AWAN DAN PRESIPITASI Tujuan Instruksional Khusus : Mampu mengemukakan secara deskriptif konsep dasar pembentukan awan dan presipitasi, serta mengenali jenis-jenis awan dan presipitasi

SIKLUS HIDROLOGI Siklus hidrologi adalah tahap-tahap yang dilalui oleh air dalam berbagai bentuk, dari atmosfer, ke bumi dan kembali ke atmosfer (Wilson, 1969; Seyhan, 1977).

AWAN DAN PRESIPITASI Awan adalah suatu bentukan hasil proses kondensasi yang digambarkan sebagai kumpulan butiran air atau kristal es kecil (Lutgens dan Tarbuck, 1982) Presipitasi adalah istilah yang digunakan untuk seluruh air dalam bentuk cair atau padat (kristal es) yang berukuran cukup besar untuk jatuh ke permukaan bumi (Stull, 2000) Hydrometeor meliputi bentuk butir awan dan kristal yang sangat kecil hingga presipitasi terbesar seperti hail. Virga adalah hidrometeor yang cukup besar dan berat untuk keluar dari awan tapi menguap sebelum mencapai permukaan bumi

PROSES PEMBENTUKAN AWAN DAN PRESIPITASI proses dinamik dan proses mikrofisik faktor-faktor penting : kadar uap air di atmosfer (~ evaporasi) distribusi aerosol higroskopis gerak udara vertikal gerak udara yang memberikan kondisi umum untuk pembentukan awan proses pembentukan butiran individu melalui kondensasi uap dan tumbuh oleh interaksi antar individu

DISTRIBUSI AEROSOL HIGROSKOPIS Atmosfer mengandung partikel-partikel yang disebut aerosol, sebagian aerosol bersifat higroskopis artinya mampu menyerap air, dan menjadi inti kondensasi. Sumber aerosol dapat berupa kebakaran hutan, sisa pembakaran, percikan gelombang laut, serbuk sari (pollen), dan sebagainya. Ukuran jejari aerosol adalah sekitar 10-4 - 10 μm. ( Wallace dan Hobbs 1977) Aerosol terkecil dengan diameter < 0.2 μm disebut Aitken, sesuai dengan nama penemunya John Aitken seorang ahli fisika dari Scottlandia.

GERAK UDARA VERTIKAL Stabilitas atmosfer adalah kecenderungan suatu paket udara untuk bergerak secara vertikal, yang dibagi menjadi stabil, tidak stabil dan netral. stabil jika suatu massa udara, yang dianggap merupakan suatu paket udara, bertahan pada posisinya secara vertikal. Hal ini terjadi ketika suhu paket udara lebih rendah dibandingkan dengan suhu lingkungan tidak stabil jika massa udara dapat berkembang secara vertikal, yang terjadi ketika suhu paket udara lebih tinggi dibandingkan suhu lingkungannya Kondisi netral ditunjukkan oleh laju penurunan suhu yang sama antara paket udara dan lingkungannya

STABILITAS ATMOSFER Stabilitas atmosfer ditentukan dengan mengasumsikan bahwa pergerakan paket udara secara vertikal berlangsung secara adiabatik. Proses adiabatik adalah proses perubahan tanpa ada pertukaran energi panas (penambahan maupun pengurangan) dengan lingkungannya, tetapi akibat pemampatan atau pengembangan (Lutgens dan tarbuck, 1982). Prinsip : perbedaan suhu antara paket udara dan lingkungannya akan mempengaruhi perbedaan kerapatan, sehingga mempengaruhi gaya apung (bouyancy). Udara yang lebih hangat akan cenderung mengembang vertikal, sebaliknya udara yang lebih dingin akan cenderung mengendap (sink). Udara yang tidak jenuh akan mengalami laju penurunan suhu tetap sebesar 1oC setiap naik 100 m (sebagian sumber literatur menggunakan - 9.8oC per km) atau dikenal sebagai laju penurunan suhu adiabatik kering (dry adiabatic lapse rate; DALR). Ketika paket udara tersebut mengalami kondensasi maka laju penurunan suhu menjadi berkurang : 0.5oC per 100 m untuk udara yang kandungan kelembabannya tinggi hingga 0.9oC per 100 m untuk udara yang kandungan kelembabannya rendah. Laju penurunan suhu ini disebut dengan laju penurunan suhu adiabatik basah (wet adiabatic lapse rate; atau saturated adiabatic lapse rate; SALR). laju penurunan suhu lingkungan dikenal sebagai environmental lapse rate (ELR).

STABIL ELR < DALR T z 21.15 100 m 22.15 20.15 21.65 20.65 Laju penurunan suhu lingkungan (γ) Laju adiabatik kering (Γ) ELR < DALR

TIDAK STABIL TIDAK STABIL MUTLAK : ELR > DALR z T 21.1 22.1 100 m 22.4 19.9 z Laju penurunan suhu lingkungan (γ) Laju adiabatik kering (Γ) 20.1 19.1 TIDAK STABIL MUTLAK : ELR > DALR

NETRAL T 22.1 21.1 20.1 100 m 21.15 z Laju penurunan suhu lingkungan (γ) Laju adiabatik kering (Γ) ELR = DALR

PROSES PENGANGKATAN MASSA UDARA

PROSES PENGINTIAN AWAN (NUCLEATION) Massa udara terangkat, butir-butir aerosol higroskopis menyerap uap air dari sekitarnya dan saat mencapai kejenuhan terjadi kondensasi. proses kondensasi yang terjadi pada lingkungan yang murni tanpa inti kondensasi maka disebut pengintian homogen (homogeneous atau spontaneous nucleisation) , jika terjadi pada inti kondensasi disebut pengintian heterogen. Pengintian homogen dicapai pada keadaan lewat jenuh sangat tinggi, sedangkan pengintian heterogen dicapai pada keadaan lewat jenuh rendah dan berperan penting di atmosfer (Rogers, 1979). Adanya partikel aerosol sebagai zat terlarut menyebabkan tekanan uap di atas permukaan tetes cairan akan menurun. Jika tetes berbentuk bola dengan jari-jari r, maka perbandingan tekanan uap jenuh antara tetes cairan dan larutan dapat dicari dengan persamaan pendekatan (Rogers, 1979) :

a = 3.3 x 10-5 T disebut sebagai faktor kelengkungan (curvature term) b = 4.3 x im/Ms sebagai faktor zat terlarut (solution term) i = efek kelvin yaitu efek lengkungan yang menyatakan kenaikan tekanan uap di atas permukaan cembung (konveks) m = massa zat terlarut T = suhu Ms = berat molekul zat terlarut

PROSES PERTUMBUHAN BUTIR AWAN

PROSES PERTUMBUHAN BUTIR AWAN RH , butir akan tumbuh hingga mencapai keseimbangan kembali, proses ini dapat berlangsung terus hingga melewati RH 100%. Puncak kurva dicapai ketika jejari mencapai jejari kritis r* dan rasio jenuh kritis S*. Tetes dengan jejari r < r* akan tumbuh pada perbandingan jenuh S < S*, maka uap air akan berdifusi ke arah tetes, dan tetes akan tumbuh menjadi ukuran tetes awan (sekitar 0.02 mm). Tetes dengan jejari r < r* hanya tumbuh karena kenaikan kelembaban nisbi, dan disebut partikel haze inti kondensasi : aktif jika tetes yang terbentuk pada inti dapat tumbuh mencapai jejari kritis r*. Secara teoritis, sekali tetes melewati jejari kritis, maka pertumbuhan akan terus berlanjut. Secara alami dalam awan banyak sekali mengandung tetes yang bersaing mendapatkan uap air, maka pertumbuhan terus-menerus tidak terjadi.

JENIS DAN KLASIFIKASI AWAN Berdasarkan proses dinamika dan gerak vertikal, secara umum terbentuk dua jenis awan (Neiburger, 1976) yaitu : Stratiform ; dangkal dan menyebar (disebut juga awan berlapis (layerclouds)) kecepatan gerak vertikal 1-10 cm per detik. Dihasilkan oleh pengangkatan udara konvergensi horizontal atau akibat perputaran atau turbulensi ireguler yang meluas sehingga gerak vertikalnya kecil dan awan tersebar lebih seragam untuk wilayah yang luas. Cumuliform ; awan dengan dimensi vertikal dan horizontal hampir seragam sekitar 1-10 km. Gerak vertikal dengan kecepatan 1-10 m per detik terus menerus untuk periode pendek sekitar 30 menit Dihasilkan oleh gerak konvektif karena ketidakstabilan hidrostatik; secara potensial udara yang lebih ringan terangkat dalam pusat sel konvektif dan udara lebih berat turun. Selama itu paket udara mengalami gerakan ke atas dan ke bawah, beberapa di antaranya dipindahkan ke atas sekitar 5 km atau bahkan untuk thunderstorm lebih dari 10 km. Pada kondisi atmosfer stabil, pertumbuhan awan terganggu, bahkan awan menjadi tidak potensial untuk turunnya presipitasi.

Tidak ada presipitasi cirrus cirrocumulus cirrostratus

nimbostratus Intensitas hujan/salju lebih tinggi Altocumulus Hujan Altostratus Hujan / salju

Stratocumulus : drizzle Cumulus : Hujan/salju Stratus: drizzle Cumulonimbus : hujan deras, badai, petir

Kabut Kabut adalah awan yang ada di permukaan. Kabut terbentuk ketika udara di permukaan didinginkan dan menyebabkan kondisi jenuh (RH 100%). Kabut radiasi atau kabut permukaan (Radiation fog atau ground fog) dihasilkan oleh pendinginan atmosfer dekat permukaan akibat emisi radiasi gelombang panjang. Biasanya cukup dangkal dan berkembang hingga sore hari. Sesaat sebelum matahari terbit kabut radiasi menghilang karena pemanasan permukaan oleh radiasi matahari. Kabut lereng; yang terbentuk ketika udara mengalir melalui topografi yang lebih tinggi. Pada kasus ini udara didinginkan secara adiabatik dan sering ditemukan di sisi lereng arah tujuan angin (windward) dari suatu pegunungan. Kabut adveksi; terbentuk ketika udara mengalir di atas suatu permukaan yang berbeda suhunya. Adveksi udara hangat dapat menghasilkan kabut jika melalui suatu permukaan yang dingin. Kabut evaporasi; adalah jenis khusus dari kabut adveksi. Terbentuk ketika udara dingin meluas ke atas suatu permukaan yang lebih hangat baik itu tubuh air atau daratan. Kabut terbentuk ketika air dari permukaan menguap masuk ke udara dingin dan menjadi jenuh. Kabut jenis ini disebut juga steam fog atau sea smoke. Kabut frontal (frontal frog) adalah jenis kabut yang timbul akibat adanya front, khususnya front panas. Hujan yang turun dan masuk ke dalam front panas akan mengalami evaporasi sehingga akan menambah kandungan uap air di atmosfer. Kabut terbentuk ketika jumlah air di atmosfer di atas front mencapai titik jenuh (RH 100%)

Kabut evaporasi Kabut di pegunungan Kabut radiasi Kabut adveksi Kabut di lembah Kabut di lereng Kabut es

PRESIPITASI Presipitasi terjadi ketika populasi awan tidak stabil dan beberapa butir tumbuh lebih besar dari butir yang lain (Rogers, 1979). Jari-jari relatif butir hujan r = 103 μm dengan kecepatan akhir (terminal velocity) sekitar 650 cm per detik.

PROSES MIKROFISIK 1. Proses awan dingin atau proses kristal es (proses Bergeron – Findeisen) awan dengan suhu sebagian atau seluruhnya < 0oC (campuran tetes air dan kristal es. tekanan uap di atas es kurang dari tekanan uap di atas butir air, sehingga air menguap dan butiran es bertambah besar oleh difusi. Pertumbuhan kristal es mengorbankan tetes air lewat dingin (supercooled water), karena adanya gradien tekanan uap. Ketika tumbuh lebih besar dan jatuh, kristal es menyapu butir lain. Ketika melalui isoterm 0oC kristal es melebur menjadi tetes hujan. Jika jatuh sebelum terjadi peleburan, maka akan turun sebagai salju atau butir es (hail). Proses ini melibatkan 3 fase padat, cair dan gas, sehingga seringkali disebut proses tiga fase.

PROSES MIKROFISIK Proses awan hangat (proses Bowen-Ludlam) Proses ini terjadi pada awan yang bersuhu > 0OC, melibatkan dua fase gas dan cair. Adanya gaya gravitasi menyebabkan butir yang lebih besar jatuh dan menumbuk (collide) butir lain sepanjang lintasannya, sebagian bergabung (coalesce) sehingga butiran menjadi lebih besar dan jatuh sebagai butir hujan.

Gravitational Force, W Bouyancy Force, Drag Force,

JENIS PRESIPITASI Presipitasi dalam bentuk cair adalah hujan (rain) dan drizzle, yang dibedakan hanya dari ukuran butir airnya saja. Drizzle berukuran diameter < 0.5 mm. presipitasi dalam bentuk padat yaitu : salju (snow), sleet, glaze (freezing rain), dan hail. Snow adalah kristal es yang tumbuh sejalan dengan pertumbuhan awan. Pada suhu > -5 oC, kristal es biasanya berkelompok membentuk snowflake. Snow pellets atau graupel adalah butiran es berbentuk bundar, konikal maupun bulat tipis berwarna putih dengan diameter 2 – 5 mm. Biasanya terjadi dalam hujan ringan ketika suhu di dekat permukaan mendekati 0 oC. Snow grain ukurannya sangat kecil < 1 mm, putih, bulat tipis. Sleet atau ice pellets adalah fenomena khas musim dingin berupa partikel es kecil dengan diameter < 5 mm dan transparan. Terbentuk karena adanya lapisan udara hangat di atas lapisan udara yang lebih dingin di dekat permukaan (profil suhu inversi). Ketika butir air terbentuk dan jatuh memasuki lapisan di bawahnya, butiran itu membeku dan jatuh dalam bentuk butiran es kecil yang tidak lebih besar dari butir hujan sebelumnya.

SNOWFLAKE

Glaze (freezeng rain) bentuk hujan yang membeku ketika tiba di permukaan. Kondisinya hampir menyerupai kondisi pembentukan sleet, tetapi lapisan dingin di dekat permukaan tidak terlalu tebal sehingga butiran air yang jatuh dapat melaluinya tanpa membeku hanya menjadi supercooled. Namun ketika menumbuk benda padat akan membeku, sehingga menjadi lapisan es tebal yang membungkus benda-benda padat yang ditumbuknya, yang cukup berat untuk mematahkan batang-batang pohon. Hail presipitasi dalam bentuk butir-butir es yang tidak beraturan, dengan diameter sekitar 1 cm dengan variasi dari 5 hingga 75 mm. Hail dihasilkan hanya oleh awan cumulonimbus yang ketika terangkat sangat kuat dan mengandung air superdingin yang berlimpah.

Freezing rain Sleet

Snow grain Snow pellets atau graupel Glaze (freezeng rain) Sleet

HAILSTONE

ALAT PENGUKUR Penakar cura hujan manual Penakar curah hujan otomatis