Penyebaran Suhu Udara
Suhu udara bervariasi menurut waktu dan tempat. Berdasarkan waktunya,
maka dikenal penyebaran suhu udara diurnal, bulanan dan tahunan.
Sedangkan berdasarkan tempat, penyebaran suhu udara menurut lintang,
ketinggian dan tipe permukaan.
Penyebaran Suhu Udara Menurut Lintang
Lintang merupakan salah satu pengendali iklim terutama pada daerah lintang tinggi (misalnya daerah subtropika atau lintang tengah). Perbedaan lintang akan menyebabkan perbedaan insolasi dan radiasi harian atau tahunan. Pada tanggal 21 Juni insolasi harian maksimum terjadi pada lintang kira-kira 30⁰C Utara sebaliknya 22 Desember terjadi pada lintang 30⁰Selatan. Sedangkan pada pada tanggal 21 Maret atau 23 September, insolasi harian maksimum terjadi ekuator. Pencapaian insolasi harian maksimum disebabkan adanya posisi surya berada di atas masing-masing lintang pada tanggal atau hari yang bersangkutan. Penyebaran radiasi menurut waktu dan lintang akan bernilai positif selama siang hari, namun suhu udara maksimum harian (diurnal) tercapai kirakira 2 jam setelah mencapai nilai maksimum dan pencapaian suhu udara rata-rata harian (selama setahun) tercapai 1-2 bulan setelah tercapai insolasi atau radiasi maksimum. Variasi suhu udara diurnal pada daerah tropika lebih besar daripada daerah subtropika, tetapi sebaliknya variasi suhu udara harian (selama setahun) pada daerah tropika justru lebih kecil daripada daerah subtropika. Hal ini disebabkan selain karena variasi insolasi atau radiasi neto harian selama setahun, tetapi juga karena variasi panjang hari pada daerah subtropika jauh lebih besar daripada daerah tropika. Sebaliknya variasi insolasi selama sehari pada daerah tropika justru lebih besar daripada daerah subtropika.Penyebaran Suhu Udara Menurut Altitude
Di daerah tropika seperti Indonesia, ketinggian tempat (altitude) merupakan pengendali utama terhadap unsur-unsur iklim, terutama presipitasi dan suhu udara. Pada lapisan troposfer terjadi laju penurunan suhu normal sebesar 0.65⁰C setiap naik 100 m. Tetapi besarnya laju penurunan suhu ini bervariasi menurut waktu dan ruang. Misalnya hasil penelitian Braak (1928) di Jawa, diperoleh hubungan antara altitude (h dalam hektometer) dengan suhu udara rata-rata harian (T) dalam persamaan :T = 26.3 – 0.61 h
Dari persamaan tersebut dapat diketahui bahwa setiap naik 100 m akan turun suhunya sebesar 0.61⁰C sehingga disebut laju penurunan suhu lingkungan. Laju penurunan suhu ini lebih dikenal dengan istilah gradient suhu, yang disebabkan oleh karena permukaan bumi merupakan pemasok panas terhadap tanah atau air dan udara di atasnya. Tetapi bagi udara yang naik, laju penurunan suhunya relatif lebih tinggi atau lebih rendah daripada laju penurunan suhu lingkungan tergantung pada kondisi kelembaban diatmosfer. Pada kondisi atmosfer relatif kering atau lembab atau sebelum terjadi kondensasi di atmosfer, laju penurunan suhunya dapat mencapai hampir 1⁰C tiap naik 100 m disebut laju penurunan suhu adiabatik kering Sedangkan kondisi atmosfer dalam keadaan basah atau jenuh yang terjadi setelah kondensasi maka laju penurunan suhunya rata-rata hanya mencapai 0.5 ⁰C tiap kenaikan 100 m disebut laju penurunan suhu adiabatik basah atau jenuh (Saturated lapse rate of temperature ys = 0.5 ⁰C/100 m), tetapi nilainya bervariasi menurut ketinggian. Misalnya pada lapisan terbawah dari troposfer hanya mencapai -0.4 ⁰C/100 m, tetapi ketinggian sekitar pertengahan troposfer dapat mencapai -0.6 ⁰C/100 m hingga -0.7 ⁰C/100 m. Istilah adibatik disini merupakan proses penurunan suhu berlangsung secara adiabatik. Proses adiabatik adalah proses perubahan sifat fisik suatu sistem (isi, tekanan atau suhu) tanpa masukan atau keluaran energi kalor (panas) ke/dari dalam sistem dan prosesnya biasa berlangsung relatif cepat.
Penyebaran Suhu Udara Menurut Tipe Permukaan
Secara makro perubahan suhu udara menurut tipe permukaan berdasarkan penyebaran daratan dan perairan. Air merupakan penyimpan panas (panas) pada siang hari atau selama musim panas yang paling efektif, sebaliknya pada tanah dan udara. Tetapi pada malam hari atau selama musim dingin air merupakan pelepas panas yang paling efektif, sebaliknya tanah dan udara. Kondisi inilah yang menyebabkan sehingga suhu udara pada siang hari di atas perairan lebih rendah daripada di atas daratan. Penyebabnya kemampuan permukaan air menyerap energi radiasi matahari surya dan kapasitas kalor lebih besar serta radiasi untuk menguapkan air lebih tinggi, tetapi didukung daya tembus sinar lebih dalam dan pemindahan panas lebih cepat apalagi jika didukung adanya ombak, gelombang dan arus laut.Kestabilan Atmosfer
Proses pemindahan panas dari permukaan bumi kelapisan udara di atasnya terjadi secara olakan . Proses pemindahan panas dengan cara ini terjadi bersama-sama dengan fluida (udara) yang bergerak keatas karena lebih ringan atau kerapatannya lebih rendah. Udara yang bergerak keatas ini apakah cenderung naik terus atau turun kembali tergantung pada kondisi atmosfer yang disebut kestabilan atmosfer. Bila udara yang mula-mula naik, tapi cenderung turun kembali, maka dikatakan atmosfer dalam keadaan stabil (stable). Tetapi bila udara tersebut cenderung naik terus sampai mencapai batas ketinggian kondensasi (kondensasi level) maka atmosfer dikatakan dalam keadaan instabil (unstable). Namun bila udara tersebut baru akan naik terus sampai di atas batas ketinggian kondensasi setelah terjadi pemanasan yang cukup tinggi dipermukaan (olakan kuat) atau adanya halangan pegunungan atau bukit yang tinggi maka atmosfer dalam keadaan instabil bersyarat (conditional unstable). Tetapi pagi dan sore hari nampaknya udara tidak ada kecenderungan untuk naik atau turun dan atmosfer dalam suasana tenang dan cuaca cerah, maka atmosfer dikatakan dalam keadaan netral (neutral). Pada kondisi atmosfer dalam keadaan stabil pada setiap ketinggian di atmosfer suhu udara selalu lebih rendah daripada suhu udara lingkungan, sehingga udara yang mula-mula naik akan cenderung turun kembali. Tetapi bila atmosfer dalam keadaan instabil maka suhu udara justru selalu selalu tinggi daripada suhu udara lingkungan sehingga parsel udara yang mulamula naik akan cenderung naik terus. Sedangkan bila kondisi atmosfer dalam keadaan instabil bersyarat, suhu udara selalu lebih rendah daripada suhu lingkungannya. Selanjutnya diatas ketinggian tersebut udara baru naik secara bebas. Selain faktor penyebab tersebut, instabil bersyarat juga terjadi akibat adanya halangan pegunungan atau bukit yang tinggi yang didukung oleh pergerakan udara (angin). Atmosfer dalam keadaan stabil akan mengakibatkan kondisi cuaca dalam keadaan cerah, keadaan instabil akan mengakibatkan kondisi cuaca dalam keadaan berawan, khususnya tipe-tipe awan komvektif, yang menimbulkan hujan bersifat lokal. Bila pemanasan cukup tinggi dan kandungan uap air di atmosfer sebagai hasil penguapan cukup banyak, maka tipe awan kumulus yang mula-mula terbentuk akan tumbuh menjadi awan yang lebih tinggi dan melebar disebut awan cumulonimbus. Awan dengan tipe ini pada umumnya diikuti hujan sangat deras atau sangat lebat dan kadang-kadang diikuti dengan angin kuat. Gejala ini disebut badai (tropis) yang berbahaya bagi kehidupan di permukaan bumi.
Jika Anda menyukai Artikel di blog ini, Silahkan
klik disini untuk berlangganan gratis via email, Anda akan mendapat kiriman artikel setiap ada artikel yang terbit di Our Akuntansi
0 komentar:
Post a Comment