Post on 16-Apr-2018
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