Awan dan Presipitasi

by R.Larasati

Siklus Hidrologi

Pembahasan mengenai awan dan presipitasi tidak akan lepas dari proses keseluruhan tenpat berlangsungnya pembentukan awan dan presipitasi yaitu 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). Adapun proses yang terlibat di dalamnya antara lain kondensasi.

Siklus Hidrologi (sumber gambar : http://www.ilmusipil.com)

Proses Pembentukan 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), sedangkan hydrometeor meliputi bentuk butir awan dan kristal yang sangat kecil hingga presipitasi terbesar seperti hail. Hidrometeor yang cukup besar dan berat untuk keluar dari awan tapi menguap sebelum mencapai permukaan bumi disebut virga.

Proses pembentukan awan dan presipitasi merupakan suatu rangkaian proses yang terdiri dari proses dinamik dan proses mikrofisik. Proses dinamik meliputi gerak udara yang memberikan kondisi umum untuk pembentukan awan, sedangkan proses mikrofisik adalah proses penbentukan butiran individu melalui kondensasi uap dan tumbuh oleh interaksi antar individu. Keberlangsungan proses-proses tersebut memerlukan faktor-faktor penting yaitu kadar uap air di atmosfer, distribusi aerosol higroskopis, dan gerakan udara vertikal (Tjasjono, 1988). Kadar uap air di atmosfer bergantung pada proses evaporasi dengan persyaratan ada sumber uap air di permukaan, ada sumber energi untuk proses pengangkatan, dan kondisi atmosfer.

Stabilitas Atmosfer

Stabilitas atmosfer adalah kecenderungan suatu paket udara untuk bergerak secara vertikal, yang dibagi menjadi stabil, tidak stabil, dan netral. Atmosfer dikatakan berada pada kondisi 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, sedangkan kondisi atmosfer dikatakan 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 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 yang digunakan dalam memahami kestabilan atmosfer adalah bahwa 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). Ketika udara bergerak naik dan mengalami penurunan tekanan udara, maka udara akan mengembang dan suhu menurun. Udara yang tidak jenuh akan mengalami laju penurunan suhu tetap sebesar 1 0C setiap naik 100 m (sebagian sumber literatur menggunakan penurunan sebesar 9,8 0C per km) atau dikenal sebagai laju penurunan suhu adibatik kering (dry adiabtic lapse rate; DALR). Ketika paket udara tersebut mengalami kondensasi maka laju penurunan suhu menjadi berkurang. Angkanya menjadi bervariasi, sekitar 0,5 oC per 100 m untuk udara yang kandungan kelembabannya tinggi hingga 0,9 oC per 100 m untuk udara yang kandungan kelembabannya rendah. Laju penurunan suhu ini disebut dengan laju penurunan suhu adiabtaik basah (wet adiabatic lapse rate atau saturated adiabatic lapse rate; SALR), sedangkan laju penurunan suhu lingkungan dikenal sebagai environmental lapse rate (ELR).

Kondisi atmosfer tidak stabil dibagi menjadi dua yaitu tidak stabil mutlak (absolute instability) dan tidak stabil bersyarat (conditional instability). Ketika laju penurunan suhu lingkungan lebih besar dibanding laju adiabatik kering (ELR > DALR), maka suhu paket udara selalu lebih besar dibanding suhu lingkungannya, hal ini disebut tidak stabil mutlak. Kondisi atmosfer tidak stabil bersyarat terjadi jika laju penurunan suhu lingkungan berada di antara laju penurunan suhu adibatik dan adibatik kering (SALR < ELR < DALR). Dikatakan bersyarat karena pada awal pergerakkannya kondisi udara stabil, dan pada titik tertentu dapat menjadi tidak stabil. Pda umumnya kondisi tidak stabil di atmosfer adalah tidak stabil bersyarat (Lutgens dan Tarbuck,  1982).

Awan terbentuk ketika suatu paket udaa yang mengandung uap air bergerak vertikal dan mengalami pendinginan serta kondensasi. Titik dimana awan terbentuk dikenal sebagai lifting condensation level (LCL) yang merupakan dasar awan. Setelah melalui titik ini maka paket udara akan bergerak vertikal mengikuti laju penurunan suhu adiabatik basah (SALR).  Perubahan stabilitas atmosfer dapat terjadi akibat :

  • pemanasan permukaan oleh radiasi matahari secara intensif
  • pemanasan massa udara dari bawah ketika melalui permukaan yang hangat
  • pengangkatan paksa udara ketika melalui permukaan yang lebih tinggi
  • pergerakan udara ke atas yang berhubungan dengan adanya konvergensi
  • pendinginan radiasi dari puncak awan

Proses Pengintian Awan (necleation)

Atmosfer selalu mengandung partikel-pertikel yang disebut aerosol, yang sebagian daripadanya 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 menurut Wallace dan Hobbs (1977) adalah sekitar 10pangkat -4 hingga 10 µm. Aerosol terkecil dengan diameter kurang dari 0,2 µm disebut aitken, sesuai dengan nama penemunya John Aitken seorang ahli fisika dari Scotlandia.

Ketika massa udara terangkat, butir-butir aerosol higroskopis menyerap uap air dari sekitarnya dan saat mencapai kejenuhan terjadi kondensasi. Jika kondensasi terjadi pada lingkungan yang murnitanpa inti kondensasi maka disebut pengintian homogen (homogeneous spontaneous nucleisation), sedangkan 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).

Jenis dan Klasifikasi Awan

Berdasarkan proses dinamika dan gerak vertikal, secara umum terbentuk dua jenis awan (Neiburger,  1976) yaitu :

1. Stratiform merupakan awan yang dangkal dan menyebar, disebut juga awan berlapis (layer clouds) dengan kecepatan gerak vertikal 1 –  10 cm per detik. Dihasilkan oleh pengangkatan udara di atas suatu wilayah yang luas karena konvergensi horizontal. Bisa juga akibat perputaran atau turbulensi irengular yang meluas sehingga gerak vertikalnya kecil dan awan tersebar lebih seragam untuk wilayah yang luas.

2. Cumuliform merupakan awan dengan dimensi vertikal dan horizontal hampir seragam sekitar 1 – 10 km. Dihasilkan oleh gerak konvektif karena ketidakstabilan hidrostatik. Gerak vertikal dengan kecepatan 1 – 10 m per detik terus menerus untuk periode pendek sekitar 30 menit. Selama itu paket udara mengalami gerakan ke atas dan ke bawah. Beberapa diantaranya 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.

Berdasarkan Ketinggian dan bentuknya, awan diklasifikasikan menjadi 3 bentuk dasar yaitu cirrus, cumulus, dan stratus (Lutgens dan Tarbuck, 1982).

Klasifikasi awan berdasar bentuk dan ketinggian (sumber gambar : http://pesonageografi.wordpress.com/)