Massa Udara dan Dinamika di Atmosfer

Massa Udara dan Dinamika di Atmosfer

Massa Udara

Massa udara adalah badan udara yang besar dan homogen secara horisontal. Massa udara dapat mencakup ribuan km persegi dan setinggi ribuan meter. Massa udara biasanya ditandai dengan suhu dan kelembapan yang seragam.

Jenis-jenis Massa Udara

Sifat suatu massa udara diperoleh dari area tempatnya berasal yang disebut sumber massa udara. Oleh karena itu, klasifikasi massa udara dibedakan dengan memperhitungkan karakteristik sumbernya. Massa udara yang didahului dengan kode ‘c’ adalah massa udara yang bersumber dari continent (daratan luas). Kebalikannya kode ‘m’ digunakan sebagai klasifikasi massa udara yang berasal dari area lautan luas. Setelah dua kode tersebut, ditambahkan empat kode lainnya dengan huruf kapital yaitu ‘P’, ‘T’, ‘E’, dan ‘A’ yang menyatakan Polar, Tropics, Equatorial, dan Arctic/Antartic secara berurutan.

Massa udara ‘c’ adalah massa udara yang memiliki kelembapan rendah karena berasal dari daratan yang jumlah penguapannya jauh lebih rendah dibandingkan laut. Pengaruh massa udara ini adalah tingkat presipitasi rendah. Sebaliknya, massa udara ‘m’ menunjukkan tingginya kelembapan dan tingginya peluang terjadinya presipitasi. Massa udara di sekitar garis equator dilambangkan debagai massa udara “E” yang menunjukkan suhu panas. Selanjutnya, massa udara ‘T’ juga menunjukkan suhu udara panas namun tidak sepanas ‘E’. Di lain pihak, lambang ‘A’ menunjukkan massa udara ekstrim dingin yang hanya bisa dihasilkan oleh laut arctic atau daratan Antartika. Terakhir, kode ‘P’ menunjukkan massa udara dingin namun tidak sedingin ‘A’.

Nah, jika ada massa udara yang berasal dari lautan di dekat ekuator, massa udara ini akan disebut sebagai massa udara mE (maritime equatorial), menandakan kelembapan tinggi dan suhu panas. Gabungan kode dua hurup kecil (c dan m) dan empat huruf kapital (P, T, E, A) memberikan petunjuk terhadap asal massa udara tersebut, sifat-sifatnya serta dampak meteorologis yang ditimbulkan. Untuk memudahkan kita bisa lihat tabel di bawah ini:

Massa udaraSifat massa udaraDampak meteorologis
cAdingin dan keringmusim dingin ekstrim
cPdingin dan keringmusim dingin kering
cTpanas dan keringkemarau
mPdingin dan basahpresipitasi dan udara dingin
mTpanas dan basahhujan-hujan tropis
mEpanas dan basahlebih banyak hujan tropis
Massa udara dan sifat-sifatnya

Massa Udara di Dunia

massa udara di dunia
Massa udara di dunia

Sebaran massa udara dapat dilihat pada gambar di atas. Daerah-daerah di dekat wilayah kutub banyak dipengaruhi oleh massa udara cP dan cA. Jika dekat dengan wilayah perairan, massa udara mP juga ikut mempengaruhi. Untuk wilayah lintang menengah, massa udara dari tropis dan dari kutub saling mempengaruhi. Hal ini karena wilayah tersebut dikelilingi oleh massa udara mP, cP, cT, dan mT. Wilayah ekuator sangat dipengaruhi oleh massa udara panas baik yang basah maupun kering (mT, mE, dan cT).

Dalam analisis meteorologi maupun klimatologi, kondisi massa udara perlu diperhitungkan karena mempengaruhi langsung kondisi atmosfer wilayah yang dilewatinya. Jika digabungkan dengan dinamika atmosfer, kondisi cuaca dapat diprediksi.

Massa Udara yang Mempengaruhi Indonesia

Indonesia dipengaruhi oleh tiga massa udara yang berbeda yaitu: cT, mT, dan mE. Massa udara mE dan mT banyak memberikan pengaruh terhadap tingginya curah hujan Indonesia. Perlu diingat bahwa tidak semua wilayah Indonesia adalah wilayah monsun, salah satunya wilayah yang sangat dekat dengan Ekuator. Di sini, massa udara cT tidak memberi banyak pengaruh sehingga hujan turun sepanjang tahun. Untuk wilayah monsun, massa udara cT dan mT memberi pengaruh bergantian tergantung arah angin musiman.

Pergerakan Udara (Angin)

Pergerakan udara di atmosfer adalah faktor penting untuk memindahkan uap air, membawa energi, pengangkatan udara, dan lain sebagainya. Untuk mengetahui pergerakan udara di atmosfer, ada beberapa hal utama yang perlu dipahami: gaya-gaya yang berpengaruh, sirkulasi yang terjadi, pengangkatan udara, dan skala dimana sebuah fenomena cuaca dan iklim terjadi.

Gaya-gaya yang Mempengaruhi gerak atmosfer Horisontal

Gerak udara dipengaruhi oleh hukum-hukum fisika terutama hukum fisika tentang gerak dan fluida. Ketika udara dapat bergerak dari kondisi awal diam, pasti ada gaya yang mendorong terjadinya hal tersebut. Sejumlah gaya tersebut akan menghasilkan percepatan yang mengubah kondisi udara dari diam menjadi bergerak. Beberapa gaya-gaya tersebut antara lain: Gaya gradien tekanan, efek koriolis, gaya gesekan, dan gaya rotasi.

Gaya Gradien Tekanan

Pemanasan permukaan bumi tidaklah merata. Hal ini dijelaskan lebih detail pada artikel Kesetimbangan Energi di Bumi. Perbedaan pemanasan menyebabkan terjadinya perbedaan tekanan. Hal ini karena wilayah yang lebih panas cenderung bertekanan lebih rendah daripada sekitarnya. Begitu pula jika suatu tempat lebih dingin, tekanannya lebih besar dibandingkan sekitarnya. Hal ini berlaku untuk beda tekanan pada lapisan atmosfer yang sama.

Gambar Gaya Gradien Tekanan
Contoh gaya gradien tekanan

Gaya gradien tekanan menggerakkan angin dari tekanan lebih tinggi ke tekanan lebih rendah. Dari peta di atas, kita bisa melihat adanya gaya gradien tekanan dari Australia ke Indonesia dan dari laut Pasifik ke Indonesia. Hal ini karena tekanan di selatan Australia dan Laut Pasifik lebih tinggi lebih tinggi dibanding area ekuator. Oleh karena itu, arah Gaya gradien tekanan seperti yang terlihat di gambar.

Arah gaya gradien tekanan selalu tegak lurus dengan garis isobar. Semakin rapat isobarnya, semakin besar gaya gradien tekanan yang terjadi. Hal ini ibarat air yang mengalir dari tempat tinggi ke tempat yang lebih rendah. Jika kemiringannya tajam, maka akan mengalir lebih cepat, jika tidak terlalu miring maka akan mengalir lebih lambat. Dari sini dirumuskan besar gaya gradien tekanan sebagai berikut:

 PGF = \frac{1}{\rho }\frac{\Delta P}{\Delta s}

Dimana PGF (Pressure Gradien Force) adalah gaya gradien tekanan, rho adalah massa jenis atmosfer, delta P adalah beda tekanan, dan delta s adalah beda jarak. Persamaan ini terlihat simple jika digunakan untuk gerak satu dimensi saja. Untuk angin horisontal, PGF biasanya dihitung apada arah lintang dan bujur sehingga di meteorologi rumusnya biasanya sebagai berikut:

 PGF = \frac{1}{\rho }\nabla P

Dimana nabla menunjukkan gradien tekanan untuk dua dimensi horisontal.

Efek Koriolis

Efek koriolis diakibatkan oleh rotasi bumi yang menyebabkan suatu bernda yang bergerak di atmosfer disimpangkan sehingga arah geraknya tidak lurus seperti semula. Penyebab kejadian ini adalah kecepatan tangensial bumi yang berbeda terganting dari lintang dimana kita berada. Di ekuator kecepatan tangensial bumi cukup tinggi sedangkan di daerah kutub sangat rendah (mendekati nol).

earth-rotate-coriolis effect scijlnks.gov
sumber: scijlnks.gov

Hal ini menyebabkan semua benda-benda di atmosfer, termasuk atmosfer itu sendiri akan mengalami penyimpangan gerakan. Karena sebenarnya hanya membelokkan arah angin tanpa benar-benar mengubah kecepatannya, efek koriolis dianggap sebagai gaya fiktif. Efek utama gaya koriolis ini adalah pembelokan angin. Angin di atmosfer tidak lagi searah dengan gaya gradien tekanan, melainkan miring. Di Belahan Bumi Utara (BBU) angin akan disimpangkan ke kanan sedangkan di Belahan Bumi Selatan (BBS) angin akan disimpangkan ke kiri.

Efek koriolis di atmosfer

Efek koriolis ini juga yang menyebabkan berbagai sirkulasi atmosfer skala luas. Angin cenderung bergerak dengan litasan melingkar sehingga menghasilkan fenomena-fenomena cuaca tertentu. Efek koriolis akan lebih besar jika lintang tempat kita berada lebih besar (mendekati kutub). Di Ekuator sendiri efek ini nol. Efek ini juga dipengaruhi oleh kecepatan angin. makin tinggi kecepatannya, belokannya juga semakin besar. Adapun rumus efek koriolis adalah:

COR = 2\Omega sin \psi .v

Dimana COR adalah efek koriolis, v adalah kecepatan angin, psi adalah lintang. 2 omega sin psi juga disebut sebagai parameter koriolis f.

Gaya Gesekan

Gesekan terjadi pada permukaan yang kasar (tidak licin sempurna). Jika kita lihat dari skala atmosfer, gesekan ini banyak berasal dari muka permukaan seperti topografi dan bangunan. Yang dilakukan gesekan adalah mengurangi gaya-gaya lain yang sedang bekerja pada suatu objek. Gaya-gaya yang dikurangi ini ditransfer dalam bentuk bunyi, vibrasi atau transfer energi. Karena gesekan mengurangi kekuatan gaya lainnya, gesekan yang lebih besar akan menghasilkan angin yang lebih lambat. Inilah yang menyebabkan angin permukaan lebih lambat dibandingkan angin di lapisan atas yang bebas hambatan.

Gaya Sentrifugal

Gaya ini muncul ketika terjadi gerak berputar. Gaya sentrifugal adalah tendensi sebuah objek untuk mempertahankan arah geraknya dan melawan perubahan arah. Arah gaya menjauh dari pusat rotasi sesuai dengan besar kecepatan angin dan radius rotasinya.

Gaya-gaya yang Mempengaruhi gerak atmosfer vertikal

Untuk arah vertikal, kita masih akan menemui gaya gradien tekanan (PGF), gesekan, dan rotasi. Satu gaya lagi yang sangat penting untuk arah vertikal adalah gaya gravitasi. Gaya ini yang menyebabkan atmosfer tidak meninggalkan bumi serta membawa arah gerak ke bawah.

Sirkulasi-sirkulasi Atmosfer

Atmosfer menghasilkan berbagai fenomena terkait cuaca dan iklim. Untuk mempermudah analisis, fenomena-fenomena meteorologis dibagi dalam berbagai skala gerak atau skala meteorologi. Skala gerak atmosfer sempat disinggung dalam analisis jam-jam kejadian hujan Indonesia, terdiri dari skala global, skala regional/synoptik, skala meso/lokal, dan skala mikro. Untuk merefresh ingatan kita, cek gambar di bawah ini.

space_time_scale
sumber: ucar

Dari gambar, kita bisa lihat bahwa variasi iklim, ENSO (El Nino Southern Oscillation), siklus musiman, MJO, dan gelombang-gelombang planetari berada pada skala global. Berikutnya, siklon tropis, front, dan kluster awan berada pada skala sinoptik. Fenomena thunderstorm dan tornado berada pada skala meso, terakhir turbulen berada pada skala mikro.

Sirkulasi juga dianalisis berdasarkan skalanya. Di sini kita akan membahas sirkulasi global, regional, dan lokal. Luas dan periode waktu terjadinya sirkulasi berbeda sesuai dengan jenis sirkulasi yang terjadi. Sirkulasi skala mikro seperti turbulensi mikro hanya memiliki luasan beberapa cm – meter. Berlawanan dengan itu, skala global terjadi secara meluas di seluruh permukaan Bumi.

Sirkulasi terjadi sebagai dampak hukum ke dua thermodinamika. Salah satu bentuk hukum ini menyatakan bahwa energi bergerak dari area dengan konsentrasi lebih tinggi menuju area yang berkonsentrasi lebih rendah. Energi tinggi di atmosfer ditandai dengan suhu lebih tinggi sebaliknya energi lebih rendah ditandai dengan suhu lebih rendah. Secara global, kita bisa melihat perbedaan mencolok antara tropis dan kutub, secara regional, perbedaan pemanasan di suatu benua pada musim yang berbeda mungkin akan lebih dominan. Untuk skala lokal, siklus harian (diurnal) di suatu lokal tertentu mungkin lebih diperhitungkan.

Sirkulasi Global

Sirkulasi global adalah sirkulasi terbesar yang melibatkan seluruh dunia. Untuk memahami sirkulasi ini perlu mengingat prinsip-prinsip yang mempengaruhi kesetimbangan energi di Bumi, contohnya lintang, beda sifat permukaan Bumi, dll. Lebih jelas tentang ini ada pada artikel tentang radiasi matahari serta artikel berikutnya tentang kesetimbangan energi Bumi.

Sirkulasi dari Bumi yang tidak berputar (Siklus sel tunggal)

Sirkulasi global yang terjadi di Bumi melibatkan berbagai faktor yang menambah kerumitannya. Oleh karena itu, untuk memahami lebih dalam, kita kupas sirkulasi ini satu per satu mulai dari faktor yang paling sederhana. Yang pertama adalah sirkulasi yang terjadi ketika Bumi tidak berotasi dengan demikian efek koriolis tidak akan mempengaruhi arah gerak srkulasi.

Pada tahun 1735, seorang ilmuan Inggris bernama Sir George Hadley pertama kali menggambarkan sirkulasi atmosfer umum. Model yang dibuat sangat sederhana namun erat kaitannya dengan konveksi yang terjadi. Ketika udara memanas, udara akan menjadi lebih ringan dan terangkat dengan mudah oleh gaya apung. Ini adalah proses yang biasa terjadi di daerah tropis. Dengan adanya pemanasan yang intensif di wilayah tropis dibanding wilayah lainnya, tropis menjadi pusat tekanan rendah. Wilayah lintang tinggi (kedua kutub)yang tidak cukup mendapatkan energi akan lebih dingin. Udara di area ini akan lebih berat dan tekanannya menjadi lebih tinggi.

Dengan ini, sirkulasi akan terjadi. Perbedaan tekanan akan menghasilkan angin permukaan yang bergerak dari kutub menuju tropis. Panas dan gaya apung akibat ringannya udara akan mengangkat udara di permukaan wilayah tropis ke atmosfer lapisan atas melalui proses konveksi. Di lapisan udara atas, gerak yang berlawanan dengan gerak udara di permukaan terjadi. Angin di lapisan udara atas berhembus dari tropis menuju kutub. Proses ini menghasilkan dua sirkulasi tertutup, sirkulasi di Belahan Bumi Utara (BBU-tropis) dan sirkulasi di belahan bumi selatan (BBS-tropis).

Ketika angin bergerak dari kutub menuju tropis, harus ada udara yang bergerak dari atas ke permukaan untuk mengisi kekosongan akibat berpindahnya udara tersebut. Pusat tekanan tinggi dalam berbagai skala akan mengalami hal ini. Pertama adalah udara turun yang menyebabkan cuaca kering. Kedua, divergensi (sebaran) permukaan karena menjadi sumber angin. Sebaliknya, pusat tekanan rendah (tropis akan mengalami konvergensi (kumpulan udara masuk) dan gerak udara naik yang menghasilkan pembentukan awan-awan konvektif.

Sirkulasi satu sel
Sirkulasi satu sel model Hadley [2]

Sayangnya, model yang dibuat Hadley ini tidak sesuai dengan hasil observasi di lapangan. Ada dua hal yang menjadi permasalahan:

  1. Tidak ada efek koriolis. Dengan kata lain model Hadley hanya terjadi jika Bumi tidak berotasi.
  2. Permukaan bumi seragam (laut sepenuhnya atau seragam). Beda sifat permukaan antara darat dan lautan banyak berkontribusi terhadap gerak regional dan lokal di suatu wilayah.

Sirkulasi Umum Ideal Pada Planet Berotasi (Siklus tiga sel)

Sebenarnya postulat umum Hadley memiliki nilai kebenaran dimana ekuator menerima banyak energi dan karena ini menjadi pusat tekanan rendah (terjadi konvergensi dan banyak konveksi). Kebenaran yang lain adalah polar yang cenderung menjadi pusat tekanan tinggi dengan udara yang cenderung bergerak turun. Udara di lapisan atas ekuator bergerak menuju kutub, namun, tidak seperti yang dikira oleh Hadley, pergerakan udara ini tidak mencapai kutub namun turun di lintang 300. Meskipun demikian, sebagian kecil udara atas tetap ditransport menuju kutub.

Garis lintang 300 sering disebut dengan lintang kuda (horse latitude). Angin permukaan di wilayah ini tenang sehingga menyulitkan kapal-kapal yang mengandalkan tenaga angin untuk berlayar. Jaman dulu, para pelaut terpaksa harus membuang kuda-kudanya di wilayah ini untuk mengurangi beban kapal. Udara lapisan atas yang bergerak dari tropis, mendingin dan bergerak turun di wilayah ini, membuat area ini menjadi pusat tekanan tinggi. Sekarang area ini dikenal sebagai subtropical high yang ditandai dengan terbentuknya banyak sirkulasi antisiklon (pusat tekanan tinggi) dan gurun-gurun besar dunia.

Perlu diingat bahwa hanya udara naik yang mampu membawa uap air ke lapisan atas atmosfer dan memungkinkan terjadinya hujan. Area dimana udara turun sulit menghasilkan presipitasi sehingga permukaannyapun kering dan tidak memungkinkan kehidupan untuk banyak vegetasi.

Sel yang terbentuk oleh sirkulasi konveksi di tropis dan udara turun di subtropical high disebut dengan sel Hadley. Sel ini ada dua, di BBU dan BBS.

Sirkulasi tiga sel
Sirkulasi tiga sel [2]

Gambar di atas menunjukkan bagaimana efek koriolis mempengaruhi arah angin. Dengan adanya efek koriolis, angin permukaan yang bergerak dari tekanan tinggi ke tekanan rendah tidak lagi mengalami lintasan lurus melainkan membengkok. Bentuk lintasannya bisa dilihat pada gambar. Ini juga yang menyebabkan terbentuknya sel kedua yaitu sel Ferrel.

Sel Ferrel ditandai udara turun di lintang 300 dan udara naik di lintang 600. Angin permukaan bergerak dari subtropical high menuju subpolar low. Di daerah subpolar low, terjadi kenaikan udara ke lapisan atas. Setelah itu, udara lapisan atas bergerak dari subpolar low menuju ke subtropical high. Di sini udara bergerak turun. Sel Ferrel ini disebut juga dengan sel midlatitude karena berada di lintang tengah.

Dekat dengan pusat kutub, defisiensi energi terjadi akibat tingginya atenuasi radiasi matahari, meningkatnya penyebaran sinar, serta albedo es dan salju yang memantulkan banyak sinar matahari kembali ke luar angkasa. Udara di sini berat dan menghasilkan gerak turun. Tekanan tinggi dan divergensi yang terjadi membentuk sebuah sistem tekanan tinggi permanen yang dikenal dengan polar high atau polar vortex. Di permukaan, udara bergerak dari kutub menuju tropis namun arahnya disimpangkan oleh gaya koriolis yang cukup besar (ingat, semakin tinggi lintangnya gaya koriolisnya makin besar. Udara kemudian mengumpul di subpolar low dan bergerak ke atas. Di lapisan atas, angin bergerak dari subpolar low menuju kutub. Sirkulasi tertutup dari polar high ke subpolar low ini disebut sebagai sel polar.

Sirkulasi umum ideal ini sudah memasukkan efek koriolis dan mampu menjelaskan sirkulasi global di atmosfer. Namun, bentuk ideal sirkulasi ini belum menggambarkan detil-detil sirkulasi yang terjadi sebenarnya. Hal ini karena sirkulasi ini tidak memasukkan perbedaan darat dan lautan. Meskipun demikian, sirkulasi ini sudah dapat menjelaskan kondisi iklim di berbagai belahan dunia.

Modifikasi Sirkulasi Umum Ideal: Pola Permukaan Terobservasi

Pada bagian ini kita akan lebih banyak membahas tentang pengaruh daratan dan lautan dalam sirkulasi global. Daratan dan lautan memiliki sifat yang berbeda sehingga pemanasan yang terjadi juga menghasilkan efek yang berbeda. Faktor pembeda dari perbedaan pemanasan permukaan darat dan laut adalah: kalor jenis, penguapan, albedo, transparansi, dan transport panas. Lautan lebih sulit dipanasi maupun didinginkan dan banyak menyimpan panas dalam bentuk kalor laten. Sebaliknya, daratan lebih mudah memanas maupun mendingin dan banyak menggunakan energi untuk panas sensible. Selengkapnya baca di sini.

Hal-hal tersebut menyebabkan bentuk sirkulasi yang teratur (ideal) menjadi lebih rumit. Disrupsi banyak terjadi pada wilayah-wilayah daratan. Hal ini karena daratan memiliki topografi beragam serta bersifat solid (laut adalah fluida). Dibandingkan dengan wilayah perairan, jangkauan suhu di daratan lebih tinggi, begitu pula jangkauan parameter-parameter iklim lainnya. Dalam sirkulasi, daratan memberikan nilai ekstrim yang lebih menonjol sehingga pola yang teratur banyak menjadi bengkok karena adanya daratan. Di Bumi, daratan lebih banyak ada di BBU dibandingkan BBS. Hal ini menyebabkan berbagai kondisi ekstrim terjadi lebih banyak di BBU.

Perubahan kondisi sel Hadley

Sel Hadley melintang dari ekuator sampai subtropical high. Sirkulasi global yang terjadi di area ini adalah Intertropical Convergence Zone (ITCZ), angin pasat (trade wind), dan antisiklon di subtropis. Jika sirkulasinya ideal (tanpa beda darat dan laut), ITCZ memiliki bentuk lurus dan berhimpit dengan garis wilayah angin tenang di ekuator (doldrum). Angin pasat adalah angin timuran yang berhembus dari subtropis menuju ke garis khatulistiwa. Antisiklon sendiri adalah sebutan untuk sirkulasi angin memutar berskala sinoptik yang merupakan pusat sistem tekanan tinggi.

Berdasarkan observasi, ITCZ memiliki bentuk yang mirip dengan bentuk idealnya. Pergerakan tahunan ITCZ lebih dipengaruhi oleh suhu permukaan dibandingkan pergerakan semu matahari. Ada lag (delay) antara radiasi maximum dan perpindahan ITCZ. Meskipun gerak semu matahari terjadi dalam rentang 23.50LU-23.50LS, ITCZ cenderung bergerak sekitar lintang 10-200 saja. ITCZ bergerak ke utara pada bulan Juni-Juli-Agustus sedangkan bergerak ke selatan pada bulan Desember-Januari-Februari. Ketika ITCZ bergerak, angin pasat juga ikut menyesuaikan.

Bentuk ITCZ biasanya berhimpit dengan garis lintang jika berada di atas lautan luas (Pasifik). Jika berada di atas daratan, ITCZ akan lebih bengkok menjauhi ekuator. Bisa dilihat pada gambar di bawah ini.

Pergerakan ITCZ
Pergerakan ITCZ dalam satu tahun [2]

Pola ITCZ tersebut terjadi karena pada musim panas, daratan lebih cepat dipanasi dibandingkan lautan. Mengingat ITCZ lebih tergantung dari panas permukaannya, pola ITCZ akan lebih masuk ke daratan, mencari area yang lebih panas. Lompatan ITCZ juga bisa terjadi ketika pergantian musim. ITCZ yang awalnya di wilayah ekuator sering melompat agak jauh ke Utara ketika musim panas di utara dimulai (bisa dilihat di Indonesia).

Berikutnya, pengaruh beda kondisi permukaan mempengaruhi sistem antisiklon subtropis. Teorinya, jika sesuai dengan model ideal. Antisiklon di area 300 akan terangkai hanya pada lintang tersebut. Kenyataannya Antisiklon terjadi hanya pada wilayah basin samudera di lintang tersebut. Radiusnya lebih besar dan lebih kuat ketika musim panas dibandingkan musim dingin. Hal ini karena laut lebih sulit dipanasi sehinggi cenderung lebih dingin dibandingkan daratan terutama ketika musim panas. Hal ini menghasilkan udara yang lebih dingin dan tekanan lebih tinggi. Semakin kuat perbedaan antara suhu udara di atas daratan dan lautan, semakin kuat pula sistem antisiklon yang terjadi di sini.

Ketika musim panas, wilayah daratan terlalu panas untuk menjaga agar antisiklon tetap bertahan. Jadi, tidak heran kalau antisiklon tidak terjadi di daratan pada periode ini. Ketika musim dingin, laut cenderung sulit melepas panas, dampaknya suhu laut relatif lebih hangat dibanding wilayah daratan pada lintang yang sama. Oleh karena itu, sistem tekanan tinggi di lautan melemah pada musim dingin dan mungkin muncul sistem tekanan tinggi di wilayah daratan yang suhunya sangat dingin (Siberian high).

Sirkulasi Bumi pada bulan Januari dan Juli [2]

Pergantian musim dan beda sifat permukaan juga mempengaruhi siklon dan antisiklon di lintang tengah. Selain itu, kekuatan dan lokasi sel polar juga terdampak. Akan tetapi kita tidak akan banyak membahas itu di sini karena artikel ini dibuat untuk pelajaran klimatologi umum di Indonesia. Info lebih lanjut bisa dibaca pada buku Anthony Vega, Climatology (2017).

Referensi

  1. Hidore. J.J . Olover J. E, Snow M., and Snow  R, (2010): Climatology, An Atmospheris Sciences, Perason Education, Inc
  2. Vega, Anthony J. Climatology. Jones & Bartlett Learning, 2017.

veanti

Siapa penulis utama veantiworld.com? Blog ini dibuat, dikelola, dan ditulis oleh Desak Putu Okta Veanti. Penulis adalah dosen jurusan klimatologi dan juga salah satu lulusan terbaik Sekolah Tinggi Meteorologi Klimatologi dan Geofisika. Penulis lulus Master Program of School of Integrated Climate System Science, University of Hamburg, Germany pada tahun 2017. Saat ini penulis aktif menekuni pekerjaan sebagai dosen, menulis blog, belajar Python, meningkatkan kemampuan bahasa asing, serta mencari informasi mengenai pseudo-science seperti astrologi dan tarot.

Tinggalkan Balasan