KLIMATOLOGI ANGIN

I. P E N D A H U L U A N

Penyerapan panas oleh bumi tergantung pada beberapa faktor, misalnya sifat permukaan bumi, arah datangnya sinar, lama penyinaran, dan keadaan berawan.  Akibat hal ini adalah energi radiasi bumi diserap atmosfer di suatu tempat berbeda dengan tempat lain.  Energi radiasi bumi pada siang hari berbeda dengan keadaan pada malam hari.  Energi radiasi bumi di khatulistiwa berbeda dengan daerah kutub.  Hal ini mengakibatkan terjadinya perbedaan tekanan udara, sehingga mengalirlah udara dari tempat bertekanan tinggi ke tempat bertekanan rendah.  Aliran udara ini disebut dengan angin.

Di atmosfer keadaan tidak seimbang terjadi berkaitan dengan gaya-gaya yang saling berinteraksi.  Untuk mengkompensasi gaya-gaya ini, udara akan bergerak untuk mencapai kesetimbangan kembali.  Di atmosfer lebih dari satu gaya yang bekerja, sehingga pada udara yang bergerak sekurang-kurangnya ada buah gaya hadir dan jika kedua gaya ini tidak sama besarnya maka udara akan bererak dengan percepatan.
Secara umum angin diartikan sebagai udara yang bergerak nisbi terhadap permukaan bumi dari tempat yang bertekanan rendah.  Dalam bentuk yang sangat sederhana angin dapat dibatasi sebagai gerakan horizontal udara relatif terhadap permukaan bumi.  Batasan ini berasumsi bahwa seluruh gerakan udara secara vertikal dapat diabaikan karena relatif rendah (<1 ms^-1), sedangkan arah angin dibatasi sebagai arah asal angin itu bertiup (merupakan lawan arah gerakan angin).  Walaupun aliran udara ke atas penting dalam pembentukan awan dan hujan, namun kecepatan pergerakan horizontal jauh lebih besar dan mempengaruhi proses-proses cuaca. 

Hukum-hukum fisika mengenai partikel yang bergerak dapat dihubungkan dengan atmosfer.  Beberapa yang penting adalah tiga hukum yang dijelaskan oleh Sir Isaac Newton.

Hukum Pertama Newton : Kesetimbangan

Hukum pertama gerak menyatakan bahwa sebuah benda yang dalam keadaan diam atau bergerak akan tetap bertahan pada keadaannya kecuali ada gaya dari luar yang bekerja terhadap benda tersebut.  Oleh karena itu, udara yang tenang akan kembali bergerak (angin) bila ada gaya yang bekerja di amosfer yasng menyebabkan terjadinya keadaan tidak setimbang.

Hukum Kedua Newton : Percepatan

Hukum kedua gerak menyatakan bahwa perubahan gerak terhadap suatu benda berhubungan langsung dengan gaya yang menggerakkan benda tersebut.  Begitu benda dalam keadaan bergerak, ia akan terus bererak dalam jalur yang lurus dan kecepatan yang sama kecuali jika ada gaya luar yang bekerja.  Arah gerak sama dengan arah gaya yang bekerja terhadapnya. 

Hukum Ketiga Newton : Aksi-Reaksi

Setiap aksi akan ada reaksi yang sama besar tetapi berlawanan arahnya, sehingga timbul gerak dengan kecepatan yang konstan.

II.  GAYA-GAYA YANG MEMPENGARUHI ANGIN

A.  Gaya Primer

Gaya primer yang menyebabkan terjadinya aliran udara horizontal adalah gaya gradien tekanan.  Gaya ini timbul karena adanya perbedaan tekanan yang disebabkan oleh perbedaan suhu.  Perbedaan tekanan ini menimbulkan gradien tekanan yang memicu terjadinya angin.  Udara bergerak dari tekanan tinggi ke tekanan yang rendah dan semakin tinggi perbedaan tekanan akan semakin cepat udara bergerak.

B.  Gaya Sekunder

Gaya sekunder merupakan gaya yang beraksi pada udara hanya setelah udara mulai bergerak.  Ada tiga gaya sekunder yang penting yang menyebabkan terjadinya jalur (curved path flow) pada arah yang berbeda.  Gaya-gaya ini adalah gaya coriolis, gaya sentrifugal dan gaya gesekan. 

                          III. KESEIMBANGAN GAYA-GAYA PENGATUR ANGIN

Setiap proses cenderung menuju kesetimbangan, kalaupun ketidakseimbangan ini terjadi, sifat sementara karena adanya reaksi terhadap gaya yang menyebabkannya.  Empat angin berikut berhubungan dengan proses tersebut untuk belahan bumi utara.

A.  Angin Geostropik

Angin geostropik yang bergerak sejajar dengan isolar yang lurus.  Untuk tahap awal, karena udara yang dipelajari adalah angin yang mengalir pada suatu garis lurus dibelahan bumi utara diatas ambang gesekan (600 m diatas permukaan laut) maka gaya Coriolis yang lebih berperan.  Pada tahap awal, kalau gaya gradien tekanan merupakan satu-satunya gaya yang bekerja, udara akan bergerak dari tekanan tinggi ke tekanan yang rendah dengan kecepatan angin yang semakin lama semakin tinggi.  Tetapi dengan udara yang bergerak, gaya Coriolis cenderung membelok

partikel-partikel udara yang bergerak ini mengarah ke kanan.

                                           

Gambar 3.1.    Pada ketinggian dengan pengaruh gesekan nol, udara yang bergerak pada garis lurus mempunyai kesetimbangan antara gaya gradien tekanan dan gaya Coriolis. Pada saat kesetimbangan ini muncul angin yang terjadi disebut angin geostropik. 

B.  Gaya Gradien 

Angin gradien adalah angin yang bergerak sejajar dengan isobar yang melengkung. Pada tahap kedua ini gaya sentrifugal dimasukkan sebagai gaya ketiga untuk mencapai keadaan setimbang, dan gaya ini selalu bereaksi ke arah luar dari pusat jalur lengkung.

 

C.  Aliran Angin Pada Isobar Lurus Di Bawah Ambang Gesekan

Kesetimbangan terjadi apabila gaya gradien tekanan sama dengan gaya Coriolis.  Penambahan gaya esekan menyebabkan kecepatan angin melemah, yang kemudian menurunkan gaya Coriolis.  Pengurangan ini menyebabkan gaya gradien tekanan (yang besarnya tidak berubah) mampu mengangkat udara melewati isobar walaupun ketiga gaya-gaya berada dalam kesetimbangan. 

Pengaruh gaya gesekan terhadap arah angin sangat ditentukan oleh kekasapan permukaan bumi.  Pada daerah pegunungan, sudut pembelokan udara dari tekanan tinggi ke tekanan rendah dapat mencapai 45^o dan kecepatan angin dapat berkurang sampai sampai setengahnya.  Kalau ada gaya gesekan, gerakan akan menjadi berubah, arahnya akan cenderung menuju ke dalam, ke pusat tekanan rendah dan keluar dari pusat tekanan tinggi.  Dengan setimbangnya semua gaya, sirkulasi udara akan terlihat seperti pada gambar 3.2

  

Gambar 3.2.  Adanya pengaruh gesekan pada kesetimbangan udara yang bergerak menyebabkan aliran udara melintasi isobar dari tekanan tinggi ke tekanan rendah.

D.  Pembelokan Aliran Udara Di Bawah Ambang Gesekan

Bila terjadi gesekan, gerakan menjadi berubah, arahnya akan cenderung menuju ke dalam, ke pusat tekanan rendah dan ke luar dari pusat tekanan tinggi.  Dengan terjadinya kesetimbangan pada semua gaya, sirkulasi udara akan terlihat seperti pada Gambar 3.3.        

Gambar 3.3.  Angin dibelahan bumi utara dan selatan pada sistem tekanan rendah dan tinggi.

IV.  ARAH DAN KECEPATAN ANGIN

Menurut Sosrodarsono (1993), yang menyebutkan bahwa arah angin adalah arah darimana angin bertiup.  Untuk penentuan arah angin ini digunakan lingkaran arah angin dan pencatat angin.  Untuk penunjuk angin biasanya digunakan sebuah panah dengan pelat pengarah.  Arah panah ini dihubungkan ke lingkaran arah angin sehingga pergerakan arah angin biasanya diukur dengan segera diikuti.

Kecepatan angin biasanya diukur dengan anemometer Robinson.  Pengukuran angin diadakan dipuncak menara stasiun cuaca yang tingginya 10 m dan lain-lain.  kecepatan angin rata-rata adalah harga rata-rata selama 10 menit sebelum pengukuran dan arah angin rata-rata adalah arah selama1 menit sebelum pengukuran.

Angin terjadi karena perbedaan tekanan udara.  Tekanan udara disuatu tempat sama dengan berat udara di tempat itu.  Faktor yang mempengaruhi tekanan udara adalah suhu dan tinggi tempat, jika temperatur udara tinggi (akibat pemanasan langsung dari matahari maupun radiasi gelombang panjang dari bumi) maka volume udara bertambah besar atau mengembang, massa jenisnya berkurang sehingga tekanannya menjadi berkurang.  Sebaliknya, jika suhu udara rendah maka volume udara menyusut hingga massa jenisnya bertambah besar.  Selain suhu, faktor lain yang mempengaruhi tekanan udara adalah tinggi tempat.  Makin tinggi tempat, maka lapisan udara semakin tipis dan renggang, akibatnya tekanan udara makin rendah.

V.  SISTEM ANGIN DUNIA

Menurut ahli meteorologi bahwa angin merupakan proses interaksi yang rumit dari pola angin umum dunia, angin-angin yang berhubungan dengan perpindahan sistem tekanan dan angin-angin yang ditimbulkan oleh kondisi lokal.

 A.  Pola Angin Umum

Model yang digunakan oleh George Hadley (1735) yaitu model sirkulasi satu sel akan digunakan untuk mempelajari proses terjadinya sirkulasi angin umum.  Pada model ini diasumsikan bahwa : 

• Bumi tidak berotasi (jadi tidak ada malam ataupun siang, tidak ada pengaruh gaya Coriolis). 
• Permukaan bumi rata dan terdiri dari komposisi yang seragam (secara meso terjadi pemanasan yang seragam). 
• Letak bumi tidak miring pada sumbunya (tidak ada perubahan musim).

Oleh karena itu, satu-satunya perbedaan adalah pemanasan yang tidak sama dalam skala besar antara kutub dan equator. Teori yang diajukan Haddley menganggap hanya ada satu sel sirkulasi udara yang besar dan sederhana pada setiap belahan bumi.  Pada sistem seperti ini, udara didekat permukaan akan mengalir menuju equator sementara pola angin alas akan bergerak dari equator ke kutub.

Model angin tiga sel diperkenalkan oleh Spieqel dan Gruber (1983), menurut model ini equator masih tetap merupakan wilayah terpanas di permukaan bumi, dan udara pada daerah ini naik dan mengalir ke kutub utara maupun ke kutub selatan.

  B.  Aliran Udara Di Sekitar Sistem Tekanan 

Menurut Koesmaryono (1988), aliran udara di sekitar sistem tekanan merupakan hasil interaksi gaya primer dan sekunder.  Pada daerah yang bertemperatur (30^oC - 60^o C), sistem tekanan terus menerus berubah–ubah.  Variasi angin pada sistem ini, tidak tergantung pada pola angin umum dunia, tetapi berhubungan dengan jarak dan arah sistem tekanan dan sirkulasi-sirkulasi yang mengikutinya.

Dibelahan bumi utara, udara pada sisterm tekanan rendah banyak bergerak berlawanan dengan arah jarum jam. Sementara pada sistem tekanan tinggi mempunyai sirkulasi sepeerti spiral tetapi searah jarum jam dan keluar dari pusat tekanan.  Di dekat permukaan bumi udara tersebut berputar seperti spiral menuju ke bagian dalam dan terjadi konvergensi di pusat sistem tekanan rendah tersebut.  Konvergensi dan perputaran ini disebut aliran siklonik, dan sistem tekanan rendahnya disebut siklon.

D.    Sistem Angin Lokal

Angin lokal merupakan angin yang timbul akibat kondisi lokal yang biasanya disebabkan oleh perbedaan suhu dan topografi.  Angin lokal ini terbatas untuk daerah yang kecil. 

PENUTUP

Dalam bentuk yang sangat sederhana, angin dapat dibatasi sebagai “gerakan hortizontal udara relatif terhadap permukaan bumi”.  Perbedaan pemanasan dari suhu udara yang berada langsung diatas permukaan yang terpanasi, dan ketidakseimbangan  suhu udara ini menyebabkan perbedaan tekanan.  Udara pada daerah yang bersuhu tinggi akan mengembang dan akan bergerak ke atas sehingga tekanannya menjadi lebih rendah dari sekitarnya.  Perbedaan tekanan ini menimbulkan gradien tekanan yang memacu terjadinya angin. 

Angin merupakan udara yang bergerak nisbi terhadap permukaan bumi dari tempat yang bertekanan rendah.  Angin selalu bergerak dari tempat yang bertekanan tinggi ke tempat yang bertekanan rendah.  Udara yang bergerak dari tekanan yang tinggi ke tekanan yang rendah dan semakin tinggi perbedaan tekanan akan menyebabkan udara yang bergerak semakin cepat.

Bila terjadi penumpukan udara ke atas maka akan menyebabka udara tersebut akan turun dan akan berakumulasi di permukaan, yang kemudian mengalir menuju equator dan kutub.   

Referensi Buku

 

Koesmaryono, Y.  1988.  Klimatologi Dasar.  Bahan Pengajaran, Jurusan Geofisika dan Meteorologi, F-MIPA.  Bogor

Sosrodarsono, S.  1993.  Hidrologi Untuk Perairan.  PT Pradnya Paramita.  Jakarta.

Spiegel, H.J dan Gruber, A.  1983.  From weather ranes to satellites.  An Introduction to Meteorology.  John wiley 8 sons.  158 pp.