bab 6 sirkulasi atmosfer 1

21/07/18

1

Tujuan Insktruksional Khusus
Setelah mengikuti materi ini, mahasiswa

mampu mengemukakan secara deskriptif
tentang konsep dasar “Differential Heating”
serta sirkulasi udara skala Global dan Lokal

21/07/18

2

Sub-Pokok Bahasan
Skala Gerak Atmosfer
Konsep “Differential Heating”
Konsep Sirkulasi Thermal
Sistem Angin Lokal
Sirkulasi Global

21/07/18

3

21/07/18

4

Skala Gerak Atmosfer
Ukuran

Skala

Lebih dari 20.000 km

Makro-

Skala Planeter

2.000 – 20.000 km

Makro-

Skala Sinoptik

200 – 2.000 km

Meso-

Skala Meso

20 – 200 km

Meso-

Skala Meso

2 – 20 km

Meso-

Skala Meso

200 m – 2 km

Mikro-

Turbulensi di lapisan-batas
atmosfer

20 – 200 m

Mikro-

Turbulensi di sub-lapisan

2 – 20 m

Mikro-

Turbulensi inersial

21/07/18

Nama

5

SKALA GERAK ATMOSFER
(Sumber: Schnelle dan Dey ( 2000) ; Lutgens dan Tarbuck (1982))

Skala Meteorologi
Skala

Skala mikro

Rincian

Mikro-

Mikro-

Skala pengukuran
Horizontal
200 m – 2 km
20 m – 200 m

Skala meso
(antar stasiun
cuaca)

1 km -100 km
Beberapa jam (kota kecil,
– beberapa
kota besar,
hari
pengendalian
polusi udara)

Skala Sinoptik

(cyclonic scale)

Beberapa
hari –
beberapa
minggu

Negara dan
benua (1005000 km*)

Skala Makro
(Global)

Beberapa
hari –
beberapa
tahun

100 km hemisphere

21/07/18

Fenomena yang terkait

Vertikal
-

Permukaan – 100 m

-

Permukaan - 1 km

-

turbulensi kecil
laju penurunan suhu
permukaan
efek gesekan
boundary layer

efek topografi
turbulensi besar,
angin darat – angin
laut
urban heat island
angin lembahgunung

Permukaan - 15 km

-

sistem badai
pembentukan awan,
front
siklon-antisiklon

Permukaan – 20 km

-

Gelombang baratan
6

Skala Gerak Atmosfer
Gambar 3 skala gerak atmosfer

21/07/18

7

Skala Gerak Atmosfer
Skala waktu [T] untuk berbagai fenomena

dapat ditentukan oleh skala horizontal [L]
melalui relasi

 T  a  L 

Dengan a = 1 det/m

21/07/18

8

Soal -1
Tentukan skala waktu untuk

a. Turbulen skala mikro berdiameter 1 meter.
b. Tornado dengan radius angin sekitar 100
meter
c. Gelombang Kevin dengan panjang
gelombang zonal 10.000 km

21/07/18

9

21/07/18

10

Differential Heating
Sirkulasi global (sirkulasi umum)
dikendalikan oleh keseimbangan
antara incoming radiation dan
outgoing radiation.
Differential Heating : perbedaan
pemanasan antara dua tempat dalam
ruang

21/07/18

11

Distribusi Temperatur Meridional
Dalam rata-rata setahun, SST di daerah

ekuator lebih hangat dari pada daerah kutub

21/07/18

12

Distribusi Temperatur Meridional
Gradien temperatur secara meridional di

permukaan (biru) dan di ketinggian 15 km (biru
muda)

z = 0 km
z = 15 km

lintang
21/07/18

13

Radiative Forcings
Kurva variasi meridional fluks radiasi yang

datang (F-in) dan fluks radiasi yang keluar (F-out)
surplus

F

F-in

F- out

defisit
21/07/18

defisit
14

Radiative Forcings
Netto radiasi Fnet = Fin – Fout dalam (GW/m)

SURPLUS

DEFISIT

21/07/18

DEFISIT

15

Radiative Forcing
Perbedaan antara F-in dan F-out tidak lain

adalah “Differential Heating Radiative”
Tampak bahwa perbedaan radiasi yang datang

dan radiasi yang keluar (F-netto) bernilai
positif di kawasan tropis dan bernilai negatif di
luar tropis
Ketidak seimbangan radiatif yang digambarkan

pada grafik tersebut harus dikompensasikan
oleh sirkulasi atmosferik dan oseanik
21/07/18

16

Radiative Forcing
Total transport panas (dalam Watt) yang

dibutuhkan untuk mengkompensasi radiasi
oleh sirkulasi atmosferik dan oseanik

Lintang
21/07/18

17

Radiative Forcing
Dari gambar tampak bahwa akibat
sirkulasi atmosferik maupun oseanik,
energi banyak dialirkan masuk ke lintang
menengah dari pada yang keluar, sehingga
terdapat netto pemanasan yang
mengkompensasikan pendinginan radiatif
di lintang tersebut.

21/07/18

18

Radiative Forcing
Secara umum......
Jika terdapat perbedaan “differential
heating” secara horizontal, maka
akan terjadi kompensasi panas oleh
gerakan fluida, dimana panas itu
akan mengalir dari daerah surplus ke
daerah defisit, sehingga di daerah
defisit terjadi pemanasan
21/07/18

19

21/07/18

20

Karakteristik Termal
Karakteristik termal air : panas yang diserap

tidak langsung digunakan untuk meningkatkan
suhu, tetapi didistribusikan melalui
mekanisme konveksi, materi ikut bergerak

Karakteristik termal daratan : panas yang

diserap digunakan untuk meningkatkan suhu,
mekanisme distribusi panas melalui konduksi,
materi tidak ikut bergerak

Pengaruh kemiringan permukaan (topografi):

Lereng lebih dulu dipanaskan dibanding
lembah

21/07/18

21

Sirkulasi Termal

986 mb

Udara
cenderung
mengendap

988 mb

Udara
cenderung
mengembang

1000 mb

21/07/18

22

Sirkulasi termal
Dari gambar tampak bahwa udara mengalami

sirkulasi
Pada kolom lapisan yang hangat, udara naik

(rises), sedangkan pada lapisan yang dingin,
udara turun (sinks).

21/07/18

23

21/07/18

24

Sistem Angin Lokal
Merupakan sistem angin yang terjadi dalam

skala meso-.
Sistem angin lokal yang terkenal, yang akan
dibahas
1. Angin Darat dan Angin Laut
2. Angin Gunung dan Angin Lembah
3. Angin Foehn (Angin Chinok)

21/07/18

25

Angin Laut dan Angin Darat

21/07/18

26

Angin Laut dan Angin Darat
 Sejumlah radiasi matahari yang diserap

lautan akan didistribusikan lebih luas baik
horizontal maupun vertikal daripada daratan
dengan jumlah radiasi sama, karena adanya
pencampuran dalam kolom air.
Lautan : konveksi
Daratan : konduksi

21/07/18

27

Angin Laut dan Angin Darat
 radiasi matahari maksimum:

perbedaan suhu paling besar antara daratan
dan lautan, daratan lebih hangat dibanding
lautan.
 radiasi minimum :
permukaan lautan lebih hangat dibanding
daratan, tetapi perbedaan suhu di antara
keduanya tidak sebesar pada musim panas.

21/07/18

28

21/07/18

29

ANGIN GUNUNG-LEMBAH

21/07/18

30

Angin Lembah
Selama siang hari, sinar matahari

menghangatkan lembah, sehingga udara
di lembah akan menghangat
Udara yang hangat ini menjadi ringan

dari pada udara di atas lembah, sehingga
udara bergerak dari lembah menuju ke
puncak gunung, yang dikenal sebagai
angin lembah
21/07/18

31

21/07/18

32

Angin Gunung
Sedangkan pada malam hari, lembah

lebih cepat mendingin, dari pada di
tempat yang lainnya, sehingga udara di
lembah lebih dingin. Akhirnya udara
bergerak dari puncak gunung ke kaki
gunung, disebut sebagai angin gunung

21/07/18

33

Angin Chinok (Foehn)
 Angin
Kumbang
 Angin
Gending
 Angin
Bohorok
 Angin
Brubu
Chinook : rocky mountain; Foehn : peg Alpen
Rainshadow effect :

21/07/18

34

Angin Chinok (Foehn)
Angin Foehn merupakan angin kering dan

hangat yang turun di sisi leeward dari
sebuah gunung atau bukit.
Angin ini terjadi ketika angin horizontal
yang kuat mengalir melalui gunung.
Sebagai contoh lihat gambar

21/07/18

35

Mekanisme Angin Chinok

barat.
21/07/18

timur
36

Mekanisme terbentuknya Angin Foehn
Misalkan angin baratan yang kuat mengalir

melalui barisan pegunungan dari utara ke
selatan
Kondisi seperti ini akan menghasilkan palung
tekanan rendah di sisi timur dari gunung,
yang kemudian palung tekanan rendah ini
akan memaksa udara untuk turun ke bawah
di sisi sebelah timur gunung seperti
ditunjukan pada gambar

21/07/18

37

Mekanisme terbentuknya angin Foehn
Ketika udara tersebut turun disisi sebelah

timur gunung, maka ia mengalami kompresi
dan menghangat.
Sehingga sumber penghangatan udara pada
angin foehn (chinok) adalah pemanasan
kompresi (compresional heating)

21/07/18

38

Mekanisme pembentukan Angin Foehn
Ketika terjadi awan dan presipitasi di sisi

windward gunung, maka hal tersebut dapat
meningkatkan temperatur chinok, yaitu
bahwa panas laten yang dilepaskan dalam
awan akan memberikan suplemen bagi
compresional heating di sisi leeward gunung.

21/07/18

39

Mekanisme angin Foehn
Hal ini menyebabkan udara yang turun di

kaki gunung lebih hangat dari pada udara
yang naik di sisi sebelah barat gunugn
Selain itupun, udara yang turun lebih kering,
karena uap air sudah mengkondensasi ketika
udara naik di sisi windward gunung.

21/07/18

40

A chinook wall cloud forming over the Colorado Rockies (viewed from the plains)
21/07/18

41

21/07/18

42

Pokok Bahasan
Sirkulasi Umum Atmosfer

1. Model Sel Tunggal (Single–Cell Model)
2. Model Tiga Sel (Three-Cell Model)
Angin Pasat dan Jet Stream
Sirkulasi Walker dan El-Nino serta La Nina
ENSO
Sirkulasi Monsoon
Siklon Tropis

21/07/18

43

21/07/18

44

Sirkulasi Umum Atmosfer
Sirkulasi umum menyatakan gerakan aliran

udara secara rata-rata (umum) di dunia.
Sedangkan angin aktual bisa bervariasi pada
satu tempat dan pada saat yang diberikan.
Penyebab utama yang mengendalikan
sirkulasi umum adalah adanya pemanasan
yang tidak sama di permukaan bumi

21/07/18

45

Sirkulasi umum
Di tropis mendapat kelimpahan energi

radiatif, sedangkan di kutub mengalami
kerkurangan energi radiatif
Sehingga untuk menyeimbangkannya , maka
atmosfer mentrasportasikan udara yang
hangat di tropis ke kutub, dan
mentransportasikan udara yang dingin di
kutub ke tropis

21/07/18

46

21/07/18

47

Model Sel Tunggal

21/07/18

48

Model Sel Tunggal
Asumsi

1. permukaan bumi serba sama
2. matahari selalu di ekuator
3. bumi tidak berotasi
Model sirkulasi yang sederhana ini disebut
sebagai sel Hadley.
Walaupun sederhana, model ini tidak ada
dalam realitasnya

21/07/18

49

21/07/18

50

Model Tiga Sel
Ferrel cell

Ferrel cell

21/07/18

51

Model Tiga Sel
Karena bumi berotasi, maka sistem konveksi

sederhana akan pecah menjadi barisan selsel.
Meskipun lebih kompleks dari pada model sel

tunggal, akan tetapi masih ada beberapa
kemiripan, yaitu : surplus energi di derah
tropis, dan defisit energi di kutub

21/07/18

52

Model Tiga Sel
Dari ekuator ke lintang 30, dan dari lintang 60 ke

kutub, sirkulasi bersesuaian dengan model sel
Hadley
Sepanjang sabuk ekuatorial, udara menghangat,
dan gradien tekanan horizontal lemah sehingga
anginpun lemah (daerah yang demikian disebut
DOLDRUMS)
Udara yang hangat di sabuk ekuator ini kemudian
naik, mengkondensasi membentuk awan-awan
Cumulus yang besar (Cb).
panas laten yang dilepaskan akibat formasi awanawan Cb secara besar-besaran ini memberikan
energi yang cukup untuk mengendalikan sel Hadley
21/07/18

53

Model Tiga Sel
Udara yang naik ini akan mencapai

tropopause yang berperan seperti barrier,
sehingga udara bergerak secara lateral ke
kutub.
Gaya Coriolis akan membelokkan gerak
udara tersebut, sehingga menjadi angin
baratan (Jet Stream) di lintang 30 BBU dan
30 BBS pada tropopause

21/07/18

54

Penjelasan
Udara yang bergerak ke kutub dari ekuator

ini mengalami pendinginan secara radiatif.
Akibat pendinginan ini, udara akan menjadi
lebih berat, sehingga ketika mendekati
lintang menengah, udara ini mulai
konvergen.
Konvergensi ini akan menaikan massa udara
di permukaan, sehingga di tekanan
permukaan bertambah di sabuk lintang 30

21/07/18

55

Penjelasan
Kemudian karena ada beda tekanan

permukaan, maka udara di permukaan
bergerak dari lintang menengah ke ekuator,
dan mengalami penghangatan.
Gaya coriolis membelokan gerak udara
tersebut, sehingga udara bergerak dari timur
laut di BBU dan tenggara di BBS (angin
pasat/Trade Winds)

21/07/18

56

Penjelasan
Di dekat ekuator, terdapat pertemuan dua

angin pasat, yaitu angin pasat timur laut dan
angin pasat tenggara, yang membentuk pita
daerah konvergensi. Pita daerah konvegensi
ini di sebut sebagai Intertropical
Convergence Zone (ITCZ)

21/07/18

57

Model tiga sel

21/07/18

58

21/07/18

59

Model Tiga Sel
Di lintang 30, tidak semua udara di

permukaan bergerak ke ekuator, tapi
sebagian bergerak ke kutub dan mengalami
defleksi akibat gaya coriolis, menghasilkan
aliran baratan di kedua belahan bumi pada
lintang 60.
Di lintang 60, gerakan massa udara dari
lintang 30 bertemu dengan gerak massa
udara dari kutub yang disebut Polar Front

21/07/18

60

Model Tiga Sel
Konvergensi dari 2 massa udara ini

membentuk pita tekanan rendah sub-polar
(Subpolar low), dimana udara naik dan awan
–awan badai terbentuk.
Ketika udara mencapai tropopause, maka
sebagian kembali ke lintang 30 dan sebagian
lagi kembali ke kutub. Kemudian di masingmasing lintang tersebut udara turun ke
permukaan. Demikian seterusnya

21/07/18

61

Sirkulasi Umum (model tiga sel)

21/07/18

62

Pengaruh permukaan bumi terhadap
model tiga sel
Model tiga sel diatas masih mengasumsikan

bahwa permukaan bumi itu homogen.
Faktanya : permukaan bumi tidak homogen.
[permukaan bumi itu terdiri atas daratan dan
lautan, maka permukaan bumi ini
berinteraksi antara model tiga sel]

21/07/18

63

Pengaruh permukaan bumi terhadap
model 3 sel (Gb.b)

21/07/18

64

21/07/18

65

Pada bulan Januari di BBU
Adanya kontras antara daratan dan lautan
Terdapat 4 sistem tekanan semipermanen

1. Bermuda high (Azores high)
2. Pacific high
[keduanya merupakan zona antisiklon
subtropis]
3. Icelandic low
4. Aleutian low
[keduanya merupakan zona siklonik di
subpolar]
21/07/18

66

Pada Bulan Januari di BBU
Selain itu terdapat 1 sistem tekanan yang

tidak semipermanen yang terbentuk akibat
pendinginan yang intensif di daratan
1. Siberian high (di Cina)

21/07/18

67

Pada bulan januari di BBS
Jumlah daratan sangat sedikit dibandingkan

dengan lautan-nya, akibatnya tidak ada
kontras antara daratan dan lautan. Sehingga
subtropical high sesuai dengan yang
didefinisikan oleh model sirkulasi 3 sel.
Di subpolar: pola tekanan rendah terbentang
sepanjang pita keliling bumi di 60LS

21/07/18

68

Pada bulan Juli

21/07/18

69

Pada bulan juli
Di BBU
Secara umum, terdapat pusat-pusat tekanan
rendah di benua, seperti menggantikan pola
pusat-pusat tekanan tinggi pada saat januari.
Diatas samudera, pola tekanan tinggi
cenderung tetap seperti di bulan januari
Di BBS
Terdapat barisan pola-pola tekanan tinggi di
subtropis dan mirip seperti model 3 sel

21/07/18

70

Perbandingan pola januari
dan pola juli
Pola tekanan rendah di sub-polar terbentuk

sangat kuat pada saat januari di BBU
Pola tekanan tinggi sub-tropis dominan di
kedua belahan bumi
Posisi ITCZ bergeser mengikuti posisi
matahari, yaitu ITCZ di BBS pada saat
Januari, dan di BBU pada saat Juli

21/07/18

71

Perubahan posisi ITCZ

21/07/18

72

Sistem Angin Monsun
Merupakan sistem angin skala sinoptik yang

berubah arahnya secara musiman: arah angin
berbeda pada saat winter dan summer
Mekanisme angin monsun mirip dengan

pembentukan angin darat – laut, hanya ketika
udara bergerak, maka gaya coriolis akan
bekerja pada gerak udara tersebut.

21/07/18

73

Zona Angin Monsun

21/07/18

74

21/07/18

75

21/07/18

76

Winter Monsoon di Asia
Selama winter, maka udara diatas benua

Siberia lebih dingin dari pada udara di atas
samudera Hindia dan laut cina selatan, dan
membentuk tekanan tinggi dalam daerah
yang cukup luas di atas benua Siberia
Akibatnya udara bergerak dari siberia ke
samudera Hindia. Selama pergerakan ini,
udara dibelokkan ke kanan akibat gaya
coriolis.

21/07/18

77

Winter Monsoon di Asia
karena massa udara terbentuknya adalah

massa udara yang dingin dan kering, maka
winter monsoon ini memberikan musim
kering dari timur hingga ke selatan Asia.

21/07/18

78

Summer Monsoon di Asia
Pada saat summer, maka terjadi sebaliknya,

sehingga udara bergerak dari samudera
hindia dan laut cina selatan ke benua siberia
Udara ini hangat dan kaya akan uap air

(karena berasal dari samudera), sehingga di
Asia timur hingga selatan mengalami musim
basah

21/07/18

79

21/07/18

80