RANGKUMAN MATERI METEOROLOGI DAN KLIMATOLOGI part 2

Disusun Guna Memenuhi Tugas Mata Kuliah Meteorologi dan Klimatologi

Dosen Pengampu : Pipit Wijayanti, S.Si, M.Sc.

Disusun oleh :

Kelompok 7

1.      Ana Pangesti                    (K5412008)

2.      Aris Hidayat                    (K5412017)

3.      Eka Ernawati                  (K5412027)

4.      Jalu Tommy Prawoto     (K5412037)

5.      Laras Ayunda                 (K5412045)

6.      Na’imah Ramadhani      (K5412054)

7.      Praditya Ongky G.          (K5412060)

8.      Rida Hidayati                  (K5412063)

9.      Widhan Dayu Hardoni   (K5412080)

PROGRAM STUDI PENDIDIKAN GEOGRAFI

JURUSAN ILMU PENGETAHUAN SOSIAL

FAKULTAS KEGURUAN DAN ILMU PENDIDIKAN

UNIVERSITAS SEBELAS MARET

SURAKARTA

2012

BAB 6

KELEMBABAN ATMOSFER

Unsur cuaca dan iklim yang keempat adalah kelembaban. Kelembaban atmosfer terjadi bukan karena air cair melainkan karena uap air. Air di atmosfer terjadi dalam tiga keadaan: padat (salju, hujan es, salju, es), cair (hujan, tetesan air di awan), dan gas (uap air). Dari tiga keadaan tersebut, keadaan gas adalah yang paling penting sejauh dinamika atmosfer yang bersangkutan.

Kelembaban Atmosfer berdampak terhadap Daratan

Jika atmosfer cukup lembab, uap air berkondensasi membentuk kabut, awan, hujan, hujan es dan salju, hujan es, atau salju. Curah hujan membentuk genangan, mengalir dan sungai banjir, atau salju dan es di daratan. Curah hujan dan salju di tanah dan batuan merupakan bagian integral dari pelapukan dan erosi. Selain itu, ada atau tidak adanya curah hujan sangat penting untuk kelangsungan hidup hampir semua bentuk vegetasi darat.

Siklus Hidrologi

Ada distribusi uap air dai berbagai keadaan di troposfer. Kelembaban meninggalkan permukaan bumi sebagai gas dan kembali sebagai cairan atau padatan. Siklus hidrologi adalah sirkulasi tak berujung mengenai persediaan air di bumi dimana air cair (terutama dari lautan) menguap ke udara, mengembun menjadi keadaan cairan (atau padat), dan kembali ke bumi dalam beberapa bentuk presipitasi. Gerakan uap air terkait banyak dengan fenomena atmosfer dan merupakan faktor penentu penting dari iklim karena perannya dalam distribusi curah hujan dan modifikasi temperatur.

Sifat Air: Biasa tapi Unik

Air menempati lebih dari 70 persen dari luas permukaan planet. Air murni tidak memiliki warna, tanpa rasa, dan tidak berbau. Memadat pada 0^O C (32^O F) dan mendidih di permukaan laut pada 100^O C (212^O F). Kepadatan air cair pada suhu 4^O C adalah 1 gram per sentimeter kubik (1 g/cm³), sedangkan kepadatan es hanya 0,92 g/cm3 – yang  berarti bahwa es mengapung di air cair. Air memiliki kapasitas panas yang sangat tinggi dan merupakan pelarut yang sangat baik, ia memiliki kemampuan untuk bergerak ke atas ke lubang sempit.

Karakteristik dari molekul air membantu menjelaskan banyak sifat unik dari air.

Molekul Air

Blok bangunan dasar materi adalah atom. Ada sekitar 100.000.000.000.000.000.000.000 atom dalam sarung jari yang diisi dengan 1 gram air.

Atom sendiri terdiri dari partikel subatomik yang kecil: proton bermuatan positif dan neutron netral dibebankan dalam inti atom, dikelilingi oleh elektron bermuatan negatif.

Dua atau lebih atom dapat dipegang bersama untuk membentuk molekul dengan ikatan. Ada berbagai jenis ikatan yang berbeda di alam. Dalam molekul air dua atom hidrogen dan satu atom oksigen (H₂O) diselenggarakan bersama oleh ikatan kovalen, di mana oksigen dan elektron hidrogen berbagi atom. Karena bentuk kulit  elektron di sekitar oksigen, struktur yang dihasilkan dari molekul air adalah sedemikian rupa sehingga atom hidrogen tidak berlawanan satu sama lain, melainkan berada di sisi yang sama dari molekul (dipisahkan oleh sudut 105^O). Sebagai konsekuensi dari geometri ini molekul air memiliki polaritas listrik: sisi oksigen dari molekul memiliki muatan negatif sedikit, sementara sisi hidrogen memiliki muatan positif  sedikit.

Ini adalah polaritas listrik lemah dari molekul yang memberikan air banyak sifat yang menarik. Sebagai contoh, molekul air cenderung untuk menyesuaikan diri terhadap satu sama lain.

 

Sifat Penting Air

1. Kepadatan

Salah satu sifat yang paling mencolok dari air adalah kepadatan pada suhu ditemukan di sebagian besar tempat di permukaan bumi.

2. Ekspansi Es

Ketika air didinginkan dari 4^O C ke titik beku, molekul air mulai membentuk struktur heksagonal, yang diselenggarakan bersama oleh ikatan hidrogen. Ketika membeku, air seluruhnya terbuat dari struktur heksagonal – kepingan salju mencerminkan struktur internal dari kristal es. Ekspansi ini dapat memecah batu dan sebagainya merupakan proses penting pelapukan (disintegrasi terkena batu ke atmosfer).

Karena air mengembang ketika pendekatan pembekuan, es kurang padat dibandingkan air cair. Akibatnya, es mengapung di atas dan di dekat permukaan air. Jika es lebih padat daripada air, es akan tenggelam ke dasar danau dan lautan, di mana pencairan akan hampir tidak mungkin, dan badan air akhirnya banyak akan menjadi es yang menghambat. Bahkan, karena air tawar menjadi kurang padat karena pendekatan titik beku, air yang siap untuk membekukan naik ke puncak danau, dan karenanya semua pembekuan danau dari atas ke bawah. (Perhatikan perluasan air cair bukan merupakan faktor untuk air laut karena salinitas tinggi mencegah struktur heksagonal dari pembentukan sampai air benar-benar beku.)

3. Ketegangan Permukaan

Karena polaritas listrik, molekul air cair cenderung untuk tetap bersama-sama, memberikan air ketegangan permukaan yang sangat tinggi – “kulit” tipis membentuk molekul pada permukaan air cair menyebabkan ia menjadi manik-maik. Beberapa serangga menggunakan kekakuan air untuk melangkah di atas permukaan badan air –berat penyebaran serangga di atas area permukaan air kurang dari kekuatan ikatan hidrogen yang menempel di air bersama-sama 

4. Kapilaritas

Molekul air juga “menempel” dengan mudah untuk banyak zat yang lain – karakteristik yang dikenal sebagai adhesi. Tegangan permukaan dikombinasikan dengan adhesi memungkinkan air untuk memanjat ke atas bukaan sempit. Terbatas dengan cara ini, air kadang-kadang dapat memanjat ke atas untuk beberapa sentimeter atau bahkan meter, dalam sebuah tindakan yang disebut kapilaritas. Kapilaritas memungkinkan air untuk beredar ke atas melalui celah-celah batu, tanah, dan akar dan batang tanaman.

5. Kemampuan Larut

Air dapat melarutkan hampir semua zat dan kadang-kadang disebut sebagai- “pelarut universal.” Karena polaritas molekul air, mereka tidak hanya tertarik satu sama lain, tetapi untuk kutup senyawa kimia lain juga. Molekul air menngikatkan diri dengan cepat ke ion yang merupakan lapisan terluar dari bahan padat. Dalam beberapa benda, air dapat melarutkan ion zat padat tersebut sehingga menjadi larut bersama air. Akibatnya, air di alam hampir selalu tidak suci atau benear-benar murni, yang mana kita berarti bahwa itu mengandung berbagai bahan kimia lainnya selain hidrogen dan atom oksigen.

6. Panas spesifik

Sifat lain air yaitu kapasitas panas yang besar. Panas spesifik (atau kapasitas panas spesifik) didefinisikan sebagai jumlah energi yang dibutuhkan untuk menaikkan suhu 1 gram zat (pada 15^OC) oleh 1 derajat Celcius. Ketika air dipanaskan, maka dapat menyerap sejumlah besar energi dengan hanya sedikit peningkatan temperatur. Pemahamam praktis adalah bahwa badan air sangat lambat untuk menghangatkan siang hari atau di musim panas, dan sangat lambat untuk mendinginkan pada malam hari atau di musim dingin.

Tahap Perubahan Air

Air bumi ditemukan secara alami dalam tiga keadaan: sebagai cairan, sebagai padat, dan sebagai gas. Sebagian besar kelembaban dunia adalah dalam bentuk air cair, yang dapat dikonversi ke bentuk gas (uap air) oleh penguapan atau ke bentuk padat (es) dengan pembekuan. Uap air dapat diubah menjadi air cair dengan kondensasi atau langsung ke es dengan sublimasi. (Sublimasi adalah proses dimana zat mengkonversi dari bentuk gas langsung ke keadaan padat, atau dari keadaan padat langsung ke bentuk gas tanpa pernah melewati keadaan cair.) Es dapat diubah menjadi air cair dengan peleburan atau menjadi uap air dengan sublimasi. Dalam masing-masing fase perubahan, ada pertukaran energi laten panas, Pemahaman tentang perubahan fasa dan panas laten yang penting untuk memahami beberapa proses atmosfer.

Panas Laten

Jika termometer dimasukkan ke dalam air dingin ke dalam panci di atas kompor, dan kemudian menambahkan panas ke air dengan menyalakan kompor, akan terlihat pola yang menarik dari perubahan suhu: pada awalnya, suhu air akan meningkat. Namun setelah air mulai mendidih, suhu air tidak akan meningkat di atas 100O C (212O F, di permukaan laut) – bahkan jika muncul api di atas kompor. Hasil ini hanyalah salah satu dari beberapa pengamatan penting kita dapat membuat tentang air karena perubahan keadaan.

 

Suhu air tidak meningkat ketika sedang mengalami perubahan fase. Berikut ini alasannya: dengan tujuan untuk mencairkan es, energi harus ditambahkan untuk “menganggu” molekul air yang cukup untuk memecahkan beberapa ikatan hidrogen yang memegang molekul bersama sebagai es kristal – energi yang ditambahkan tidak meningkatkan suhu es tetapi meningkatkan energi struktur internal molekul air sehingga mereka dapat membebaskan diri untuk menjadi cair.

1. Energi dipertukarkan selama perubahan fase ini disebut panas laten.
2. Energi yang dibutuhkan untuk melelehkan es disebut panas laten peleburan.
3. Energi yang dilepaskan ketika air membeku yang disebut panas laten fusi.
4. Energi yang dibutuhkan untuk menguapkan air cair disebut panas laten penguapan.
5. Energi yang dilepaskan selama kondensasi disebut panas laten kondensasi.

Nilai untuk panas laten penguapan – dari yang diberikan di atas mengacu pada keadaan di mana air mendidih. Mendidih terjadi ketika penguapan terjadi di bawah permukaan cairan air tidak hanya di permukaan. Di alam, bagaimanapun, kebanyakan uap air ditambahkan ke atmosfer melalui penguapan sederhana dari permukaan badan air pada suhu di bawah 100^O C. Dalam hal ini, energi yang dibutuhkan untuk penguapan lebih besar daripada ketika air mendidih. Panas laten penguapan berkisar dari 540 kalori sampai sekitar 600 kalori tergantung pada suhu air (itu adalah sekitar 585 kalori ketika air cair pada suhu 20O C [68O F]).

Perhatikan pada Gambar 6-4 dan 6-5 bahwa sekitar tujuh kali lebih panas yang dibutuhkan untuk menguapkan satu gram air cair daripada yang dibutuhkan untuk melelehkan satu gram es. Perhatikan juga bahwa ketika sublimasi terjadi, pertukaran panas laten hanyalah total pertukaran padat-cair dan cair-gas.

Jadi panas laten adalah energi yang dibtuhkan untuk mengubah wujud suat benda tanpa harus meningkatkan suhunya.

Pentingnya Panas Laten di Atmosfer

Setiap kali penguapan terjadi, energi akan dihapus dari cairan untuk menguapkan sebagian air, sehingga suhu cairan yang tersisa berkurang. Karena energi panas laten “disimpan” di uap air selama proses penguapan, penguapan, pada dasarnya, proses pendinginan. Efek pendinginan evaporative tersebut dialami ketika perenang meninggalkan kolam renang di hari yang hangat kering. Tubuh basah menetes langsung kehilangan air melalui penguapan ke udara sekitar, dan kulit merasakan penurunan suhu yang dihasilkan.

Sebaliknya, karena energi panas laten harus dibebaskan selama kondensasi, kondensasi, pada dasarnya, proses pemanasan. Uap air merupakan “penyimpan” panas – kapanpun dan dimanapun kondensasi berlangsung, panas ini ditambahkan kembali ke atmosfer. Pelepasan panas laten selama kondensasi memainkan peran penting dalam stabilitas atmosfer dan dalam banyak kekuatan badai.

Uap Air dan Penguapan

Uap air adalah tidak berwarna, tidak berbau, hambar, gas tak terlihat yang bercampur bebas dengan gas-gas lain dari atmosfer. Kita cenderung menjadi sadar mengenai uap air ketika kelembaban tinggi karena udara terasa lengket, pakaian merasa basah, dan kulit kita terasa berkeringat, atau ketika kelembaban rendah karena bibir kita merekah dan rambut kita tidak menunjukkan reaksi. 

Penguapan dan Tingkat Penguapan

Evaporasi dan kondensasi dapat terjadi pada waktu yang sama. Uap air akan ditambahkan ke udara ketika laju penguapan melebihi tingkat kondensasi, dengan kata lain, ketika ada penguapan bersih.

Tingkat penguapan dari permukaan air, dan oleh karena itu penguapan bersih, tergantung pada beberapa faktor: suhu (baik udara dan air), jumlah uap air yang sudah ada di udara, dan apakah udara diam atau bergerak.

Suhu

Molekul air di air hangat lebih dinamis daripada di air dingin, dengan demikian, penguapan cenderung lebih banyak pada air hangat dari pada dingin. Udara hangat juga mendukung penguapan. Suhu air yang tinggi menghasilkan agitasi lebih dalam molekul air cair, suhu udara begitu tinggi menghasilkan agitasi lebih dalam molekul dari semua gas yang membentuk udara. Semakin “energik” gas molekul di udara hangat dapat bertabrakan dengan permukaan air cair dan memberikan cukup energi kinetik untuk beberapa molekul air cair untuk memutuskan ikatan hidrogen dan memasuki udara di atas sebagai uap.

Isi Uap Air dari Udara  

Molekul air tidak bisa terus menguap dan memasuki udara tanpa batas. Masing-masing gas di atmosfer memiliki tekanan. Tekanan yang diberikan oleh uap air disebut tekanan uap. Pada setiap suhu yang diberikan, ada tekanan uap maksimum yang dapat dikerahkan molekul air. Semakin tinggi suhu maksimum semakin tinggi tekanan uap (dengan kata lain terdapat lebih banyak uap air di udara hangat daripada di udara dingin). Ketika molekul air di udara mengerahkan tekanan uap maksimum yang mungkin pada suhu tertentu, udara yang “jenuh” dengan uap air – pada titik ini, laju penguapan dan laju kondensasi adalah sama. Jika tekanan uap maksimum terlampaui, lebih banyak molekul uap air yang akan meninggalkan udara melalui kondensasi daripada yang ditambahkan ke udara melalui penguapan – kondensasi bersih akan berlangsung sampai tingkat penguapan dan kondensasi cocok dan udara memiliki tekanan uap maksimum lagi. Artinya, penguapan cenderung berlangsung lebih cepat bila ada relatif sedikit uap air di udara, dan bahwa laju penguapan menurun karena udara semakin mendekati kejenuhan (kejenuhan).

Angin

Jika udara di atas permukaan air hampir jenuh dengan uap air, laju penguapan hampir sama dengan laju kondensasi, sehingga penguapan lebih sedikit dapat terjadi. Jika udara tetap tenang dan suhu tidak berubah, tidak ada penguapan bersih. Jika udara bergerak, namun, melalui angin dan/atau turbulensi, molekul uap air di dalamnya lebih tersebar luas. Penyebaran molekul uap air ini awalnya di udara dalam hubungan udara-air yang berarti bahwa udara sekarang jauh dari kejenuhan dan sehingga tingkat penguapan meningkat.

Kesimpulannya, tingkat penguapan dari permukaan air dipengaruhi oleh suhu air dan udara, jumlah uap air yang sudah di udara, dan tingkat angin. Tinggi suhu, udara kering, gersang besar angin menyebabkan penguapan bersih lebih besar.

Evapotranspirasi

Penguapan dari tanah memiliki dua sumber: (1) tanah dan permukaan benda mati lainnya, dan (2) tanaman. Jumlah uap air yang menguap dari tanah relatif kecil, dan dengan demikian sebagian besar kelembaban tanah yang diturunkan di udara berasal dari tanaman. Proses dimana tanaman menyerahkan kelembaban melalui daun mereka disebut transpirasi, sehingga proses gabungan dari uap air masuk udara dari sumber tanah disebut evapotranspirasi(lihat Gambar 6-1). Dengan demikian, uap air di atmosfer ditambahkan melalui penguapan dari air dan evapotranspirasi dari permukaan tanah.

Evapotranspirasi potensial adalah jumlah evapotranspirasi yang akan terjadi jika tanah di lokasi tersebut adalah basah sepanjang waktu. Untuk menentukan nilai evapotranspirasi potensial di lokasi mana pun, data temperatur, vegetasi, dan karakteristik tanah di lokasi yang ditambahkan ke nilai evapotranspirasi aktual dalam formula yang menghasilkan perkiraan evapotranspirasi maksimum yang dapat mengakibatkan kondisi lingkungan setempat jika kelembaban tersedia.

Di lokasi di mana tingkat curah hujan melebihi laju evapotranspirasi potensial, surplus air terakumulasi di dalam tanah. Di banyak bagian dunia, namun, tidak ada kelebihan air tanah, kecuali secara lokal dan atau sementara, karena tingkat evapotranspirasi potensial lebih tinggi dari tingkat curah hujan. Dimana evapotranspirasi potensial melebihi curah hujan yang sebenarnya, tidak ada air yang tersedia untuk penyimpanan dalam tanah dan tanaman, tanah kering dan vegetasi coklat adalah hasilnya.

Ukuran Kelembaban

Jumlah uap air di udara disebut sebagai kelembaban. Hal ini dapat diukur dan dinyatakan dalam berbagai cara, masing-masing berguna untuk tujuan tertentu.

Air yang sebenarnya dalam Kandungan Uap

Jumlah aktual air dari uap di udara dapat digambarkan dalam beberapa cara yang berbeda.

Kelembaban Absolut

Kelembaban absolut biasanya dinyatakan dalam gram uap air per meter kubik udara (g/m³, 1 gram adalah sekitar 0,035 ons, dan 1 meter kubik adalah sekitar 35 kaki kubik). Misalnya, jika satu meter kubik udara mengandung 12 gram uap air, kelembaban mutlak akan 12 g/m3. Kelembaban mutlak maksimal (“kemampuan” uap air) untuk paket udara dibatasi oleh suhu: udara dingin memiliki kelembaban absolut maksimum yang kecil sementara udara hangat memiliki kelembaban absolut maksimum yang besar.

  

Kelembaban Spesifik

Massa uap air dalam massa udara tertentu disebut kelembaban spesifik dan biasanya dinyatakan dalam butir uap air per kilogram udara (g/kg, untuk perbandingan satu meter kubik udara di permukaan laut memiliki massa sekitar 1,4 kg pada suhu kamar). Misalnya, jika satu kilogram udara mengandung 15 gram uap air, kelembaban spesifik adalah 15 g / kg.

Tekanan uap

Kontribusi uap air dengan tekanan total atmosfer disebut tekanan uap. Tekanan uap dapat dinyatakan dalam cara yang sama seperti tekanan atmosfer total, dalam milibar (mb). Tekanan uap maksimum yang mungkin ( “kapasitas” uap air) pada suhu tertentu disebut kejenuhan tekanan uap. Perhatikan pada Gambar 6-8 bahwa pada suhu 10° C (50° F) tekanan kejenuhan uap adalah sedikit lebih dari 10 mb, sementara pada 30° C (86° F) tekanan uap jenuh adalah sekitar 40 mb –menggambarkan lagi bahwa udara hangat memiliki potensi mengandung uap air lebih banyak dari pada udara dingin.

Kelembaban Relatif

Kelembaban relatif bukanlah deskripsi isi uap air yang sebenarnya dari udara. Sebaliknya, kelembaban relatif menggambarkan seberapa dekat udara adalah jenuh dengan uap air.

Kelembaban relatif adalah rasio (dinyatakan sebagai persentase) yang membandingkan jumlah aktual dari uap air di udara dengan “kemampuan” uap air dari udara. Kapasitas adalah jumlah maksimum uap air yang terdapat di udara pada suhu tertentu. Udara dingin memiliki kapasitas air uap yang rendah, sementara udara hangat memiliki kapasitas air uap tinggi.

Hubungan Suhu-Kelembaban Relatif

Hubungan antara suhu dan kelembaban relatif adalah dengan meningkatnya suhu, kelembaban relatif menurun, sebagai penurunan suhu, kelembaban relatif meningkat. Pada pagi hari, suhu rendah dan kelembaban relatif tinggi karena air udara ini kapasitas uap rendah. Seperti udara memanas pada siang hari, kelembaban relatif menurun – karena udara hangat memiliki kapasitas uap air lebih tinggi dari udara dingin. Dengan pendekatan malam, suhu udara menurun, kapasitas uap air di udara berkurang, dan meningkatkan kelembaban relatif.

Kelembaban relatif dapat ditentukan dengan menggunakan alat sederhana yang dikenal sebagai psychrometer. 

Konsep Kelembaban Terkait

Dua konsep lain yang berkaitan dengan kelembaban relatif berguna dalam penelitian geografi fisik: suhu titik embun dan temperatur sensible.

Suhu Titik Embun

Suhu di mana kejenuhan tercapai disebut suhu titik embun, atau hanya titik embun. Suhu titik embun bervariasi dengan kadar air dari udara. Dalam contoh kita di atas, kita melihat bahwa udara yang mengandung 10 gram uap air per kilogram udara mencapai titik embun ketika dingin sekitar 15° C (59.0° F), udara yang mengandung 20 gram uap air per kilogram udara mencapai titik embun di sekitar 24° C (75.2° F).

Suhu Sensible

Suhu sensible merujuk pada temperatur seperti yang dirasakan tubuh seseorang. Ini melibatkan tidak hanya suhu udara yang sebenarnya, tetapi juga kondisi atmosfer lainnya, terutama yang berkaitan kelembaban dan angin, yang mempengaruhi persepsi kita tentang panas dan dingin.

Pada suatu hari, hangat dan lembab, udara tampaknya lebih panas dari yang ditunjukkan termometer, dan suhu sensible dikatakan tinggi. Hal ini karena udara mendekati kejenuhan, dan sebagainya keringat pada kulit manusia tidakras mudah menguap. Jadi ada sedikit penguapan pendinginan dan udara tampaknya lebih hangat daripada yang sebenarnya.

Pada kondisi hangat, hari yang kering, menguapkan pendinginan sangat efektif, dan sehingga udara tampaknya lebih dingin daripada yang sebenarnya, dalam hal ini, kita mengatakan bahwa suhu sensible rendah.

Kondensasi

Kondensasi adalah kebalikan dari penguapan. Ini adalah proses dimana uap air diubah menjadi air cair. Dengan kata lain, itu adalah perubahan keadaan dari gas ke cair. Agar kondensasi berlangsung, udara harus jenuh. Secara teori, keadaan jenuh dapat terjadi melalui penambahan uap air ke udara, tetapi dalam prakteknya biasanya merupakan hasil dari udara yang didinginkan pada suhu di bawah titik embun.

Kejenuhan saja tidak cukup untuk menyebabkan kondensasi. Tegangan permukaan membuatnya hampir mustahil untuk menumbuhkan tetesan air murni. Karena tegangan permukaan menghambat peningkatan luas permukaan, itu membuat sangat sulit bagi molekul air tambahan untuk memasukkan tetesan. (Di sisi lain, molekul dapat dengan mudah meninggalkan tetesan kecil oleh penguapan, sehingga mengurangi wilayahnya.) Dengan demikian, perlu untuk memiliki suatu permukaan di mana kondensasi dapat terjadi. Jika tidak ada permukaan seperti yang tersedia, tidak ada kondensasi yang terjadi. Dalam situasi seperti itu, udara menjadi jenuh (memiliki kelembaban relatif lebih besar dari 100 persen) jika pendinginan berlanjut.

Biasanya, banyak permukaan yang tersedia untuk kondensasi. Di permukaan tanah, ketersediaan air permukaan yang jelas tidak ada masalah. Dalam udara di atas tanah, ada juga biasanya kelimpahan “permukaan,” yang diwakili oleh partikel kecil dari debu, asap, serbuk sari, bakteri, dan senyawa lainnya. Sebagian besar berbagai partikel yang mikroskopis dan karena itu tak terlihat dengan mata telanjang. Mereka disebut sebagai partikel higroskopis atau inti kondensasi, dan mereka berfungsi sebagai pusat pengumpulan untuk molekul air selama kondensasi. 

Segera setelah suhu udara mendingin ke titik embun, uap air molekul mulai mengembun di sekitar inti kondensasi. Tetesan tumbuh pesat karena semakin banyak uap air molekul menempel kepada mereka, dan karena mereka menjadi lebih besar, mereka bertemu satu sama lain dan menyatu sebagai tetesan bertabrakan tetap bersatu. Pertumbuhan yang berkelanjutan dapat membuat mereka cukup besar untuk terlihat, kabut atau partikel membentuk awan. Ukuran kecil dari partikel-partikel ini dapat dihargai dengan menyadari bahwa setetes air hujan pun mungkin berisi satu juta atau lebih inti kondensasi ditambah semua kelembaban yang terkait.

Air yang bertahan dalam bentuk cair pada suhu di bawah titik beku dikatakan “super dingin.” Tetesan air super dingin penting untuk kondensasi karena mereka mendorong pertumbuhan partikel es di awan dingin dengan membekukan sekitar mereka atau dengan menguap menjadi uap air di mana molekul dapat segera ditambahkan ke kristal es.

FOKUS

CITRA SATELIT  UAP AIR

Meskipun uap air di atmosfer tidak terlihat dengan sensor manusia, satelit cuaca mendeteksi uap air dengan mengukur panjang gelombang yang dipilih dari radiasi elektromagnetik. Gambar satelit uap air menunjukkan wilayah udara kering dan udara lembab di atmosfer – bahkan jika daerah ini bebas awan sehingga tidak akan menunjukkan dengan jelas pada cahaya konvensional atau citra satelit cuaca inframerah (Gambar 6-C, 6-D, dan 6-E).

Ingat dari Bab 4 bahwa “jendela atmosfer” adalah bagian dari kumpulan panjang gelombang m]) yangm[dari spektrum elektromagnetik (antara sekitar 8 dan 12 mikrometer  mana atmosfer hampir transparan. Dengan kata lain, radiasi panjang gelombang yang dipancarkan oleh permukaan bumi atau dari awan dengan panjang gelombang m tidak mudah diserap oleh gas rumah kaca seperti uap air.mantara 8 dan 12  m –mm dan 7,3 mNamun, panjang gelombang radiasi di luar jendela atmosfer – 6.7  adalah diserap secara jelas kemudian diradiasi ulang oleh uap air.

Dengan mendeteksi panjang gelombang radiasi inframerah yang dipancarkan oleh uap air, para ilmuwan memiliki cara untuk memperkirakan jumlah uap air di atmosfer. Kami mmmenyimpulkan bahwa daerah dengan emisi radiasi inframerah tinggi pada 6,7  m mengandung jumlah uap air yang relatif besar, sedangkan daerah denganmdan 73  emisi panjang gelombang rendah tersebut mengandung jumlah uap air relatif kecil.

Dalam skala gambar uap air abu-abu (“hitam dan putih“), warna lebih gelap dari daerah abu-abu menunjukkan udara yang relatif kering, sementara nuansa lebih ringan dari daerah abu-abu menunjukkan udara yang relatif lembab. Dalam gambar warna uap air, udara yang relatif kering sering ditampilkan sebagai biru gelap sementara udara yang relatif lembab ditampilkan dalam nuansa oranye dan merah.

Karena gambar uap air mendeteksi emisi inframerah dari uap air di troposfer menengah dan atas (di atas sekitar 4500 meter [15.000 kaki]) di samping memberikan informasi tentang kadar air dari atmosfer, gambar ini juga memberikan informasi tentang gerakan angin di atas atmosfer, terutama ketika urutan waktu “putaran film” yang digunakan.

Anda dapat melihat gambar satelit uap air di Internet dari banyak situs, termasuk http:/www.nrlmry.navy.mil/sat_products.html.

  

Proses Adiabatik

Proses Adiabatik dan Stabilitas Atmosfer

Salah satu fakta yang paling penting dalam geografi fisik adalah bahwa satu-satunya cara di mana massa udara yang besar dapat didinginkan ke suhu titik embun adalah dengan ekspansi melalui kenaikan massa udara. Dengan demikian, satu-satunya mekanisme yang menonjol untuk pengembangan awan dan produksi hujan adalah pendinginan adiabatik. Seperti yang kita dicatat dalam Bab 4, ketika udara naik, tekanannya berkurang, dan karena itu mengembang dan mendinginkan secara  adiabatik. 

Ketika sebidang udara tak jenuh naik, mendingin pada tingkat yang relatif stabil dari 10° C per 1000 meter (5,5° F per 1000 kaki). Hal ini dikenal sebagai tingkat adiabatik kering (juga disebut tingkat perubahan adiabatik kering).

Awan

Awan adalah koleksi tetesan air atau kristal es kecil. Mereka adalah ekspresi yang terlihat dari kondensasi dan memberikan bukti jelas hal-hal lain yang terjadi di atmosfer. 

. Pada waktu tertentu, sekitar 50 persen dari bumi ditutupi oleh awan, pentingnya dasar yaitu bahwa mereka adalah sumber dari curah hujan. Tidak semua awan endapan, namun curah hujan semua berasal dari awan.

Awan juga penting karena pengaruh mereka pada energi radiasi Mereka menerima isolasi baik dari radiasi di atas dan terestrial dari bawah, dan kemudian mereka dapat menyerap, mencerminkan, menyebarkan, atau meradiasi ulang energi ini. Dengan demikian memahami fungsi dari awan dalam energi global adalah penting, dan awan harus diperhitungkan ketika mencoba untuk mengantisipasi penyebab atau konsekuensi dari perubahan iklim.

 

Bentuk Awan

1. Awan Cirriform (Latin cirrus, “seikat rambut”) tipis dan bergumpal dan terdiri dari kristal es bukannya tetesan air.
2. Awan Stratiform (Latin stratus, “menyebar”) muncul sebagai lembar keabu-abuan yang menutupi sebagian atau seluruh langit, jarang yang dipecah menjadi unit awan individu.
3. Awan Cumuliform (Latin cumulus, “massal” atau “tumpukan”) yang besar dan bulat, biasanya dengan dasar datar dan horisontal luas yang terbatas tetapi sering mengepul ke atas ke ketinggian yang besar. 
4. Kelompok Awan

Sebagai detail akhir dari skema klasifikasi internasional, 10 jenis awan dibagi menjadi empat kelompok atas dasar ketinggian.

1.      Awan tinggi umumnya ditemukan di atas 6 kilometer (20.000 kaki). Karena sejumlah kecil uap air dan suhu rendah pada ketinggian tersebut, awan tipis, putih, dan terdiri dari kristal es. Termasuk dalam kelompok ini adalah cirrus, cirrocumulus, dan cirrostratus. Awan tinggi ini sering menjadi pertanda dari suatu sistem cuaca yang mendekati atau badai.

2.      Awan menengah biasanya terjadi antara sekitar 2 dan 6 kilometer (6500 dan 20.000 kaki). Awan ini mungkin berupa stratiform atau cumuliform dan terdiri dari air cair. Termasuk jenis yang altocumulus dan altostratus. Awan altocumulus bengkak biasanya menunjukkan kondisi cuaca yang tetap, sedangkan altostratus panjang sering dikaitkan dengan perubahan cuaca.

3.      Awan rendah biasanya di bawah 2 kilometer (6500 kaki). Awan ini kadang-kadang terjadi sebagai awan individu tetapi lebih sering muncul sebagai awan umum. Jenis awan rendah termasuk stratus, stratocumulus, dan nimbostratus. Awan ini rendah sering tersebar luas dan berkaitan dengan langit muram dan hujan gerimis.

4.      Kelompok keempat, awan pengembangan vertikal, tumbuh ke atas dari basis yang rendah ke ketinggian sebanyak 15 kilometer (60.000 kaki). Menyebar horisontal mereka biasanya sangat terbatas. Awan ini menunjukkan gerakan vertikal sangat aktif di udara. Jenis relevan adalah cumulus, yang biasanya mengindikasikan cuaca cerah, dan cumulonimbus, yang merupakan awan badai.

Kabut

Dari sudut pandang global, kabut merupakan bentuk kecil dari kondensasi. Pentingnya bagi manusia adalah amat tinggi, namun, karena mereka bisa cukup menghalangi visibilitas untuk membuat permukaan berbahaya bagi transportasi atau bahkan mustahil . Kabut hanyalah sebuah awan di tanah. Tidak ada perbedaan fisik antara awan dan kabut, tetapi ada perbedaan penting dalam bagaimana bentuk masing-masing. Sebagian besar awan berkembang sebagai hasil dari pendinginan adiabatik di udara yang meningkat, tetapi jarang terlibat dalam pembentukan kabut. Sebaliknya, sebagian kabut terbentuk ketika udara di permukaan bumi mendingin di bawah temperatur titik embun atau bila uap air ditambahkan ke udara untuk jenuh

5.                  Ada, empat jenis kabut yang diakui secara umum :

1.      Kabut radiasi dihasilkan bila tanah kehilangan panas melalui radiasi, biasanya pada malam hari. Panas terpancar jauh dari tanah melewati lapisan terendah dari udara dan ke daerah yang lebih tinggi. Udara yang paling dekat dengan tanah mendingin ketika panas mengalir dengan cara konduktif dari itu ke tanah yang relatif dingin, dan kabut mengembun di udara didinginkan pada titik embun.

2.      Kabut adveksi terjadi ketika udara hangat, lembab bergerak horizontal di atas permukaan yang dingin, seperti salju menutup tanah atau laut dingin saat ini. Udara bergerak dari laut ke darat merupakan sumber yang paling umum dari kabut adveksi.

3.      Kabut upslope, atau kabut orografis (dari bahasa Yunani oro, “gunung”), diciptakan oleh pendinginan adiabatik saat udara lembab naik di kemiringan topografi.

4.      Hasil penguapan kabut ketika uap air ditambahkan ke udara dingin yang sudah dekat saturasi.

 

Embun

Embun biasanya berasal dari radiasi terestrial. Radiasi malam hari mendinginkan benda (rumput, trotoar, mobil, atau apa pun) di permukaan bumi, dan udara yang berdekatan pada gilirannya didinginkan oleh konduksi. Jika udara didinginkan cukup untuk mencapai saturasi, manik-manik kecil air mengumpul pada permukaan objek dingin. Jika suhu di bawah titik beku, kristal es (white frost) daripada tetesan air yang terbentuk 

Tabrakan / koalesensi.

Ini merupakan proses terjadinya hujan yang di hasilkan oleh awan hangat yang berada di daerah tropis, kondensasi yang terjadi pada awan ini sangatlah kecil sehingga hanya mengakibatkan tetesan-tetesan kecil, air itu harus saling menyatu dan bertabrakan agar menjadi tetesan air yang besar agar bisa jatuh sabagai hujan. Akan tetapi pada beberapa keadaan tetesan yang lebih besar juga dapat pecah yang di akibatkan oleh tertabrak awan atau angin,dan perbedaan muatan listrik yang dikandungnya.

Pembentukan Kristal es

Pembentukan Kristal es ini berawal dari naiknya uap air yang terbawa angin ke daerah yang sangat tinggi dan dingin, kemudian saat melewati awan,molekul air terhambur kemana-mana secara tidak teratur. Setelah beberapa waktu molekul air bergerak lebih perlahan dan kemudian membentuk kelompok dan menjadi padat karena penurunan suhu, dan terbentuklah Kristal-kristal es. Kristal es tumbuh dengan menarik uap air untuk diri mereka sendiri, menyebabkan tetesan air cair yang membentuk awan menguap untuk mengisi pasokan uap air. Proses tumbuh kristal es dan tetesan awan menyusut dapat terus sampai kristal es yang besar dan cukup berat untuk jatuh.

Bentuk Pengendapan  

Beberapa bentuk pengendapat sebagai hasil dari proses yang baru saja dijelaskan tergantung pada suhu udara dan turbulensi

Hujan

Hujan merupakan butiran butiran air yang dicurahkan dari atmosfer ke permukaan bumi, proses terjadinya hujan secara singkat adalah sebagai berikut, air menguap menjadi uap air yang terbang terbawa angin dan menggumpal menjadi awan karena mengalami proses kondensasi dan mengalami kejenuhan akhirnya turunlah sebagai hujan.

Salju

Merupakan nama umum dari hujan Kristal-kristal es yang sangat kecil,padat dan dingin yang mengumpal menjadi satu, yang terbentuk ketika uap air dikonversi langsung ke es melalui sublimasi tanpa tahap cair menengah dan jatuh ke per mukaan bumi.

Hujan bercampur salju

Merupakan peristiwa hujan air seperti biasa kita lihat akan tetapi bersamaan dengan salju yang turun, pada umumnya hujan ini kecil atau seperti gerimis.

Glaze (hujan beku)

Glaze (atau hujan beku) adalah hujan yang berubah menjadi es ketika itu bertabrakan dengan benda padat. Meskipun tetes air tidak membeku di udara (dengan kata lain, mereka tidak beralih ke hujan es), mereka menjadi sangat dingin di lapisan ini dan akan segera dikonversi ke permukaan es ketika mereka mendarat.

Hujan es (Hail)

Merupakan bentuk pengendapan yang paling kompleks, terdiri dari pellet kecil / benjolan es yang terdiri dari lapisan konsentris yang terdiri dari Kristal es besar dan lapisan berawan yang mengandung gelembung udara kecil. Hujan ini di produksi oleh awan cumulonimbus akibat ketikstabilan dan arus udara kuat vertical, terjadi lebih sering di musim panas,dan terjadi di awan yang dibawahnya bersuhu lebih hangat dari 0^O C (32^OF) dan di atasnya lebih dingin dari itu. Arus naik membawa air dari lapisan atas pembekuan atau partikel es kecil dari bagian terendah dari lapisan bawah titik beku ke atas, di mana mereka tumbuh dengan mengumpulkan uap air dari tetesan awan super dingin. Ketika partikel menjadi terlalu besar untuk didukung di udara, mereka jatuh, mengumpulkan lebih banyak uap air di jalan bawah. Jika mereka menghadapi udara yang bergerak ke atas cukup kuat, mereka dapat dibawa ke langit lagi, hanya untuk jatuh di lain waktu.

Pengangkatan Atmosfer dan Pengendapan

Peran udara naik dan pendinginan adiabatik ditekankan dalam bab ini. Hanya melalui peristiwa ini jumlah curah hujan yang signifikan berasal. Ada empat jenis utama pengangkatan atmosfer yaitu          (a) konvektif, (b) orografis, (c) frontal, (d) konvergen.

Pengangkatan Konvektif

Karena pemanasan yang tidak merata pada daerah permukaan yang berbeda, udara di dekat tanah dapat dihangatkan oleh konduksi dari udara di sekitarnya. Kepadatan udara panas berkurang karena udara mengembang, sehingga udara naik ke lapisan yang memiliki kepadatan yang lebih rendah, dalam situasi mengangkat konvektif. Tekanan udara tidak stabil menurun dengan meningkatnya udara, sehingga pendinginan adiabatik ke suhu titik embun. Kondensasi dimulai dengan bentuk awan kumulus. Dengan kondisi kelembaban yang tepat, suhu, dan stabilitas, awan akan tumbuh menjadi awan cumulonimbus yang menjulang tinggi, dengan hujan lebat dan atau hujan es disertai petir dan Guntur. Curah hujan konvektif biasanya lebat dengan hujan besar turun dengan cepat dan hebat tetapi hanya untuk jangka waktu pendek. Hal ini terutama terkait dengan bagian-bagian yang hangat di dunia dan musim hangat.

Pengangkatan Orografis

Hambatan topografi yang menghalangi jalur pergerakan udara horisontal cenderung menyebabkan massa udara yang besar untuk perjalanan menaiki lereng,ini semacam pendakian paksa, dari pengangkatan orografis dapat menghasilkan curah hujan orografis jika udara naik didinginkan ke titik embun. Diketahui, jika ketidakstabilan signifikan telah dipicu oleh gerakan menaiki lereng, udara terus meningkat saat mencapai bagian atas lereng. Lebih sering,udara turun di sisi bawah angin dari penghalang. Segera setelah itu mulai bergerak menuruni lereng, pendinginan adiabatik digantikan oleh pemanasan dan kondensasi adiabatik dan curah hujan berhenti. Jadi kemiringan angin bertiup ke sisi basah, lereng bawah angin adalah sisi kering, dan istilah bayangan hujan diterapkan untuk lereng bawah angin dan daerah melampaui sejauh pengaruh pengeringan meluas.

Pengangkatan Frontal

Ketika massa udara bertemu, mereka tidak bergabung. Sebaliknya, zona diskontinuitas disebut front didirikan di antara mereka, dan udara hangat naik melalui udara dingin, Ketika udara hangat dipaksa naik, hal itu dapat didinginkan ke titik embun dengan awan dan curah hujan yang dihasilkan. Curah hujan yang dihasilkan tersebut disebut sebagai curah hujan frontal. Aktivitas frontal yang paling karakteristik dari pertengahan garis lintang, dan curah hujan frontal sangat terkenal di daerah yang merupakan pertemuan udara dingin kutub dan udara tropis yang hangat.

Pengangkatan Konvergen

Kurang umum daripada tiga jenis lain, tetapi tetap signifikan dalam beberapa situasi, adalah pengangkatan konvergen dan curah hujan konvergen yang menyertainya. Setiap kali udara konvergen, hakan menghasilkan pengangkatan umum karena berkerumun. Pengangkatan paksa ini meningkatkan ketidakstabilan dan kemungkinan akan menghasilkan hujan / presipitasi. Hal ini sering dikaitkan dengan sistem badai siklon.

Distribusi Global Hujan

Tekanan Musiman dan Pola hujan

Aspek geografis yang paling penting dari kelembaban atmosfer adalah distribusi spasial curah hujan. Pola skala luas zonal didasarkan pada lintang. Bagian ini memfokuskan pada peta yang menggambarkan seluruh dunia dan distribusi curah hujan AS. Perangkat kartografi utama yang digunakan adalah isohyet, garis menggabungkan poin dari jumlah presipitasi yang sama.

Rata-rata Hujan Tahunan

Jumlah curah hujan pada setiap bagian dari permukaan bumi ditentukan oleh sifat massa udara yang terlibat dan sejauh mana udara yang terangkat. Kelembaban, temperatur, dan stabilitas dari massa udara yang sebagian besar tergantung pada di mana udara berasal (atas tanah atau air, di lintang tinggi atau rendah). Jumlah pengangkatan dan pengangkatan apakah yang terjadi ditentukan oleh pola tekanan zonal, hambatan topografi, badai, dan gangguan atmosfer lainnya

Daerah Dengan Hutan Tahunan Tinggi

Curah hujan tahunan yang tinggi umumnya ditemukan dalam dua jenis lokasi:

1. Garis lintang tropis yang mengandung sebagian besar daerah terbasah. Pertukaran angin hangat timur mampu membawa kelembaban, dan dipaksa naik, curah hujan sangat berat biasanya diproduksi di daerah tersebut. Daerah khatulistiwa terutama mencerminkan kondisi di mana air laut yang hangat mudah menguap dan, lembab, udara tidak stabil terangkat di ITCZ. Daerah lainnya adalah daratan pantai timur tropis – misalnya, pantai timur Amerika Tengah, timur laut Amerika Selatan, dan Madagaskar –daerah basah di pantai barat Asia Tenggara, India, dan yang disebut Pantai Guinea Afrika Barat.
2. Zona sempit di sepanjang pantai barat Amerika Utara dan Selatan antara 40^O dan 60^O lintang. Daerah ini memperlihatkan kombinasi aliran udara barat, badai, dan hambatan gunung yang tegak lurus terhadap arah angin barat. Adanya pegunungan dari utara-selatan dekat pantai membatasi curah hujan dan menciptakan efek bayangan hujan di sebelah timur.

Daerah dengan Hujan Tahunan Rendah

Daerah utama curah hujan tahunan rendah di peta dunia ditemukan pada tiga jenis lokasi.

1. Lahan kering yang paling menonjol di sisi barat benua di lintang subtropis (berpusat di 25^O  atau 30^O), Kondisi tekanan tinggi,udara tenggelam, yang tidak kondusif untuk kondensasi dan presipitasi.
2. Daerah kering di pertengahan garis lintang yang paling luas di pusat dan barat daya Asia, tetapi juga terjadi di Amerika Utara barat dan tenggara Amerika Selatan. Dalam setiap kasus, kekeringan ini disebabkan kurangnya akses untuk massa udara lembab,dan jarak dengan pantai yg memungkinkan angin darat.
3. Di lintang sangat tinggi, tidak ada curah hujan di mana saja. Permukaan air langka dan dingin, sehingga sedikit kesempatan untuk kelembaban menguap ke udara. Akibatnya, massa udara kutub memiliki kelembaban mutlak yang rendah dan curah hujan sedikit. Daerah ini disebut akurat sebagai gurun dingin.

Satu generalisasi lebih lanjut pada distribusi curah hujan adalah kontras antara tepi benua dan interior. Karena daerah pesisir yang lebih dekat dengan sumber air, mereka biasanya menerima curah hujan lebih dari daerah interior.

Pola Hujan Musiman

Sebagian besar  di dunia, jumlah curah hujan yang diterima di musim panas jauh berbeda dari jumlah yang diterima di musim dingin. Variasi ini paling menonjol di daerah interior benua, di mana musim panas mengalami pemanasan yang kuat di permukaan mengakibatkan ketidakstabilan yang lebih besar dan potensi untuk aktivitas konvektif yang lebih besar. Dengan demikian, di daerah pedalaman, sebagian besar curah hujan tahunan terjadi selama musim panas, dan musim dingin umumnya waktu anti-siklon kondisi divergen dengan aliran udara.

Peta curah hujan rata-rata pada bulan Januari dan Juli memberikan indikasi yang dapat diandalkan. Generalisasi yang menonjol yang dapat diperoleh dari peta adalah sebagai berikut:

1. Pergeseran tekanan musiman dan sistem angin, pergeseran yang mengikuti Matahari (utara dan selatan pada bulan Juli pada Januari), tercermin dalam perpindahan zona basah dan kering. Hal ini terlihat paling jelas di daerah tropis, di mana hujan deras dari ITCZ ​​jelas bermigrasi ke utara dan selatan di musim yang berbeda.
2. Musim panas adalah waktu curah hujan maksimum di atas bagian besar dunia. Wilayah belahan bumi utara mengalami curah hujan terberat pada bulan Juli, dan sedangkan belahan bumi selatan pada bulan januari.
3. Variasi yang paling mencolok adalah di daerah angin musim (terutama selatan dan timur Asia, Australia utara, dan Afrika Barat), di mana musim panas cenderung sangat basah dan musim dingin umumnya kering.

Variabilitas curah hujan

Variabilitas curah hujan adalah keadaan yang diharapkan dari curah hujan rata-rata pada suatu tahun tertentu, dinyatakan sebagai persentase atas atau di bawah rata-rata. Misalnya, variabilitas curah hujan dari 20 persen berarti bahwa lokasi mengharapkan untuk menerima 20 persen lebih atau 20 persen lebih sedikit dari rata-rata curah hujan pada suatu tahun tertentu. Jika lokasi memiliki curah hujan jangka panjang tahunan rata-rata 50 cm (20 inci) dan memiliki variabilitas curah hujan dari 20 persen, curah hujan “normal” selama setahun akan berupa 40 cm (16 inci) atau 60 cm ( 24 inci)-dalam jangka panjang, rata-rata keluar sampai 50 cm.

Hujan Asam

Salah satu masalah lingkungan yang dialami sejak paruh kedua abad 20, intensitasnya meningkat dari tahun ke tahun.hujan aasam merupakan hujan yang di dalamnya mengandung polutan asam yang  bisa jatuh ke bumi dengan salju, hujan es dan salju, hujan es, atau kabut atau dalam bentuk kering gas atau partikel. Asam sulfat dan nitrat adalah penyebab utama,sulfur dioksida (SO_x) dan nitrogen oksida (NO_X) hasil dari limbah pabrik dibawa oleh angin,bercampur dengan kelembaban atmosfer dan membentuk asam sulfat dan nitrat yang diendapkan cepat atau lambat.

Keasaman diukur pada skala pH berdasarkan konsentrasi relatif dari ion hidrogen (H ^+,Gambar 6-38). Rentang skala dari 0 sampai 14, di mana ujung bawah mewakili keasaman yang ekstrim (baterai asam memiliki pH 1) dan alkalinitas ujung atas yang ekstrim. (Alkalinitas adalah kebalikan dari keasaman, sebuah zat yang sangat asam juga dapat dicirikan sebagai alkalinitas sangat rendah, dan zat yang sangat alkali memiliki keasaman sangat rendah. Alkali kimia, misalnya, memiliki pH 13) Skala pH adalah skala logaritmik, yang berarti bahwa perbedaan satu jumlah keseluruhan pada skala mencerminkan perubahan 10 kali lipat dalam nilai absolut. Curah hujan di udara bersih, bebas debu memiliki pH sekitar 5,6. Jadi setiap curah hujan yang memiliki nilai pH kurang dari 5,6 dianggap hujan asam.

Kerusakan dari hujan Asam

Curah hujan asam adalah bahaya besar terhadap lingkungan. Kerusakan yang paling mencolok adalah ekosistem perairan. Ribuan danau dan sungai sekarang asam,ikan dan tumbuhan air semua mati, deposisi asam telah menyebabkan erosi pada bangunan-bangunan.

Salah satu kompleksitas masalah yang ditimbulkan dari situasi ini adalah bahwa banyak dari pencemaran tersebut berasal dari jarak yang jauh dari sumbernya. Lokasi melawan arah angin menerima endapan asam yang tidak diinginkan dari asal angin. Contohnya di Skandinavia dan Jerman mengeluh tentang polusi Inggris; Kanada menyalahkan sumber AS, New Englanders menuduh Midwest.

 

Share this post