MAKALAH KELOMPOK

HIDROMETEOROLOGI

“ATMOSFER”

OLEH :

KELOPOK II

DERICK CHRISTOPHER A.M (F1I1 13 013)

SURIAMIN (F1I1 13 023)

AYU SRI HARTINI (F1I1 14 065)

RISNAWATI (F1I1 14 085)

MIRA HARASTI (F1I1 13 035)

JURUSAN GEOGRAFI

FAKULTAS ILMU DAN TEKNOLOGI KEBUMIAN

UNIVERSITAS HALU OLEO

KENDARI

2016

ATMOSFER

Atmosfer secara fundamental berkaitan erat dengan hidrologi. Oleh karena

itu, atmosfer bumi terdiri dari gas, uap air serta partikel-partikel padat dan cair.

Semua fenomena cuaca di bumi seperti angin, curah hujan, awan, kabut, badai,

topan atau tornado dan lain sebagainya, disebabkan oleh lapisan ini karena

transfer energi matahari dan transformasi didalamnya menghasilkan sistem cuaca

bumi. Fenomena cuaca ini mengikuti hukum fisika berkaitan dengan energi

matahari.

2.1. SISTEM ATMOSFER BUMI

Bumi berputar pada porosnya dari barat ke timur dalam 23 jam, 56 menit

dan berputar mengelilingi matahari dalam waktu sekitar 36514 hari. Rotasi bumi

menghasilkan siang dan malam serta pergantian musim. Semua orang menyadari

bahwa cuaca mempengaruhi semua organisme hidup. Cuaca disebabkan oleh

gabungan dari beberapa efek atmosfer atau elemen meteorologi.

Nilai-nilai dari elemen atmosfer tergantung pada kondisi dalam atmosfer

dan interaksinya dengan komponen lainnya, seperti unsur tanah dan permukaan

laut. Sistem tanah-laut-atmosfer dapat dilihat sebagai laboratorium yang luas di

mana hal itu dipercaya menyebabkan terjadinya fenomena atmosfer sepanjang

waktu di bawah pengaruh energi surya. Hal itu merupakan kompleksitas sistem

bumi dan banyaknya pengaruh antar komponen membuat pemahaman dan

memprediksi fenomena atmosfer menjadi sangat sulit. Namun, hukum-hukum

fisika, seperti hukum gerak, hukum radiasi, hukum termodinamika dan penguapan

dan kondensasi dapat diterapkan untuk memahami sebagian besar karakteristik

atmosfer dan fenomenanya.

2.2. KOMPOSISI ATMOSFER

Komposisi atmosfer merupakan faktor penentu penting dari keseimbangan

panas sistem bumi-atmosfer. Sebagian besar merupakan campuran udara kering,

uap air dan partikel debu. Udara kering terdiri dari dua kategori gas yaitu gas

permanen yang invarian mereka memiliki volume pecahan dan gas yang

bervariasi. Gas-gas permanen Nitrogen (N2), Oksigen (O2), Argon (Ar), Kripton

(Kr), Xenon (Xe), Neon (Ne), dan Helium (He). Gas-gas yang bervariasi seperti

Metana (CH4), Ozon (O3), Nitrous Oksida (N2O), Karbon monoksida (CO),

Karbon dioksida (CO2), Hidrogen (H2), Sulfur dioksida (SO2), Hidrogen sulfida

(H2S), Nitrogen dioksida (NO2) dan Amonia (NH3). Gas CO2 memiliki konsentrasi

terbesar, sekitar 0.035 persen, dan konsentrasi ini tampaknya meningkat sejak

industrialisasi dimulai pada 1750. Tabel 2.1 memberikan komposisi perkiraan

volume dari konstituen dari udara kering. Ukuran ini mengacu pada volume yang

masing-masing gas akan tempati jika komponen gas dipisahkan dan dibawa ke

suhu dan tekanan yang sama. Dari gas yang ditunjukkan pada Tabel 2.1, sembilan

puluh sembilan persen dari atmosfer tersusun dari N2 dan O2, dengan N2 empat

kali melimpah dari oksigen. Rata-rata berat molekul gas tersebut adalah 29.0.

Meskipun gas ini memiliki peran penting dalam siklus kompleks yang mendukung

kehidupan di bumi, mereka hampir tidak ada peran dalam proses radiasi yang

terkait dengan sistem atmosfer bumi. Pemanasan dan pendinginan dilakukan

dengan kehadiran 1% persen sisa dari berbagai gas di atmosfer bumi, terutama

CO2, N2O, CH4, O3 dan uap air. Gas-gas ini memancarkan radiasi gelombang

pendek untuk masuk ke bumi tetapi menghambat gelombang panjang radiasi

terestrial yang menyebabkan keseimbangan radiasi positif. Gas-gas yang

menyerap radiasi terestrial ini disebut gas rumah kaca (GRK).

Tabel 2.1: Persentase volume gas udara kering

Ozon terdapat dibagian atas atmosfer antara 10 km dan 50 km di atas bumi,

dan terbentuk karena reaksi fotokimia antara ultraviolet (UV) dan oksigen.

Radiasi UV dari matahari diserap oleh gas oksigen (O2). Beberapa molekul ini

dipecah menjadi oksige (O) yang mungkin bergabung kembali dengan molekul

oksigen (O2) untuk membentuk ozon (O3). Gas ini tidak stabil dan mudah terurai

menjadi molekul oksigen (O2) dan atom oksigen (O). Dengan demikian,

keseimbangan antara O, O2, dan O3 merupakan penyerapan lebih lanjut dari

radiasi UV.

Lapisan ozon di atmosfer menyerap sebagian besar UV yang berbahaya dari

radiasi matahari, sehingga ini menjadikannya lapisan pelindung di atas bumi. Zat

yang merusak lapisan ozon yaitu clorofluorocarbons (CFC), klorin, dan bromin

yang mengandung gas, dan beberapa gas lain yang digunakan untuk pendingin,

AC, dan hair spray. Hal ini telah menunjukkan bahwa emisi gas di atas telah

menyebabkan penipisan ozon dikedua belahan bumi yang akan berlangsung

selama beberapa dekade dan menyebabkan dampak buruk pada kesehatan

manusia dan sistem ekologi (IPCC, 2001).

CO2 adalah gas rumah kaca. Sumber CO2 di atmosfer berasal dari

pembusukkan pertanian, letusan gunung berapi, pembakaran batubara, minyak

dan gas alam. CO2 adalah unsur yang sangat penting dalam fotosintesis, proses di

mana tanaman hijau mensintesis makanan untuk diri mereka sendiri. Ditemukan

bahwa konsentrasi CO2 di atmosfir saat ini meningkat dari pembakaran bahan

bakar fosil dan perubahan penggunaan lahan (IPCC, 2001). CO2 secara signifikan

menyerap gelombang panjang radiasi terestrial dan setiap kenaikan jumlah total

CO2 di atmosfer. Kenaikan suhu rata-rata ini akan menyebabkan perubahan suhu

dan pergeseran pola curah hujan di bumi.

Pupuk pertanian, letusan gunung berapi, ledakan nuklir, pembakaran bahan

bakar penerbangan, dan CFC merupakan sumber penting pembentukkan nitrous

oxide (N2O). N2O di atmosfer menyerap radiasi terestrial dan dengan demikian

memberikan kontribusi untuk pemanasan atmosfer (IPCC, 2001). Diperkirakan

bahwa dua kali lipat konsentrasi N2O di atmosfer akan mengakibatkan penurunan

10% lapisan ozon dan ini akan meningkatkan masukkan radiasi UV ke bumi

sebesar 20%.

2.3. MASSA LAPISAN ATMOSFER dan HIDROSFER

Terlihat bahwa tekanan rata-rata udara di permukaan laut sekitar 76 cm.

Kepadatan merkuri sekitar 13.6 gm/cm3, massa kolom 76 × 13.6 = 1034 gm/cm2

atau 1010 kg/km2. Menggunakan nilai ini, massa (M) dari seluruh atmosfer di

permukaan bumi dengan radius rata-rata (r) dari 6371 km dapat menghasilkan

M = 4 π r2× 1010 kg.

= 4 × 3.14 × 6371 × 6371 × 1010 kg 5 × 1018 kg

Jadi, massa dari seluruh atmosfer adalah 5 × 1018 kg

Volume total air di lapisan hidrosfer adalah 1.36 × 109 km3. Air

didistribusikan secara merata di atas bumi.

Kedalaman air = 1.36 x 109

4 x 3.14 x6371 x6371 2.7 km

dan massa seluruh air yaitu:

Massa air = 1.36 × 109 × 1012 kg = 1.36 × 1021 kg (1km3 berat air dalam

1012 kg).

Massa airMassaatmosfer

=1.36 x 1021

5 x 1018 270.

Massa hidrosfer sekitar 270 kali massa atmosfer.

2.4. STRUKTUR VERTIKAL RATA-RATA LAPISAN ATMOSFER

Atmosfer berada dekat dengan bumi dan memiliki gravitasi yang

mengelilinginya. Atmosfer memiliki jarak sekitar 1000 km dari permukaan bumi.

Setengah dari massa total atmosfer ditemukan di bawah ketinggian 5 km dan lebih

dari 99% adalah di bawah 100 km. Gambar 2.1 memberikan persentase dari total

massa atmosfer dengan ketinggian.

Gambar 2.1: Persentase total massa atmosfer yang elevasinya

di bawah 80 km.

Gambar 2.2: Distribusi vertikal dari suhu dan tekanan

(a) Troposfer: Ini adalah lapisan terendah dari atmosfer dan mengandung

sekitar 80% unsur atmosfer. Bagian atas troposfer disebut tropopaus.

Ketinggian tropopaus bervariasi dengan lintang dan musim dari sekitar 8

sampai 10 km di lintang kutub, 10 sampai 12 km di lintang menengah dan

sekitar 16 km di daerah tropis. Karakteristik utama dari lapisan ini adalah:

(1) kurang lebih penurunan suhu dengan ketinggian pada tingkat rata-rata

(juga disebut perubahan kecepatan lingkungan γ) dari 6,5 ° C per km, (2)

meningkatnya kecepatan angin dengan tinggi, (3) media utama untuk

pergerakan massa (air sebagai cairan, padat atau gas, debu, dan polutan), (4)

energi (energi panas dari matahari) dan momentum (angin) di atas

permukaan bumi, dan (5) hampir semua fenomena cuaca, seperti awan dan

curah hujan, berlangsung.

(b) Stratosfer: Lapisan atas troposfer hingga ketinggian sekitar 50 km disebut

stratosfer. Stratosfer bagian bawah memiliki distribusi temperatur sangat

stabil. Karakter isotermal dari stratosfer rendah berakhir pada ketinggian

sekitar 20 km dan di luar ini suhu meningkat tajam hingga lapisan atmosfer

pada ketinggian sekitar 50 km. Wilayah ini dikenal sebagai stratosfer atas.

Arus konveksi dan kelembaban biasanya tidak melewati lapisan atmosfer.

Oleh karena itu, stratosfer adalah hidrostatik stabil dan campuran.

Stratosfer mengandung sekitar 97% ozon di atmosfer.

(c) Mesosfer: di atas stratosfer adalah mesosfer di mana suhu menurun dengan

meningkatnya ketinggian, mencapai minimum sekitar 80 km (mesopaus).

Ini adalah wilayah angin kencang, stabil dari timur di musim panas dan

variabel dari barat di musim dingin. Mesopaus adalah lapisan terdingin dari

atmosfer dengan suhu -80 ° C sampai -90 ° C.

(d) Termosfer: Termosfer adalah daerah suhu yang sangat tinggi dan luas dari

mesopaus (80 km) ke tepi luar atmosfer beberapa ratus kilometer. Suhu

tinggi disebabkan oleh penyerapan radiasi gelombang UV sangat pendek

dari matahari.

2.5. PERSAMAAN HIDROSTATIS

Persamaan hidrostatik berhubungan dengan perubahan tekanan untuk

perubahan ketinggian di atmosfer. Hal ini diketahui bahwa gaya gravitasi sebesar

981 dyne per gram bertindak secara vertikal ke bawah di udara. Terlepas dari ini

kita tidak melihat bahwa atmosfer mempercepat pengaruh gravitasi. Hal ini

menunjukkan bahwa gaya harus bergerak ke atas udara untuk menyeimbangkan

gravitasi.

Gambar 2.3 menunjukkan kolom atmosfer dari satuan luas penampang pada

permukaan bumi. Tekanan atmosfer adalah berat udara dalam kolom vertikal dari

satuan luas penampang di atas permukaan bumi. Hal ini diketahui bahwa jumlah

udara yang ke atas menurun sehingga tekanan juga menurun. Jadi, jika kita

menganggap sebauh segmen kecil dari ketebalan dz di kolom ini, harus ada

penurunan tekanan, mengatakan dP, dari bawah ke atas segmen (Gambar. 2.3).

Jika P adalah tekanan pada z maka P - dP tekanan pada z + dz. Karena perbedaan

tekanan maka tekanan gaya gradien operasi ke atas pada segmen. Nilai tekanan ini

berlaku gradien per satuan volume adalah dP/dz . Jika ρ menjadi masa jenis udara

maka,

Gaya per satuan massa¿1ρ

d Pd Z (2.1)

Gambar 2.3: Kolom vertikal satuan luas penampang

Dengan demikian, 1ρ

dPdZ adalah nilai gaya ke atas karena penurunan tekanan

normal dengan elevasi. Oleh karena itu, untuk keseimbangan DZ gaya gradien

tekanan ke atas menyeimbangkan gaya gravitasi ke bawah , dan karenanya:

1P

d Pd Z = ̶ g (2.2)

ataud Pd Z = ̶ ρg (2.3)

Terbukti, tingkat perubahan tekanan dengan tinggi (dP/dz) adalah

tergantung pada percepatan gravitasi (g) dikalikan dengan masa jenis udara (ρ).

Tanda negatif menunjukkan peningkatan tinggi tekanan atmosfer berkurang.

Alasannya adalah bahwa ketika kita pergi lebih tinggi ke kolom udara di atas kita

menjadi lebih kecil. Pada saat yang sama, massa jenis udara juga terus menurun.

Persamaan (2.3) dapat digunakan untuk mendapatkan nilai tekanan pada setiap

titik di atmosfer, asalkan dapat diasumsikan bahwa massa jenis ρ adalah konstan

atau merupakan fungsi dari tekanan. Persamaan (2.3), yang dikenal sebagai

persamaan hidrostatik adalah persamaan mendasar dalam meteorologi. Ini dapat

diterapkan untuk menghitung ketinggian massa jenis udara yang dapat dihitung

dari pengamatan tekanan dan temperatur.

Hubungan antara tekanan (P), massa jenis (ρ) dan suhu mutlak (T) dari

udara kering diberikan oleh hukum gas seperti

P = ρRT (2.4)

Dimana R adalah konstanta gas untuk udara kering yang nilainya disatuan

CGS adalah 287 X 104 cm2 sec-2 k-1 dan satuan MKS adalah 287 m2 sec-2 k-1.

2.6. HIDROSTATIK KHUSUS ATMOSFER

2.6.1. Lapisan Isotermal

Jika suhu atmosfer tidak berubah pada ketinggian, lapisan seperti itu disebut

lapisan isotermal.

P = ρRT (2.5)

dPdZ = ̶ ρg (2.6)

Dengan mengabaikan massa jenis (ρ) dari persamaan (2.5) dan (2.6) Kita

peroleh

dPP

=−gRT dZ (2.7)

Dalam lapisan isotermal g/(RT) adalah konstan dan persamaan (2.7) dapat

diintegrasikan dari rata-rata permukaan laut ( z = 0, P = P0) ke beberapa (tingkat/

permukaan) z ( z = z, P = Pz ) di mana tekanan Pz untuk menghasilkan persamaan

berikut untuk variasi tekanan vertikal dengan tinggi :

∫P 0

P dPP

=−gRT ∫

0

z

dz (2.8a)

log e

P z

P0=−gz

RT

P z=P0 exp[−gRT

z ] (2.8b)

Dengan demikian, dalam lapisan isotermal, tekanan berkurang secara

eksponensial dengan tinggi. Persamaan ini sangat penting karena mengungkapkan

hubungan eksplisit antara tekanan, suhu dan tinggi.

2.6.2 Lapisan dengan Perubahan Kecepatan Konstan

Di troposfer, suhu bervariasi dalam waktu dan ruang, dan menurun dengan

ketinggian pada waktu dan tempat tertentu. Kecepatan penurunan tidak konstan

tetapi rata-rata sekitar 6,5 °C per kilometer. Kecepatan penurunan suhu dengan

ketinggian dikenal sebagai perubahan kecepatan lingkungan (γ) dan tidak ada

kaitannya dengan udara naik atau turun. Dalam atmosfer dengan tekanan

permukaan P0, suhu permukaan T0 dan perubahan kecepatan konstan γ, variasi

tekanan dengan tinggi dapat ditampilkan sebagai:

Kita memperoleh:

dPP

=−gRT dz (2.9)

T suhu udara di z tinggi

T = T0 ̶ γz

Sekarang menempatkan nilai T dalam persamaan ( 2.9 ) kita memperoleh

∫P 0

Pz dPP

=∫0

z−g

R(T 0−γz)dz (2.10)

P z=P0 ¿

P z=P0 ¿ (2.11)

Perkiraan tekanan atmosfer (Pz) pada setiap permukaan z dapat diperkirakan

dengan menggunakan informasi pada tekanan permukaan laut (P0) dan suhu (T)

dan dengan asumsi suhu menurun pada tingkat 6,5 °C/km.

2.7. PENGURANGAN TEKANAN untuk PERMUKAAN LAUT

Ketinggian rata-rata di atas permukaan laut bervariasi dari stasiun ke stasiun

karena permukaan bumi tidak teratur. Untuk mempelajari variasi horizontal dari

tekanan di atas area diperlukan data tekanan permukaan yang diamati di stasiun

yang berbeda dikurangi (ke tingkat dasar umum / ke dasar umur permukaan). Ini

diambil sebagai rata-rata permukaan laut. Untuk tujuan ini berat dari kolom udara

dari satuan luas penampang antara tingkat stasiun dan permukaan laut harus

ditambahkan ke tingkat tekanan stasiun. Hal ini dikenal sebagai pengurangan

tekanan untuk permukaan laut yang rumus digunakan sebagai berikut:

log e

P z

P0=−g

RTz (2.12)

di mana P0 dan Pz adalah tingkat tekanan di permukaan laut dan beberapa

ketinggian z masing-masing g adalah percepatan gravitasi dan T adalah suhu udara

di tingkat stasiun.

2.8. STABILITAS ATMOSFER dan KETIDAKSTABILAN

Ketika sebidang udara terganggu dari posisinya ke atas atau ke bawah dan

jika bidang kembali ke posisi semula, lapisan atmosfer dikatakan dalam kondisi

stabil. Di sisi lain, jika kondisi lingkungan sedemikian rupa sehingga cenderung

menjauh dari posisi awalnya, lapisan dikatakan dalam keadaan kondisi yang tidak

stabil. Kami menganggap bahwa udara atmosfer kering. Misalkan bahwa bidang

udara tingkat AA, di mana tekanan P dan suhu T, dipindahkan oleh dz jarak kecil

ke atas ke tingkat BB di mana tekanan P-dP (Gambar 2.4). Sejak udara

kompresibel, bidang akan memperluas dan sejuk di adiabatik γd lapisan atmsofer

kering γd (10OC / km). Suhu (TB) dari bidang udara pengungsi di tingkat BB akan

TB = T– γddz.

Gambar 2.4: Vertikal atmosfir Columna

Dengan asumsi bahwa tingkat selang lingkungan adalah γ, maka TꞌB suhu

lingkungan di tingkat BB akan lapisan udara lebih hangat dan kurang padat dari

udara lingkungan. Oleh karena itu, bidang udara akan meningkat lebih lanjut. Hal

ini menunjukkan bahwa ketika perubahan kecepatan atmosfer (γ) lebih besar dari

perubahan kecepatan adiabatik kering (γd), atmosfer dikatakan dalam keadaan

ekuilibrium tidak stabil.

Jika TB<TꞌB , i.e., γ<γd, bungkusan udara terganggu akan lebih dingin dan

lebih padat daripada udara lingkungan. Oleh karena itu bidang udara akan

tenggelam kembali ke tingkat aslinya. Hal ini menunjukkan bahwa ketika

perubahan kecepatan atmosfer (γ) kurang dari lapisan atmosfer adiabatik kering

(γd), lapisan atmosfer dikatakan dalam keadaan kondisi yang stabil.

Jika TB =T ꞌB , i.e., γ =γd, lapisan atmosfer udara terganggu akan memiliki

suhu yang sama dengan suhu udara lingkungan dan tidak akan memiliki

kecenderungan untuk bergerak ke atas atau ke bawah. Dalam hal ini lapisan

atmosfer dalam keadaan kondisi netral. Tingkat selang lingkungan menentukan

apakah lapisan stabil, atau tidak netral untuk gerakan udara vertikal. Kriteria

utama untuk menemukan stabilitas atau instabilitas untuk lapisan kering adalah

sebagai berikut:

γ<γd lapisan Stabil

γ>γd lapisan tidak stabil

γ=γd netral

Dalam lapisan jenuh, sebidang udara terganggu akan mendinginkan di

perubahan kecepatan adiabatik jenuh. Stabilitas dan instabilitas kriteria lapisan

jenuh adalah sama dengan yang untuk lapisan kering, yaitu,

γ< γs` lapisan Stabil

γ>γs laposan tidak stabil

γ=γs Netral

Lapisan atmosfer yang biasanya tidak kering atau sepenuhnya jenuh. Ketika

sebuah bidang udara tak jenuh dipindahkan ke atas dari posisi awal itu awalnya

mendingin pada tingkat selang adiabatik kering sampai kejenuhan tercapai dan

setelah itu lanjut gerakan ke atas disertai dengan pendinginan pada kejenuhan

lapisan atmosfer adiabatik.