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