Atmosfer bumi

Atmosfer bumi merupakan gas yang menyelimuti planet bumi. Seperti halnya atmosfer-atmosfer planet lain, pada intinya, atmosfer bumi menggambarkan transfer energi antara matahari dan permukaan bumi, dan transfer energi antara satu daerah ke daerah yang lain di permukaan bumi; transfer ini mempertahankan kesetimbangan termal dan menentukan iklim bumi. Bagaimanapun, atmosfer bumi sangat berbeda dengan atmosfer planet lain, yaitu bahwa bersama-sama dengan proses-proses di lautan dan di daratan, atmosfer bumi membentuk basis bagi kehidupan di planet bumi. Karena atmosfer merupakan sistem fluida, maka gerak atmosfer mempunyai spektrum yang lebar, mulai dari gerak berskala-kecil (beberapa meter) hingga gerak berskala-besar (ribuan kilometer). Gerak atmosfer ini akan mempengaruhi komponen-komponen atmosferik seperti uap-air, ozon, dan awan-awan, dimana komponen-komponen atmosferik ini sangat penting dalam proses-proses radiatif dan kimiawi. Proses-proses ini terjadi didalam sirkulasi atmosfer, dimana sirkulasi atmosfer ini memegang aturan kunci dalam persoalan neraca energi-global di permukaan bumi.



















1. Struktur dan Komposisi Atmosfer

Atmosfer mengandung campuran gas-gas yang lebih terkenal dengan nama udara dan menutupi seluruh permukaan bumi. Campuran gas-gas ini menyatakan komposisi dari atmosfer bumi. Bagian bawah dari atmosfer bumi dibatasi oleh daratan, samudera, sungai, danau, es, dan permukaan salju. Batas atasnya tidak terdefinisi, tetapi dalam kajian meteorologi, kita akan mempelajari atmosfer dalam ketinggian tertentu, dimana di dalamnya terdapat fenomena-fenomena cuaca. Daerah dimana cuaca terjadi adalah bagian terbawah atmosfer, yang disebut troposfer (daerah inilah yang menjadi perhatian bagi para ahli meteorologi). Daerah troposfer ini dicirikan oleh sifat penting, yaitu bahwa secara umum temperatur berkurang terhadap ketinggian. Diatas troposfer adalah stratosfer yang dicirikan oleh bertambahnya temperatur terhadap ketinggian. Diskontinuitas yang membedakan troposfer dengan stratosfer adalah lapisan tropopause.

Di troposfer, campuran gas-gas terdiri dari 78% nitrogen dan 21% oksigen (prosen dalam volume). Sisanya sebesar 1% adalah campuran gas yang terdiri dari argon, karbondioksida, dan gas-gas lainnya. Campuran gas-gas tanpa uap-air disebut sebagai udara kering, dan campuran gas-gas tanpa terkecuali disebut sebagai udara lembab. Studi termodinamika atmosfer terfokus pada termodinamika udara kering, uap-air, dan udara lembab.

Konsentrasi karbondioksida selalu bertambah. Hal ini disebabkan karena pengaruh aktivitas manusia. Gordon (1998) mengatakan bahwa peningkatan pemanasan global bukan hanya disebabkan oleh peningkatan kuantitas gas karbondioksida, tetapi faktor perawanan, partikel-partikel aerosol dan erupsi vulkanik memberikan kontribusi juga terhadap pemanasan global. Hingga saat ini, faktor manakah yang memberikan kontribusi utama dalam peningkatan pemanasan gobal masih dalam perdebatan, sehingga diperlukan banyak penelitian untuk memberikan jawaban yang lebih realistis terhadap pertanyaan mengenai peningkatan temperatur rata-rata plenet bumi.

Sulfurdioksida (SO2) bereaksi dengan air di atmosfer membentuk asam sulfurik (H2SO4) yang jatuh ke permukaan bumi sebagai hujan asam. Karbon monoksida yang dihasilkan dari sisa pembakaran gas kendaraan bermotor merupakan kuantitas yang dapat menyebabkan kerusakan pada manusia. Oksida nitrogen, metana, dan Chlorofluorocarbon (CFC) masuk ke dalam atmosfer sebagai gas-gas yang tidak bermanfaat. Sedangkan apa yang muncul sebagai polusi udara di atmosfer tidak lain adalah senyawa-senyawa partikulat, senyawa-senyawa sulfur dan senyawa kimia lainnya.

Ada senyawa penting lainnya yang mempengaruhi efek termodinamika dan dinamika atmosfer di lapisan troposfer, yaitu uap air, dimana uap air dengan konsentrasi 0.25% dari total massa udara merupakan gas ‘rumah kaca’ yang kuat juga.

Daerah diatas tropopause hingga ketingian 85 km dikenal sebagai atmosfer menengah (middle atmosphere). Diatas tropopause, temperatur pertama kali hampir konstan dan kemudian bertambah, daerah ini dikenal dengan nama stratosfer. Bertambahnya temperatur terhadap ketinggian di stratosfer merefleksikan adanya pemanasan ozon yang merupakan hasil penyerapan sinar UV matahari. Berbeda dengan troposfer, gerak vertikal di lapisan stratosfer ini sangat lemah dan didominasi oleh proses-proses radiatif. Batas atas stratosfer disebut stratopause dan terletak diketinggian sekitar 50 km (1 km), dimana temperatur mencapai maksimum.

Diatas stratopause, temperatur berkurang terhadap ketinggian. Daerah ini dikenal dengan nama mesosfer, dimana pemanasan ozon sudah berkurang pengaruhnya. Gerakan-gerakan vertikal atmosfer dan proses-proses radiatif merupakan proses-proses yang sangat penting di lapisan ini. Mesopause terletak diketinggaian sekitar 85 km (0.01 mb) dan ditandai oleh temperatur yang minimum.

Diatas mesopause, temperatur bertambah dan daerah ini dikenal dengan nama termosfer. Dilapisan termosfer ini, molekul-molekul dapat terionisasi oleh radiasi sinar matahari menghasilkan elektron-elektron dan ion-ion bebas yang kemudian masing-masing berinteraksi dengan medan magnet dan medan listrik bumi. Daerah termosfer ini sangat dipengaruhi oleh variasi aktivitas matahari.

























Gambar.1.1. Struktur Termal Atmosfer Bumi

Dalam studi meteorologi, kita akan meninjau udara sebagai sebuah sistem individu dengan dimensi infinitisimal yang disebut parsel udara. Parsel udara ini bergerak sepanjang sirkulasi. Meskipun parsel udara dapat berubah bentuknya melalui deformasi akibat aliran dan dapat berubah komposisinya melalui proses-proses termodinamik maupun proses-proses kimiawi yang beroperasi secara internal, parsel udara ini secara khas teridentifikasi oleh zat-zat yang terkandung di dalam sistem itu pada keadaan awalnya. Komposisi dan keadaan sebuah parsel udara dapat berubah melalui interaksi dengan lingkungannya dan melalui transformasi internal.



TABEL.1.1

Komposisi Udara Kering Atmosfer

Senyawa % Volume % Massa Berat Molekuler



Nitrogen 78.09 75.51 28.02

Oksigen 20.95 23.14 32.00

Argon 0.93 1.3 39.94

Carbondioksida*) ~ 0.03 ~ 0.05 44.01

Neon 180 x 10-5 120 x 10-5 20.18

Helium 52 x 10-5 8 x 10-5 4.00

Krypton 10 x 10-5 29 x 10-5 83.7

Hidrogen 5.0 x 10-5 0.35 x 10-5 2.02

Xenon 0.8 x 10-5 3.6 x 10-5 131.3

Ozon*) ~ 0.1 x 10-5 ~ 0.17 x 10-5 48.00



Catatan : *) jumlahnya bervariasi





2. Mekanisme-mekanisme Yang Mempengaruhi Perilaku Atmosfer

Salah satu faktor penting yang mempengaruhi perilaku atmosfer adalah gravitas (gravity). Meskipun tidak mempunyai batas-atas, atmosfer dipengaruhi oleh medan gravitasi bumi yang mempertahankan massa atmosferik agar tidak terlepas dari planet bumi. Karena gravitasi merupakan gaya-benda yang kuat, maka gravitas menentukan sifat-sifat atmosferik. Massa atmosfer terkonsentrasi dari permukaan bumi hingga ketinggian 10 km atau sekitar kurang 1% dari jari-jari bumi. Pengaruh gaya gravitasi bumi telah memampatkan atmosfer menjadi sebuah lapisan-dangkal (shallow layer) diatas permukaan bumi yang mana massa atmosfer terstratifikasi secara vertikal.

Dengan adanya stratifikasi massa, maka gravitas memberikan batasan yang kuat pada gerak atmosfer, yaitu bahwa dalam sirkulasi dengan dimensi horizontal yang lebih basar dari beberapa puluh kilometer, gerak atmosfer merupakan gerak yang semi-horizontal (quasi-horizontal), sehingga perpindahan udara secara vertikal cukup kecil bila dibandingkan dengan perpindahan udara secara horizontal. Perpindahan udara secara vertikal dapat sebanding dengan perpindahan udara secara horizontal hanya didalam sirkulasi berskala-kecil seperti dalam sel-sel konvektif dan front, yang mana keduanya mempunyai dimensi horizontal yang sebanding dengan dimensi vertikal.

Kompresibilitas udara membuat deskripsi perilaku atmosfer menjadi lebih kompleks karena kompresibilitas mengizinkan volume elemen fluida (volume parsel) berubah ukurannya ketika elemen fluida tersebut mengalami perubahan tekanan disekitarnya. Oleh karena itu, konsentrasi massa dan senyawa untuk masing-masing individual parsel udara dapat berubah meskipun jumlah molekulnya tetap. Konsentrasi senyawa-senyawa kimia dapat juga berubah melalui transformasi internal yang mengubah jumlah tipe molekuler yang dikandung di dalam parsel udara tersebut. Sebagai contoh: kondensasi dalam sistem awan akan menurunkan jumlah uap air dalam parsel udara. Fotodisosiasi O2 oleh radiasi ultaraviolet cahaya matahari akan menambah jumlah ozon dalam parsel udara.

Pertukaran energi dengan lingkungan dan transformasi antara satu bentuk energi dan energi yang lainnya dapat mengubah sifat-sifat parsel udara. Sebagai contoh: melalui ekspansi, pertukaran energi terjadi secara mekanik dengan lingkungan melalui kerja yang dilakukan parsel. Transfer panas, misalnya penyerapan energi radiasi dan konduksi dengan permukaan bumi, merepresentasikan pertukaran energi antara parsel dengan lingkungan secara termal. Penyerapan uap air oleh parsel udara (misalnya melalui kontak dengan permukaan laut yang hangat) mempunyai dampak yang serupa. Ketika uap air menkondensasi, maka panas laten yang dikandung oleh uap air dilepaskan ke molekul-molekul disekitar uap air (molekul-molekul udara kering). Jika air hasil kondensasi ini kemudian jatuh kembali ke permukaan bumi, maka proses ini memperlihatkan sebuah netto pertukaran panas diantara parsel dengan lingkungan yang serupa dengan pertukaran melalui konduksi termal dengan permukaan bumi.

Seperti halnya gravitas, rotasi bumi memberikan sebuah pengaruh yang penting pada gerak atmosfer. Karena bumi merupakan kerangka acuan yang non-inersia, maka hukum-hukum mekanika harus dimodifikasi. Gaya-gaya yang ditimbulkan akibat rotasi bumi bertanggung jawab dalam menentukan sifat-sifat sirkulasi berskala-besar seperti pola-pola aliran udara disekitar tekanan rendah dan tekanan tinggi. Gaya-gaya ini juga tampak pada pola aliran dalam arah meridional (utara-selatan), dimana gerakan dalam arah ini mempengaruhi transfer panas dan senyawa-senyawa atmosferik diantara ekuator dan kutub. Singkatnya, rotasi cenderung menstratifikasi sifat-sifat atmosfer secara meridional sebaik gravitas yang menstratifikasi atmosfer secara vertikal.

Proses-proses fisis yang digambarkan diatas tidak beroperasi secara terpisah, tetapi merupakan serangkaian proses kompleks yang meliputi radiatif, kimiawi dan dinamik. Sebagai contoh : transfer radiatif mengontrol struktur termal atmosfer, yang mana struktuk termal ini menentukan sirkulasi di atmosfer. Kemudian sirkulasi ini mempengaruhi distribusi senyawa-senyawa aktif radiatif seperti uap air, ozon, awan, dan karbondioksida. Pemahaman bagaimana salah satu dari proses-proses ini mempengaruhi perilaku atmosfer membutuhkan sebuah pemahaman tentang bagaimana proses-proses itu terhubung satu sama lain. Hal ini menjadikan studi atmosfer merupakan studi yang memerlukan integrasi dari berbagai prinsip fisis yang berbeda.





3. Persamaan Keadaan Gas Ideal

Sesuai dengan teori kinetik gas, fluida terdiri dari jutaan molekul-molekul yang bergerak dan saling bertumbukan satu sama lain (selain antar molekul, tumbukan ini terjadi dengan sisi batas fluida). Dalam fluida yang lebih rapat, yang dikenal dengan sebutan zat cair (liquid), molekul-molekulnya menempati tempat secara signifikan dalam ruang yang tengah ditempati oleh fluida tersebut dan jarak antar molekulnya cukup dekat sehingga gaya-gaya antar molekulnya cukup mudah untuk berperan. Pada beberapa jarak kritis, gaya-gaya intermolekuler diantara dua molekul adalah nol, tetapi pada jarak yang besar atau kecil, gaya-gaya atraktif atau repulsif sangat besar terjadi diantara molekul-molekul. Maka, jika sejumlah percobaan dibuat untuk mengkompresikan atau mengekspansikan sebuah zat cair, maka gaya-gaya repulsif atau atraktif intermolekuler cenderung untuk menghambatnya, sehingga zat cair dikatakan tidak termampatkan (inkompresibel).

Dalam fluida yang renggang (densitasnya kecil), seperti gas atau uap-air, jarak antar molekulnya cukup jauh (10 kali lebih jauh dari jarak molekul zat cair !) sehingga gaya atraktif intermolekulernya sangat lemah, hal ini menyebabkan molekul-molekul dalam gas atau uap-air bergerak secara acak (random). Konsekuensinya, maka gas dan uap-air sangat mudah untuk dimampatkan.

Ketika jarak antar molekul gas atau uap-air cukup jauh sehingga gaya atraktif dapat diabaikan, maka gas yang demikian disebut sebagai gas ideal. Jelas bahwa tidak ada gas real yang memenuhi gas ideal secara sempurna, akan tetapi dibawah kondisi natural, udara yang merupakan campuran gas-gas memiliki karakter yang mendekati gas ideal. Sehingga titik awal untuk mendeskripsikan perilaku atmosfer adalah bahwa udara diperlakukan sebagai gas ideal:

(1.1)

yang merupakan persamaan keadaan untuk senyawa gas tunggal. Dalam (1.1), p, T, dan M berturut-turut adalah tekanan, temperatur, dan berat molekuler gas. V, m, dan n = m/M adalah volume, massa dan jumlah molar dalam sebuah parsel udara. Konstanta gas spesifik R dihubungkan dengan konstanta gas universal R* melalui

(1.2)

untuk udara kering, Rd = 287 Jkg-1K-1. Karena m/V = r, maka diperoleh bentuk persamaan gas ideal yang tidak bergantung pada dimensi sistem :

p = rRT atau pa = RT (1.3)

dimana r dan a = 1/r berturut-turut adalah densitas dan volume spesifik gas.



Contoh 1.1

Berapakah densitas sampel udara kering pada tekanan 500 hPa jika temperaturnya -200C ?

Jawab : dengan menggunakan persamaan keadaan gas-ideal (1.3), maka:

Catatan : perlu diingat bahwa 1 hPa = 1 mb = 100 Pa dan satuan harus dalam sistem SI



Karena udara merupakan campuran gas-gas, maka tekanan parsial pi dari komponen ke-i memenuhi:

piV = miRiT (1.4)

dimana Ri adalah konstanta gas spesifik untuk komponen ke-i. Dengan cara yang sama, volume parsial ke-i pada campuran gas diberikan oleh

pVi = miRiT (1.5)

Hukum Dalton mengatakan bahwa tekanan total campuran gas sama dengan jumlah dari semua tekanan parsialnya:

p = S pi (1.6)

demikian pula dengan volumenya:

V = S Vi (1.7)

Persamaan keadaan untuk campuran gas-gas dapat diperoleh dengan menjumlahkan (1.4) atau (1.5) untuk semua komponen:

(1.8)





Dengan mendefinisikan konstanta gas spesifik rata-rata

(1.9)

dengan m adalah massa total campuran, maka akan menghasilkan persaman keadaan untuk campuran gas atau . Kemudian massa molekuler rata-rata didefinisikan oleh

(1.10)

karena n = S (mi/Mi), maka (1.10) dapat diekpresikan

(1.11)

sehingga dengan menerapkan (1.2), memberikan

(1.12)

Jika R didefinisikan seperti pada persamaan (1.9), maka campuran gas akan memenuhi persamaan keadaan gas ideal juga. Persamaan (1.9) menyatakan bahwa R adalah rata-rata terboboti, dimana masing-masing Ri diboboti oleh massa gas-i yang berada dalam campuran.

Karena parsel udara meliputi komponen-komponen yang aktif radiatif dan kimiawi, maka komponen ini harus terkuantifikasi. Konsentrasi absolut dari komponen ke-i diukur oleh densitasnya ri, atau secara atternatif diukur oleh Bilangan Densitas:

(1.13)

Dimana NA adalah bilangan Avogadro dan Mi adalah massa molekul untuk komponen ke-i. Tekanan parsial pi dan volume parsial Vi adalah ukuran konsentrasi absolut yang lain.

Kompresibilitas udara membuat ukuran konsentrasi absolut menjadi ukuran yang ambiguitas, yaitu jika senyawa-senyawa yang dikandung dalam parsel udara merupakan senyawa pasif (yaitu jumlah molekul di dalam parsel adalah tetap), maka konsentrasi absolut dapat berubah melalui perubahan volume. Karenanya maka digunakan “konsentrasi relatif.” Konsentrasi relatif dari senyawa ke-i ini diukur oleh fraksi molar (Xi)

(1.14)

Dengan menggunakan persamaan keadaan gas ideal untuk satu macam gas dan untuk campuran gas, maka dapat diperoleh:

(1.15)

Fraksi molar menggunakan acuan jumlah mol total dari campuran, tetapi jumlah mol total ini dapat bervariasi melalui perubahan senyawa individual. Sebuah ukuran yang lebih bermanfaat untuk konsentrasi relatif adalah “mixing ratio.” Mixing ratio untuk senyawa ke-i didefinisikan oleh :

ri = mi/md (1.16)

dimana md menyatakan massa udara kering, perlu dicatat bahwa ri merupakan besaran yang tidak berdimensi dan diekspresikan dalam g kg-1 untuk uap air troposferik dan dalam ppm untuk ozon stratosferik. Tidak seperti fraksi molar, massa acuan dalam mixing ratio adalah selalu konstan untuk setiap parsel udara. Jika senyawa ke-i merupakan senyawa pasif (tidak mengalami tansformasi fasa atau reaksi kimia), maka mi selalu konstan, sehingga ri selalu tetap untuk sebuah parsel.









































SOAL-SOAL

1. Sebuah sampel gas hidrogen berada pada tekanan 1000 mb dan temperatur 100C. Hitunglah volume spesifiknya.

2. Dengan pesawatnya, seorang pilot terbang terbang dari Miami ke Montreal pada musim dingin, kemudian ia mencatat bahwa di Miami, tekanan permukaan sebesar 1000 mb dan temperatur 300C, dan di Montreal ia mencatat tekanan permukaan 1040 mb dan temperatur -200C. (a). Berapakah densitas pada masing-masing kota tersebut? (b). Berapakah tekanan udara di Montreal jika densitas udara dikedua kota tersebut sama, asumsikan bahwa tidak ada perubahan temperatur terhadap ketinggian di Montreal.

3. Turunkan sebuah persamaan untuk fraksi molar untuk senyawa ke-i dinyatakan dalam mixing-rationya.

4. Turunkan sebuah ekspresi bagi mixing-ratio volume dari senyawa ke-i dinyatakan dalam mixing-rationya.

5. Tunjukkan bahwa tekanan 1 atmosfer ekivalen dengan ketinggian 760 mm kolom air raksa. (densitas air raksa pada temperatur 273 K adalah 1.36 x 104 kg/m3).