Faktor terjadinya angin Jenis-jenis Angin

2.2.3 Faktor terjadinya angin

Faktor terjadinya angin yaitu: 1.Gradien Barometris : Bilangan yang menunjukkan perbedaan tekanan udara dari 2 isobar yang jaraknya 111 km. Makin besar gradien barometrisnya semakin cepat tiupan angin. 2. Letak tempat : kecepatan angin di dekat katulistiwa lebih cepat dari yang jauh dari garis khatulistiwa. 3. Tinggi tempat : semakin tinggi tempat semakin kencang pula angin yang bertiup, hal ini disebabkan oleh pengaruh gaya gesekan yang menghambat laju udara. 4. Waktu : Di siang hari angin bergerak lebih cepat daripada pada malam hari.

2.2.4 Jenis-jenis Angin

Jenis-jenis angin antara lain : a. Angin Monsun Angin monsun disebabkan oleh beda sifat fisis antara osean dan kontinen; kapasitas panas osean lebih besar daripada kontinen. Permukaan osean memantulkan radiasi matahari lebih banyak permukaan daratan kontinen, dan radiasi matahari dapat memasuki air sampai dalam dengan bantuan gerakan air arus laut, sedangkan di darat panas hanya mencapai beberapa sentimeter saja. Hasil dari beda fisis ini adalah osean lambat panas bila ada radiasi matahari dan lambat dingin bila tidak ada radiasi matahari, dibandingkan dengan kontinen. Akibatnya, osean akan lebih dingin dalam musim panas dan lebih panas dalam musim dingin dibandingkan dengan kontinen. Pergantian dari musim dingin ke musim panas atau sebaliknya, dapat membalikkan arah gaya gradien tekanan, dengan demikian angin monsun mengalami pembalikan arah. Universitas Sumatera Utara Gambar 2.8. Gaya Gradien Tekanan Dalam Musim Dingin dan Musim Panas. Secara latitudinal melintang dan longitudinal membujur, Indonesia di bawah pengaruh kekuasaan regime sirkulasi ekuatorial dan monsunal yang sangat berbeda karakteristiknya. Monsun dapat digambarkan sebagai fenomena angin laut raksasa akibat beda panas BBU- BBS yang dikaitkan dengan migrasi matahari tahunan. Anggap bahwa udara dingin di BBS belahan bumi selatan dipisahkan oleh udara panas di BBU belahan bumi Utara oleh sebuah dinding yang berdiri pada ekuator, seperti yang ditunjukkan secara bagan pada gambar 2.9. Gambar 2.9. Bagan Gaya Gravitasional Monsun Tekanan permukaan berat kolom udara persatuan luas lebih besar di BBS dari pada di BBU. Gradiaen tekanan dari selatan ke utara mnunjukkan adanya energi potensial. Jika dinding diambil maka udara Universitas Sumatera Utara dingin mulai turun dan bergerak ke utara, sedangkan udara panas naik dan bergerak keselatan, jadi ada kenaikan energi kinetik akibat energi potensial. Jungkir balik vertikal ini bergantung pada musim yang mendefenisikan sirkulasi monsun. Beda panas antara utara-selatan yang sangat penting diperkirakan antara benua Asia dan osean Hindia. Selama musim panas boreal BBU, benua asia dipanasi secara efektif dan luas. Puncak gunung yang tinggi seperti dataran tinggi plateau Tibet, memberi kontribusi secara langsung udara troposferis tengah. Daerah monsun adalah daerah dimana sirkulasi atmosfer permukaan dalam bulan januari dan juli memenuhi persyaratan berikut. a. Arah angin utama pada bulan Januari dan Juli berbeda paling sedikit 120 ˚. b. Frekuensi angin utama rata-rata dalam bulan Januari dan Juli lebih dari 40. c. Kecepatan angin paduan rata-rata sekurang-kurangnya satu bulan melebihi 3ms 1  . d. Indeks monsun ≥ 40, daerah non monsunal mempunyai indeks monsun 40. Monsun adalah angin periodik dengan perioda musiman. Daerah monsun dibatasi oleh garis bujur 30˚ B dan 170˚T dan oleh garis lintang 35˚U dan 25˚S . Jadi jelas benua maritim Indonesia termasuk dalam daerah monsun. b. Angin Darat dan Angin Laut. Proses terjadinya angin darat dan angin laut pada dasarnya sama dengan angin monsun yaitu disebabkan oleh beda sifat fisis antara permukaan darat dan laut. Periode angin mosun adalah musiman, sedangkan angin darat dan laut adalah harian. Beda panas antara permukaan darat dan air adalah penyebab utama pembentukan angin darat dan laut. Pada siang hari, daratan agak cepat panas jika ada radiasi matahari sedangkan permukaan air lebih dingin, karena panas hilang pada lapisan air yang lebih tebal oleh turbulensi dan gelombang dan oleh penetrasi langsung dan absorpsi. Akibatnya terjadi sel konveksi kecil sehingga angin dekat permukaan bumi berhembus ke darat Universitas Sumatera Utara disebut angin laut the sea breeze. Pada malam hari , darat lebih cepat dingin akibat kehilangan radiasi gelombang panjang, sedangkan air karena inersia thermalnya menjadi tetap panas dengan temperatur hampir sama seperti ketika siang hari, sehingga pola tekanan harian terbalik dan terbentuk angin darat the land breeze karena udara darat yang relatif dingin bergerak ke arah tekanan lebih rendah diatas laut. Gambar. 2.10. Pola Dasar Angin Darat dan Angin Laut : a Angin Laut Siang Hari dan b Angin Darat Malam Hari. Garis-garis Horizontal Menunjukkan Permukaan Isobaris. Angin laut biasanya lebih kuat dibandingkan angin darat, kecepataannya mencapai 4-8 ms 1  dan ketebalan lapisan udara mencakup ketinggian 1000m. Angin laut di tropis dapat masuk ke darat sejauh 100 km. Angin laut biasanya muncul di dekat pantai beberapa jam setelah matahari terbit dan mencapai maksimum ketika beda temperatur darat-laut mencapai maksimum. Secara musiman angin laut paling kuat jika insolasi kuat, karena itu pertumbuhan angin laut paling baik selama musim kering. Di luar tropis, musim panas merupakan musim angin laut kuat karena kecepatan angin sirkulasi umum lemah dan massa udara labil menguntungkan pembentukan angin laut. Kekuatan dan arah angin laut dikendalika oleh faktor-faktor lokal ; Universitas Sumatera Utara temperatur air permukaan dingin disebabkan oleh arus laut dingin atau kenaikan upwelling air dari bawah akan meningkatkan kekuatan angin laut. Faktor-faktor yang meningkatkan temperatur diatas darat pada siang hari, misalnya kurangnya tanaman dan permukaan kering mempunyai efek yang sama. Tutupan tanaman lebat, rawa atau sawah yang kebanjiran flooded ricefield biasanya menurunkan kekuatan anginlaut karena kondisi ini akan menurunkan beda temperatur darat-laut. Adanya gunung dekat pantai sering menimbulkan sistem angin gabungan angin laut-lembah. Jika angin laut memusat konvergen dengan angin dari arah yang berbeda maka sering terbentuk „front angin laut“ yang dapat menyebabkan pembentukan awan lokal dan hujan. Angin darat lebih lemah daripada angin laut dalam kebanyakan iklim tropis. Ini disebabkan beda temperatur darat-laut di tropis jauh lebih besar akibat pemanasan siang hari dari pada akibat pendinginan waktu malam hari. Penyebab utamanya adalah pendinginan cepat permukaan darat sepanjang malam hari. Pengaruh pendinginan ini terbatas pada lapisan udara permukaan yang tipis, sehingga angin darat jarang mempunyai kecepatan lebih dari 3ms 1  , tetapi kecepatannya dapat meningkat oleh arus katabatik katabatik flow . Ketebalan lapisan udara dalam angin darat biasanya hanya beberapa meter. Angin darat secara normal tidak mencapai lebih dari 15-20 km ke laut. Semua sirkulasi lokal dipangaruhi oleh angin sirkulasi general tanpa terkecuali angin laut dan darat. Jika angin skala sinoptik kuat, maka angin darat dan laut tidak terjadi, karena turbulensi mencegah beda temperatur dan tekanan lokal antara permukaan air dan darat. Untuk angin general yang lebih lemah, maka angin laut dan darat umumnya tidak berubah baik arah maupun kecepatannya. Di daerah angin melempemdoldrum dan dekat ekuator dimana angin skala sinoptik sangat lemah maka sirkulasi lokal mendominasi. Variasi lain angin laut dan darat dikaitkan dengan bentuk umum garis pantai yang dapat menyebabkan konvergensi atau divergensi. Konvergensi dan pembentukan awan di dukung di atas tanjung headlands sedangkan divergensi dan garis-garis patah pembentukan awan lebih di dukung diatas Universitas Sumatera Utara teluk bays. Sistem angin laut-darat terjadi diatas pulau yang tidak sangat kecil minimum diameter sekitar 15 km. Di atas laut, seperti selat malaka, konvergensi angin darat yang berlawanan dapat terjadi pada malam hari yang menimbulkan hujan.Kekuatan angin laut bergantung pada perbedaan temperatur antara darat dan laut, makin besar perbedaannya makin kuat anginnya. c. Angin Gunung dan Lembah Di daerah pegunungan tropis seringterjadi sistem angin harian yang kuat dan reguler, yang disebabkan oleh pemanasan dan pendinginan udara pada lereng. Pada siang yang bermatahari lereng gunung mendapat panas secara cepat akibat radiasi yang di terima besar. Atmosfer bebas di dataran rendah kurang di pengaruhi oleh masukan insolasi besar ini sehingga udara sedikit lebih dingin dibandingkan udara diatas lereng gunung. Karena itu udara lereng gunung menjadi lebih labil dan cenderung menaiki lereng disebut angin lembah valley wind atau arus anabatik .Angin lembah dapat dengan mudah dikenali karena sering dibarengin dengan formasi awan cumulus dekat puncak gunung atau diatas lereng gunung. Pada malam hari, terjadi perbedaan temperatur kebalikannya, ketika dataran tinggi menjadi dingin secara cepat akibat kehilangan radiasi gelombang panjang. Udara yang lebih dingin densitas lebih besar kemudian gerak menuruni lereng di bawah pengaruh gravitasi dan di sebut angin gunung mountain wind atau arus katabatik Arus anabatik anabatic flows biasanya lebih kuat dan lebih presisten tidak berubah-ubah daripada arus katabatik. Arus anabatik cendrung lebih kuat di daerah tropis pada musim panas, ketika insolasi sangat kuat dan malamnya pendek. Dalam keadaan demikian angin anabatik anabatic winds dapat kontinyu sepanjang malam jika terjadi pada skala yang luas. Angin anabatik biasanya memperkuat monsun atau angin pasat pada lereng diatas angin windward side gunung. Angin ini dapat memberikan kontribusi pada curah hujan orografik, dan daerah ini sering memperlihatkan cuarah hujan maksimum pada sore hari. Universitas Sumatera Utara d. Angin Fohn Angin fohn dikenal di Austria dan Jerman dimana angin ini sering ditemukan pada lereng utara pegunungan Alpen. Di sebelah barat Amerika Serikat dan Kanada, angin ini disebut chinook. Biasanya angin chinook disertai dengan aktifitas siklonik yang menghasilkan awan dan endapan pada lereng diatas angin windward. Setelah angin fohn turun pada lereng dibawah angin leeward, maka udara mengalami pemanasan secara adiabatik sehingga kelembabannya kecil dan temperaturnya semakin panasGambar 2.12. Angin yang lembab jika menaiki gunung akan menghasilkan hujan, kemudian pada waktu turun dari pegunungan akan bersifat panas dan kering. Tinjauan proses terjadinya angin fohn pada gambar 2.12 . Anggap bahwa angin relatif lembab menaiki daerah pegunungan dengan puncak 4000 m. Setelah udara naik setinggi 1500 dasar awan maka udara akan mengalami kondensasi dan terjadi pembentukan awan. Jika temperatur permukaan tanah adal ah 10˚c, maka udara akan mengalami pendinginan 1˚C100 m, yaitu pada susut temperatur lapse rate adiabatik kering, dan temperaturnya menjadi - 5˚C pada dasar awan. Kenaikan udara selanjutnya menyebabkan pendinginan 0,6˚ C100 m pada susut temperatur adiabatik jenuh karena adanya panas laten kondensasi yang diberikan pada udara. Gambar 2.11. Terjadinya Angin Fohn Fohn yang sangat kuat tidak menyenangkan, karena angin tersebut panas, kering dan kencang, sehingga dapat mempengaruhi macam-macam reaksi fisiologis fisik psikologis jiwa misalnya dapat lekas marah, sakit kepala dan sebagainya. Selain itu juga dapat menyebabkan kekeringan pada tanah, pohon- pohon, ranting, sehingga mudah menimbulkan kebakaran hutan. Universitas Sumatera Utara Di Indonesia angin Fohn sering terjadi pada musim kemarau atau musim timur, misalnya : ”angin Gending” di Probolinggo, ”angin Kumbang” di TegalBrebes, ”angin Bahorok” di Deli, ”angin Padang Lawas” di Sumatera Barat dan ”angin Brubu” di Sulawesi Tenggara. Umumnya pegunungan di pulau Jawa berderet dari barat ke timur. Pada musim kemarau angin timur membelok ke utara, kemudian turun di sebelah utara pegunungan yang bersifat kering, panas dan kencang. Sedangkan di lereng bagian selatan pegunungan angin akan naik dan akibat pengaruh orografi maka angin ini dapat mendatangkan hujan di lereng bagian selatan.

2.2.3 Alat Ukur Angin