Proses-proses di

atmosfer

Abdu Fadli AssomadiLaboratorium Pengelolaan Pencemaran Udara dan

Perubahan Iklim

Apa itu Termodinamika Atmosfer?

Apa variabel-variabel dari Termodinamika Atmosfer?

Apa itu lapse rate?

Apa itu potential temperature?.

atmospheric stability dan metode untuk mendefinisikannya?

Apa itu boundary layer?

Apa pengaruh meteorologi pada pendispersian?

Apa itu profil wind velocity?

Diagram wind rose dan untuk apa?

Menentukan tinggi percampuran (mixing height).

Gambaran (Profil) Vertical, Densitas dan

Tekanan Atmosfer

Dipengaruhi oleh gaya gravitasi

FG = Gaya Gravitasimg

r

mGMF E

G 2

The ME massa bumi = 5.98*1024 kgKonstanta gravitasi=6.67x10-11 Nm2kg2

Atmospheric Thermodynamics A parcel of air is defined using the state variables Three important state variables are density, pressure

and temperature The units and dimensions for the state variables are

Density(mass/volume)

gm/cm3 ML-3

Pressure (Force/Area) N/m2 ( Pa ) ML-1T-2

Temperature o F, o R, o C, o K T

Humidity is the fourth important variable that gives the amount of water vapor present in a sample of moist air

Equation of StateRelationship between the three state

variables may be written as: f ( P, ρ ,T) = 0

For a perfect gas: P = ρ .R .T

R is Specific gas constant

R for dry air = 0.287 Joules / gm /oK

R for water vapor = 0.461 Joules / gm /oK

R for wet air is not constant and depend on mixing ratio

Apa itu Termodinamika Atmosfer? Dalam termodinamika atmosfer, dibangun asusmsi:

Sistem diasumsikan sebagai parcel udara

Lingkungan kondisi/keadaan disekitar parcel yang mempengaruhi

parcel udara

Batas batas yang memisahkan keduanya (asumsi)

Atmosfer terdiri atas campuran gas (homogen/heterogen) dimana pada

posisi ruang yang berbeda tekanan dan temperatur berbeda

perbedaan iklim/cuaca

Radiasi matahari adalah ultimate source semua energi yang merubah

iklim/cuaca interakasi dengan gas-gas atmosfer profil temperatur

(dapat dijelaskan dengan hukum termodinamika).

Struktur spasial temperatur yang dihasilkan berhubungan dengan

struktur spasial tekanan dan densitas gas (cocok dengan persamaan

keadaan gas )

Variasi spasial temperatur tekanan menimbulkan angin atmosfer

Perubahan fasa air menentukan sistem iklim di atmosfer bawah (mendung,

hujan, es, dsb) perubahan fasa ini juga dapat dijelaskan dengan

termodinamika

Contoh:

Asumsi parcel

gas/udara

Sebagai satu

sistem

termodinamika

Konsep (Asumsi) : Parcel Udara

Sistem (campuran sejumlah

kecil gas/udara) yang

terbungkus dan dikelilingi

lingkungan (atmosfer), untuk

dry air parcel massa fixed

Ukuran bisa berubah-ubah

Terinsulasi dari lingkungan

adiabatik tidak ada transfer

panas

Sisi batas parcel fleksibel

Termodinamika Atmosfer menjelaskan konversi energi matahari (input) ke

atmosfer dan thd respon atmosfer (turbulensi, sirkulasi, link sirkulasi

dengan transfer energi (radiasi), panas sensibel dan laten antara permukaan

bumi dengan atmosfer

Konsep dasar termodinamika yang penting dalam

menjelaskan sifat atmosfer

Tinjauan sifat gas ideal (variabel state) PV=nRT

Tekanan P = F/A = nRT/V; F = nRT/h

Volume

Konsep gas dalam kesetimbangan

Hukum ke-nol termodinamika

Temperature

Kerja ekspansi atau kompresi

Hukum pertama termodinamika dan perubahan

turunannya

Apa variabel-variabel dari Termodinamika Atmosfer?

Diasumsikan udara di atmosfer merupakan gas ideal keringyang mengembang secara adiabatic.

Formuasi Gas Ideal: PV = nRT (1) P tekanan dari sejumlah volume udara kering,

n jumlah mol parcel udara,

R konstanta gas ideal dan T temperature absolut (K)

Turunan pertama rumus di atas, d(PV) = d(nRT) PdV + VdP = nRdT (2)

Penyataan Hukum I termodinamika perubahan energidalam ΔU pada gas = kerja yang dilakukan pada sistem plus panas Q yang ditambahkan dU = dW + dQ (3)

Dalam kasus adiabatik dQ=0, maka

dU = dW + 0= nCvdT.

Dan kerja akan digunakan untuk merubahvolume, dW = -PdV, sehingga

PdV = -dW = -nCvdT(4)

Substitusi persamaan 4 dan 2 , maka

–nCvdT + VdP = nRdT VdP = n(R + Cv)dT

Karena R = Cp – Cv, maka VdP = nCpdT

dT/dP = V/nCp(5)

Dari formulasi kesetimbangan hidrostatik dangas ideal, diperoleh hubungan tekanan denganaltitude dP/dz = – ρg dan ρ = nMW/V,

dP/dz = – nMWg/V (6)

Kalikan pers 5 dg 6

dT/dz = (V/nCp)( – nMWg/V)

Untuk dry adiabatic lapse rate diperoleh

(Contoh kasus di Troposfer)

– dT/dz = MWa g/Cp.

Maka – dT/dz = (29 10-3kg/mol *

9.8m/s2)/29 J/K*mol = 9.8*10-3 K/m,

Atau

– dT/dz = 9.8 K/km

dT/dz lapse rate

WHAT IS LAPSE RATE?

Lapse rate lajuperubahan temperaturpada perubahanketinggian di atmosfer Lapse rate negatif

temperatur menurunketika ketinggian naik

Lapse rate positif temperatur naik ketikaketinggian naik

Inversi perubahanprofil/kecenderunganperubahan temperatur

Dry adiabatic Lapse rate Perubahan/penurunan

temperatur karena ketinggianparcel udara kering (asumsi dryadiabatis), seperti dijelaskanpada persamaan sebelumnya

T=9 oC

T=8 oC

T=7 oC

11

11

2

8.90098.01004

81.9kmKmK

kgKJ

sm

c

g

dz

dTd

p

Catatan penting7oC

8oC

9oCT=9 oC

T=8 oC

T=7 oC

Γd (adiabatis lapse rate) perubahan temperatur parcel saat naik

atau turun secara adiabatik di atmosfer .

Γ (lapse rate lingkungan) perubahan temperatur yang terukur

(sebenarnya) {diukur salah satunya dengan radiosonde); rata-rata

6-7 K km-1 di troposfer, tetapi nilainya bisa sangat bervariasi di

lokasi-lokasi yang berbeda menentukan stabilitas pendispersi

atmosfer

POTENTIAL TEMPERATURE.

Potential temperature diturunkan untukmenggeneralisasi konsep lapse rate dry adiabatis

Perubahan temperatur terjadi karena parcel udaranaik/turun kekekalan kuantitas energi utk dry adiabatis berhubungan dengan hk kekekalanentropi.

(θ ) potential temperature temperature sebuahparcel udara kering ketika mengalami kompresisecara adiabatis ke permukaan bumi (1000 mb).

Potential Temperature θ

Temperatur yang dimiliki oleh parcel udarajika diekspansi/dikompresi secara adiabatisdari P dan T eksisting tekanan standar P0(~ 10000hPa)

Konsep ini digunakan untukmembandingkan massa udara di berbagai

altitude dan dari region-region lain

Dalam aplikasinya, BM ambien dan emisi selaludihitung dan dikonversi ke potensialtemperaturnya.

Perhitungan untuk potensial

temperaturdpdTcdq p 0dpdTcp

p

RT

0dpp

RTdTcp 0

p

dp

T

dT

R

cp

p

p

Tp

o p

dp

T

dT

R

c

Integrasi dari po (1000hpa

ketika T= θ) to p, diperoleh:

o

p

p

pT

R

clnln

o

R

c

p

pTp

lnln

o

R

c

p

pTp

Antilog kedua sisi:OR

pcR

o

p

pT

/

Persamaan Poisson ( French Mathematician – 1781-1840)

R≈Rd= 287 J K-1 kg-1 and cp ≈ 1004 J K-1 kg-1

R/cp ≈ 0.286

o

R

c

p

pTp

lnln Persamaan Poisson

ContohT=-51C

250hPa

750hPa

1000hPa

CKp

pT o

cR

o

p

57330250

1000222

286.0/

Same

Temperatur

e

Co57 Co57 Θ< 57

Colder

WHAT IS ATMOSPHERIC STABILITY AND THE VARIOUS

METHODS THAT DEFINE ATMOSPHERIC STABILITY?

Meteorological Stability

Kemampuan atmosfermengembalikan parcel udara keelevasi/altitude asalnya, setelah terjadiperpindahan/gerakan(karena gaya ataukonveksi)

Dipengaruhi strukturtermal atmosfer

(courtesy F. Remer)

Stability

Can be classified into 3 categories

Stable

Neutral

Unstable

(courtesy F. Remer)

Adiabatic Lapserate (Γd) Vs Environment LR (Γ)

Stabilitas

Ketika parcel

mengembang/naik

Temperatur parcel

berubah

Terjadi perubahan

kejenuhan?

Pseudoadiabatic

Lapse Rate

(courtesy F. Remer)

Jika parsel udara

terjenuhkan:

Static stability

Static instability

Static neutrality

Kategori kestabilan Atmosfer

s

s

s

WHAT IS BOUNDARY LAYER DEVELOPMENT?

Lapisan udara/atmosfer yang dekat dengan permukaan bumi yang

dipengaruhi oleh diurnal heat, kelembaban, momentum transfer ke

atau dari permukaan bumi bagian terendah atmosfer yang

karakteristiknya secara langsung dipengaruhi oleh kontaknya

dengan permukaan bumi.

Perubahan BL oleh permukaan bumi cepat (<1 jam):

Gesekan, evaporasi/transpirasi, transfer panas, emisi polutan,

perubahan aliran oleh terrain (bentuk permukaan bumi)

Kekasaran dan aktifitas permukaan bumi perbedaan ketinggian

BL

Pagi/malam hari BL rendah (turbulensi rendah)

Siang hari BL lebih tinggi (turbulensi tinggi kuatnya

penyinaran)

Dipengaruhi oleh parameter:

Kecepatan aliran, temperatur, kelembaban

Turbulensi dan percampuran vertikal

boundary layer inversion through

accumulation of water vapour and

aerosols close to the surface

Bagian atas ABL dibatasi oleh atmosfer

bebas angin geostropik

Bagian dalam ABL angin dipengaruhi

oleh kekasaran permukaan bumi dan

mengalir secara isobarik.

WHAT ARE THE EFFECTS OF METEOROLOGY ON

PLUME DISPERSION?

Faktor Meteorologi Pergerakan massa udara : global, benua/ intercontinental, regional atau local.

Panas Panas merupakan variable kritis udara

Pada troposfer, suhu udara ambient menurun jika ketinggianmaningkat lapse rate.

Tekanan udara mempunyai berat, maka seluruh udara tertekan ke bawah.

tekanan tinggi, di mana langit cerah polutan dapat terdispersi

tekanan rendah, di mana langit berawan dispersi minimal terjadi.

Angin

Angin adalah pergerakan udara

Arah angin ditentukan tekanan rendah atau

tinggi dan gaya coriolis

Kecepatan angin diukur dengan anemometer.

Kelembaban

Kelembaban dan kelembaban relatif

mempengaruhi suhu udara

Pengaruh Lapse Rate Pada Plume (a) looping, (b) neutral,

(c) coning, (d) fanning, (e) lofting, (f) fumigating dan (g)

trapping

WHAT IS WIND VELOCITY PROFILE?

Kecepatan anginakan semakinbesar ketikaelevasi makintinggilogaritmik

Bentuk terrain (permukaan bumi) berpengaruhpada gradienanginkekasaranmenurunkangradien angin

Kecepatan Angin di ketinggian

tertentu

Kecepatan angin akan berubah (makin

besar) jika altitude berubah (makin tinggi)

p is the wind profile exponent

Us is the stack height (hs) wind speed

Uref is the meassured wind speed at given

height (zref)

Nilai asumsi untuk p

Stability Category Rural Exponent Urban Exponent

A 0.07 0.15

B 0.07 0.15

C 0.10 0.20

D 0.15 0.25

E 0.35 0.30

F 0.55 0.30

Perubahan kecepatan angin

karena perubahan elevasi

u = kecepatan angin pada ketinggian h,

(m/s)

u0 = kecepatan angin (anemometer) pada

level h0, (m/s)

n = coefficient, ~ 1/7

wind rose : frekwensi dan kecepatan

angin pada lokasi tertentu.Adalah ringkasan data

kejadian angin (frekuensi,

arah dan kecepatan) pada

waktu tertentu yang

sinambung, pada lokasi

tertentu dan dituangkan

dalam bentuk diagram rosa

angin

DETERMINATION OF MIXING HEIGHT

Mixing height titik potong (interseksi) penurunan suhu parcel udara (pada dry adiabatic lapse rate) dengan profil temperatur ambien.

Pada titik tersebut merupakan level maximum parcel air bergerak naik

Jika tidak terjadi interseksi (kondisi temperaturambien > adiabatik lapse rate) mixing height akan makin naik, tidak bisa ditentukan

Udara di bawah mixing height mixing layer

Makin tabal mixing layer makin besar volume udara yang dapat mendispersi polutan

Refferensi

Null, R.B., 1988, An Introduction to Boundary Layer Meteorology

Peter Bechtold, 2009, Atmospheric Thermodynamics, ECMWF, Shinfield Park, Reading, England

Petty, G.W., 2008, A First Course in Atmospheric Thermodynamics, Sundog Publishing Madison, Wisconsin

Richter., A, 2004, Lecture Atmospheric Physics, University of Bremen Master of Environmental Physics WS 2003 / 2004