(1) Dokumen tersebut membahas tentang komposisi dan struktur atmosfer bumi, termasuk kandungan gas utama, distribusi suhu, dan proses pemanasan serta pendinginan. (2) Atmosfer terdiri dari campuran gas yang terikat oleh gravitasi bumi, dengan ketinggian sekitar 1000 km, dan didominasi oleh nitrogen (78%) dan oksigen (21%). (3) Suhu atmosfer berkurang dengan ketinggian di troposfer dan meningkat di stratosfer karena absorpsi radiasi ole

1. BAB 1
KOMPOSISI DAN STRUKTUR ATMOSFER
1.1 Komposisi
Atmosfer adalah lapisan gas atau campuran gas yang menyelimuti dan
terikat pada bumi oleh gaya gravitasi.tebal lapisan ini kira-kira seribu kilometer.
Di antara campuran gas tadi terdapat pula uap air. Campuran gas yang tidak
mengandung uap air dinamakan udara kering.
Gas Volume (%)
Nitrogen
Oksigen
Argon
Karbon dioksida
Neon
Helium
Ozon
Hidrogen
Krypton
Metan
Xenon
78,08000
20,95000
0,93000
0,03400
0,00180
0,00052
0,00006
0,00005
0,00011
0,00015
kecil sekali
Nitrogen
Nitrogen yang masuk ke dalam atmosfer berasal dari peluruhan sisa-sisa
hasil pertanian dan letusan gunung api, sedangkan pengeluaran nitrogen dari
atmosfer terutama disebabkan oleh proses biologis dalam tumbuh-tumbuhan dan
kehidupan di laut. Konsentrasi nitrogen di atmosfer adalah konstan yang
menunjukan seimbangnya masukan dan keluaran nitrogen.

2. Oksigen
Oksigrn dihasilkan terutama melalui proses fotosintesis pada tumbuhan.
Oksigen diambil dari atmosfer oleh proses peluruhan bahan organik dan
pernapasan makhluk hidup. Oksigen dapat bereaksi dengan unsur-unsur lain di
atmosfer membentuk senyawa oksida.
Ozon
Ozon terdapat di seluruh atmosfer bagian bawah terutama di lapisan
stratosfer, yaitu pada ketinggian 15 dan 35 km.
Ozon terbentuk dari terbelahnya molekul oksigen di bawah pengaruh radiasi
ultraviolet menjadi atom-atom oksigen yang kemudian bergabung membentuk
ozon.
O2 + radiasi ultraviolet  O + O
O + O2 + M  O3 + M
M adalah molekul ketiga, biasanya N2 atau O2
Ozon adalah senyawa yang tidak stabil.senyawa ini dapat terpecah di bawah
pengaruh radiasi atau pada tumbukan dengan atom oksigen.
O3 + radiasi  O2 + O
O3 + O  O2 + O
Ozon menyerap dengan kuat radiasi ultra vilolet yang dipancarkan
mataharike bumi sehingga radiasiradiasi ultraviolet yang mencapai bumi
berkurang hingga ke intensitas yang dapat ditolerir makhluk hidup di bumi.
Kerusakan lapisan ozon disebabkan oleh lepasnya senyawa-senyawa kimia
sintesis ke atmosfer.
Karbon Dioksida
Karbon dioksida yang masuk ke atmosfer dapat berasal dari sumber alam
dan sumber buatan. Sumber alami karbon dioksida berasal dari proses pernapasan
makhluk hidup dan peluruhan bahan organik. Sedangkan sumber buatan berasal
dari pembakaran bahan bakar fosil, industri semen, pembakaran hutan, dan
perubahan tata guna lahan.

3. Uap Air
Konsentrasi uap air di atmosfer berkisar antara nol di daerah gersang hingga
4% di daerah tropis.Uap air di atmosfer berasal berasal dari evapotranportasi dari
permukaan bumi dan diangkat ke atas oleh turbulensi yang paling efektif di bawah
ketinggian 10 km.
Uap air menunggalkan atmosfer melalui proses kondensasi dalam bentuk
hujan atau melalui pembentukan curahan lain.
Aerosol
Aerosol adalah partikel yang ukurannya lebih besar daripada ukuran
molekul, tetapi cukup kecil sehingga dapat melayang di atmosfer. Partikel ini
dapat berupa padat maupun cair, misalnya debu, garam, sulfat, nitrat, dsb.
Aerosol yang masuk ke atmosfer berasal dari letusan gunung api serta sisa
pembakaran bahan bakar fosil. Aerosol dapat keluar dari atmosfer dengan cara
berikut. Yang berukuran besar akan jatuh ke bumi akibat gaya gravitasi,
sedangkan yang berukuran kecil akan terbawa oleh curahan.
2.2 Distribusi Suhu Terhadap Ketinggian
Troposfer
Di dalam troposfer, suhu berkurang dengan bertambahnya ketinggian
dengan laju penurunan sebesar 6,5º C tiap kilometer. Sumber bahang utama
lapisan ini adalah permukaan bumi yang menyerap radiasi matahari. Tropesfer
mengandung kira-kira 80% dari massa total atmosfer dan memuat seluruh uap air
dan aerosol. Karena itu, troposfer merupakan lapisan yang memiliki gejala cuaca.
Puncak dari troposfer disebut tropopause dan dicirikan oleh adanya inversi
suhu.
Strarosfer

4. Stratosfer adalah lapisan atmosfer yang berada di atas tropopause hingga
ketinggian sekitar 50 km. Di troposfer, suhu meningkat dengan bertambahnya
ketinngian dan mencapai suhu maksimum (270 K) pada stratopause. Sumber
bahang utama adalah penyerapan radiasi ultraviolet oleh ozon.
Mesosfer
Di dalam lapisan ini suhu berkurang dengan bertambahnya ketinggian. Suhu
mencapai -90ºC pada puncak lapisan, yang dinamakan mesopause. Neraca bahang
di lapisan ini ditentukan oleh penyerapan radiasi oleh molekul oksigen dan
pemancaran radiasi infra merah oleh karbon dioksida. Di bawah punck mesosfer,
komposisi atmosfer dapat dikatakan homogen. Hal ini disebabkan oleh gerakan
makroskopik dari atmosfer.
Termosfer
Komposisi gas di dalam termosfer tidak homogen terhadap ketinggian. Hal
ini disebabkan oleh gerakan mikroskopik dari setiap molekul dan atom. Di dalam
lapisan ini, suhu meningkat denga bertambahnya ketinggian yang disebabkan oleh
penyerapan radiasi ultraviolet oleh atom oksigen.

5. BAB 2
PEMANASAN ATMOSFER
2.1 Radiasi Matahari
Radiasi adalah suatu bentuk energi yang dipancarkan oleh setiap benda yang
mempunyai suhu di atas nol mutlak, dan merupakan satu-satunya bentuk energi
yang dapat menjalar di dalam vakum angkasa luar.
Energi yang diperlukan untuk berbagai proses di dalam atmosfer berasal dari
matahari. Matahari yang mempunyai suhu permukaan 6000 K memancarkan
energi dalam bentuk radiasi ke semua arah dengan kecepatan rambat 300.000.000
m/s. Energi ini mencapai bumi dalam waktu 9,3 menit.
Matahari dapat dianggap sebagai benda hitam, yaitu benda penyerap dan
pemancar sempurna. Menurut hukum Stefan-Boltzman fluks radiasi yang
dipancarkan benda hitam berbanding lurus dengan pangkat empat dari suhu
mutlaknya.
F = σ T4
Menurut hukum pergeseran Wien, panjang gelombang dari pemancaran
benda hitam dengan intensitas maksimum berbanding terbalik dengan suhu
mutlak benda.
Ultra
Violet tampak infra merah radio
mµ
0,1 0,5 1 5 10 50 100 500 1000 5000
0,4 0,7
Banyaknya radiasi matahari yang jatuh pada puncak atmosfer bumi
tergantung pada tiga faktor, yaitu waktu tahun, waktu hari, dan derajat lintang.

6. Radiasi matahari dalam perjalanannya melewati atmosfer menuju
permukaan bumi mengalami penyerapan, pemantulan, hamburan, dan pemancaran
kembali.
1. Absorpsi
Radiasi matahari yang jatuh diserap langsung oleh ozon dan uap air
sebanyak 18%.
2. Pemantulan
Radiasi matahari yang sampai ke atmosfer dipantulkan oleh tutupan awan
dan permukaan bumi. Albedo radiasi yang dipantulkan berbeda-beda sesuai
dengan jenis tanah dan awan yang memantulkan radiasi tersebut.
Jenis Awan Albedo (%)
Sirus
Altostratus
Stratus
Kumulus
Kumulonimbus
36
39 - 59
42 - 84
70 - 90
92
3. Hamburan
Radiasi matahari terutama dihamburkan oleh molekul udara, uap air, dan
partikel di atmosfer. Hamburan dapat terjadi ke atas atau ke bawah menuju
permukaan bumi.
Ada dua macam hamburan radiasi matahari di dalam atmosfer yang
bergantung pada besarnya ukuran partikel penghambur terhadap panjang
gelombang radiasi yang datang. Jika ukuran partikel penghambur jauh lebih kecil
dari panjang gelombang radiasi yang datang, maka hamburannya dinamakan
hamburan Rayleigh. Jika ukuran partikel penghambur lebih besar daripada
panjang gelombang radiasi maka hamburannya dinamakan hamburan Mie yang
efektif untuk semua panjang gelombang.
2.2 Radiasi Bumi
Seperti radiasi matahari, radiasi infra merah yang dipancarkan bumi akan
mengalami proses penyerapan, reradiasi, dan penerusan.
1. Penyerapan
Sebagai penyerap utama di dalam atmosfer ialah ozon, karbon dioksida, dan
awan.
2. Reradiasi
Pemancaran kembali ini berlangsung ke semua arah, sebagian ke atas menuju
angkasa luar dan sebagian lagi ke bawah (radiasi balik).
3. Penerusan
Banyaknya radiasi bumi yang diserap atmosfer adalah 95%, sedangkan sisanya
diteruskan tanpa dipengaruhi atmosfer meninggalkan bumi menuju angkasa luar.

7. 2.3 Neraca Radiasi Sistem Bumi-Atmosfer
Berbagai proses yang dialami radiasi matahari dalam perjalanannya memasuki
sistem bumi-atmosfer
4 6 100 20 masuk puncak atmosfer 100 – 4 – 6 – 20 = 70
diserap atmosfer 18 + 2 = 20
4 12 26 16 masuk permukaanbumi 12 + 26 + 16 – 4 = 50
Berbagai proses yang dialami radiasi bumi dalam perjalanannya meninggalkan
permukaan bumi
6 38 26
Meninggalkan puncak atmosfer 6 + 38 + 26 = 70
Meninggalkan atmosfer (C + D) + 38 + 26 –
(A + B) =
Meninggalkan permukaan bumi 6 + 109 – 95 – 4
= 20
6 A C B D
2.4 Neraca Radiasi Permukaan
Neraca radiasi permukaan ialah selisih antara radiasi yang diserap dan yang
dipancarkan oleh suatu benda atau permukaan.
Mengingat bahwa suhu permukaan bumi tidak bertambah panas dan suhu
atmosfer tidak makin dingin , berarti bahwa kelebihan energidikembalikan ke
atmosfer dalam bentuk bahang sensibel dan bahang laten.
Pengembalian kelebihan energi dari permukaan bumi ke atmosfer dalam
bentuk bahang sensibel dan bahang laten

8. Puncak atmosfer
atmosfer
H LE
Bahang sensibel 7 23 bahang laten
Permukaan bumi
2.5 Neraca Bahang Permukaan
Energi yang menyebabkan perubahan suhu permukaan suhu permukaan adalah
fluks bahang bersih Q yang dinyatakan dengan persamaan
Q = H + LE +G
Dimana H : fluks bahang sensibel
LE : fluks bahang laten
G : fluks bahang ke dalam permukaan

9. BAB 3
PENDINGINAN DAN PEMANASAN ADIABATIK
3.1 Hukum Pertama Termodinamika
Suatu paket udara dengan massa satu satuan, yang terletak di tengah-tengah
udara sekelilingnya, mengalami pertukaran kalor ∆Qdengan udara
lingkungannya. Besarnya ∆Q dapat dinyatakan sbb.
∆Q = cv ∆T + p α∆
∆Q = cp ∆T - ∆α p
3.2 Proses Adiabatik Kering
Jika di dadlam suatu proses tidak ada pertukaran bahang antara sistem dan
lingkungannya, maka proses tersebut dinamakan proses adiabatik kering.
Paket udara kering yang naik ke atas mengalami pendinginan 1ºC setiap
kenaikan 100 m. paket udara kering yang turun ke bawah mengalami pemanasan
1ºC setiap penurunan 100 m.
3.3 Ukuran Kelengasan Udara
Udara lengas adalah campuran dari udara kering dan uap air. Banyaknya uap
air di udara lengas dapat dinyatakan dengan berbagai besaran berikut.
a. Kelembapan mutlak adalah ukuran banyaknya uap air, dalam gram, di
dalam 1 m3 udara lengas; dinyatakan dalam g/m3.
b. Perbandingan campuran x adala perbandingan antara banyaknya uap air
dan udara kering yang terdapat di dalam udara lengas; dinyatakan dalam
g/kg.
c. Kelembapan spesifik q adalah banyaknya uap air yang terdapat dalam I kg
udara lengas; dinyatakan dalam g/kg.
d. Kelembapan nisbi r adalah perbandingan antara tekanan uap air dengan
tekanan uap air jenuh pada suhu yang sama.
e. Suhu titik embun adalah suhu saat udara akan menjadi jenuh jika udara
tersebut didinginkan pada tekanan konstan, tanpa ada penambahan atau
pengurangan uap air.
f. Tekanan uap air e adalah tekanan yang disebabkan oleh uap air yang
terdapat di dalam atmosfer.
3.4 Pengaruh Uap Air pada Pendinginan dan Pemanasan Adiabatik
Jika suatu paket udara yang mengandung uap air bergerak ke atas maka
proses adiabatik meyebabkan suhunya turun. Jika paket udara terus bergerak naik,
maka penurunan suhunya pun berlangsung terus. Dengan turunnya suhu paket
maka kelembapan nisbinya akan bertambah, sehingga pada suatu saat air di dalam
paket menjadi jenuh dan setelah itu terjadi kondensasi. Sebelum tercapai

10. kondensasai, penurunan suhu paket berlangsung dengan laju penurunan adiabatik
kering. Penurunan suhu setelah kondensasi lebih kecil daripada penurunan
adiabatik kering. Laju penurunan suhu ini dinamakan laju penurunan adiabatik
jenuh γ s.
3.4 Diagram Termodinamika
Perubahan yang dialami paket udara yang bergerak ke atas maupun ke
bawah dapat dipaparkan dalam suatu diagram yang disebut diagram
termodinamik.
Diagram termodinamik yang dipakai di Indonesia ialah diagram aerologis.
Diagram ini didasarkan pada diagram miring Herlofson T – log p. di dalam
diagram ini isobar merupakan garis lurus horizontal yang dibubuhi nilai milibar-
nya. Suhu dinyatakan pada absisnya dengan skala celcius yang linear. Isoterm
letaknya miring sehingga membentuk sudut 45 dengan absis. AK (adiabatik
kering) cekung menghadap ke kanan atas dan memotong isoterm hampir tegak
lurus. Garis adiabat jenuh AJ cembung menghadap ke kanan atas. Garis
perbandingan campuran jenuh merupakan garis lurus miring, lebih tegak daripada
isoterm.
3.5 Paras Kondensasai Angkat dan Suhu Potensial
Ketinggian atau paras saat paket udara yang diangkat mulai menjadi jenuh
dinamakan paras kondensasi sngkat (PKA) atau lifting condensation level (LCL).
Jika paket udara diturunkan atau bergerak ke bawah (meskipun mula-mula
jenuh) akan mengalami proses adiabatik kering.
Jika keadaan topografi suatu permukaan daratan menyebabkan
pengangkatan paket maka kejadian ini dinamkan pengangkatan orografik.
Pengangkatan yang lambat dapat menyebabkan pembentukan awan stratus.
Pengangkatan yang cepat atau mendadak dan diseratai dengan pemanasan
permukaan dapat menghasilkan pembentukan awan kumulus.
Pengangkatan dapat pula terjadi melalui proses konveksi. Proses ini dapat
menghasilkan awan kumulus yang merupakan hasil dari ketidakmantapan
atmosfer. Cara pengangkatan ini disebut cara termal.
3.5 Laju Penurunan Lingkungan
Atmosfer terdiri atas beberapa lapisandengan laju penurunan lingkungan
yang berbeda-beda. Bila laju penurunan lingkungan sedemikian rupa sehingga
suhu lingkungan bertambah dengan bertambahnya ketinggian, maka keadaan ini
dinamakan inversi.
3.6 Paras Kondensasi Konvektif
Ketinggian atau paras saat kondensasi mulai berlangsung dinamakan paras
kondensasai konvektif (convective condensation level, CCL). Paras ini
merupakan ketinggian dasr awan konvektif atau kumulus.

11. BAB 4
STABILITAS ATMOSFER
4.1 Stabilitas Paket
Jika suatu paket udara yang mengalami gangguan vertikal ka atas atau ke
bawah oleh langkisan atau angin mendadak, maka akan ada dua kemungkinan
yang terjadi.
a. paket terus bergerak oleh dirinya sendiri meskipun ada gaya gesekan dari
udara sekitarnya, keadaan ini disebut tidak stabil.
b. Paket tidak terus bergerak oleh dirinya sendiri tetapi melawan perubahan,
yang cenderung mencapai suatu keseimbangan.keadaan ini dinamakan
stabil.
Misalkan T1 adalah suhu paket setelah dipindahkan ke suatu ketinggian
dengan tekanan p dan T2 adalah suhu udara sekelilingnya pada ketinggian
tersebut, maka akan ada tiga kemungkinan yang terjadi.
a. jika T1 > T2 maka paket udara adalah stabil
b. jika T1 < T2 maka paket dalam keadaan tidak stabil
c. jika T1 = T2 maka paket dapat dikatakan dalam keadaan stabil.
4.2 Stabilitas Lapisan Atmosfer
Jika suatu paket udara di suatu titik mengalami gangguan vertikal, maka
kestabilannya dapat diketahui dengan membandingkan laju penurunan lapisan
atau laju penurunan lingkungan dengan laju penurunan adiabatik jenuhnya.
Dengan membandingkan laju penurunan lingkungan atau laju penurunan
statistik γ , laju penurunan adiabatik keringγ d dan laju penurunan adiabatik
jenuh γ s terdapat tiga kemungkinan.
• Kemungkinan 1, γ > γ d > γ s , keadaan ini dinamakan tidak stabil
mutlak.
• Kemungkinan 2, γ d ≥ γ ≥ γ s , keadaan inidisebut stabil bersyarat yang
berarti stabil untuk udara tidak jenuh tetapi tidak stabil bagi udara jenuh.
• Kemungkinan 3, γ d >γ s > γ , keadaan ini disebut stabil mutlak.
4.3 Perubahan Stabilitas
Perubahan stabilitas lapisan udara dapat terjadi dengan pemanasan atau
pendinginan puncak atau dasar lapisan, atau dengan pemindahadn lapisan udara
secara keseluruhan ke atas atau ke bawah.
Penaikan lapisan udara secara keseluruhan akan menurunkan stabilitasnya,
sedangkan penurunan lapisan udara secara keseluruhan menambah kestabilannya.
4.4 Paras Konveksi Bebas
Ketinggian dimana keadaan laju penurunan suhu lebih kecil, di dalam
atmosfer yang tidak stabil bersyarat suhu paket, yang sebelumnya lebih kecil

12. daripada suhu lingkungan, akan berubah menjadi lebih panas daripada suhu
lingkungannya, dinamakan paras konveksi bebas.
Pada paras konveksi bebas ini pakeet mulai tidak stabil dan gerak
vertikalnya berlangsung terus tanpa perlu adanya pengangkatan dari luar. Gerak
vertikalinin terus berlanjut sampai paket mencapai ketinggian tertentu saat paket
kembali menjadi lebih dingin daripada lingkungannya. Ketinggian ini merupakan
ketinggian puncak awan.

13. BAB 5
PEMBENTUKAN AWAN DAN CURAHAN
5.1 Inti kondensasi
Di dalam atmosfer, kondensasi berlangsung pada partikel yang disebut inti
kondensasi. Partikel ini dapat berupa debu, asap, belerang dioksida, garam laut,
atau benda mikroskopik lainnya. Sifat higroskopik partikel sangat penting karena
tekanan uap air jenuh di atas tetes larutan lebih kecil daripada di atas tets air murni
dengan diameter dan suhu yang sama.
5.2 Kondensasi
Udara basah atau lengas dikatakan jenuh jika udara tersebut berada dalam
keadaan seimbang dengan air murni yang permukaannya datar dan mempunyai
suhu yang sama.
Bila udara didinginkan, maka kelembapan nisbinya akan naik, tetapi
sebelum mencapai 100%, kondensasi dimulai pada inti kondensasi yang lebih
besar dan lebih aktif. Tetes yang terjadi akan tumbuh mencapai ukuran tetes awan
pada waktu kelembapan nisbi mendekati 100%. Efek larutan dilawan oleh efek
kelengkungan, akibatnya inti kondensasi yang kecil dan kurang aktif tidak
berperan, karena uap air yang tersedia telah habis digunkan oleh inti yang lebih
besar. Oleh sebab itu, banyaknya tetes awan di dala suatu volume lebih kecil
daripada banyaknya inti kondensasi.
5.3 Tetes Awan dan Tetes Hujan
Tetes yang terbentuk oleh kondensasi pada inti kondensasi, di dalam udara
lengas yang naik ke atas, mempunyai jari-jari antara 1- 20 mm. tetes ini
dinamakan tetes awan. Di dalam udara dengan kelembapan relatif 90%, tetes akan
menguap
sebelum mencapai satu meter. Agar tetes dapat jatuh lebih cepat daripada
udara naik di dalam awan, maka ukuran tetes harus lebih besar.Tetes yang dapat
mencapai permukaan bumi mempunyai jari-jari antara 0,1 mm sampai 3 mm.
Tetes ini dinamakan tetes hujan atau tetes curahan
.
. .
. . .
. . . .
Penangkapan langsung penangkapan tidak langsung

14. Ada dua teori mengenai pertumbuhan tetes awan menjadi tetes hujan, yaitu
teori tumbukan-penggabungan dan teori tiga fase atau teori Bergeron-Findeisen.
Teori tumbukan penggabungan
Bila suatu tetes jatuh, maka udara di depannya akan dibelokan ke samping
dari lintasannya. Tetes yang kecil, yang semula terdapat di dalam udara akan ikut
disimpangkan pula. Jika massanya tidak terlalu kecil dan cukup dekat dengan
lintasan jatuh, tetes yang besar akan ditumbuk oleh tetes yang jatuh (penangkapan
langsung).
Bila tetes jatuh, maka garis alir di depannya akan berdivergensi dengan
cepat sedangkan garis alir di belakang tetes akan berkonvergensi dengan lambat.
Oleh karena itu di belakang tetes tahanan udaranya berkurang sehingga tetes lain
yang ukurannya hampir sama akan jatuh lebih cepat dan menyusulnya, terjadilah
penangkapan tidak langsung.
Teori tiga fasa atau teori Bergeron-Findeisen
Bila kristal es dan tetes air kelewat dingin dapat berada bersama-sama, maka
tetes air akan menguap dan terjadi deposisi uap air dari tetes air menjadi kristal es.
Kristal es yang terbentuk akan bergabung pada tumbukan menjadi serpih salju.
Jika laju jatuh dari massa es bertambah melebihi laju verikal udara, maka serpih
salju akan jatuh dan mencair menjadi tetes hujan jika melewati udara yang
suhunya melebihi 0ºC yang cukup tebal.

15. BAB 6
GERAK ATMOSFER
Ada dua jenis gerak atmosfer, yaitu gerak nisbi terhadap permukaan bumi,
yang dinamakan angina, dan gerak bersama-sama dengan bumi yang berotasi
terhadap sumbunya.
Gerak atmosfer terhadap permukaan bumi mempunyai dua arah yaitu arah
vertical dan horizontal. Gerak inidisebabkan oleh adanya ketidakseimbangan
radiasi bersih, kelembapan dan momentum di antaralintang rendah dan lintang
tinggi di satu pihak dan di antara permukaan bumi dan atmosfer di lain pihak.
Pada umumnya berbagai gaya yang bekerja pada paket udara adalah gaya
gradient tekanan, gaya coriolis, gaya gesekan, dan gaya gravitas. Untuk gerak
horizontal gaya gravitas ini tidak berpengaruh karena selalu ditiadakan oleh
kompenen vertikal dari gaya gradient tekanan.
Gaya Gradien Tekanan
Gaya gradien tekanan timbul akibat adanya perbedaan tekanan atmosfer.
Besarnya gaya ini, yang bekerja pada tiap satuan massa udara, sama dengan
Pn = - n
p
∆
∆
ρ
1
Dimana p∆ : besarnya perubahan atau beda tekanan pada jarak
n∆ : gradien tekanan
Gaya Coriolis
Gaya coriolis adalah gaya fiktif yang dimunculkan pada sistem koordinat
yang tidak inersial.
Besarnya percepatan coriolis secara matematis dapat dinyatakan sebagai
berikut.
ac = v 2Ω sin Φ = v f
dengan ac = percepatan coriolis
v = kecepatan benda
Ω= kecepatan sudut rotasi bumi = 7,27 × 10-5
rad/s
Φ= besarnya derajat lintang
f = parameter coriolis = 2Ω sin Φ
arah percepatan coriolis adalah tegak lurus pada kecepatan, ke kanan di
BBU dan ke kiri di BBS.

16. Gaya Gesekan
Gesekan terutama dialami oleh udara yang bergerak dekat permukaan bumi.
Sifat gaya ini adalah sebagai berikut.
a. Makin kasap permukaan makin besar gesekan.
b. Makin ke atas dari permukaan bumi, makin kecil efek gesekan. Efek
tersebut dapat diabaikan pada ketinggian di atas 1.000 meter.
c. Efek gesekan di atas lautan jauh lebih kecil daripada di atas daratan.
Angin Geostropik
Angin geostropik adalah angin yang bergerak sejajar dengan isobar dan
kecepatannya tetap. Angin nyata akan mendekati angin geostropik jika isobarnya
lurus dan paralel dan berada jauh dari permukaan bumi yang tidak ada gaya
gesekannya.
Laju angin geostropik bertambah dengan berkurangnya lintang. Makin dekat
dengan khatulistiwa angin permukaan rata-rata cenderung memotong garis
permukaan isobar dengan sudut yang makin besar.
Angin Gradien
Jika gerak udara mengikuti suatau lintasan yang melengkung, maka resultan
dari gaya gradien tekanan dan gaya coriolis harus menghasilkan gaya sentripetal
yang diperlukan untuk gerak melengkung. Gerak semacam ini dinamakan angin
gradien.
Gerak melengkung yang arahnya berlawanan dengan arah putar jarum jam
dinamakan gerak siklonik, sedangkan yang arahnya sama dengan arah putar jarum
jam disebut gerak anti siklonik.
Pengaruh Gesekan M
Dianggap bahwa gaya gesekan berbanding lurus dengan laju angin dan arahnya
berlawanan dengan arah kecepatan angin. Oleh karena itu arah angin berkurang
sehingga gaya coriolis lebih kecil daripada gaya gradient tekanan. Sebagai

17. akibatnya angina akan bertiup memotong garis isobar dari tekanan tinggi ke
tekanan rendah.
Di daerah tekanan rendah udara dekat permukaan bumi menuju daerah tesebut,
dinamakan berkonvergensi. Sedangkan di daerah tekanan tinggi udara dekat
permukaan bmi meamncar keluar dinamakan berdivergensi.
Pada daerah konvergensi udara akan naik ke atas mengalami proses penaikan
adiabatik kering sampai mencapa keadaan jenuh dan terjadilah kondensasi.
Setelah itu udara akan mengalami proses adiabatic jenuh, terbentuklah awan dan
dapat menimbulkan curahan yaitu cuaca jelek.
Pada divergansi terjadilah penurunan udara dari bagian atas. Udara akan selalu
mengalami proses adiabatik kering, terjadilah penurunan kelembapan, atau udara
menjadi kering dan awan yang ada di daerah tersebut akan menguap dan
menghilang, terjadilah cuaca cerah.
Spiral Ekman
Perubahan besar arah angina menurut ketinggian dikatakan mengikuti spiral
Ekman. Lapisan atmosfer yang gaya gesekannya efektif biasanya dinaamkan
lapisan gesekan dan bagian atmosfer di atasnya disebut atmosfer bebas. Di dalam
bagian atmosfer bebas berlaku angin geostrofik.
Isobar dan Kontur
Titik-titik di dalam atmosfer yang mempunyai tekanan yang asam membentuk
suatu permukaan yang dinamakan permukaan isobar. Garis atau lengkungan
potong antara permukaan isobar dan bidang horizontal dinamakan isobar.
Bentuk permukaan isobar selalu berubah menurut waktu. Akibatnya bentuk isobar
selalu berubah sesuai dengan waktu.

18. BAB 7
SIRKULASI UMUM
7.1 Skala Gerak Dalam Atmosfer
7.2 Penggolongan Sirkulasi Atmosfer
Gerak atmosfer atau sirkulasi atmosfer dapat dikelompokan menjadi tiga
golongan, yaitu :
• Sirkulasi primer, adalah sirkulasi umum atmosfer, yaitu pola skala besar
atau global dari angin dan tekanan yang tetap sepanjang tahun atau
berulang secara musiman.
• Sirkulasi sekunder, usianya lebih singkat dan skalanya ruangnya lebih
kecil dari sirkulasi primer.
• Sirkulasi tersier, sifatnya sangat lokal dan disebabkan terutama oleh
berbagai faktor lokal.
7.3 Unsur Utama Sirkulasi Umum
Sirkulasi umum terutama disebabkan oleh adanya ketidakseimbangan
radiasi, kelengasan, dan momentum bersih antara lintang rendah dan lintang tinggi
di satu pihak dan antara permukaan bumi dan atmosfer di pihak lain.
Akibat efek coriolis, sistem angina mengalami pembelokan ke kanan di
BBU dan ke kiri di BBS. Pita tekanan rendah terdapat di sekitar khatulistiwa dan
sekitar lintang 60º LU dan 60º LS. Pita tekanan tinggi berada di sekitar lintang 30º
LU dan 30º LS.
Skala Ukuran Panjang Ukuran Waktu
makro - global
- sinoptik
meso
mikro
global
10.000 – 1.000 km
benua
1.000 – 100 km
lokal
100 – 0,1 km
kecil
100 – 1 cm
tahun - bulan - minggu
minggu - hari
hari - jam - menit
menit - detik

19. Dengan adanya pola distribusi daerah tekanan tersebut, maka timbulah enam
sistem angin di seluruh bumi, yaitu angin pasat timur laut, angin baratan, dan
angin timuran kutub di BBU, angin baratan, angin pasat tenggara, dan angin
timuran kutub di BBS.
7.4 Model Sirkulasi Umum
Berdasarkan keberadaan unsur utama, maka disusunlah model sirkulasi
umum yang dinamakan model tiga-sel. Sel yang berada di atas daerah tropis dan
di atas daerah kutub masing-masing dinamakan sel tropis dan sel kutub, yang
merupakan sel termal langsung. Sel yang ada di lintang menengah disebut sel
termal tidak langsung, karena sel ini disebabkan oleh dua sel sebelumnya.
7.5 Sel Hadley
Sirkulasi Hadley terdapat di setiap belahan bumi. Pada bagian bawah tiap sel
Hadley udara mengalir menuju ke khatulistiwa. Aliran udara ini, dari kedua
belahan bumi bertemu di pita yang dinamakan mintakat konvergensi intertropis
atau disebut pula ITCZ (Intertropical Convergence Zone). Di ITCZ kedua aliran
udara yang bertemu akan naik ke atas dan menimblkan awan dan curahan.
7.6 Mintakat Konvergensi Intertropis (ITCZ)
ITCZ berada di daerah tekanan rendah khatulistiwa, yang disebut palung
khatulistiwa. Daerah ini dikenal sebagai mintakat berawan, berangin tenang, dan
dinamkan doldrum.

20. BAB 8
MONSUN
8.1 Definisi, Sebab, dan Daerah Monsun
Angin yang berbalik arah secara musiman, yang disebabkan oleh perbedaan
sifat termal antara benua dan lautan, dinamaka angin monsun. Angin ini berbalik
arah paling sedikit 120 derajat antara bulan Januari dan Juli, kecepatan anginnya
melebihi 3 m/s. beberapa daera monsoon yan dikenal antara lain Monsun Afrika
Barat, Monsun Afrka Timur, Monsun Asia Selatan, Monsun Asia Timur dan
Tenggara, serta monsoon Australia Utara.
8.2 Berbagai Monsun
Monsun Asia Timur dan Utara
Monson Asia Timur dan Tenggara adalah monson yang berkembang paling
baik. Hal ini disebabkan oleh besarnya Benua Asia dan efek dari dataran tinggi
Tibet ter hadap aliran udara.
Pada musim dingin di BBU angin bertiup dari arah timur laut yang
dinamakan Monsun Timur Laut. Pada waktu melintasi Khatulistiwa angin ini
dibelokkan karena pengaruh rotasi bumi menjadi angin angina barat di atas
Indonesia.
Pada musim dingin di BBS, angin tenggara yang berasal dari tekanan tinggi
di atas Benua Australia bertiup ke arah barat laut melewati Indonesia dan
Samudra Indonesia. Angin ini mengalami pembelokan setelah melewati
khatulistiwa kemudian menjadi Monsun Barat Daya menuju kea rah timur laut.
Monsun Asia Selatan
Pada mmusim dingin di BBU, di Asia Selatan, pegunungan menghalangi
mengalirnya udara sangat dingin dari Asia pusat ke selatan pegunungan tersebut.
Jadi di daerah ini Monsun Timur Laut adalah lemah, karena kecilnya gradien suhu
antara daratan di sebelah selatan pegunungan dan Samudra Indonesia. Monsun
Timur Laut atau Monsun Musim Dingin ini terus menuju ke palung tekanan
rendah di Samudra Indonesia Tengah dan Timur.
Pada musim panas di BBU, di atas India bagian utara, Pakistan, Iran bagian
selatan, dan Saudi Arabia terbentuk pusat-pusat tekanan rendah yang kuat
menguasai sirkulasi udara, maka bertiuplah angin keluar dari pusat tekanan tinggi
di Samudra Indonesia. Setelah melewati khatulistiwa, angin ini dibelokan menjadi
angin permukaan barat daya yang menuju ke pusat-pusat tekanan rendah tadi.
Angin ini dinamakan Monsun Barat Daya atau Monsun Musim Panas.
Monsun Australia Utara
Monsun ini muncul akhir Desember atau permulaan januari. Di bulan
Januari dan februari monsun ini sering mencapai cukup jauh ke selatan tetapi
sangat jarang melewati daerah tropis.

21. Monsun Afrika Timur
Pada musim panas di BBU, di atas bagian lintang rendah Samudra
Indonesia, bertiup angin dari arah tenggara yang berasal dari pinggiran utara
antisiklon, pusat tekanan tinggi di Samudra Indonesia. Atas pengaruh gaya
coriolis, angin ini berbelok arah menjadi angin barat daya dan bergabung dengan
monsun barat daya.
Monsun Afrika Barat
Pada musim panas di BBU, angin bertiup menuju ke pusat tekanan rendah
termal di atas gurun Sahara dan dinamakan Monsun Musim Panas. Pada musim
dingin di BBU angin bertiup keluar dari antisiklon di atas gurun Sahara menuju ke
arah barat daya sebagai monsun musim dingin.
8.3 Monsun di Indonesia
Monsun di Indonesia adalah bagian dari monsun Asia Timur dan Asia
Tenggara. Pada musim dingin di BBU, di daerah yang membentang dari Sumatra
bagian selatan, Jawa, Bali, Lombok, Nusa Tenggara sampai ke Papua, angin
monsun tersebut bertiup dari barat ke timur. Oleh sebab itu di daerah ini monsun
dingin dari BBU disebut Musim Monsun Barat, sedangkan di daerah yang
mencakup sebagian besar Sumatra dan Kalimantan Barat angin monsun dating
dari arah timur laut dan disebut Monsun Timur Laut.
Pada musim panas di BBU, di ujung Sumatra bagian selatan, Jawa, Bali,
Lombok, Nusa Tenggara sampai Papua bertiup angin Monsun Timur, sedangkan
di sebagian Suatra lainnya dan Kalimantan Barat bertiup angina Monsun Barat
Daya.
Berdasarkan monsun yang berkuasa, di Indonesia dikenal empat musim.
Untuk daerah yang membentang dari ujung selatan Sumatra, Jawa, Bali, Lombok,
Nusa Tenggara dan Papua, kekempat musism serta periodanya adalah sebagi
berikut.
Nama Musim Periode
Musim Monsun Barat
Musim Transisi I
Musim Monsun Timur
Musim Transisi II
Desember-Januari-Februari
Maret-April-Mei
Juni-Juli-Agustus
September-Oktober-November
Untuk bagian Sumatra lainnya dan Kalimantan Barat, keempat musim serta
periodanya adalah sbb.
Nama Musim Periode
Musim Monsun Barat Laut
Musim Transisi I
Musim Monsun Barat Daya
Musim Transisi II
Desember-Januari-Februari
Maret-April-Mei
Juni-Juli-Agustus
Sepember-Oktober-November

22. BAB 9
ANGIN LOKAL
9.1 Angin Darat dan Angin Laut
Angin darat dan angin laut disebabkan oleh perbedaan sifat termal antara
permukaan daratan dan permukaan air seperti lautan dan danau.
Pada siang hari daratan cepat menjadi panas daripada permukaan lautan
sehingga pada siang hari di daratan timbul tekanan rendah termal dan garis potong
antara permukaan isobar dan bidang vertikal tegak lurus pada garis pantai. Garis
permukaan isobar lebih jarang dan di bagian bawah membentuk melengkung ke
arah daratan, timbullah gradien tekanan yang menyebabkan angin berhembus dari
lautan ke daratan. Angin ini dinamakan angin laut.
Pada malam hari terjadi pendinginan sebagai akibat pemancaran radiasi
gelombang panjang dari permukaan laut dan daratan. Karena perbedaan sifat
termal antara kedua permukaan tersebut, pada malam hari lautan lebih panas
daripada daratan dan garis permukaan isobar mempunyai bentuk melengkung ke
atas. Di bagian bawah terdapat gradient tekanan yang menyebabkan angin yang
berhembus dari daratan menuju lautan. Angin ini disebut angin darat.
9.2 Angin Gunung dan Angin Lembah
Pada siang hari, terutama sebelum tengah hari lereng gunung yang
menghadap matahari menerima radiasi lebih banyak. Oleh karena itu suhu udara
di lereng lebih tinggi daripada suhu udara pada ketinggian yang sama berjarak
agak jauh dari lereng. Permukaan isobar semakin dekat dengan lereng bentuknya
berubah cembung ke atas. Oleh karena itu gaya gradien di dakat lereng tidak lagi
diimbangi loleh gaya berat. Akibatnya ada komponen gaya gradien dalam arah
lereng dan dengan adanya komponen ini udara bergerak menyusuri lereng ke atas.
Angin ini dinamakan angin anabatik atau angin lembah.
Pada malam hari, suhu udara di lereng lebih rendah daripada suhu udara
pada ketinggian yang sama berjarak agak jauh dari lereng. Oleh karena itu garis
permukaan isobar terbentuk cekung ke atas di dekat lereng. Akibatnya gaya
gradien tekanan arahnya miring ke atas. Gaya gravitasi menyebabkan udara
bergerak menuruni lereng. Angin ini disebut angin katabatik atau angin gunung.
9.3 Angin Fohn
Angin ini timbul di bagian belakang gunung atau pegunungan dan
disebabkan oleh udara yang dipaksa secara mekanik menaiki pucak dan kemudian
menuruni lereng bagian belakang gunung atau pegunungan. Uadara yang turun ini
mengalami pemanasan adiabatik dan mencapai daerah yang lebih rendah sebagai
angin panas, kering, kencang, dan rebut.
Syarat terjadinya aangin ini adalah adanya angin regional atau sirkulasi
sekunder.

23. 9.4 Angin Fohn di Indonesia
Angin Bohorok
Angin Bohorok adalah angin Fohn yang bertiup di daerah daratan rendah
Deli. Deretan pegunungan sebagai penghalang topografi adalah Bukit Barisan di
sumattra Utara, sedangkan angin sekundernya yang memberikan dorongan
mekanika adalah angin monsun barat Laut.
Angin Kumbang
Angin Monsun Timur berlaku sebagai pendorong udara menaiki
pegunungan yang membentang dalam arah timur-barat di Jawa Tengah bagian
barat.
Angin Gending dan angin Grenggong
Angin monsun yang datangnya dari arah tenggara berfungsi sebagai
pendorong udara menaiki deraten pegunungan. Angin Fohn yang menuju
Probolinggo dinamakan Angin Gending, sedangkan angin Fohn yang menuju
Pasuruan disebut Angin Grenggong.
Angin Brubu
Angin Monsun Timur merupakan pendorong udara melewati Gunung
Lompobatang. Gunung ini terletak di ujung selatan Sulawesi Selatan.
Angin Wambraw
Angin Monsun Timur mendorong udara menaiki pegunungan Jaya Wijaya.
Setelah menuruni balik pegunungan ini angin Fohn, yang dinamakan angin
Wambraw bertiup menuju jauh ke arah barat laut menyebrangi Selat Yapen
sampai ke Biak.
9.5 Gelombang Lee
Jiak udara yang melewati pegunungan adalah stabil maka di belakang
pegunungan tadi udara akan bergerak mengikuti bentuk gelombang. Bentuk
gelombang ini stssioner terhadap barisan gunung meskipun udara yang di
dalamnya bergerak terus mengikuti nbentuk tadi. Bentuk gelombang ini
dinamakan gelombang berdiri atau gelombang bawah angin atau gelombang lee.
Terbentuknya gelombang ini disebabkan oleh udara yang stabil akan
berusaha kembali lagi ke ketinggian semula setelah mengalami pengangkatan dan
melewati puncak barisan gunung.
Pada waktu uadra naik ke puncak, gelombang akan mengalami pendinginan
adiabatik dan menghasilkan kondensasi sehingga terbentuknya awan. Awan ini
akan stasioner terhadap pegunungan dan mempunyai bentuk lensa. Awan ini
dinamakan awan lentikularis.

24. BAB 10
IKLIM DAN PERUBAHANNYA
10.1 Iklim
Iklim adalah keadaan yang mencirikan atmosfer pada suatu daerah alam
jangka waktu yang cukup lama, yaitu kira-kira 30 tahun.
10.2 Klimatologi
Klimatologi adalah ilmu yang mempelajari iklim. Pembagian klimatlogi
berdasarkan pokok bahasannya adalah sbb.
1. Klimatologi regional; mengungkapakan iklim di berbagai daerah di
permukaan bumi.
2. Klimatologi sinoptik; mempelajari iklim dari suatu daerah dengan
mengaitkannya terhadap pola sirkulasi atmosfer yang berkuasa.
3. Klimatologi fisis; melibatkan penelitian perilaku berbagai unsur
cuaca dan berbagai proses di dalam atmosfer dengan menggunakan
prinsip-prinsip fisika.
4. Klimatologi dinamis; dilakukan penekanan terhadap gerakan
atmosfer pada berbagai skala, khususnya sirkulasi umum atmosfer.
5. Klimatologi terapan; melakukan penerapan pengetahuan dan
prinsip klimatologi pada pemecahan masalah praktis untuk
kepentingan kesejahteraan manusia.
6. Klimatologi historis; mempelajari perkembangan iklim sepanjang
periode sejarah ini.
Pembagian klimatologi berdasarkan skala adalah sbb.
1. Makroklimatologi; mempelajari iklim daerah yang luas dengan ukuran
horizontal bahkan sampai ukuran global.
2. Mesoklimatologi; mempelajari iklim yang ralatif kecil dan ukuran
horizontal antar 10-100 Km.
3. Mikroklimatologi; mempelajari iklim di dekat permukaan tanah dengan
ukuran horizontal kurang dari 100 meter.
10.3 Pendekatan Klimatologi
Pendekatan tradisional klimatologi adalah mensintesis hasil pengamatan dari
berbagai unsur iklim dan menganalisanya untuk mendapat gambaran mengenai
berbagai proses yang menyebabkan terjadinya iklim tersebut.
Pendekatan modern klimatologi dilakukan dengan melakukan pengamatan
unsur iklim dari satelit. Dengan pendekatan ini, bumi dapat dipandang sebagai
satu kesatuan global yang melibatkan atmosfer, litosfer, hidrosfer, kriosfer, dan
biosfer.
10.4 Sistem Iklim
Sistem iklim terdiri dari lima komponen, yaitu:

25. 1. atmosfer; merupakan komponen peubah utama.
2. litosfer; masa daratan dari permukaan bumi yang terdiri atas pegunungan,
batuan, sedmen, serta taanh permukaan termasuk cekungan lautan.
3. hidrosfer; air yang terdistribusikan pada permukaan bumi.
4. kriosfer; massa es dan endapan salju, termasuk lapisan es benua, gletser
pegunungan, es lautan, tutupan salju permukaan, es danau, dan es sungai.
5. biosfer; mencakup tumbuhan dan makhluk hidup.
10.5 Umpan Balik Iklim
Ada proses umpan balik yang memperkuat ragam atau perubahan di dalam
sistem iklim. Proses ini disebut umpan balik positif. Umpan balik yang
memperlemah sistem iklim disebut umpan balik negattif.
10.6 Ragam dan Perubahan Iklim
Perubaahn iklim berlangsung pada berbagai skala waktu yaitu dari skala
waktu geologis (jutaan tahun) sampai skala waktu yang lebih kecil (skala waktu
historis).
Perubahan iklim yang berdampak besar pada kehidupa manusia akan terus
berlangsung sepanjang masa di seluruh permukaan bumi.
10.7 Penyebab Perubahan Iklim
Perubahan eksternal
A. perubahan banyaknya radiasi matahari yang mencapai puncak atmosfer
a. perubahan perut bumi mengitari matahari
1. ragam eksentrisitas
2. presesi dari ekuinoks
3. ragam kemiringan suhu
b. keluaran matahari
Ragam keluaran matahari mengakibatkan perubahan banyaknya radiasi
matahari yang mencapai puncak atmosfer.
B. Perubahan distribusi daratan dan lautan
Perubahan distribusi daratan dan lautan menyebabkan perubahan sirkulasi
atmosfer umum sehingga mengakibatkan perubahan iklim. Hal ini disebabkan
oleh perbedaan sifat termal daratan dan lautan.
Perubahan Internal
Perubahan internal ialah perubahan yang terdapat di dalam sistem iklim. Proses
pertukaran materi dari komponen yang satu ke komponen yang lainpada sistem
iklim merupakan perubahan internal.

26. BAB 11
PENGELOMPOKKAN IKLIM
11.1 Maksud dan Masalah
Iklim suatu tempat meerupakan keadaan keseimbangan antara berbagai
kompenen sistem iklim di suatu tempat. Maksud pengelompokan iklim adalah
untuk menyederhanakan pengertian danpemahaman pola iklim dunia.
Masalah utama dalam mengembangkan sistem pengelompokan iklim ialah
yang berhubungan dengan definisni iklim yang melibatkan banyak unsur. Unsur
iklim yang paling sering digunakan untuk mencirikan iklim dari suatu daerah
ialah suhu dan curah hujan.
11.2 Pendekatan Pada Pengelompokan Iklim
Dua pendekatan mendasar pada pengelompokan iklim yaitu pendekatan
genetik dan pendekatan generik atau empirik. Pada pendekatan genetik
pengelompokan didasarkan pada penentu iklim, misalnya pola sirkulasi udara,
radiasi bersih, dan fluks kelembapan. Pada pendekatan empirik pengelompokan
didasarkan pada unsur iklim yang diamati atau efeknya terhadap gejala lain.

27. BAB 12
PENGAMATAN CUACA
12.1 Macam Stasiun Cuaca
a. Stasiun sinoptik
Tujuan stasiun sinoptik pada umumnya untuk mendapatkan gambaran
umum keadaan atmosfer suatu daerah yang berukuran luas. Pengamatan
permukaan utama meliputi pengamatan
1. Cuaca yang sedang berlangsung dan cuaca yang lalu yang merupakan
pengamatan visual
2. Arah dan laju angin. Pengamatan menggunakan anemometer dan alat penunjuk
arah angin.
3. Banyak dan bentuk awan. Pengamatan visual.
4. Tinggi dasar awan. Diperkirakan secara visual atau menggunakan alat sorot
cahaya.
5. Banglas horizontal atau jarak pandang horizontal. Dilakukan secara visual atau
dengan menggunakan alat pengukur banglas.
6. Suhu udara.pengukuran menggunakan thermometer yang ditempatkan dalam
sangkar Stevenson.
7. Kelembapan udara. Diukur dengan psikrometer.
8. Tekanan atmosfer. Diukur dengan barometer.
9. Curahan atau curah hujan, pengukuran dilakukan dengan alat penangkar
hujan.
10. Duras atau lama penyinaran matahari diukur dengan menggunakan alat
Campbell-Stokes.
Pengukuran udara atas umumnya menggunakan balok pilot atau radio sonde.
Radio sonde adalah pemancar radio kecil yang dilengkapi dengan alat pengukur
tekanan, suhu, dan kelembapan relatif.
Tujuan stasiun klimatologis ialah mendapatkan data klimatologis yang
pengukurannya dilakukan secara kontinu dan meliputi periode waktu yang lama,
paling sedikit sepuluh tahun.
12.2 Pengamatan Curah Hujan
Curahan adalah endapan atau deposit air dalam bentuk cair maupun padat
yang berasal dari atmosfer.
Curah hujan diamati atau diukur dengan menggunakan alat penakar hujan.
Ada dua macam penakar hujan, yaitu penakar hujan nonrekam dan penakar hujan
rekam.
12.3 Pengamatan Suhu

28. Suhu dapat didefinisikan secara mikroskopik berkaitan dengan gerakan
molekul sedemikian rupa sehingga makin besar kecepatan molekul makin tinggi
suhu.
Ada berbagai jenis termometer tegantung pada unsur atau medium yang
dipakai, yaitu termometer air raksa-dalam-gelas, termometer alkohol, termometer
tahanan, termometer listrik, termokopel, dan termometer gas.
12.4 Pengamatan Kelembapan Udara
Metode pengukuran kelembapan udara yang umumnya digunakan ada empat
macam, yaitu:
a. metode termodinamik. Alat pengukurnya dinamakan psikrometer.
b. metode berdasarkan perubahan ukuran atau dimensi bahan higroskopik. Alat
pengukurnya disebut hygrometer.
c. metode absorpsi. Metode ini memanfaatkan pengaruh banyaknya kandungan air
di dalam suatu bahan terhadap sifat kelistrikannya. Alat pengukurnya
dinamakan higrometer absorpsi listrik.
d. metode titik embun. Alat yang digunakan disebut higrometer titik embun.
12.5 Pengamatan Angin Permukaan
Arah angin didefinisikan sebagai arah datangnya angin dan dinyatakan
dengan puluhan derajat yang terdekat dalam arah jarum jam mulai dari arah utara
geografik. Laju dan arah angin umunya berubah terhadap waktu. Yang dilaporkan
sebagai laju maupun arah angin adalah harga rata-ratanya dalam jangka waktu
sepuluh menit.
Sifat angin yang dapat digunakan sebagai dasar alat pengukur angin ialah
sifat aerodinamik dan sifat pendinginan termalnya.
12.5 Pengamatan Penguapan
Pengukuran pengupan dari permukaanair bebas dan permukaan tanah serta
transpirasi dari tumbuh-tumbuhan sangat penting dalam pertanian,
hidrometeorologi, dan dalam pendesainan dan pengoperasian waduk dan dalam
sisitem irigasi.
Ada dua macam alat pengukur penguapan yang biasa digunakan dalam
stasiun meteorologi. Yang pertama mengukur banyaknya air yang menguap dari
suatu permukaan renik (porous) yang selalau dibuat basah atau jenuh. Alat ini
dinamakan evaporimeter atau atmometer. Alat lain menggunakan metode dengan
mengukur perubahan paras atau ketinggian permukaan bebas dari air yang berada
dalam tangki. Alat ini dinamakan kancah penguapan atau tanki penguapan.
12.6 Pengamatan Radiasi dan Penyinaran Matahari
• Pengamatan radiasi diperlukan untuk bebagai maksud, anatara lain:
• Mempelajari transformasi energi di dalam sistem bumi-atmosfer dan
ragamnya dalam waktu dan ruang.
• Mempelajari distribusi dan ragam dari radiasi yang datang, radiasi yang
keluar, dan radiasi netto.

29. • Menganalisis atmosfer mengenai kekeruhan, kandungan uap air, debu,
dsb.
• Penerapan praktis di dalam bidang pertanian, biologi, pengobatan,
arsitektur, dan industri.

30. BAB 13
DASAR INDERAJA ATMOSFER
13.1 Pengukuran in situ dan pengukuran jarak jauh
Pengamatan dari jarak jauh atau penginderaan jarak jauh biasa disingkat
inderaja. Pengamatan ini berbeda dengan pengamatan yang dilakukan stasiun
operasional yang menggunakan alat-alat pengukuran konvensional, balon pilot,
radio sonde dan roketsonde. Pengamatan atau pengukuran tersebut semuanya
dilakukan langsung di tempat bagian atmosfer atau udara yang besarannya ingin
diketahui, sedangkan pengamatan dengan radar dan satelit buatan dilaksanakan
dari jarak jauh dan bagian udara atau atmosfer yang akan diukur besarannya tidak
disentuh secara fisik sama sekali. Pengideraan jarak jauh ini memanfaatkan radiasi
gelombang elektromagnetik atau sebagian spectrum gelombang elktromagnetik
yang dipancarkan atau direfleksikan oleh sasaran dan yang diterima oleh sensor.
13.2 Gelombang elektromagnetik yang digunakan pada inderaja
Pada inderaja digunakan alat yang berbeda sesuai dengan gelombang
elektromagnetik yang daerah panjang gelombangnya berbeda-beda. Radiasi yang
digunakan dapat merupakan bagian tampak, infra merah dekat, infra merah
termal, gelombang mikro, gelombang radio dari spectrum elektromagnetik.
Instrument pasif adalah instrument yang tidak menghasilkan radiasi sendiri.
Pada instrument aktif, radiasi yang dihasilkan dan dipancarakan oleh instrument
dikembalikan sebagian lagi ke instrument atau sensor. Sinyal yang diterima ini
kemudian diproses untuk menghasilkan informasi yang diperlukan.
Radiasi visible
Intensitas radiasi tampak yang dipancarkan suatu benda sangat kecil dan
dapat diabaikan terhadap intensitas radiasi tampak yang dipantulkan benda
tersebut.
Panjang gelombang ( )λ Intensitas yang
dipancarkan
Intensitas yang
dipantulkan
Biru (0,4 µ m) 7,7×10-20
6,1×1024
Merah (0,7 µ m) 2,4×100
5,1×1024
Infra merah (3,5 µ m) 1,6×1021
4,7×1022
Infra merah termal (12 µ
m)
7,5×1022
4,5×1020
Mikro (3 cm) 2,6×1010
1,3×107

31. Radiasi infra merah
Radiasi infra merah tidak dapat dideteksi oleh mata manusia tetapi dapat
dideteksi secara foto grafis atau elektronis. Daerah infra merah dari spectrum
dibagi menjadi infra merah dekat, dengan panjang gelombang 0,75 – 1,5 µ m,
dan daerah infra merah termal dengan panjang gelombang 3 – 13 µ m.
Gelombang mikro
Pada panjang gelombang mikro radiasi yang dipancarkan juga dominant
terhadap radiasi gelombang mikro yang direfleksikan. Ada beberapa perbedaan
atara inderaja yang menggunakan gelombang mikro dan yang menggunakan
radiasi visible dan inframerah. Pertama, gelombang mikro dalam perjalanannya
melalui atmosfer mengalami atenuasi yang kecil, kecuali kalau ada hujan deras.
Kedua, intensitas radiasi gelombang mikro yang direfleksikan atau yang
dipancarkan adalah sangat kecil sehingga setiap inderaja gelombang mikro yang
padsif harus sangat peka atau sensitive. Selain itu pada inderaja gelombang
mikro pasif masih ada masalah yaitu masalah perbansingan antara sinyal dan
gaduh. Sinyal atau isyaratnya ialah radisi terefrleksi yang sampai ke sensor, yang
menyatakan suhu sasaran, sedangkan gaduh berasal dari suhu sensor sendiri.
Perbandingan sinyal gaduh ini kecil.
Masalah tersebut dapat dipecahkan dengan menggunakan inderaja
gelombang mikro aktif yang menghasilkan atau memancarkan radiasi gelombang
mikro sendiri.
13.3 Klasifikasi radar
Radar adalah singkatan dari radio detection and ranging. Jadi ardar adalah
suatu teknik pengukuran atau suatu alat untuk pengukuran posisi (kedudukan) dan
jarak. Radar dapat diklasifikasikan berdasarkan beberapa kkriteria dibawah ini:
a. Daerah frekuensi yang digunakan
1. Radar HF (high frequency), daerah frekuensinya antara 3 dan 30 MHz.
2. Radar VHF (very high frequency), daerah frekuensinya antara 30
sampai 300 MHz.
3. Radar UHF(ultra high frequency), daerah frekuensinya antara 300 dan
3000 MHz.
4. Radar SHF (Super high frequency), daerah frekuensinya antara 3 dan
30 GHz.
b. Macam sasaran yang diukur
1. Radar meteorologi, sasaran yang diukur adalah hydrometer atau
curahan atau presipitasi.
2. Radar atmosfer, sasaran yang diukur adalah atmosfer.
c. Daerah ketinggian sasaran yang diukur
1. Radar ST. radar ini mengamati atmosfer sampai strastosfer bagian
bawah.
2. Radar MST. Daerah yang diamati adalah lapisan mesosfer, stratosfer,
dan troposfer.
3. Radar MU. Mengamati atmosfer menengah dan atas.

32. 13.4 Indeks Refraksi Atmosfer
Indeks refraksi n didefinisikan sebagai
n =
v
c
c adalah laju cahaya dalam vakum dan v adalah laju gelombang radio di
udara. Perubahan makroskopik dari n di dalam ruang menyebabkan refraksi atau
refleksi, dan perubahan mikroskopik dari n menyebabkan hamburan.

33. BAB 14
MENGENAL AWAN DAN HIDROMETEOR
14.1 Awan Tetes
Awan adalah suatu kumpulan partikel air yang tampak di atmosfer. Awan
tetes adalah awan sebagian besar partikelnya terdiri dari tetes air, sedangkan awan
yang sebagian besar partikelnya terdiri dari kristal es disebut awan es.
Tetes awan umumnya berjari-jari antara 5 sampai 10 µ , dengan proses
tumbukan dan penggabungan dapat menjadi tetes hujan yang mempunyai jari-jari
sekitar 1000 µ .
14.2 Awan Es
Bentuk awan es tampak sebagai jejak-jejak kristal es atau jejak sirus tanpa
awan induk yang terdiri dari tetes kelewat dingin.
Kristal es lebih lambat menguap daripada kristal air, maka dalam udara tak
jenuh bagian luar dari awan tetes tetap menguap lebih cepat daripada bagian luar
dari awan es. Percampuran awan es dan udara di sekitarnya menyebabkan
perluasan awan yang menampakkan tepi awan es kabur atau tidak tegas.
14.3 Bentuk Dasar dan Perawanan
Tiga bentuk dasar awan yaitu bentuk berserat (sirus), lapisan (stratus), dan
gumpalan (kumulus). Bentuk berserat disebabkan oleh kristal es yang jatuh,
bentuk lapisan adalah karakteristik dari awan yang pertumbuhannya berlangsung
dalam arah horizontal. Bentuk gumpalan disebabkan oleh pertumbuhan
vertikalyang sangat besar pada konveksi lokal.
Disamping itu digunakan pula kata latin nimbus yang berarti awan hujan dan
alto yang berarti tinggi. Untuk penamaan awan digunakan pula gabungan dari
kata dasar sirus, stratus, dan kumulus.
14.4 Penggolongan Awan
Penggolongan awan didasarkan pada sepuluh golongan utama yang disebut
genus. Kesepuluh genus tersebut adalah
Sirus
Sirokumulus
Sirostratus
Altokumulus
Altostratus
Nimbostratus
Stratokumulus
Sratus
Kumulus
kumulonimbus
Tiap genus awan dibagi menjadi beberapa jenis awan dan jenis awan dapat
dibagi lagi menjadi varitas awan.
Sirus
Sirus didefinisikan sebagai awan yang tampak tersususn dari serat lembut
dan halus berwarna putih mengkilat tanpa bayangan sendiri. Sirus dapat berbentuk

34. lurus, melengkung tak teratur tau tampak kusut yang dinamakan fibratus. Jenis
unsinus berbentuk koma atau kail yang mata kailnya menghadap ke atas. Jenis
spisatus berbentuk kumpulan serat yang rapat dan mampat.
Sirus terdiri dari kristal es. Gejala optiknya disebabkan oleh pemantulan,
pembiasan, dan penghamburan cahaya oleh kristal-kristal es. Awan sirus
berkembang dari kristal es tang jatuh dari Sirokumulus atau dari pembentangan
bagian atas Kumulonimbus. Sirus dapat pula terjadi dari penguapan bagian yang
tipis dari Sirostratus.
Sirokumulus
Sirokumulus adalah lapisan awan yang tampak terdiri dari unsur kecil sekali
menyerupai butir padi-padian yang berwarna putih tanpa bayangan seperti sirus.
Awan sirokumulus dapat berbentuk lonjong atau lensa yakni dari jenis
lentikularis. Jenis undulatus tersusun dari beberapa baris sejajar yang menyerupai
gulungan ombak.
Nama Sirokumulus hanaya dapat digunakan bila
• awan yang diamati jelas berkaitan dengan Sirus atau Sirostratus
• awan yang diamati terjadi dari Sirus atau Sirostratus
• awan yang diamati mempunyai cirri atau tanda yang menunjukan bahwa
awan tersebut terdiri dari kristal es.
Sirostratus
Sirostratus adalah awan yang tampak seperti tirai kelambu halus keputih-
putihan yang tidak mengaburkan tepi matahari atau bulan yang ada di baliknya
tetapi menghasilkan gejala halo. Jenis fibratus mempunyai jaringan serat dan jenis
nebulosus menyerupai tirai asap yang merata.
Altokumulus
Altokumulus adalah lapisan awan berwarna putih atau kelabu yang terdiri
dari unsur-unsur berbentuk bulatan terpipih. Jenis stratiformis berbentuk lapisan
yang cukup luas dan seragam. Jenis lentikularis berbentuk lensa yang
pinggirannya tajam dan tegas. Altokumulus dengan ketransparanan termasuk
varitas translusidus, sedangkan yang tidak transparan adalah varitas opakus.
Altostratus
Altostratus didefinisikan sebagai lapisan awan yang tampak berserat atau
seragam tetapi berwarna kelabu atau kebiru-biruan menutupi sebagian atau
seluruh langit.
Altostratus terdiri dari air dan kristal es. Awan ini juga mengandung tetes
hujan dan dapadt menimbulkan gejala virga yang tampak sebagai garis sejajar
yang keluar dari dasar awan.
Nimbostratus
Nimbostratus adalah lapisan awan yang seragam, luas berwarna kelabu tua,
sering terdapat koyakan awan di bawahnya yang saling terpisah maupun
bersambung. Nimbostratus tidak memiliki jenis maupun varitas.

35. Stratokumulus
Stratokumulus didefinisikan sebagai lapisan awan yang terdiri dari unsur
berupa bulatan terpipih atau bulatan panjang terpipih berwarna kelabu dengan
bagian yang lebih gelap. Stratocumulus yang seragam dan meliputi bagian langit
yang luas termasuk jenis stratiformis.
Stratocumulus terdiri dari tetes awan dan kadang-kadang mengandung pula
tetes hujan. Awan ini kadang-kadang disertai curahan yang berupa hujan
berintensitas kecil.
Stratus
Stratus didefinisikan sebagai awan rendah yang seragam dan umumnya
berwarna kelabu tetapi tidak menyentuh permukaan bumi. Stratus terdiri dari tetes
awan yang kecil. Stratus yang tebal sering terdiri dari tetes hujan. Stratus
menimbulkan gejala halo.
Kumulus
Kumulus adalh awan yang umunya kelihatan mampat dan berbentuk
gumpalan yang menjulang.
Ukuran vertikal kumulus dapat kecil dan tampak seperti tertindih. Jenis ini
disebut humilis. Jenis kongestus memiliki uukuran vertikal yang sangat tinggi
dengan bagian atas berupa tonjolan-tonjolan. Kumulus yang pinggirannya
terkoyak-koyak merupakan jenis fraktus.
Kumulus terutama terdiri dari tetes air. Kristal es dapat terjadi di bagian
awan yamg suhunya lebih kecil dari 0ºC.
Kumulonimbus
Kumulonimbus dalah awan yang tampak beratdan mampat, menjulang
tinggi sekali menyerupai gumpalan yang besar.
Kumulonimbus terdiri dari tetes awan dan di bagian atas terdapat es.
Kumulonimbus mengandung pula tetes hujan yang besar.
Curahan yang timbul dari Kumulonimbus menimbulkan suatu gejala yang
tampak sebagai berkas garis sejajar yang keluar dari dasar awan. Jika gejala
tersebur dapat mencapai permukaan bumi dinamakan presipitasio dan jika berkas
tidak mencapai permukaan bumi disebut virga.
14.5 Awan Penyerta dan Awan Induk
Tubuh utama suatu awan dapat disertai suatu bentuk khusus yang berkaitan
dengan bentuk tersebut. Awan yang menyertai ini disebut awab penyerta.
Awan dapat berasal dari perkembagan awan lain yang disebut awan induk.
Awan yang dihasilkanaini dapat berlainan genus.
14.6 Hidrometeor
Hidrometeor dalah suatau gejala selain awan yang terdiri dari pertikel air
cair maupun padat di atmosfer, atau endapan tetes air pada permukaan benda yang

36. berada dekat permukaan bumi, atau di udara yang bebas yang disebabkan oleh
kondensasi uap air dari sekelilingnya. Hydrometeor yang ditemukan di Indonesia
antara lain sbb :
• Hujan; adalah curahan yang terdiri dari partikel air cair, tetes air, dengan
diameter lebih besar dari 0,5 mm.
• Hujan curah; adalah curahan yang terdiri dari tets air dengan diameter
lebih besar dari diameter tetes hujan biasa. Disebabkan oleh awan
konvektif yaitu Kumulus dan Kumulonimbus.
• Hujan es; hujan curah disertai partikel es kecil dengan diameter antara 5-
50 mm.
• Gerimis; curahan yang terdiri dari tetes air yang kecil dengan diameter
kurang dari 0,5 mm.
• Kabut; yaitu kumpulan tetes ai kecil sekali yang melayang-layang di dekat
udara permukaan bumi.
• Kabus; adalah kumpulan tetes air yang mikroskopik atau partikel
higroskopik basah yang melayang-layang di udara.
• Embun; adalh endapan tetes air pada permukaan benda yang berada dekat
permukaan bumi atau di udara bebas yang disebabkan oleh kondensasi uap
air.