Make your own free website on Tripod.com
KULIAH1-12
UNIVERSITI SAINS MALAYSIA
Pusat Pengajian Ilmu Kemanusiaan

HGF 223 - CUACA DAN IKLIM

KULIAH I MATAHARI SEBAGAI SUMBER TENAGA TUNGGAL

1.1   Matahari Sebagai Sumber Tenaga Utama.

1.2   Bentukbentuk Tenaga di dalam Atmosfera:

    (a)  Tenaga Elektromagnetik
    (b)  Tenaga Keupayaan/Potensi
    (c)  Tenaga Kinetik
    (d)  Tenaga Haba Pendam
    (e)  Tenaga Haba Rasa
    (f )  Tenaga Elektrik

1.3  Bahangan Matahari Bergelombang Pendek dan Bahangan Bumi Bergelombang
       Panjang:

    (a)  Spektrum Elektromagnetik
    (b)  Angkatap StefanBoltzman
    (c)  Hukum Sesaran Wien
    (d)  Hukum Planck

Rujukan

1.Barry, R.S. and Chorley, R.J. (1977), Atmosphere, Weather and Climate, Methuen, London), Bab  1c,  m.s. 3035.  QC861.2.B281(RS).

2. Critchfield, H.J. (1974), General Climatology, PrenticeHall (New Jersey).  m.s. 1422.  QC981.C933.

3. Crowe, P.R. (1971), Concepts in Climatology (London).

4. Geiger, R. (1966), The Climate near the Ground (Cambridge). QC861.G312(RS).

5. Sellers, W.D. (1965), Physical Climatology (Chicago),  Bab  3, m.s. 1139.         QC981.S467.
    
6. Strahler, A.N. (1978), Geografi Fizikal, John Wiley & Sons (Kuala Lumpur), Bab  8, m.s. 12753.  MGB55.S8963(RS).

7. Trewartha, G. (1980), Mengenal Iklim, (Microform), Perpustakaan USM,     Microfiche 734.  
      
8. Lockwood, J.G. (1982), World Climatology (London), Edward Arnold, m.s. 314.  QC981.L817(RS).

9. Sham, S. (1983), Pengantar Cuaca dan Iklim, DBP (Kuala Lumpur), Bab  1 & 2, m.s. 134.  QC981.S528. HGF 323 KAJIKLIM

10. Gregory, K.J. dan Walling, D.E. (1988) Manusia dan Proses Persekitaran. DBP, Kuala Lumpur, Bab 2, m.s. 13 - 26.

1.1 Matahari Sebagai Sumber Tenaga Utama

Matahari merupakan sebuah sfera besar yang terdiri daripada gasgas bersinar.  Garispusatnya lebih daripada 100 kali garispusat bumi, jisimnya 330,000 kali lebih berat daripada bumi, isipadunya 1.3 juta kali lebih besar daripada bumi dan gravitinya adalah 34 kali lebih kuat daripada bumi.  Permukaan matahari yang berwarna putih dan cerah ialah FOTOSFERA.  Suhu di lapisan bawah fotosfera ialah kirakira 12,000oF (6000oK), tetapi berkurangan di permukaan luar fotosfera, iaitu kirakira 4300oK (Rajah 1.1).  HIDROGEN merupakan komponen matahari yang besar, diikuti oleh HELIUM.  Telah dianggarkan bahawa hidrogen mewakili 90% daripada jumlah kandungan matahari, sementara helium mewakili 8%.  Punca tenaga matahari adalah hasil  daripada pertukaran hidrogen kepada helium di dalam pusat/inti matahari.  Ini merupakan satu reaksi nuklear besar yang mengeluarkan jumlah haba bahangan yang besar, iaitu kirakira 3.86 x 1033 ergs/saat.  Daripada jumlah tenaga bahangan yang dikeluarkan oleh matahari itu, sistem bumiatmosfera hanya menyerap satu nilai yang kecil sahaja, iaitu 1/2210 juta daripada jumlah tersebut.  Di lapisan atas atmosfera, nilai tenaga bahangan yang diukur di dalam LANGLEY (1 langley = 1 cal/cm2) adalah kirakira 1.94 langley/min. Semua makluk hidup bergantung kepada sumber tenaga tunggal ini dan sumber tenaga inilah yang mengerakkan segala-gala proses cuaca dan iklim di dalam sistem bumi-atmosfera (termasuk bisofera, hidrosfera, litosfera, antroposfera, fitosfera, atmosfera, dan ekosfera/biosfera) (Rajah 1.2).  Nilai ini diperolehi daripada formula JOHNSON (Persamaan  1.1) di mana

Rajah 1.1: Struktur Matahari (Sumber: Chan, 1995:2)
Microsoft Word Document

Rajah 1.2: Tenaga matahari sebagai sumber tenaga tunggal untuk sfera-sfera yang terkandung dalam sistem bumi-atmosfera (Sumber: Chan, 1995:3).


Persamaan 1.1: Persamaan Johnson.

        56 x 1026m1
S   = ______________   =  1.94 cal/cm2/min1  
      4 (1.5 x 1013cm)2                                

di mana S ialah Angkatap Suria. Tenaga inilah yang diserap dan digunakan untuk mengerakkan berbagaibagai proses fizikal di sistem bumiatmosfera.  Sebenarnya, semua proses di dalam kehidupan setiap makhluk dan juga pertukaran jisim dan tenaga di sempadan angkasa dengan permukaan lautan dan daratan, bergantung kepada tenaga bahangan matahari.  Sistem peredaran udara dan lautan sedunia disebabkan oleh tenaga matahari.  Pertukaran wap air dengan air di antara tempattempat diseluruh dunia juga bergantung kepada sumber tenaga yang tunggal ini.  Memang benar ada haba yang mengalir dari sumbersumber radioaktif dari dalam bumi dan dari sumber gunung berapi, tetapi tenaga ini tidaklah banyak jika dibandingkan dengan tenaga matahari yang diterima oleh bumi, iaitu kirakira 99.97% daripada jumlah tenaga bumi datang dari matahari (Rajah 1.3).

Rajah 1.3: Sistem bahangan tenaga suria dari matahari ke bumi.
Microsoft Word Document

1.2 BentukBentuk Tenaga di dalam Atmosfera

Tenaga yang dikeluarkan oleh matahari dan dihantarkan melalui angkasa lepas ke bumi dikenali sebagaiTenaga Elektromagnet/Tenaga Bahangan.  Tenaga inilah yang menjadi sumber tenaga utama bagi menjalankan semua prosesproses di dalam sistem BumiAtmosfera. Jenis tenaga ini dapat dibezakan daripada jenis yang lain di dalam cara penghantaran tenaga, iaitu tanpa memerlukan sesuatu medium seperti yang dikehendaki oleh pengaliran atau perolakan.

Sebaikbaik sahaja Tenaga Elektromagnet ini memasuki atmosfera bumi, ianya akan mengalami banyak perubahan.  Sebagaimana yang dinyatakan di dalam hukum termodinamik yang pertama, iaitu tenaga tidak boleh dicipta ataupun dimusnahkan, maka Tenaga Elektromagnet ini cuma berubah bentukbentuknya dari satu bentuk ke bentuk yang lain.  Umpamanya, Tenaga Elektromagnet yang kena pada sesuatu permukaan (contohnya sebuah kolam air) maka permukaannya itu akan menjadi beransuransur panas, disebabkan oleh pertukaran Tenaga Elektromagnet kepada Tenaga Haba Rasa.Semasa itu juga, proses sejatan akan berlaku dipermukaan air kolam itu disebabkan oleh pemanasan haba.  Wapwap air yang naik dan masuk ke dalam atmosfera akan membawa Tenaga haba sebagai Tenaga   haba pendam juga.  Lamakelamaan kawasan kolam air akan menjadi terlalu panas dan terbentuk satu kawasan tekanan rendah.  Udara yang sejuk akan masuk ke dalam sel tekanan rendah itu sebagai Tenaga Kinetik yang bergerak.  Akhirnya, wapwap air yang naik ke atas akan membentuk awan yang terapungapung di langit sebagai Tenaga keupayaan.  Apabila proses pelawapan dan seterusnya kerpasan berlaku, titisantitisan air yang jatuh ditukar menjadi Tenga Kinetik juga.

Dalam cara yang beginilah, tenaga sentiasa bertukartukar bentuknya di dalam atmosfera.  Perubahanperubahan tenaga dari satu bentuk ke bentuk yang lain adalah penting di dalam kaji iklim kerana inilah caracara di mana ketidakseimbangan tenaga dan air di sistem bumiatmosfera dan mengekalkan satu keseimbangan dapat dicapai.                                            


1.3 Bahangan Matahari Bergelombang Pendek dan Bahangan Bumi Bergelombang Panjang

Seperti yang telah diterangkan, gasgas panas yang menjadi permukaan matahari itu mengeluarkan tenaga yang dikenali dengan nama bahangan elektromagnet.  Tenaga bahangan ini dikeluarkan dari matahari dan dipancarkan ke bumi dalam bentuk satu siri gelombang.  Dalam bidang fizik moden, telah diketahui bahawa setiap badan yang suhunya berada di atas 0oK (0o Mutlak, iaitu 0oC = 273oK) akan mengeluarkan tenaga bahangan.  Panjangnya gelombang bahangan yang dikeluarkan itu bergantung kepada suhu badan tersebut.  Pada umumnya, badan yang lebih panas akan mengeluarkan gelombang yang lebih pendek daripada badan yang kurang panas.  Ini ialah Hukum Sesaran Wien (Lihat Rajah 1.2).  Umpamanya, matahari yang mempunyai suhu permukaan kirakira 6000oK akan mengeluarkan kebanyakan gelombangnya yang pendek, iaitu di antara 0.2 micron dan 0.4 micron (1 /U = 1 micron = 104 cm).  Sebaliknya, permukaan bumi yang bersuhu 283oK mengeluarkan banyak gelombang di lingkungan 10 micron.  Jadi, panjangnya gelombang bahangan dari matahari ialah 20 kali lebih pendek daripada

Rajah 1.2: Hukum Sesaran Wien

/\ max    =    2897 X 10-6m
           T

Untuk Matahari      =    2897 X 10-6m        =    0.45 /U (micron)
              6000

Untuk Bumi          =    2897 X 10-6m        =    10 /U (micron)
               283

Dimana  /\ max = Gelombang Maksima dan  1 /U = 1 micron = 10-6m = 10-4sm


gelombang bahangan dari bumi.  Akibat itu, ahliahli kajiklim sentiasa merujuk kepada bahangan matahari sebagai bahangan gelombang pendek dan bahangan bumi sebagai bahangan gelombang panjang.  Kadar di mana sesuatu badan mengeluarkan tenaga bahangan juga boleh ditentukan melalui Hukum Planck (Rajah 1.4).

Rajah 1.4: Hukum Planck (Sumber: Chan, 1995)


Sebenarnya gelombang bahangan adalah berubahubah dari sepanjang 30,000 metre (gelombang dikeluarkan oleh stesenstesen tanpa wire "wireless") kepada gelombanggelombang pancaran X dan gamma (1/2000 micron 1/100 micron).  Akan tetapi, sebagai ahli kajiklim, kita cuma mengkaji spektrum electromagnet sahaja, iaitu semua gelombanggelombang yang dikeluarkan dari matahari (Rajah 1.5).  Kebanyakannya terdapat di antara 0.3 micron  4.0 micron.  Matahari dan bumi bertindak sebagai Jasad hitam.  Sesuatu jasad hitam merupakan bahan yang akan menyerap kesemuanya tenaga yang jatuh ke atasnya, dan sebaliknya, juga memancar keluar tenaga (untuk bumi pada waktu malam tetapi matahari tidak menyerap sebarang tenaga sebab suhu permuakaannya jauh lebih tinggi daripada sebarang planet) yang berkadar langsung kepada kuasa 4 pada suhu mutlaknya (oK), di mana oC    = oK 273o

      250oK             =     23oC
      Bumi 283oK         =    10oC
           Matahari 6000oK    =    5727oC

Jadi, tenaga yang dikeluarkan oleh sesuatu jasad hitam F =  T4.  Hukum Stefan di mana   = Angkatap StefanBotlzman.  Hampir semua bahan pejal dan cecair bertindak sebagai jasad hitam tetapi gas tidak.


*****************************************************************************
UNIVERSITI SAINS MALAYSIA
Pusat Pengajian Ilmu Kemanusiaan

HGF 223 - CUACA DAN IKLIM

KULIAH 2 PROSES-PROSES MENYIBAR, MEMBALIK DAN MENYERAP BAHANGAN DAN IMBANGAN BAHANGAN SISTEM BUMI-ATMOSFERA

2.1    Penyibaran, Pembalikan,  Albedo dan Serapan Bahangan Suria oleh Sistem         BumiAtmosfera.

2.2    Imbangan Tenaga Sistem BumiAtmosfera.

RUJUKAN

1.Barry, R.S. and Chorley, R.J. (1977),Atmosphere Weather and Climate, Methuen, (London), Bab 1:  D, E dan F, m.s. 3562.  QC861.2.B281(RS).

2.Berson, F.A. (1966), The Mass and Heat Budgets of the Atmosphers over the Antarctic Plateau, Commonwealth Bureau of Meteorology, Tech. Report, No. 6 (Paris).

3.Budyko, M.I., et.al. (1962), "The Heat Balance of the Surface of the Earth", Soviet Geography, Vol. 3(5).

4.Crowe, P.R. (1971), Concepts in Climatology (London).

5.Griffiths, J.F. (1976), Applied Climatology (London).      

6.Houghton, H.G. (1954), On the Annual Heat Balance of the Northern Hemisphere, Journal of Meteorology, Vol. II, No. 1.

7.Monkhouse, F.J. (1954), Principles of Physical Geography, University of London Press (London), m.s. 38192.

8.Riehl, H. (1965), Introduction to the Atmosphere, McGrawHill, (New York), Bab 2, m.s. 3747.  QC863.R5552.

9.Sham, S. (1983), Pengantar Cuaca dan Iklim, DBP (Kuala Lumpur), Bab 1 dan 2, m.s. 134.  QC981.S528.

10.Strahler, A.N. (1978), Geografi Fizikal, John Wiley & Sons (Kuala Lumpur), Bab 8, m.s. 12753.  mGB55.S8963(RS).

11.Gregory, K.J. dan Walling, D.E. (1988) Manusia dan Proses Persekitaran. DBP, Kuala Lumpur, Bab 2, m.s. 13 - 26.

2.1 Penyerakan, Pemantulan, Albedo Dan Serapan Bahangan Suria

Matahari memancar keluar kirakira 100,000 kal/sm2/min1 tenaga elektromagnet dengan suhu permukaannya 6000oK, tetapi disebabkan oleh jarak jauh di antara Matahari dan Bumi (150 juta km), hanya sebahagian kecil daripada tenaga itu dapat sampai ke Bumi.  Jumlah tenaga bahangan yang sampai di atas sempadan atmosfera dengan angkasa ialah kirakira 2.00 kal/sm2/min, iaitu satu nilai yang dikenali sebagai Angkatap Suria.  Pada masa dahulu, kajiankajian ditumpukan kepada soal "Adakah nilai Angkatap Suria itu berubah melalui masa?  Hal ini amat penting sebab perubahan kecil pada Angkatap Suria juga boleh membawa kepada perubahan besar terhadap polapola cuaca dan iklim di dalam sistem bumiatmosfera.  Walaupun soalan itu masih belum dapat dipastikan oleh ahliahli sains (Ada yang mengatakan bahawa perubahan tempoh/zaman glasier yang berselangseli dengan zaman panas [sekarang] adalah disebabkan oleh perubahan kadar pengeluaran tenaga bahangan matahari), buktibukti yang diperolehi daripada kebanyakan kajian telah menunjukkan bahawa nilai Angkatap Suria itu memang tetap, kecuali terdapat perubahan kecil di dalam bahangan ungu lampau yang hanya mewakili sebahagian kecil daripada jumlah spektrum elektromegnet.

Jumlah bahangan yang diterima oleh permukaan bumi bergantung kepada beberapa faktor:

(a) Output Suria iaitu kadar pengeluaran tenaga elektromagnet  oleh  Matahari (yang diterangkan di atas). Sekiranya suhu permukaan Matahari adalah lebih panas, maka lebih banyak tenaga elektromagnet akan dikeluarkan. Lazimnya, apabila berlakunya fenomena tompok-tompok matahri (kira-kira 11 tahun sekali), jumlah bahangan yang dikeluarkan oleh matahari adalah lebih tinggi.

Tompok-Tompok Matahari ialah sesuatu kawasan di permukaan matahari yang gelap, yang mengandungi sesuatu pusat gelap yang dinamakan “umbra”. Umbra bersuhu kira-kira 4500 oK dan dikelilingi oleh kawasan berwarna kelabu yang dikenali sebagai “penumbra”. Penumbra bersuhu lebih tinggi berbanding dengan umbra dan lebih cerah berbanding dengan umbra tetapi kurang cerah jika dibandingkan dengan fotosfera (bersuhu kira-kira 4300 oK ) di sekelilingnya. Namun begitu, suhu di lapisan bawah fotosfera adalah jauh lebih tinggi, iaitu 6000 oK.

Tompok-tompok matahari sentiasa berlaku dalam pasangan di mana setiap tompok mempunyai polariti magnetik yang bertentangan. Justeru itu, ianya dipanggil tompok-tompok. Akibat daripada putaran matahari, tompok-tompok nampaknya semata-mata bergerak di permukaan matahari.

Setiap tompok mempunyai jangka hidup selama beberapa hari sehingga beberapa bulan. Kejadian tompok-tompok matahari mencapai maksimumnya dalam kitaran kira-kira setiap 11 tahun sekali (pada masa itu, bilangan tompok-tompok adalah maksima). Kitaran Tompok-Tompok Matahari mempunyai purata tempoh 11.1 tahun, tetapi telah didapati berlaku di antara 7 hingga 17 tahun (Jadual 1.1). Kadang-kala, terdapat kitaran-multi (dua kitaran kembar yang berlaku serentak) yang mempunyai tempoh ulangan 35 tahun sekali.

Jadual 1.1: (a) Jumlah Tompok-Tompok Matahari dari 1750 hingga 1980


Jadual 1.1: (b) Jumlah Tompok-Tompok Matahari dari 1900 hingga 1990



Matahari ialah sesuatu bintang yang sangat mempunyai variabiliti yang tinggi. Ianya sering berubah daripada segi jenis dan jumlah bahangan yang dipancar keluar. Hal ini akan mengubah nilai Angkatap Suria (2.00 kal/sm-1/min). Apabila bahangan suria bertambah seperti yang berlaku semasa tompok-tompok matahari, ianya akan mempengaruhi banyak fenomena yang lain seperti berikut:

(1) Penurunan suhu di bumi. Hal ini agak ganjil sebab aktiviti tompok-tompok matahari maksima pula diiringi oleh suhu rendah di bumi. Hal ini dapat dijelaskan oleh peningkatan kejadian ribut-ribut, iaitu haba dilepaskan melalui perolakan dan pengudaraan semasa berlaku ribut;
(2) Peningkatan keamatan gradien-gradien tekanan, iaitu zun-zun tetap tekanan tinggi mengalami tekanan yang lebih tinggi tetapi zun-zun tetap tekanan rendah mengalami tekanan yang lebih rendah;
(3) Peningkatan kejadian ribut-ribut, khasnya di setengah jaluran garislintang;
(4) Taburan semula pola-pola hujan;
(5) Meninggikan jumlah lembapan dalam atmosfera;
(6) Meninggikan Sejatpeluhan;
(7) Meninggikan perlindungan Awan;
(8) Meningkatkan Pemindahan Udara secara meridional;
(9) Peningkatan Kekencangan angin; dan
(10) Peningkatan bahangan-bahangan lampau ungu.

Korelasi di antara kitaran tompok-tompok matahari telah ditetapkan untuk wilayah-ilayah tertentu tetapi pertalian itu agak kurang jelas untuk scala global. Misalnya, peningkatan nisbah antara bilangan kawasan gelap di pusat tompok-tompok (umbras) kepada kawasan-kawasan kelabu (penumbras) dalam tempoh 1874 hingga 1970 mempunyai korelasi rapat dengan peningkatan purata suhu tahunan di Hemisfera Utara damn juga dengan kejadian kemarau di Barat Amerika Syarikat. Kesan-kesan aktiviti tompok-tompok matahari mungkin digabungkan dengan lain-lain fenomena suria seperti putaran matahari dan angin suria untuk menghasilkan perubahan dalam bajet tenaga, edaran umum atmosfera, dan pola-pola kerpasan sedunia. Emisi proton-proton bercas oleh nyala suria semasa aktiviti tompok-tompok maksimum didapati mempengaruhi padang magnetik bumi. Jika padang geomagnet adalah kuat, maka zarah-zarah bercas ini akan diserak ke arah kedua-dua kutub manakala sesuatu padang geomagnet lemah akan membenarkan zarah-zarah bercas menembusi paras-paras atmsofera rendah. Apabila ini beralku, kesan-kesan di ionosfera dan stratosfera akan mengubah konsentrasi ozon dan menyebabkan transmisi masuk sinaran-sinaran lampau ungu yang merbahaya.   

Selain daripada perubahan output suria yang dibawa oleh aktiviti-aktiviti tompok-tompok matahari, terdapat beberapa faktor yang juga mempengaruhi variasi dalam tenaga suria atau insolasi dari matahari:

(1) Perubahan dalam sudut di mana bumi berbentuk dengan satar ekliptik. Sudut condong ini berubah secara perlahan-lahan di antara 22.1 oC dan 24.5 oC sepanjang suatu kitaran 41,000 tahun. Hal ini akan mempengaruhi pemusiman, taburan suhu dan Peredaran Umum atmosfera.

(2) Perubahan dalam orbit matahari yang ganjil di mana tempohnya ialah 96,000 tahun. Hal ini menyebabkan jarak purata di antara bumi dengan matahari berbeza, dan ini akan seterusnya mempengaruhi taburan suhu.

(3) Kejituan dalam ekuinoks, iaitu perubahan sekata dalam masa di mana bumi adalah pada jarak tertentu dari matahari. Kini, bumi adalah paling dekat matahari semasa musim dingin di Hemisfera Utara (kira-kira 3 Januari). Pada 10,500 tahun dahulu, musim dingin Hemisfera Utara tiba pada masa di mana bumi adalah jauh sekali dari matahari. Oleh itu, musim-musim dingin pada masa dahulu sepatutnya lebih sejuk dan musim-musim panas lebih panas daripada sekarang. Di Hemisfera Selatan, keadaan sebaliknya berlaku, iaitu musim-musim dingin pada masa dahulu adalah lebih panas dan musim-musim panas lebih sejuk daripada sekarang.

(4) Pemindahan bumi di atas paksi polarnya. Hipotesis ini disarankan oleh Robert Hooke pada tahun 1686 semasa menghuraikan wujudnya fosil tropika di England. Teori ini juga dikenali sebagai “Pergembaraan Polar. Namun demikian, teori ini telah digantikan dengan teori plat tectonik yang juga dapat menghuraikan pergerakan polar tersebut.

(5) Perubahan-perubahan dalam kadar di mana bumi berputar di atas paksinya. Hal ini akan mempengaruhi bajet tenaga harian dan juga kawasan iklim-iklim sedunia.

(6) Ciri-Ciri Atmosfera dan Ciri-Ciri Permukaan Bumi: Sebaik sahaja bahangan matahari tiba di lapisan luar atmosfera, terdapat banyak lagi faktor yang mempengaruhi peratusan bahangan tersebut diterima di permukaan bumi. Faktor-faktor pengaruh ini dapat dibahagikan kepada Faktor-Faktor Atmosfera dan Faktor-Faktor Bumi seperti Jadual 2.1 berikut:
____________________________________________________________

Jadual 2.1: Faktor-Faktor yang mempengaruhi jumlah bahangan matahari yang diterima di permukaan bumi
_________________________________________________________________________________________

Faktor-Faktor Atmosfera:
1 Bahan-bahan pencemaran
2 Awan
3 Ketebalan atmosfera

Faktor-Faktor Bumi:
1 Jenis permukaan
2 Warna permukaan/albedo permukaan
3 Musim dan Masa
4 Panjangnya siang dan malam
5 Aktiviti manusia
6 Letusan gunung berapi
7 Kebakaran hutan
8 Sudut Zenit matahari
9 Sudut tuju bahangan
10 Aspek/orientasi cerun
__________________________________________________________________________________________
(7) Orbit Bumi mengelilingi Matahari: Pada masa berlaku Perihelian (3 Januari), bumi adalah berjarak dekat sekali dengan matahri, iaitu kira-kira 91.5 juta batu (147.25 juta km). Pada masa berlaku fenomenan Afelian (4 Julai) pula, bumi adalah berada 94.5 juta batu (152.08 km) dari matahari. Oleh sebab semakin dekat matahari semakin banyak bahangan yang diterima, maka masa Perihelian adalah lebih panas berbanding dengan masa Afelian.

(8) Jarak permukaan bumi dari Matahari Sila rujuk kepada Rajah 2.1 dan Rajah 2.2. Semakin dekat matahari (seperti di khatulistiwa maka semakin banyak bahangan yang diterima) tetapi semakin jauh (seperti dekat kedua-dua kutub, jumlah bahangan yang diterima adalah semakin kurang).

(9) Sudut Zenith Matahari merujuk kepada sudut yang dikira dari garisan tegak di atas kepala seseorang. Jika, matahari betul-bertul berada di atas kepala, maka sudut Zenit ialah sifar atau 0o . (Rajah 2.1).

Rajah 2.1: Sudut Zenit.

        0o
    23o              |
                 |
    90o____|

Maka,  
      0o      =  Penerimaan Maksimum    (100%)
                        23.5o  =  Penerimaan Sederhana    (92%)
         64o     =  Penerimaan Rendah    (44%)
                        90o     = Penerimaan minimum ( 0%)
      
(10) Sudut Tuju Matahari merujuk kepada sudut yang dikira dari garisan mendatar di atas ufuk atau permukaan tanah. Jika, matahari betul-bertul berada di atas kepala, maka sudut tuju ialah maksimum, iaitu 90o (Rajah 2.2).

Rajah 2.2: Sudut Tuju.

             90o
    64o          |
               |
    0o____|

Maka,  
      90o     =  Penerimaan Maksimum (100%)
                        64o      =  Penerimaan Sederhana (92%)
         23.5o  =  Penerimaan Rendah    (44%)
                        0o         = Penerimaan minimum ( 0%)

(11) Musim - Musim-musim bunga, panas, luruh dan sejuk semuanya mempunyai pengaruh ke atas keamatan bahangan matahari yang diterima di bumi. Jumlah bahangan yang diterima pada musim panas adalah tinggi sekali diikuti oleh musim bunga dan musim luruh. Musim sejuk mempunyai jumlah bahangan yang diterima kurang sekali. Musim juga menentukan panjangnya siang dan malam (di bawah).

(12) Panjangnya Siang dan Malam. Pada umumnya, lebih panjang waktu siang (Musim panas >16 jam) lebih banyak bahangan; lebih pendek waktu siang (Musim dingin < 8 jam) kurang bahangan.

(13) Pencemaran Udara - Apabila tenaga bahangan/elektromagnet dari Matahari menembusi lapisan atmosfera dan menujui ke permukaan bumi, ianya akan diserakkan, dibalikkan dan diserapkan oleh ozone, molikulmolikul udara, wap air, debu, C02, hablurhablur ais, dan lainlain bahan pencemaran udara (Contoh:  S02, N0x, C0, SO3 dll.).  Jadi, bukan kesemuanya 2.00 kal/sm2/min daripada Angkatap Suria ini dapat diserap oleh sistem bumi   atmosfera.  Sebahagian daripadanya juga dipantulkan kepada angkasa lepas dan terus hilang ke angkasa.

(14) Kelutsinaran Atmosfera atau Jumlah Perlindungan Awan - Di kawasan khatulistiwa jumlah awan yang banyak akan melindungi permukaan bumi daripada menerima julah bahangan yang berlebihan. Oleh itu, suhu tidak menjadi terlalu panas. Secar perbandingan, kawasan garisalintang tengah di sekitar 30 darjah Utara dan Selatan tidak banyak mempunyai awan. Oleh itu, kedua-dua kawasan tersebut mempunyai serapan bahangan matahari yang banyak. Hal ini telah mewujudkan kawasan gurun garislintang tengah di sekitar Gurun Sahara, Kalahari, gurun-gurun Timur-Tengah dan lain-lain.

(15) Sifat Permukaan Bumi - Pada umumnya, lebih cerah sesuatu permukaan maka lebih banyak bahangan matahari yang akan dibalikkan dalam proses pembalikan yang dikenali sebagai ALBEDO. Albedo ialah nisbah antara jumlah bahangan pendek yang diterima pada sesuatu permukaan dengan jumlah bahangan pendek yang dibalikkan secara terus oleh permukaan tersebut. Jika jumlah bahangan pendek yang diterima oleh permukaan X ialah 100 kalori/sentimeter persegi/minit, dan jumlah yang dibalikkan ialah 50 kalori/sentimeter persegi/minit, maka albedo permukaan X ialah 50 %. Secara perbandingan, permukaan yang lebih gelap/hitam akan menyerap lebih banyak bahangan matahari (lihat Jadual 2.1).

Jadual 2.1: Albedo Permukaan (Semua Gelombang)
Jenis Permukaan Peratus Albedo
BUMI (TERMASUK LAUT) BUMI (DARATAN)
JASAD HITAM
JASAD PUTIH

AIR, sudut zenit >40o
AIR, sudut zenit 5o _ 30o
8
40
0
100

2-4
6-40
SALJI BARU
SALJI LAMA
82-99.5
50-70
AIS 50-70
HUTAN 3-10
PADANG HIJAU
PADANG TANDUS
3-15
20-25
RUMPUT 15-30
PADANG DAN SAMUN 10-20
HUTAN OAK 5-10
HUTAN PAIN 10-15
TANAH TANDUS HITAM
TANAH TANDUS PUTIH
7-10
20-40
PASIR HITAM
PASIR PUTIH
10-15
30-40
DAUN DAN TUMBUHAN 15-25
KERTAS PUTIH 89-95
BATA MERAH 92
CAT PUTIH 91-95
PERAK 92
KULIT ORANG PUTIH 90-95
KULIT ORANG HITAM 40-50
KONKRIT KERING 71-88
GURUN 30-80
SEMAK SAMUN GURUN 20-29
PAYA 10-14
PRAIRIE 12-13
GANDUM 16-23
TASIK GARAM 3


2.1.1 Penyerakan  

Sekiranya  pancaran matahari sampai ke permukaan bumi tanpa gangguan oleh atmosfera, dan permukaan bumi menyerap seluruhnya bahangan yang sampai, maka kita tidak akan mengalami warna langit yang biru dan cerah sebagaimana yang berlaku sekarang.   Dalam keadaan begini, matahari akan ternampak sebagai satu bola merah dan langit adalah hitam seperti malam.  

Sebenarnya, langit yang berwarna biru adalah disebabkan oleh  proses penyerakan yang berlaku kepada sebahagian daripada spektrum elektromagnet oleh molikulmolikul udara yang terampai di dalam lapisan atmosfera. Penyerakan adalah amat berkesan bagi gelombanggelombang yang sangat pendek.  Oleh kerana kebanyakan daripada gelombang matahari adalah pendek, iaitu dilingkungan 0.46 micron di mana terletaknya warna biru, maka kesan penyerakan gelombang pendek inilah yang berkesan sekali dan oleh kerana itu (sekiranya pancaran Matahari adalah dari arah tegak, tiada halangan habuk dan awan, maka 50% daripada bahangan biru dapat diserakkan dan kesemua bahangan merah dihantar terus.  Jadi, di bawah keadaan begini langit akan kelihatan biru) (Gambar 1).  Akan tetapi, sekiranya terdapat kandungan abu, debu, Co2 dan lainlain bahan pencemaran yang banyak di dalam atmosfera, maka bahanbahan tersebut akan menyerakkan lebih banyak gelombang di dalam lingkungan 0.65 micron, iaitu pada lingkungan warna merah dan langit akan ternampak merah seperti di kawasankawasan perindustrian besar dunia (Contoh:  London dan Pulau Krakatua di Indonesia selepas letupan 1883) (Gambar 2).  Apabila Matahari berada di atas ufuk semasa waktu subuh dan waktu senja, jumlah molikul udara dan bahan pencemaran yang dilalui oleh pancaran adalah tinggi sekali.  Akibat itu, penyerakan adalah berkesan sekali pada gelombangan 0.53 micron (kuning), 0.58 micron (oren) dan 0.65 micron (merah).  Selain daripada molikulmolikul udara, wap air dan bahanbahan pejal yang halus seperti hablur ais juga boleh menyerakkan pancaran matahari.            Gambar 2


Gambar 1

Sebenarnya, proses penyibaran akan berlaku pada sesuatu pancaran sekiranya saiz molikul udara adalah sama panjang atau kurang daripada panjangnya gelombang bahangan.  Pada umumnya, gelombanggelombang yang panjang adalah kurang disibarkan berbandingan dengan gelombanggelombang yang pendek.  Penyibaran paling banyak berlaku di dalam arah menentang pancaran dan arah belakangnya, tetapi paling kurang dalam arah "normal".  Pada umumnya 6% daripada jumlah bahangan disibarkan ke atas dan terus keluar ke angkasa, sementara 16% disibarkan ke bawah oleh atmosfera ke bumi (Rajah 2.3).

Rajah 2.3: Berbagai proses serakan.


2.1.2 Pemantulan

Apabila garispusat molikulmolikul udara dan lainlain bahan pejal di dalam atmosfera melebihi panjangnya gelombang bahangan, maka proses penyerakan tidak akan berlaku.  Sebaliknya, proses pemantulan akan berlaku.  Proses ini juga dikenali sebagai pemantulan baur.  Pada umumnya, kesemuanya zarahzarah molikul udara yang besar, titisantitisan air di dalam awan, hablurhablur ais di bahagian awan tinggi, C02, debu dan lainlain akan memantulkan pancaran dan tidak menyerakkan pancaran.  Proses pemantulan adalah tidak berpilih (selektif) seperti penyerakan di mana hanya gelombang pendek sahaja diserakkan.  Akibat itu, semua gelombang akan mengalami pemantulan dan hal ini tidak akan mempengaruhi warna langit, cuma keamatan cahaya, iaitu langit akan kelihatan gelap sekiranya terdapat kadar pemantulan  yang tinggi.  Jadi, kepercayaan bahawa setengahsetengah warna lampu kereta (Contoh:  Kuning) mungkin dapat menembusi sesuatu kabus dengan lebih berkesan adalah tidak benar.  Cuma keamatan cahaya lampu yang lebih kuat dapat menembusi kabus dengan lebih berkesan.  Pada umumnya, kebanyakan bahangan suria adalah dipantulkan oleh awan.  Apabila matahari berada tinggi di atas ufuk, iaitu lebih daripada 30o, jumlah bahangan yang dapat menembusi atmosfera dan sampai ke permukaan bumi berubahubah di antara 80% untuk langit yang cerah (mengandungi awan tipis seperti sirus atau stratus kepada 25% untuk langit yang gelap (mengandungi liputan awan tebal, seperti kumulonimbus).  Tebalnya sesuatu jenis awan adalah sangat penting terhadap kadar bahangan yang dipantulkan.  Permukaan atas/lapisan atas awan hanya memantulkan sedikit sahaja bahangan.  Lebih banyak bahangan dapat dipantulkan apabila pancaran matahari mulai menembusi sesuatu awan.

2.1.3 Albedo

Istilah albedo sebenarnya termasuk semua bahangan matahari yang dipantulkan ke angkasa lepas, baik oleh awan, C02, debu, wap air, mahu pun oleh permukaan bumi secara langsung.  Akan tetapi, setengahsetengah ahli kajiklim mungkin merujuk kepada albedo permukaan bumi sahaja, dan albedo oleh bahanbahan di dalam atmosfera disebut sebagai pemantulan keluar.  Sesuatu pancaran matahari yang telah memasuki atmosfera telah diserakkan, diserapkan dan dipantulkan oleh bahanbahan di dalam atmosfera, dan jumlah pancaran yang tertinggal terus sampai ke permukaan bumi.  Sebahagian besar daripada pancaran yang sampai ke permukaan bumi adalah diserap tetapi masih ada sebilangan kecil yang dipantulkan terus ke angkasa lepas sebagai albedo permukaan.  Albedo sering dimaksudkan sebagai darjah keputihan atau kecerahan sesuatu permukaan, iaitu permukaan yang lebih cerah akan memantulkan jumlah bahangan yang lebih tinggi. Albedo ialah nisbah di antara cahaya yang dipantulkan dengan cahaya yang diterima oleh permukaan bumi.  Nilai albedo berubahubah dari tempat ke tempat bergantung kepada sifatsifat permukaan (lihat Jadual 2.1 di atas).

Purata albedo bagi seluruh bumi adalah sangat rendah, iaitu kirakira 8% sahaja, kerana >2/3 daripada permukaan bumi terdiri daripada air (Air mempunyai kadar albedo yang sangat rendah). Tambahan lagi, kebanyakan tumbuhtumbuhan juga menyerap bahangan dengan sangat cekap.  Akibat itu, kadar albedo hutan adalah amat rendah (3 10%).

Ini bermakna bahawa nilai albedo sedunia adalah amat rendah.  Pasir mempunyai nilai albedo yang tinggi (15 25%).  Umpamanya, di kawasan gurun, nilai albedo yang tinggi telah menahan suhu daripada menaik kepada takat yang melampau. Pada keseluruhannya, salji dan ais mempunyai nilai albedo yang paling tinggi (50 80%).

Walaupun albedo permukaan bumi adalah rendah, jumlah albedo bagi permukaan bumi dan atmosfera adalah tinggi, iaitu kirakira 36%.  Nilai ini diperolehi daripada cantuman 3 punca albedo utama:

(a) Albedo dari debu, garam, habuk, Co2, dan lainlain bahan  pencemaran yang terapung di udara.

(b) Albedo dari awan.

(c) Albedo dari permukaan bumi.


2.1.4 Serapan

Apabila sesuatu pancaran matahari mengenai sesuatu zarah wap air, ianya mungkin akan diserakkan, dipantulkan ataupun diserap.  Sekiranya jumlah albedo untuk sistem bumiatmosfera ialah 36%, maka jumlah serapan oleh sistem itu ialah 64%.  Satu perkara yang amat mengejutkan ialah kehilangan langsung gelombang

berpanjang 0.29 micron di dalam spektrum elektromagnet apabila pancaran matahari sampai di lapisan atmosfera.  Hal ini adalah disebabkan oleh serapan gelombang itu oleh ozon semasa pancaran matahari melalui stratosfera.  Kirakira 2% daripada jumlah bahangan matahari telah diserap oleh ozone.  Apabila pancaran menembusi atmosfera bawah (iaitu troposfera), kebanyakan daripada bahangan dapat diserap oleh wap air, habuk, debu, C02 dan awan.  Ini mengandungi kirakira l5% daripada jumlah bahangan.  Akibat daripada itu, permukaan bumi hanya menyerap apa yang ditinggalkan, itu kirakira 47% daripada jumlah bahangan (iaitu 64% 2% 15%).

Jumlah bahangan matahari yang diserap di permukaan bumi di manamana tempat bergantung kepada sifat langit pada masa itu, iaitu adakah langit dilindungi oleh awan tebal, langsung tidak ada awan ataupun wujud di dalam keadaan biasa (perlindungan awan yang dipuratakan) (Lihat Jadual 2.2).  

Jadual 2.2: Bahagian Bahangan Suria yang diserap dalam berbagai keadaan Awan yang berlainan
___________________________________________________________________
I: Langit Cerah:
(a) Penyerakan dan Pemantulan - Oleh Atmosfera..............9 %
                                                  - Oleh Permukaan Bumi....6 %      
                                                          JUMLAH................................15 %

(b) Serapan - Oleh Wap Air...............................................13 %
                    Oleh Gas, Habuk, Co2, dan lain-lain.................3 %
                                                         JUMLAH................................16 %
                                                        JUMLAH OLEH ATMOSFERA ......31%

                    Oleh Permukaan Bumi.........................................................69 %
                                                         JUMLAH......................................100 %
                                                       
II: Langit Gelap:
(a) Penyerakan dan Pemantulan - ...................................55 %

(b) Serapan - Oleh Atmosfera.........................................10 %
                                                         JUMLAH........................................65 %

                    Oleh Permukaan Bumi.........................................................35%
                                                        JUMLAH......................................100 %
                                                        
III: Langit Yang Mempunyai Purata Awan Sedunia (52 % Langit Berawan):
(a) Diserap di Permukaan Bumi melalui ruang terang - 48 % X 69 %..........33 %
(b) Diserap di Permukaan Bumi di bawah ruang awan - 52 % X 35 %........18 %
(c) JUMLAH purata Serapan di Permukaan Bumi -   ................................51 %
(d) Serapan - Oleh Atmosfera..................................................................49 %
                                                         JUMLAH.......................................100%
_________________________________________________________________                                                       


2.2 Imbangan Tenaga/Badjet Tenaga Sistem Bumi  Atmosfera

Bahangan dari matahari sampai ke bumi di dalam bentuk gelombang pendek dan keluar dari bumi di dalam bentuk gelombang panjang.  Nilai tenaga bahangan yang sampai di atmosfera atas/sempadan atmosfera dengan angkasa lepas ialah kirakira 2.00 kal/sm2/min.  

Badjet tenaga, iaitu caracara di mana nilai Bahangan Suria itu digunakan, boleh dijelaskan sekiranya kita anggap nilai 2.00 kal/sm2/min itu sebagai 100 unit tenaga (Lihat Rajah 2.4).

Rajah 2.4: Imbangan bajet tenaga sistem bumi-atmosfera.
 

Daripada 100 unit ini, 2 unit telah diserap di dalam Stratosfera oleh ozone, dan 15 unit diserap di dalam troposfera oleh ozone, wap air, titisan air di dalam awan dan lainlain bahan yang terapung di udara (A).  23 unit dipantulkan keluar ke angkasa lepas dari awan (B) dan 7 unit dipantulkan oleh permukaan bumi (E), dan 6 unit lagi dipantulkan oleh molikul udara, habuk dan bahan pencemaran (C).  Jumlah pemantulan ini ialah 36 unit dan dikenali sebagai albedo.  Jumlah unit yang ditinggalkan, iaitu 47 unit (D) sampai ke permukaan bumi baik secara langsung (31 unit) mahupun secara bauran atau serakan ke bawah oleh awan dan molikulmolikul udara (16 unit).

Pola gelombang bahangan panjang yang dikeluarkan oleh bumi agak berlainan daripada apa yang diterangkan di atas.  Bumi kita merupakan satu Jasad Hitam, iaitu sesuatu badan yang berada di atas Oo K dan memancar keluar tenaga bahangan ke alam sekitarnya (sekiranya alam sekitarnya lebih sejuk).  Jasad hitam juga merupakan sesuatu badan hipotetik sahaja yang akan menyerap kesemua bahagan elektromagnet yang dipancar ke atasnya (dari jasad lain atau dari alam sekitarnya). Oleh sebab jasad hitam akan memancar keluar dan menyerap bahangan elektromagnet pada kadar maksima yang mungkin, maka ianya tidak akan membalik, menyerak atau memantul bahangan, tetapi hanya menyerap bahangan atau memancar keluar bahangan sahaja. Dalam dunia sebenar, tiada badan atau benda yang benar-benar berkelakuan seperti jasad hitam walaupun platinum hitam dan asap hitam hampir-hampir menyerupai sesuatu jasad hitam. Berdasarkan Hukum Kirchoff, sesuatu jasad hitam akan menyerap kesemua bahangan pada semua jarak gelombang dan juga memancar keluar bahangan pada semua jarak gelombang. Pemancaran bahangan itu adalah pada maksimum yang mungking pada suhu jasad yang tertentu.

Jasad Kelabu pula merupakan sesuatu badan hipotetik yang menyerap bahangan elektromagnet pada bahagian/peratusan yang konstan/tetap, iaitu di antara sifar (0) dengan satu (1). Ia akan menyerap semua bahangan pada semua jarak gelombang tetapi pada bahagian atau peratusan yang konstan. Bahagian ini dikenali sebagai kadar penyerapan (absorptiviti) yang tidak bergantung kepada jarak gelombang bahangan.Oleh itu, satu jasad kelabu merupakan perantaraan di antara sesuatu jasad hitam dan sesuatu jasad putih. Dalam dunia sebenara, memang tiada jasad kelabu yang wujud walaupun setengah badan hampir menyerupainya.    
  
Jasad Putih pula merupakan sesuatu badan hipotetik yang mempunyai permukaan yang langsung tidak menyerap sebarang bahangan elektromagnet pada sebarang jarak gelombang yang jatuh ke atasnya. Oleh itu, sesuatu jasad putih akan mempunyai albedo maksimum, iaitu mempunyai kadar penyerapan/absorptiviti sifar (0). Sesuatu jasad putih adalah tepat-tepat bertentangan dengan sesuatu jasad hitam.Dalam dunia sebenar, memang tiada wujud sebarang jasad putih yang benar. Kebanyakan badan yang mempunyai pigmen putih akan mempunyai kadar pemantulan (reflektiviti) yang tinggi untuk bahangan nampak (visibel). Badan-badan tersebut adalah penyerap baik untuk bahangan infra-merah. Oleh itu, badan-badan tersebut bukannya jasad putih yang sebenar. Berdasarkan teori itu, maka setengah ahli meteorologi sentiasa juga mengatakan bahawa setengah badan adalah jasad putih bagi setengah jarak gelombang (sebab ianya menyerap gelombang tersebut).
     
Oleh kerana suhu Bumi ialah kirakira 283o K, maka jumlah tenaga yang dikeluarkan ialah kirakira sama dengan 98 unit bahangan bergelombang panjang (Rujuk kepada Rajah 2.4 di atas).  Daripada 98 unit ini, 91 unit adalah diserap oleh Co2, wap air dan titisan air di dalam awan di dalam atmosfera (G) sementara 7 unit hilang terus ke angkasa melalui tingkaptingkap bahangan (radiation windows) (J).  Troposfera memantulkan semula 78 unit balik ke permukaan bumi (H) dan 57 unit ke angkasa lepas (I).  2 Unit dari stratosfera dan 22 unit (K) dari perolakan diserap oleh troposfera dan 5 unit (L) dari pengaliran juga diserap oleh atmosfera.

Akibat kemasukan dan keluaran tenaga bahangan, maka dapat diperhatikan bahawa wujud satu imbangan tenaga di mana input tenaga  adalah sama dengan output tenaga bagi seluruh sistem bumiatmosfera. Sekiranya tidak, sistem bumiatmosfera mungkin akan menjadi beransuransur sejuk atau panas bergantung kepada lebihnya tenaga yang diserap ataupun lebihnya tenaga yang dilepaskan.  Walau bagaimanapun, bagi garislintanggarislintang tertentu, tidak terdapat imbangan tenaga seperti itu.  Setengah garislintang (Khatulistiwa) menerima lebih banyak tenaga berbanding dengan yang dilepaskan tetapi setengah garislintang (Bulatan Artik) menerima kurang tenaga berbanding dengan nilai yang dilepaskan.  Ketidakseimbangan tenaga ini dapat diseimbangkan melalui berbagai proses cuaca dan iklim yang kita akan tinjau di dalam kuliah yang akan datang.

*****************************************************************************
UNIVERSITI SAINS MALAYSIA
Pusat Pengajian Ilmu Kemanusiaan

HGF 223 - CUACA DAN IKLIM

KULIAH 3

3.1 Taburan Tenaga Bahangan Sedunia.

    3.1.1    Ketidakseimbangan daripada segi ruang:

    (a)    Perbezaan garislintang.

    (b)    Perbezaan sifat permukaan bumi.

    (c)    Perbezaan lindungan awan.

    (d)    Perbezaan bahanbahan pencemaran.

    3.1.2  Ketidakseimbangan daripada segi masa

Rujukan

1.Barry, R.G. and Chorley, R.J. (1994), Atmosphere, Weather and Climate, Methuen (London), m.s. 3050.  QC861.2.B281(RS).

2. Chan, N.W. (Tanpa Tarikh),Tenaga di dalam Sistem Bumiatmosphera.  Bilik  Sumber Geografi, USM.  M0175.

3. Chan, N.W (1995) Asas Kaji Iklim. DBP, Kuala Lumpur.  

4. Critchfield, H.J. (1983), General Climatology, PrenticeHall (Englewood Cliffs, N.J.).  m.s. 1430.  QC981.C934.

5. Sellers, W.D. (1965), Physical Climatology (Chicago), m.s. 1139.          QC981.S467.

6. Sham, Sani (1983), Pengantar Cuaca dan Iklim, DBP (Kuala Lumpur).  m.s. 3034.  QC981.S528.

7. Strahler, A.N. (1978), Geografi Fizikal, John Wiley & Sons (Kuala Lumpur).  m.s. 127153.  mGB55.S8963(RS).

8. Trewartha, G.T. (1968), An Introduction to Climate, McGrawHill (New York).  Bab 1.  QC981.T817.

9. Sham Sani (1989), Pembandaran dan Iklim. Syarahan Perdana Jawatan Profesor, UKM pada 4 November 1989, Penerbit UKM (Bangi).

10. Sham Sani (1995), Iklim Mikro: Proses dan Applikasi. DBP (Kuala Lumpur).  


3.1 Taburan Tenaga Bahangan Sedunia

Pada dasarnya, sifat bumi yang berbentuk sfera dan kitaran musim sepanjang tahun akan menyebabkan kawasankawasan yang berlainan di dunia menerima jumlah bahangan yang tidak sama daripada segi ruang dan masa.  Pada keseluruhannya sistem BumiAtmosfera mengalami suatu imbangan tenaga yang agak stabil tetapi bagi kawasankawasan tertentu di atas Bumi khasnya pada garislintanggarislintang yang berlainan, setengahsetengah kawasan mempunyai imbangan bahangan positif dan setengahnya pula mengalami imbangan bahangan negatif.  Ketidakseimbangan taburan tenaga bahangan ini boleh disebabkan oleh beberapa faktor:


3.1.1     Ketidakseimbangan daripada segi ruang

(a)    Perbezaan Garislintang

Pada dasarnya, ketidaksamaan di dalam kadar penyerapan jumlah tenaga bahangan matahari di antara garislintanggarislintang yang berlainan adalah disebabkan oleh permukaan bumi yang bersifat bulat Akibat sifat itu, kawasankawasan yang terletak berhampiran dengan Khatulistiwa adalah pada umumnya terletak lebih dekat dari matahari.  Justeru itu kawasankawasan tersebut akan menerima lebih banyak tenaga bahangan jika dibandingkan dengan kawasankawasan yang berhampiran dengan keduadua kutub yang terletak lebih jauh darinya.  Sudut pancaran juga mempengaruhi intensiti, keamatan dan keterikan penerimaan tenaga bahangan.  Pada dasarnya, permukaan bumi yang terletak dekat dengan Khatulistiwa adalah terdedah secara tegak (90o) kepada sinaran matahari.  Sebaliknya, kawasankawasan bergarislintang tinggi menerima sinaran matahari pada  sudut yang agak kecil.  Akibatnya, intensiti tenaga bahangan akan menjadi amat rendah.

Pada umumnya, bumi merupakan satu kawasan "Sumber Haba" kecuali di kawasankawasan yang terletak berhampiran dengan Kutub yang dikenali sebagai kawasankawasan "Lekukan Haba".  Sebenarnya, terdapat 3 kawasan utama di dunia dapat dikenalpastikan sebagai sumber atau lekukan (Rajah 3.1).  Di sekitar bahagian tengah bumi, iaitu di antara garislintang 30oS hingga ke 40oU, terdapat satu kawasan "Sumber Haba".  Di dalam kawasan ini, jumlah tenaga bahangan yang diterima daripada matahari (iaitu Gelombanggelombang Bahangan Pendek) adalah sentiasa berlebihan jika dibanding dengan jumlah haba bahangan bumi yang dipancarkan keluar ke angkasa lepas pada waktu malam (iaitu Gelombanggelombang bahangan panjang).  Kawasan sebegini lazim dipanggil oleh ahliahli kajiklim sebagai kawasan "Sumber Haba", iaitu kawasan tenaga yang berlebihan.  Sebaliknya, di kawasankawasan yang terletaknya berhampiran dengan keduadua kutub, iaitu satu kawasan dari 40oU ke kutub Utara dan satu lagi kawasan dari 30oS ke Kutub Selatan, terdapat dua kawasan yang dikenali sebagai "Lekukan Haba".  Di dalam keduadua kawasan tersebut, jumlah haba yang diterima di dalam bentuk bahangan gelombang pendek adalah sentiasa kurang daripada jumlah haba yang dipancarkan keluar oleh bumi ke angkasa lepas di dalam bentuk Gelombang Panjang.

Rajah 3.1: Taburan Sumber dan Lekukan Haba Sedunia.

Taburan jumlah tenaga bahangan tahunan sedunia telah dikaji oleh Budyko (1958) dan beliau telah menunjukkan bahawa jumlah tenaga bahangan yang tinggi sekali bukan tertumpu di sekitar Khatulistiwa, sebagaimana yang dijangkakan oleh ahliahli kajiklim pada masa dulu.  Menurut  Maury (1858) hal ini adalah disebabkan oleh wujudnya satu kumpulan litupan awan tebal yang terdapat di dalam atmosfera berhampiran dengan Khatulistiwa. Kesan perlindungan  awan ini dapat menghalang banyak bahangan suria daripada sampai ke permukaan bumi di dalam kadar yang berlebihan.  Secara umum, peta Budyko (yang diberikan di dalam ukuran tahunan) menunjukkan jumlah bahangan maksima yang tertumpu di kawasan gurungurun tropika dan di sekitar zonzon yang mengalami anginangin timuran.  Misalnya, di kawasankawasan Gurun Sahara dan Kalahari, nilainilai tahunan mungkin melebihi 200 kg cal/cm2/tahun.  Kawasankawasan tropika lembab, iaitu termasuk Amazon, Congo dan Asia Tenggara mengalami nilainilai di antara 120 dan 140 kg cal/cm2/tahun.  Kawasankawasan garislintang tinggi yang beriklim sederhana sejuk seperti Great Britain, Eropah dan Amerika Utara menerima jumlah tenaga bahangan sebanyak 80 120 kg cal/cm2/tahun.  Berhampiran dengan Bulatan Artik dan Antartik, nilainilai adalah kurang daripada 80 kg cal/cm2/tahun.  Jika tidak diambil kira kesankesan atmosfera, taburan tenaga bahangan harian (di dalam langley;  1 langley = 1 gram kalori setiap sentimeter persegi) adalah berbeza. Perbezaan keamatan tenaga bahangan suria dapat dilihat daripada segi ruang dan masa.

(b)  Ketidakseimbangan yang disebabkan oleh ciriciri permukaan tempatan

Bentuk muka bumi adalah berbezabeza dari satu tempat ke tempat yang lain.  Akibat itu, dua kawasan yang berlainan yang terletaknya di dalam lingkungan satu jenis iklim yang sama mungkin akan mengalami perbezaan juga di dalam jumlah tenaga bahangan yang diterima.  Di Hemisfera Utara, ceruncerun yang menghadap ke arah Selatan akan menerima pancaran matahari yang lebih terik berbanding dengan ceruncerun yang menghadap ke arah utara.  Keadaan sebaliknya berlaku di Hemisfera Selatan di mana ceruncerun menghadap Utara menerima lebih banyak tenaga bahangan pada intensiti yang lebih tinggi.  Ini adalah disebabkan oleh sudut di mana permukaan ceruncerun tersebut dikena oleh pancaranpancaran matahari.  Perbezaan daripada segi jenisjenis perlindungan bumi juga mempengaruhi jumlah tenaga bahangan yang akan diserap oleh sesuatu kawasan.  Sebagaimana yang diketahui, albedo permukaan bumi adalah berbezabeza dan bergantung kepada darjah kecerahan dan keputihan sesuatu jenis permukaan.  Jadi, kadar albedo akan mempengaruhi kadar penyerapan bahangan sebab apa yang ditinggalkan oleh albedo merupakan jumlah serapan.  Secara umum, jenis permukaan yang mempunyai kadar albedo yang tinggi akan menerima kadar bahangan yang rendah. Sebaliknya jenis permukaan yang mempunyai kadar albedo yang rendah akan menyerap lebih banyak tenaga bahangan.

(c) Ketidakseimbangan yang disebabkan oleh  kadar perlindungan awan

Seorang ahli kajiklim terkemuka, Maury (1958) berpendapat bahawa kawasan yang menerima jumlah bahangan yang paling tinggi bukannya terdapat di Khatulistiwa tetapi di kawasankawasan garislintang pertengahan, iaitu di sekitar gurun panas tropika.  Ini adalah disebabkan oleh perlindungan awan yang tebal yang didapati sepanjang tahun di kawasan tropika lembab, terutamanya di kawasankawasan yang berhampiran dengan Khatulistiwa.  Pada umumnya, awan tebal seperti jenis Kumolonimbus cuma akan membalikkan banyak bahangan dan melepaskan hanya sebahagian bahangan yang kecil untuk sampai ke permukaan bumi (75% daripada tenaga bahangan akan disebarkan atau diserap oleh awan jenis kumolonimbus apabila pancaran matahari menembusinya Akibat itu, kawasankawasan dunia yang sentiasa berawan tinggi dan tebal akan kurang menyerap bahangan.  Kawasankawasan yang langsung tidak berawan seperti kawasan gurun panas akan menerima jumlah tenaga bahangan yang tinggi. Sebagai contoh, Gurun Sahara menerima jumlah bahangan yang melebihi 200 kg cal/cm2/tahun.

(d)  Kehadiran bahanbahan pencemaran

Bahanbahan pencemaran yang dihasilkan oleh manusia melalui kegiatan seperti perusahaan, kenderaan, pembakaran dan perlombongan akan diserap masuk ke dalam lapisanlapisan atmosfera yang tertentu.  Bahanbahan seperti habuk, abu, asap, C0, C02 dan gasgas yang lain akan bertindak di dalam cara yang hampir sama seperti awan, iaitu bahanbahan tersebut boleh menyerap, menyebar dan membalikkan tenaga bahangan.  Akibat itu, kesannya adalah amat penting daripada segi penyerapan tenaga haba.  Misalnya, kawasan di mana atmosferanya mempunyai jumlah bahanbahan pencemaran yang jarang (misalnya luarbandar dan kawasan hutan) akan menyerap sebilangan haba yang sedikit sahaja di dalam atmosperanya.  Sebaliknya, atmosfera yang penuh dengan bahan kekotoran ini akan menyerap banyak haba.  Pada waktu malam, udara bersih juga membenarkan banyak bahangan panjang dilepaskan ke angkasa tetapi udara penuh dengan kekotoran akan menghalang bahangan keluar.  Akibat itu, kawasan bandar mengalami suhu waktu malam yang lebih tinggi berbanding dengan desa (Lihat Jadual 3.1).

Jadual 3.1: Perubahan Unsur-Unsur iklim yang disebabkan oleh pencemaran udara di kawasan bandar raya.

3.1.2    Ketidakseimbangan daripada segi  masa

Ketidakseimbangan ini dapat dilihat dari skala musiman di mana musimmusim yang berlainan dalam setahun menerima jumlah bahangan yang berbezabeza (Jadual 3.2).  Secara umum, boleh dikatakan bahawa musim panas merupakan masa di mana terdapat tenaga berlebihan sementara musim dingin merupakan masa di mana terdapatnya tenaga kekurangan.  Dalam musim panas di Hemisfera Utara, iaitu khasnya pada bulan Julai, min nilai haba bahangan yang diterima dengan banyak sekali terdapat di garislintang tengah, iaitu di sekitar 30oU.  Keadaan yang sama juga berlaku di Hemisfera Selatan pada bulan Januari, di mana sekitar 30oS menerima nilai bahangan sebanyak 14 kg cal/cm2/bulan.  Nilai ini beransuransur berkurangan dalam arah keduadua kutub.  Satu sifat yang menarik ialah terdapat kawasan kawasan bernilai tinggi walaupun Hemisfera itu berada dalam musim dingin, umpamanya semasa Hemisfera Utara mengalami musim dalam bulan Disember, nilainilai yang lebih daripada 14 kg cal/cm2/bulan terdapat di Sudan.  Dalam bulan Jun, semasa Hemisfera Selatan mengalami musim dingin, kawasankawasan bernilai bahangan tinggi ialah di bahagian Tengah dan Selatan Afrika dan Barat Laut Australia yang menerima bahangan sebanyak 14 kg cal/cm2/bulan.

Jadual 3.2: Penerimaan Jumlah Bahangan Suria Mengikut Masa dan Garislintang (Dalam Kalori/sm2/hari)
___________________________________________________________________
Masa/Musim    90oU    30oU    0o    30oS    90oS
___________________________________________________________________

22 Disember    0    480    869    1073    1185
4 Februari    0    586    905    1003    834
21 Mac        0    799    923    799    0
6 Mei        796    958    863    560    0
22 Jun        1100    1005    814    450    0
___________________________________________________________________

*****************************************************************************

UNIVERSITI SAINS MALAYSIA
Pusat Pengajian Ilmu Kemanusiaan

HGF 223 - CUACA DAN IKLIM

KULIAH 4

Transformasi BentukBentuk Tenaga dan Pemindahannya Dari Kawasan Berlebihan Ke Kawasan Berkurangan:

(a)    Adveksi     Pemindahan Tenaga secara Melintang

(b)    Perolakan     Pemindahan Tenaga secara Tegak

Rujukan

1. Barry, R.S. and Chorley, R.J. (1994), Atmosphere, Weather and Climate, Methuen (London). m.s. 5462.  QC861.2.B281(RS).

2. Critchfield, H.J. (1974), General Climatology, Prentice Hall (Englewood Cliff, N.J.).  m.s. 2027.  QC981.C933.

3. Crowe, P.R. (1971), Concepts in Climatology (London).

4. Geiger, R. (1966), The Climate near the Ground (Cambridge).              QC861.G312(RS).

5. Riehl, H. (1965), Introduction to the Atmosphere, McGrawHill (New York).  m.s. 320.  QC863.RS552.

6. Sellers, W.D. (1965), Physical Climatology (Chicago), Bab 5, m.s. 6568.      QC981.S467.

7. Sham, Sain (1983), Pengantar Cuaca dan Iklim, DBP (Kuala Lumpur), m.s. 913.  QC981.S528.

8. Strahler, A.N. (1978), Geografi Fizikal, John Wiley & Sons (Kuala Lumpur).  m.s. 13840.  mGB55.S8963(RS).


4.1 Transformasi BentukBentuk Tenaga dan CaraCara Pengangkutan Tenaga

Setakat ini, kita telah kaji tentang beberapa bentuk tenaga yang berada di dalam atmosfera dan bagaimana bentukbentuk ini berubahubah dari tempat ke tempat dan dari semasa ke semasa (Lihat Rajah 4.1).  Di dalam perbincangan tentang batjet tenaga/imbangan tenaga, kita telah memperhatikan bahawa taburan tenaga bahangan sedunia adalah tidak sekata, di mana kawasankawasan berhampiran dengan khatulistiwa, pada amnya, menerima 2.5 kali lebih banyak tenaga berbanding dengan kawasankawasan berhampiran dengan kutub.  Akibat itu, sekiranya proses penerimaan  tenaga bahangan ini berterusan tanpa manamana gangguan, maka lamakelamaan mungkin timbulnya satu kawasan sumber tenaga yang melampau berlebihan di kawasan sekitar khatulistiwa.  Akibatnya ialah suhu yang melampau tinggi dan ini mungkin akan menghalang atau membinasakan kehilangan hayat dan segala makluk hidup.  Kawasankawasan kutub pula mungkin menjadi terlampau sejuk kerana sentiasa mengalam kehilangan lebih banyak tenaga (melalui bahangan bumi) berbanding dengan tenaga yang diterima (dari bahangan matahari).  Akan tetapi, di dalam dunia yang sebenar, perhimpunan tenaga yang lampau banyak di sekitar khatulistiwa dan pengurangan tenaga berlebihan di sekitar kutub tidak berlaku.  Tambahan pula, bumi kita sentiasa berada di dalam satu keadaan yang dikenali sebagai "thermal equilibrium" atau Keseimbangan Termal, di mana tidak ada manamana kawasan tertentu yang "untung" (tambah tenaga) atau manamana kawasan yang "rugi" (hilang tenaga).  Setengah ahliahli kajiklim berpendapat bahawa, pada tiaptiap garislintang tertentu di dunia, mungkin terdapat satu imbangan tempatan, di mana tenaga yang masuk (input tenaga) adalah sama dengan tenaga yang dikeluarkan (output tenaga).  Akan tetapi, kajiankajian telah menunjukkan bahawa keadaan ini jarang berlaku.  Ini adalah sebab, sedangkan bahangan masuk berubahubah dengan banyaknya mengikut perubahan nilai garislintang, iaitu tinggi sekali di khatulistiwa dan rendah sekali di kutub, bahangan keluar adalah lebih kurang sekata di seluruh bumi, di mana perubahanperubahan adalah sangat kecil sahaja. Ini disebabkan oleh perbezaanperbezaan yang kecil di dalam suhu atmosfera.  Akibat itu, imbangan tenaga yang dicapai di semua kawasan bumi mesti dihuraikan dengan sebabsebab yang lain.

Rajah 4.1: Transformasi bentuk-bentuk tenaga.


Dalam dunia sebenara, bentuk-bentuk tenaga itu wujud dalam kitaran hidrologi seperti yang ditunjukkan dalam Rajah 4.2.

Rajah 4.2: Bentuk-Bentuk Tenaga dalam Sistem Bumi-Atmosfera.

4.2 Pengangkutan dan Pemindahan Tenaga Secara Tegak

Merujuk kepada Rajah 4.3, didapati bahawa nilai bahangan bersih bagi sistem atmosferabumi adalah sifar.  Ini bermakna bahawa jumlah bahangan gelombang pendek (iaitu bahangan masuk) adalah sama dengan jumlah bahangan gelombang panjang (iaitu bahangan keluar).  Akan tetapi, sekiranya Bumi sahaja dipertimbangan, maka didapati bahawa Bumi ialah satu sumber bahangan yang positif kecuali dekat kawasankawasan kutub yang mempunyai nilainilai negatif.  Sebaliknya, atmosfera kita merupakan satu kawasan "Lekukan Tenaga" di mana Imbangan Bahangan Bersihnya bagi semua garislintang adalah negatif.  Akibat itu, tenaga berlebihan yang diterima dipermukaan bumi mesti dipindahkan ke atmosfera untuk menyeimbangkan keadaan kekurangan tersebut.  

Rajah 4.3: Imbangan Bahangan bagi Sistem Bumi-Atmosfera, Sistem Bumi dan Sistem Atmosfera (Menurut Sellers, 1965)

Namun menjadi lekukan-lekukan haba, atmosfera, kutub-kutub dan kawasan-kawasan bergarislintang tinggi tidak menjadi semakin sejuk. Pada hal yang serupa, sistem bumi dan kawasan tropika tidak menjadi semakin panas pula. Hal ini adalah sebab terdapat pemindahan haba antara sistem-sistem dan garislintang-garislintang tertentu. Pemindahan ini dikenali sebagai Pemindahan Haba Meridional. Hal ini dapat dilakukan oleh prosesproses pengangkutan tenaga secara tegak, iaitu oleh (a) arusarus perolakan (Rajah 4.4);  (b) udara panas yang naik (haba sensitif atau haba rasa) (Rajah 4.5) dan (b) wapwap air (haba pendam) (Rajah 4.6).  

Rajah 4.4: Pemindahan haba secara tegak antara bumi dan atmosfera.

Rajah 4.5:Pemindahan haba secara mendatar atau meridional.


Rajah 4.6: Fluks Pindahan Tenaga ke arah kutub dari khatulistiwa (Dalam Kilokalori/sm2/tahun).

Pada skala dunia dan secara besarbesaran, pengangkutan tenaga haba secara tegak dijalankan oleh selsel perolakan, di mana yang paling terkenal ialah Sel Hadley yang wujud di antara khatulistiwa dengan kawasankawasan garislintang tengah, iaitu di Garisan Sartan (23 1/2oU) dan Garisan Jadi (23 1/2oS).  Proses ini berlaku dengan pesatnya di kawasan tropika tetapi dengan kadar yang kurang pesat di kawasan iklim sederhana.  Di kawasankawasan kutub, perolakan mungkin tidak berlaku.  Sekiranya ada sel perolakan yang wujud di kutub, tindakannya adalah tidak begitu sempurna di dalam hal pemindahan tenaga haba secara tegak. Pengangkutan tenaga melalui udara panas dilakukan oleh dua proses utama, iaitu melalui pemindahan Haba Pendam dan Haba Rasa. Apabila pancaran sinaran matahari kena permukaan lautan dan permukaan tumbuhantumbuhan, maka prosesproses sejatan dan perpeluhan akan berlaku.  Wapwap air dibawa naik ke dalam udara dan apabila mencapai satu paras ketinggian tertentu ianya akan meluwap lalu menjadi awan.  Wapwap air tersebut mempunyai haba pendam yang diperolehi dari pertukaran tenaga elektromagnet kepada tenaga haba semasa pancaran matahari kena pada permukaan air.  Jadi, apabila wapwap air mengembang besar dan menjadi titisantitisan air hujan yang jatuh, maka haba akan dilepaskan di sekitar atmosfera atas.  Haba rasa juga dapat dipindahkan dari permukaan daratan yang paras (misalnya gurun) ke lapisan atmosfera atas melalui pengaliran udara atau dibantu oleh angin menaik.  Dengan caracara begini, permukaan bumi akan menjadi sejuk dan haba dapat dipindahkan ke atas untuk memanaskan lapisanlapisan atmosfera atas.

4.3 Pengangkutan dan Pemindahan Tenaga Secara Melintang

Pada keseluruhannya, walaupun Imbangan Bahangan Bersih bagi sistem BumiAtmosfera adalah sifar  (input Bahangan Matahri = output Bahangan Bumi), imbanganimbangan bahangan bagi setiap garislintang/kawasan tertentu di Bumi adalah berbezabeza seperti yang telah diperhatikan semasa kuliah yang lepas.  Secara umum, patut diingatkan bahawa dari garislintang 30oS ke 40oU terdapat satu kawasan yang mempunyai imbangan bahangan bersih yang positif (atau berlebihan) dan dari garislintang 30oS ke Kutub S dan dari 40oU ke Kutub U pula terdapat  dua kawasan yang mempunyai imbangan bahangan bersih yang negatif (kawasankawasan berkurangan tenaga).  Oleh kerana kawasankawasan tropika tidak sebenarnya menjadi semakin panas dan kawasankawasan kutub tidak menjadi semakin sejuk, maka terdapat sesuatu taburan semula tenaga bahangan yang diterima yang dilakukan oleh berbagai proses dinamik di dalam sistem bumiatmosfera supaya mengekalkan keadaan imbangan.  Akibat itu, wujudnya satu proses pengangkutan dan pemindahan tenaga yang selalu berlaku di mana tenaga yang berlebihan dari kawasan tropika dipindah ke kawasankawasan kutub yang berkurangan tenaga. Dengan caracara begini, kawasan tropika dapat melepaskan haba yang berlebihan (kemudian jadi sejuk) dan kawasan kutub dapat dipanaskan oleh haba yang diangkut dari kawasan tropika tadi.

Proses pemindahan tenaga haba secara melintang tersebut iaitu, dari  khatulistiwa ke arah keduadua kutub berlaku melalui atmosfera dan lautan (lihat Rajah 4.4 dan 4.5). Pengangkutan tenaga  secara melintang/mendatar ini yang juga dikenali sebagai "Adveksi Haba" berlaku di dalam bentuk haba pendam (wapwap air dalam udara yang bergerak) dan juga bentuk haba rasa (melalui arusarus lautan yang panas dan juga anginangin panas yang mengalir dari kawasan panas ke kawasan sejuk) (Rajah 4.6).  Kadar pemindahan adalah berubahubah bergantung kepada garislintanggarislintang yang tertentu.  Pada amnya, zon garislintang yang berlakunya  pemindahan haba maksima ialah di antara garislintanggarislintang 35o dan 45o di keduadua hemisfera. Pengangkutan  haba melalui haba pendam, juga berlaku di lapisan atmosfera atas. Di lapisanlapisan atmosfera atas, terdapat satu zon tekanan tinggi di atas khatulistiwa dan dua zon tekanan rendah di atas keduadua Kutub Selatan dan Kutub Utara.  Akibat itu, haba mengalir melalui arusarus udara jet dan Khatulistiwa menujui ke arah keduadua kutub.  Pemindahan haba rasa melalui arusarus lautan adalah ketara sekali.  Arusarus panas mengalir dipermukaan lautan dari kawasan khatulistiwa ke kutub sementara arusarus sejuk mengalir di dasar lautan dari kawasan kutub ke kawasan khatulistiwa. Dengan  caracara beginilah sistem atmosbumi dapat menyeimbangkan keadaan imbangan tenaga yang agak stabil pada jangka masa yang panjang.

Beberapa pakar kajiklim telah membuat kajian tentang nilai sebenar tenaga yang diangkat dari satu garislintang ke garislintang yang lain.  Rajah 4.7 menunjukkan imbangan di antara kemasukan bahangan gelombang pendek dan keluaran bahangan gelombang panjang.  Kelebihan tenaga yang didapati di sekitar kawasan garislintang 0o 35o akan diangkut ke kawasan kelurangan tenaga yang didapati di sekitar 35o Kutub.  Nilai pemindahan yang tinggi sekali berlaku di sekitar garislintang 40o dan kurang sekali (hampir 0) di sekitar khatulistiwa dan kutub.

Rajah 4.7: Imbangan Bahangan Gelombang Pendek (Bahangan Matahari) dengan Gelombang Panjang (Bahangan Bumi).

Rajah 4.6 juga menunjukkan nilainilai pengangkutan tenaga bahangan dari khatulistiwa ke arah keduadua kutub.  di hemispera Utara, nilai pemindahan yang tinggi sekali adalah di sekitar garislintang 40oU tetapi di hemisfera sekitar, nilai pemindahan adalah tinggi sekali di sekitar garislintang 30oS.  Data yang telah dikumpul oleh beberapa pakar ahli kejaklim tentang fluks haba tahunan menunjukkan aliran ke arah kutub di dalam kedua-dua Hemisfera.

*****************************************************************************
UNIVERSITI SAINS MALAYSIA
Pusat Pengajian Ilmu Kemanusiaan

HGF 223/4 - CUACA DAN IKLIM

KULIAH 5

5.1    Lembapan Atmosfera.

5.2    Bentukbentuk air yang wujud di dalam Sistem BumiAtmosfera.

5.3    Kitaran Hidrologi.

5.4    Taburan lembapan sedunia dan caracara pemindahannya.

Rujukan:

1. Barry, R.S. and Chorley, R.J. (1977), Atmosphere, Weather and Climate, Methuen (London), Bab 2.  QC861.2.B281(RS).

2. Riehl, H. (1965), Introduction to the Atmosphere, McGrawHill (New York), Bab 4. QC863.RS552.

3. Miller, A.A. (1961), Climatology, Methuen (London).  m.s. 1421. QC981.M647.

4. Griffiths, J.F. (1985), Kaji Iklim Gunaan:  Satu Pengenalan,  Fajar Bukti (Petaling Jaya).  QC981.G855.

5. Strahler, A.N. (1978), Geografi Fizikal, John Wiley & Sons (Kuala Lumpur).  Bah. II, Bab 10, m.s. 17699.  mGB55.S8963(RS).  

6. Trewartha, G.T. (1980), Mengenal Iklim, DBP (Kuala Lumpur).  Bab 4, m.s. 12063.  QC981.T817 atau Microfiche 734.

7. Monkhonse, F.J. (1954), Principles of Physical Geography, University of London Press Ltd. (London), Bab 17, m.s. 42751.  GB53.M745.


5.1 Lembapan Atmosfera

Haba dan air merupakan juzukjuzuk penting di dalam sistem bumiatmosfera, terutamanya di lapisan hayat yang dikenali sebagai biosfera.  Manusia banyak bergantung kepada haiwan dan tumbuhtumbuhan di daratan untuk makanannya, dan haiwan dan tumbuhtumbuhan ini memerlukan air tawar.  Manusia sendiri juga mengunakan air tawar untuk berbagaibagai tujuan.  Sumber utama air tawar ialah pemeluwapan wap air di dalam atmosfera.  Pemeluwapan wap air ini datang dari sejatan dan perpeluhan (laut dan daratan).  Keduadua istilah tersebut boleh dicantumkan dan dikenali sebagai sejatpeluhan.  Walaupun air mewakili hanya 5% daripada jumlah isipadu atmosfera, ianya adalah bertanggungjawab ke atas pembentukan berbagai jenis iklim yang berbezabeza di merata tempat di atas pemukaan bumi (contoh:  iklim gurun yang berkurangan air dan  iklim khatulistiwa yang berlebihan air). Sutcliffe (1956), telah menggambarkan had-had kandungan air dalam atmosfera (Jadual 5.1).

Jadual 5.1: Min Kandungan air di dalam Atmosfera (dalam sentimeter seperti ukuran hujan)
___________________________________________________________________

BULAN HEMISFERA UTARA HEMISFERA SELATAN SELURUH BUMI
JANUARI 1.9 SM 2.5 SM 2.2 SM
JULAI 3.4 SM 2.0 SM 2.7 SM

        
Purata simpanan air di dalam atmosfera (kirakira 2.5 cm) hanya mencukupi untuk 10 hari hujan berturutturut di seluruh dunia.  Akan tetapi, kadar kelembapan boleh meningkat melalui sejatan dan perpeluhan di dalam atmosfera pada jangkamasa yang singkat sahaja di kawasankawasan dunia yang tertentu, misalnya di kawasan berhampiran dengan Khatulistiwa yang sentiasa berlaku ribut petir.  Di dalam kes begini, hujan lebat akan berlaku (contoh:  satu rekod sebanyak 187 cm hujan telah dicatatkan di pulau Reunion, Madagascar, di dalam masa 24 jam pada bulan Mac 1952).

Di permukaan bumi, puncapunca wap air utama ialah kawasankawasan lautan di antara garislintang 40oU dan 40oS, di mana suhu yang sentiasa tinggi dialami sepanjang tahun amat menggalakkan proses sejatan.  Untuk lautan bagi seluruh dunia, purata sejatan yang paling tinggi ialah di antara garislintang 20oU dan 20oS.  Walau bagaimanapun, kadar sejatan adalah berbezabeza mengikut ruang dan masa.

5.2 BentukBentuk Air Yang Wujud di Dalam Sistem BumiAtmosfera

Seperti kehadiran tenaga di dalam sistem BumiAtmosfera yang sentiasa menukar bentuknya, lembapan juga bertukartukar bentuk dari semasa ke semasa.  Ini bergantung kepada tambahnya haba ke dalam sesuatu jisim lembapan ataupun pembebasan haba daripadanya.  Air wujud di dalam 3 keadaan atau bentuk:

(a)    Pejal di dalam bentuk ais;

(b)    Cecair di dalam bentuk air;  dan

(c)    Gas di dalam bentuk wap.

Di dalam bentuk wap yang bersifat gas, molikulmolikul H2 boleh berubah kepada keadaan cecair melalui proses pemeluwapan ataupun, sekiranya suhu kurang daripada takat beku gas boleh berubah terus kepada keadaan pepejal menjadi hablur ais melalui proses pejalwapan  Melalui proses sejatan/perwapan, molikulmolikul H20 boleh keluar dari pemukaan air untuk menjadi molikul gas (wap).  Perubahan terus yang sama dari bentuk ais kepada bentuk wap tanpa melalui bentuk cecair juga dikenali sebagai pejalwapan.  Air juga dapat berubah dari keadaan cecair ke dalam pejal melalui pembekuan dan dari pejal kepada cecair melalui peleburan/cairan.  Semua perubahanperubahan bentuk lembapan ini dapat digambarkan di dalam Rajah 5.1.

Rajah 5.1: Bentuk-Bentuk Lembapan dan Proses-Proses Pertukaran.


Perkara yang sangat penting di dalam kajiklim yang berkait rapat dengan perubahan bentukbentuk air tersebut ialah pemindahan haba yang mengikuti setiap perubahan tadi.  Umpamanya, apabila air tersejat, haba rasa yang kita rasai dan dapat disukat dengan jangkasuhu, akan berubah ke dalam suatu bentuk yang tersembunyi dan dikandung oleh wap air yang dikenali sebagai Haba Pendam Perwapan.  Perubahan ini mengakibatkan penurunan suhu cecair yang masih ada.  Penyejukan yang terhasil semasa peluh tersejat dari kulit kita merupakan satu contoh yang nyata.  Bagi setiap gram air yang tersejat pada suhu 0 darjah Celsius, kirakira 600 kalori (597.3 kalori adalah angka yang tepat) tenaga akan berubah menjadi bentuk pendam.  Sebaliknya, di dalam proses pemeluwapan, jumlah tenaga yang sama terkeluar untuk menjadi haba rasa, dan suhu meningkat mengikut kadarnya.  Begitu jugalah dengan proses pendingin bekuan yang membebaskan tenaga haba sebanyak kirakira 80 kalori (79.7 kalori ialah angka yang tepat) setiap satu gram air, sementara pencairan menyerap haba yang sama jumlahnya.  Ini disebut Haba Pendam Lakuran.  Apabila pejalwapan berlaku, haba yang diserap (semasa ais berubah menjadi gas) atau yang dibebaskan (semasa gas berubah menjadi ais) adalah lebih besar bagi setiap gram air kerana haba pendam perwapan dan haba pendam lakuran adalah digabungkan (iaitu 680 kalori bagi setiap gram air) (677.0 kalori ialah angka yang tepat). Ini dikeanali sebagai Haba Pendam Pejalwapan.

5.3 Kitaran Hidrologi


Gambar: Lembapan berupaya wujud dalam bentuk titisan pepejal halus yang terapung-apung dalam atmosfera sebagai titisan awan seperti awan stratus/bukit ini di Cameron Highlands.

Di dalam sistem BumiAtmosfera, lembapan adalah sentiasa di dalam transformasi, iaitu bentukbentuk lembapan berubah dari satu bentuk kepada bentuk yang lain. Lembapan di dalam lautan, atmosfera dan di daratan sentiasa mengalami perubahan kedudukan daripada segi ruang, dan hal ini dikenali sebagai kitaran hidrologi  (Lihat Rajah 5.2).  Pada mulanya, pancaran matahari (Tenaga Elektromagnet) akan kena kepada pemukaan lautan dan daratan.  Ini akan memanaskan kawasankawasan tersebut dan mengakibatkan proses sejatan dan perpeluhan berlaku.  Wapwap air yang naik ke dalam atmosfera akan membentuk awan dan kemudiannya proses pemeluwapan yang berlaku akan menghasilkan kerpasan (air dan salji).  Kerpasan yang jatuh semula ke daratan membentuk air larian permukaan bumi dan juga air larian bawah bumi.  Akhirnya, semua air larian ini akan sampai ke lautan dalam bentuk seperti satu kitaran.  Akibat itu, pergerakanpergerakan air ini disebut sebagai satu kitaran hidrologi.

Rajah 5.2: Kitaran Hidrologi.


Sekiranya nilai diberikan kepada tiaptiap perubahan air di dalam sesuatu kitaran hidrologi, maka kita akan dapat Rajah 5.3.  Kita mula kaji Rajah inidi sekitar lautan yang menjadi pembekal utama air di dunia.  Air yang tersejat dari pemukaan lautan berjumlah kirakira 109,000 batu padu setahun (bps).  Jumlah air yang tersejat dari permukaan daratan, tumbuhtumbuhan dan badanbadan air di daratan (sungai, tasik, paya dan lainlain) adalah kirakira 15,000 bps. oleh itu, jumlah air yang tersejat ialah 124,000 bps.  Jumlah inilah yang harus dikembalikan di dalam bentukbentuk cecair atau pejal.  Jumlah hujan yang turun ke daratan berbeza dengan jumlah hujan yang turun ke lautan;  iaitu 26,000 bps turun ke daratan dan 98,000 bps turun ke lautan.  Jadi, jumlah kerpasan ialah 124,000 bps, iaitu sama dengan jumlah yang tersejat.  Perhatikan juga bahawa jumlah kerpasan yang turun di daratan melebihi air yang tersejat sebanyak 11,000 bps.  Air yang berlebihan ini mengalir dipermukaan tanah dan di bawah tanah menujui ke laut.  Kesemua ini disebut sebagai air larian (lihat Gambar berikut).



Rajah 5.3: Imbangan Air Sedunia dalam Kitaran Hidrologi

Kitaran hidrologi juga boleh dihuraikan melalui satu batjet air seperti di dalam Rajah 5.4 di mana min kerpasan tahunan sedunia (lautan dan Daratan), iaitu kirakira 85.7 cm dianggap sebagai 100 unit.  Sejatan dari laut adalah 84 unit sementara sejatpeluhan dari daratan adalah 16 unit.  Daripada 84 unit sejatan dari lautan, 77 unit diturunkan kembali ke lautan sebagai kerpasan sementara 7 unit diangkut oleh angin dan dijatuhkan bersamasama 16 unit sejatpepeluhan dari daratan (iaitu jumlah 23 unit) sebagai kerpasan.  Kemudian 7 unit pula diangkut kembali ke lautan sebagai air larian.

Rajah 5.4: Bajet Air dalam Kitaran Hidrologi dan Simpanan Air Sedunia (Sumber: More, 1967).

5.4 Taburan Lembapan Sedunia dan CaraCara Pemindahannya

Seperti juga taburan tenaga sedunia pola taburan lembapan sedunia juga adalah tidak sekata.  Maka terdapatlah setengahsetengah kawasan yang berlebihan dan juga setengahsetengah kawasan lain yang berkurangan dari segi lembapan  (Rajah 5.5).

Rajah 5.5: Taburan Lembapan (Kelembapan Bandingan Mengikut Garislintang)
 
Di dalam Rajah 5.6A, dapat diperhatikan bahawa terdapat tiga kawasan yang berlebihan lembapan, iaitu:

i.    di sekitar Khatulistiwa (ITCZ Zon Pertemuan Antara Tropikal)

ii.   di sekitar 40oS 60oS   (Zon Perenggan)
           
iii.  di sekitar 40oU 60oU (garislintang tengah)

Di dalam ketigatiga kawasan tersebut, jumlah kerpasan tahunan adalah sentiasa lebih daripada jumlah sejatan tahunan  (Lihat Rajah 5.6B).  Sebaliknya terdapat juga beberapa kawasan di mana kerpasan tahunan adalah sentiasa kurang daripada sejatan tahunan.  Kawasankawasan ini termasuk:

i.    dari 20oS 40oS (di sekitar Garisan Sartan yang dikenali sebagai Garislintang Kuda Utara)     
ii.   dari 20oU 40oU (di sekitar Garisan Jadi yang dikenali sebagai Garislintang Kuda Selatan)
iii.  dari 60oS   ke Kutub Selatan;  dan
iv.   dari 60oU   ke Kutub Utara.

Rajah 5.6: Taburan Lembapan Mengikut Garislintang

Akibat daripada ketidakseimbangan dari segi taburan lembapan sedunia ini, maka terdapat satu sistem pengangkutan yang dapat memindahkan lembapa dari kawasankawasan berlebihan ke kawasankawasan berkurangan.  Pemindahan ini dapat dijalankan dengan 2 cara utama:

(i) Pengangkutan lembapan secara Datar (yang dikenali sebagai Adveksi;  lihat Rajah 5.6C)   iaitu pemindahan di antara satu garislintang dengan garislintang yang lain.

(ii) Pergerakan lembapan secara tegak (yang dikenali sebagai Perolakan, lihat Rajah 5.7 dan 5.8)   iaitu pemindahan di antara Bumi dengan Atmosfera.

Rajah 5.7: Pengangkutan wap air sedunia secara mendatar.

Rajah 5.8: Pengangkutan air sedunia melalui arus lautan

*****************************************************************************
UNIVERSITI SAINS MALAYSIA
Pusat Pengajian Ilmu Kemanusiaan

HGF 223/4 - CUACA DAN IKLIM

KULIAH 6

6.1    Sejatan dan Pepeluhan

6.2    Peluwapan dan ProsesProses Pelowapan:                                   
6.2.1    Penyejukan Alirlintang;
6.2.2    Penyejukan Bahangan;                           
6.2.3    Penyejukan Adiabatik.

Rujukan
1. Barry, R.S. and Chorley, R.J. (1977), Atmosphere, Weather and Climate, Methuen (London), Bab 2, m.s. 7186.  QC861.2.B281(RS).

2. Bowen, D.Q. et. al. (1978), A Concise Physical Geography, Hulton Educational Pub. Ltd. (Raans Road, Amersham, Bucks), m.s. 1927.  B55.C744

3. Chan, N.W. (1986), NotaNota Tambahan Kajiklim:  Perpeluhan, Sejatpeluhan dan Imbangan Air.  Bilik Sumber Geografi.  M0116.

4. Chan, N. W. (1995), Asas Kaji Iklim, Dewan Bahasa dan Pustaka (Kuala Lumpur).

5. Critchfield, H.J. (1974), General Climatology, PrenticeHall (New Jersey), m.s. 42 52.  QC981.C933.

6. Crowe, P.R. (1971), Concepts in Climatology, St. Martin's Press (New York), Ch. 3.

7. Macdonald, J.E. (1962), "The EvaporationPrecipitation Fallacy". Weather, Vol. 17, pp. 16877.

8. Monkhouse, F.J. (1954), Principles of Physical Geography, University of London Press (London), Bab 17, m.s. 4329.  GB53.M745.

9. Riehl, H. (1965), Introduction to the Atmosphere, McGrawHill (New York), m.s. 6789.  QC863.RS552.

10. Sham Sani (1983), Pengantar Cuaca dan Iklim, DBP (Kuala Lumpur), m.s. 3847.  QC981.S528.

11. Sham Sani (1995) Iklim Mikro: Proses dan Applikasi. DBP (Kuala Lumpur).
     
12. Strahler, A. dan Strahler, A. (1994), Introducing Physical Geography. John Wiley & Sons (New York).


KULIAH 6

6.1 Sejatan dan Pepeluhan

Lembapan akan masuk ke dalam atmosfera melalui proses sejatan dari sumbersumber seperti lautan, tasik, sungai, empangan dan juga melalui proses pepeluhan dari tumbuhtumbuhan (dan binatang).  Sejatan berlaku apabila tekanan wap pada permukaan air adalah lebih tinggi daripada tekanan wap di dalam atmosfera yang belum sampai ke takat tepu.  Perubahan dari keadaan cecair kepada keadaan gas (iaitu, air kepada wap) memerlukan tenaga haba yang diserap ke dalam wapwap dari permukaan sejatan itu (misalnya, tasik).  Jumlah Haba pendam perwapan yang diperlukan untuk menyejat 1 gram air pada 0oC ialah kirakira 600 kalori.  Pada 100oC, jumlah tenaga yang dikehendaki ialah 540 kalori.  Sebenarnya, sejatan akan bermula apabila tenaga elektromagnet ditukar kepada tenaga haba yang memanaskan permukaan air.  Air yang mengandungi molekulmolekul air (H20) akan menjadi panas dan molekulmolekul itu akan bergerak.  Apabila ini berlaku, tenaga haba telah diubah kepada tenaga kinetik.  Molekulmolekul yang bergerak itu akan berlanggar di antara satu sama lain dan apabila velositi pergerakan menjadi sangat pesat disebabkan oleh suhu yang kian meningkat, maka peluang bagi molekulmolekul air individu untuk melepaskan diri dan naik ke atas lalu memasuki atmosfera adalah lebih tinggi.  Molekulmolekul yang dapat membebaskan diri dan naik ke atas atmosfera akan wujud di dalam bentuk wap yang mengandungi tenaga haba pendam.  Akibat itu, proses sejatan akan merendahkan suhu sesuatu permukaan air.  Kadar  sejatan pada bilabila masa boleh diukur dengan dulang sejatan yang terdedah dan ianya bergantung kepada beberapa faktor:

(i.) Perbezaan di antara tekanan wap peluwapan pada permukaan air dan tekanan wap di atmosfera pada satusatu ketika;

(ii) Wujudnya suatu bekalan tenaga haba yang sentiasa memanaskan sesuatu permukaan air;

(iii) Velositi angin yang tinggi;

(iv) Kelembapan bandingan;  sekira tinggi (90%), maka kadar sejatan adalah sangat rendah kerana tekanan wap udara adalah tinggi berbanding dengan tekanan wap air di suatu permukaan badan air.

(v) luasnya sesuatu permukaan air;

(vi) Lembapan tanih - adakah tanih basah atau kering;

(vii) Suhu udara - tinggi atau rendah.  Sekiranya suhu tiggi maka kadar sejatan adalah lebih tinggi.

(viii) Sifat litupan permukaan daratan - jika dilitupi oleh rumput, kadar sejatan adalah rendah.  Taburan min sejatan sedunia dapat dilihat pada Rajah 6.1.  Taburan min sejatan bulanan telah dianggarkan oleh Barry dan Chorley (1968) dan ditunjukkan di dalam Rajah 6.2. Taburan sejatan pada garislintanggarislintang yang berbezabeza dapat ditunjukkan di dalam Rajah 6.2.

Rajah 6.1: Taburan min sejatan sedunia.


Rajah 6.2: Taburan min sejatan sedunia (menurut Barru dan Chorley, 1968)


Kehilangan air dari tumbuhtumbuhan adalah satu proses yang kompleks yang dikenali sebagai perpeluhan. Ianya melibatkan kehilangan air dari daun dan tisu tumbuhan dan proses ini akan berlaku apabila tekanan wap pada selsel dipermukaan daun menjadilebih tinggi daripada tekanan wap di atmosfera pada satusatu ketika.  Pepeluhan juga dipengaruhi oleh faktorfaktor atmosfera yang mempengaruhi sejatan dari permukaan air, dan juga oleh faktorfaktor tumbuhan sendiri seperti peringkat tumbesaran, besarnya saiz daun, suhu daun, orientasi daun, bentuk daun dan juga oleh lembapan tanih.  Pepeluhan berlaku pada waktu siang melalui stomata yang buka.  Kadar pepeluhan berubahubah mengikut musim, di mana semasa bulanbulan pada musim dingin, pokok tirus hilang hanya 1018% daripada jumlah air yang hilang dalam setahun.  Pada musim ini, pokokpokok daun luruh pula hanya hilang 4% daripada jumlah air yang hilang melalui proses ini pada setahun.  Kadar pepeluhan adalah susah diukur.  Sejenis alat yang biasa digunakan ialah lisimeter  (Gambar berikut). Penggunaan lisimeter ini adalah berdasarkan kepada persamaan imbangan air berikut (Rajah 6.3):

Gambar sesuatu lisimeter yang digunakan untuk mengukur kadar pepeluhan.


Rajah 6.3: Persamaan imbangan air.

ET  =  P (R + S) di mana  ET ialah sejatpeluhan;
                           P  ialah kerpasan;
                           R  ialah larian air;  dan
                           S ialah  Perubahan simpanan air di dalam tanih.

6.2 Peluwapan

Peluwapan merupakan salah satu proses yang amat penting di dalam kitaran hidrologi kerana ianya merupakan perantaraan dari mana wapwap air yang terdapat di atmosfera berubah kepada titisantitisan air yang terapungapung di udara sebagai awan, dan seterusnya jatuh kembali ke permukaan bumi sebagai kerpasan.  Di dalam atmosfera, peluwapan berlaku apabila udara lembab yang naik ke atas telah sampai ke takat tepu (pada umumnya melebihi 1000 meter tinggi tetapi paras peluwapan mungkin berbeza dari satu kawasan ke kawasan yang lain) tetapi peluwapan boleh berlaku di arasaras yang rendah juga, iaitu berhampiran dengan aras laut!  Biasanya, wap air akan terpeluwap apabila kelembapan bandingan berada pada takat 100% atau hampir dengannya.  Contohnya, kabus yang dibentuk oleh pertemuan udara sejuk dengan udara panas dan embun yang dibentuk di atas sehelai daun, keduaduanya merupakan proses peluwapan.  Pada umumnya, terdapat beberapa proses peluwapan yang dapat dibezakan mengikut cara penyejukan udara.

6.2.1    Penyejukan Alirlintang

Proses ini berlaku apabila udara yang bersempadan dengan permukaan bumi mengalir dari satu kawasan yang lebih panas ke satu kawasan yang lebih sejuk.  Sekiranya udara itu disejukan sehingga takat suhu mengembun maka kabus alirlintang atau awan jenis stratus yang rendah akan terbentuk.  Perkara ini berlaku di kawasan baratan pinggir pantai benua Eropah pada  musim dingin apabila angin baratdaya yang lembab dan sederhana panas mengalir di atas permukaan daratan yang lebih sejuk.  Kekerapan berlakunya fenomena ini adalah lebih tinggi sekiranya terdapat satu jangkamasa di mana kawasan daratan mengalami musim dingin yang melampau sejuk.  Di kawasan Lautan Utara yang sejuk (di Eropah), kabus dan awan jenis stratus yang rendah terbentuk apabila angin sederhana panas dari benua Eropah (iaitu angin Timur dan angin Tenggara) mengalir di atas Lautan Utara yang sejuk.  Dua kawasan lain di dunia yang sentiasa mengalami kabus alirlintang ialah Grand Banks di Newfoundland dan juga sepanjang pantai California.  Di dalam keduadua kes ini, kabus alirlintang dibentuk hasil daripada pengaliran udara panas di atas Arus Labrador dan Arus Califonia yang sejuk masingmasing.

6.2.2    Penyejukan Bahangan

Pemanasan permukaan bumi yang diikuti oleh kenaikan suhu beransuransur mulai pada pukul 6.00 pagi sehingga pukul 2.00 petang adalah disebabkan oleh kelebihan tenaga bahangan matahari yang masuk berbanding dengan tenaga bahangan bumi yang keluar.  Selepas pukul 2.00 petang, suhu akan beransuransur turun kerana pada ketika itu bahangan bumi yang keluar ke angkasa adalah lebih daipada bahangan matahari yang masuk.  Kenaikan suhu pada waktu siang adalah diikuti oleh kejatuhan nilai kelembapan bandingan, sementara pada waktu malam penurunan suhu diikuti oleh kenaikan nilai kelembapan bandingan.  Penyejukan udara dekat permukaan bumi yang nyata sekali pada waktu malam terdapat apabila keadaan langit adalah terang dan udara tenang.  Di dalam keadaan begini, banyak bahangan bumi boleh keluar ke angkasa tanpa halangan dan pencampuran udara secara tegak adalah terhad.  Sekiranya udara yang tenang itu disejukkan sehingga takat suhu mengembun, maka embun atau kabus bahangan akan terbentuk.  Antisiklonantisiklon yang panas di mana lapisanlapisan udara permukaan mempunyai kelembapan bandingan yang tinggi adalah lebih sesuai kepada pembentukan kabus bahangan di kawasan garislintang tengah semasa musim dingin.

Embun terbentuk apabila laju angin pada 2 meter adalah kurang daripada 10 km/jam dan udara berhampiran dengan permukaan bumi disejukan sehingga takat suhu mengembun.  Embun terbentuk dipermukaan daun dan rumput di mana proses peluwapan akan berlaku di atas nuklei peluwapan yang terdapat di permukaanpermukaan tersebut. Wapwap air yang meluwap berasal dari udara yang lembab dan juga dari sejatan dari tanih.  Akibat pembentukan embun yang banyak, kelembapan mutlak udara itu akan turun dan takat suhu mengembun juga akan turun.  Hal ini berlaku sebab kebanyakan lembapan di dalam udara telah berubah menjadi embun. Fros (Gambar di bawah) ialah satu jenis embun.

Gambar: Pembentukan fros di atas permukaan wair dan tumbuhan yang sejuk (Sumber: Strahler, 1978).


Kabus bahangan terbentuk apabila satu lapisan udara lembap yang tebal disejukkan sehingga takat suhu mengembun oleh bahangan bumi yang keluar.  Untuk membentuknya kabus, angin sederhana laju kirakira 3 hingga 10 km sejam diperlukan supaya mencampurkan udara sejuk yang berhampiran permukaan bumi dengan udara atas.  Oleh kerana pembentukan kabus biasanya diikuti oleh pembentukan embun, maka kabus hanya dapat dibentuk sekiranya kejatuhan suhu adalah lebih pesat daripada kejatuhan takat suhu mengembun, iaitu beberapa darjah lebih rendah daripada suhu mengembun pada mulanya.  Penyejukan bahangan dari titisantitisan air yang meluwap dan juga dari permukaan bumi adalah faktorfaktor yang membawa ke peringkat penyejukan akhir udara itu dan pencapaian kelembapan bandingan 100% yang diperlukan untuk pembentukan kabus.  Selepas satu lapisan kabus dibentuk, bahangan yang seterusnya dari lapisan atas kabus itu akan membentuk olak suhu.  Olak suhu ialah sesuatu fenomena di mana lapisan-lapisan atmosfera menunjukkan ciri kenaikan suhu dengan ketinggian (dalam keadaan atmosfera biasa, suhu akan jatuh dengan ketinggian). Ciri utama olak suhu ialah wujudnya atmosfera yang sangat stabil (iaitu tanpa sebarang pergolakan atau arus udara yang bergerak). Keadaan ini dikenali sebagai Stabiliti Statik. Dalam keadaan stabiliti statik, atmosfera tidak mempunyai sebarang turbulen atau pertukaran turbulen udara dalamnya. Dalam keadaan olak suhu, kadar pencemaran lazimnya sangat buruk sebab bahan-bahan pencemaran tidak dapat dibawa keluar daripada bahagian lapisan atmosfera bawah di mana manusia hidup. Dalam meteorologi, terdapat berbagai jenis olak suhu: olak suhu sempadan; olak suhu tenggelaman; olak suhu permukaan; dan olak suhu angin pasat. Akibat olak suhu, kabus bahangan sentiasa didapati di dasardasar lembah yang dalam di mana udara sejuk yang mempunyai ketumpatan tinggi akan tenggelam dan mengalir ke bawah melalui ceruncerun bukit.  Kabus tebal mungkin kekal selama beberapa hari tetapi kabus itu mungkin dapat dihilangkan oleh bahangan matahari yang terik pada waktu siang.

6.2.3   Penyejukan Adiabatik

Apabila sekumpulan jisim udara naik ke atas ianya akan mengalami pengembangan daripada segi isipadunya.  Hal ini berlaku kerana tekanan atmosfera akan turun pada parasparas yang lebih tinggi.  Akibat pengembangan itu suhu jisim udara tersebut akan turun.  Tenaga yang digunakan di dalam proses pengembangan ini akan mengakibatkan kejatuhan suhu.  Perubahan suhu begini tanpa tambahan atau tolakan tenaga daripada kumpulan udara tersebut dikenali sebagai Penyejukan Adiabatik  (Rajah 6.4).

Rajah 6.4: Penyejukan Adiabatik.

Penurunan suhu adalah disebabkan oleh tekanan udara yang semakin rendah pada aras yang lebih tinggi, dan ini menyebabkan isipadu udara yang naik itu mengembang.  Oleh kerana setiap molekul gas di dalam udara tersebut akan menduduki ruang yang lebih luas lagi, dan tidak selalu sentuh menyentuh antara satu dengan lainnya, maka suhu rasa gas itu akan menjadi semakin rendah.  Sekiranya tidak ada peluwapan yang berlaku, maka kadar penurunan suhu, disebut Kadar Tukaran Adiabatik Kering (KTAK) adalah kirakira 1oC setiap 100 m.  Takat mengembun turun semakin tinggi aras atmosfera.  Kadarnya tukarannya ialah 0.2oC setiap 100 m.  Sekiranya wap air di dalam udara itu meluwap, kadar tukaran adiabatiknya adalah lebih rendah, iaitu kirakira (0.5oC setiap 100 m).  Ini disebabkan oleh tindakbalas kehilangan suhu semasa haba pendam dibebaskan di dalam proses peluwapan itu.  Kadar tukaran suhu begini dipanggil kadar tukaran adiabatik lembap ataupun Kadar Tukaran Adiabatik Tepu (KTAT) (Rajah 6.5).

Rajah 6.5: Kadar tukaran adiabatik tepu (KTAT) dan kadar tukaran adiabatik kering (KTAK).

Jika sekumpulan jisim udara kering dipaksa naik ke atmosfera atas melalui pergerakan angin, ianya akan mengalami penyejukan pada kadar tukaran adiabatik kering (10.17oC/km).  Perbanding dengan kadar tukaran suhu udara sekitar (6.4oC/km), jisim udara tersebut akan mengalami suhu yang lebih rendah berbanding dengan alam sekitarnya.  Akibat itu jisim udara itu akan tenggelam dan hal ini menghasilkan keadaan atmosfera stabil (Rajah 6.6 Atas).

Rajah 6.6: Atmosfera stabil dan atmosfera tak stabil berdasarkan kadar tukaran adiabatik.


Sebaliknya, jika sekumpulan jisim udara hampir tepu dipaksa naik ke atas dan cepat meluwap, ianya akan mengalami kadar tukaran adiabatik tepu (4.9oC/km).  Jika kadar tukaran suhu udara sekitar ialah 6.4oC/km, maka jisim udara itu akan mempunyai suhu yang lebih tinggi berbanding dengan alam sekitarnya pada parasparas yang lebih tinggi.  Akibat itu, jisim udara itu akan terus naik ke atas dengan lebih pesat lagi.  Hal ini akan menghasilkan keadaan atmosfera tidak stabil (Rajah 6.6 bawah).

*****************************************************************************
UNIVERSITI SAINS MALAYSIA
Pusat Pengajian Ilmu Kemanusiaan

HGF 223/4 - CUACA DAN IKLIM

KULIAH 7

7.1    Nuklei-Nuklei Pelowapan
7.2    Jenis-Jenis Awan Utama
7.3    Jenis-Jenis Kabus dan Kabut

Rujukan

1. Aitken, J. (1923), Collected Scientifik Papers (Cambridge).

2. Battan, L.J. (1962), Cloud Physics and Cloud Seeding (New York).

3. Barry, R.S. and Chorley, R.J. (1977), Atmosphere, Weather and Climate, Methuen (London), m.s. 86-90.  QC861.2.B281(RS).

4. Byers, H.R. (1974), General Meteorology (New York).

5. Hare, F.K. (1953), The Restless Atmosphere (London).  QC981.H274.

6. Mason, B.J. (1957), The Physics of Cloud (London).

7. Mason, B.J. (1975), Clouds, rain and rainmaking (Cambridge).  QC921.5.M398(RS)

8. Scorer, R. (1972), Clouds of The World (Melbourne).

9. Roberts, W.O. (1957), "Sun Clouds and Rain Clouds", Scientific American, April.

10. Woodcock, A.H. (1957), "Salt and Rain", Scientific American, October.

11. Landsberg, H.E. (ed.), (1981), General Climatology, Elsevier Scientific (Amsterdam).  fQC981.W9273.

12. Ludlam, F.H. and Scorer, R.S. (1957), Cloud Study:  A Pictorial Guide (London).

13. Riehl, H. (1965), Introduction to the Atmosphere (New York), m.s. 73 - 90.  QC863.RS552.

14. Went, F.W. (1966), "On The Nature of Aitken Condensation Nuklei", Tellus, 18, pp. 549-56.
   

KULIAH 7


7.1 Nuklei Peluwapan

Di dalam kajian-kajian peluwapan yang dijalankan pada tahun 1875, Coulier telah mendapati bahawa sesuatu kumpulan udara yang telah menghasilkan satu kabus akibat daripada pengembangan kumpulan udara itu tidak akan menghasilkan kabus lagi di dalam kajian-kajian peluwapan yang seterusnya dengan kumpulan udara yang sama.  Beliau juga mengetahui bahawa udara yang bersih (tanpa bahan-bahan pencemaran seperti habuk dan debu) tidak boleh menghasilkan kabus tetapi udara yang kotor dapat menghasilkan kabus dengan mudahnya.  Akibat itu, beliau percaya bahawa proses peluwapan memerlukan "debu" di dalam udara.  5 tahun kemudian, Aitken (1881) telah membuktikan bahawa tuntutan Coulier adalah benar.  Di dalam kajian-kajiannya beliau mendapati bahawa nuklei kabus adalah "debu yang halus" yang juga mempunyai ciri citair (higroscopik) di mana titisan-titisan air akan membentuk di bawah takat tepu, iaitu <100% nilai kelembapan bandingan.  Wujudnya nuklei peluwapan di dalam udara juga dibuktikan oleh Simpson (1941).  Mengikut pendapat beliau, jika sesuatu kumpulan udara bersih tanpa bahan-bahan pencemaran dikaji, dan 5000 molikul-molikul air dianggap bercantum secara kebetulan (ini mempunyai kemungkinan yang sangat rendah), titisan air yang dibentuk hanya mempunyai garispusat 1/1,000,000 cm sahaja, dan ianya akan tersejat semula dengan segera kecuali sekiranya kelembapan bandingan atmosfera adalah bernilai 125%! (iaitu jarang-jarang berlaku!).  Proses pemeluwapan di dalam atmosfera pula sentiasa berlaku jika  kelembapan bandingan mencapai nilai 100% atau lebih, dan ini adalah disebabkan oleh wujudnya nuklei peluwapan.  Tanpa nuklei tersebut, pemeluwapan hanya boleh berlaku sekiranya kelembapan bandingan ialah 400%!

Akibat daripada dapatan-dapatan kajian yang dijalankan, maka dipercayai bahawa peluwapan di dalam atmosfera sebenarnya berlaku di atas permukaan nuklei citair air (bukan semua bahan-bahan pencemaran adalah bersifat citair!) seperti debu, habuk, sulfur dioksid, sodium korit, asid sulfurik, ammonium sulfat, ammonium klorida, kaolinit dan sebagainya.  Sekiranya zarah-zarah tersebut mempunyai garispusat 0.1 micron wap-wap air akan meluwap di atas permukaannya pada nilai kelembapan bandingan yang lebih tinggi sedikit daripada 100%.  Akan tetapi, setengah nuklei peluwapan adalah sangat besar, iaitu mempunyai garispusat kira-kira 1 micron dan setengahnya pula 10 micron.  Nuklei demikian dipanggil "nuklei raksasa".  Pada umumnya, nuklei garam (Na CL) yang dibawa oleh angin dari lautan ke daratan adalah dianggap sebagai nuklei peluwapan yang sangat berkesan.  Apabila nuklei garam dilarut di dalam wap air, zarah-zarah garam ini akan mengurangkan tekanan wap titisan air yang lekat padanya.  Akibat itu, peluwapan pada nuklei garam mungkin berlaku pada nilai-nilai kelembapan bandingan yang amat rendah, iaitu setengahnya akan meluwap pada nilai kelembapan bandingan serendah 75%.  Pada umumnya, saiz nuklei adalah berbeza-beza dari 0.001 micron (yang kurang berkesan kerana memerlukan kelembapan bandingan yang tinggi) kepada 10 micron (yang sangat berkesan kerana memerlukan kelembapan bandingan yang rendah).  Mason (1962) telah mengelaskan nuklei peluwapan kepada 3 kumpulan utama:Jadual 7.1

Jadual 7.1: Jenis-Jenis Nuklei Pemeluwapan
Jenis Nuklei Garispusat (micron) Purata Kepadatan (setiap meter3)
Aitken Nuklei 0.01-0.4 0.01-0.4
Nuklei Besar 0.4  -  2.0 108

Nuklei Raksaksa 2.0  - 60.0 106 - 103


    
Nuklei "Aitken" merupakan hasil daripada pembakaran.  Nuklei-nuklei ini adalah dalam bentuk gas dan hanya sebahagian kecil daripadanya memainkan peranan dalam pembentukan awan.  Nuklei-nuklei besar adalah biasanya asid sulfurik, ammonium sulfat atau ammonium korit.  Kesemua ini ialah partikel-partikel pejal yang mungkin memainkan peranan penting dalam penyerapan gas-gas dan wap-wap air dalam pembentukan awan.  Nuklei-nuklei Sangat besar biasanya adalah garam laut yang berpunca daripada letupan buih-buih ombak ke atas pantai atau tebing tinggi, di kawasan-kawasan pinggir pantai.  Dalam tahun-tahun yang kebelakangan ini, terjumpa pula satu kumpulan nuklei baru, iaitu "nuklei Ais" yang memainkan peranan penting dalam transformasi air kepada keadaan ais batu (Gambar di bawah).  Kepadatan nuklei ais ini berubah-ubah dalam atmosfera dari 1/m3 pada suhu - 10oC;  100/m3 pada suhu - 20oC;  dan 1000/m3 pada suhu - 30oC; pada satu hari kepada seratus kali ganda pula pada hari yang lain.  Bahan yang banyak sekali yang membentuk nuklei jenis ais ialah Kaolinite, iaitu sejenis galian liat dari bumi.
Gambar: Hujan ais batu.


7.2 Awan

Awan terdiri daripada titisan-titisan air yang amat halus  (0.02 hingga 0.06 mm) garisan pusatnya, ataupun hablur ais yang amat halus.  Titisan air dan hablur ais tersebut boleh terapung sekiranya ada pergolakan di dalam udara, walaupun sedikit sahaja.  Untuk menghasilkan titisan-titisan awan tersebut, zarah-zarah debu yang boleh menjadi pusat, atau nukleus peluwapan adalah diperlukan.  Debu yang mempunyai darjah citair yang tinggi mungkin terdapat dengan banyaknya di dalam atmosfera.

Di setengah tempat yang mempunyai suhu udaranya jauh lebih rendah daripada takat beku, awan mungkin terbentuk daripada hablur-hablur ais yang seni.  Air yang amat sedikit itu boleh kekal sebagai cecair pada suhu yang jauh lebih rendah daripada takat suhu beku biasa Cecair tersebut dikatakan berada di dalam keadaan penyejukan-lampau.  Di dalam keadaan yang demikian, terdapat titisan-titisan air yang wujud pada suhu serendah -12oC;  campuran titisan air dengan  hablur  ais daripada -12oC hingga - 30oC ataupun lebih rendah lagi, dan campuran yang kebanyakannya terdiri daripada hablur ais, wujud pada suhu yang rendah daripada -30oC.  Kebawah daripada -40oC seluruh awan itu terdiri daripada ais.  Awan kelihatan putih kerana ia tipis ataupun apabila matahari menyinari bahagian permukaan luarnya.  Apabila padat dan tepu dengan lembapan awan kelihatan kelabu ataupun hitam di bahagian bawahnya, kerana kawasan itu terlindung.

Jenis awan dapat dikelaskan mengikut dua ciri:  bentuk umumnya dan aras tingginya.  Berdasarkan bentuknya terdapat 2 kumpulan utama;  iaitu bentuk stratus ataupun jenis berlapis, dan bentuk kumulus ataupun jenis berbulat yang wujud secara besar-besaran  (Rajah 7.1).  Kumpulan awan juga dapat dibezakan berdasarkan kepada ketinggian sesuatu awan.  

Rajah 7.1: Jenis-Jenis Awan Mengikut Kelas.

Gambar: Sekumpulan awan kumulus di atas Lapangan Terbang Bayan Lepas, Pulau Pinang.  


Gambar: Awan nimbus sedang berujan di sekitar Universiti Sains Malaysia, Pulau Pinang.

Gambar: Awan sirus yang halus berada di atas Georgetown, Pulau Pinang.

Awan tinggi (Keluarga A) terletaknya tinggi sekali.  Awan-awan ini kira-kira 6,000 hingga 12,000 m tinggi dan terdiri daripada hablur ais.  Sirus merupakan awan yang lembut dan berumbai-umbai, lazimnya membentuk jalur-jalur atau rangkai-rangkai di langit.  Awan ini tidak mengganggu pancaran chaya matahari ataupun bulan.  Awan sirostratus merupakan lapisan yang lebih lengkap, menghasilkan satu kalungan mengelilingi matahari ataupun bulan.  Istilah sirokumulus diberikan kepada lapisan yang terdiri daripada kepul-kepul awan berbentuk bulat dan padat, yang tersusun berkumpul-kumpul atau berbaris-baris.  Nama yang popular ialah awan sisik.

Pada aras tinggi di antara 2,000 hingga 6,000 m, terdapat pula kumpulan awan tengah (Keluarga B) iaitu kebanyakannya terdiri daripada awan jenis altostratus dan altokumulus.  Altostratus merupakan lapisan terhampar yang biasanya terdapat rata-rata di seluruh langit.  Warnanya kekelabuan dan biasanya awan ini mempunyai bahagian dasar yang rata. Awan in juga selalunya menyebabkan matahari kelihatan sebagai tompok yang cerah apabila dilihat menembusinya.  Altoskumulus pula merupakan lapisan kumpulan awan yang terpisah-pisah, tersusun rapat-rapat.  Kumpulan-kumpulan awan ini kelihatan putih, atupun agak kekelabuan pada bahagiannya yang terlindung, dan langit biru kelihatan di antara tompok-tompok atau barisan-barisan itu.  Altostratus biasanya dikaitkan dengan kejadian cuaca yang tidak baik, sementara altokumulus biasanya menggambar ciri keadaan cuaca yang sederhana baik.

Di dalam kumpulan awan rendah (Keluarga C) yang terletak dari permukaan bumi hingga ke aras 2,000 m terdapat awan-awan stratus, nimbostratus, dan stratokumulus.  Stratus merupakan lapisan awan padat, rendah dan berwarna kelabu tua.

Sekiranya hujan atau salji (Gambar di bawah) turun dari awan ini maka awan ini disebut nimbostratus.  Awan nimbus sebenarnya bermakna bahawa kerpasan akan turun dari awan itu.  Stratokumulus merupakan lapisan awan rendah yang mengandungi kumpulan awan berwarna kelabu yang terpisah, dan di antara kumpulan-kumpulan itu langit boleh kelihatan.  Kumpulan-kumpulan awan yang terpisah-pisah itu sering berkepul-kepul panjang, dan orientasinya bersudut tepat dengan arah angin dan pergerakan awan.  Stratokumulus selalunya dihubungkan dengan cuaca baik atau yang akan jadi cerah, tetapi ada juga kalanya hujan atau salji turun dari kumpulan-kumpulan awan itu.
Gambar: Berbagai bentuk salji.

Kabut dan kabus hanyalah merupakan satu jenis awan stratus yang amat dekat dengan bumi.  Sejenis kabut yang terjadi pada malam hari apabila suhu di bahagian bawah turun hingga lebih rendah daripada takat mengembun.  Kabut alirlintang terjadi akibat pegerakan udara panas lagi lembab di atas permukaan tanah yang sejuk ataupun yang dilitupi salji dinamakan kabut bahangan.Ukuran ketinggian (Jarak tegak) awan bentuk Kumulus kerap kali sama dengan atau melebihi ukuran jarak mendatarnya (Rajah 7.2).  Kumulus, ialah kumpulan awan putih yang berkepul-kepul seperti kapas, lazimnya mempunyai dasar yang rata dan permukaan atas yang beralun-alun, seakan-akan kobis bunga.  Awan ini kelihatan putih tulen pada bahagian yang disinari matahari, dan mungkin kelabu/hitam pada bahagian bawahnya yang penuh padat dengan wap-wap dan titisan-titisan air.  Awan Kumulus yang kecil menandakan cuaca baik dan kumpulan-kumpulan awan ini mungkin bercantum menjadi awan jenis Kumulonimbus, iaitu kumpulan awan ribut-petir amat besar, yang membawa hujan yang sangat lebat, petir dan kilat serta ribut kencang.  Dasar awan ini berukuran kira-kira 300 hingga 600 metre dan puncaknya dari 9,000 hingga 12,000 metre.  Taburan min peratusan litupan awan di garislintang-garislintang yang berlainan dapat digambarkan di dalam Rajah 7.3.

Rajah 7.2: Pembentukan Awan kumulus melalui proses penyejukan adiabatik (Sumber: Chan, 1995)

Rajah 7.3: Min tutupan awan (%) mengikut garislintang.

Gambar: Awan Stratus atau Awan Bukit di sekitar Bukit Bendera, Pulau Pinang.  


7.3 Kabus dan Kabut

Apabila proses peluwapan berlaku berhampiran permukaan bumi, fenomena cuaca yang dibentuk ialah kabus.  Mengikut kod Pertubuhan Kajicuaca Antarabangsa (World Meteorological Organisation), kabus dan kabut mempunyai perbezaannya.  Walaupun kedua-duanya terbentuk oleh proses peluwapan, tetapi kepadatannyaberlainan.  Kabut adalah lebih padat dan mempunyai saiz titisan air yang lebih besar.  Oleh sebab itu, istilah kabut digunakan apabila jarak penglihatan (dengan mata kasar) kurang daripada 1 km.  Kabus adalah kurang padat dan mengandungi saiz titisan air yang lebih besar.  Oleh sebab itu, istilah kabut digunakan apabila jarak penglihatan (dengan mata kasar) kurang daripada 1 km.  Kabus adalah kurang padat dan mengandungi saiz titisan air yang lebih halus.  Kabus dikatakan berlaku apabila jarak penglihatan di antara 1 hingga 2 km (Jadual 7.1).

Jadual 7.1: Pengelasan Kabus dan Kabut mengikut jarak penglihatan
__________________________________________________________________
Fenomena Cuaca            Jarak Penglihatan
__________________________________________________________________
Kabus                    > 2.0 km
Kabus Jarang                1.0 - 2.0 km
Kabut Sederhana            0.5 - 1.0 km
Kabut Tebal                0.25 - 0.5 km
Kabut Padat                < 0.25 km
__________________________________________________________________
            
Gambar: Kabus tebal yang sentiasa melindungi tanah tinggi seperti Cameron Highlands.
Kedua-dua kabut dan kabus dikatakan terbentuk daripada proses peluwapan yang sama, iaitu satu proses atmosfera yang menukarkan wap (bentuk gas) kepada titisan air (bentuk cecair).  Apabila udara panas yang mengandungi banyak lembapan dalam bentuk wap menjadi sejuk (Misalnya, dipengaruhi oleh angin sejuk) dekat dengan permukaan bumi, wap-wap itu akan terpeluwap di atas bahan-bahan pencemaran yang dipanggil nukleus-nukleus citair (seperti silver iodide, garam, debu dan asap).  Seterusnya, wap-wap itu akan ditukar menjadi titisan-titisan air yang halus (sperti di dalam awan) yang terampai dan terapung-apung berhampiran dengan permukaan bumi.  Sekiranya titisan-titisan air itu banyak (padat) dan besar sehingga jarak penglihatan kurang daripada 1 km, maka terbentuklah kabut.  Sebaliknya jika titisan-titisan air amat halus dan tidak begitu padat di mana jarak penglihatan di antara 1 hingga 2 km, maka hanya terbentuk kabus.  Jadi, kedua-dua kabut dan kabus adalah hasil proses-proses atmosfera yang sama.

Kabus dan kabut berbeza dengan awan sebab kedua-duanya terbentuk dekat dengan permukaan bumi, manakala awan terbentuk di lapisan-lapisan udara yang lebih tinggi.  Pembentukan kabus dan kabut tidak melibatkan gerakan udara panas secara tegak (penyejukan adiabatik), tetapi melibatkan proses-proses kehilangan bahang bumi, pengaliran udara mendatar, dan percampuran udara panas dan udara sejuk secara mendatar (misalnya di perenggan).  Berdasarkan cara-cara yang menggalakkan peluwapan berlaku, kabut dan kabus dapat dibahagikan kepada beberapa jenis  (Jadual 7.2)

Jadual 7.2: Jenis kabut mengikut asal kejadian
__________________________________________________________________
Jenis Kabut        Asal Kejadian
__________________________________________________________________
Kabut Alirlintang    Dibentuk oleh pengaliran udara panas di atas permukaan yang sejuk.

Kabut Bahangan    Dibentuk pada lewat waktu malam dan awal pagi apabila bahangan
            gelombang panjang (Bahangan Bumi) dilepaskan ke angkasa. Hal
            ini menyebabkan permukaan bumi menjadi sejuk lalu menyebabkan
            pemeluwapan berlaku.

Kabut Perenggan    Dibentuk apabila sesuatu jisim udara panas bertembung dengan
            sesuatu jisim udara sejuk. Pergaulan udara sejuk dan panas akan
            menyebabkan sebahagian lembapan meluwap lalu menjadi kabut.

Kabut Wap        Dibentuk apabila sesuatu jisim udara sejuk mengalir di atas sesuatu
            permukaan panas seperti gurun, permukaan bandar atau arus lautan
            panas.

Kabut Bukit        Dibentuk apabila angin meniupkan awan stratus yang rendah ke
            puncak atau lereng bukit. Ia juga boleh dibentuk apabila
            pemeluwapan melampau berlaku di lereng atau serun bukit pada
            awal pagi atau malam. Kabut bukit banyak juga berlaku di kawasan
             pergunungan yang tinggi di mana suhu udara adalah sentiasa
            rendah sehingga takat suhu mengembun. Keadaan begini sangat
            mengalakkan pembentukan kabut bukit.
__________________________________________________________________

Pada waktu malam, bumi akan memancar keluar bahang gelombang panjang ke angkasa lepas.  Sekiranya malam itu adalah terang, udara tenang dan tiada perlindungan awan, maka banyak bahangan bumi akan terus hilang ke angkasa lepas dan permukaan bumi menjadi sejuk dengan pesatnya.  Akibat itu, apabila udara lembap menyentuh permukaan bumi yang sejuk itu, wap-wap yang terkandung dalamnya akan terpeluwap menjadi titisan-titisan air.  Seterusnya ini akan menghasilkan kabut dan kabus bahang (bergantung kepada kepadatan dan saiz titisan air).  Kabut bahang sering berlaku di lembah pergunungan di mana olak suhu sentiasa terjadi dan juga di kawasan bandar di mana nukleus citair banyak terdapat di dalam udaranya yang tercemar.

Jenis kabut alirlintang terbentuk apabila kumpulan udara yang panas dan banyak mengandungi lembapan (misalnya bertiup dari laut) menyentuh atau bergerak di atas permukaan yang sejuk (laut atau daratan).  Seterusnya udara panas akan terpeluwap menjadi kabut alirlintang.  Misalnya, apabila udara panas dari Arus Telukan mengalir di atas laut sejuk di sekitar Tebing Besar di Newfoundland, maka terbentuklah kabut alirlintang.

Kejadian kabut wap bertentangan dengan kejadian kabut alirlintang.  Kabut wap berlaku apabila kumpulan udara sejuk mengalir di atas sesuatu kawasan yang lebih panas.  Permukaan panas yang mengandungi wap-wap akan terpeluwap menjadi kabut wap.  Kabut wap sering berlaku di kawasan pinggir pantai yang beriklim Gurun atau Separuh Gurun yang di bawah pengaruh arus sejuk.  Misalnya, Arus Sejuk California yang membawa udara sejuk ke pinggir Gurun Arizona boleh menyebabkan kejadian kabus wap.

Kabut bukit berlaku di puncak-puncak atau lereng-lereng bukit yang tinggi (misalnya di Genting Highlands dan Tanah Tinggi Cameron di Malaysia).  Sebenarnya, jenis kabut bukit ini merupakan sejenis awan stratus yang rendah.  Ia terjadi akibat peluwapan wap-wap daripada sumbangan proses sejatan dan perpeluhan (hutan tebal di kawasan bukit).

Perenggan ialah satu kawasan sempadan di mana kumpulan udara panas tropika bertemu dengan kumpulan udara sejuk kutub (misalnya perenggan kutub dan perenggar artik).  Pertemuan udara panas dan sejuk akan menyebabkan udara panas naik ke atas dan udara sejuk tenggelam.  Kemudian udara panas akan menyejuk dan peluwapan menghasilkan kabut perenggan.  Kabut ini selalunya tidak kekal lama sebab kejadian perenggan dikatikan dengan siklon sederhana yang mempunyai turbulens atau tiupan angin kencang.

Kawasan-kawasan di dunia yang sentiasa mengalami kajadian kabus dapat dilihat di dalam Rajah 7.4 di bawah.

Rajah 7.4: Kekerapan kejadian kabut di dunia. Garisan tebal mewakili purata kekerapan kejadian kabut 5 hari setahun.
  
*****************************************************************************
UNIVERSITI SAINS MALAYSIA
Pusat Pengajian Ilmu Kemanusiaan

HGF 223 - CUACA DAN IKLIM

KULIAH  8  TEORI-TEORI PEMBENTUKAN KERPASAN

8.1    Pembentukan Kerpasan
8.2    TeoriTeori Kerpasan
8.3    Teori BergeronFindeisen
8.4    Teori Lagaan

Rujukan

1. Barry, R.S. and Chorley, R.J. (1977), Atmosphere, Weather and Climate, Methuen (London), m.s. 9095.  QC861.2.B281(RS).

2. Brabam, R.R. (1959), "How does a raindrop grow?", Science, Jilid 129.

3. Crowe, P.R. (1971),  Concepts in Climatology St. Martin's Press (New York), m.s. 107120

4. Durbin, W.G. (1961), "An introduction to cloud physics", Weather, Jilid 16.

5. East, T.W.R. and Marshall, J.S. (1954), "Turbulence in clouds as a factor in precipitation", Q.J. Roy. Met. Soc., Jilid 80, m.s. 2647.

6. Gilman, C.S. (1964), "Rainfall" in Handbook of Applied Hydrology (Ed. Chow, K.T.) (New York), Section 9.

7. Low, K.S., Rainmaking:  Fact or Fantasy, Siri Seminar, Jabatan Geografi, U.M.  Bilik Sumber Geografi, USM.  M0117.

8. Ludlam, F.H. (1951), "The production of showers by the coalescence of cloud droplets" Q.J. Roy. Met. Soc., Jilid 77, m.s. 40217.

9. Mason, B.J. (1959), "Recent developments in the physics of rain and rainmaking", Weather, Jilid 14, m.s. 8197.

10. Mason, B.J. (1975), Clouds, Rain and Rainmaking (Cambridge).  QC921.5.M398(RS).

11. Simpson, Sir George C. (1941), "On the formation of cloud and rain", Q.J. Roy. Met. Soc., Jilid 67, m.s. 99133.

12. Sirinanda, K.U., Precipitation Management Efforts in some south and Southeast Asian Countries, Bilik Sumber Geografi, USM, M0118.

13. Strahler, A.N. (1978), Geografi Fizikal, John Wiley & Sons (Kuala Lumpur), m.s. 1837.  mGB55.S8963(RS).


KULIAH  8

8.1 Pembentukan Kerpasan

Di dalam kuliah-kuliah yang lepas, perbincangan terperinci tentang bagaimana lembapan di dalam atmosfera memerlukan nuklei "citair" untuk meluwap dan seterusnya berubah kepada titisantitisan air telah dilaksanakan Akan tetapi, harus diingati bahawa peluwapan yang berlaku melalui cara begini akan menghasilkan titisantitisan air bersaiz amat halus sahaja  yang dipanggil titisan awan, iaitu terlalu halus untuk dijatuhkan sebagai hujan.  Mengikut Byers (1959), "Kerpasan bukan cuma peluwapan yang terlampau tetapi merupakan satu tahap yang lebih tinggi di dalam kitaran hidrologi".  Jisim sebiji titisan hujan yang bergarispusat 1 mm (1000 micron) adalah l juta kali lebih besar daripada saiz purata sebiji titisan awan biasa, yang berukuran 10 micron yang dibentuk melalui  proses pemeluwapan. Namun demikian, setengah titisan awan adalah jauh lebih kecil dan hanya bergarispusat 0.001 mikron berbanding dengan setengah saiz titisan hujan yang bergarispusat 10 mm atau lebih. Secara perbandingan, saiz hujan ais batu adalah bergarispusat antara 30 hingga 50 mm. Secara teori, saiz maksima di mana setitik titisan air dikelaskan sebagai titisan awan ialah 200 mikron. Saiz yang lebih besar tidak dapat diapungkan oleh arus turbulen dalam awan (kecuali awan kumulonimbus yang mempunyai arus turbulen kencang) dan terus jatuh sebagai titisan hujan. Oleh itu, titisan yang melebihi 200 mikron lazim dikelaskan sebagai titisan hujan. Daripada segi sifat kimia dan sifat lain, tiada perbezaan di antara titisan awan dengan titisan hujan, cuma saiz sahaja. Titisan air yang terkandung dalam kabus dan kabut tebal seperti kabut bukit adalah sama dengan titisan awan. Namun demikian, titisan tersebut jadang-kala dikenali sebagai titisan kabus.

Sekiranya tidak berlakunya prosesproses yang lain, soal di dalam penghuraian proses kerpasan cuma melalui proses peluwapan sahaja ialah bagaimana titisantitisan awan tersebut dapat mengembang sehingga mencapai saiz titisan hujan di dalam masa yang singkat, iaitu dari 30 hingga 60 minit yang biasanya diperlukan oleh awan untuk berhujan. Di dalam kajiankajiannya, Best (1957) telah menunjukkan bahawa peluwapan yang berterusan tidaklah mencukupi untuk menghasilkan hujan, walaupun di bawah keadaankeadaan cuaca adalah sesuai.  Melalui proses peluwapan sahaja, sebiji titisn awan hanya dapat membesar sehingga mempunyai jejari 10 20 micron di dalam masa satu jam dan memerlukan 6  12 jam untuk mencapai jejari 50 micron (garispusat 100 micron).  Ini adalah kerana sifat "citair" nuklei peluwapan menjadi kurang berkesan apabila titisan air menjadi lebih besar sebab dengan tambahnya lebih banyak air, nuklei itu menjadi lebih cecair  Titisantitisan air yang dibentuk melalui cara begini mungkin boleh menghasilkan hujan renyairenyai yang sangat halus di dalam keadaan atmosfera yang amat lembab, tetapi tidak akan menghasilkan hujan yang benar kerana titisantitisan yang bersaiz begini akan jatuh dengan sangat perlahan dan mungkin dapat disejatkan semula ke dalam atmosfera sebelum ianya sampai ke permukaan bumi  (Lihat Jadual 8.1 dan Rajah 8.1).

Jadual 8.1: Halju Terminal - air sulingan (Sumber: Chan, 1995:62)
Jenis Titisan    Garsipusat (Micron) Halaju Terminal (meter/saat) Jisim(microgram = 9 X 10-6)
Titisan Awan           

   4
 20
100
0.005
0.012
0.27
0.000032
0.04
0.524
Titisan Hujan

(mm)
200
500
   1
   3
   5.8
0.73
2.06
4.03
8.06
9.17
       4.19
     65.5
   524.0
14140.0
10220.0
Hujan Air Batu 35
50
20.0
30.0
-
-
Salji Kering
Salji-basah
-
-
0.6-1.5
1.0-2.2
-
-


Rajah 8.1: Perkembangan titisan air melalui proses pemeluwapan (Sumber: Barry dan Chorley, 1977)


8.2 TeoriTeori Kerpasan

Beberapa teori telah dikemukakan pada awalawal lagi untuk menghuraikan pembentukan kerpasan tetapi kesemuanya telah menghadapi banyak bantahan dan seterusnya kesemuanya tidak dapat diterima.  Umpamanya, telah dinyatakan oleh sekumpulan ahli sains bahawa titisantitisan air di dalam awan yang mempunyai cascas elektrik yang berbezabeza (iaitu setengah bercas positif dan setengah pula bercas negatif) mungkin dapat bercantum melalui tarikan eletrik dan di dalam proses begini mengembang besar sehingga mencapai saiz titisan hujan.  Walaupun teori ini adalah munasabah, ahliahli sains kemudian telah memerhatikan bahawa jarak di antara titisantitisan air di dalam awan adalah terlalu jauh dan kuasa tarikan eletrik yang lemah tidak mungkin dapat mencantumkan titisantitisan air itu.  Akibat itu teori ini kemudiannya dapat diterima untuk menghuraikan proses pembentukan kerpasan.  Kemudian, ada juga ahliahli sains yang mencadangkan bahawa titisantitisan air yang lebih besar mungkin dapat mengembang lebih besar lagi dan lebih pesat lagi daripada titisantitisan yang halus.  Menurut teori ini, titisantitisan halus dapat ditarik ke dalam titisantitisan yang besar tadi.  Di dalam proses begini titisantitisan air yang halus melekat kepada  titisantitisan air yang besar yang seterusnya mengembang besar. Kemudiannya apabila titisan tersebut sudah mencapai saiz titisan hujan,  akan turun sebagai kerpasan.  Akan tetapi, dapatandapatan kajian kemudiannya telah menunjukkan bahawa saiz titisantitisan air di dalam manamana jenis awan cenderung mempunyai satu pola taburan saiz titisan yang hampir sekata, iaitu kebanyakan daripada titisantitisan adalah bersaiz jejari di antara 10 15 micron.  Hanya sebilangan kecil daripada titisantitisan tersebut mempunyai saiz 40 micron atau lebih.  Jadi, teori ini juga tidak dapat diterima untuk menjelaskan proses kerpasan dengan memuaskan.  Satu lagi cadangan yang telah disarankan  untuk menerangkan pembentukan kerpasan adalah berdasarkan kepada perubahan tekanan wap lembap apabila suhu berubah. Menurut teori ini, jika pengerakan udara membawa titisantitisan awan yang panas dan sejuk bersamasama, titisantitisan air yang panas akan tersejat dan melekat kepada titisantitisan ais yang sejuk. Melalui proses ini titisantitisan ais akan mengembang besar dan terus membesar sehingga membentuk kerpasan.  Akan tetapi, kajiankajian kemudian telah menunjukkan bahawa kecuali di setengahsetengah awan tebal di kawasan tropikal (seperti kumulonimbus), suhu di dalam titisantitisan awan adalah terlalu rendah untuk mewujudkan titisantitisan ais dan air bersamasama.  Satu teori lagi yang telah disarankan ialah bahawa kerpasan mungkin terbentuk pada nuklei "citair" yang besar, seperti garam laut (sodium klorida). Akan tetapi, walaupun pada mulanya nuklei besar tersebut mengalami pengembangan saiz yang amat pesat, pengembangannya kemudian juga dihadkan seperti titisantitisan air yang lain, iaitu cuma dengan proses peluwapan sahaja ianya memerlukan masa yang terlalu lama untuk menghasilkan titisantitisan yang bersaiz hujan.

Walaupun kebanyakan teori tersebut tidak dapat diterima di dalam penghuraian proses pembentukan kerpasan, kajiankajian kemudiannya telah menimbulkan 2 kumpulan teori utama yang telah dianggap sesuai dan memuaskan (yang memenuhi kebanyakan syaratsyarat atmosfera) bagi menerangkan proses kerpasan tersebut. Kumpulan teori yang pertama cuba menjelaskan pembesaran titisantitisan air di dalam awan melalui pembesaran hablurhablur ais yang menyerap wapwap air yang cecair apabila berada bersamasama di awan tinggi seperti kumulus dan kumulonimbus kumpulan teori yang kedua cuba menerangkan pembesaran titisantitisan air besar dengan halaju kejatuhannya  kepada titisantitisan bersaiz hujan melalui serapan titisantitisan halus semasa ianya jatuh di dalam awan tersebut.


8.3   Teori BergeronFindeisen

Teori ini merupakan sebahagian daripada mekanisma pembesaran titisan hujan yang telah diterima sekarang.  Ianya adalah berdasarkan fakta bahawa kelembapan bandingan udara adalah lebih tinggi di atas permukaan ais berbanding dengan permukaan air. Apabila suhu jatuh dengan pesatnya ke bawah takat beku (0oC), tekanan wap atmosfera akan jatuh dengan lebih pesat di atas permukaan ais berbanding dengan permukaan air (lihat Rajah 8.2). Hal ini mengakibatkan tekanan wap tepu pada permukaan air menjadi lebih tinggi daripada tekanan wap tepu pada permukaan ais, terutamanya di lingkungan suhu 5oC hingga 25oC yang mempunyai nilai perbezaan sebanyak lebih daripada 0.2 millibars (lihat Jadual 8.2).  Akibat perbezaan tekanan wap itu, terbentuklah satu cerun tekanan dari arah air ke ais, dan sekiranya titisantitisan air lampau sejuk dan hablurhablur ais berada berhampiran satu sama lain di dalam awan, maka titisantitisan air akan tersejat dan terlekat pada hablurhablur ais. Menurut teori itu, wapwap air akan tersejat dan berubah terus kepada bentuk ais di dalam proses pejalwapan.  Pendek kata, hablurhablur ais akan menarik titisantitisan air ke dalamnya dan seterusnya mengembang besar apabila menyerapkan  titisantitisan air.  Hablurhablur ais itu telah terbentuk di atas nukleibeku (yang wujud pada suhu amat rendah:  15oChingga 25oC)  yang terdiri khususnya daripada kaolinite (sejenis galian ciet) dan juga daripada abu dan debu di kawasankawasan gunung berapi.  Apabila hablurhablur ais itu semakin mengembang besar melalui proses penyerapan titisan air tersebut, ianya akan menjadi besar lalu berat dan turbulen udara yang sentiasa bergerak naik di dasar awan tidak berdaya lagi mengampainya.  Seterusnya, tarikan graviti akan menyebabkan hablurhablur ais besar ini jatuh keluar daripada awan.  Di dalam perjalanannya turun ke permukaan bumi, hablurhablur ais tersebut akan mengalami suhu yang lebih panas dan akibat itu berubah kepada bentuk cecair dan jatuh ke permukaan bumi sebagai hujan.  Hablurhablur ais yang besar juga mungkin bercerai kepada beberapa hablur ais yang lebih kecil.  Hal ini menambahkan lagi nuklei beka yang seterusnya memesatkan lagi proses kerpasan.  Apabila awan kumulus mengembang tinggi dan besar sehingga menjadi awan kumulonimbus, proses glasieran akan berlaku pada bahagian atasnya dan menjadikannya bentuk andas.

Rajah 8.2: Perubahan nilai tekanan wap tepu akibat pengaruh suhu pada tekanan atmosfera 1000 mb. Rajah kecil menunjukkan perbezaan nilai tepu di atas air dan ais pada suhu yang tertentu (Sumber: Critchfield, 1979)


Jadual 8.2: Takat meluwap tekanan wap di atas air dan ais (Sumber: Van Wijk, 1963)
_______________________________________________________________
Suhu        Di atas Air        Di atas Ais
_______________________________________________________________
-20 oC        0.941            0.774
-10oC        2.15            1.95
0oC        4.58            4.58
_______________________________________________________________

Walaupun teori ini dapat menerangkan pembentukan kerpasan di kebanyakan jenis awan sejuk di kawasankawasan beriklim sejuk dan sederhana sejuk, ianya masih tidak dapat menjelaskan cara pembentukan kerpasan di setengahsetengah awan rendah (contoh: awan kumulus) di kawasan tropika yang berada di bawah aras peluwapan.  Walaupun awanawan jenis begini tidak mempunyai hablurhablur ais kerana keletakannya yang rendah di udara, ianya masih menghasilkan kerpasan yang lebat!  Contohnya awan kumulus di atas lautan tropika boleh menghasilkan kerpasan lebat apabila berada di aras hanya 2000 metre dan suhu awan tersebut ialah 5oC atau lebih!  Akibat itu, awan tersebut tidak mungkin mempunyai hablurhablur ais.  Di kawasan garislintang tengah juga, terutamanya pada musim panas, awanawan panas yang rendah juga menghasilkan banyak kerpasan walaupun awan tersebut tidak mungkin mengandungi hablurhablur ais!  Akibat itu, kajiankajian kemudian tentang pembesaran titisan awan telah menimbulkan teori Lagaan untuk menerangkan jenis kerpasan begini.


8.4 Teori Lagaan

Pada mulamulanya ahliahli kajiklim telah mencadangkan bahawa pergaulan dan pergolakan udara oleh turbulen yang giat akan menyebabkan titisan awan seperti wapwap air, titisantitisan air dan hablurhablur ais berlagalaga di antara satu sama lain dan kemudian bercantum.  Hal ini seterusnya menyebabkan titisan awan  mengembang besar.  Melalui proses begini setengah titisan awan yang besar akan menjadi lebih besar lagi.  Proses ini akan terus membentuk titisantitisan bersaiz hujan.  Akan tetapi, kajiankajian kemudian telah membuktikan bahawa titisantitisan yang besar yang berlaga di antara satu sama lain mempunyai kemungkinan yang sama baik di dalam proses berceraian mahupun di dalam proses percantuman.  Tambahan lagi, juga diperhatikan bahawa setengah awan yang mempunyai udara yang sangat turbulen (amat tidak stabil) juga tidak semestinya menghasilkan kerpasan.  Kemudian, Langmuir telah memerhatikan bahawa titisantitisan air yang jatuh di dalam sesuatu awan mempunyai halaju terminal yang berlainan yang berkadar dengan garispusat titisantitisan tersebut   (Jadual 8.3).  Akibat itu, titisantitisan yang lebih besar akan jatuh dengan lebih pesat dan akan "menangkap" (menyerap) titisantitisan lebih kecil yang jatuh dengan perlahan ke dalam ekornya (Tangkapan Ekor).  Titisantitisan itu kemudian melekat kepada titisan besar itu dan seterusnya menjadikannya lebih besar lagi.  Seterusnya titisan besar tersebut akan jatuh dengan lebih pesat lagi.  Kemudian, ianya juga berdaya menyerap lebih banyak titisan kecil yang lain ke dalam ekornya.  Titisantitisan air yang lebih halus yang berada di arah hadapan    titisan besar tersebut juga dapat diserapkan melalui "Tangkapan Langsung" (serapan langsung).  (Rajah 8.3).  Rajah 8.4 dapat  membandingkan kadar pembesaran titisan air melalui prosesproses lagaan dan peluwapan, di mana jejari asal titisan air ialah 20 micron.  Walaupun pembesaran melalui lagaan adalah pada mulanya sangat perlahan berbanding dengan melalui pelowapan, titisan itu berdaya mencapai jejari 200 micron pada jangka masa 50 minit sahaja!  Pengiraanpengiraan di dalam makmal telah menunjukkan bahawa sebiji titisan air mesti mencapai jejari >19 micron sebelum ianya memperolehi dapat daya menyerap titisantitisan lain melalui lagaan.  Selepas mencapai jejari 200 micron, titisan air hanya memerlukan jangka masa <10 minit untuk mencapai jejari >600 micron. Selepas itu kadar pembesaran adalah amat pesat sehingga mencapai saiz titisan hujan (iaitu sekurangkurangnya 1000 micron).

Jadual 8.3: Halaju Terminal Jatuhan Titisan Air Berbagai Saiz
Garis Pusat (mikron) Meter/Saat Jisim (mikrogram = 9 X 10 -6)
Titisan Awan 4
20
100
0.005
0.012
0.27
0.000032
0.04
0.524
Titisan Hujan

mm
200
300
1
3
5.8
0.73
2.06
4.03
8.06
9.17
4.19
65.5
524
14140
102200
Hujan Ais Batu 35
50
20.0
30.0
-
-
Salji-Kering
Salji-Basah
-
-
0.6-1.5
1.0-2.2
-
-


Rajah 8.3: Tangkapan Ekor dan Tangkapan Depan dalam proses lagaan

Rajah 8.4: Perbandinagn kadar pembesaran titisan air melalui prosesproses lagaan dan  peluwapan.


*****************************************************************************
UNIVERSITI SAINS MALAYSIA
Pusat Pengajian Ilmu Kemanusiaan

HGF 223 - CUACA DAN IKLIM

KULIAH 9 PERGERAKAN DAN PEREDARAN JISIM UDARA

9.1    Kepentingan Pergerakan Udara

9.2    DayaDaya Pergerakan:
9.2.1    Daya Cerun Tekanan;
9.2.2    Daya Coriolis;
9.2.3    Daya Putaran Sentripetal;
9.2.4    Daya Geseran

9.3    Angin Geostropik

Rujukan

1. Barry and Chorley (1992), Atmosphere, Weather and Climate, Methuen (London), m.s. 117 24.  QC861.2.B281(RS)

2. Chan, N.W., NotaNota Tambahan Kajiklim:  Pergerakan Udara. Bilik Sumber Geografi, USM.  M0115.

3. Critchfield, H.J. (1974), General Climatology, PrenticeHall (Englewood Cliff, New Jersey), Bab 4, m.s. 75106.  QC981.C933

4. McDonald, J.F. (1952), "The Coriolis Effect", Scientific American, Jilid 186, m.s. 72 8.

5. Riehl, H. (1965), Introduction to the Atmosphere (New York), m.s. 117 38.  QC863.RS552.

6. Sham, S. (1983), Pengantar Cuaca dan Iklim, DBP (Kuala Lumpur), Bab 6, m.s. 89104.  QC981.S528.

7. Strahler, A.N. (1978), Geografi Fizikal, John Wiley & Sons (Kuala Lumpur), m.s. 154 7.  mGB55.S8963(RS).

8. Trewartha, G. (1980), Mengenal Iklim, DBP (Kuala Lumpur). Bab 3.  QC981.T817 (Bahasa Inggeris) atau Microfiche 734 (Bahasa Malaysia).

9. Graedel, T.E. dan Crutzen, P.J. (1992) Atmospheric Change: An Earth System Perspective. W.H. Freeman and Company, New York, Bab 4, m.s. 55-72.

KULIAH 9

9.1Kepentingan Pergerakan Udara

Secara umum, polapola taburan tenaga dan lembapan di atas permukaan bumi dan juga di antara bumi dengan atmosfera adalah tidak sekata.  Oleh kerana ketidakseimbangan taburan tenaga sedunia, iaitu berlebihan di garislintang rendah (Khatulistiwa) dan berkurangan di garislintang tinggi (Kutub), maka pergerakan udara merupakan satusatunya cara utama di dalam proses pemindahan tenaga daripada kawasankawasan berlebihan ke kawasankawasan berkurangan. Udara yang bergerak merupakan tenaga kinetik yang sentiasa cuba menyeimbangkan pola taburan tenaga sedunia.  Pemindahan tenaga berlaku di dalam sistem bumiatmosfera melalui dua cara pengangkutan utama, iaitu melalui pergerakan udara secara datar dan pergerakan udara secara tegak.  Tenaga haba dapat dipindah di dalam dua bentuk, iaitu sebagai haba rasa melalui angin panas dan kering, dan juga sebagai haba pendam melalui angin lembap yang meniup dari kawasan berlebihan tenaga.  Polapola taburan lembapan sedunia juga adalah tidak sekata, iaitu kerpasan yang berlebihan didapati di sekitar kawasankawasan Khatulistiwa dan di sekitar 60oU dan 60oS. Kawasan sejatan yang berlebihan pula didapati di kawasan sekitar 30oU dan juga di sekitar 30oS.  Keadaan ketidakseimbangan itu memerlukan pergerakan udara untuk menyeimbangan polapola taburan lembapan tersebut.  Pengangkutan lembapan adalah melalui anginangin lembab yang meniup dari kawasankawasan berlebihan lembapan ke kawasankawasan berkurangan lembapan. Melalui caracara pengangkutan dan pemindahan tenaga serta lembapan begini, atmosfera adalah tidak statik tetapi sentiasa di dalam pergerakan untuk menjalankan fungsinya sebagai agen pencapaian seimbangan.  Pada dasarnya pergerakan udara merupakan satu tindakbalas (respons) kepada ketidakseimbangan taburan tenaga dan lembapan.  Ianya juga boleh ditakrifkan sebagai satu bentuk perubahan tenaga di mana tenaga haba dapat ditukar kepada tenaga kinetik melalui pergerakan angin dan seterusnya apabila angin panas itu sampai ke kawasan sejuk, tenaga kinetik akan dibebaskan sebagai Tenaga Haba yang akan memanaskan permukaan sejak tersebut.

9.2 DayaDaya Pergerakan

Pergerakan angin di dalam atmosfera daripada segi arah dan kelajuannya adalah ditentukan oleh beberapa daya utama.  Pada amnya, dua daya pergerakan utama ialah Daya Cerun Tekanan yang diwujudkan oleh perbezaanperbezaan tekanan di antara kawasankawasan berlainan di dunia dan Daya Geseran yang dihasilkan oleh kekasaran sesuatu permukaan bumi apabila angin meniup di atasnya.  Dua daya yang lain yang juga memainkan peranan penting ialah Daya Coriolis dan Daya Putaran Sentripetal.  Keduadua daya tersebut adalah hasil daripada putaran bumi di atas paksinya.

9.2.1  Daya Cerun Tekanan

Daya cerun tekanan mempunyai dua komponen, iaitu satu Komponen Tegak dan satu lagi Komponen Mendatar.  Daripada segi komponen tegak, didapati bahawa nilai tekanan udara akan menurun dengan bertambahnya ketinggian di atas permukaan bumi.  Akibat itu, perbezaan tekanan di atas permukaan bumi yang bertekanan tinggi berbanding dengan parasparas tinggi di atmosfera atas yang bertekanan rendah sepatutnya dijangka akan menyebabkan atmosfera bergerak ke arah atas dan seterusnya hilang ke angkasa lepas.  Perkara demikian tidak berlaku kerana nilai perbezaan tekanan tersebut dapat diseimbangkan oleh daya graviti yang bertindak di arah yang bertentangan.  Keadaan seimbangan di antara daya cerun tekanan dengan daya graviti tersebut telah menimbulkan satu keadaan yang dikenali sebagai Keseimbangan Hidrostatik (Rajah 9.1). Keadaan seimbangan ini bersamasama dengan kestabilan atmosfera keseluruhan yang berdasarkan kepada ketebalan atmosfera yang cetek, telah menghadkan mekanisme pergerakanpergerakan udara secara tegak.  Misalnya, halaju angin mendatar adalah pada umumnya, seratus kali ganda lebih pesat berbanding dengan halaju angin tegak, kecuali semasa berlaku ributribut perolakan yang kencang.

Rajah 9.1: Keseimbangan Hidrostatik antara Daya Graviti dengan Daya Cerun Tekanan.

Rajah 9.2: Arah daya cerun tekanan di lapisan atmosfera atas dan lapisan atmosfera bawah.

Daripada segi Komponen Mendatar park, perbezaan tekanan secara mendatar wujud hasil daripada taburan tenaga bahangan matahari yang tidak sekata di permukaan bumi. Umpamanya, lebih banyak tenaga diserap di kawasan Khatulistiwa (Hal ini menjadikan kawasan tersebut satu pusat bertekanan rendah, kerana udara yang panas akan naik ke atas dan seterusnya menjadikan kawasan yang ditinggalkannya itu sesuatu kawasan hampagas).  Sebaliknya, hanya sedikit tenaga diserap di kawasan disekitar Kutub (Hal ini menjadikan kawasan itu bertekanan tinggi kerana udara sejuk akan tenggelam).  Akibat perbezaan tekanan di antara garislintang tinggi dan garislintang rendah itu, maka timbulnya satu cerun tekanan di parasparas atmosfera rendah dari keduadua kutub ke arah Khatulistiwa.  Sebaliknya di lapisanlapisan atmosfera atas, terdapat satu cerun tekanan bertentangan dari Khatulistiwa ke arah keduadua kutub.  Perkara ini adalah disebabkan oleh udaraudara panas yang berolak naik ke atas di kawasan Khatulistiwa dan terkumpul di atmosfera atas menyebabkan kawasan itu bertekanan tinggi.  Di kawasan sekitar kutub pula, udaraudara sejak yang tenggelam meninggalkan satu kawasan hampagas di atmosfera atasnya, menjadikannya satu kawasan bertekanan rendah (Rajah 9.2).

Perbezaan tekanan di antara dua tempat dan pembentukan satu cerun tekanan dapat digambarkan di dalam Rajah 9.3.  Bagi satu kumpulan udara yang tidak bergerak, tekanan udara di sesuatu permukaan tertentu dan pada paras ketinggian tertentu adalah sama.  Oleh kerana itu, permukaanpermukaan yang mempunyai tekanan udara yang sama adalah mendatar seperti yang ditunjukkan di dalam Rajah 9.3A.  Sekiranya kadar jatuhan tekanan udara di sesuatu tempat adalah lebih pesat berbanding dengan satu tempat yang lain (seperti yang ditunjukkan di dalam Rajah 9.3B), iaitu apabila sesuatu bendalir bergerak dari kiri ke kanan rajah tersebut, nilai tekanan udara adalah lebih tinggi di kiri pada paras ketinggian yang sama.  Akibat itu perbezaan tekanan di antara tempat X dan Y, Rajah 9.3C iaitu, 940 mb  880 mb = 60 mb, akan mewujudkan satu cerun tekanan dari X ke Y.  Seterusnya, udara akan bergerak dari X ke Y dan menghasilkan pergerakan angin.  Kekencangan tiupan angin adalah bergantung kepada nilai perbezaan tekanan di antara dua tempat tersebut.  Jika nilai perbezaan adalah lebih besar, maka halaju tiupan adalah lebih kencang.  

Rajah 9.3: Pembentukan daya cerun tekanan


Daya Cerun Tekanan seunit jisim dapat ditunjukkan di dalam Rajah 9.4 melalui satu persamaan matematik berikut:

Rajah 9.4: Persamaan mengira Daya Cerun Tekanan.

                                      -1 dp
Daya Cerun Tekanan  =    p  dn              di mana p ialah ketumpatan udara;                         
                                         
                      dp
                      dn   ialah cerun mendatar tekanan.
                      

Melalui persamaan tersebut, dapat dirumuskan bahawa keletakkan isobar yang lebih rapat akan membentuk cerun tekanan yang lebih curam dan seterusnya menghasilkan angin yang lebih kencang  (Rajah 9.5).

Rajah 9.5: Pembentukan daya cerun tekanan mengikut laju angin dan jarak antara tempat.

Satu contoh tempatan yang baik yang mengaitkan angin dengan daya cerun tekanan ialah fenomena bayu laut dan bayu darat (Rajah 9.6).  Rajah 9.6A menunjukkan keadaan permukaan di mana tidak wujud sebarang cerun tekanan.  Pada waktu siang, pemanasan lapisan udara di permukaan bumi di atas daratan yang lebih pesat berbanding dengan atas permukaan laut akan menghasilkan satu cerun tekanan dari laut ke darat (Rajah 9.6B).  Akibat itu, udara akan bergerak dari laut ke darat sebagai respon kepada cerun tekanan dari kawasan tekanan tinggi ke kawasan tekanan rendah. Udara itu dikenali sebagai bayu laut.  Pada aras yang lebih tinggi aliran bertentangan pula berlaku. Jika dipandang secara keseluruhan maka gerakan udara ke atas dan ke bawah yang lemah, akan menghasilkan satu kitaran aliran udara yang lengkap.  Pada waktu malam pula, kadar penyejukan tanah daratan melalui kehilangan bahangan bumi adalah lebih cepat berbanding dengan laut.  Akibat itu, udara di darat yang di paras permukaan menjadi lebih sejuk daripada udara di laut.  Tekanan yang lebih tinggi di daratan akan mewujudkan cerun tekanan dari darat ke arah laut.  Akibat itu, udara akan bergerak dari darat ke laut dan menghasilkan bayu darat (Rajah 9.6C).  Pada paras yang tinggi pula terdapat aliran udara dari laut ke darat.  Hal ini akan melengkapkan satu kitaran pergerakan udara.

Rajah 9.6: Teori Pembentukan Fenomena Bayu Darat dan Bayu laut.

Contoh ini menunjukkan bahawa cerun tekanan boleh terjadi melalui kadar pemanasan dan penyejukan satu lapisan udara yang tidak sekata. Udara yang dipanaskan mengembang dan menjadi kurang tumpat.  Udara yang disejukkan menguncup dan menjadi lebih tumpat. Akibat itu, perubahan tekanan udara ke atas adalah lebih pesat pada sesuatu lapisan udara yang lebih sejuk berbanding dengan sesuatu lapisan udara yang lebih panas.  Tenaga haba dapat menggerakkan sistem peredaran udara dengan mengubahkan ketumpatanketumpatan udara. Pada keseluruhannya, mekanisme ini sering dikenali sebagai jentera haba sebab tenaga kinetik gerakan udara diperolehi daripada input haba.  Satu contoh byara darat dan baya laut di Pantai Timur Semenanjung Malaysia dapat digambarkan di dalam Rajah 9.7.

Rajah 9.7: Contoh-Contoh Bayu Darat dan Bayu Laut di Pantai Timur Semenanjung Malaysia.

9.2.2 Daya Coriolis

Sekiranya bumi tidak berputar di atas paksinya  udara angin akan bergerak mengikut dengan tepatnya kepada arah cerun tekanan udara.  sebenarnya putaran bumi akan menghasilkan suatu daya lagi, iaitu Daya Coriolis yang cenderung memesongkan aliran udara.  Cara yang mudah sekali untuk memahami bagaimana daya ini bertindak ialah dengan memutarkan sekeping papan berbulat [Rajah 9.8(i)]. Di dalam rajah tersebut, sekiranya satu bahan bergerak dari pusat bulatan menuju ke tepi bulatan itu, ianya akan dipesongkan oleh putaran mengikut arah X.  Di dalam Rajah 9.8(iiA), jika seorang yang berada di X membaling sebiji bola ke suatu objek di P,  Putaran bulatan tersebut akan menyebabkan banyak perubahan berlaku daripada segi keletakan. X sekarang akan berada di X1 dan  P di P1 [Rajah 9.8(iiB)].  Bola yang dibaling itu terjatuh di Q dan akibat itu bola tersebut dinampak berpusing ke kanan.

Rajah 9.8: Teori Pembentukan Daya Koriolis.

Di atas permukaan bumi, arah tindakan daya Coriolis dinyatakan dengan jelasnya di dalam Hukum Ferrel:  Sebarang benda atau bendalir yang bergerak secara mendatar di Hemisfiar Utara cenderung menjadi terbias ke kanan dari jalan pergerakannya, tidak kira arah kompas jalan pergerakannya.  Di Hemisfiar Selatan pula, pembiasan yang sama adalah ke kiri dari arah pergerakan jalannya.  Di atas garis Khatulistiwa nilai daya Coriolis adalah sifar dan nilai itu bertambah besar ke arah kutub (Rajah 9.9).  Di dalam rajah itu, panjangnya anak panah menunjukkan  kekuatan daya Coriolis. Rajah  ini  juga menunjukkan perbezaan nilai daya Koriolis daripada segi ruang.

Rajah 9.9: Kekuatan Daya Koriolis mengikut garislintang.

Daya pembiasan seunit jisim dapat dikirakan melalui persamaan berikut (Rajah 9.10):

Rajah 9.10: Persamaan mengira Daya Biasan.

Daya Biasan = 2wVsin 0

di mana  w = Velositi sudut putaran
         (15o sejam atau  2 TT/24 radian sejam. Untuk  bumi  = 7.29 x 105 radian/saat)
                0 = garislintang
                v = Velositi jisim yang bergerak

Kekuatan daya pembiasan adalah berkadar dengan (a) Velositi mendatar udara yang bergerak (iaitu angin selaju 11m/saat hanya mempunyai 1/2 daripada kekuatan daya biasan daripada angin yang berlaju 22m/saat) dan (b) Sinus nilai garislintang (iaitu Sin 0o = 0;  Sin 90o = 1).  Kesan biasan bernilai maksima di keduadua kutub dan bernilai 0 di Khatulistiwa.  Secara am, Daya Coriolis bertindak pada sudut tegak ke atas arah angin, iaitu di kiri di dalam Hemisfera Selatan dan di kanan di dalam Hemisfera Utara.


9.2.3 Daya Putaran Sentripetal

Sesuatu badan yang sedang bergerak di dalam bentuk pengaliran berliku akan diiringi oleh satu daya tarikan ke arah pusat putaran itu.  Putaran itu dinyatakan dalam Rajah 9.11 sebagai:

Rajah 9.11: Persamaan mengira Daya Memusat Sentripetal.

C =   mV2
         r           

di mana m  = Jisim yang bergerak;
                V  =  Velositi Jisim itu;
                 r  =  Jejari liku itu.

Di dalam Rajah 9.12 yang menggambarkan aliran udara di Hemisfiar Utara, terdapat sesuatu sel tekanan rendah (A) yang mempunyai pengaliran udara berliku.  Di dalam sel ini Daya Coriolis adalah lebih lemah berbanding dengan daya cerun tekanan yang mempunyai arah ke dalam pusat tekanan rendah.  Perbezaan tekanan di antara keduadua daya itu ialah nilai putaran Sentripetal bersih ke arah dalaman, iaitu menuju ke pusat tekanan rendah.  Di bahagian (B) pula terdapat satu sel tekanan tinggi.  Di dalam sel ini, nilai putaran centripetal ke dalam ialah perbezaan di antara nilai daya Coriolis dengan daya cerun tekanan.

Rajah 9.12: Daya Sentripetal.

Di dalam sistem bumi atmosfera, nilai putaran Centripetal adalah sangat kecil, kecuali pada ketika berlakunya anginangin kencang yang bergerak di dalam bentuk berliku. Misalnya, anginangin Siklon yang kencang yang berlaku dekat Khatulistiwa di mana nilai daya Coriolis ialah 0, ataupun di tempat yang berlakunya angin puting beliung (Contoh:  Teluk Mexico).


9.2.4 Daya Geseran

Berhampiran dengan permukaan bumi, iaitu dari muka bumi hingga ke aras kirakira 500 metre, terdapat satu lagi daya yang mempengaruhi arah dan halaju angin.  Ini ialah daya geseran udara dengan permukaan bumi.  Daya geseran sentiasa bertindak di arah yang bertentangan dengan arah daya cerun tekanan (Rajah 9.13).

Rajah 9.13: daya Geseran dan Daya Cerun Tekan adalah bertentangan.

Kesan daya geseran bergantung kepada kadar kekasaran permukaan dan aras ketinggian angin (Rajah 9.14).  Permukaan yang lebih kasar, seperti kawasan bergunungganang atau berbukitbukau, akan mempunyai daya geseran yang lebih kuat berbanding dengan suatu permukaan yang licin, seperti sesuatu kawasan dataran pamah.  Di atas kebanyakan permukaan daratan, kecuali di permukaan salji dan gurun pasir, kadar kekasaran adalah 100  500% atau lebih daripada permukaan lautan yang licin. Gambarajah "Ekman Spiral" menunjukkan bahawa angin yang meniup di aras 500 1000m adalah kencang dan mempunyai arah yang selari dengan isobar.  Angin ini dikenali sebagai angin geostrophik.  Pada arasaras di bawah 500 m halaju angin menjadi semakin lemah disebabkan oleh nilai daya geseran yang semakin kuat.  Arah angin juga dibiaskan apabila angin mulai meniup merentasi isobar.  Sudut pembiasan adalah lebih besar jika dipengaruhi oleh yang lebih kuat.  Berhampiran dengan permukaan bumi, sudut angin yang bergerak ialah kirakira 10 20o bagi permukaan lautan dan 25o 35o bagi permukaan daratan.

Rajah 9.14: Gelungan Ekman.


9.3 Angin Geostropik

Kajiankajian tentang angin di atmosfera atas, iaitu di aras melebihi 500 m tinggi, telah menunjukkan bahawa angin sentiasa meniup dengan sangat kencang.  Hal ini adalah benar kerana angin begini meniup tanpa halangan daya geseran.  Kajiankajian juga menunjukkan bahawa angin ini meniup kirakira pada sudut tegak dengan arah cerun tekanan.  Dalam lain perkataan, angin tersebut meniup dalam arah yang selari dengan isobar (Rajah 9.15A).  Akibat itu, daya pembiasan, iaitu daya Coriolis sematamata bertindak di arah yang bertentangan dengan daya cerun tekanan dan mewujudkan suatu pergerakan udara yang diseimbangkan.  Angin begini dikenali sebagai angin geostropik.  Rajah 9.15B menunjukkan pergerakan sesuatu angin yang bermula di aras yang rendah yang meniup dari kawasan tekanan tinggi ke kawasan tekanan rendah.  Apabila angin itu mencapai ketinggian yang melebihi 500 m, ianya telah mempunyai arah pergerakan yang selari dengan isobar dan dikenali sebagai angin geostropik.  Angin geostropik menduduki panas yang tertinggi di dalam "Gelungan Ekman". Gelungan ini telah disarankan oleh Ekman pada tahun 1902 untuk arus-arus lautan di lapisan-lapisan lautan atas. Ia kemudiannya diapplikasikan oleh Akerblom kepada aliran udara dalam atmosfera pada tahun 1908. Gelungan Ekman mempamirkan sesuatu gelungan sudut-sesama (equiangular) yang mempunyai angin geostropik sebagai titik had (tertinggi). Di bawah paras angin geostropik, angin bertiup melintas isobar ke arah tekanan rendah pada sudut yang maksimum pada permukaan tetapi tidak melebihi 45 darjah.       

Rajah 9.15: Kaitan antara Daya Cerun Tekanan, Daya Koriolis dan Daya Geseran akan menghasilkan Angin Geostrofik.



Rajah 9.16 juga menunjukkan perkaitan dan interaksi ketiga-tiga daya tersebut untuk menghasilkan Angin Geostropik.

Rajah 9.16: Pembentukan Angin Geostropik.

*****************************************************************************
UNIVERSITI SAINS MALAYSIA
Pusat Pengajian Ilmu Kemanusiaan

HGF 223 - CUACA DAN IKLIM


KULIAH 10 SISTEM DAN POLA TEKANAN SEDUNIA

10.1   Taburan sistem tekanan permukaan sedunia.
10.2   Pusatpusat tekanan di Hemisfera Utara.
10.3   Pusatpusat tekanan di Hemisfera Selatan.

Rujukan

1. Barett, E.C.(1974), Climatology from Satellites, Methuen.  QC981.B274(RS).
    
2. Critchfield, H.J. (1974), General Climatology, PrenticeHall (Englewood Cliff, N.J.), Bab 4, m.s. 7583.  QC981.C933.

3. Day, J.A. (1970), Climate and Weather, Addison Wesley Pub. Co. (Reading).  QC981.D274.

4. Hidy, G.M. (1967), The Winds:  the origins and behaviour of atmospheric motion, Van Nostram (Princeton, N.J.).  QC931.H632.

5. Miller, A.A. (1931), Climatology, E.P. Dutton & Co. (New York), m.s. 2633.

6. Monkhouse, F.J. (1954), Principles of Physical Geography, University of London Press Ltd. (London), Bab 16, m.s. 396426.  GB53.M745.

7. Palmen, E. (1969), Atmospheric Circulation Systems:  their Structure and Physical Interpretation, Academic Press (New York).  QC880.4.A8P172.

8. Riehl, H. (1965), Introduction to the Atmosphere, McGrawHill (New York), m.s. 913.  QC863.RS552.

9. Starr, V.P. (1956), The General Circulation of the Atmosphere, W.H. Freeman (San Francisco).  fQC931.S796.

10. Strahler, A.N. (1978), Geografi Fizikal, John Wiley & Sons (Kuala Lumpur), Bab 9, m.s. 159170.  mGB55.S8963(RS).

11. Trewartha, G. (1970), Mengenal Iklim, DBP (Kuala Lumpur), Bab 3, m.s. 65119.  QC981.T817 (Bahasa Inggeris) atau Microfiche 734 (Bahasa Malaysia).

KULIAH 10

Taburan tenaga dan lembapan sedunia adalah tidak sekata daripada segi masa dan ruang.  Akibat itu, terdapat juga taburan pola tekanan sedunia yang berbezabeza dari setempat ke setempat dan juga dari semasa ke semasa.  Pada umumnya, terdapat satu perkaitan yang rapat di antara taburan tenaga dan taburan tekanan. Misalnya kawasankawasan yang berlebihan tenaga tinggi merupakan kawasankawasan bertekanan rendah. Sebaliknya, kawasankawasan yang berkurangan tenaga merupakan kawasankawasan bertekanan tinggi. Hal ini adalah disebabkan oleh hukum Fizik bahawa udara sejuk akan tenggelam dan perlonggokan udara di sesuatu tempat akan menghasilkan tekanan tinggi.  Sebaliknya, udara yang bertenaga tinggi atau panas akan berolak naik ke atas dan meninggalkan satu kawasan hampagas di permukaan bumi.  Udara yang kurang tumpat di kawasan hampagas tersebut akan mempunyai tekanan yang rendah.

10.1 Taburan sistem tekanan permukaan sedunia

Peta garisan setekanan sedunia telah dilukis untuk menunjukkan purata tekanan dan angin bagi dua bulan yang mengalami suhu musiman lampau di kawasan daratan yang luas, iaitu pada bulanbulan Januari dan Julai (Rajah 10.1 dan Rajah 10.2).  Oleh kerana stesenstesen kajicuaca terletak di aras yang berbezabeza tingginya dari aras laut, nilai tekanan dari jangkatekanannya haruslah ditukar kepada tekanan di aras laut yang senilai dengan menggunakan kadar perubahan tekanan mengikut ketinggiannya.  Apabila perkara ini telah selesai, dan setelah dicari nilai purata tekanan pada suatu tempoh yang panjang (biasanya 30 tahun)  barulah dapat dipetakan nilainilai tekanan tersebut.  Hasil daripada pemetaan garisgaris setekanan,  perbezaanperbezaan tekanan yang kecil tetapi agak ketara dapat dilihat dari setempat ke setempat.

Rajah 10.1: Taburan Pola Tekanan Sedunia Pada Bulan Januari (Musim Sejuk Hemisfera Utara) (Sumber: Strahler, 1978).

Rajah 10.2:Taburan Pola Tekanan Sedunia Pada Bulan Julai (Musim Panas Hemisfera Utara) (Sumber: Strahler, 1978).

Jika 1013 mb (76 sm) dianggap sebagai tekanan piawai di aras laut, nilainilai yang lebih tinggi daripadanya sering didapati  di garisan lintang tengah. Kadangkala nilainilai tekanan boleh sampai 1040 mb (30.7in., 78 cm.) atau lebih. Nilainilai tekanan sebegini dapat disebut sebagai tekanan tinggi.  Sebaliknya, nilainilai tekanan yang kurang daripada 982 mb  74 cm.) dapat dipanggil sebagai tekanan rendah.

Di dalam zon khatulistiwa terdapat satu jaluran yang mempunyai tekanan kurang sedikit daripada tekanan biasa, iaitu di antara 1011 dengan 1008 mb 76 dan 75.7 cm..  Jaluran ini dikenali dengan nama kawasan tekanan rendah khatulistiwa. Jaluran tekanan rendah ini menjadi lebih ketara lagi apabila dibandingkan dengan jaluran tekanan yang lebih tinggi yang terletak ke utara dan ke selatan di sekitar garis lintang 30oU dan 30oS. Keduadua jaluran tersebut dikenali sebagai jaluran tekanan tinggi kawasan hampir tropika.  Di hemisfera selatan, jaluran ini adalah jelas tetapi mengandungi pusatpusat tekanan tinggi yang dipanggil sel tekanan tinggi.  Di hemisfera utara pula, khasnya pada musim panas, terdapat dua sel di kawasan lautan yang penting sekali di dalam jaluran tekanan tinggi itu. Satu daripada sel itu terdapat di atas lautan Pasifik timur dan satu lagi sel terdapat di Atlantik Utara di sebelah timur.  Purata tekanan melebihi 1026 mb (77.0 cm) di bahagian tengah sel itu.

Dari jaluran tekanan tinggi hampir tropika ke arah keduadua kutub pula terdapat dua jaluran tekanan rendah lebar, yang menganjur kirakira dari zon garisan lintang tengah hingga ke zon Artik dan Antartik. Namun begitu, pusatnya didapati dekat zon hampir kutub yang mempunyai tekanan yang lebih rendah,  iaitu di sekitar garis lintang 60o.  Di hemisfera selatan, khasnya di seluruh lautan selatan yang luas itu, terdapat jaluran tekanan rendah hampir Antartik yang mempunyai min tekanan serendah 984 mb 73.9 cm. Zon kutub pula mempunyai pusat tekanan tinggi yang kekal yang dikenali sebagai tekanan tinggi kutub.  Kawasan tersebut adalah terbentuk dengan lebih baik di kawasan zon kutub selatan yang mempunyai keadaan tekanan tinggi yang berbeza jelas dengan kawasan tekanan rendah hampir Antartik yang mengelilinginya.  Pada musim dingin di hemisfera selatan nilai tekanan yang dicatat di kebanyakan stesen kajicuaca di sekitar kutub selatan ialah kirakira 1030 mb (77.5 cm).  Sebaliknya, musim panas di hemisfera selatan hanya menggambarkan tekanan kirakira 1020 mb (76.5 cm) di kutub selatan.  Pada umumnya, jaluran tekanan ini berganjak mengikut musim melalui beberapa darjah garislintang iaitu serupa sahaja seperti jaluran sesuhu yang ikut bersama.

10.2 Pusat tekanan di Hemisfera Utara

Pada umumnya, pola taburan tekanan di hemisfera utara adalah berbezabeza mengikut ruang dan masa (lihat Rajah 10.2).  Namun begitu, dapat dirumuskan bahawa daratan Amerika Utara, Eropah dan Asia yang amat luas itu, yang dipisahkan oleh Lautan Atlantik Utara dan Lautan Pasifik Utara, mempunyai pengaruh yang amat besar terhadap taburan pola tekanan permukaan di hemisfera utara.  Hal ini menjadi amat ketara sebab jaluranjaluran tekanan tinggi dan rendah yang lazimnya terdapat di hemisfera selatan, tidak terdapat di hemisfera utara.  Pengaruh benuabenua tersebut telah menghasilkan selsel tekanan yang amat berbeza daripada pola taburan tekanan di hemisfera selatan.

Secara umum, kawasan daratan akan mewujudkan selsel tekanan tinggi pada masa yang sama dengan kejatuhan suhu yang pesat pada musim dingin (Januari).  Sebaliknya, pada musim panas (Julai), iaitu semasa suhu permukaan daratan naik dengan pesatnya akibat penyerapan banyak bahangan matahari, kawasan daratan akan mewujudkan selsel tekanan rendah.  Pada masa yang sama, kawasan lautan di hemisfera utara pula menggambarkan selsel tekanan yang bertentangan dengan apa yang terdapat di daratan.  Pada musim dingin, perbezaan nilai tekanan adalah lebih besar, iaitu sama juga keadaan perbezaan suhu yang lebih besar pada masa itu.  Di kawasan sekitar Asia Tengah terdapat sel tekanan tinggi Siberia yang mempunyai min tekanan yang melebihi 1035 mb (77.7 cm).  Di kawasan tengah benua Amerika Utara pula terdapat sel tekanan tinggi yang sangat jelas yang dikenali sebagai sel tekanan tinggi Kanada.  Kawasan tersebut mempunyai nilai tekanan melebihi 1020 mb (76.5 cm).  Di kawasan lautan pula terdapat sel tekanan rendah Aleutia (1002 mb atau 75.2 cm) dan sel tekanan rendah Iceland (996 mb atau 74.7 cm).  Keduadua kawasan bertekanan rendah tersebut mengalami perolakan udara yang banyak.  Seterusnya, cuacanya banyak berawan serta mengalami ribut pada musim dingin.  Sebaliknya, udara yang tenggelam di kawasankawasan tekanantinggi kebenuaan, seperti Siberia dan Kanada mengalami cuaca yang cerah, tidak berawan dan keadaan kelambapan yang kering.

10.3 Pusat Tekanan Di Hemisfera Selatan

Hemisfera selatan mempunyai taburan pola tekanan yang jauh berbeza daripada pola taburan tekanan di hemisfera selatan.  Sedangkan daratan merupakan pengaruh utama di dalam taburan pola tekanan di hemisfera utara, lautan pula merupakan pengaruh utama di dalam taburan pola tekanan di hemisfera selatan.  Pada musim dingin di hemisfera selatan (Julai), terdapat satu jaluran tekanan tinggi di sekitar garislintang 30oS yang mempunyai nilai tekanan di antara 1017 mb (76.2 cm) dengan 1023 mb (76.7 cm).  Di dalam jaluran tekanan tinggi ini dapat dikenalpastikan empat sel bertekanan lebih tinggi.  Ini termasuk sel tekanan tinggi Afrika Selatan (1023 mb atau 76.7 cm), sel tekanan tinggi Australia (1020 mb atau 76.5 cm), sel tekanan tinggi Lautan Pasifik Selatan (1023 mb atau 76.7 cm).  Di Kutub Selatan pula, sel tekanan tinggi yang dibentuk pada masa ini mempunyai nilai setinggi 1030 mb (77.5 cm) tetapi jaluran tekanan rendah Bultan Antartik (66.5oS) hanya mempunyai nilai tekanan di antara 987 mb (73.9 cm) dengan 990 mb (74.2 cm) (Rajah 4).  Jaluran tekanan rendah di sekitar Khatulistiwa (di hemisfera selatan) menggambarkan nilainilai tekanan di antara 1011 mb (76 cm) dengan 1017 mb (76.2 cm).  Pada musim panas di hemisfera selatan (Januari) keadaan taburan pola tekanan adalah berbeza sedikit.  Pada masa ini, selsel tekanan tinggi garislintang tengah terdapat di Laut Hindi Selatan (1020 mb atau 76.5 cm), Lautan Pasifik Selatan (1020 mb atau 76.5 cm) dan Lautan Atlantik Selatan (1020 mb atau 76.5 cm).  Kutub Selatan hanya mempunyai nilai tekanan sebanyak 1020 mb (76.5 cm).  Namun begitu, jaluran tekanan rendah Bulatan Antartik masih mempunyai nilai yang sama, iaitu di antara 987 mb (73.9 cm) dengan 990 mb (74.2 cm).  Apa yang berbeza ialah bahawa jaluran tersebut telah menganjak lebih dekat ke Kutub Selatan di sekitar garislintang 70oS disebabkan oleh kecondongan bumi di atas paksinya.  Kawasan khatulistiwa di hemisfera selatan juga tidak berubah daripada segi nilai tekanannya, iaitu masih di antara 1011 mb (76 cm) dengan 1017 mb (76.2 cm).

*****************************************************************************

UNIVERSITI SAINS MALAYSIA
Pusat Pengajian Ilmu Kemanusiaan

HGF 223 - CUACA DAN IKLIM

KULIAH 11 POLA-POLA ANGIN PERMUKAAN, ANGIN TEGAK DAN ANGIN ATMOSFERA ATAS

11.1    Sistem edaran angin permukaan
11.2    Pola angin tegak
11.3    Pola angin atmosfera atas
11.4    Arus udara jet

Rujukan

1.  Barry dan Chorley (1992), Atmosphere,Weather and Climate,(London), Bab 3, m.s. 13359.  QC 861.2.B281(RS).

2. Crowe, P.R. (1951), "Wind and Weather in the Equatorial Zone", Trans. Inst. of British Geographers, Publication No. 17.

3. Crowe, P.R. (1969), "The Trade Wind Circulation of the World", Trans. Inst. of British Geographers, Jilid 15, m.s. 3956.

4. Donn, W.L. (1965), "The General Circulation of the Atmosphere", Meteorology, m.s. 23441.

5. Hare, F.K. (1960), "The Westerlies", Geog. Review, Jilid 50, m.s. 34567.

6. McDonald, J.E. (1952), "THe Coriolis Effect", Scientific      American, Jilid 186, m.s. 728.

7. Reiter, E.R. (1967), Jet Streams (New York).

8. Riehl, H. (1960), "On the role of the tropics in the General Circulation of the Atmosphere", Quaterly J. of Geophysics, Jilid 2, No. 1.

9. Riehl, H. (1962), "Jet Streams of the Atmosphere", Tech. Paper, No. 32, Colorado State University, 117 m.s.

10. Riehl, H. (1965), Introduction to the Atmosphere, McGrawHill (New York), m.s. 11742.  QC863.RS552.

11. Sham, S. (1983), Pengantar Cuaca dan Iklim, DBP (Kuala Lumpur), Bab 6 dan 7, m.s. 89118.  QC981.S528.
12. Starr, V.P. (1956),  "The  General Circulation of the Atmosphere", Scientific American, Jilid 195, m.s. 405.

13. Strahler, A.N. (1978), Geografi Fizikal, John Wiley & Sons (Kuala Lumpur), m.s. 16472.  mGB55.S8963(RS).

14. Tucher, G.B. (1962),"The General Circulation of the Atmosphere", Weather, Jilid 17, m.s. 32040.


KULIAH 11


11.1 Sistem Angin Permukaan Bumi

Pada umumnya paras rendah dekat permukaan bumi mempunyai satu cerun tekanan dari arah keduadua Kutub Utara dan Selatan ke Khatulistiwa.  Ini bermakna bahawa angin permukaan sentiasa meniup dari arah garislintang tinggi ke garislintang rendah.  Akan tetapi, keadaan ini tidak sebegitu ringkas disebabkan oleh perbezaanperbezaan tekanan kompleks yang terdapat di garislintanggarislintang yang berlainan (Lihat Rajah 11.1).  Di dalam rajah ini, dapat diperhatikan bahawa pusatpusat bertekanan tinggi terletak di sekitar keduadua kutub, di sekitar garislintang 30oU (Garisan Sartan) dan di sekitar garislintang 30oS (Garisan Jadi).  Sebaliknya, pusatpusat bertekanan rendah pula terdapat di kawasankawasan berhampiran dengan khatulistiwa (yang dikenali sebagai "Doldrum") dan di sekitar garislintang 60oU dan garislintang 60oS.  Di antara garislintang 30oS-35oS dan 30oU - 35oU, angin adalah sentiasa tenang dan lemah. Keadaan suhu juga agak panas dan kering. Garislintang-garislintang tersebut lazim dikenali sebagai Garislintang Kuda ("Horse Latitudes). Dua jalur di antara garislintang-garislintang tersebut dikenali sebagai Ketenangan Sartan ("Calms of Cancer")  dan Ketenangan Jadi ("Calms of Capricorn"). Oleh sebab kewujudan satu sistem taburan tekanan begini, maka sistemsistem pola angin permukaan juga telah dibentuk mengikut polapola perbezaan tekanan.           

Rajah 11.1: Taburan tekanan sedunia mengikut garislintang.

Rajah 11.2 menunjukkan taburan pola anginangin permukaan di dalam keadaan sempurna (secara teori) di mana sistemsistem pola angin yang berlainan telah dipisahkan dengan jelas oleh garislintanggarislintang tertentu.  Di dalam dunia yang sebenar, keadaan begini berbeza sedikit daripada keadaan teori disebabkan oleh perbezaan sifat permukaan bumi. Keadaan sebenarnya itu dapat ditunjukkan di dalam Rajah 11.3. Di dalam rajah ini, sistemsistem angin permukaan yang wujud tidak dipisahkan dengan jelas oleh garislintang tetapi polapolanya berubahubah dan bergantung kepada kehadiran pusatpusat tekanan tinggi dan rendah.

Rajah 11.2: Sistem Taburan Pola Angin Permukaan Sedunia Berdasarkan Anggapan Bahawa Permukaan Bumi adalah sekata dan Bumi tidak bergerak.


Rajah 11.3: Sistem Taburan Pola Angin Permukaan Sedunia Sebenar.

Rajah 11.4: Angin Baratan di kawasan-kawasan antara garislintang 30 oU-60 oU dan 30 oS - 60 oS.

Di dalam kawasan tekananrendah Khatulistiwa, di antara garislintang 5oS dengan 5oU, terdapat satu jaluran angin yang sentiasa berubah dan kawasan tenang khatulistiwa atau "doldrum".  Di sini tidak ada angin lazim permukaan yang tertentu, tetapi terdapat suatu taburan angin yang berubahubah arahnya.  Keadaan tenang juga dialami sehingga satu pertiga daripada sebarang tempoh masa.  Oleh kerana zon ini terletak di tengahtengah jaluran tekanan rendah, maka ia tidak mempunyai cerun tekanan yang kuat untuk menghasilkan tiupan angin yang terusmenerus.

Di sebelah utara dan selatan doldrum itu terdapat pula jaluranjaluran angin timuran yang meliputi kirakira zonzon yang terletak di antara 5oU dengan 30oU dan 5oS dengan 30oS. Angin timuran ini dihasilkan oleh cerun tekanan yang berarah dari jaluran tekanan tinggi hampirtropika ke kawasan tekanan rendah Khatulistiwa.  Di hemisfera utara, udara yang bergerak ke arah Khatulistiwa terbias ke kanan oleh putaran bumi menyebabkan udara ini bertiup ke barat.  Oleh yang demikian, angin lazim ini bertiup dari timurlaut dan angin ini dipanggil Angin Timuran Utara.  Di  hemisfera selatan pula, angin yang bertiup ke arah Khatulistiwa terbias ke kiri menjadi Angin Timuran Selatan.  Angin timuran terkenal dengan ketetapan dan ketetapan arah dan tiupannya dan pada masadahulu banyak digunakan oleh kapalkapal layar.

Kawasan doldrum dan angin timuran tidak tetap tetapi sentiasa berganjak ke utara atau ke selatan menurut musim.  Ia mungkin berganjak melalui beberapa darjah garislintang. keadaan yang sama juga berlaku pada jaluran tekanan udara yang menyebabkan kejadiannya. Akibat daripada kawasan daratan yang lebih luas di hemisfera utara, maka wujudlah suatu kecenderungan bagi jaluran tekanan tersebut berganjak lebih jauh ke utara pada musim panas (Julai) daripada ia berganjak ke selatan pada musim dingin (Januari).  Angin timuran mungkin terbentuk dengan baik sekali di kawasan lautan Pasifik dan Atlantik  tetapi kurang baik keadaannya di kawasan Lautan Hindi. Hal ini adalah disebabkan oleh kedudukannya yang berhampiran dengan daratan Asia yang amat luas.  Angin timuran telah mewujudkan satu jalan perkapalan yang amat baik bagi pelayaran ke barat pada zaman kapal layar dahulu.  Ketetapan angin dan cuaca yang biasanya cerah menjadikan kawasan ini suatu zon yang amat  digemari oleh saudagar dan pelayar.

Di antara garislintang 25oU dengan 35oU dan 25oS dengan 35oS terdapat  satu kawasan jisim udara yang pernah disebut sebagai jaluran angin berubahubah dan tenang hampirtropika. (atau sebagai kawasan tenang tropika).  Walaupun sepatutnya jaluran ini berterusan tetapi kawasankawasan bertekanan tinggi adalah tertumpu di pusatpusat atau selsel, di kawasan lautan.  Rajah 11.4 menunjukkan kewujudan fenomena antisiklon di hemisfera utara dan selatan dantaburan angin permukaan. Jisim udara mulai berpusar keluar dari selsel tekanan tinggi menuju ke arah Khatulistiwa dan kemudian menghasilkan sistem angin timuran.  Ke arah kutub, angin tersebut menjadi sistem angin baratan.  Selsel bertekanan tinggi terbentuk dengan banyaknya pada musim panas (Januari di hemisfera selatan dan Julai di hemisfera utara). Pada masa yang sama terdapat juga ganjakan garislintang yang mengikut kecondongan matahari. Kebanyakan ganjakan tersebut tidak melebihi 5o di hemisfera selatan tetapi mungkin bernilai 8o bagi kawasan bertekanan tinggi Hawaii yang terletak di bahagian timurlaut Lautan Pasifik.

Di antara garislintang 35o dengan 60o di dalam keduadua hemisfera pula, terdapat  satu jaluran angin baratan ataupun lebih dikenali sebagai Angin Lazim Baratan (Rajah 11.4). Angin baratan ini bertuip dari pusat tekanan tinggi hampir tropika (30oU dan 30oS) ke kawasan tekanan rendah kutub.  Angin ini bertiup dari arah baratdaya di hemisfera utara dan dari arah baratlaut di hemisfera selatan.  Pada umumnya tiupan jaluran angin baratan ini adalah tidak tentu dan ianya boleh bertiup dari sebarang arah, tetapi bahagian baratan itulah yang lebih kerap bertiup.  Angin ribut selalu berlaku di dalam jaluran tiupan angin baratan ini.  Keadaan cuaca yang berkait rapat dengan sistem angin ini seringnya terdapat harihari berawan yang disertai hujan yang berlanjutan.  Keadaan cuaca sentiasa berubahubah dan tidak tetap atau kekal lama.  Angin baratan yang berasal dari kawasan subtropika membawa banyak haba ke kawasan kutub.  Hal ini dapat menyeimbangkan taburan haba yang tidak sekata di merata tempat di dunia.  Di dalam kawasan hemisfera utara, daratan menyebabkan beberapa gangguan kepada jaluran angin baratan ini, tetapi di hemisfera selatan pula, di antara garislintang 40oS dan 60oS, terdapat suatu jaluran lautan yang hampir tiada terputus.  Di dalam kawasan ini, angin baratan tersebut adalah lebih bertenaga dan sentiasa bertiup dengan lebih kencang.  Hal ini menimbulkan peribahasa pelaut "kencang empatpuluhan", "kencang limapuluhan" dan "kencang enampuluhan".  Pada suatu ketika dahulu jaluran angin baratan selalunya digunakan oleh saudagarsaudagar yang belayar dari Lautan Atlantik Selatan ke arah timur menujui ke Australia, Tasmania, New Zealand dan pulaupulau di Pasifik selatan. Selepas sampai ke tempattempat tersebut maka mudahlah bagi mereka meneruskan pelayaran ke timur mengelilingi dunia dan kembali ke pelabuhanpelabuhan di Eropah.  Pelayaran mengelilingi Cape Horn ke arah timur mungkin dianggap agak mudah sebab pelayaran mengikut arah tiupan angin baratan, tetapi mengikut arah yang bertentangan dengan angin baratan lazim yang kencang itu adalah amat merbahaya.

Pada masa sekarang, walaupun jaluran angin baratan ini tidak lagi mempunyai pengaruh yang besar ke atas perjalanan kapalkapal lautan yang moden, jaluran angin ini masih juga penting di dalam penerbangan kapalterbang jarak jauh.  Penerbangan melintas lautan luas dan benua besar menujui ke arah timur tidak memerlukan sebegitu banyak bahanapi dan masa perjalanan juga adalah lebih singkat sebaliknya, di dalam penerbangan ke arah barat, angin baratan lazim yang kencang akan menentang penerbangan kapalterbang dan seterusnya menyusutkan bekalan minyak kapal terbang.  Justeru itu, kapal terbang yang menujui ke arah barat perlu mengurangkan beban muatannya.

Dari garislintang kirakira 60oS ke Kutub Selatan dan 60oU ke Kutub Utara terdapat dua kawasan yang mempunyai pengaruh anginangin timuran kutub.  Di hemisfera utara angin lazim tersebut dibiaskan ke kawasan dan dijadikan Angin TimurLaut tetapi di hemisfera selatan angin lazim tersebut dibiaskan pula ke kiri dan dijadikan Angin Tenggara.  Walau bagaimanapun, keduadua sistem angin tersebut adalah berasal dari arah timur dan justeru itu tepat dipanggil angin timuran kutub.  Oleh sebab asalusulnya adalah dari pusat tekanan tinggi kutub, keduadua sistem angin ini adalah amat sejuk dan tumpat udaranya.

Sistem angin yang sering dipanggil angin timuran kutub merupakan ciri penting di dalam kawasan sekitar Bulatan Artik dan Antartik.  Konsep sistem angin timuran ini telah terlalu banyak diringkaskan.  Ada setengah ahli kajiklim yang pernah mengatakan sistem tersebut  sebenarnya salah.  Menurut mereka, kawasan Antartik yang mempunyai daratan berlitupan ais yang terletak benarbenar di atas Kutub Selatan yang dikelilingi pula oleh lautan amat luas, konsep aliran angin timuran kutub yang berpusar keluar dari arah timuran mungkin dapat diterima.  Angin timuran tersebut akan dibiaskan ke kiri di hemisfera selatan dan ianya ianya akan berpusar mengikut arah lawanjam lalu menghasilkan suatu sistem angin timuran selatan.  Sebaliknya, Kutub Utara tidak mempunyai daratan yang luas tetapi cuma dilitupi oleh Lautan Artik yang luas.  Akibat itu, golongan ahli kajiklim tersebut berpendapat bahawa tiada angin timuran yang ketara yang akan berpusar keluar dari Kutub Utara.  Angin lazim yang terjadi mungkin adalah lemah dan mewujudkan sistem angin timuran utara.

11.2 Polapola Pergerakan Angin Secara Tegak

Pergerakan udara secara tegak adalah sangat perlahan jika dibandingkan dengan pergerakan udara secara mendatar.  Kebanyakan daripada pergerakan tegak di dalam sistem bumiatmosfera adalah disebabkan oleh proses penyerapan bahangan matahari di permukaan bumi yang kemudiannya menyebabkan udara panas naik ke atmosfera atas.  Selain daripada itu, proses penyejukan akibat daripada kehilangan bahangan bumi yang berlebihan akan menyebabkan udara tumpat tenggalam.  Walau bagaimanapun terdapat juga pengerakan udara tegak yang disebabkan oleh perubahan arah angin mendatar oleh pengaruh bentuk muka bumi.  Misalnya, angin mendatar yang dipaksa naik secara tegak apabila menemui sebuah gunung yang tinggi akan mewujudkan udara tegak.  Pergerakan jenis angin tegak begini adalah terhad, tidak begitu meluas dan hanya boleh dikaji di dalam skala tempatan sahaja.  Apabila soalan berkenaan dengan sistem angin tegak yang dihasilkan oleh pemanasan dan penyejukan ditimbulkan, maka diperhatikan bahawa pola angin yang dihasilkan adalah di dalam bentuk perolakan (Lihat Rajah 11.5).  Pada mulamulanya dapat dianggap bahawa perbezaan tekanan udara akan menghasilkan tiga sel perolakan di dalam setiap hemisfera. Dua sel utama yang terkemuka ialah Sel Hadley yang didapati di antara 0o dengan 30oU dan juga di antara 0oS dengan 30oS.  Dapatandapatan kajian kajiklim pada lewat abad ke 19 dan awal Abad ke 20 telah menunjukkan bahawa selsel di antara garislintang 60oU dengan Kutub Utara serta di antara garislintang 60oS dengan Kutub Selatan sebenarnya tidak wujud dan hanya terdapat pergerakan udara secara mendatar sahaja yang wujud di dalam kawasankawasan sejuk begini. Tambahan  lagi, kebanyakan daripada anginangin timuran di dalam selsel perolakan di antara garislintang 30oS dan garislintang 60oS serta di antara garislintang 30oU dan garislintang 60oU juga didapati di dalam keadaan yang tidak begitu sempurna.  Ada kemungkinan besar bahawa sel perolakan di sini adalah tidak merupakan satu pusingan perolakan yang lengkap tetapi hanya terputusputus.  Satu "perenggan polar" terdapat di antara selsel di sini berhampiran dengan sempadan Bulatan Artik dan Antartik yang mempunyai hujan perenggan yang kerap.  Pendapat umum pada hari ini tentang pergerakan angin tegak adalah seperti yang ditunjukkan di dalam Rajah 11.3.

Rajah 11.5: Model tiga sel perolakan.

Rajah 11.6: Pola aliran atmosfera atas.


11.3 Pola Angin Atmosfera Atas

Pergerakan angin di atmosfera atas adalah kebanyakannya di dalam bentuk gerakan gelombang.  Di dalam troposfera terdapat gelombang udara di dalam berbagai saiz yang wujud pada semua paras.  Kajiankajian telah menunjukkan bahawa pola gelombang dan pertembangan serta percabangannya adalah bertanggungjawab ke atas kejadian cuaca dan iklim sesuatu tempat pada skala masa sehari sehingga beberapa bulan.  Sistem angin permukaan yang telah dihuraikan setakat ini terdiri daripada udara dasar yang cetek, cuma beberapa ribu meter tebalnya, sedangkan troposfera adalah mempunyai ketebalan di antara 8 hingga 20 km.   Bagaimanakah keadaannya aliran udara di aras yang begitu tinggi ini?  Sistem tekanan tinggi dan rendah yang bergerak secara perlahanlahan juga wujud di arasaras yang tinggi tetapi pada amnya, sistemsistem ini mempunyai pola yang ringkas dengan garisetekanan yang berlengkok licin.  Tiupan angin adalah amat kencang dan benarbenar mengikuti garisetekanan.  Angin sentiasa bertiup di dalam arah lawan jam mengelilingi pusat tekanan rendah di hemisfera utara, tetapi mengikut perjalanan jam mengelilingi pusat tekanan tinggi di hemisfera selatan.

Pola umum atau min pola aliran udara atas dapat digambarkan sebagai satu lakaran di dalam Rajah 11.6.  Terdapat dua sistem angin yang penting di lapisan atmosfera atas.  Satu sistem merupakan sistem angin baratan yang bertiup mengelilingi dunia seluruhnya di sekitar kirakira garislintang 25oU hingga hampir ke Kutub Utara dan dari 25oS ke Kutub Selatan.  Pada garislintang tinggi, angin baratan merupakan satu pusaran mengelilingi kutub yang menyampai pusat tekanan rendah kutub yang besar.  Ke arah garislintang rendah pula, taburan tekanan yang berbeza telah meningkat perlahanlahan pada aras tertentu lalu, membentuk dua pusat tekanan tinggi di garislintang l5o hingga 20oU dan garislintang 15oS hingga 20oS. Ini merupakan kawasankawasan tekanan tinggi hampir tropika yang terganjak sedikit ke arah Khatulistiwa.  Di dalam zon tekanan tinggi halaju angin adalah rendah, iaitu hampir sama seperti keadaannya di kawasan tenang tropika pada aras laut.  Di antara dua pusat tekanan tinggi di keduadua hemisfera tersebut, terdapat satu jaluran tekanan rendah yang lemah yang mempunyai angin lazim timuran. Sistem inilah yang dikenali sebagai sistem kedua peredaran sedunia yang besar di atmosfera atas dan sering dikenali sebagai Angin Timuran Khatulistiwa.  Pada arasaras yang lebih rendah pengaruh angin ini mungkin meliputi kawasan garislintang yang lebih tinggi, iaitu di sekitar kawasan angin timuran permukaan.

11.4 Arus Udara Jet

Aliran angin baratan di parasparas atmosfera atas kerapkali terganggu oleh kejadian gelombanggelombang besar yang dipanggil gelombang udara atas (atau gelombang Rossby).  Gelombanggelombang ini bertiup di dalam bentuk berlengkok  di antara kutub dengan garislintang 60o.  Gelombanggelombang ini terjadi di dalam zon pertemuan di antara udara sejuk kutub dengan udara panas tropika.  Perkembangan gelombang Rossby bermula dengan tiupan pola angin yang berlengkok licin (lengkok kecil) sahaja (Rajah 11.7 dan Rajah 11.8).  Lengkok titupan menjadi semakin besar sehingga ia terputus daripada aliran tiupan.  Pada akhirnya, selsel udara panas tertinggal dekat kutub dan selsel udara sejuk tertinggal dekat garislintang 45o hingga 60o.

Rajah 11.7: Arus Udara Jet.


Melalui gelombang udara atas inilah udara panas dari kawasan garislintang rendah dapat dibawa jauh ke arah kutub dan udara sejuk dari kawasan kutub juga dapat dibawa ke arah khatulistiwa.  Melalui cara sebegini, iaitu dengan proses  pencampuran mendatar, maka wujudkan satu aliran mendatar yang terjadi secara besarbesaran dan memberikan kemudahan pertukaran haba di antara kawasan khatulistiwa yang berlebihan tenaga (sumber tenaga) dengan kawasan kutub yang bersekurangan tenaga (lekakan haba).

Fenomena pergerakan udara yang berkait rapat dengan kejadian gelombang udara atas  (gelombang Rossby) di aras 10 km  hingga 20 km, ialah zonzon sempit yang mempunyai   arus angin kencang yang bertiup sehingga mencapai halaju 200 hingga 250 notika (350450 km sejam).  Fenomena pergerakan udara ini, dikenali sebagai arus udara jet.  Ianya terdiri daripada pegerakan udara seperti nadi, yang bertiup mengikut jalan yang agak berlengkok (Rajah 11.8). Arus Udara Jet mulamulanya telah dijumpai oleh kepten kapal terbang peperangan Amerika pada Peperangan Dunia Kedua di kawasan Lautan Pasifik. Arus udara Jet menyerupai satu sistem aras udara yang beriliku.  Ianya adalah satu jaluran angin kencang tengah yang sempit yang dikelilingi oleh aliran udara yang lebih perlahan di kedua belah tepinya (Rajah 11.9).  Halajunya mungkin berbezabeza daripada segi masa dan ruang.  Ia adalah lebih laju pada musim dingin (240480 K.S.J.) berbanding dengan musim panas (kurang daripada 200 K.S.J.).  Halaju yang paling tinggi dicapai pada aras 20 km atau lebih sebab sendiri tinggi arasnya daya geseran menjadi semakin kurang.  Arus udarajet dapat meniup dengan bebas tanpa halangan pada parasparas yang tinggi. Dalam secara perbandingan, arus udara jet ini bolehlah disamakan dengan air yang mengalir melalui sebatang paip.  Di dalam paip tersebut, pusatpaip di tengah mempunyai halaju yang tertinggi (geseran kurang sekali).  Sebaliknya, zonzon di tepi paip yang kena geseran bahan paip mempunyai pengaliran yang tidak begitu laju.  Aliran Arus Udara Jet dapat digambarkan di dalam Rajah 11.10.

Rajah 11.8: Gelombang Rossby yang yang mengelilingi Hemisfera Utara yang menghasilkan arus udara jet di bahagian tengah gelombang. Perhatikan bahawa arus tersebut berbengkang-bengkok melintasi garislintang. Hal ini menyebabkan pemindahan haba dari kawasan tropika ke kawasan sejuk. Udara sejuk yang memasuki kawasan tropika juga dapat menyejukkan kawasan tropika panas (Sumber: Strahler, 1978)

Rajah 11.9:Arus udara jet yang mengelilingi Amerika Utara. Perhatikan bahawa pusat arus adalah paling laju > 200 batu sejam sebab tiada sebarang geseran (Sumber: Strahler, 1978)

Rajah 11.10: Satu keratan rentas Arus udara jet yang menunjukkan laju angin. Perhatikan bahawa pusat arus adalah paling laju sebab tiada sebarang geseran (Sumber: Strahler, 1978).

Pada umumnya, arus udara jet merupakan faktor yang penting di dalam penerbangan kapal terbang jet yang terbang di dalam arasaras tinggi diatmosfera atas.  Arus tersebut dapat menambah atau mengurangkan kelajuan  kapal terbang dan menjadi amat membahaya jika turbulens udara kencang darinya melintas perjalanan kapal terbang. Udara kencang tersebut dipanggil turbulens udara bersih dan ianya dielakkan oleh kapal terbang sekiranya keadaannya didapati terlalu teruk.

Pada keseluruhannya, dapat diketahui bahawa terdapat sekurangkurangnya 4 arus udara jet di Hemisfera Utara dan 1 di Hemisfera Selatan:

(i) Jet sempadan polar   Di garislintang tengah pada aras   9 12 km.

(ii) Jet subtropika   Di kawasan tropika pada aras 12 km.

(iii) Jet Artik   Di sekitar atmosfera atas Alaska dan Kanada  pada aras 7.6 km.

(iv) Jet Malam Polar   Di atas Bulatan Artik pada atmosfera bawah.

*****************************************************************************
UNIVERSITI SAINS MALAYSIA
Pusat Pengajian Ilmu Kemanusiaan

HGF 223 - CUACA DAN IKLIM


Kuliah 12 SISTEM-SISTEM ANGIN BENUA, WILAYAH DAN TEMPATAN

12.1    Sistem Angin Monsun di Benua Asia
12.2    Musim Monsun TimurLaut
12.3    Musim Monsun BaratDaya
12.4    MusimMusim Antara Monsun
12.5    AnginAngin Tempatan

Rujukan
1. Chang, J.H. (1967), "The Indian Summer Monsoon", Geog. Rev., Jilid 57, No. 3, m.s. 372 96, Julai.

2. Chang, J.H. (1971), "The Chinese Monsoon", Geog. Rev., Jilid61;  m.s. 37095.

3. Critchfield, H.J. (1974), General Climatology, Prentice Hall (Englewood Cliff, N.J.) Bab 4, m.s. 1023.  QC981.C933.

4. Lockwood, J.G. (1965), "The Indian Monsoon:  A Review", Weather, Jilid 20, No. 2.

5. Lockwood, J.G.  (1974), World Climatology:  An Environmental      Approach, Edward Arnold (London), Bab 6, m.s. 14475.  QC981.L817.

6. McAdie, A. (1922), "Monsoon and Trade Winds as Rain Makers and Desert Makers", Geog. Rev., Jilid 12, m.s. 4129.

7. Miller, A.A. (1943), Climatology, E.P. Dutton & Co. Inc. (New York), Bab VIII, m.s. 13260.

8. Miller, F.R. & Keshavamurthy, R.N. (1968), Structure of an Arabian Sea Summer Monsoon System (Honolulu).

9. Ooi, J.J. (1979), Semenanjung Malaysia, Longman (Shah Alam), Bab Pertama, m.s. 3347.

10. Pedelaborde, P. (1963), The Monsoon (Translated by Clegg, M.J.), Methuen (London).

11. Rahmatullah, M. (1952), "Synoptic Aspects of the Monsoon Circulation and Rainfall over IndoPakistan", Journal of Mcteorology, Jilid IX, 3 (1952), m.s. 17679.

12. Ratna Shumsher Rana (1968), "The Summer Monsoon in India", Journal of Geography, Jilid LXVII, m.s. 293300.

13. Strahler, A.N. (1978), Geografi Fizikal, John Wiley and Sons (Kuala Lumpur), m.s. 168 & m.s. 289 mGB5S.S8963(RS).

14. Trenortha, G.T. (1968), An Introduction To Climate, McGrawHill (New York), Bab 3, m.s. 1028.  QC981.T817.

15. Trewartha, G.T. (1980), Mengenal Iklim, DBP (Kuala Lumpur),      Bab 3.  Microfiche 734.

16. Yin, M.T. (1949), "A SynopticAerologic Study of the Onset of the Summer Monsoon over India and Burma", Journal of Meteorology, Jilid 6, 393.

Kuliah 12

12.1 Sistem Angin Monsun di Benua Asia

Perkataan "Monsun" mungkin berasal daripada perkataan Arab "Mausin" yang bermakna musim atau daripada perkataan Melayu "Monsin". Pada zaman lampau, telah dipercayai bahawa nelayannelayan dan saudagarsaudagar Arab telah menggunakan istilah ini untuk menghuraikan satu sistem angin musiman di laut Arab kirakira 67 Abad dahulu.  Angin ini bertiup dari arah TimurLaut untuk 6 bulan dan kemudian menukar arah dan bertiup dari arah BaratDaya untuk 6 bulan lagi.  Walaupun pendapatpendapat berkenaan dengan definisi tepat bagi angin monsun adalah berbezabeza, memang sudah menjadi penggunaan umum di dalam bidang kajiklim untuk mendefinisikannya sebagai:  "satu pola angin musiman yang bertiup tanpa perubahan arah untuk beberapa bulan, dan kemudiannya angin ini sematamatanya hilang untuk satu tempoh yang singkat, biasanya sebulan, dan kemudian bertiup pula di dalam arah bertentangan untuk baki beberapa bulan yang lain di dalam satu tahun tersebut".  Kawasankawasan di dunia yang dipengaruhi oleh angin monsun adalah ditunjukkan di dalam Rajah 12.1.

Rajah 12.1: Kawasan Monsun di dunia.  
Microsoft Word Document
Rajah 12.2: Taburan tekanan dan suhu di benua Asia pada bulan Januari (musim sejuk di Hemisfera Utara dan musim panas di Hemisfera Selatan).

Walaupun pada konsep asal tentang maksud angin monsun tidak merangkumi sebabsebab berlakunya angin tersebut, Halley (1686) dari England telah menyarankan satu teori berkenaan dengan asalusul Monsun Asiatik (iaitu satu teori yang kemudiannya digunakan untuk menghuraikan asalusul angin monsun di benua lain).  Menurut beliau, angin monson mempunyai maksud lebih daripada angin bermusim sahaja.  Beliau mengatakan bahawa ianya adalah dihasilkan daripada ketidakseimbangan termal.  Justeru itu, angin monsun merupakan sistem perolakan secara besarbesaran yang berasal daripada pemanasan musiman daratan dan lautan yang berbeza.  Susunan fenomena ialah dari suhu ke tekanan dan angin ke hujan.  Pada musim panas, permukaan deratan adalah lebih panas (sebab menyerap lebih banyak bahangan matahari) berbanding dengan permukaan lautan.  Perbezaan termal ini pula menghasilkan perbezaan tekanan permukaan, iaitu mewujudkan satu pusat tekanan rendah di daratan dan satu lagi pusat tekanan tinggi di lautan.  Akibat itu, menurut Halley, monsun musim panas merupakan angin berarah lautan ke daratan.  Angin tropika kelantan itu juga membawa banyak lembapan (hujan) dan memanaskan suhu daratan.  Sebaliknya, Halley mengatakan bahawa monsun musim dingin merupakan sejenis angin yang berasal dari daratan.  Oleh sebab daratan adalah lebih sejuk daripada lautan, sesuatu pusat tekanan tinggi wujud di daratan.  Lautan yang lebih panas pula mewujudkan suatu pusat tekanan rendah.  Hasilnya ialah satu cerun tekanan dari daratan ke lautan.  Angin kebenuaan yang dihasilkan begini adalah kering dan sejuk.

Pada dasarnya, perubahanperubahan arah tiupan angin monsun adalah disebabkan oleh perbezaanperbezaan besar terhadap taburan suhu sedunia (iaitu asal termal).  Perubahanperubahan suhu mengikut musim (Rajah 12.2 dan Rajah 12.3) dan juga perbezaanperbezaan di dalam kadar penyerapan bahangan matahari oleh daratan dan lautan yang disarankan oleh Halley telah menghasilkan sistemsistem tekanan yang berbezabeza, terutamanya di pedalaman benua Asia dan juga di benua Australia (Lihat Rajah 12.4 dan Rajah 12.5).  Hal ini telah seterusnya mewujudkan sistem angin monsun.  Skema Halley memang merupakan satu tahap huraian yang lebih baik sebab ianya melibatkan asalusul, huraian dan juga deskripsi tentang angin monsun.

Rajah 12.3: Taburan tekanan dan suhu di benua Asia dan Australia pada bulan Julai.

Rajah 12.4 dan Rajah 12.5: Taburan tekanan dan pola angin pada bulan Januari dan Julai.

12.2 Musim Monsun TimurLaut                   

Anginangin Monsun TimurLaut bertiup semasa Hemisfera Utara mengalami musim dingin, iaitu dari bulan November ke Mac (Rajah 12.6) Oleh kerana itu, Monsun TimurLaut seringkali dikenali sebagai "Monsun Musim Dingin."  Pada musim ini, nilainilai suhu yang terlampau rendah di bawah 0oC dialami di pedalaman Benua Asia, khasnya di kawasan Dataran Tinggi Tibet dan Mongolia. Hal ini telah menghasilkan sebuah pusat tekanan yang tinggi.  Kawasan pusat tekanan tinggi ini merupakan zonzon di mana udara sejuk tenggelam dan terhimpun.  Pada masa yang sama, Hemisfera Selatan sedang mengalami musim panas yang mempunyai nilainilai suhu yang melebihi 35oC.  Akibat pemanasan yang terlampau itu, kumpulankumpulan udara di permukaan pun naik ke atmosfera atas dan mewujudkan suatu kawasan "hampagas" di permukaan bumi. Kawasan hampas tersebut merupakan sebuah pusat tekanan yang rendah dan biasanya terjadi di sekitar benua Australia dan lautan sekitarnya.  Perbezaan nilai  tekanan di antara Benua Asia dan Benua Australia ini akan mewujudkan satu cerun tekanan dari arah Asia ke Australia.  Akibatnya, timbulnya satu pola pengaliran udara dari pedalaman Benua Asia menujui ke Benua Australia.  Apabila kumpulankumpulan udara keluar dari pusat tekanan tinggi di Asia, ianya dibiaskan ke arah kanan oleh Daya Coriolis dan seterusnya menghasilkan sistem Angin Monsun TimurLaut.  Angin ini bertiup dengan kencang dan sifatnya yang paling ketara ialah pengaruh pendinginannya.  Kawasankawasan yang dilalui oleh angin ini mengalami kesan penyejukan dan hal ini telah menyebabkan nilainilai suhu di kawasan Asia Tenggara yang beriklim Monsun dan Khatulistiwa dari menjadi terlampau tinggi.

Rajah 12.6: Taburan tekanan udara di benua Asia pada bulan Julai (musim panas).

Selain daripada mempengaruhi suhu di kawasankawasan yang dilaluinya, angin itu juga mempengaruhi taburan hujan di kawasankawasan tersebut.  Pada dasarnya, angin yang berasal dari kawasan pedalaman benua (daratan) adalah merupakan angin yang kering.  Akibat itu, kebanyakan kawasan yang dilalui oleh Angin Monsun TimurLaut, terutamanya Benua Kecil India, Pakistan, Bangladesh, Burma, Negeri Thai, Vietnam, Kampuchea dan Laos, mengalami musim kemarau yang teruk.  Walau bagaimanapun, apabila angin tersebut merentasi lautan sebelum sampai ke manamana kawasan, ianya akan membawa hujan lebat juga.  Contohcontoh yang baik ialah Semenanjung Thai dan Pantai Timur Semenanjung Malaysia yang menerima hujan lebih daripada 1500 mm semasa Musim Monsun TimurLaut.  Angin Monsun Timur Laut merentasi Teluk Siam dan Laut China Selatan dan membawa hujan yang lebat kepada keduadua kawasan tersebut.  Apabila kumpulan angin monsun Timur Laut merentasi khatulistiwa dan masuk ke dalam Hemisfera Selatan, arahnya akan dibiaskan ke kiri oleh Daya Coriolis dan seterusnya ia dijadikan Angin Monsun BaratLaut.

12.3 Musim Monsun BaratDaya                  

Semasa Hemisfera Utara mengalami musim panas, iaitu kirakira dari bulan Mei hingga September, keadaan angin yang bertentangan dengan Angin Monsun Timur Laut pun bertiup (Rajah 12.7).  Pada masa itu, kawasan pedalaman Benua Asia sedang mengalami nilainilai suhu yang amat tinggi dan akibat itu kumpulan udara yang naik akan menjadikan kawasan itu sebuah pusat tekanan rendah.  Sebaliknya, pada masa yang sama juga Benua Australia dan Lautan sekitarnya sedang mengalami nilainilai suhu yang terlampau rendah.  Hasilnya ialah sebuah pusat tekanan tinggi yang mula terbentuk di kawasan itu.  Akibat perbezaan tekanan di antara keduadua benua tersebut, satu daya cerun tekanan akan terbentuk dan udara sejuk yang berat dari Australia akan mulai bergerak menujui ke kawasan Asia Tengah.  Pada mulanya, angin yang bertiup dari Australia merupakan sistem Angin Monsun Tenggara kerana ianya telah dibiaskan ke kiri oleh Daya Coriolis.  Sebaikbaik sahaja Anginangin Tenggara itu merentasi khatulistiwa, kesemuanya akan dibiaskan ke kanan oleh daya yang sama di Hemisfera Utara.  Akibat itu ianya akan seterusnya bertiup pula sebagai Angin Monsun Barat Daya.  Musim Monsun Barat Daya merupakan musim lembab dan panas di kebanyakan kawasan di Asia kerana angin tersebut merentasi banyak kawasan lautan sebelum sampai ke daratan.  Apabila anginangin barat daya yang lembab bertemu dengan banjaran Gunung Himalaya, maka tiupannya dipesongkan ke arah Dataran Ganges.  Ini menyebabkan hujan tahunan turun hingga lebih daripada 7000 mm di daerahdaerah Pergunungan Assam di India.  Pengaruh angin yang membawa hujan ini akan menjadi kurang berkesan jika jaraknya semakin jauh ke kawasan pedalaman.  Sebagai contoh, Calcutta menerima hujan sebanyak 2000 mm setahun, Varanasi 1000 mm, Delhi 700 mm dan Lahore 500 mm.  Bahagianbahagian pantai Barat yang menghadap angin Barat Daya di India juga menerima lebih banyak hujan daripada pantai timur.  Pantaipantai timur Jepun dan China serta pantaipantai negeri lain yang menghadap ke arah tiupan angin ini juga mendapat hujan yang banyak pada musim ini (kecuali sekiranya kawasan itu terletak di dalam kawasan lindungan hujan, misalnya Pantai Barat Semenanjung Malaysia dilindungi daripada Angin Monsun Barat Daya oleh BanjaranBanjaran pergunungan di Pulau Sumatera).

Rajah 12.7: Tiupan pola angin pada Musim Monsun Barat Daya (Mei -September).


12.4 MusimMusim Antara Monsun

Semasa anginangin monsun berubah arahnya, terdapat tempohtempoh yang singkat yang mempunyai angin tidak tepat arah dan keadaan udara yang sentiasa tenang.  Waktuwaktu ini dikenali sebagai musim peralihan monsun atau musimmusim antara monsun.  Di Semenanjung Malaysia, terdapat dua musim antara monsun, iaitu pada bulan  April apabila Angin Monsun Timur Laut berubah kepada Angin Monsun Barat Daya dan pada bulan  Oktober apabila Angin Monsun Barat Daya berubah menjadi Angin Monsun Timur Laut.  Semasa keduadua musim peralihan yang singkat ini kebanyakan hujan yang turun adalah di dalam bentuk ribut petir yang berasal daripada hujan perolakan (Rajah 12.8). Di Pantai Barat Semenanjung Malaysia, kebanyakan tempat mengalami bulan yang paling lembap pada bulan Oktober (contohnya:  Stesen Kajianan Alor Star di Kedah).  Bulan April juga merupakan bulan yang lembap di Kawasan Barat Laut Semenanjung Malaysia.  Pengaruh musimmusim peralihan tersebut ke atas suhu juga nyata sekali.  Disebabkan oleh keadaan yang tenang tanpa pengaruh angin, maka suhu boleh meningkat dengan mudahnya (terutamanya di sekitar bandarbandar besar).  Misalnya, di Kuala Lumpur, purata suhu bulan April adalah kirakira 27.4oC dan suhu pada bulan Oktober pula, ialah kirakira 28.1oC berbanding dengan min suhu bulanan 26.7oC.

Rajah 12.8: Pembentukan Hujan Perolakan pada tempoh Musim Peralihan Monsun (April dan Oktober).


12.5 AnginAngin Tempatan

Di merata kawasan di dunia didapati berbagai jenis angin tempatan yang mempunyai berbagai jenis nama.  Di antaranya yang amat terkemuka ialah Bayu Darat dan Bayu Laut.  Bayu Darat bertiup pada waktu malam dan BayuLautbertiup pada waktu siang.  Angin tempatan ini amat berguna kepada nelayan semasa zaman kapal layar yang bergantung sepenuhnya kepada angin.

Bayu lurah (angin anabatik) adalah bertentangan dengan angin gunung.  Pada waktu siang, pemanasan lurahlurah gunung oleh sinaran matahari akan menyebabkan udara menjadi panas dan kemudian naik ke atas mengikut cerun gunung hingga ke puncak gunung.  Udara panas yang naik ke atas semakin menjadi sejuk melalui penyejukan adiabatik dan kemudian menghasilkan awan kumulus serta hujan lebat (Rajah 12.9).

Rajah 12.9: Bayu Lurah.


Angin katabatik adalah hampir sama dengan angin gunung kecuali angin katabatik dihasilkan oleh tarikan graviti (jadi amat susah untuk membezakan angin gunung daripada angin katabatik sebab keduaduanya mengalir dari cerun atas ke cerun bawah).  Udara yang sejuk lagi tumpat di puncak gunung atau dataran tinggi adalah lebih berat lalu ditarik ke cerun bawah oleh daya graviti bumi.  Contohnya angin katabatik ialah angin mistral (Bahhasa Perancis)  dan angin bora (Bahasa Yugoslavia) (Rajah 12.10).


Rajah 12.10: Angiun Katabatik.



Kawasankawasan yang terletak di pinggir gurun sentiasa mengalami angin panas dan kering yang bertiup dari gurun.  Misalnya, angin panas yang bertiup dari Gurun Sahara ke arah utara dan mempengaruhi pantai Mediterranean dikenali sebagai angin siroko.  Angin panas dan kering ini merupakan bencana sebab ia memusnahkan tanaman buahbuahan sitrus.  Di Mesir, angin ini dikenali sebagai angin kamsin dan diberikan nama angin leveci di Sepanyol.

Angin fohn dan angin cinuk merupakan angin tempatan yang dipengaruhi oleh bentuk muka bumi.  Angin fohn dan angin cinuk yang kering lagi panas terjadi di cerun banjaran gunung yang terlindung.  Anginangin ini dihasilkan daripada percampuran lapisan udara atas dan bawah secara turbulens di cerun yang terlindung itu.  Lapisan udara atas yang mengandungi sedikit lembapan akan dikeringkan dan dipanaskan apabila ia mengalir ke aras yang rendah.  Angin fohn berlaku di Banjaran Alps di Eropah sementara angin cinuk berlaku di Banjaran Rocky di Amerika Utara.  Bagi angin cinuk, ia mula berasal dari pantai barat Amerika Utara.  Angin baratan ini bertiup dari Lautan Pasifik dan membawa hujan lebat ke pantai barat dan cerun barat (cerun yang menghadap angin) Banjaran Rocky.  Selepas angin ini merentasi puncak Banjaran Rocky dan sampai ke cerun timur (cerun terlindung), ia sudah menjadi kering (Rajah 12.11).

Rajah 12.11: Angin Chinuk yang melintasi Banjaran Rocky di Amerika Utara.


*****************************************************************************
TERIMA KASIH KERANA MENGKUNJUNGI LAMAN SAYA. DIHARAP ANDA TELAH MENDAPAT BANYAK MANFAAT DAN PENGETAHUAN. SILA BERIKAN KOMEN ANDA MELALUI EMAIL KEPADA SAYA DI ALAMAT INI: nwchan@usm.my

Gambar di Tringkap, Cameron Highlands 1999.