.
Penguapan dan Tingkat Penguapan
Evaporasi dan kondensasi dapat
terjadi pada waktu yang sama. Uap air akan ditambahkan ke udara ketika laju
penguapan melebihi tingkat kondensasi, dengan kata lain, ketika ada penguapan
bersih.
Tingkat penguapan dari permukaan
air, dan oleh karena itu penguapan bersih, tergantung pada beberapa faktor: suhu (baik udara dan air), jumlah uap air
yang sudah ada di udara, dan apakah udara diam atau bergerak.
Suhu
Molekul air di air hangat lebih
dinamis daripada di air dingin, dengan demikian, penguapan cenderung lebih
banyak pada air hangat dari pada dingin. Udara hangat juga mendukung penguapan.
Suhu air yang tinggi menghasilkan agitasi lebih dalam molekul air cair, suhu
udara begitu tinggi menghasilkan agitasi lebih dalam molekul dari semua gas
yang membentuk udara. Semakin “energik” gas molekul di udara hangat dapat
bertabrakan dengan permukaan air cair dan memberikan cukup energi kinetik untuk
beberapa molekul air cair untuk memutuskan ikatan hidrogen dan memasuki udara
di atas sebagai uap.
Isi Uap Air dari Udara
Molekul air tidak bisa terus menguap
dan memasuki udara tanpa batas. Masing-masing gas di atmosfer memiliki tekanan.
Tekanan yang diberikan oleh uap air
disebut tekanan uap. Pada setiap suhu yang diberikan, ada tekanan uap
maksimum yang dapat dikerahkan molekul air. Semakin
tinggi suhu maksimum semakin tinggi tekanan uap (dengan kata lain terdapat
lebih banyak uap air di udara hangat daripada di udara dingin). Ketika
molekul air di udara mengerahkan tekanan uap maksimum yang mungkin pada suhu
tertentu, udara yang “jenuh” dengan uap air – pada titik ini, laju penguapan
dan laju kondensasi adalah sama. Jika tekanan uap maksimum terlampaui, lebih
banyak molekul uap air yang akan meninggalkan udara melalui kondensasi daripada
yang ditambahkan ke udara melalui penguapan – kondensasi bersih akan
berlangsung sampai tingkat penguapan dan kondensasi cocok dan udara memiliki
tekanan uap maksimum lagi. Artinya, penguapan
cenderung berlangsung lebih cepat bila ada relatif sedikit uap air di udara,
dan bahwa laju penguapan menurun karena udara semakin mendekati kejenuhan
(kejenuhan).
Angin
Jika udara di atas permukaan air
hampir jenuh dengan uap air, laju penguapan hampir sama dengan laju kondensasi,
sehingga penguapan lebih sedikit dapat terjadi. Jika udara tetap tenang dan
suhu tidak berubah, tidak ada penguapan bersih. Jika udara bergerak, namun,
melalui angin dan/atau turbulensi, molekul uap air di dalamnya lebih tersebar
luas. Penyebaran molekul uap air ini awalnya di udara dalam hubungan udara-air
yang berarti bahwa udara sekarang jauh dari kejenuhan dan sehingga tingkat
penguapan meningkat.
Kesimpulannya,
tingkat penguapan dari permukaan air dipengaruhi oleh suhu air dan udara,
jumlah uap air yang sudah di udara, dan tingkat angin. Tinggi suhu, udara
kering, gersang besar angin menyebabkan penguapan bersih lebih besar.
Evapotranspirasi
Penguapan dari tanah memiliki dua
sumber: (1) tanah dan permukaan benda mati lainnya, dan (2) tanaman. Jumlah uap
air yang menguap dari tanah relatif kecil, dan dengan demikian sebagian besar
kelembaban tanah yang diturunkan di udara berasal dari tanaman. Proses dimana
tanaman menyerahkan kelembaban melalui daun mereka disebut transpirasi, sehingga proses gabungan dari uap air masuk udara
dari sumber tanah disebut evapotranspirasi
(lihat Gambar 6-1). Dengan demikian, uap air di atmosfer ditambahkan melalui
penguapan dari air dan evapotranspirasi dari permukaan tanah.
Evapotranspirasi potensial adalah
jumlah evapotranspirasi yang akan terjadi jika tanah di lokasi tersebut adalah
basah sepanjang waktu. Untuk menentukan nilai evapotranspirasi potensial di
lokasi mana pun, data temperatur, vegetasi, dan karakteristik tanah di lokasi
yang ditambahkan ke nilai evapotranspirasi aktual dalam formula yang
menghasilkan perkiraan evapotranspirasi maksimum yang dapat mengakibatkan
kondisi lingkungan setempat jika kelembaban tersedia.
Di lokasi di mana tingkat curah
hujan melebihi laju evapotranspirasi potensial, surplus air terakumulasi di
dalam tanah. Di banyak bagian dunia, namun, tidak ada kelebihan air tanah,
kecuali secara lokal dan atau sementara, karena tingkat evapotranspirasi
potensial lebih tinggi dari tingkat curah hujan. Dimana evapotranspirasi
potensial melebihi curah hujan yang sebenarnya, tidak ada air yang tersedia
untuk penyimpanan dalam tanah dan tanaman, tanah kering dan vegetasi coklat
adalah hasilnya.
Ukuran Kelembaban
Jumlah uap air di udara disebut
sebagai kelembaban. Hal ini dapat diukur dan dinyatakan dalam berbagai cara,
masing-masing berguna untuk tujuan tertentu.
Air yang sebenarnya dalam Kandungan
Uap
Jumlah aktual air dari uap di udara
dapat digambarkan dalam beberapa cara yang berbeda.
Kelembaban Absolut
Kelembaban absolut biasanya dinyatakan dalam gram uap
air per meter kubik udara (g/m3, 1 gram adalah sekitar 0,035 ons,
dan 1 meter kubik adalah sekitar 35 kaki kubik). Misalnya, jika satu meter
kubik udara mengandung 12 gram uap air, kelembaban mutlak akan 12 g/m3.
Kelembaban mutlak maksimal (“kemampuan” uap air) untuk paket udara dibatasi
oleh suhu: udara dingin memiliki kelembaban absolut maksimum yang kecil
sementara udara hangat memiliki kelembaban absolut maksimum yang besar.
Kelembaban Spesifik
Massa uap air dalam massa udara
tertentu disebut kelembaban spesifik dan biasanya dinyatakan dalam butir uap
air per kilogram udara (g/kg, untuk perbandingan satu meter kubik udara di
permukaan laut memiliki massa sekitar 1,4 kg pada suhu kamar). Misalnya, jika
satu kilogram udara mengandung 15 gram uap air, kelembaban spesifik adalah 15 g
/ kg.
Tekanan uap
Kontribusi uap air dengan tekanan
total atmosfer disebut tekanan uap. Tekanan uap dapat dinyatakan dalam cara
yang sama seperti tekanan atmosfer total, dalam milibar (mb). Tekanan uap
maksimum yang mungkin ( “kapasitas” uap air) pada suhu tertentu disebut
kejenuhan tekanan uap. Perhatikan pada Gambar 6-8 bahwa pada suhu 10° C (50° F)
tekanan kejenuhan uap adalah sedikit lebih dari 10 mb, sementara pada 30° C
(86° F) tekanan uap jenuh adalah sekitar 40 mb –menggambarkan lagi bahwa udara
hangat memiliki potensi mengandung uap air lebih banyak dari pada udara dingin.
Kelembaban Relatif
Kelembaban relatif bukanlah
deskripsi isi uap air yang sebenarnya dari udara. Sebaliknya, kelembaban
relatif menggambarkan seberapa dekat udara adalah jenuh dengan uap air.
Kelembaban relatif adalah rasio
(dinyatakan sebagai persentase) yang membandingkan jumlah aktual dari uap air
di udara dengan “kemampuan” uap air dari udara. Kapasitas adalah jumlah
maksimum uap air yang terdapat di udara pada suhu tertentu. Udara dingin
memiliki kapasitas air uap yang rendah, sementara udara hangat memiliki
kapasitas air uap tinggi.
Hubungan Suhu-Kelembaban Relatif
Hubungan antara suhu dan kelembaban
relatif adalah dengan meningkatnya suhu, kelembaban relatif menurun, sebagai
penurunan suhu, kelembaban relatif meningkat. Pada pagi hari, suhu rendah dan
kelembaban relatif tinggi karena air udara ini kapasitas uap rendah. Seperti
udara memanas pada siang hari, kelembaban relatif menurun – karena udara hangat
memiliki kapasitas uap air lebih tinggi dari udara dingin. Dengan pendekatan
malam, suhu udara menurun, kapasitas uap air di udara berkurang, dan
meningkatkan kelembaban relatif.
Kelembaban relatif dapat ditentukan
dengan menggunakan alat sederhana yang dikenal sebagai psychrometer.
Konsep Kelembaban Terkait
Dua konsep lain yang berkaitan
dengan kelembaban relatif berguna dalam penelitian geografi fisik: suhu titik
embun dan temperatur sensible.
Suhu Titik Embun
Suhu di mana kejenuhan tercapai
disebut suhu titik embun, atau hanya titik embun. Suhu titik embun bervariasi
dengan kadar air dari udara. Dalam contoh kita di atas, kita melihat bahwa
udara yang mengandung 10 gram uap air per kilogram udara mencapai titik embun
ketika dingin sekitar 15° C (59.0° F), udara yang mengandung 20 gram uap air
per kilogram udara mencapai titik embun di sekitar 24° C (75.2° F).
Suhu Sensible
Suhu sensible merujuk pada
temperatur seperti yang dirasakan tubuh seseorang. Ini melibatkan tidak hanya
suhu udara yang sebenarnya, tetapi juga kondisi atmosfer lainnya, terutama yang
berkaitan kelembaban dan angin, yang mempengaruhi persepsi kita tentang panas
dan dingin.
Pada suatu hari, hangat dan lembab,
udara tampaknya lebih panas dari yang ditunjukkan termometer, dan suhu sensible
dikatakan tinggi. Hal ini karena udara mendekati kejenuhan, dan sebagainya keringat
pada kulit manusia tidakras mudah menguap. Jadi ada sedikit penguapan
pendinginan dan udara tampaknya lebih hangat daripada yang sebenarnya.
Pada kondisi hangat, hari yang
kering, menguapkan pendinginan sangat efektif, dan sehingga udara tampaknya lebih
dingin daripada yang sebenarnya, dalam hal ini, kita mengatakan bahwa suhu
sensible rendah.
Kondensasi
Kondensasi adalah kebalikan dari
penguapan. Ini adalah proses dimana uap air diubah menjadi air cair. Dengan
kata lain, itu adalah perubahan keadaan dari gas ke cair. Agar kondensasi
berlangsung, udara harus jenuh. Secara teori, keadaan jenuh dapat terjadi
melalui penambahan uap air ke udara, tetapi dalam prakteknya biasanya merupakan
hasil dari udara yang didinginkan pada suhu di bawah titik embun.
Kejenuhan saja tidak cukup untuk
menyebabkan kondensasi. Tegangan permukaan membuatnya hampir mustahil untuk
menumbuhkan tetesan air murni. Karena tegangan permukaan menghambat peningkatan
luas permukaan, itu membuat sangat sulit bagi molekul air tambahan untuk
memasukkan tetesan. (Di sisi lain, molekul dapat dengan mudah meninggalkan
tetesan kecil oleh penguapan, sehingga mengurangi wilayahnya.) Dengan demikian,
perlu untuk memiliki suatu permukaan di mana kondensasi dapat terjadi. Jika
tidak ada permukaan seperti yang tersedia, tidak ada kondensasi yang terjadi.
Dalam situasi seperti itu, udara menjadi jenuh (memiliki kelembaban relatif
lebih besar dari 100 persen) jika pendinginan berlanjut.
Biasanya, banyak permukaan yang
tersedia untuk kondensasi. Di permukaan tanah, ketersediaan air permukaan yang
jelas tidak ada masalah. Dalam udara di atas tanah, ada juga biasanya
kelimpahan “permukaan,” yang diwakili oleh partikel kecil dari debu, asap,
serbuk sari, bakteri, dan senyawa lainnya. Sebagian besar berbagai partikel
yang mikroskopis dan karena itu tak terlihat dengan mata telanjang. Mereka
disebut sebagai partikel higroskopis atau inti kondensasi, dan mereka berfungsi
sebagai pusat pengumpulan untuk molekul air selama kondensasi.
Segera setelah suhu udara mendingin
ke titik embun, uap air molekul mulai mengembun di sekitar inti kondensasi.
Tetesan tumbuh pesat karena semakin banyak uap air molekul menempel kepada
mereka, dan karena mereka menjadi lebih besar, mereka bertemu satu sama lain
dan menyatu sebagai tetesan bertabrakan tetap bersatu. Pertumbuhan yang
berkelanjutan dapat membuat mereka cukup besar untuk terlihat, kabut atau
partikel membentuk awan. Ukuran kecil dari partikel-partikel ini dapat dihargai
dengan menyadari bahwa setetes air hujan pun mungkin berisi satu juta atau
lebih inti kondensasi ditambah semua kelembaban yang terkait.
Air yang bertahan dalam bentuk cair
pada suhu di bawah titik beku dikatakan “super dingin.” Tetesan air super
dingin penting untuk kondensasi karena mereka mendorong pertumbuhan partikel es
di awan dingin dengan membekukan sekitar mereka atau dengan menguap menjadi uap
air di mana molekul dapat segera ditambahkan ke kristal es.
FOKUS
CITRA
SATELIT UAP AIR
Meskipun uap air di atmosfer tidak terlihat dengan
sensor manusia, satelit cuaca mendeteksi uap air dengan mengukur panjang
gelombang yang dipilih dari radiasi elektromagnetik. Gambar satelit uap air
menunjukkan wilayah udara kering dan udara lembab di atmosfer – bahkan jika
daerah ini bebas awan sehingga tidak akan menunjukkan dengan jelas pada cahaya
konvensional atau citra satelit cuaca inframerah (Gambar 6-C, 6-D, dan 6-E).
Ingat dari Bab 4 bahwa “jendela atmosfer” adalah
bagian dari kumpulan panjang gelombang m]) yangm[dari spektrum elektromagnetik
(antara sekitar 8 dan 12 mikrometer mana
atmosfer hampir transparan. Dengan kata lain, radiasi panjang gelombang yang
dipancarkan oleh permukaan bumi atau dari awan dengan panjang gelombang m tidak
mudah diserap oleh gas rumah kaca seperti uap air.mantara 8 dan 12 m –mm dan 7,3 mNamun, panjang gelombang radiasi di
luar jendela atmosfer – 6.7 adalah
diserap secara jelas kemudian diradiasi ulang oleh uap air.
Dengan mendeteksi panjang gelombang radiasi inframerah
yang dipancarkan oleh uap air, para ilmuwan memiliki cara untuk memperkirakan
jumlah uap air di atmosfer. Kami mmmenyimpulkan bahwa daerah dengan
emisi radiasi inframerah tinggi pada 6,7 m mengandung jumlah uap air yang relatif
besar, sedangkan daerah denganmdan 73 emisi panjang gelombang rendah tersebut
mengandung jumlah uap air relatif kecil.
Dalam skala gambar uap air abu-abu (“hitam dan
putih“), warna lebih gelap dari daerah abu-abu menunjukkan udara yang relatif
kering, sementara nuansa lebih ringan dari daerah abu-abu menunjukkan udara
yang relatif lembab. Dalam gambar warna uap air, udara yang relatif kering
sering ditampilkan sebagai biru gelap sementara udara yang relatif lembab
ditampilkan dalam nuansa oranye dan merah.
Karena gambar uap air mendeteksi emisi inframerah dari
uap air di troposfer menengah dan atas (di atas sekitar 4500 meter [15.000
kaki]) di samping memberikan informasi tentang kadar air dari atmosfer, gambar
ini juga memberikan informasi tentang gerakan angin di atas atmosfer, terutama
ketika urutan waktu “putaran film” yang digunakan.
Anda dapat melihat gambar satelit uap air di Internet
dari banyak situs, termasuk http:/www.nrlmry.navy.mil/sat_products.html.
Proses Adiabatik
Proses Adiabatik dan Stabilitas
Atmosfer
Salah satu fakta yang paling penting
dalam geografi fisik adalah bahwa satu-satunya cara di mana massa udara yang
besar dapat didinginkan ke suhu titik embun adalah dengan ekspansi melalui
kenaikan massa udara. Dengan demikian, satu-satunya mekanisme yang menonjol
untuk pengembangan awan dan produksi hujan adalah pendinginan adiabatik.
Seperti yang kita dicatat dalam Bab 4, ketika udara naik, tekanannya berkurang,
dan karena itu mengembang dan mendinginkan secara adiabatik.
Ketika sebidang udara tak jenuh
naik, mendingin pada tingkat yang relatif stabil dari 10° C per 1000 meter
(5,5° F per 1000 kaki). Hal ini dikenal sebagai tingkat adiabatik kering (juga
disebut tingkat perubahan adiabatik kering).
Awan
Awan adalah koleksi tetesan air atau kristal es kecil.
Mereka adalah ekspresi yang terlihat dari kondensasi dan memberikan bukti jelas
hal-hal lain yang terjadi di atmosfer.
. Pada waktu tertentu, sekitar 50
persen dari bumi ditutupi oleh awan, pentingnya dasar yaitu bahwa mereka adalah
sumber dari curah hujan. Tidak semua awan endapan, namun curah hujan semua
berasal dari awan.
Awan juga penting karena pengaruh
mereka pada energi radiasi Mereka menerima isolasi baik dari radiasi di atas
dan terestrial dari bawah, dan kemudian mereka dapat menyerap, mencerminkan,
menyebarkan, atau meradiasi ulang energi ini. Dengan demikian memahami fungsi
dari awan dalam energi global adalah penting, dan awan harus diperhitungkan
ketika mencoba untuk mengantisipasi penyebab atau konsekuensi dari perubahan
iklim.
Bentuk Awan
- Awan Cirriform (Latin cirrus, “seikat rambut”) tipis dan bergumpal dan terdiri dari kristal es bukannya tetesan air.
- Awan Stratiform (Latin stratus, “menyebar”) muncul sebagai lembar keabu-abuan yang menutupi sebagian atau seluruh langit, jarang yang dipecah menjadi unit awan individu.
- Awan Cumuliform (Latin cumulus, “massal” atau “tumpukan”) yang besar dan bulat, biasanya dengan dasar datar dan horisontal luas yang terbatas tetapi sering mengepul ke atas ke ketinggian yang besar.
- Kelompok Awan
Sebagai
detail akhir dari skema klasifikasi internasional, 10 jenis awan dibagi menjadi
empat kelompok atas dasar ketinggian.
1.
Awan tinggi umumnya ditemukan di atas 6 kilometer
(20.000 kaki). Karena sejumlah kecil uap air dan suhu rendah pada ketinggian
tersebut, awan tipis, putih, dan terdiri dari kristal es. Termasuk dalam
kelompok ini adalah cirrus, cirrocumulus, dan cirrostratus. Awan tinggi ini
sering menjadi pertanda dari suatu sistem cuaca yang mendekati atau badai.
2.
Awan menengah biasanya terjadi antara sekitar 2 dan 6
kilometer (6500 dan 20.000 kaki). Awan ini mungkin berupa stratiform atau
cumuliform dan terdiri dari air cair. Termasuk jenis yang altocumulus dan
altostratus. Awan altocumulus bengkak biasanya menunjukkan kondisi cuaca yang
tetap, sedangkan altostratus panjang sering dikaitkan dengan perubahan cuaca.
3.
Awan rendah biasanya di bawah 2 kilometer (6500 kaki).
Awan ini kadang-kadang terjadi sebagai awan individu tetapi lebih sering muncul
sebagai awan umum. Jenis awan rendah termasuk stratus, stratocumulus, dan
nimbostratus. Awan ini rendah sering tersebar luas dan berkaitan dengan langit
muram dan hujan gerimis.
4.
Kelompok keempat, awan pengembangan vertikal, tumbuh
ke atas dari basis yang rendah ke ketinggian sebanyak 15 kilometer (60.000
kaki). Menyebar horisontal mereka biasanya sangat terbatas. Awan ini
menunjukkan gerakan vertikal sangat aktif di udara. Jenis relevan adalah
cumulus, yang biasanya mengindikasikan cuaca cerah, dan cumulonimbus, yang merupakan
awan badai.
Kabut
Dari sudut pandang global, kabut
merupakan bentuk kecil dari kondensasi. Pentingnya bagi manusia adalah amat
tinggi, namun, karena mereka bisa cukup menghalangi visibilitas untuk membuat
permukaan berbahaya bagi transportasi atau bahkan mustahil . Kabut hanyalah
sebuah awan di tanah. Tidak ada perbedaan fisik antara awan dan kabut, tetapi
ada perbedaan penting dalam bagaimana bentuk masing-masing. Sebagian besar awan
berkembang sebagai hasil dari pendinginan adiabatik di udara yang meningkat,
tetapi jarang terlibat dalam pembentukan kabut. Sebaliknya, sebagian kabut
terbentuk ketika udara di permukaan bumi mendingin di bawah temperatur titik
embun atau bila uap air ditambahkan ke udara untuk jenuh
5.
Ada, empat jenis kabut yang diakui secara umum :
1. Kabut
radiasi dihasilkan bila tanah kehilangan panas melalui radiasi, biasanya pada
malam hari. Panas terpancar jauh dari tanah melewati lapisan terendah dari
udara dan ke daerah yang lebih tinggi. Udara yang paling dekat dengan tanah
mendingin ketika panas mengalir dengan cara konduktif dari itu ke tanah yang
relatif dingin, dan kabut mengembun di udara didinginkan pada titik embun.
2. Kabut
adveksi terjadi ketika udara hangat, lembab bergerak horizontal di atas
permukaan yang dingin, seperti salju menutup tanah atau laut dingin saat ini.
Udara bergerak dari laut ke darat merupakan sumber yang paling umum dari kabut
adveksi.
3. Kabut
upslope, atau kabut orografis (dari bahasa Yunani oro, “gunung”), diciptakan oleh pendinginan adiabatik saat udara
lembab naik di kemiringan topografi.
4. Hasil
penguapan kabut ketika uap air ditambahkan ke udara dingin yang sudah dekat
saturasi.
Embun
Embun biasanya berasal dari radiasi terestrial. Radiasi
malam hari mendinginkan benda (rumput, trotoar, mobil, atau apa pun) di
permukaan bumi, dan udara yang berdekatan pada gilirannya didinginkan oleh
konduksi. Jika udara didinginkan cukup untuk mencapai saturasi, manik-manik
kecil air mengumpul pada permukaan objek dingin. Jika suhu di bawah titik beku,
kristal es (white frost) daripada
tetesan air yang terbentuk
Tabrakan / koalesensi.
Ini merupakan proses terjadinya
hujan yang di hasilkan oleh awan hangat yang berada di daerah tropis,
kondensasi yang terjadi pada awan ini sangatlah kecil sehingga hanya
mengakibatkan tetesan-tetesan kecil, air itu harus saling menyatu dan
bertabrakan agar menjadi tetesan air yang besar agar bisa jatuh sabagai hujan.
Akan tetapi pada beberapa keadaan tetesan yang lebih besar juga dapat pecah
yang di akibatkan oleh tertabrak awan atau angin,dan perbedaan muatan listrik
yang dikandungnya.
Pembentukan
Kristal es
Pembentukan Kristal es ini berawal
dari naiknya uap air yang terbawa angin ke daerah yang sangat tinggi dan
dingin, kemudian saat melewati awan,molekul air terhambur kemana-mana secara
tidak teratur. Setelah beberapa waktu molekul air bergerak lebih perlahan dan
kemudian membentuk kelompok dan menjadi padat karena penurunan suhu, dan
terbentuklah Kristal-kristal es. Kristal es tumbuh dengan menarik uap air untuk
diri mereka sendiri, menyebabkan tetesan air cair yang membentuk awan menguap
untuk mengisi pasokan uap air. Proses tumbuh kristal es dan tetesan awan
menyusut dapat terus sampai kristal es yang besar dan cukup berat untuk jatuh.
Bentuk
Pengendapan
Beberapa bentuk pengendapat sebagai
hasil dari proses yang baru saja dijelaskan tergantung pada suhu udara dan
turbulensi
Hujan
Hujan merupakan butiran butiran air
yang dicurahkan dari atmosfer ke permukaan bumi, proses terjadinya hujan secara
singkat adalah sebagai berikut, air menguap menjadi uap air yang terbang
terbawa angin dan menggumpal menjadi awan karena mengalami proses kondensasi
dan mengalami kejenuhan akhirnya turunlah sebagai hujan.
Salju
Merupakan nama umum dari hujan
Kristal-kristal es yang sangat kecil,padat dan dingin yang mengumpal menjadi
satu, yang terbentuk ketika uap air dikonversi langsung ke es melalui sublimasi
tanpa tahap cair menengah dan jatuh ke per mukaan bumi.
Hujan bercampur salju
Merupakan
peristiwa hujan air seperti biasa kita lihat akan tetapi bersamaan dengan salju
yang turun, pada umumnya hujan ini kecil atau seperti gerimis.
Glaze
(hujan beku)
Glaze (atau hujan beku) adalah hujan
yang berubah menjadi es ketika itu bertabrakan dengan benda padat. Meskipun
tetes air tidak membeku di udara (dengan kata lain, mereka tidak beralih ke
hujan es), mereka menjadi sangat dingin di lapisan ini dan akan segera
dikonversi ke permukaan es ketika mereka mendarat.
Hujan
es (Hail)
Merupakan bentuk pengendapan yang paling kompleks, terdiri
dari pellet kecil / benjolan es yang terdiri dari lapisan konsentris yang
terdiri dari Kristal es besar dan lapisan berawan yang mengandung gelembung
udara kecil. Hujan ini di produksi oleh awan cumulonimbus akibat ketikstabilan
dan arus udara kuat vertical, terjadi lebih sering di musim panas,dan terjadi
di awan yang dibawahnya bersuhu lebih hangat dari 0O C (32O
F) dan di atasnya lebih dingin dari itu. Arus naik membawa air dari lapisan
atas pembekuan atau partikel es kecil dari bagian terendah dari lapisan bawah
titik beku ke atas, di mana mereka tumbuh dengan mengumpulkan uap air dari
tetesan awan super dingin. Ketika partikel menjadi terlalu besar untuk didukung
di udara, mereka jatuh, mengumpulkan lebih banyak uap air di jalan bawah. Jika
mereka menghadapi udara yang bergerak ke atas cukup kuat, mereka dapat dibawa
ke langit lagi, hanya untuk jatuh di lain waktu.
Pengangkatan
Atmosfer dan Pengendapan
Peran udara naik dan pendinginan
adiabatik ditekankan dalam bab ini. Hanya melalui peristiwa ini jumlah curah
hujan yang signifikan berasal. Ada empat jenis utama pengangkatan atmosfer
yaitu (a) konvektif, (b)
orografis, (c) frontal, (d) konvergen.
Pengangkatan
Konvektif
Karena pemanasan yang tidak merata pada daerah permukaan
yang berbeda, udara di dekat tanah dapat dihangatkan oleh konduksi dari udara
di sekitarnya. Kepadatan udara panas berkurang karena udara mengembang,
sehingga udara naik ke lapisan yang memiliki kepadatan yang lebih rendah, dalam
situasi mengangkat konvektif. Tekanan udara tidak stabil menurun dengan
meningkatnya udara, sehingga pendinginan adiabatik ke suhu titik embun.
Kondensasi dimulai dengan bentuk awan kumulus. Dengan kondisi kelembaban yang tepat,
suhu, dan stabilitas, awan akan tumbuh menjadi awan cumulonimbus yang menjulang
tinggi, dengan hujan lebat dan atau hujan es disertai petir dan Guntur. Curah
hujan konvektif biasanya lebat dengan hujan besar turun dengan cepat dan hebat
tetapi hanya untuk jangka waktu pendek. Hal ini terutama terkait dengan
bagian-bagian yang hangat di dunia dan musim hangat.
Pengangkatan
Orografis
Hambatan topografi yang menghalangi jalur pergerakan udara
horisontal cenderung menyebabkan massa udara yang besar untuk perjalanan
menaiki lereng,ini semacam pendakian paksa, dari pengangkatan orografis dapat
menghasilkan curah hujan orografis jika udara naik didinginkan ke titik embun.
Diketahui, jika ketidakstabilan signifikan telah dipicu oleh gerakan menaiki
lereng, udara terus meningkat saat mencapai bagian atas lereng. Lebih
sering,udara turun di sisi bawah angin dari penghalang. Segera setelah itu
mulai bergerak menuruni lereng, pendinginan adiabatik digantikan oleh pemanasan
dan kondensasi adiabatik dan curah hujan berhenti. Jadi kemiringan angin
bertiup ke sisi basah, lereng bawah angin adalah sisi kering, dan istilah
bayangan hujan diterapkan untuk lereng bawah angin dan daerah melampaui sejauh
pengaruh pengeringan meluas.
Pengangkatan Frontal
Ketika massa udara bertemu, mereka tidak bergabung.
Sebaliknya, zona diskontinuitas disebut front didirikan di antara mereka, dan
udara hangat naik melalui udara dingin, Ketika udara hangat dipaksa naik, hal
itu dapat didinginkan ke titik embun dengan awan dan curah hujan yang
dihasilkan. Curah hujan yang dihasilkan tersebut disebut sebagai curah hujan
frontal. Aktivitas frontal yang paling karakteristik dari pertengahan garis
lintang, dan curah hujan frontal sangat terkenal di daerah yang merupakan
pertemuan udara dingin kutub dan udara tropis yang hangat.
Pengangkatan Konvergen
Kurang umum daripada tiga jenis lain, tetapi tetap
signifikan dalam beberapa situasi, adalah pengangkatan konvergen dan curah
hujan konvergen yang menyertainya. Setiap kali udara konvergen, hakan
menghasilkan pengangkatan umum karena berkerumun. Pengangkatan paksa ini
meningkatkan ketidakstabilan dan kemungkinan akan menghasilkan hujan /
presipitasi. Hal ini sering dikaitkan dengan sistem badai siklon.
Distribusi Global Hujan
Tekanan Musiman dan Pola hujan
Aspek geografis yang paling penting dari kelembaban atmosfer
adalah distribusi spasial curah hujan. Pola skala luas zonal didasarkan pada
lintang. Bagian ini memfokuskan pada peta yang menggambarkan seluruh dunia dan
distribusi curah hujan AS. Perangkat kartografi utama yang digunakan adalah
isohyet, garis menggabungkan poin dari jumlah presipitasi yang sama.
Rata-rata Hujan Tahunan
Jumlah
curah hujan pada setiap bagian dari permukaan bumi ditentukan oleh sifat massa
udara yang terlibat dan sejauh mana udara yang terangkat. Kelembaban,
temperatur, dan stabilitas dari massa udara yang sebagian besar tergantung pada
di mana udara berasal (atas tanah atau air, di lintang tinggi atau rendah).
Jumlah pengangkatan dan pengangkatan apakah yang terjadi ditentukan oleh pola
tekanan zonal, hambatan topografi, badai, dan gangguan atmosfer lainnya
Daerah Dengan Hutan Tahunan Tinggi
Curah
hujan tahunan yang tinggi umumnya ditemukan dalam dua jenis lokasi:
- Garis lintang tropis yang mengandung sebagian besar daerah terbasah. Pertukaran angin hangat timur mampu membawa kelembaban, dan dipaksa naik, curah hujan sangat berat biasanya diproduksi di daerah tersebut. Daerah khatulistiwa terutama mencerminkan kondisi di mana air laut yang hangat mudah menguap dan, lembab, udara tidak stabil terangkat di ITCZ. Daerah lainnya adalah daratan pantai timur tropis – misalnya, pantai timur Amerika Tengah, timur laut Amerika Selatan, dan Madagaskar –daerah basah di pantai barat Asia Tenggara, India, dan yang disebut Pantai Guinea Afrika Barat.
- Zona sempit di sepanjang pantai barat Amerika Utara dan Selatan antara 40O dan 60O lintang. Daerah ini memperlihatkan kombinasi aliran udara barat, badai, dan hambatan gunung yang tegak lurus terhadap arah angin barat. Adanya pegunungan dari utara-selatan dekat pantai membatasi curah hujan dan menciptakan efek bayangan hujan di sebelah timur.
Daerah dengan Hujan Tahunan Rendah
Daerah utama curah hujan tahunan rendah di peta dunia ditemukan
pada tiga jenis lokasi.
- Lahan kering yang paling menonjol di sisi barat benua di lintang subtropis (berpusat di 25O atau 30O), Kondisi tekanan tinggi,udara tenggelam, yang tidak kondusif untuk kondensasi dan presipitasi.
- Daerah kering di pertengahan garis lintang yang paling luas di pusat dan barat daya Asia, tetapi juga terjadi di Amerika Utara barat dan tenggara Amerika Selatan. Dalam setiap kasus, kekeringan ini disebabkan kurangnya akses untuk massa udara lembab,dan jarak dengan pantai yg memungkinkan angin darat.
- Di lintang sangat tinggi, tidak ada curah hujan di mana saja. Permukaan air langka dan dingin, sehingga sedikit kesempatan untuk kelembaban menguap ke udara. Akibatnya, massa udara kutub memiliki kelembaban mutlak yang rendah dan curah hujan sedikit. Daerah ini disebut akurat sebagai gurun dingin.
Satu
generalisasi lebih lanjut pada distribusi curah hujan adalah kontras antara
tepi benua dan interior. Karena daerah pesisir yang lebih dekat dengan sumber
air, mereka biasanya menerima curah hujan lebih dari daerah interior.
Pola Hujan Musiman
Sebagian
besar di dunia, jumlah curah hujan yang
diterima di musim panas jauh berbeda dari jumlah yang diterima di musim dingin.
Variasi ini paling menonjol di daerah interior benua, di mana musim panas
mengalami pemanasan yang kuat di permukaan mengakibatkan ketidakstabilan yang
lebih besar dan potensi untuk aktivitas konvektif yang lebih besar. Dengan
demikian, di daerah pedalaman, sebagian besar curah hujan tahunan terjadi
selama musim panas, dan musim dingin umumnya waktu anti-siklon kondisi divergen
dengan aliran udara.
Peta curah
hujan rata-rata pada bulan Januari dan Juli memberikan indikasi yang dapat
diandalkan. Generalisasi yang menonjol yang dapat diperoleh dari peta adalah
sebagai berikut:
- Pergeseran tekanan musiman dan sistem angin, pergeseran yang mengikuti Matahari (utara dan selatan pada bulan Juli pada Januari), tercermin dalam perpindahan zona basah dan kering. Hal ini terlihat paling jelas di daerah tropis, di mana hujan deras dari ITCZ jelas bermigrasi ke utara dan selatan di musim yang berbeda.
- Musim panas adalah waktu curah hujan maksimum di atas bagian besar dunia. Wilayah belahan bumi utara mengalami curah hujan terberat pada bulan Juli, dan sedangkan belahan bumi selatan pada bulan januari.
- Variasi yang paling mencolok adalah di daerah angin musim (terutama selatan dan timur Asia, Australia utara, dan Afrika Barat), di mana musim panas cenderung sangat basah dan musim dingin umumnya kering.
Variabilitas
curah hujan
Variabilitas
curah hujan adalah keadaan yang diharapkan dari curah hujan rata-rata pada
suatu tahun tertentu, dinyatakan sebagai persentase atas atau di bawah
rata-rata. Misalnya, variabilitas curah hujan dari 20 persen berarti bahwa
lokasi mengharapkan untuk menerima 20 persen lebih atau 20 persen lebih sedikit
dari rata-rata curah hujan pada suatu tahun tertentu. Jika lokasi memiliki
curah hujan jangka panjang tahunan rata-rata 50 cm (20 inci) dan memiliki
variabilitas curah hujan dari 20 persen, curah hujan “normal” selama setahun
akan berupa 40 cm (16 inci) atau 60 cm ( 24 inci)-dalam jangka panjang,
rata-rata keluar sampai 50 cm.
Hujan
Asam
Salah satu masalah lingkungan yang dialami sejak paruh kedua
abad 20, intensitasnya meningkat dari tahun ke tahun.hujan aasam merupakan
hujan yang di dalamnya mengandung polutan asam yang bisa jatuh ke bumi dengan salju, hujan es dan
salju, hujan es, atau kabut atau dalam bentuk kering gas atau partikel. Asam
sulfat dan nitrat adalah penyebab utama,sulfur dioksida (SOx) dan
nitrogen oksida (NOX) hasil dari limbah pabrik dibawa oleh
angin,bercampur dengan kelembaban atmosfer dan membentuk asam sulfat dan nitrat
yang diendapkan cepat atau lambat.
Keasaman
diukur pada skala pH berdasarkan konsentrasi relatif dari ion hidrogen (H +,
Gambar 6-38). Rentang skala dari 0 sampai 14, di mana ujung bawah mewakili
keasaman yang ekstrim (baterai asam memiliki pH 1) dan alkalinitas ujung atas
yang ekstrim. (Alkalinitas adalah kebalikan dari keasaman, sebuah zat yang
sangat asam juga dapat dicirikan sebagai alkalinitas sangat rendah, dan zat
yang sangat alkali memiliki keasaman sangat rendah. Alkali kimia, misalnya,
memiliki pH 13) Skala pH adalah skala logaritmik, yang berarti bahwa perbedaan
satu jumlah keseluruhan pada skala mencerminkan perubahan 10 kali lipat dalam
nilai absolut. Curah hujan di udara bersih, bebas debu memiliki pH sekitar 5,6.
Jadi setiap curah hujan yang memiliki nilai pH kurang dari 5,6 dianggap hujan
asam.
Kerusakan
dari hujan Asam
Curah hujan asam adalah bahaya besar terhadap lingkungan.
Kerusakan yang paling mencolok adalah ekosistem perairan. Ribuan danau dan
sungai sekarang asam,ikan dan tumbuhan air semua mati, deposisi asam telah
menyebabkan erosi pada bangunan-bangunan.
Salah satu kompleksitas masalah yang ditimbulkan dari
situasi ini adalah bahwa banyak dari pencemaran tersebut berasal dari jarak
yang jauh dari sumbernya. Lokasi melawan arah angin menerima endapan asam yang
tidak diinginkan dari asal angin. Contohnya di Skandinavia dan Jerman mengeluh
tentang polusi Inggris; Kanada menyalahkan sumber AS, New Englanders menuduh
Midwest.
