Makalah Meteorologi

Bab I

Sistem Iklim

            Setiap hari kita terpapar oleh kondisi cuaca. Setiap hari pula kita mendengar, melihat atau membaca dari media masa seperti televisi, radio, surat kabar atau media online tentang kondisi cuaca di dunia. Saking seringnya mendengar, melihat atau membaca tentang berita cuaca maka kita sering menganggap bahwa cuaca sebagai sesuatu informasi yang kurang ada artinya. Pada pembicaraan sehari-haripun kondisi cuaca bukan hal pembicaraan yang dianggap penting untuk menghangatkan suasana pembicaraan. Pernahkah rekan anda menanyakan kondisi cuaca kemarin atau hari ini ? Hampir tidak pernah, bukan ? Hal ini berbeda halnya dengan budaya bangsa-bangsa di negara-negara lintang tengah dan tinggi yang selalu menyatakan atau menanyakan kondisi cuaca setiap kali bertemu dengan rekan atau orang yang baru mereka kenal sekalipun.

            Pertanyaan selanjutnya, apakah sebenarnya cuaca itu ? Cuaca adalah kondisi atmosfer pada suatu saat dan wilayah tertentu. Ia menyatakan kondisi atmosfer pada hari kemarin, sekarang dan besok atau jangka waktu yang pendek. Bisa pula untuk menyatakan kondisi beberapa menit dan jam ke depan .

            Berbeda halnya dengan iklim yang merujuk pada sintesa cuaca dari hari ke hari dalam jangka waktu yang panjang pada suatu wilayah tertentu. Sintesa yang dimaksud, tidak hanya sekedar perata-rataan sederhana saja tetapi juga perlu mengetahui keadaan ekstrimnya, dan fluktuasi kejadiannya. Misalnya dua tempat mempunyai kondisi temperatur rata-rata tahunan sama maka kedua tempat tersebut mungkin mempunyai iklim yang berbeda. Selain itu iklim bisa diartikan pula sebagai deskripsi statistik kondisi cuaca pada jangka waktu yang relatif panjang. Menurut WMO (World Meteorological Organization), jangka waktu yang relatif panjang tersebut adalah 30 tahun. Mengapa 30 tahun ? Ini merupakan kesepakatan para ahli meteorologi dan klimatologi untuk membuang/mengabaikan fluktuasi fenomena yang terlalu kecil dan menghilangkan tren abad. Pemilihan awal periode 30 tahunpun juga tidak sembarangan dimana awal tahun yang dianjurkan oleh WMO adalah mulai tahun 1900. Dengan demikian data yang digunakan untuk menentukan iklim di suatu tempat seharusnya adalah 1900 – 1930, 1931 – 1960, 1961 – 1990, dan seterusnya. Dengan demikian maka penentuan iklim yang menggunakan data tahun 1978 – 2008 adalah tidak tepat. Meskipun demikian sepertinya ada wacana bahwa ketentuan yang disampaikan WMO tersebut disesuaikan dengan kekinian.

            Dan satu hal lagi yang perlu diketahui selain cuaca dan iklim yakni musim. Musim atau mausim adalah selang periode tertentu dimana sesuatu hal menjadi dominan. Seperti halnya musim hujan, maka sesuatu hal yang dimaksud di atas adalah hujan. Jadi dalam sebagian waktu tersebut hujan adalah fenomena yang banyak terjadi. Di negara kita dikenal musim hujan dan musim kemarau sedangkan di lintang tengah dan tinggi dikenal 4 musim yakni musim dingin, semi, panas dan gugur.

            Sebelum kita membahas lebih lanjut tentang iklim maka ada baiknya bagi kita untuk membahas tentang sistem iklim.

1.1.Sistem iklim

Gambar 1.1 Sistem iklim di bumi dengan komponen-komponennya

   (http://www.sahfos.ac.uk/climate%20encyclopaedia/images/climatesystem.jpg)

            Sistem iklim adalah interkoneksi antara sub sistem iklim yang terdiri dari sub sistem atmosfer, litosfer, hidrosfer dan biosfer serta kriosfer. Dengan demikian maka sistem iklim berhubungan tidak hanya dengan kebanyakan bagian atmosfer saja tetapi juga berbagai jenis media yang melandasinya untuk menghasilkan keseluruhan iklim yang terintegrasi seperti terlihat pada gambar 1.1 di atas. Atmosfer merupakan bagian yang terdiri dari gas, lithosfer merupakan bagian padat bumi, hidrosfer merupakan bagian cair bumi yang kebanyakan berupa air asin (lautan) Biosfer merupakan bagian yang terdiri dari makhluk hidup seperti tumbuhan, hewan dan manusia. Namun akhir-akhir ini dibedakan antara bagian tumbuhan dan hewan yang tetap dimasukkan dalam biosfer dan bagian manusia yang dikelompokkan dalam humanosfer. Kriosfer adalah bagian bumi/sistem iklim yang terdiri dari salju dan es. Di luar sub sistem di atas harus diperhatikan pula matahari sebagai sumber energi utama pembangkit iklim di bumi. Hubungan-hubungan di antara sub-sub system iklim di atas demikian kompleks; perubahan pada satu sub system akan berpengaruh pada sub system yang lain. Misalnya saja menciutnya lapisan kriosfer di kutub akibat meningkatnya konsentrasi gas rumah kaca di atmosfer menyebabkan meningkatnya ketinggian muka air laut dan luasnya lautan, penciutan/ pengurangan luas daratan dan terganggunya cuaca dan iklim dunia. Demikian kompleksnya sub system iklim tersebut sehingga sampai saat ini belum ada persamaan pengatur yang bisa secara detail memasukkan semua sub system tersebut untuk peramalan cuaca.

1.2.Faktor-faktor yang mempengaruhi iklim

Terdapat delapan faktor yang mempengaruhi iklim di suatu tempat. Kedelapan faktor tersebut adalah :

Lintang Massa udara Sistem tekanan Arus laut

Kebenuaan / kontinentalitas Sirkulasi atmosfer Ketinggian Lautan

Kedelapan faktor di atas tidak berdiri sendiri-sendiri melainkan bekerja bersama-sama menghasilkan iklim yang demikian kompleks.

a.      Lintang

Besar lintang bumi adalah dari nol derajat (lintang rendah) sampai dengan lintang 90⁰ baik utara maupun selatan (lintang tinggi). Dengan demikian total besarnya lintang adalah 180⁰. Kemiringan aksis/sumbu bumi menyebabkan terjadinya perbedaan radiasi yang diterima pada waktu yang berbeda. Wilayah yang menerima radiasi dengan sudut 90⁰ (tegak lurus) terhadap permukaan bumi akan mendapatkan radiasi yang lebih besar daripada yang sudut datangnya lebih kecil. Itulah sebabnya di ekuator pada tengah hari radiasi matahari mencapai puncaknya. Tentu kita juga mengetahui bagaimana gerak semu matahari dari 23,5⁰ LU sampai 23,5⁰ LS. Pada saat matahari terletak di belahan bumi selatan (BBS) maka radiasi matahari di BBS lebih besar dibandingkan di belahan bumi utara (BBU). Sebaliknya ketika matahari di BBU maka radiasi matahari di BBU lebih besar dibanding di BBS, tentu saja bila lintangnya sama. Matahari berada di 23,5⁰ LU (Tropic of Cancer) pada tanggal 21 – 22 Juni dan di 23,5⁰ LS (Tropic of Copricorn) tanggal 21 – 22 Desember. Sedangkan tepat di ekuator (vermal equinox) terjadi pada 21 – 22 Maret dan autummal equinox pada 22 – 23 September. Matahari terletak paling jauh dari bumi (aphelion) terjadi pada bulan Juli sedangkan terletak paling dekat dengan bumi (perihelion) terjadi pada bulan Januari. Studi menunjukkan bahwa pada saat bumi berputar pada sumbunya maka sisi yang menghadap matahari akan mengalami penyinaran matahari/siang hari, sedangkan sisi yang membelakanginya mengalami kegelapan/malam hari. Bila saja matahari tidak miring terhadap sumbunya maka matahari pada siang hari selalu secara langsung berada di atas ekuator sehingga terjadi 12 jam siang hari dan 12 jam malam hari di setiap lintang setiap hari setiap malam. Kenyataannya bumi berputar pada porosnya dengan kemiringan 23,5⁰ sehingga terjadi variasi besarnya radiasi yang diterima di setiap lintang. Sebagai contoh pada lintang utara 10⁰, pada tanggal 22 September dan 20 Maret mengalami panjang waktu dari terbit sampai terbenam selama 12 jam. Tetapi pada tanggal 21 Juni  mengalami waktu siang hari lebih lama yakni 12,6 jam sedangkan pada 21 Desember mengalami waktu terang lebih pendek yakni 11,4 jam. Beruntunglah bangsa Indonesia yang mengalami panjang siang dan malam hari yang tidak banyak berbeda karena letak Indonesia yang berada di sekitar lintang 0⁰ atau ekuator.

b.       Massa udara

Massa udara yang dimaksud di atas bukanlah massa yang berkaitan dengan bobot misal gram, kilogram, ton dsb tapi "massa" yang berarti "kumpulan atau badan (body)". Jika udara menetap pada waktu yang cukup lama di atas suatu permukaan bumi, sifatnya cenderung menjadi ciri khas untuk permukaan itu. Jika sifat permukaan tersebut kurang lebih sama untuk daerah yang sangat luas (ribuan kilometer persegi) maka sifat suatu badan udara yang besar akan menjadi hampir sama/ seragam dalam bidang horizontal. Badan udara dengan sifat (khususnya dicirikan oleh temperatur dan kelembapan) yang hampir seragam dalam jarak horizontal ribuan kilometer disebut sebagai massa udara.

Dengan demikian, agar terbentuk suatu massa udara maka udara harus diam atau bergerak untuk waktu yang lama dan terdapat di atas daerah yang luas yang memiliki sifat seragam. Sifat dan tingkat keseragaman tersebut bergantung pada sumber massa udara, riwayat (modifikasi) massa udara dan waktu hidup massa udara. Pembentukan massa udara yang seragam dapat diperoleh melalui proses percampuran dan radiatif yang memerlukan waktu selama tiga sampai tujuh hari. Massa udara bisa diklasifikasikan berdasarkan pada daerah sumber dan jenis permukaannya. Terdapat 4 klasifikasi dasar dari massa udara, yakni continental (c) yang secara tipikal kelembapannya rendah, maritime (m) yang kandungan uap airnya tinggi, polar (P) yang sifatnya dingin dan tropikal (T) yang sifatnya hangat. Dari keempat tipe dan sifat permukaan di atas, terdapat 4 kombinasi yakni continental polar (cP), continental tropic (cT), maritime polar (mP), dan maritime tropic (mT). Ada lagi tambahan jenis massa udara yakni Arctic (A) yang sifatnya sangat dingin dan sering tidak bisa dibedaan dengan massa udara polar (kutub) di dekat permukaan. Massa udara ini berasal lebih banyak dari atas tutupan es kutub daripada massa daratan lintang tinggi. Oleh karena itu terdapat 2 lagi tambahan massa udara yakni continental arctic (cA) dan maritime arctic (mA). Beberapa skema klasifikasi menambahkan indikasi pada udara tersebut yakni warmer (w) dan cooler (k) setelah nama massa udaranya, seperti misalnya cPk (continental polar cooler) dan mPw (maritime polar warmer). Sifat-sifat masing-masing massa udara ini sesuai dengan namanya. Oleh karena itu untuk mengetahui sifat-sifat masing-masing massa udara dengan lebih detail dipersilahkan para pembaca mencari referensi untuk itu.

Massa udara arctic terasakan sampai ketinggian 650 mb, cP dan mP terasakan sampai beberapa milibar di atas ketinggian A. Massa udara mT terasakan sampai ketinggian hampir 500 mb sedangkan cT kurang lebih terasakan sampai ketinggian 700 mb. Di antara semua massa udara tersebut, massa udara A mempunyai kadar kebasahan yang paling rendah dan mT adalah yang paling tinggi kadar kelembapannya. Seperti telah disebut di atas, massa udara bisa mengalami perubahan sifat. Ini terjadi ketika ia meninggalkan sumbernya karena berinteraksi degan permukaan yang dilalui yang mengubah kestabilan dan berinteraksi dengan massa udara lainnya. Ketika bergerak menuju ekuator, massa udara A akan mendapatkan pemanasan dari bawah (suplai uap air dari permukaan yang hangat dan basah) sehingga menjadi tidak stabil sehingga bisa timbul awan besar. Jika ia bergabung dengan aliran mensiklon maka udara menjadi makin tidak stabil dan perawanan yang menghasilkan hujan curah (shower) makin bertambah. Namun yang sering terjadi adalah bahwa massa udara ini bergabung dengan aliran mengantisiklon sehingga pertumbuhan vertikal awan terbatasi walaupun dia mendapat suplai pemanasan dari bawah. Sebaliknya massa udara mT yang bergerak menuju kutub di musim dingin cenderung makin stabil sehingga yang terbentuk hanya awan-awan jenis stratus. Sedangkan di musim panas, di atas daratan di lintang rendah, massa udara ini menjadi makin tidak stabil sehingga terbentuk awan-awan kumulus (Cu), hujan curah dan badai guntur.

Cuaca dalam suatu daerah bergantung pada berbagai sifat massa udara yang melaluinya terutama kestabilan dan kandungan uap airnya. Umumnya massa udara maritim memiliki perawanan dan hujan curah yang lebih besar, sedangkan massa udara continental cenderung membawa sifat cerah pada daerah yang dilaluinya. Meskipun pada sebagian besar waktu, cuaca pada suatu tempat ditentukan oleh sifat massa udara yang berkuasa atau menyelimuti wilayah tersebut, namun cuaca sangat buruk sering berhubungan dengan interaksi dari dua massa udara yang bertemu (front) khususnya di batas pertemuan kedua massa udara tersebut. Indonesia tidak dilalui oleh front ini. Karena iklim tersusun dari cuaca di setiap harinya maka massa udara ini mempengaruhi iklim di suatu tempat atau kawasan

c.       Sistem tekanan

Kita bisa mengetahui tekanan sebagai fungsi dari ruang dan waktu. Distribusi ruangpun bisa kita tinjau dalam distribusi vertikal dan horizontal. Kalau dilihat distribusi vertikal tekanannya maka tekanan menurun terhadap ketinggian mengikuti pola eksponensial. Pola ini mirip dengan pola distribusi vertikal kerapatan atau densitas udara. Salah satu dari jenis diagram termodinamika yang disebut diagram skew T – log p menggunakan logaritma tekanan sebagai sumbu vertikalnya. Ini karena tekanan lebih mudah digunakan dibandingkan dengan menggunakan besaran ketinggian dalam meter atau kilometer. Besaran ketinggian dalam meter sangat bergantung pada ketinggian suatu lokasi pengukuran atau pengamatan dari permukaan laut rata-rata sehingga pengamatan di kota A dan kota B bisa berbeda. Berbeda dengan penggunaan tekanan yang tidak dipengaruhi oleh ketinggian stasiun pengamatan.

Distribusi tekanan horizontal bisa semi permanen bisa pula bergantung pada musim. Distribusi semi permanen maksudnya adalah bahwa suatu tekanan (misal tekanan tinggi) hampir selalu terdapat di suatu wilayah tertentu. Contoh dari distribusi tekanan tinggi semi permanen adalah tekanan tinggi Bermuda – Azores dan Pasifik, sedangkan distribusi tekanan rendah semi permanen adalah tekanan rendah Aleutian dan Islandia. Sementara distribusi tekanan musiman adalah tekanan tinggi Siberia dan Kanada.

Akibat distribusi tekanan yang disebabkan oleh perbedaan distribusi temperatur di bumi maka berbagai peristiwa menarik terjadi di bumi. Angin akan bertiup dari wilayah tekanan tinggi ke wilayah tekanan rendah. Pembentukan siklon dan antisiklon juga terjadi. Pusat siklon adalah tekanan rendah sedangkan pusat anti siklon adalah tekanan tinggi. Arah pusaranpun berbeda antara siklon dan antisiklon di BBU dan BBS. Siklon di BBU mempunyai arah putaran yang sama dengan antisiklon di BBS. Sebaliknya antisiklon di BBU akan mempunyai arah putaran yang sama dengan siklon di BBS. Arah perputaran siklon di BBU adalah berlawanan arah dengan jarum jam sedangkan anti siklonnya berarah searah perputaran jarum jam. Ini tidak lain karena pengaruh dari gaya Coriolis yang menyebabkan arah angin berskala besar di BBU berbelok ke kanan, sedangkan di BBS membelokkan angin ke arah kiri. Peristiwa siklon dapat dilihat dari citra satelit yang menunjukkan pusaran awan yang tebal karena pada saat siklon terjadi memang perawanan banyak terjadi. Berbeda dengan antisiklon yang ditandai oleh area bebas awan yang luas. Ini dikarenakan terjadi gerak sinking pada wilayah tersebut, sehingga wilayahnya relatif cerah. Banyak orang salah memahami ketika mereka naik pesawat dan tiba-tiba pesawat seolah-olah jatuh dan tidak ada tenaga sebagai melewati wilayah kosong udara. Perlu diingat bahwa tidak ada wilayah di bumi ini yang kosong udara mengingat sifat udara yang mengisi setiap tempat yang kosong. Peristiwa yang dialami orang tersebut tidak lain karena pesawatnya melewati wilayah sinking udara. Oleh karena itu semoga setelah membaca buku ini tidak ada lagi yang beranggapan bahwa pesawat “jatuh” karena melewati wilayah kosong udara.

Berapa nilai tekanan diketahui tinggi dan rendah ? Sampai saat ini dikatakan sebagai tekanan tinggi atau rendah adalah nilai relatif dibanding nilai tekanan di sekitarnya. Bila nilai tekanannya 937 milibar dikelilingi oleh nilai-nilai tekanan yang lebih besar maka tekanan 937 mb tersebut sebagai pusat tekanan rendah. Sedangkan bila nilai tekanannya 1030 mb yang dikelilingi oleh nilai-nilai tekanan yang lebih rendah maka tekanan 1030 mb tersebut dikatakan sebagai pusat tekanan tinggi.

d.      Arus laut

Seperti telah dikemukakan sebelumnya arus laut berperan besar dalam mentransfer panas dari wilayah ekuator ke lintang-lintang lebih tinggi. Pernah mendengar istilah Great Ocean Conveyor Belts ? Dalam gambar 1.2 di bawah ditunjukkan bagaimana arus laut tersebut bergerak dimana warna biru menjunjukkan arus dalam (dingin) sedangkan yang berwarna kemerahan adalah arus permukaan (hangat). Perairan dalam Atlantik utara sangat dingin dan kadar salinitasnya tinggi sehingga densitasnya tinggi. Ia tenggelam dan mengalir ke selatan yang penting untuk pertukaran panas Arktik dengan ekuator. Dibutuhkan waktu yang sangat lama bagi massa air di suatu tempat kembali ke tempat semula atau dengan kata lain jika kita menempatkan suatu benda dalam ocean conveyor belt di suatu tempat akan kembali ke tempat semula.

Gambar 1.2  Great Ocean Conveyor Belt

(http://blogs.ei.columbia.edu/wp-content/uploads/2010/04/wally-ocean-conveyor-no-credit.jpg)

e.       Kebenuaan atau kontinentalitas

Daratan lebih cepat panas dan dingin daripada air. Massa daratan benua yang besar seperti China, India dan Rusia cenderung mempunyai jangkauan temperatur tahunan yang lebih ekstrim dan umumnya mempunyai curah hujan yang lebih sedikit. Sifat daratan dan perairan seperti di atas sebenarnya dalam skala kecil bisa pula kita lihat dari peristiwa angin darat dan angin laut. Perbedaan tanggapan daratan dan lautan atas pemanasan oleh radiasi matahari menyebabkan hal di atas terjadi.

Kebenuaan ini pula yang mempengaruhi distribusi tekanan tinggi dan rendah dunia serta pembentukan massa udara. Pada saat matahari maksimum di BBS, daratan Asia khususnya sekitar dataran tinggi Tibet merupakan wilayah tekanan tinggi sedangkan daratan Australia merupakan wilayah tekanan rendah. Berlaku hal yang sebaliknya jika matahari maksimum di BBU.

Pegunungan juga berpengaruh pada pembentukan iklim suatu tempat. Jangkauan pegunungan dalam arah utara – selatan di benua Amerika misalnya akan menginterupsi angin utama timur atau barat sehingga menyebabkan pengangkatan orografis, pendinginan massa udara dan ekspansi curah hujan. Sisi arah angin (windward), dari pegunungan tersebut mempunyai iklim yang lebih basah dibanding sisi bawah angin (leeward) yang relatif lebih kering. Di negara kita juga hal tersebut terjadi, misalnya, pada  pegunungan Bukit Barisan di pulau Sumatra. Umumnya di sisi sebelah barat lebih basah dibanding sisi sebelah timurnya. Hal ini tidak lain karena pada saat musim kemarau uap air yang dibawa angin tenggara barat daya dari Samudera Hindia lebih banyak dijatuhkan menjadi hujan oleh pengaruh orografi. Di pulau Jawa juga berlaku hal yang sama dimana pada saat musim kemarau wilayah pulau Jawa bagian selatan lebih basah daripada sisi sebelah utaranya.

f.       Sirkulasi atmosfer

Akibat perbedaan pemanasan yang tidak merata di seluruh muka bumi maka terjadilah gerak udara. Jika gerak udara tersebut mempunyai lintasan tertutup maka terbentuklah sirkulasi. Secara global terdapat sel sirkulasi dalam arah zonal (arah barat – timur) dan meridional (arah utara – selatan). Sirkulasi Walker merupakan sel sirkulasi dalam arah zonal. Sedangkan dalam arah meridional kita kenal tiga sel sirkulasi yakni sel Hadley, sel Ferrel, dan sel Kutub di setiap belahan bumi. Letak dari sel-sel sirkulasi tersebut tidak tetap pada lintang tertentu, tetapi bergeser-geser sesuai dengan gerak semu matahari. Ketika matahari di BBU maka sel sirkulasi Hadley misalnya agak bergeser ke arah utara. Perhatikan gambar 1.3 di bawah. Gambar tersebut merupakan idealisasi dari sel sirkulasi global yang terjadi  di bumi.

Gambar 1.3 Sirkulasi atmosfer dalam arah zonal dan meridional.

(http://www.learner.org/courses/envsci/visual/img_lrg/atmospheric_circulation.jpg)

            Perhatikan letak-letak wilayah gerak turun (subsidence) dan gerak vertikal ke atas (ascending). Wilayah udara turun terjadi di sekitar lintang 30⁰ dan 90⁰ baik di BBU maupun BBS. Sedangkan wilayah udara naik terjadi di sekitar lintang 0⁰ dan 60⁰. Gerak udara turun terjadi karena wilayah permukaannya mempunyai tekanan tinggi sedangkan wilayah udara naik wilayah permukaannya merupakan wilayah tekanan rendah. Di wilayah tekanan tinggi terjadi divergensi sedangkan di wilayah tekanan rendah terjadi konvergensi. Di wilayah subsidensi umumnya curah hujannya kurang akibat proses tersebut menghambat pertumbuhan perawanan yang berpotensi hujan. Itulah sebabnya di sekitar lintang 30⁰ banyak terdapat padang pasir. Berbeda halnya dengan lintang 0⁰ (ekuator) dimana terjadi proses konvergensi yang menyebabkan perawanan hujan tumbuh dengan baik. Sedangkan pada lintang 60⁰ terjadi proses konvergensi antara 2 massa udara yang membentuk front yang berpeluang besar pada terjadinya hujan.

            Dari model tiga sel yang telah disebut di atas, ekuator merupakan lokasi terpanas di bumi dan bertindak sebagai zone bertekanan rendah termal yang dikenal sebagai zone konvergensi antar tropis (Inter Tropical Convergence Zone). ITCZ membawa udara permukaan dari subtropis. Saat massa udara tersebut mencapai ekuator maka dia naik ke troposfer atas oleh proses konvergensi dan konveksi. Ia mencapai ketinggian maksimum kira-kira 14 km dan kemudian mengalir ke arah kutub utara dan selatan. Gaya Coriolis menyebabkan defleksi atau pembelokan udara yang bergerak ini. Pada kira-kira lintang 30⁰ udara akan mulai berhembus secara zonal dari barat ke timur. Aliran zonal ini dikenal sebagai jet stream sub tropis. Aliran zonal juga menyebabkan terjadinya akumulasi udara di troposfer atas saat aliran udara tidak lagi berhembus dalam arah meridional. Sebagai kompensasi akumulasi ini, sebagian udara di level atas ini tenggelam atau sinking kembali ke permukaan membuat wilayah tekanan tinggi subtropis. Dari wilayah ini, udara permukaan menjalar dalam dua arah. Sebagian bergerak ke ekuator untuk melengkapi sel sirkulasi Hadley dimana udara yang bergerak ini dibelokkan oleh gaya Coriolis membentuk angin pasat timur laut (di BBU) dan angin pasat tenggara (di BBS). Sedangkan udara yang bergerak ke arah kutub di wilayah tekanan tinggi sub tropis juga dibelokkan oleh percepatan Coriolis yang menghasilkan angin baratan (westerlies).

Gambar 1.4  Penampang melintang sel sirkulasi di BBU

(http://www.skepticalscience.com//pics/jetstream-2.jpg)

            Di antara lintang 30⁰ dan 60⁰ baik di BBU maupun di BBS, angin udara atas umumnya berhembus ke arah ekuator sedangkan angin permukaan menuju ke arah kutub. Akibat gaya Coriolis maka terjadi angin baratan di wilayah ini. Pada permukaan bumi pada lintang 60⁰ baik BBU maupun BBS baratan sub tropis bertumbukan dengan angin yang berhembus dari kutub yang menghasilkan pengangkatan front dan membentuk tekanan rendah sub tropis atau siklon lintang tengah. Sebagian kecil dari udara yang diangkat ini dikirim balik ke dalam sel Ferrel setelah dia mencapai puncak troposfer. Sebagian besar udara yang diangkat ini berarah menuju vortex (pusaran) kutub dimana dia bergerak ke bawah membentuk tekanan tinggi kutub. Ini semua dapat dilihat pada gambar 1.4 di atas.

g.      Ketinggian

Efek ketinggian terhadap cuaca dan iklim dapat kita lihat dan rasakan dengan jelas. Umumnya wilayah-wilayah yang berada di dataran rendah relatif panas sedangkan di pegunungan-pegunungan relatif lebih dingin. Makin tinggi suatu gunung makin rendah pula temperatur udara di puncaknya. Tentu anda masih ingat bahwa di lapisan troposfer, terjadi peristiwa lapse rate yakni laju penurunan temperatur terhadap ketinggian. Di wilayah kita setiap kenaikan 1 (satu) kilometer suhu udara akan turun sebesar kurang lebih 10 ⁰C. Dengan demikian gunung A dengan ketinggian 4 km dari permukaan laut rata-rata yang suhu udara di MSL 27 ⁰C akan mempunyai suhu udara di puncak secara teoritis sebesar –13 ⁰C. Bisa pula suhu udara di puncak tidak serendah tersebut bergantung pada kondisi apakah parsel udara yang dibawa angin sampai puncak gunung tersebut mengalami lebih dulu kejenuhan pada ketinggian tertentu. Parsel udara adalah bagian kecil dari udara yang kita cuplik yang sifat-sifatnya masih merepresentasikan massa udara secara keseluruhan di wilayah tersebut. Teorema parsel udara tersebut merupakan kajian yang sangat menarik dalam meteorologi.

Ketinggian tersebut mempunyai efek yang dramatis pula pada distribusi tanaman dan hewan. Kita mengenal sayur-sayuran banyak dibudidayakan di pegunungan karena mereka umumnya memang cocok hidup di lingkungan yang berudara dingin. Sayur-sayuran tersebut misalnya adalah bayam, kol atau kubis, sawi, kentang, tomat dan sebagainya yang berbeda dengan tanaman di dataran rendah seperti padi, tebu, dan sebagainya.

h.      Lautan

Lautan membawa dampak pada temperatur wilayah sekitarnya. Ia memodifikasi cuaca dan iklim pada lokasi yang dekat dan bahkan pula jauh dari lautan tersebut. Pada musim dingin lautan menghangatkan sedangkan pada saat musim panas lautan mendinginkan dan menyejukkan. Anda yang tinggal di dekat pantai bisa memperhatikan apakah hal di atas benar atau tidak.

Kota A dan B terletak pada lintang yang sama. Kota B lebih dekat dengan bodi air yang besar (lautan) dibanding kota A. Maka kalau kita plot distribusi temperaturnya terhadap waktu misalnya dalam satu tahun maka akan terlihat bahwa kota B mempunyai garis temperatur yang relatif datar (moderat) dibanding kota A. Ini berarti lautan memoderasi temperatur di kota B.

Lautan dan atmosfer berhubungan erat dan bersama-sama membentuk komponen sistem iklim yang paling dinamis. Lautan memainkan peran kritis dalam menyimpan karbon dan panas. Melalui arus laut, panas di troposfer akan didistribusikan dari lintang rendah ke lintang lebih tinggi dan sebaliknya. Peristiwa di lautan yang paling banyak dibicarakan beberapa puluh tahun terakhir yang berpengaruh pada cuaca dan iklim global adalah El Niño, La Niña, dan Dipole Mode. Sudah banyak dipublikasikan bagaimana dampaknya pada cuaca dan iklim meskipun sampai saat ini masih belum jelas ditemukan penyebabnya.

BAB  II

Neraca Radiasi di Bumi

            Radiasi adalah sebuah energi yang diemisikan oleh semua benda yang mempunyai temperatur di atas nol mutlak. Radiasi merupakan satu-satunya bentuk energi yang berjalan melewati ruang hampa di angkasa. Energi radiasi utama yang sampai ke bumi adalah radiasi matahari. Insolasi (incoming solar radiation) adalah radiasi matahari yang mencapai bidang horisontal bumi, yang kadangpula diartikan sebagai “intercepted solar radiation”. Insolasi merujuk pada input radiasi matahari ke dalam sistem bumi – atmosfer. Insolasi yang jatuh tegak lurus pada puncak atmosfer pada jarak rata-rata bumi – matahari disebut sebagai konstanta matahari yang bernilai 1,94 cal/m²/menit atau sekitar 2 langley. Insolasi yang masuk ke permukaan bumi adalah semua radiasi baik radiasi langsung maupun diffuse. Distribusi insolasi selain tidak merata pada tiap lapisan atmosfer bumi juga tidak merata di permukaan bumi.

2.1. Neraca Radiasi

            Radiasi dibedakan menjadi dua yakni radiasi gelombang pendek (berasal dari matahari) dan radiasi gelombang panjang yang berasal dari bumi. Neraca radiasi adalah keseimbangan antara radiasi yang masuk kedalam sistem bumi dan radiasi yang keluar dari sistem bumi. Oleh karena itu maka tidak ada penambahan atau pengurangan panas pada sistem bumi. Neraca tersebut dapat diilustrasikan dengan gambar 2.1 berikut :

Gambar 2.1 Neraca radiasi

(https://www.e-education.psu.edu/meteo469/?q=book/export/html/111)

an hamburan, 3 bagian dipantulkan oleh permukaan dan 21 bagian dipantulkan oleh perawanan. Dengan demikian total albedo yang dialami bumi sebesar 31 bagian. Albedo adalah perbandingan antara radiasi yang dipantulkan dan radiasi yang datang. Sedangkan akibat hamburan oleh awan sebanyak 20 bagian dan secara langsung radiasi matahari memanaskan permukaan bumi sebesar 25 bagian maka total yang diserap oleh permukaan bumi sebesar 45 bagian. Yang telah disebutkan di atas adalah bujet energi gelombang pendek.            Bila kita anggap bahwa input radiasi matahari adalah 100 bagian maka 3 bagian diserap oleh lapisan ozon di stratosfer, 3 bagian diserap oleh perawanan, 18 bagian diserap oleh gas-gas dan debu di atmosfer. Sebanyak 7 bagian mengalami proses pantulan difuse d

            Sedangkan bujet radiasi gelombang panjang bisa digambarkan sebagai berikut. Input panas permukaan sebesar 45 bagian diubah menjadi transfer panas laten (evaporasi) sebesar 19 bagian, transfer konvektif (turbulen) sebesar 4 bagian, dan efek rumah kaca berupa radiasi dan reradiasi inframerah sebesar 14 bagian. Ketiganya dilepaskan ke atmosfer, sedangkan 8 bagian lainnya menjadi kehilangan panas langsung ke luar angkasa. Telah disebut sebelumnya adanya 3 bagian yang diserap oleh awan dan 18 bagian yang diserap gas-gas serta debu di atmosfer. Ke 21 bagian tersebut memberi kontribusi panas ke atmosfer. Dengan demikian terdapat 66 bagian (= 21 + 19 + 4 + 14 + 8) yang diperoleh dan hilang oleh atmosfer dan 3 bagian yang diradiasikan oleh lapisan ozon ke angkasa (total 69 bagian energi yang diradiasikan ke angkasa sebagai gelombang panjang). Karena terdapat 100 bagian input energi matahari yang masuk dan 31 bagian sebagai albedo dan 69 bagian yang keluar angkasa sebagai gelombang panjang maka terdapat kesetimbangan antara radiasi yang masuk dan keluar sehingga bisa kita sebut sebagai keseimbangan atau neraca radiasi. Saat ini kesetimbangan radiasi tersebut diduga tidak lagi setimbang. Hal ini ditunjukkan oleh memanasnya atmosfer bumi yang kita sebut sebagai pemanasan global. Lebih lanjut tentang pemanasan global ini akan dibahas pada bab tentang perubahan iklim.

2.2. Spektrum Radiasi

            Susunan lengkap dari semua panjang gelombang yang mungkin terjadi disebut spektrum elektromagnetik. Berikut ini digambarkan spektrum elektromagnetik matahari sebagai fungsi panjang gelombang dalam mikron dan intensitas radiasinya. Terlihat bahwa warna ungu (violet) merupakan panjang gelombang terpendek dari cahaya tampak (visible). Panjang gelombang yang lebih pendek dari ungu (0,4 mm) adalah ultraviolet (UV) sedangkan panjang gelombang terpanjang dari cahaya tampak berhubungan dengan warna merah. Panjang gelombang yang lebih panjang dari merah (0,7 mm) disebut inframerah (IR).

            Bumi dengan temperatur permukaan rata-rata mendekati 15 ⁰C meradiasikan hampir semua energinya antara 5 dan 25 mm dengan intensitas puncak di wilayah mendekati 10 mm. Karena matahari meradiasikan mayoritas energinya pada panjang gelombang jauh lebih pendek dari pada radiasi bumi maka disebut sebagai radiasi gelombang pendek, sedangkan radiasi bumi disebut sebagai radiasi gelombang panjang atau radiasi terestrial.

Gambar 2.2  Spektrum radiasi matahari

(http://www.earthonlinemedia.com/ebooks/tpe_3e/energy/solar_radiation_spectrum.gif)

2.3.  Distribusi Radiasi Matahari

            Radiasi yang besar sepanjang tahun di wilayah sekitar ekuator (sampai dengan lintang 37⁰ baik utara maupun selatan) menyebabkan pada wilayah tersebut mengalami surplus energi radiasi. Sedangkan untuk wilayah-wilayah selebihnya mengalami defisit energi. Karena sekat antara lintang-lintang tersebut tidak ada dan karena upaya alam sendiri untuk mencapai kesetimbangan maka terjadi proses transfer panas dari wilayah yang surplus ke wilayah defisit energi yang dilakukan melalui sirkulasi atmosfer dan laut.

            Diperkirakan panas yang diserap oleh lautan sebesar 14,5 x 10²² joule, oleh daratan sebesar 0,9 x 10²² joule dan oleh atmosfer sebesar 0,7 x 10²² joule. Dengan demikian jelas bahwa panas yang diserap oleh lautan jauh lebih besar daripada panas yang diserap oleh daratan dan atmosfer.

            Kita mengetahui bahwa matahari berada paling dekat jaraknya dengan bumi terjadi pada 3 Januari dan paling jauh jaraknya dari bumi pada 4 Juli. Kita mula-mula bisa percaya bahwa musim panas di BBS akan lebih hangat dibandingkan di BBU karena jarak terdekat dengan matahari terjadi pada saat matahari berada di BBS (ingat gerak semu matahari). Namun kita ketahui bahwa 80% permukaan bumi di BBS berupa air, sedangkan di BBU sebesar 61%. Radiasi matahari yang diserap bumi diserap oleh bodi air yang sangat besar di BBS sehinggga tidak dapat dengan cepat memanaskan massa air yang demikian besar. Proses ini akan menjaga temperatur rata-rata musim panas di BBS pada bulan Januari akan lebih rendah daripada di BBU musim panas (Juli). Karena kapasitas panas laut yang demikian besar pula yang menyebabkan musim dingin di BBS akan lebih hangat. Dengan demikian ini tidak lain akibat dari permasalahan kapasitas panas lautan yang jauh lebih besar daripada daratan dan luasnya lautan di BBS yang jauh lebih besar daripada daratan.

2.4. Klasifikasi Iklim

            Iklim suatu tempat bisa kita perkirakan dengan menggunakan berbagai macam data iklim (pendekatan generik atau empiris) seperti temperatur, curah hujan dan faktor penentu iklim (pendekatan genetik) seperti misalnya massa udara yang berkuasa. Sebenarnya di alam, iklim tersebut tidak mempunyai batas yang tegas. Selalu ada wilayah transisi antara satu wilayah iklim dengan wilayah iklim lainnya. Permasalahan utama dalam klasifikasi iklim adalah dalam memilih (jumlah) parameter atau elemen iklim yang digunakan. Jumlah parameter yang hanya satu sulit untuk mengklasifikasikannya sebagai klasifikasi iklim. Sebaliknya jika kita memasukkan banyak elemen iklim maka hasilnya akan menjadi sangat kompleks sehingga kita melanggar tujuan pengklasifikasian yakni unsur kesederhanaan. Oleh karenanya maka biasanya kita menggunakan dua atau tiga elemen iklim saja. Turut dipikirkan pula ambang batas (threshold) atau nilai yang menentukan perubahan penting akibat parameter tersebut.

            Karena pendekatan generik jauh lebih mudah dilakukan dibanding pendekatan genetik maka kebanyakan klasifikasi iklim menggunakan pendekatan generik. Pada saat ini dari 170 klasifikasi iklim, hanya 20 yang merupakan klasifikasi iklim pendekatan genetik. Dari jumlah 20 tersebut, pola sirkulasi udara yang luas paling banyak digunakan dan hanya 2 klasifikasi yang didasarkan pada neraca energi permukaan bumi.

            Salah satu klasifikasi yang sangat populer sampai dengan saat ini adalah klasifikasi iklim Koppen. Klasifikasi ini pada dasarnya menghubungkan antara iklim dengan tumbuh-tumbuhan. Pada mulanya klasifikasi tersebut mendasarkan diri pada pembagian tumbuh-tumbuhan seperti tercantum dalam peta Alphonse de Condola, seorang ahli fisiologi tanaman berkebangsaan Prancis. Namun kemudian sistem ini direvisi tahun 1918 dengan menaruh perhatian yang lebih besar pada unsur temperatur dan curah hujan beserta variasi musimannya.

            Hasil dari klasifikasi Koppen dapat dilihat pada  gambar 2.3 di bawah ini.

Gambar 2.3 Distribusi spasial iklim menurut Koppen

(http://www.harpercollege.edu/mhealy/geogres/maps/worldgif/wwclimh.gif)

            Metode pengklasifikasian iklim yang sering kita dengar adalah metode Thornthwaite, Möhr, Smidth – Fergusson, Oldeman dan Junghun. Salah satu di antara metode tersebut yakni metode Oldeman banyak digunakan untuk menentukan zone agroklimat atau wilayah yang cocok untuk penanaman padi dan palawija khususnya di wilayah pantai atau dataran rendah di pesisir pulau Jawa.

2.5. Dampak Iklim pada Sebaran Tanaman

            Tidak dapat disangsikan bahwa iklim mempengaruhi distribusi atau sebaran tanaman. Suatu tanaman membutuhkan jangkauan iklim tertentu. Tanaman mempunyai temperatur kardinal untuk tumbuh dengan baik. Temperatur kardinal adalah jangkauan temperatur dimana suatu tanaman bisa melaksanakan siklus hidupnya dengan baik. Dalam temperatur kardinal tersebut terdapat temperatur minimum, optimum dan maksimum. Bila tanaman berada pada kondisi temperatur di bawah temperatur minimum maka tanaman tersebut akan mengalami perlambatan pertumbuhan seperti misalnya pada waktu musim dingin. Sedangkan bila tanaman tersebut berada pada lingkungan dengan temperatur di atas temperatur maksimum dalam periode yang lama, maka tanaman bisa mati. Bila ia berada pada temperatur optimum, tanaman akan tumbuh dengan sangat baik. Itulah sebabnya rumah kaca diciptakan agar tanaman berada pada kisaran mendekati temperatur optimum.

            Parameter penting lainnya selain temperatur adalah curah hujan. Untuk melengkapi siklus hidupnya maka tanaman membutuhkan air dalam jumlah yang cukup. Pada saat tahap awal sampai vegetatif jumlah air yang dibutuhkan relatif lebih rendah dibanding pada pertengahan musim (mid season). Setelah itu memasuki tahap akhir atau panen kebutuhan airnya menurun. Pada waktu tahap generatif, suatu tanaman relatif membutuhkan cukup banyak air. Air yang dibutuhkan tanaman, selain dicukupi oleh irigasi untuk tanaman budidaya, terutama disuplai oleh curah hujan. Dari penjelasan sebelumnya, telah diketahui bagaimana distribusi curah hujan global wilayah-wilayah seperti sekitar ekuator dan lintang 60⁰ relatif mendapatkan suplai curah hujan yang lebih banyak dibandingkan wilayah-wilayah lain. Oleh karena itulah maka tumbuhan di wilayah berhujan banyak, lebar daunnya akan lebih besar dibanding di wilayah yang kurang air. Ini tidak lain adalah upaya tanaman untuk memperbesar transpirasi agar tanaman tidak kelebihan air.

            Di wilayah tropis dan hanya di wilayah tropis kita kenal hutan hujan tropis. Padang savana banyak terdapat di bagian utara benua Australia dan hampir separuh benua Afrika. Hutan-hutan yang berganti daun (deciduous forest) banyak terdapat di lintang-lintang tengah. Tanaman-tanaman budidaya wilayah-wilayah beriklim basah contohnya adalah kelapa sawit, kakao, tebu, talas, teh dan kopi. Tanaman budidaya wilayah beriklim kering contohnya adalah jewawut, sorgum, jambu mete, kacang tanah, kapas, jagung dan bunga matahari. Sedangkan tanaman yang cocok pada wilayah beriklim sedang (artinya tidak terlalu basah atau kering) adalah kelapa, singkong, kapas, gandum bahkan kopi dan kapaspun juga hidup di wilayah ini. Karena faktor-faktor iklim yang lain kurang mengubah secara drastis pada jarak yang pendek maka curah hujan biasanya merupakan faktor paling dominan dalam mengontrol jenis vegetasi dan budidaya pertanian serta paling banyak menjadi dasar bagi klasifikasi zone iklim. Pada gambar 2.4 di bawah disajikan gambaran tentang sebaran tanaman yang dipengaruhi oleh iklim, dari mulai hutan hujan tropis sampai dengan tundra di kutub. Wilayah hutan kering subtropic banyak tersebar di benua Australia, Afrika dan Amerika. Wilayah tanaman perdu/ semak-semak banyak terdapat di sekitar padang pasir dan sebagainya.

Gambar 2.4 Distribusi tanaman berdasarkan iklim

(http://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/7/77/Biomes.jpg)

 BAB III

Siklus Hidrologi

            Siklus hidrologi atau daur hidrologi atau siklus air merupakan proses yang sangat penting dalam kehidupan. Tanpa adanya siklus hidrologi ini, kehidupan seperti sekarang ini tidak mungkin terjadi. Kita akan bahas siklus tersebut menjadi bagian-bagian presipitasi, run off, simpanan air permukaan dan bawah permukaan, evaporasi dan kondensasi. Perhatikan gambar 3.1 berikut ini :

Gambar 3.1 Siklus hidrologi

(http://www.cgd.ucar.edu/cas/Topics/h

            Terlihat bahwa siklus hidrologi merupakan siklus tertutup tata air dari permukaan bumi ke atmosfer kembali ke permukaan bumi lagi. Jumlah total air di bumi terbagi menjadi dua yakni air laut yang mencakup 97,5% dan air tawar sebesar 2,5%. Dari total air tawar tersebut 74% nya terdiri dari tutupan es dan glasier, 25,6% berupa air permukaan dan hanya 0,4% berupa air danau, sungai, kebasahan tanah dan air di atmosfer. Meskipun jumlah air di atmosfer sangat sedikit namun ia memainkan peranan penting dalam proses cuaca di bumi. Tanpa adanya air di atmosfer maka siklus hidrologi tidak terjadi dan kehidupan di bumi pasti juga tidak akan seperti yang kita alami selama ini.

3.1. Presipitasi

            Presipitasi atau endapan bisa berwujud hujan, salju, batu es (hail) dan sebagainya. Jadi sebenarnya tidak benar kalau presipitasi hanya diartikan sebagai hujan. Di wilayah Indonesia, presipitasi sering diartikan sebagai hujan disebabkan bahwa fenomena hujanlah yang paling mendominasi wujud presipitasinya. Berikut ini disajikan curah hujan di kota-kota besar di seluruh dunia yang dinyatakan dalam inchi dan centimeter.

Tabel 3.1 Curah hujan rata-rata tahunan

            Terlihat bahwa curah hujan di Indonesia khususnya Jakarta jauh melebihi kota-kota lain apalagi di wilayah padang pasir seperti Kairo, Mesir. Banyak alat pengukur curah hujan yang bisa digunakan, seperti rain gauge tipe Helmann, tipping – bucket, ombrometer, satelit dan radar.

Hujan dan salju merupakan sumber utama kebasahan tanah sebagai bagian dari siklus hidrologi. Embun dan tetes kabut memberikan pula kebasahan kepada tanah namun jumlahnya sangat sedikit dibanding hujan dan salju. Pengukuran hujan dan salju sangat penting untuk analisa hidroklimat, namun demikian  presipitasi sangat bervariasi terhadap ruang dan waktu dibandingkan dengan temperatur dan tekanan.

Presipitasi dihasilkan dari serangkaian proses dari mulai penguapan, pembentukan awan, proses mikrofisika awan, sampai akhirnya terbentuk cairan atau padatan yang jatuh ke permukaan bumi. Proses mikrofisika tersebut terjadi melalui proses tumbukan dan tangkapan untuk awan panas dan proses Bergeron untuk awan dingin.

3.2. Run off

            Run off sering disebut pula air larian. Namun orang meteorologi dan klimatologi lebih familiar kalau air yang mengalir di atas permukaan tanah yang tidak meresap atau menguap tersebut disebut sebagai run off. Run off dan stream flow dapat berubah drastis ketika pola tata guna lahan berubah dari area yang bervegetasi yang belum berkembang menjadi area pertanian atau kota. Run off akan banyak tertahan oleh pepohonan dan vegetasi lain sehingga alirannya akan jauh berkurang. Tetapi bila lahan-lahan sudah diubah menjadi bangunan-bangunan dan dibeton maka bisa diharapkan bahwa run off akan berkecepatan tinggi dan berpotensi menyebabkan banjir.

Kuantitas presipitasi memang mempunyai peran yang dominan dalam run off, namun karakteristik presipitasi yang lain penting dalam menentukan proporsi presipitasi yang menjadi run off. Bentuk, intensitas, durasi, distribusi ruang dan waktu, frekwensi kejadian, dan arah pergerakan badai misalnya mempunyai pengaruh pada run off yang bisa diidentifikasi.

3.3. Simpanan air permukaan dan bawah permukaan

            Danau merupakan bodi air di darat yang dibentuk secara alami, biasanya oleh gletser atau gempa bumi. Ada pula yang terbentuk akibat air mengisi kawah suatu gunung. Waduk adalah reservoir yang dibuat oleh manusia dengan membendung aliran sungai. Waduk ini biasanya digunakan untuk menyimpan dan mengontrol air. Danau di lintang temperate seperti misalnya di Eropa dan Amerika Utara menyumbang pada peningkatan aliran sungai karena  presipitasi yang turun di permukaan lebih besar daripada evaporasi darinya. Namun demikian peningkatan aliran sungai akibat prespitasi ini relatif kecil dan bervariasi antara 5% dan 15% dari aliran masuk (Shelton, 2009). Sedangkan air bawah permukaan bisa dijumpai di gua-gua yang banyak sungai bawah permukaan. Contohnya gua Bribin di Daerah Istimewa Yogyakarta (DIY) yang air sungai bawah permukaannya digunakan untuk pembangkit listrik tenaga air dan mencukupi kebutuhan air bagi masyarakat sekitar.

           

3.4. Evaporasi

            Evaporasi adalah kehilangan air cair dari permukaan daratan dan air saat ia dikonversi menjadi gas (uap air). Sedangkan transpirasi adalah air cair yang bergerak dari tanah melalui tanaman dan menguap dari daun-daun. Karena kedua proses di atas terjadi bersamaan dan kita sulit untuk memisahkan keduanya maka diperkenalkan istilah evapotranspirasi. Untuk menghitung evapotranspirasi dapat dilakukan menggunakan persamaan neraca air tanah yang bisa dinyatakan dengan :

                        ET   =   S_i   –   S_f   +   P   +   I   –   D

dimana :

            ET       : evapotranspirasi

            S_i         : simpanan air tanah awal

            S_f         : simpanan air tanah akhir

            P          : presipitasi

            I           : irigasi

            D         : drainase

Semua satuan yang digunakan di atas adalah satuan panjang (mm).

Evapotranspirasi jelas merupakan unsur iklim karena ia dikendalikan oleh radiasi matahari. Ada perbedaan antara evapotranspirasi potensial dan evapotranspirasi actual. Evapotranspirasi potensial merujuk pada jumlah uap air yang ditransfer ke atmosfer yang terjadi dimana air selalu tersedia, sedangkan evapotranspirasi actual merujuk kondisi yang sebenarnya. Ada tidaknya vegetasi sangat berpengaruh pada nilai evapotranspirasi; bila ada vegetasi maka kontribusi dari transpirasi biasanya lebih besar daripada evaporasi.

 Seperti telah disebut di atas, vegetasi sangat berdampak pada besarnya evapotranspirasi. Tidak hanya jenis vegetasi, tetapi juga kerapatan, tahap pertumbuhan dan perkembangan juga mempengaruhi besar kecilnya evapotranspirasi. Tanaman yang masih kecil dan masih sedikit daunnya menyebabkan bagian evaporasi lebih besar daripada transpirasi, sebaliknya tanaman yang daunnya telah sempurna menutup tanah menyebabkan bagian transpirasi lebih besar daripada evaporasi.  Dalam dunia pertanian, besarnya evapotranspirasi ini sangat menentukan kebutuhan air tanaman. Makin besar evapotranspirasinya makin besar pula kebutuhan air tanaman. Jenis tanaman menentukan pada nilai koefisien tanamannya yang berdampak pada besarnya evapotranspirasi. Banyak metode digunakan untuk menghitung evapotranspirasi (rujukan) seperti misalnya Blaney-Criddle, Penmann, Penmann-Monteith dan lain-lain. FAO menyarankan penggunaan metode Penmann-Monteith untuk menghitung evapotranspirasi rujukan.

3.5. Kondensasi

            Kondensasi adalah proses pendinginan uap air (gas) sampai dia menjadi cair atau dapat diartikan sebagai proses perubahan dari uap air menjadi air cair. Proses ini merupakan proses yang berlawanan dari proses evaporasi. Saat udara naik maka dia akan mendingin dan air mengkondensasi membentuk perawanan bahkan hujan. Saat udara turun maka dia memanas dan proses kondensasi tidak terjadi. Kabut dan embun merupakan contoh proses kondensasi akibat pendinginan.

BAB IV

PERUBAHAN IKLIM

            Sering kali muncul pertanyaan : apakah perubahan iklim itu ? Jawabannya bisa sangat terbuka dan tidak perlu mendefinisikan secara eksak dan kaku. Salah satu definisi yang bisa kita katakan adalah berubahnya kondisi rata-rata cuaca di suatu daerah tertentu yang disebabkan oleh pengaruh temperatur atmosfer yang semakin meningkat. Menurut IPCC (Intergovermental Panel on Climate Change) perubahan iklim didefinisikan sebagai perubahan statistik parameter iklim baik secara alamiah maupun karena faktor aktivitas manusia (antropogenik). Perubahan statistik yang dimaksud adalah perubahan pada nilai rata-ratanya, perubahan variabilitasnya, atau kombinasi keduanya.  UNFCC (United Nation Framework on Climate Change) mendefinisikan perubahan iklim sebagai perubahan yang disebabkan hanya oleh aktivitas manusia.

            Perubahan iklim selalu dikaitkan dengan proses pemanasan global yang bisa dijelaskan dengan gambar 4.1 berikut ini :

Gambar 4.1  Proses pemanasan global

(http://static.ddmcdn.com/gif/global-warming-4.gif)

Radiasi matahari yang masuk ke dalam sistem atmosfer bumi mengalami proses-proses seperti yang dijelaskan pada bab 2. Neraca tersebut terganggu dengan meningkatnya gas rumah kaca di atmosfer seperti karbondioksida, metana, dinitrooksida, uap air dan lain-lain. Dengan meningkatnya gas rumah kaca tersebut maka radiasi gelombang panjang yang dipancarkan bumi hanya sebagian yang mampu menembus ke ruang angkasa, sebagian yang lain dipantulkan ke system atmosfer bumi. Akibatnya temperatur atmosfer bumi meningkat yang kemudian kita kenal sebagai pemanasan global.

            Efek rumah kaca sebenarnya menerapkan proses pemanasan yang terjadi secara alamiah. Karbon dioksida dan gas-gas rumah kaca yang lain selalu ada di atmosfer. Mereka membentuk efek pemanasan seperti yang terjadi pada rumah kaca untuk tanaman. Namun akibat peningkatan konsentrasi gas rumah kaca tersebut maka proses peningkatan pemanasan terjadi. Terjadi peningkatan konsentrasi gas rumah kaca yang sangat pesat setelah era tahun 2005. Konsentrasi CO₂ meningkat 35%, metana 142% dan dinitrooksida18%. Dalam kurun waktu tahun 1880 – 1980 (seratus tahun) CO₂, CH₄, CFC, N₂O, dan yang lain berturut-turut menyumbang 66%, 15%, 8%, 3% dan 8% terhadap pemanasan global. Sedangkan dalam kurun waktu 1980 – 2000 (20 tahun) kontribusi masing-masing gas rumah kaca tersebut berubah. CO₂, CH₄, CFC, N₂O dan gas-gas lain berturut-turut menyumbang 50%, 18%, 14%, 6% dan 12%.

            Peristiwa perubahan temperatur bisa pula dilihat dari perubahan konsentrasi CO₂ di atmosfer. Kalau kita lihat runtun waktu selama 160 ribu tahun antara pola temperatur dan pola konsentrasi CO₂ terlihat adanya korelasi keduanya yang cukup erat yang ditunjukkan adanya pola fluktuasi yang hampir serupa. Sedangkan dari simulasi komputer, semua model memproyeksikan peningkatan temperatur regional dan global meskipun upaya pengurangan emisi CO₂ sudah dilakukan.

4.1  Dampak Perubahan Iklim

            Setiap bidang kehidupan di bumi pasti akan terpapar oleh perubahan iklim. Ada dampak positif dan ada pula dampak negatifnya. Glasier di wilayah tropis berada di beberapa pegunungan di Asia, Afrika dan Amerika latin. Mereka sangat berguna untuk memenuhi kebutuhan air bagi orang-orang yang tinggal di bawahnya. Sebagai contoh lelehan dari glasier di pegunungan Himalaya menyumbang pada aliran sungai Gangga, Brahmaputra, Indus di India dan sistem sungai yang lain seperti dataran tinggi kaldera di Peru, salju yang terbentuk pada musim dingin akan meleleh pada musim panas dan menjadi sumber air bagi banyak sungai di Amerika latin. Selain itu glasier bertindak sebagai penyangga yang mengatur run off suplai air dari pegunungan ke dataran-dataran rendah selama bulan-bulan kering dan basah. Sehingga glasier di wilayah tropis merupakan alat penting dalam mengamankan produksi pangan. Glasier itu lebih sensitif terhadap perubahan iklim dari pada glasier di tempat lain. Beberapa dekade terakhir menunjukkan adanya kemunduran atau pengurangan area glasier di Himalaya dan daerah tropis yang lain sehingga berdampak pada ketersediaan air.

            Berbagai studi melaporkan adanya peningkatan kejadian malaria, cholera, dan banyak penyakit infeksi yang lain. Di belahan bumi utara terjadi peningkatan daya tahan beberapa hama serangga di musim dingin. Di Afrika dan Australia banyak kehilangan lahan basah dan rentan terhadap kekeringan. Peningkatan muka laut akibat peningkatan temperatur sampai 2 ⁰C menyebabkan habitat burung-burung pantai terancam, seperti yang terjadi di Amerika Serikat.

            Perubahan-perubahan iklim telah nampak berpengaruh pada sistem biologi. Perubahan iklim yang berlanjut dapat mengancam sejumlah besar sistem biologi. Contoh nyata spesies-spesies yang bisa terancam oleh perubahan iklim adalah burung-burung hutan di Tanzania, gorila gunung di Afrika, amfibi endemik hutan-hutan tropis, dan beruang di Andes.

Gambar 4.2 Dampak perubahan iklim pada sistem di bumi

(http://www.mindmapart.com/wp-content/uploads/2009/04/impacts-climate-change-mind-map-jane-genovese.jpg)

            Terumbu karang tak dapat diragukan lagi menyumbang keanekaragaman hayati pantai. Meskipun hanya mencakup kurang lebih 1% dari lautan dunia namun dia merupakan tempat tinggal bagi sepertiga spesies laut global. Selain itu ia melindungi pantai dari gempuran ombak dan abrasi. Jadi perikanan, turisme, infrastruktur, masyarakat dan kebudayaan bergantung kehidupan makhluk unik ini yang dipengaruhi oleh peningkatan temperatur, CO₂, dan muka laut. Banyak spesies pembangun terumbu karang ini telah hidup pada batas atas termalnya (batas atas suhunya). Perlu diketahui bahwa setiap makhluk hidup mempunyai jangkauan (range) temperatur tertentu untuk dia hidup dengan baik. Jika mereka terekspos oleh peningkatan temperatur 1 – 2 ⁰C saja, mereka akan stres dan mengalami pencucian (bleaching). Mortalitas 50 – 90% di karang-karang samudera Hindia berkaitan dengan temperatur permukaan laut yang naik 2 – 6 ⁰C yang dipicu oleh El Niño  selama 1997 – 1998 dan tahun-tahun El Niño yang lain.

            Saat ini ekosistem mangrov Australia mencakup 11.500 km² dan merupakan hutan mangrov terbesar di dunia. Sedangkan mangrov di Sunderban di Banglades dan India mencakup 6.000 km². Pada ekosistem mangrov ini, keanekaragaman hayati sangat tinggi dan mempengaruhi banyak hal. Ekosistem mangrov ini sangat rentan pada kenaikan muka laut akibat perubahan iklim. Kenaikan muka laut sebesar 45 cm akan menenggelamkan 75% Sunderban dan kenaikan 100 cm akan menenggelamkan seluruh Sunderban. Selama abad 20, 50 – 70% hutan mangrov Asia telah hilang karena ekstra eksploitasi dan digantikan oleh lahan pertanian.

            Bagi negara-negara kepulauan kecil, beberapa dampak dari kenaikan muka laut dan perubahan iklim adalah :

-        Peningkatan abrasi pantai

-        Perubahan volume dan kualitas air dengan meningkatnya intrusi air laut

-        Kerusakan terumbu karang  hasil kenaikan muka laut

-        Migrasi penduduk ke tempat lain yang disebabkan oleh tenggelamnya pulau yang mereka tempati selama ini secara permanen

-        Ketakstabilan sosial yang terkait dengan migrasi antar pulau karena masyarakat terkonsentrasi pada satu pulau tertentu.

Negara kepulauan kecil yang sangat rentan terhadap perubahan iklim tersebut antara lain adalah kepulauan Marshall, Kiribati, Tuvalu, Tonga, dan lain-lain di lautan Pasifik, Antigua dan Nevis di laut Karibia, dan Maladewa di Samudera Hindia.

Dampak dalam bidang kesehatan misalnya terlihat dari peningkatan kelembapan yang berpengaruh pada meluasnya penyebaran nyamuk penyebar malaria. Selain itu cuaca yang hangat akan meningkatkan penyebaran penyakit demam. Luas pemukiman bisa berkurang oleh kenaikan muka laut akibat perubahan iklim, seperti juga telah disebut secara eksplisit sebelumnya. Badai di daerah pantai yang mengancam ratusan juta penduduk juga makin sering terjadi.

Pada bidang pertanian dampak yang terjadi sangat kompleks dan bervariasi antara satu wilayah dengan wilayah lainnya. Diproyeksikan bahwa lahan pertanian akan makin bergeser ke arah utara, sedangkan wilayah-wilayah tropis banyak mengalami kerusakan. Peningkatan pemanasan beberapa derajat Celcius dan penurunan jumlah curah hujan akan banyak berdampak pada menurunnya produksi pertanian. Pada beberapa wilayah, berkurangnya wilayah dan produktivitas lahan akan memaksa para petani merambah wilayah-wilayah yang dilindungi seperti misalnya hutan-hutan di pegunungan. Wilayah sub Sahara Afrika sering dijadikan contoh betapa dahsyatnya dampak perubahan iklim. Wilayah tersebut merupakan wilayah dengan ketergantungan air untuk bidang pertanian sebesar 85%. Oleh karena perubahan iklim produksi pangan di wilayah tersebut bisa turun 8-16%. Ini tentu saja akan meningkatkan ketergantungan pangan pada wilayah-wilayah lain, malnutrisi dan sebagainya.

Cuaca ekstrim yang akhir-akhir ini makin sering terjadi dipercaya juga dipengaruhi oleh perubahan iklim. Salju yang menggila di benua Eropa atau di Amerika utara, salju yang turun di padang pasir di Timur tengah, hurricane dan topan yang makin sering terjadi dengan kekuatan yang besar menunjukkan hal ini. Bahkan beberapa waktu yang lalu, air terjun Niagara pun membeku, yang disinyalir juga merupakan dampak dari perubahan iklim. Banjir dan kekeringan di Asia dan Australia yang sangat merugikan berbagai sektor kehidupan juga dipandang dipengaruhi oleh perubahan iklim.

Puting beliung yang akhir-akhir ini melanda Indonesia khususnya pulau Jawa mengalami tren penguatan. Memang belum ada penelitian yang mengaitkan antara kejadian puting beliung dengan perubahan iklim, tapi karena puting beliung dimasukkan dalam kejadian cuaca ekstrim, mungkin ada kaitan atau korelasi di antara keduanya.

Dari uraian di atas sangat jelas kelihatan bahwa perubahan iklim lebih sering membawa dampak negatif daripada dampak positifnya, seperti juga ditunjukkan oleh gambar 4.2 di atas. Oleh sebab itu sudah sewajibnya bagi kita untuk turut serta mengerem laju perubahan iklim melalui berbagai kegiatan positif yang peduli pada lingkungan. Akhir-akhir ini banyak digelorakan kegiatan peduli lingkungan dari yang bersifat lokal sampai dengan berskala global dengan melakukan Reuse, Reduce, dan Recycle (3R).

4.2  Protokol Kyoto

            Persoalan lingkungan hidup sebenarnya sudah lama mendapatkan perhatian serius masyarakat dunia. Deklarasi Stokholn tahun 1972 menunjukkan hal tersebut meskipun hasilnya belum mampu mengerem laju perusakan lingkungan hidup. Laporan Brundtland tahun 1987 hasil dari komisi sedunia untuk lingkungan dan pembangunan tak berjalan dengan baik sehingga diperlukan komitmen baru. Pada tanggal 2 sampai 14 Juni 1992 dilaksanakan KTT (konferensi tingkat tinggi) bumi di Rio de Janeiro Brazil. KTT tersebut melahirkan sejumlah kesempatan, salah satunya tentang konvensi perubahan iklim.

            Konvensi tentang perubahan iklim mencantumkan gagasan dan program untuk menurunkan emisi gas rumah kaca secara internasional. Konvensi tersebut seharusnya berlaku secara efektif sejak 21 Maret 1994. Indonesia mensahkan UU No. 6 tahun 1994 untuk membuktikan komitmen tersebut. Namun demikian negara-negara industri atau penghasil gas rumah kaca yang besar mempunyai komitmen yang lemah dalam melaksanakan konvensi tersebut. Oleh karena itu dibentuklah COP (conference of parties) III di Kyoto pada Desember 1997. Pada pertemuan di Kyoto itulah dihasilkan Protokol Kyoto yang mengatur dan mengikat secara hukum untuk menurunkan emisi gas rumah kaca yang dilaksanakan secara individu atau bersama-sama. Emisi oleh negara maju harus diturunkan 5% di bawah emisi 1990 dalam periode 2008 – 2012 melalui mekanisme implementasi bersama, perdagangan karbon dan mekanisme pembangunan bersih (Clean Development Mechanism).

            Dengan demikian Protokol Kyoto merupakan tonggak baru yang merupakan kesepakatan atau persetujuan yang sah dimana negara-negara perindustrian akan mengurangi emisi gas rumah kaca secara kolektif sebesar 5,2% dibandingkan tahun 1990 atau 29% tahun 2010. Tujuannya adalah mengurangi rata-rata emisi enam gas rumah kaca yang dihitung sebagai rata-rata selama 5 tahun antara 2008 – 2012. Target nasional yang disepakati adalah negara UEA menurunkan 6% emisi, AS menurunkan 7%, Jepang 6%, Rusia 0%, Australia bisa menambah 8% dan Islandia bisa menambah 10%.

            Sikap yang tidak sewajarnya ditunjukkan oleh Amerika Serikat yang menyumbang 25% emisi total dunia yang menolak protokol Kyoto dengan alasan tidak adanya kewajiban yang mengharuskan 80% penduduk dunia di negara berkembang untuk menaati kesepakatan dalam Protokol Kyoto. AS juga menyangsikan sempurnanya ilmu pengetahuan mengenai pemanasan bumi dan solusinya sehingga diusulkan adanya perdagangan karbon. Prinsip perdagangan karbon adalah industri di negara maju dapat membuang sebanyak-banyaknya karbon ke udara asalkan membayar kepada negara yang masih mempunyai hutan sebagai penyerap karbon.

4.3  Efek positif perubahan iklim pada pertanian

            Peningkatan temperatur, kebasahan dan penyebaran hama dan penyakit berdampak negatif pada menurunnya produktivitas pertanian. Namun demikian dengan adanya peningkatan konsentrasi CO₂ di atmosfer bisa berdampak positif pada peningkatan produktivitas pertanian. Ini karena terjadi peningkatan laju pertumbuhan dan berkurangnya laju transpirasi tanaman. Pada kondisi tingkat CO₂ yang tinggi, tanaman-tanaman budidaya akan lebih efisien penggunaan airnya.

            Peningkatan temperatur bisa pula berdampak positif pada memanjangnya musim tumbuh dan berkurangnya periode untuk pemasakan (mature) tanaman. Ini tidak hanya terjadi pada wilayah-wilayah dataran tinggi tetapi juga untuk wilayah-wilayah lintang tinggi. Meskipun demikian, faktor tanah juga turut membatasi produksi. Tidak setiap potensi di atas bisa direalisasikan tanpa memperhatikan faktor tanah. Faktor hujan yang lebih tinggi bisa memungkinkan produksi pangan yang lebih tinggi dan memberikan lebih banyak air untuk irigasi.

BAB V

EL NINO, LA NINA, MONSOON DAN DIPOLE MODE

5.1 El Nino dan La Nina

            Seringkali kita mendengar dari televisi, radio atau membaca dari media massa yang lain termasuk dari media sosial tentang El Nino dan La Nina. Kedua fenomena ini menjadi pembicaraan masyarakat awam sejak beberapa dekade terakhir akibat sering disebut dan diwartakan setiap ada kejadian bencana kekeringan dan banjir.

            Sebelum menjelaskan lebih lanjut kedua fenomena tersebut, ada baiknya kita ketahui dulu apa itu El Nino dan La Nina. El Nino adalah anomali memanasnya temperatur permukaan laut di lautan Pasifik ekuator bagian tengah dan timur yang berdampak pada cuaca dan iklim global. Sedangkan La Nina adalah kebalikan dari El Nino yakni anomali mendinginnya temperatur permukaan laut di Samudera Pasifik ekuator. Keduanya dikatakan anomali karena memang merupakan penyimpangan dari kondisi normal. Kalau kita melihat temperatur permukaan laut pada saat normal, El Nino dan La Nina, kemungkinan kita tidak dapat membedakan dengan jelas ketiga kondisi tersebut. Tetapi bila kita melihat anomalinya maka akan terlihat jelas perbedaannya. Pada saat El Nino, lidah kolam panas akan menjulur dari Pasifik ekuator timur sampai bagian baratnya. Kebalikannya saat La Nina, yang menjulur adalah lidah dinginnya. Dengan demikian jelas bahwa El Nino dan La Nina merupakan fenomena laut, namun karena keduanya merupakan peristiwa kopel laut dan udara maka peristiwa yang terjadi di laut tersebut membawa dampak pada kondisi atmosfer di atasnya. Dampaknya tidak hanya dirasakan dalam jarak pendek tetapi juga jarak jauh (telekoneksi). Peristiwa di lautan Pasifik tersebut bisa dirasakan di Indonesia atau bahkan di benua Afrika.

            Pada awalnya sebenarnya kejadian El Nino (anak Tuhan, dalam bahasa Spanyol) hanya dipandang sebagai peristiwa lokal di Peru saja. Pada bulan Desember menjelang natal antara pelabuhan Paita dan Pacasmayo terjadi arus hangat ke arah selatan yang terjadi tidak biasanya. Arus tersebut membawa dampak yang tidak baik di antara kedua pelabuhan tersebut. Seandainya Dr. Luiz Caranza tahun 1891 tidak menuliskan peristiwa tersebut pada buletin masyarakat Geografi Lima maka mungkin peristiwa tersebut tidak akan mendapatkan perhatian banyak orang termasuk para peneliti. Butuh waktu puluhan tahun untuk menyadari bahwa peristiwa ini bukan bersifat lokal di Peru saja. Baru pada tahun 1960-an para ahli oseanografi menyadari bahwa air hangat yang tidak biasanya tersebut merupakan peristiwa yang meluas ribuan kilometer dari lepas pantai Peru. Berbagai penelitian dilakukan sejak saat itu. Hasilnya bisa dilihat sekarang. Fenomena tersebut makin kita ketahui perilakunya namun sampai sekarang belum diketahui mengapa terjadi pemanasan tersebut. Selalu dilakukan upaya untuk memprediksi kejadian El Nino pada suatu tahun dengan mengamati misalnya anomali temperatur permukaan laut Pasifik ekuator. Upaya ini kadang berhasil tapi lebih banyak gagalnya. Kita bisa membangun model yang bagus untuk kasus El Nino tahun tertentu namun tidak akan baik untuk memprediksi kejadian El Nino yang lain. Mengapa ? Ini disebabkan oleh unikmya setiap peristiwa El Nino.

Gambar 5.1 Kondisi selama La Nina, normal dan El Nino

(http://www.pmel.noaa.gov/tao/proj_over/diagrams/gif/nina_normal_nino.gif)

            El Nino (disebut juga anak laki-laki dalam bahasa Spanyol) bisa terjadi setiap 2 – 7 tahun. Dengan demikian El Nino tidak mempunyai periode yang tetap. Dia bisa berlangsung selama 12 sampai 18 bulan. Bicara tentang El Nino, tidak akan lepas dari osilasi selatan. Pada tahun 1923, Walker, seorang Dirjen Pengamatan di India tahun 1904, mengamati adanya fenomena yang kemudian orang sebut osilasi selatan. Bila tekanan tinggi terjadi di lautan Pasifik maka tekanan rendah akan cenderung terjadi di lautan Hindia dari Afrika sampai Australia. Tulisan-tulisan yang dipublikasikan antara tahun 1923 dan 1937 menyatakan bahwa osilasi selatan berkembang dan berdampak pada perubahan pola curah hujan dan medan angin di lautan Pasifik dan Hindia tropis dan pada fluktuasi temperatur di Afrika tenggara, Kanada barat, dan tenggara AS. Para peneliti memperkenalkan istilah ENSO (El Nino and Southern Oscillation) untuk menggambarkan eratnya hubungan antara kedua fenomena tersebut. Fase atau periode panas sering digunakan untuk menyatakan El Nino dan fase atau periode dingin untuk La Nina.

            Telah disebut di atas pengaruh dari El Nino yang bisa terjadi dalam jarak pendek maupun jauh. Pada saat BBU musim dingin peristiwa El Nino membawa dampak basah dan hangat Pasifik ekuator bagian tengah dan kekeringan untuk sebagian besar Indonesia. Pada pantai timur benua Afrika ekuator El Nino membawa dampak basah. Sedangka La Nina membawa dampak meningkatnya kebasahan di wilayah Indonesia, kering dan sejuk di Pasifik ekuator bagian tengah dan kering di dekat pantai timur ekuator Afrika. Sedangkan ketika BBU musim panas, dampak El Nino relatif sama seperti saat musim dingin. Justru pada kejadian La Nina relatif banyak yang berbeda. Wilayah Indonesia misalnya, mengalami gado-gado basah dan dingin. Di pantai barat Amerika latin sebelah selatan ekuator sejuk, sedangkan pantai timur Argentina kering. Peristiwa di atas sebenarnya bisa dengan cukup mudah dipahami jika kita memahami sirkulasi Walker, sirkulasi meridional, dan hukum-hukum fisika proses fisis di atmosfer dan laut. Pemahaman tentang sirkulasi umum atmosfer mutlak untuk dipahami.

            Ada banyak pelajaran yang bisa kita petik dari kejadian El Nino dan La Nina. Kita bisa memahami hubungan antara El Nino – La Nina dengan iklim lokal. Dari informasi empiris atau historis kita bisa merencanakan ke depan. Kita bisa membuat ramalan yang informatif dan bisa digunakan. Agar dampak buruk mereka dapat kita minimalisir, kemampuan meramal kita ditantang. Manajemen bencana juga turut meningkat belajar dari peristiwa-peristiwa sebelumnya. Tak kalah pentingnya adalah diseminasi informasi kepada publik agar kesadaran mereka akan bencana alam meningkat.

5.2  Monsoon

            Kalau sirkulasi umum disebabkan oleh gerak rotasi bumi yang berbentuk serupa bola pada sumbunya maka monsoon lebih disebabkan oleh perbedaan pemanasan antara daratan dan lautan yang berubah secara musiman. Wilayah monsoon secara kasar mencakup seperempat permukaan bumi. Pada sistem ini angin dan presipitasi mengalami perubahan dimana pada saat musim panas hujan sedangkan saat musim dingin kering. Selama hampir 5000 tahun sistem monsoon sukses dalam mendukung keberhasilan pertanian. Monsoon merupakan host bagi 65% penduduk dunia. Terjadinya variabilitas antar tahunan bisa berdampak bencana bagi sebagian wilayah.

            Terdapat tiga sistem monsun utama yakni monsun Asia – Australia, Afrika, dan Amerika. Setiap sistem monsun tersebut mempunyai karakteristik tersendiri dan perbedaan ketiganya dicirikan oleh musim panas hujan dan pembalikan angin musiman.

            Menurut Khromov, daerah monsun adalah daerah tempat angin dominan berbalik arah paling sedikit 120⁰ antara bulan Januari dan Juli. Kenapa dipertentangkan antara bulan Januari dan Juli ? Hal ini tidak lain karena pada kedua bulan tersebut fakta menunjukkan bahwa angin berbalik arah. Bulan Januari merupakan saat maksimum musim dingin di BBU sedangkan Juli adalah saat maksimum musim panas di BBU.

Gambar 5.2 Sebaran daerah monsoon menurut pandangan klasik

(http://blog.globe.gov/sciblog/wp-content/uploads/2011/12/Fig3.jpg)

            Indonesia yang merupakan bagian dari sistem monsoon Asia – Australia mempunyai karakteristik monsoon yang luar biasa indahnya. Pada saat BBU musim dingin, massa udara dari dataran tinggi Tibet menuju ke arah tenggara ke benua Australia yang ketika berada di atas laut China selatan berubah arahnya menjadi angin pasat timur laut. Indonesia bagian utara mendapatkan massa uap air yang cukup banyak karena angin tersebut melewati laut dalam waktu yang lama; dengan demikian perawanan juga banyak. Ketika melewati ekuator angin ini akan dibelokkan oleh gaya Coriolis menjadi angin barat laut. Pada saat berada di atas Indonesia bagian selatan angin inipun masih banyak mengandung uap air sehingga perawanan dan hujan juga banyak terjadi. Pada saat BBU musim dingin inilah Indonesia mengalami musim hujan, khususnya pada bulan-bulan Desember, Januari dan Februari.

            Ketika BBS mengalami musim dingin, pola yang sebaliknya terjadi. Angin bertiup dari daerah tekanan tinggi di Australia menuju ke arah benua Asia yang bertekanan rendah. Angin tenggara tersebut sedikit membawa uap air ketika melewati Indonesia sehingga hanya sedikit perawanan yang terbentuk. Akibatnya di sebagian besar wilayah Indonesia yang bertipe monsoon mengalami musim kemarau. Ini terjadi pada bulan-bulan Juni, Juli dan Agustus.

            Selain musim hujan dan kemarau di atas, kita kenal pula 2 musim peralihan yakni peralihan I dan II. Peralihan pertama terjadi pada Maret – April – Mei sedangkan peralihan kedua terjadi pada September – Oktober – November. Musim peralihan pertama terjadi ketika monsoon musim dingin di BBU digantikan oleh monsoon musim panas, sedangkan kondisi peralihan kedua terjadi hal yang sebaliknya.

5.3  Dipole Mode

Indian Ocean Dipole Mode (IODM) atau Dipole Mode (DM) adalah peristiwa dua kutub temperatur permukaan laut yang terjadi di Samudra Hindia ekuator sebelah timur di barat Sumatra dan Samudra Hindia ekuator bagian barat sebelah timur benua Afrika. Dua kutub tersebut merupakan kutub-kutub temperatur permukaan laut yang berlawanan; bila di Samudra Hindia ekuator bagian timur di atas normalnya maka di Samudra Hindia ekuator bagian barat di bawah normalnya. Dipole Mode positif berarti temperatur permukaan laut di Samudra Hindia sebelah timur lebih rendah daripada rata-rata normalnya sedangkan temperatur permukaan laut di Samudra Hindia ekuator bagian barat lebih tinggi.

Gambar 5.3 Dipole Mode positif dan negatif, sebaran temperatur permukaan lautnya dan perawanannya (http://www.jamstec.go.jp/frsgc/research/d1/iod/rao_cloud_p.jpg)

Seperti halnya El Nino dan Osilasi Selatan yang mempunyai indeks, Dipole Mode pun mempunyai indeks yang disebut Indeks Dipole Mode. Ia didefinisikan sebagai selisih anomali temperatur permukaan laut di lintang 10^o LS sampai 0^o LU/LS 90-110^o BT (samudra Hindia bagian timur) dan 10^oLS sampai 10^oLU 50-70 BT (samudra Hindia bagian barat. Bila IDM tersebut bernilai lebih dari 0,35 maka disebut sebagai IDM positif sedangkan bila bernilai kurang dari -0,35 maka digolongkan sebagai IDM negatif. Kedua jenis kutub ini turut berpengaruh pada distribusi curah hujan di sekitar samudra Hindia bahkan juga mempunyai efek telekoneksi. IDM positif membawa pengaruh pada penurunan curah hujan di Sumatra khususnya dan Indonesia bagian barat, sedangkan IDM negarif membawa peningkatan curah hujan di Sumatra dan Indonesia bagian barat.

Kombinasi antara El Nino dan La Nina dengan IDM positif dan negatif sangatlah unik. Bila terjadi IDM positif yang disertai dengan El Nino maka akan berdampak pada penurunan curah hujan yang cukup signifikan di wilayah Sumatra dan sekitarnya. Sedangkan bila terjadi La Nina yang disertai dengan IDM negarif maka berdampak pada peningkatan curah hujan di Sumatra dan sekitarnya. Macam DM positif dan negatif dapat dilihat pada gambar 5.3 di atas.

Daftar Pustaka

Prawirowardoyo, Susilo, 1996. Meteorologi, Penerbit ITB, Bandung

Philander, SG, 1990. El Nino, La Nina and the Southern Oscillation. Academik Press. San Diego.

Wiratmo, Joko. 2013. Materi diklatnas Geografi, Bandung

Neiburger, M. JG Edinger. WD Banner. 1995. Memahami lingkungan atmosfer kita terjemahan oleh Ardina Purbo. Penerbit ITB, Bandung.

Ahren, D. _____ Essentials of meteorology : An invitation to the Atmosphere 3^rd ed _______

Smith, JB et al. Vulnerability to climate change and reasons for concern : A synthesis _____

Aydinalp, C and MS Cresser. 2008. The effects of global climate change on agriculture. Amerika – Eurasian J. Agrie & Environ. Sci, 3(5) : 672 – 676.

Hegard, GC and FW Zwiers ____ Understanding and atributing climate change.

Henderson-Sellers, A and PJ Robinson. 1986. Contemporary Climatology. Longman Group UK Limited. Harlow

Djokowiratmo.blogspot.com, diakses 17 Januari 2014.

Shelton, ML. 2009.  Hydroclimatology: Perspectives and applications. Cambridge University Press. Cambridge

http://www.sahfos.ac.uk/climate%20encyclopaedia/images/climatesystem.jpg, diakses 2 Januari 2014

http://blogs.ei.columbia.edu/wp-content/uploads/2010/04/wally-ocean-conveyor-no-credit.jpg, diakses 2 Januari 2014

http://www.learner.org/courses/envsci/visual/img_lrg/atmospheric_circulation.jpg, diakses 4 Januari 2014

http://www.skepticalscience.com//pics/jetstream-2.jpg, diakses 5 Januari 2014

http://www.earthonlinemedia.com/ebooks/tpe_3e/energy/solar_radiation_spectrum.gif, diakses 8 Januari 2014

http://www.harpercollege.edu/mhealy/geogres/maps/worldgif/wwclimh.gif, diakses 10 Januari 2014

http://www.cgd.ucar.edu/cas/Topics/hydro.colB.png, diakses 14 Januari 2014

http://static.ddmcdn.com/gif/global-warming-4.gif, diakses 16 Januari 2014

http://www.mindmapart.com/wp-content/uploads/2009/04/impacts-climate-change-mind-map-jane-genovese.jpg, diakses 19 Januari 2014

http://www.pmel.noaa.gov/tao/proj_over/diagrams/gif/nina_normal_nino.gif, diakses 21 Januari 2014

http://blog.globe.gov/sciblog/wp-content/uploads/2011/12/Fig3.jpg, diakses 23 Januari 2014

http://www.jamstec.go.jp/frsgc/research/d1/iod/rao_cloud_p.jpg, diakses 23 Januari 2014

http://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/7/77/Biomes.jpg, diakses 13 Maret 2014

https://www.e-education.psu.edu/meteo469/?q=book/export/html/111, diakses 18 Maret 2014