Proses-proses di atmosfer

Proses-proses di atmosfer Abdu Fadli Assomadi Laboratorium 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 Gravitasi FG

mGM E r2

mg

The ME massa bumi = 5.98*1024 kg Konstanta 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 State Relationship

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

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

R  

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 kering yang 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 energi dalam 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 merubah volume, 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 dan gas ideal, diperoleh hubungan tekanan dengan altitude 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  laju perubahan temperatur pada perubahan ketinggian di atmosfer rate negatif  temperatur menurun ketika ketinggian naik  Lapse rate positif  temperatur naik ketika ketinggian naik  Inversi  perubahan profil/kecenderungan perubahan temperatur  Lapse

Dry adiabatic Lapse rate 

Perubahan/penurunan temperatur karena ketinggian parcel udara kering (asumsi dry adiabatis), seperti dijelaskan pada persamaan sebelumnya

T=7 oC

T=8 oC T=9 oC

dT dz

g cp

d

9.81 m s 2 1004 J K 1kg

1

0.0098K m

1

9.8K km 1

Catatan penting T=7 oC

7oC

T=8 oC

8oC

T=9 oC

9oC

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 untuk menggeneralisasi konsep lapse rate dry adiabatis Perubahan temperatur terjadi karena parcel udara naik/turun  kekekalan kuantitas energi utk dry adiabatis  berhubungan dengan hk kekekalan entropi. (θ ) potential temperature temperature sebuah parcel udara kering ketika mengalami kompresi secara adiabatis ke permukaan bumi (1000 mb).

Potential Temperature θ 



Temperatur yang dimiliki oleh parcel udara jika diekspansi/dikompresi secara adiabatis dari P dan T eksisting  tekanan standar P0 (~ 10000hPa) Konsep ini digunakan untuk  membandingkan

massa udara di berbagai altitude dan dari region-region lain  Dalam aplikasinya, BM ambien dan emisi selalu dihitung dan dikonversi ke potensial temperaturnya.

Perhitungan untuk potensial temperatur dq

c p dT

c p dT

dp

RT dp 0 p

c p dT

dp

c p dT R T

dp p

0

RT p 0

Integrasi dari po (1000hpa ketika T= θ) to p, diperoleh: cp

cp R

T

dT T

p po

dp p

cp R

ln

T

p ln po

ln

T

R

p ln po

cp

ln

T

R

p ln po

Antilog kedua sisi:

Persamaan Poisson

OR

cp

T

R

p po

po T p

R /cp

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

Contoh

250hPa

T=-51C po T p

57o C

R /cp

1000 222 250

0.286

Same Temperatur e

Colder

57o C

Θ< 57

330K

57o C

750hPa

1000hPa

WHAT IS ATMOSPHERIC STABILITY AND THE VARIOUS METHODS THAT DEFINE ATMOSPHERIC STABILITY?

Meteorological Stability 



Kemampuan atmosfer mengembalikan parcel udara ke elevasi/altitude asalnya, setelah terjadi perpindahan/gerakan (karena gaya atau konveksi) Dipengaruhi struktur termal 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)

Kategori kestabilan Atmosfer



Jika parsel udara terjenuhkan:

s

 Static

stability

s

 Static

instability

s

 Static

neutrality

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 ketinggian maningkat  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 angin akan semakin besar ketika elevasi makin tinggi  logaritmik Bentuk terrain (permukaan bumi)  berpengaruh pada gradien angin  kekasaran menurunkan gradien 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

A B C D E F

Rural Exponent

0.07 0.07 0.10 0.15 0.35 0.55

Urban Exponent

0.15 0.15 0.20 0.25 0.30 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 temperatur ambien > 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