Tampilkan postingan dengan label Geografi. Tampilkan semua postingan
Tampilkan postingan dengan label Geografi. Tampilkan semua postingan
Pembagian Klasifikasi Iklim di Dunia

Pembagian Klasifikasi Iklim di Dunia

Iklim adalah kondisi rata-rata cuaca di suatu lokasi atau daerah selama 30 tahun. Iklim didefinisikan sebagai bentuk yang lebih besar dari cuaca. Cuaca pada suatu kawasan sewaktu-waktu dapat berubah, pagi mungkin cerah namun tidak dipungkiri mungkin siang atau sorenya justru hujan lebat dan menjadi bencana hebat. Iklim tentu sangat berpengaruh terhadap jenis kegiatan ekonomi manusia, bukan hanya ekonomi saja sebenarnya, tapi semua aspek kehidupan akan berbeda untuk suatu lokasi yang memiliki tipe iklim yang berbeda. Nah berikut kita akan membahas beberapa klasifikasi iklim dari para ahli.

 


Yunani kuno


Pengklasifikasian iklim ternyata sudah ada sejak zaman yunani. Pada saat itu iklim di bagi atas perbedaan kondisi suhu di muka bumi. Mungkin ini adalah klasifikasi yang paling sering anda dengar. Penggolongan yunani kuno menggunakan variasi gerakan semu matahari.


  • Daerah lintang rendah (atau torrid) merupakan daerah yang dibatasi oleh lintang maksimum matahari pada gerak semu tahunannya yaitu sekitar 23.5 LU – 23.5 LS. Ciri-ciri daerah ini adalah pencahayaan matahari sepanjang tahun, panjang siang dan malam yang hampir sama.
  • Daerah lintang tinggi (atau frigid) dibatasi oleh Arctic dan Antartic circle, yaitu merupakan batas imajiner yang ditentukan, dengan syarat lintang tersebut mengalami 1 hari full tanpa cahaya matahari dan 1 hari full dengan cahaya matahari pada hari tertentu pada 1 tahun. Saat ini, lingkaran ini berada di atas lintang 66.6 LU dan 66.5 LS.
  • Daerah lintang tengah, yang merupakan lintang daerah diantara dua ekstrim, dan memiliki ciri khas dua-duanya.

 

Thornthwaite


Sistem ini membagi iklim berdasarkan rasio atau perbandingan antara presipitasi dan evaporasi (P/E ratio). Dari sini juga muncul konsep yang dikenal sebagai potential evapotranspiration (PEVT), yang didefinisikan sebagai jumlah kelembapan yang bisa diuapkan dari tanah dan vegetasi apabila kelembapan tersebut tersedia secara ubiguitous atau bebas dan banyak.


Tabel golongan kelembapan menurut Thorntwaite

Tabel golongan suhu menurut Thorntwaite


Koppen


Koppen membagi iklim berdasarkan suhu dan curah hujan. Sistem ini awalnya dikembangkan oleh Waldimir Koppen pada 1918, kemudian dikembangkan oleh Glenn T. Trewartha dan Rudolf Geiger, menghasilkan Klasifikasi yang akan dibahas sekarang


a. Iklim Tropis Basah atau Hutan Hujan Tropis (Kelompok A)




Karakterisik umum dari kelompok ini adalah bersuhu di atas 18 derajat celsius atau 64 derajat fahrenheit dan terletak di daerah sekitar ekuator. Kelompok ini dibagi lagi menjadi hutan hujan tropis basah (Af) yang dicirikan oleh suhu lebih tinggi (sekitar 30an) dan curah hujan yang lebih tinggi (Sekitar 2000mm per tahun). Contoh dari daerah ini adalah hutan hujan tropis yang terletak dekat dengan ekuator.


Variasi lain adalah tropical wet and dry climate (Aw), di mana terdapat bulan-bulan tertentu yang curah hujannya dibawah 60 mm untuk dua bulan berturut:turut. Hal ini menyebabkan Aw memiliki penampakan seperti padang rumput atau sabana, karena tumbuhan pada umumnya tidak dapat bertahan dari bulan kering ini.


Iklim hutan hujan moonsoon (Am) memiliki curah hujan yang bervariasi secara musiman, dan dikenali melalui adanya bulan-bulan dengan curah hujan rendah. Namun, yang menjadi pembeda dengan Aw adalah total curah hujan tahunan yang masih tinggi (sekitar 1500 mm).

 

b. Iklim Kering (Kelompok B)


Iklim B umumnya memiliki presipitasi yang rendah dan terletak di sekitar lintang 20 dan 30 derajat. Iklim dibagi menjadi iklim gurun pasir atau arid (BW) dan iklim padang kering atau semi-arid (BS), yang dikenal dengan landform spesifik seperti stepa.


Di iklim B, digunakan variabel tambahan yaitu h (untuk menandakan suhu rerata tahunan di atas 18 derajat celsius) dan k (untuk menandakan suhu rerata tahunan di bawah 18 derajat celsius), sehingga ada 4 kombinasi dari iklim B ini (BWh, BWh, BSh, BSI).

 

c. Iklim Subtropis Basah (Kelompok C) dan Iklim Kontinental Basah (Kelompok D)


Ciri utama dari kelompok C adalah suhu bulan terdingin berada di antara 18 derajat dan -3 derajat celsius, sedangkan iklim D memiliki suhu bulan terdingin di bawah -3 derajat celsius. Dengan ini dapat diperhatikan bahwa kelompok € masih dipengaruhi laut dengan fungsi moderasi suhu – yang tidak didapatkan oleh kelompok D karena lokasinya yang umumnya terletak lebih di dalam benua.


Iklim C dan D dispesfikkan lagi menjadi beberapa variabel di bawah.

  1. Dry winters (w) memiliki curah hujan di musim panas terbasah lebih besar 10 kali dari musim dingin terkering, sehingga disimpulkan musim dingin yang ada benar-benar dingin.
  2. Dry summers (s) memiliki curah hujan i musim panas terkering lebih kecil dari 40 mmm dan curah hujan di bulan musim dingin terbasah lebih tinggi dari bulan musim panas terkering.

 

Untuk yang idak sesuai engan golongan w dan, dikenal golongan f yaitu golongan yang cukup basah sepanjang tahun. Golongan f dibagi lagi menjadi:

  • Summers long and hot (fa) memliki suhu bulan terpanas di diatas 22 derajat, dan minimal 4 bulan dengan rata-rata di atas 10 derajat celsius.
  • Summers long and cool (fb) memiliki suhu semua bulan di bawah 22 derajat celsius dan minimal 4 bulan dengan rata-rata di atas 10 derajat celsius.
  • Summer short and cool (f) memiliki suhu semua bulan di bawah 22 derajat celsius dan 1-3 bulan dengan rata-rata di tas 10 derajat celsius.
  • Summers short and cool: winters severe (fd) memiliki suhu rata-rata bulan musim dingin terdingin di bawah -38 derajat celsius, biasanya ditemukan di kelompok D.

 

Iklim Polar (Kelompok E)




Kelompok ini memiliki suhu di bawah 10 derajat celsius sepanajng tahun, dengan pembagian ET sebagai daerah tundra dan EF untuk polar ice caps. Perbedaannya, ET pada umumnya tidak sampai di bawah 0 derajat celcius, sedangkan EF mencapai di bawah level itu.


Video Pembelajaran Materi Terkait:

Source Youtube: Guru Geografi



Zonasi Iklim Junghuhn: Panas, Sedang, Sejuk, Dingin

Proses Pembentukan Awan: Bergeron, Tumbukan & Tangkapan

Proses Pembentukan Awan: Bergeron, Tumbukan & Tangkapan

Secara umum, awan terbagi menjadi dua jenis yakni awan panas dan awan dingin. Awan panas merupakan suatu awan yang memiliki suhu lebih dari 0 derajat celcius. Sementara itu, awan dingin memiliki suhu kurang dari 0 derajat Celsius. Awan panas tersebut tersusun oleh titik-titik air yang melayang-layang di udara. Selain awan panas terdapat istilah awan dingin. Awan dingin dibagi lagi menjadi dua hal yakni awan dingin yang mix atau campuran serta awan dingin yang glaciated atau terglasiasi.




  Awan dingin mix atau campuran memiliki suhu antara 0 hingga minus 40 derajat Celcius yang terdiri dari campuran air dan es. sementara itu, awan dingin terglasiasi memiliki suhu kurang dari minus 40 derajat Celsius dan seluruhnya tersusun atas es


Awan dan proses


Pembahasan kali ini berfokus pada proses tumbukan dan tangkapan serta proses bergeron.


Baca juga:

Presipitasi: Proses Kolisi & Koalisensi, Kristal Es

Kabut, Embun dan Jenis Udara Permukaan


Tumbukan dan tangkapan


  Tumbukan dan tanggapan merupakan salah satu mekanisme pembentukan titik-titik air pada awan yang panas. Tumbukan dan tangkapan dimulai dengan adanya proses pembentukan titik hujan dengan adanya tabrakan antar butiran titik air hasil dari kondensasi sepatu uap air. Adanya tumbukan tersebut menjadikan titik air menjadi lebih besar dan pada akhirnya cukup berat untuk dapat jatuh ke permukaan bumi sebagai hujan


1. Pembentukan titik air


  Titik air terbentuk dengan adanya syarat yakni kelembaban relatif yang tinggi serta adanya inti kondensasi. Inti kondensasi merupakan suatu aerosol higroskopis yang mampu menyerap air. Adanya kelembaban tinggi dan inti kondensasi dapat menciptakan suatu titik-titik hujan yang sangat kecil sehingga masih belum dapat jatuh ke permukaan bumi karena tertiup oleh angin. Hujan tersebut tumbuh dengan mekanisme tumbukan dan tanggapan


2. Tumbukan


  Tumbukan merupakan suatu proses bertabrakan antara titik-titik air atau titik-titik hujan tersebut. Suatu tumbukan dapat tercipta dengan baik apabila ukuran dari titik air tersebut berbeda-beda atau jika terdapat adanya wind shear. Ukuran butiran yang berbeda dapat menciptakan kecepatan air yang berbeda apabila terdapat sebuah gaya yang sama. sebagai contoh, danya asumsi resistensi udara di atmosfer menyebabkan butiran air yang lebih besar dapat jatuh lebih cepat daripada butiran air lebih kecil sehingga tercipta adanya potensi tabrakan yang lebih tinggi. adanya tumbukan dan tabrakan ini tentunya akan membuat titik air atau  hujan ini menjadi lebih besar. Wind shear merupakan gejala adanya angin yang memiliki arah atau kecepatan yang berbeda sehingga memperbesar adanya potensi tabrakan butiran titik hujan.


Baca juga:

Cara Menentukan Stabilitas Atmosfer

Stabilitas Atmosfer:DALR & SALR


3. Tangkapan


  Tangkapan merupakan suatu proses bergeraknya atau tertangkapnya air yang lebih kecil akibat adanya perbedaan tekanan udara. Suatu butiran air yang lebih besar cenderung akan jatuh lebih cepat sehingga menimbulkan adanya slipstream yang memiliki tekanan udara rendah daripada tekanan udara di sekitarnya. Akibatnya, udara di sekitarnya akan saling menyatu ke tempat yang memiliki tekanan rendah tersebut dan terciptalah suatu tanggapan. Adanya tumbukan dan tangkapan ini tentunya akan membuat ukuran air menjadi lebih besar dan akan turun ke permukaan bumi jika terminal velocity lebih besar daripada gaya ke atas atau updraft


4. Terminal velocity vs updraft


  Terminal velocity dinyatakan sebagai sebuah kondisi ketika kecepatan jatuh suatu titik air menjadi konstan karena keseimbangan gaya ke bawah atau gravitasi dengan gaya ke atas atau resistensi udara. Ketika nilai Terminal velocity ini lebih besar daripada gaya ke atas atau updraft, maka Hujan akan turun karena air mampu untuk bergerak ke bawah.


Bergeron


  Proses bergeron merupakan salah satu proses terbentuknya awan dengan tipe dingin atau yang tersusun dari adanya kristal-kristal es. Proses bergeron ini memiliki syarat dengan adanya suatu inti es dan kelembaban udara yang cukup tinggi. Adanya kelembaban yang cukup tinggi tersebut menciptakan banyak titik air seperti yang ada pada proses sebelumnya (tumbuhkan dan tangkapan).


  Sebagai akibatnya, atmosfer mengandung banyak titik air maupun titik es. Titik air memiliki tekanan uap yang lebih tinggi dari pada es sehingga kondisi permukaan di sekitar titik air tersebut memiliki tekanan udara lebih tinggi daripada kondisi di sekitar permukaan es. Selanjutnya, terdapat aliran udara dari permukaan air ke permukaan es akibat perbedaan tekanan tersebut. Aliran udara tersebut membawa molekul-molekul air yang kemudian akan menempel pada permukaan kristal es sehingga kristal es menjadi lebih besar lagi 

Presipitasi: Proses Bergeron

Presipitasi: Proses Bergeron

Presipitasi didefinisikan sebagai fasa atau bentuk air apapun (baik cair maupun padat) yang jatuh dari awan dan mencapai permukaan bumi. Presipitasi adalah bagian dari siklus hidrologi dan merupakan proses yang memiliki dampak yang besar bagi kelangsungan kehidupan. Dengan kondisi iklim Indonesia kita hanya mengetahui satu jenis presipitasi yakni hujan, sedangkan negara-negara di lintang menengah mengenal beberapa jenis presipitasi seperti salju, sleet, hujan beku, hujan es, gerimis, sun shower, butir salju. Untuk proses presipitasi dapat anda simak di bawah ini.


Proses Presipitasi


  Sebelum presipitasi ada proses panjang dari evapotranspirasi (perubahan wujud dari cair menjadi uap dari badan air seperti laut, danau, tumbuh-tumbuhann, dll) dan kondensasi (perubahan wujud dari uap menjadi cair). Ada suatu fakta yang perlu diketahui terlebih dahulu, yaitu adanya efek kurvatur pada pembentukan titik-titik air di awan (selanjutnya disebut dengan droplets). Efek kurvatur ini menyatakan bahwa tekanan yang diperlukan untuk mencapai kesetimbangan (equilibrium) pada permukaan yang datar akan lebih kecil daripada permukaan yang melengkung. Hal ini disebabkan karena permukaan yang melengkung cenderung tidak stabil dibandingkan dengan permukaan yang datar, dan kondisi ini sering ditemui di pembentukan droplets Karena inti kondensasi biasanya berbentuk bulatan gitu.


  Konsekuensi dari efek kurvatur ini adalah diperlukannya uap air yang tinggi dan akhirnya kelembapan yang tinggi agar droplets dapat berkembang menjadi lebih besar, Apabila digambar pada grafik, dapat dilihat bahwa partikel dengan jejari yang kecil lebih sulit untuk berkembang karena besarnya vapor pressure yang diperlukan untuk mencapai kondisi kesetimbangan.


Grafik RH vs Diameter Partikel


  Nah, di sinilah inti kondensasi yang higroskopis berpengaruh. Ingat bahwa partikel-partikel ini sangat aktif dalam menarik partikel air, sehingga akan dapat membentuk kondisi kesetimbangan pada kelembapan di bawah 100 persen. Umumnya, kondensasi akan terjadi pada kelembapan sekitar 70an persen, dan hal ini menitik beratkan bahwa munculnya presipitasi harus selalu diikuti oleh adanya inti kondensasi yang higroskopis.


  Inti kondensasi sendiri tidak akan cukup untuk membentuk presipitasi (diprediksi akan memakan waktu hingga berminggu-minggu apabila hanya proses ini yang berlangsung), sehingga pasti ada proses penunjangnya. 2 proses tambahan yang paling diketahui (karena masih banyak sekali yang belum diketahui) adalah:


  Collision and coalescence process, atau yang dikenal sebagai proses tumbukan dan tangkapan. Proses ini terjadi pada awan yang relatif hangat (suhu di atas -15 derajat celsius). Proses pertama, yaitu tumbukan terjadi akibat perbedaan terminal velocity, yaitu kecepatan maksimum suatu objek dalam fluida dengan dipengaruhi hanya oleh gaya berat dan gaya gesekan oleh fluida tersebut. Partikel yang lebih besar akan cenderung memiliki kecepatan terminal yang lebih besar (akibat gaya berat yang lebih besar), sehingga dalam proses turunnya dapat menabrak dan menangkap partikel-partikel yang lebih kecil dan lebih lambat, dan akan memperbesar dirinya sendiri. Dalam mempelajari proses Bergeron perlu diingat bahwa tekanan uap jenuh terhadap es lebih kecil dari tekanan uap jenuh terhadap air.


Proses Kolisi & Koalisensi

  Sehingga dapat disimpulkan bahwa besarnya droplets yang jatuh dipengaruhi oleh lamanya partikel tersuspensi di udara -  semakin besar lama waktunya, akan semakin banyak waktu untuk menangkap partikel lainnya, Selain itu, faktor yang dapat mempengaruhi proses ini antara lain:

 

  • Ukuran droplets yang ada di awan
  • Ketebalan awan
  • Updraft dan downdraft dari awan
  • Muatan listrik dari droplets dan juga awan, Karena muatan listrik ini dapat membuat droplets memiliki gaya tarik-menarik satu sama lain.

 

  Ice-crystal process, atau yang dikenal sebagai proses Bergeron atau  juga proses Bergeron-Findeisen. Proses ini terjadi di awan dingin, yaitu awan yang bersuhu jauh di bawah 0 derajat celsius, Ingat bahwa tidak diwajibkan untuk seluruh awan memiliki suhu demikian, Karena pada towering cumulonimbus, akan hanya terdapat bagian awan tertentu dengan suhu. yang demikian tingginya, dan proses ini juga dapat berlangsung di sana.


  Pertama, perlu kita ketahui bahwa pada suhu yang dingin, terdapat partikel air yang tidak membeku, yang dikenal sebagai partikel air superdingin atau supercooled water. Hal ini terjadi karena adanya zat pengotor maupun kurangnya tekanan untuk membentuk es (karena partikel droplets yang sangat kecil). Di sini juga inti kondensasi bertindak, dengan meningkatkan diameter partikel, es akan mulai terbentuk (dalam kasus ini inti  kondensasi dikenal sebagai inti es), Proses pembekuan dapat terjadi dengan dua keadaan, yaitu uap air yang bersentuhan dengan inti es secara langsung (sehingga air tidak melalui fasa cair) sehingga dikenal sebagai. Proses deposisi, ataupun air superdingin yang bersentuhan dengan inti es.


  Peran si partikel air superdingin ini tidak berhenti begitu saja. Ketika inti es yang sudah menumpuk ini berinteraksi dengan partikel air superdingin lainnya, kristal es akan terus membesar - proses yang dikenal sebagai proses akresi. Kristal yang membesar dikenal sebagai graupel atau snow pellet. Ketika dalam proses jatuh, graupel ini dapat bertabrakan satu sama lain sehingga membentuk pecahan-pecahan yang lebih kecil. Pecahan-pecahan kecil itu dapat bertabrakan kembali dan saling menempel (disebut sebagai proses agregasi atau aggregation). Hasl akhir dari proses ini adalah snowflakes atau salju.


Referensi Video Rekaman Pembelajaran

Kak Andrereza Medya



Meteorology #1 - Kelembaban, Presipitasi, dan Awan

Kabut, Embun dan Jenis Udara Permukaan

Kabut, Embun dan Jenis Udara Permukaan

Permukaan bumi selalu memancarkan radiasi gelombang panjang (inframerah) secara terus menerus. Sehingga malam hari, tentunya suhu permukaan akan rendah bukan? (ingat bahwa sumber panas adalah matahari, sehingga pada malam hari suhu akan rendah karena tidak adanya sumber panas dan benda-benda tersebut terus memancarkan panasnya).

 

  Pada saat suhu udara sudah cukup rendah, udara akan mencapai titik embun - temperatur batas terjadinya saturasi atau penjenuhan. Uap air yang berada pada sekitar titik ini kemudian akan mengalami kondensasi dan membentuk butiran-butiran air yang kemudian dikenal sebagai embun atau dew. Apabila suhu lingkungan berada di bawah freezing point, yang terbentuk adalah embun beku atau frozen dew.

 

Anda Mungkin Suka:

Unsur-unsur Iklim & Perubahan Iklim

5 Gas Penyusun Atmosfer

Lapisan Atmosfer: Suhu, Komposisi & Sifat Kelistrikan


  Fenomena pengembunan umumnya terjadi di beberapa meter di atas permukaan, karena daerah ini yang merupakan daerah dengan suhu terendah pada malam hari (karena udara lebih tinggi akan menerima radiasi inframerah yang dilepas oleh permukaan). Embun yang terbentuk di daerah lintang menengah dapat mencapai 50 mm.

 

Embun

  Embun akan lebih banyak terbentuk pada malam yang cerah, karena permukaan dapat melepaskan panasnya tanpa dihalangi oleh awan-awan yang ada pada malam yang mendung. Terkadang, suhu udara dapat menjadi sangat-sangat rendah, sehingga yang terbentuk adalah es tanpa melalui fasa cair lagi, yang kemudian dikenal sebagai frost. Frost dikenal juga sebagai hoarfrost atau whitefrost. Bedakan dengan frozen dew, karena pada frozen dew terdapat transisi pada fasa cair (jadi uap airnya menjadi air dulu, baru kemudian membeku), Frost dibedakan dengan frozen dew dari penampakannya yang berupa kristal es.


Frost
 

  Haze merupakan lapisan garam atau debu yang tersuspensi di suatu daerah. Umumnya, haze ini dapat dikenali dengan menurunnya visibilitas atau jarak pandang dan juga semacam perubahan warna pada permukaan karena sifatnya yang menghamburkan cahaya yang datang (dikenal sebagai scattering). Apabila partikel-partikel yang tersuspensi bersifat higroskopis (atau pengikat air), kondensasi dapat juga terbentuk karena partikel tersebut dapat berfungsi sebagai inti kondensasi.

 

Haze

  Kabut, atau yang dikenal sebagai fog sebenarnya merupakan perkembangan dari haze yang sudah terbentuk, Apabila kelembapan cukup tinggi dan banyak terdapat inti kondensasi, uap air akan terkondensasi dan akhirnya membentuk lapisan yang menyerupai awan di dekat permukaan, sehingga umumnya didefinisikan sebagai awan yang berada di dekat permukaan.

 

Anda Mungkin Suka:

Angin: Gaya Pembentuk Angin & Faktor-faktor Kecepatan Angin

Jenis-jenis Angin (Lokal, Regional & Global)

 

  Kabut secara umum terbetuk akibat dari pendinginan uap air sehingga mencapai itik jenuh dan pencampuran dua udara yang berbeda, sehingga dapat dibagi pula menjadi beberapajenis menurut pembentukannya:

 

  1. Kabut radiasi (radiation fog) yaitu kabut yang terbentuk akibat pendinginan permukaan bumi melalui proses pelepasan panas, sehingga uap air akan terkondensasi (mirip dengan pembentukan umum), dengan catatan banyak terdapat inti-inti kondensasi
  2. Kabut adveksi (advection fog), yaitu kabut yang terbentuk apabila terdapat angin yang membawa uap air melalui daerah yang dingin. Misalkan terdapat udara yang berasal dari laut (tentunya memiliki banyak uap air) pindah ke daerah yang dingin (misalnya daratan). Kondensasi akan terbentuk, sehingga kabut juga akan terbentuk.
  3. Upslope fog yaitu kabut yang terbentuk ketika ada parsel udara yang lembap yang menaiki suatu topografi secara paksa, sehingga parsel tersebut mengalami pendinginan secara adiabatis (seperti pada pembentukan hujan orografis).
  4. Evaporation (mixing) fog yaitu kabut yang terbentuk karena adanya pencampuran dua udara dengan sifat yang berbeda. Perhatikan contoh kasus berikut.

 

Misalkan terdapat dua parsel udara dengan spesifikasi berikut: 




Diketahui bahwa mixing ratio, atau perbandingan massa uap air per kilogram udara adalah 10.8 di udara panas dan 1.2 di udara dingin. Ingat kembali bahwa rumus RH (kelembapan relatif) adalah mixing ratio dibagi dengan saturation mixing ratio, Saturation mixing ratio, yaitu uap air maksimum pada suatu parsel yang jenuh, dapat ditentukan dengan tabel berikut (karena merupakan suatu variabel yang konstan pada suhu tertentu).

 

Anda Mungkin Suka:

Stabilitas Atmosfer: DALR & SALR

Menentukan Stabilitas




Mari kita hitung RH awal, yaitu:

  1. Parsel panas, suhu 20 derajat celsius maka saturation mixing ratio adalah 15.0. RH - 10.8/15,0 - 72 persen  -> belum mencapai titik embun sehingga tidak terjadi kondensasi.
  2. Parsel dingin, suhu -10 derajat celsius maka saturation mixing ratio adalah 1.8. RH - 1.2/1.8 - 67 persen ->  belum mencapai titik embun sehingga juga tidak terjadi kondensasi.

 

  Kemudian, mari kita anggap kedua parsel tersebut bercampur, dengan suhu akhir sekitar rata-rata dari dua parsel (20-10)/5 - 5 derajat celsius. Mixing ratio sekarang adalah (10.8t1.2)/2 - 6 g/kg. Mari kita tentukan lagi RH dari parsel baru kita. Saturation mixing ratio adalah 5.5, sehingga RH - 6.0/5.5 = 1.1 persen, sehingga telah melampaui titik jenuh dan terjadi kondensasi.

Begitulah dasar teoretis tentang terbentuknya air akibat mixing.


Video pembelajaran terkait proses terbentuknya embun

Youtube source: Halo Edukasi

Bagaimana Proses Terbentuknya Embun?

Cara Menentukan Stabilitas Atmosfer

Cara Menentukan Stabilitas Atmosfer

Atmosfer adalah lapisan gas yang menyelimuti bumi. Asal kata  "Atmo" memiliki arti sebagai gas atau udara dan "Sphaira" adalah lapisan atau selimut. Lapisan udara bumi ini punya bebepara lapis, berdasarkan suhu ada Troposfer, Stratosfer, Mesosfer, Thermosfer dan Eksosfer sebagai lapisan terluar yang juga bersentuhan dengan luar angkasa. Berdasarkan komposisi ada homogen dan heterogen. Berdasarkan sifat kelistrikan ada Netrosfer dan Ionosfer. Cek selengkapnya DISINI


Menentukan Stabilitas

  Atmosfer akan disebut sebagai stabil apabila atmosfer tersebut tidak terjadi pergerakan vertikal ke atas (yang selanjutnya akan disebut sebagai upward movement). Apabila suatu parsel lebih panas dari suhu lingkungan, parsel akan terus naik sampai terjadi keseimbangan, sehingga disebut tidak stabil (unstable). Dalam peninjauan stabilitas, kita akan memerlukan suatu variabel tambahan yaitu Environmental Lapse Rate (ELR). Penjelasan lebih lengkap ada di bawah.

 

Anda Mungkin Suka:

Unsur-unsur Iklim & Perubahan Iklim
5 Gas Penyusun Atmosfer
Lapisan Atmosfer:  Berdasarkan Suhu, Komposisi & Sifat Kelistrikan


  Atmosfer stabil. Anggap ada suatu parsel udara yang kita tinjau dilepas di udara (dengan artian mengalami gerakan naik, perhatikan grafik). Ketika udara naik, udara akan mengalami penurunan suhu sebesar 10 derajat (DALR) dan 6 derajat (SALR) per 1000m, sedangkan lingkungan mendingin pada laju 4 derajat per 1000m. Pada ketinggian 3000m, pada kedua kasus, suhu parsel akan selalu lebih rendah daripada lingkungan, sehingga akan terjadi gerakan downdraft atau tidak ada kenaikan parsel udara. Kondisi ini dikenal sebagai absolutely stable


  Dengan begitu, dapat ditarik kesimpulan bahwa stabilitas tergantung pada ELR. Pada atmosfer stabil, ELR yang relatif lambat diakibatkan oleh ada pelepasan radiasi dari permukaan bumi, adanya udara yang melewati daerah dingin, atau suhu daerahnya memang dingin.

 

Anda Mungkin Suka:

Angin: Gaya Pembentuk Angin & Faktor-faktor Kecepatan Angin
Jenis-jenis Angin (Lokal, Regional & Global)



  Atmosfer unstable. Pada kondisi ini, terjadi proses yang sebaliknya dari atmosfer stabil. Pada ketinggian tertentu, suhu parsel udara akan lebih tinggi dibandingkan dengan suhu lingkungan, sehingga berujung pada kenaikan parsel udara yang terjadi terus menerus. Apabila proses DALR dan SALR dua-duanya berujung pada keadaan yang sama, keadaan ini dikenal sebagai absolute unstability. Prosesnya dapat dilihat pada grafik berikut.


 

  Namun, kadangkala terjadi penyimpangan pada proses ini, yaitu DALR yang membawa stabilitas tetapi SALR yang membawa instabilitas. Hal ini disebabkan oleh DALR yang lebih tinggi dari ELR namun SALR yang lebih rendah daripada ELR. Keadaan ini dikenal sebagai conditional stability, yaitu stabilitas yang terjadi pada parsel yang kering, namun instabilitas padaparsel yang jenuh.



  Rangkuman dari hubungan antara SALR, DALR dan ELR dapatdisimpulkan pada grafik berikut. Maksud grafiknya adalah ketika ELR lebih besar dari DALR, akan terjadi absolute unstability. Ketika ELR lebih kecil dari SALR, akan terjadi absolute stability. Ketika ELR berada di antaraSALR dan DALR, akan terjadi conditional stability.




Video pembelajaran
Source Youtube : Belajar Bareng Majid


Tekanan Udara dan Faktor yang Mempengaruhinya
Stabilitas Atmosfer: DALR & SALR

Stabilitas Atmosfer: DALR & SALR

Stabilitas atmosfer didefinisikan sebagai tendensi atmosfer untuk memberikan gerak naik (updraft) atau turun (dowdraft) pada komposisinya. Halo sobat Radar Sastra, pada postingan yang kesekian ini aku bakal kasi lagi ke kalian materi geografi tentang Stabilitas Atmosfer. Namun pada penjelasannya aku cuma bakal kasi ke kalian terkait pengertian dan konsepnya saja, di entri selanjutnya baru aku bakal kasi materi lanjutan ke kalian terkait dengan cara hitungnya. 


  Stabilitas atmosfer didefinisikan sebagai tendensi atmosfer untuk memberikan gerak naik (updraft) atau turun (dowdraft) pada komposisinya. Dengan begitu, stabilitas atmosfer dapat dikorelasikan pada keseimbangan sebuah sistem. Perhatikan ilustrasi berikut:




  Pada keadaan stable equilibrium, partikel akan cenderung kembali ke posisi semula meskipun telah diberi gaya. Sebaliknya, keadaan unstable equilibrium, partikel akan bergerak menjauh dari posisi semula dengan hanya sedikit gaya. Analogi ini dapat diterapkan pada kondisi atmosfer yang tidak stabil akan memudahkan pergerakan yang kemudian dapat kita observasi sebagai sirkulasi udara.


Anda mungkin suka


  Di atmosfer, partikel yang kita tinjau merupakan sebuah parsel udara, yaitu udara yang memiliki volume yang kecil dan terbatas oleh batas-batas tertentu. Ketika parsel udara mengalami perubahan elevasi, parsel udara tersebut akan menjadi subjek dari proses adiabatis, yaitu proses termodinamika yang tidak melibatkan perubahan energi (tidak ada transfer energi antara sistem dan lingkungan).


  Proses adiabatik dapat dipahami sebagai berikut. Apabila anda memiliki suatu udara dan membawanya ke ketinggian yang lebih tinggi, tekanan akan berkurang (ingat bahwa tekanan akan sangat tergantung pada gravitas, gravitasi juga akan berkurang seiring dengan kenaikan ketinggian). Dengan begitu, volume udara tersebut akan mengembang (karena tidak ada tekanan yang menahan volume dari udara tersebut). Namun, karena prosesnya merupakan proses adiabatik, tidak ada energi luar yang dapat digunakan untuk melakukan ekspansi volume-sehingga parsel udara akan mengeluarkan energi dalam sendiri untuk melakukan pengembangan volume. Pengurangan energi dalam akan berdampak pada kecepatan molekul yang ada pada parsel-molekul parsel akan mejadi lebih lambat sehingga berujung pada turunnya suhu parsel. Pada kasus sebaliknya, tekanan yang tinggi akan meningkatkan kecepatan molekul dan meningkatkan temperatur. Oleh karena itu, ada hukum dasar pada dinamika atmosfer yaitu parsel yang naik akan mengembang dan mendingin, sedangkan parsel yang turun akan terkompresi dan memanas.



Anda mungkin suka

  Apabila parsel udara naik atau turun pada keadaan tidak tersaturasi, tingkat pendinginan atau pemanasan adiabatik akan relatif konstan-sekitar 10 derajat Celcius setiap 1000m, yang dikenal sebagai dry adiabatic rate atau laju adiabatik kering. Seiring dengan pendinginan parsel udara, kelembapan relatif akan naik (karena suhu semakin rendah, uap air mudah terkondensasi) dan pada suatu titik akan mencapai 100% alias tersaturasi dan proses kondensasi akan dimulai. 


  Kondensasi merupakan suatu proses eksotermik, sehingga akan melepas panas ke linkungan dan berdampak pada adiabatic rate yang menurun (karena ada tambahan panas), yang kemudian dikenal sebagai saturated/moist adiabatic rate atau laju adiabatik jenuh. Dengan begitu, tentunya moist adiabatic rate akan lebih rendah dari dry adiabatic rate. Saturated adiabatic rate juga tidak konstan, karena panas yang dilepaskan tidak konstan. Pada umumnya (dan untuk penyederhanaan hitugan), biasanya digunakan 6 derajat per 1000m.


Video referensi pembelajaran

Source Youtube : Adi Science

Adiabatic & Environment Lapse Rate

Jenis-jenis Angin (Lokal, Regional & Global)

Jenis-jenis Angin (Lokal, Regional & Global)

Apa itu angin? Angin adalah udara yang bergerak dari lokasi yang memiliki suhu yang rendah dengan tekanan tinggi ke lokasi yang bersuhu tinggi namun bertekanan rendah. Pada postingan sebelumnya telah kami jelaskan terkait gaya pembentuk dan faktor-faktor yang dapat menambah kecepatan angin, materinya bisa kalian akses DISINI. Entri kali ini aku bakal bagi ke kalian terkait jenis-jenis angin, angin yang cakupan wilayahnya lokal, regional dan global. Kalau kamu betah di blog ini jangan lupa tinggalkan jejakmu di kolom komentar yah.. kami sangat menanti itu.. Terimakasih..



Jenis-Jenis Angin


  Dalam keseharian kita, tentu kita akan selalu berjumpa dengan angin. Sosoknya yang tak nampak namun dapat dirasakan membuat kita tidak peduli untuk mengetahui asal mula berhembusnya ataupun mengetahui jenis-jenis dari angin itu sendiri. Pembagian angin secara umum terletak pada luas lokasi yang dapat dipengaruhi atau dijangkau, dan pembagian angin secara khusus perbedaanya terletak pada waktu dan asal berhembusnya.

Berikut jenis-jenis angin yang perlu kamu ketahui


Angin Lokal

(1). Angin darat & angin laut



Angin darat adalah angin yang terbentuk di darat akibat dari tekanan yang tinggi dan suhu yang rendah pada malam hari. Angin darat ini digunakan oleh para nelayan untuk mencari ikan menggunakan kapal layar dimalam hari, hal ini disebabkan oleh angin darat yang berhembus ke laut dan membantu kapal nelayan menuju tengah laut. Sedangkan angin laut adalah angin yang terbentuk di laut akibat dari tekanan yang tinggi di pagi dan siang hari. Angin laut membantu para nelayan untuk kembali lagi di darat. 


(2). Angin gunung & angin lembah



Kedua angin ini merupakan angin yang timbul akibat perbedaan pemanasan antara dua daerah, yang mengakibatkan aliran angin. Angin gunung berasal dari puncak gunung pada malam hari dan begitupun sebaliknya pada angin lembah.


(3). Angin Jatuh Panas (Fohn)

Angin fohn merupakan angin yang timbul karena adanya penghalang ketika angin bergerak (contohnya gunung) yang berakibat lifting paksa pada parsel udara, yang kemudian mencapai jenuh menghasilkan presipitasi. Setelah itu, angin akan terus bergerak ke lereng yang berlawanan (leeward side) dan membawa ciri-ciri angin yang panas dan kering.


Nama-nama angin fohn di Indonesia,

  1. Angin Bahorok di barat-barat laut dari Medan, Sumatera Utara
  2. Angin Gending menuju probolinggo, Jawa Timur
  3. Angin Grenggong di Pasuruan, Jawa Timur
  4. Angin Brubu di Makassar, Sulawesi Selatan
  5. Angin Wambraw di Biak, Papua



Angin Regional

Angin regional ialah angin horizontal yang bergerak pada suatu zona tersendiri. Terdiri dari;


(1).  Angin muson

Merupakan angin yang berlangsung secara periodik dan berbalik arah setiap musim yang dipengaruhi oleh kontinentalitas dua daerah (benua dan laut). Terbagi atas muson asia timur dan tenggara, asia selatan, australia utara, afrika timur, afrika barat.


(2). Angin siklon

Angin yang bergerak pada isobar lengkung. Contohnya yaitu angin siklon dan antisiklon.



Angin Global

Jenis angin global berhembus sepanjang tahun dalam wilayah yang luas bahkan antar benua. Terbagi atas angin timuran/easterlies (angin yang bertiup dari timur), angin baratan/westerlies (angin yang bertiup dari barat), angin pasat (angin yang bertiup menuju ekuator) dan angin antipasat (angin yang menjauhi ekuator).


Video pembelajaran

Source Youtube : Guru Geografi


Dinamika Atmosfer : Angin Darat & Angin Laut


Diupdate 05 September 2021

Angin. Gaya Pembentuk Angin & Faktor-faktor Kecepatan Angin

Angin. Gaya Pembentuk Angin & Faktor-faktor Kecepatan Angin

Angin adalah udara yang bergerak dari tempat dengan suhu yang rendah atau dingin atau bertekanan tinggi ke tempat dengan temperatur yang lebih tinggi dan bertekanan lebih kecil. Angin menjadi salah satu sumber energi terbarukan dengan memanfaatkan kecepatannya untuk membuat baling-baling pada pembangkit listrik dapat berputar lalu menghasilkan panas dan menyimpan listrik dalam berbagai jumlah untuk kemudian listrik tersebut akan di aliri kepada permukiman atau penduduk. 


Baca Juga

Jenis-jenis Angin (Lokal, Regional & Global)

Kabut, Embun dan Jenis Udara Permukaan


Angin


  Sebelum kita bahas mendalam, kamu tau tidak bedanya angin dan udara?, Udara adalah kumpulan gas-gas seperti nitrogen, oksigen, argon, karbon dioksida serta gas-gas lain yang berada di atmosfer. Sedangkan bedanya dengan angin, Angin adalah udara yang bergerak dari suatu tempat yang bertemperatur rendah ke tempat yang bertemperatur tinggi atau dari tekanan tinggi ke tempat bertekanan rendah. Udah paham yah..


Gambar diatas contoh angin bergerak dari tempat dengan tekanan tinggi.


Angin jika ingin bergerak tentunya memerlukan gaya agar dalam proses transportasinya dapat berjalan. 

Berikut lima gaya yang mempengaruhi angin.


a. Gaya gradient tekanan

Merupakan gaya yang timbul akibat adanya perbedaan tekanan udara antara dua tempat (P=tekanan, rho=densitas udara, d=jarak)

b. Gaya coriolis

Merupakan gaya fiktif yang muncul akibat rotasi bumi, sehingga membelokkan angin ke kanan di belahan bumi utara dan ke kiri di belahan bumi selatan.


c. Gaya gesekan udara

Merupakan gaya yang muncul atas pembelokan aliran udara akibat dari bentuk benda yang dilewatinya.


d. Gaya Sentripetal

Merupakan gaya yang bergerak melingkar menuju pusat lingkaran. Gaya masuk ke dalam ini disebabkan oleh tekanan yang lebih rendah di pusat dan dikelilingi oleh tekanan tinggi di sekitarnya.


e. Gaya gravitasi

Merupakan gaya yang menarik benda-benda di permukaan bumi agar tetap berada dibumi.


Faktor yang mempengaruhi kecepatan angin


a. Gradient tekanan horizontal

Merupakan perubahan tekanan udara per satuan jarak yang membentuk perpindahan massa udara dengan arah horizontal dan tegak lurus tehadap isobar.


b. Letak lintang

Suatu wilayah yang dekat berada di equator memiliki gerak angin yang lebih cepat di bandingkan dengan tempat-tempat di lintang tinggi. Hal ini disebabkan oleh rotasi bumi pada porosnya.


c. Ketinggian

Semakin tinggi suatu tempat maka angin yang bertiup akan lebih kencang. Peristiwa ini terjadi mengingat bahwa di permukaan tanah memiliki berbagai penghambat bagi jalannya angin seperti gedung-gedung tinggi, pepohonan, dan berbagai fitur permukaan lainnya.


d. Waktu

Angin membutuhkan energi dari pemanasan matahari untuk bergerak. Maka tentu kita akan merasakan lebih banyak angin di siang dari pada malam hari.


  Anemometer adalah instrumen meteoroogi untuk menghitung kecepatan angin. 1 mil kecepatan angin setara 1,61 km, 1 knot setara 1,151 mil/jam atau 1,85311 km/jam atau 0,514 meter per detik. Dalam menghitung kecepatan angin dibutuhkan skala sebagai acuan perhitungan agar dapat dihasilkan data yang bersifat kuantitatif. Skala Beaufort digunakan untuk menghitung kecepatan angin.


Anemometer. Gambar oleh RitaE


Skala Beaufort

Postingan selanjutnya aku bakal bagi materi ke kalian tentang jenis-jenis angin, mencakup tentang angin lokal, regional dan global. Terimakasih telah mampir di Radar Sastra ngab..

 

Video pembelajaran

Source : Sinotif Official


Proses Terbentuknya Angin di Permukaan Bumi