Agroklimatologi Pertanian

HALAMAN PENGESAHAN

Laporan praktikum Agroklimatologi ini disusun guna melengkapi tugas mata kuliah Agroklimatologi dan telah diketahui serta disahkan oleh assisten dan dosen Agroklimatologi pada tanggal Juni2012.

Disusun oleh :
NAMA : Lucky Mirsadiq
NIM : H0711055
Kelompok : 08
UNIVERSITAS SEBELAS MARET SURAKARTA
FAKULTAS PERTANIAN

I. PENGAMATAN UNSUR-UNSUR CUACA SECARA MANUAL
A. Pendahuluan
1. Latar Belakang
Agroklimatologi merupakan ilmu yang mempelajari teknik budidaya tanaman dan iklim untuk pertumbuhan, perkembangan dan hasil. Klimatologi sendiri berasal dari bahasa Yunani yaitu Klima dan Logos yang masing-masing berarti kemiringan (slope) yang di arahkan ke Lintang tempat sedangkan Logos sendiri berarti Ilmu. Iklim merupakan salah satu faktor pembatas dalam proses pertumbuhan dan produksi tanaman. Oleh karena itu kajian klimatologi dalam bidang pertanian sangat diperlukan.
Iklim adalah keadaan cuaca rata-rata dalam jangka waktu yang lebih lama. yang mana gejala dan peristiwa itu berulang dari tahun ke tahun. Manfaat iklim adalah untuk menentukan letak geografis bumi dan untuk mengetahui gejala dan peristiwa cuaca yang terjadi disuatutempat dalam kurun waktu setahun. Iklim sangat menentukan dalam pendapatan produksi yang akan diperoleh petani. Dari iklim petani bisa menentukan jenis tanaman apa yang cocok untuk ditanam di daerahnya, penentuan kapan waktu tanam dan juga panen serta lainnya.
Cuaca adalah sebuah aktifitas fenomena atau keadaan atmosfer dalam waktu beberapa hari. Manfaat cuaca adalah untuk menyeimbangkan suhu dan kelembaban yang berada antara satu tempat dengan tempat lainnya. Perbedaan ini terjadi karena sudut pemanasan matahari yang berbeda-beda disetiap tempat karena perbedaan lintang bumi.
Unsur cuaca yang diamati dalam agroklimatologi meliputi radiasi matahari, suhu,kelembaban nisbi udara, tekanan udara, evaporasi, curah hujan, angin dan awan. Sedangkan unsur organime pertanian yang diamati tergantung pada tujuan penelitian pertanian seperti fase pertumbuhan tanaman, produksi tanaman, serangan hama hama penyakit dan lain sebagainya. Dalam Agroklimatologi salah satu hal yang akan kita pelajari dan penting untuk diketahui adalah Unsur-unsur Iklim dan Faktor-faktor Pengendali Iklim. Unsur-unsur iklim dan pengendali iklim sangat penting untuk dipelajari karena iklim merupakan salah satu hal yang sangat penting dalam dunia pertanian. Iklim dapat mempengaruhi hasil produksi pertanian baik itu dari segi kualitas, kuantitas, maupun kontinuitas.
Iklim merupakan faktor pembatas dalam pertanian, secara mikro iklim bisa di modifikasi namunsecara makro iklim sangant sulit sekali untuk di modofikasi. Menghadapi hal yang demikian tentunya para petani berfikir bagaimana faktor iklim ini bisa membantu para petani agar tidak gagal panen.

B. Tinjauan Pustaka
1. Radiasi Surya
Radiasi matahari merupakan unsur yang sangat penting dalam bidang pertanian. Pertama, cahaya merupakan sumber energi bagi tanaman hijau yang memalui proses fotosintesa diubah menjadi tenaga kimia. Kedua, radiasi memegang peranan penting sebagai sumber energi dalam proses evaporasi yang menentukan kebutuhan air tanaman (Wisnubroto, 2005).
Distribusi radiasi surya yang tidak merata di muka bumi adalah penyebab utama timbulnya cuaca dan iklim. Tidak saja distribusi energi surya itu yang mengandalkan iklim, tetapi energi surya itu sendiri merupakan suatu unsur vital iklim. Energi itu secara langsung bertanggung jawab atas berlangsungnya proses fotosintesis; periode siang dan malam yang panjangnya bervariasi mempunyai pengaruh besar terhadap pertumbuhan tanaman. Energi surya juga penting pengaruhnya dalam evapotranspirasi (pelepasan air) dan terhadap jumlah kebutuhan tanaman akan air (Trewartha dan Horn, 1999).
Taiz dan Zeiger (1991) menyatakan distribusi spektrum cahaya matahari yang diterima oleh daun di permukaan tajuk (1900 umol m-2s-1) lebih besar dibanding dengan daun di bawah naungan (17.7 umol m-2s-1). Pada kondisi ternaungi cahaya yang dapat dimanfaatkan untuk proses fotosintesis sangat sedikit. Cruz (1997) menyatakan naungan dapat mengurangi enzim fotosintetik yang berfungsi sebagai katalisator dalam fiksasi CO2 dan menurunkan titik kompensasi cahaya.
Lama penyinaran akan berpengaruh terhadap aktivitas makhluk hidup misalnya pada manusia dan hewan. Juga akan berpengaruh pada metabolisme yang berlangsung pada tubuh makhluk hidup, misalnya pada tumbuhan. Penyinaran yang lebih lama akan memberi kesempatan yang lebih besar bagi tumbuha tersebut untuk memanfaatkanya melalui proses fotosintesis ( Benyamin Lakitan, 1994 ).
Radiasi surya terdiri dari spectra ultraviolet (panjang gelombang kurang dari 0.38 mikron) yang berpengaruh merusak karena daya bakarnya sangat tinggi, spectra Photosynthetically Active Radiation (PAR) yang berperan membangkitan proses fotosintesis dan spectra inframerah (lebih dari 0.74 mikron) yang merupakan pengatur suhu udara . spectra radiasi PAR dapat dirinci lebih lanjut menjadi pita-pita spectrum yang masing-masing memiliki karakteristik tertentu. Ternyata spectrum biru memberikan sumbangan yang paling potensial dalam fotosintesis (Koesmaryono, 1999 ).
2. Tekanan Udara
Udara yang mengembang menghasilkan tekanan udara yang lebih rendah. Sebaliknya, udara yang berat menghasilkan tekanan yang lebih tinggi. Angin bertiup dari tempat yang bertekanan tinggi menuju ke tempat yang bertekanan rendah. Semakin besar perbedaan tekanan udaranya, semakin besar pula angin yang bertiup. Rotasi bumi membuat angin tidak bertiup lurus. Rotasi bumi menghasilkan coriolis force yang membuat angin berbelok arah. Di belahan bumi utara, angin berbelok ke kanan, sedangkan di belahan bumi selatan angin berbelok ke kiri. Untuk keperluan ilmu pengetahuan, khususnya mengenai Metereologi dan Geofisika diperlukan suatu alat yang dapat mengukur kecepatan angin dan mengukur tekanan udara. Alat tersebut sudah ada. Alat untuk mengukur kecepatan angin disebut anemometer dan alat untuk mengukur tekanan udara disebut barometer (Marthen, 2002).
Tekanan udara merupakan tenaga yang bekerja untuk menggerakkan massa udara dalam setiap satuan luas tertentu. Di ukur dengan menggunakan barometer. Garis-garis yang menghubungkan tempat yang sama tekanan udaranya disebut isobar (Hendi, 2010). Daerah yang memiliki tekanan atmosfer terbesar adalah di permukaan laut yaitu sekitar 1.013,2 mb. Tekanan atmosfer akan berkurang terhadap ketinggian. Sehingga tekanan atmosfer di pantai akan lebih besar dibandingka dengan di daerah pegunugan (Heri, 2009).
Makin tinggi tempat dari permukaan air laut (latitude) maka tekanan udara makin menurun. Hal ini disebabkan karena gradien tekanan udara vertikal (gradient vertikal). Gradien vertikal ini tidak selalu tetap, sebab kerapatan udara dipengaruhi oleh faktor : suhu kadar uap air di udara dan gravitasi (Wuryatno, 2000).
3. Suhu Tanah dan Suhu Udara
Temperatur (suhu) adalah salah satu sifat tanah yang sangat penting secara langsung mempengaruhi pertumbuhan tanaman dan juga terhadap kelembapan, aerasi, stuktur, aktifitas mikroba, dan enzimetik, dekomposisi serasah atau sisa tanaman dan ketersidian hara-hara tanaman. Tenperatur tanah merupakan salah satu faktor tumbuh tanaman yang penting sebagaimana halnya air, udara dan unsur hara. Proses kehidupan bebijian, akar tanaman dan mikroba tanah secara langsung dipengaruhi oleh temperatur tanah (Hanafiah, Kemas Ali, 2005).
Di bidang pertanian suhu udara yang perlu diketahui adalah suhu udara pada ketinggian rendah dan umumnya mengacu pada temperatur yang diukur diruangan atau sangkar cuaca yang dipasang pada ketinggian 1,5 – 2,0 meter. Suhu seringkali juga diartikan sebagai energi kinetis rata-rata suatu benda. Satuan untuk suhu adalah derajat suhu yang umumnya dinyatakan dengan satuan derajat Celsius (°C) disamping tiga sistem skala lain, yaitu satuan Fahrenheit (F), satuan Reamur (R), dan satuan Kelvin (K). Sistem Kelvin memiliki sistem skala yang samadengan skala Celcius, tetapi berbeda pada dasar titik nolnya. Titik nol derajat Kelvin berada pada 273 skala dibawah nol derajat Celsius, sehingga: satuanderajat Kelvin = satuan derajat Celsius – 273 , atau t°K = t°FC– 273 Dalam skala Celsius, titik beku air adalah 0°C dan titik didihnya adalah 100°C, sedangkan pada skala Fahrenheit, titik beku air adaalah 32°F dan titik didihnya sama dengan 212°F, sehingga : t°C = 5/9 ( t°F – 32) (Gunawan Nawawi, Ir., MS, 2007).
Suhu tanah mengalami perubahan dari pengembunan secara terus menerus pada kedalaman yang dangkal di banyak tanah di daerah Alaska yang beku sampai ke Hawai yang tropis, dimanapun jarang ditemukan suhu tanah dapat mencapai 100o F (37,8o C) pada hari yang panas sekalipun. Pada kebanyakan permukaan bumi, suhu tanah harian jarang mengalami perubahan pada kedalaman 20 inchi (51 cm). tapi dibawah kedalaman tersebut suhu tanah akan mengalami perubahan yang secara lambat menunjukkan pertambahan derajat suhu sekitar 2o F (Donahue dkk, 1977).
Suhu tanah yang rendah dapat mempengaruhi penyerapan air dari pertumbuhan tumbuhan. Jika suhu tanah rendah, kecil kemungkinan terjadi transpirasi, dan dapat mengakibatkan tumbuhan mengalami dehidrasi atau kekurangan air. Pengaruh dari suhu tanah pada proses penyerapan bisa dilihat dari hasil perubahan viskositas air, kemampuan menyerap dari membran sel, dan aktivitas fisiologi dari sel-sel akar itu sendiri. Dengan kata lain pada keadaan udara yang panas maka evaporasi air dari permukaan tanah akan semakin besar (Tisdale and Nelson, 1966).
Suhu dinyatakan sebagai derajat panas atau dingin yang diukur berdasarkan Skala tertentu dengan menggunakan termometer. Satuan Suhu yang biasa digunakan adalah derajat celcius, sedangkan di Inggris dan dibeberapa negara lainnya dinyatakan dengan derajat farenheit. Tanah merupakan media utama dimana manusia bisa mendapatkan lahan pangan, sandang, pangan, tambang dan tempat dilaksanakannya beberapa aktifitas (Sunaryo, 1998).
4. Kelembaban Tanah dan Udara
Kondisi iklim mikro bergantung pada beberapa faktor seperti suhu, kelembaban udara, angin, penguapan, dll. Tipe tanah yang ada juga mempengaruhi iklim mikro. Karakteristik permukaan tanah juga penting, tanah dengan warna yang lebih terang lebih memantulkan dan kurang merespon terhadap pemanasan harian. Hal lain yang berpengaruh terhadap iklim mikro adalah kemampuan tanah untuk menyerap atau mempertahankan uap air, yang bergantung pada komposisi tanah dan penggunaannya. Keberadaan vegetasi juga berperan penting untuk mengontrol penguapan air ke udara melalui proses transpirasi. Vegetasi atau tumbuhan bisa juga menutupi tanah di bawahnya dan mempengaruhi perbedaan suhu (Anonima, 2010). Tanaman atau vegetasi secara langsung memberikan pengaruh kepada kondisi iklim mikro yang ada melalui modifikasi radiasi matahari dan suhu tanah. Keberadaan tanaman juga mempengaruhi tingkat evapotranspirasi (Villegas et al., 2010).
Kelembaban udara menggambarkan kandungan uap air di udara yang dapat dinyatakan sebagai kelembaban mutlak, kelembaban nisbi (relatif) maupun defisit tekanan uap air. Kelembaban mutlak adalah kandungan uap air (dapat dinyatakan dengan massa uap air atau tekanannya) per satuan volume. Kelembaban nisbi membandingkan antara kandungan/tekanan uap air aktual dengan keadaan jenuhnya atau pada kapasitas udara untuk menampung uap air. Kapasitas udara untuk menampung uap air tersebut (pada keadaan jenuh) ditentukan oleh suhu udara. Sedangkan defisit tekanan uap air adalah selisih antara tekanan uap jenuh dan tekanan uap aktual. Masing-masing pernyataan kelembaban udara tersebut mempunyai arti dan fungsi tertentu dikaitkan dengan masalah yang dibahas (Handoko, 1994).
Kelembaban adalah jumlah uap air yang terkandung dalam udara. Istilah kelembaban biasanya digunakan dalam kehidupan sehari-hari berupa kelembaban relatif (Buck et. al, 1970). Data klimatologi untuk kelembaban udara yang umum dilaporkan adalah kelembaban relatif (relative humidity, disingkat RH). Kelembaban relatif adalah perbandingan antara tekanan uap air aktual (yang terukur) dengan tekanan uap air pada kondisi jenuh. Rumus untuk menentukan relative humidity (RH) adalah sbb (Buck et. al, 1970).
Keadaan kelembaban diatas permukaan bumi berbeda-beda. Pada umumnya, kelembapan tertinggi ada di khatulistiwa sedangkan terendah ada pada lintang 40o daerah rendah ini disebut horse latitude, curah hujanya keci (Kartasapoetra, 2004).
Kelembaban udara dalam ruang tertutup dapat diatur sesuai dengan keinginan. Pengaturan kelembaban udara ini didasarkan atas prinsip kesetaraan potensiair antara udara dengan larutan atau dengan bahan padat tertentu. Jika ke dalam suatu ruang tertutup dimasukkan larutan, maka air dari larutan tersebut akan menguap sampai terjadi keseimbangan antara potensi air pada udara dengan potensi air larutan. Demikian pula halnya jika hidrat kristal garam-garam (salt cristal bydrate) tertentu dimasukkan dalam ruang tertutup makaair dari hidrat kristal garam akan menguap sampai terjadi keseimbangan potensi air (Lakitan, 1994).
5. Curah Hujan
Curah hujan yaitu jumlah air hujan yang turun pada suatu daerah dalam waktu tertentu. Alat untuk mengukur banyaknya curah hujan disebut Rain gauge. Curah hujan diukur dalam harian, bulanan, dan tahunan. Curah hujan yang jatuh di wilayah Indonesia dipengaruhi oleh beberapa faktor antara lain adalah bentuk medan/topografi, arah lereng medan, arah angin yang sejajar dengan garis pantai dan jarak perjalanan angina diatas medan datar. Hujan merupakan peristiwa sampainya air dalam bentuk cair maupun padat yang dicurahkan dari atmosfer ke permukaan bumi (Handoko, 2003).
Hujan adalah kebasahan yang jatuh ke bumi dalam bentuk cair. Butir-butir hujan mempunyai garis tengah 0,08 – 6 mm. Hujan terdapat dalam beberapa macam yaitu hujan halus, hujan rintik-rintik dan hujan lebat. Perbedaan terutama pada besarnya butir-butir. Hujan lebat biasanya turun sebentar saja jatuh dari awan cumulonimbus. Hujan semacam ini dapat amat kuat dengan intensitas yang besar (Karim,1985).
Hujan terjadi dari adanya udara lembab yang esensial. Jika udara terlalu kering, hujan dapat jatuh dari awan dan tidak pernah menjangkau tanah. Jejak hujan yang kelihatan tidak menjangkau tanah itu disebut virga. Asumsi bahwa suatu massa udara lembab, ada empat penyebab utama timbulnya hujan. Semua penyebab ini mempunyai ini mempunyai pengaruh bagaimana membuat udara yang hangat naik. Pada kenaikan tekanan yang lebih rendah bergerak ke arah yang lebih luas dan kehilangan panas, resultan yang mendingin berarti lebih sedikit embun yang dapat ditahan dan hujan terjadi (Griffiths, 1976).
Jumlah curah hujan tidak menunjukkan informasi yang dibutuhkan untuk mengukur pengikisan dari badai hujan. Kekuatan yang digunakan di permukaan tanah dengan setiap tetesan air hujan dapat diperlihatkan dengan kekuatan yang meliputi badai hujan. Untuk menghitung nilai ini, informasi yang harus tersedia adalah besar dan lamanya hujan badai, ukuran dan kecepatan pada tiap tetesan hujan dan penyaluran ukuran tiap tetes (Linder,1981).
Probabilitas dan prakiraan data curah hujan lebih praktis mendapatkan perhatian, karena hal ini dapat mengubah hasil panen tanaman, permintaan evaporasi dan tipe tanah. Pada faktanya periode dengan kalkulasinya dibutuhkan untuk mengubah nilai kritik dari curah hujan dalam suatu periode. Permasalahan yang ada seperti ketidaktepatan dalam perubahan kalkulasi dengan jangka waktu yang pendek dan curah hujan yang rendah (Jackson, 1984).
Cara memprediksi kemungkinan curah hujan yaitu dengan melakukan banyak penyelidikan mengenai distribusi curah hujan yang dapat diklasifikasikan sebagai berikut (Sosrodarsono, 1978):
a. Cara distribusi normal
Cara ini digunakan untuk menyelesaikan atau menghitung distribusi normal yang didapat dengan merubah variabel distribusi asimetris (X) ke dalam logaritma atau ke dalam akar pangkat n.
b. Cara kurva asimetris
Cara ini adalah cara yang langsung menggunakan kurva asimetris kemungkinan kerapatan. Cara-cara yang digunakan adalah jenis distribusi eksponensial dan distribusi harga ekstrim.
c. Cara yang manggunakan kombinasi cara 1 dan cara 2.
6. Angin
Angin adalah udara yang bergerak dari satu tempat ketempat lainnya. Angin berhembus dikarenakan beberapa bagian bumi mendapat lebih banyak panas matahari dibandingkan tempat lain. Permukaan tanah yang panas mambuat suhu udara diatasnya naik. Akibatnya udara yang naik mengembang dan menjadi lebih ringan. Karena lebih ringan dibandingkan udara sekitarnya, udara akan naik. Begitu udara panas tadi naik, tempatnya akan segera digantikan oleh udara sekitar terutama udara dari atas yang lebih dingin dan berat. Proses ini terjadi terus-menerus, akibatnya kita bisa merasakan adanya pergerakan udara atau yang disebut angin (Nasir dan Koesmaryono, 1990).
Angin disebabkan karena adanya perbedaan tekanan udara yang merupakan hasil dari pengaruh ketidakseimbangan pemanasan sinar matahari terhadap tempat-tempat yang berbeda di permukaan bumi. Keadaan ini mengakibatkan naiknya sejumlah besar massa udara yang ditandai dengan timbulnya sifat khusus, yaitu terdapatnya tekanan udara tinggi dan rendah. Sebagai contoh, massa udara yang bertekanan dibentuk di daerah-daerah kutub, sedangkan massa volume yang bertekanan rendah yang kering dan panas berkumpul di daerah subtropik. Massa udara ini tidak tetap tinggal pada tempat di mana mereka ini dibentuk, tetapi bagitu mereka melewati daratan menekan akan terseret oleh aliran angin yang ditimbulkan dengan adanya perubahan dan variasi iklim setempat (Anonimb, 2008).
Anemometer adalah alat yang digunakan untuk mengukur arah dan kecepatan angin. Satuan meteorologi dari kecepatan angin adalah Knots (Skala Beaufort). Sedangkan satuan meteorologi dari arah angin adalah 00 – 3600 dan arah mata angin. Anemometer harus ditempatkandi daerah terbuka. Pada saat tertiup angin, baling-baling yang terdapat pada anemometer akan bergerak sesuai arah angin. Di dalam anemometer terdapat alat pencacah yang akan menghitung kecepatan angin. Hasil yang diperoleh alat pencacah dicatat, kemudian dicocokkan dengan Skala Beaufort. Selain menggunakan anemometer, untuk mengetahui arah mata angin, kita dapat menggunakan bendera angin. Anak panah pada baling-baling bendera angin akan menunjukkan ke arahmana angin bertiup. Cara lainnya dengan membuat kantong angin dan diletakkan di tempat terbuka (Wisnubroto, 2006).
Erosi angin pada dasarnya disebabkan pengaruh angin pada partikel-partikel yang ukurannya cocok untuk bergerak dengan saltasi. Erosi angin dapat dikendalikan; (1) Bila partikel-partikel tanah dapat dibentuk ke dalam kelompok/butiran yang terlalu besar ukurannya untuk bergerak dengan saltasi, (2) Bila kecepatan angin dekat permukaan tanah dapat dikurangi melalui penggunaan tanah, oleh tanaman tertutup, (3) Dengan menggunakan jalur-jalur tunggul/tanaman penutup lain yang cukup untuk menangkap dan menahan partikel-partikel yang bergerak dengan saltasi (Foth, 1994).
7. Evaporasi
Evaporasi merupakan konversi air kedalam uap air. Proses ini berjalan terus hamper tanpa berhenti disiang hari dan kerap kali mdimalam hari, perubahan dari keadaan cair menjadi gas ini memerlukan energi berupa panas laten untuk evaporasi, proses tersebut akan sangat aktif jika ada penyinaran matahari langsung, awan merupakan penghalangan radiasi matahari dan penghambat proses evaporasi (Wahyuningsih, 2004).
Dari hasil-hasil evaporasi (penguapan-penguapan air) serta transpirasi (penguapan melalui tanaman) maka terbentuklah awan. Awan ini pada akhirnya akan mengembun (berkondensasi) dan cenderung menimbulkan hujan (presipitasi). Dengan demikian dapatlah dikatakan bahwa hujan itu merupakan butir-butir air (Kartasapoetra, 1993).
Perkiraan evaporasi dan transpirasi adalah sangat penting dalam pengkajian-pengkajian hidrometeorologi. Pengukuran langsung evaporasi maupun evapotranspirasi dari air ataupun permukaan lahan yang besar adalah tidak mungkin pada saat ini. Akan tetapi beberapa metode yang tidak langsung telah dikembangkan yang akan memberikan hasil-hasil yang dapat diterima (Seyhan, 1990).
Pengukuran air yang hilang melalui penguapan (evaporasi) perlu diukur untuk mengetahui keadaan kesetimbangan air antara yang didapat melalui curah hujan dan air yang hilang melalui evaporasi. Alat pengukur evaporasi yang paling banyak digunakan sekarang adalah Panci kelas A. Evaporasi yang diukur dengan panci ini dipengaruhi oleh radiasi surya yang datang, kelembapan udara, suhu udara dan besarnya angin pada tempat pengukuran (Hanum, 2009).
8. Awan
Pembentukan dan keberadaan awan tidak menjamin bahwa hujan akan terjadi. Adalah biasa kalau suatu lapisan awan telah ada selama beberapa hari tanpa adanya hujan. Butir-butir awan yang kecil tetap terapung dalam udara yang naik dimana butir-butir tersebut terbentuk. Tetapi dalam keadaan yang lain, hanya dibutuhkan waktu kurang dari 30 menit untuk terbentuknya awan dan mulainya turunnya hujan yang lebat (Trewartha dan Horn, 1995).
Awan terbentuk sebagai hasil pendinginan (kondensasi atau sublimasi) dari massa udara basah yang sedang bergerak ke atas. Proses pendinginan terjadi karena menurunnya suhu udara tersebut secara adiabatis atau mengalami pencampuran dengan udara dingin yang sedang bergerak ke arah horisontal (adveksi). Butir-butir debu atau kristal es yang melayang-layang di lapisan troposfer dapat berfungsi sebagai inti-inti kondensasi dan sublimasi yang dapat mempercepat proses pendinginan. Awan dapat terjadi dari massa udara yang sedang naik kearah vertikal karena berbagai sebab, yaitu: pengaruh radiasi matahari (secara konveksi) dan melalui bidang peluncuran (pengangkatan orografis atau frontal) (Tjasyono, 2004).
Pada umumnya awan terdiri dari butir-butir air cair yang berukuran sedemikian kecil sehingga tidak jatuh. Namun apabila awan tersebut mencapai suatu ketinggian dimana temperatur udaranya jauh dibawah 0 C maka butir-butir air tersebut menjadi butir-butir es (kristal). Awan adalah penolong berharga dalam ramalan cuaca karena memperlihatkan, perubahan apa yang sedang terjadi dalam atmosfer. Awan itu sendiri tidak memberitahu kita terlalu banyak. Ahli cuaca harus mengetahui bagaimana ia telah berkembang dengan berubah atau pecah pada umumnya, kemungkinan ada hujan lebih besar kalau awan tinggi yang terpisah menjadi tambah tebal, bertambah jumlahnya dan dasar awan lebih rendah (Wisnubroto, 1981).
Awan dapat terdiri dari butir-butiran, kristal-kristal es, atau kombinasi keduannya. Bila awan demikian tipisnya hingga sinar matahari atau bulan menembusnya, awan tersebut sering melahirkan pengaruh-pengaruh optik yang memungkinkannya dapat dibedakan antara awan kristal es dan awan butir air ( Black, 1991).
Awan terbagi dalam 4 golongan yaitu awan tinggi, awan menangah, awan rendah, dan awan yang membumbung keatas. Tiap golongan awan ini terbagi lagi dalam beberapa jenis menurut ketinggian dan bentuk awan tersebut misalnya cirrus, alto cumulus, nimbo stratus, cumulus nimbus, dan lain sebagainya. Awan merupakan salah satu jenis hydrometer, jenis hydrometer yang lain adalah kabut, hujan lembut, hujan merata, hujan setempat, dan salju. Jenis-jenis hujan tergantung dari jenis-jenis awan yang merupakan sumbernya (Handoko, 1995).

DAFTAR PUSTAKA
Anonima. 2010. Microclimate. . Diakses tanggal 28 April 2012.
______b. 2008. Manfat Angin. file:///F:/jurnal/angin/search.htm1.htm. Diakses pada tanggal 28 April 2012.
Black, P. E. 1991. Watershed Hydrologi. Prentice Hall, Eagle wood cliffs, New Jersey.
Buck et. al. 1970. Suhu. Pustaka Jaya. Jakarta
Cruz P. 1997. Effect of Shade on the Growth and Mineral Nutrition of C4 Perennial Grass Under Field Conditions. Plant and Soil 188:227-237.
Donahue, R.L., R.W. Miller, and J.C. Shickluna. 1977. Soils An Introduction to Soils and Plant Growth Fourth Edition. Prentice Hall Inc, New jersey.
Foth, Henry D. 1994. Dasar-Dasar Ilmu Tanah Edisi ke-6. Erlangga. Jakarta.
Griffiths, J. F., 1976. Applied Climatology An Introduction. Oxford University Press, Texas.
Gunawan Nawawi, Ir., MS. 2007. PENGANTAR KLIMATOLOGI PERTANIAN. Dinas Pendidikan. Jakarta.
Hanafiah, Kemas Ali. 2005. Dasar-dasar Ilmu Tanah. PT. Radja Grifindo Persada. Jakarta.
Handoko. 1994. Klimatologi Dasar, landasan pemahaman fisika atmosfer dan unsur-unsur iklim. PT. Dunia Pustaka Jaya, Jakarta.
________. 1995. Klimatologi Dasar. Pustaka Jaya. Bogor.
________. 2003. Klimatologi Dasar. Bogor: FMIPA-IPB.
Hanum, C. 2009. Penuntun Praktikum Agroklimatologi. Program Studi Agronomi, Fakultas Pertanian, Universitas Sumatera Utara, Medan.
Heri, S. 2009. Memodifikasi Iklim Mikro. Pustaka Jaya. Jakarta.
Jackson, I.J. 1984. Climate, Water, and Agriculture inTropical. John Willey and Sons. New York.
Karim, K. 1985. Diktat Kuliah Dasar-Dasar Klimatologi. Universitas Syiah Kuala, Banda Aceh.
Kartasapoetra, A. G., 1993. Klimatologi Pengaruh Iklim Terhadap Tanah dan Tanaman. Bumi Aksara, Jakarta.
_________________. 2004. Klimatologi : Pengaruh iklim Terhadap Tanah dan Tanaman Edisi Revisi. Bumi Aksara. Jakarta.
Koesmaryono, Yonny. 1999. Kapita Selekta Agroklimatologi. Bogor. IPB.
Lakitan, Benyamin, 1994. Dasar-dasar Klimatologi. PT. Rajagrafindo Persada, Jakarta.
Linder, Van der. 1981. An Input-Output Analysis with Respect to Water and It’s Load for a Tropical Watershed. The Indonesia Journal of Geography, 11 (42). halaman : 19-39.
Marthen. 2002. Fisika Dasar. Erlangga : Jakarta.
Nasir, A. A. dan Y. Koesmaryono. 1990. Pengantar Ilmu Iklim Untuk Pertanian, Pustaka Jaya, Bogor.
Seyhan, Ersin. 1990. Dasar-Dasar Hidrologi. Gadjah Mada Unniversity Press. Jogjakarta.
Sosrodarsono, Surjono. 1978. Hidrologi untuk Pengairan. PT. Pradnya Paramita. Bandung.
Sunaryo, 1998. Tanah Gambut dan Solusinya.Pustaka Ilmu. Tangerang.
Trewartha, G. T. dan L. H. Horn., 1995. Pengantar Iklim. Penerjemah Sri Andani. Gadjah Mada University Press, Yogyakarta.
___________________________., 1999. Pengantar Iklim. Edisi Kelima. Penerjemah Sri Andani dan Bambang Srigandono. Gadjah Mada University Press, Yogyakarta.
Taiz L and Zeiger E. 1991. Plant Physiology. Tokyo. The Benyamin/Cumming Publishing Company Inc. p: 219-247.
Tisdale, S.L. and W.L. Nelson. 1960. Soil Fertility And Fertilizers. The Macmillan Company, New york.
Tjasyono, Bayang. 2004. Klimatologi. ITB. Bandung.
Villegasa, J.C., David D.B., Chris B.Z. and Patrick D.R. 2010. Seasonally Pulsed Heterogeneity in Microclimate: Phenology and Cover Effects along Deciduous Grassland–Forest Continuum. Vadose Zone Journal 9 (3) : 537-547.
Wahyuningsih, Utami. 2004. Geografi. Pabelan. Jakarta.
Wisnubroto, Soekardi. 1981. Asas Meteorologi pertanian. Ghalia Indonesia. Jakarta.
___________________., 2006. Meteorologi Pertanian Indonesia. Mitra Gama Widya, Jakarta.
Wuryatno. 2000. Klimatologi. ITB Press. Bandung.