SUHU UDARA

Selasa, 03 Mei 2011


IV. SUHU UDARA

Dalam bab sebelumnya, telah dibahas bahwa atmosfir dipanaskan oleh energi yang diserap permukaan bumi.  Suhu di permukaan bumi menggam­barkan pengaruh radiasi neto yang dimodifikasi oleh aliran energi lain yang mempengaruhi permukaan.  Dengan demikian untuk memahami bagaimana suhu udara diatas permukaan bumi terbentuk dan bagaimana keragamannya, kita perlu memahami hubungan antara energi, suhu dan neraca energi di permukaan.

Secara sederhana, suhu dapat didefinisikan sebagai ukuran dari kecepatan rata-rata dari molekul-molekul. Jika energi panas diberi­kan pada air, molekul-molekulnya akan bergerak lebih cepat dan suhunya naik; sebaliknya jika energi panas dihilangkan, molekul-molekulnya bergerak lebih lambat dan suhunya turun. Pada suhu kamar, kecepatan rata-rata dari molekul adalah sekitar 450 meter per detik. Jika suhu dinaikkan, kecepatan rata-rata molekul akan meningkat. Jika suhu diturunkan, molekul-molekul secara perlahan-lahan akan bergerak makin lambat sampai mencapai -273 oC, yaitu suhu terendah yang mungkin dicapai, yang disebut "nol mutlak". Pada saat ini molekul-molekul memiliki jumlah energi minimum dan secara teoritis tidak ada pergerakan termal.


4.1  Hubungan Energi dan Suhu

Seperti telah dikatakan sebelumnya, pada saat sebuah benda menyerap energi, suhunya meningkat.  Terdapat hubungan yang sederhana antara perubahan energi suatu benda dengan perubahan suhu yaitu :

ΔE =  ρCΔT   (4.1)

dalam hal ini

    E  = perubahan energi
  ΔT = perubahan suhu dari  satu  unit volume persatuan unit waktu
     ρ = kerapatan
  C  = panas spesifik


Jika kita ingat kembali keadaan dimana hanya energi yang bersifat radiasi yang terlibat, kita dapat membentuk sebuah analisa sederha­na.  Waktu benda menyerap radiasi surya, suhu benda akan naik seper­ti yang digambarkan persamaan 4.1.  Kenaikkan suhu tersebut akan menyebabkan kenaikan jumlah energi panas yang dipancarkan seperti yang dijelaskan oleh hukum Stefan-Boltzman (persamaan 3.3).  Dengan mengabaikan arus energi yang bersifat tidak radiatif, suhu akan naik sampai laju penyerapan sama dengan laju pancaran.  Dengan demikian perubahan netto energi dalam benda tersebut bernilai nol, tidak terjadi lagi perubahan suhu dan benda berada pada keseimbangan secara radiatif. 

Suhu yang sebenarnya pada titik ini, untuk arus radiasi datang tertentu akan bergantung pada albedo benda yang mengatur jumlah yang diserap dan pada emisivitasnya yang mengatur jumlah yang dipancarkan pada suhu tertentu.  Jika salah satu faktor ini berubah misalnya emisivitas atau albedo meningkat, keseimbangan suhu akan menurun.  Kapasitas panas suatu benda tidak penting dalam menentukan suhu, tetapi sangat penting dalam menentukan waktu yang dibutuhkan untuk mencapai keseimbangan.

Di atmosfir bebas, pertukaran energi yang bersifat radiatif adalah faktor penentu terbesar dari laju pemanasan di setiap waktu.  Teta­pi, pemindahan energi dalam bentuk-bentuk lain di permukaan secara lokal dapat merupakan faktor penting juga.  Di permukaan bumi perhi­tungan laju pemanasan atau suhu pada saat keseimbangan tidak sese­derhana yang dibayangkan karena arus energi yang bersifat non-radia­tif sama pentingnya dengan arus energi radiatif.


4.2   Neraca Energi di Permukaan

Suhu pada permukaan bumi adalah hasil tanggapan terhadap semua arus energi yang mempengaruhi permukaan. Dengan demikian energi yang bertanggung jawab terhadap perubahan suhu dijelaskan dalam persamaan neraca energi dimana radiasi netto  Q* adalah :

Q* = H + LE + G  ............(4.2)

dalam hal ini H adalah arus panas terasa ke udara, LE adalah arus panas laten ke udara dan    G adalah arus panas ke dalam tanah.  Energi yang terasa mengalir dari suhu yang tinggi ke rendah terutama karena pergerakan dari udara yang dipanaskan oleh kontak permukaan. 

Energi laten berhubungan dengan pergerakan molekul uap air dan pertukarannya terjadi karena penguapan (evaporasi) dan pengembunan (kondensasi). Arus panas ke dalam tanah adalah dengan cara konduksi, tetapi dapat juga secara konveksi jika permukaannya adalah air.

Persamaan neraca energi (Pers. 4.2) menunjukkan bahwa ada keseimban­gan antara berbagai arus energi. Hal ini berlaku untuk kondisi rata-rata dalam jangka waktu yang panjang, tetapi disebagian besar waktu keadaannya tidak demikian.  Arus energi memang beragam secara terus menerus, tetapi ada kecenderungan kuat untuk mencapai keseimbangan dan hal ini yang mengakibatkan kestabilan suhu.

Tetapi dalam kondisi atmosfir yang terus berubah keseimbangan ini jarang tercapai.  Sebaliknya ketidak seimbangan menyebabkan ada kelebihan energi yang didapat atau yang hilang di permukaan, dengan demikian menyebabkan terjadinya perubahan suhu.

Sebagai contoh kita dapat kembali mempertimbangkan siklus energi harian. Suhu permukaan mulai meningkat begitu radiasi netto menjadi positip.  Dalam hampir semua kejadian, permukaan selalu lebih panas daripada udara diatasnya, sehingga terjadilah arus panas terasa.  Radiasi netto juga dapat menyediakan energi yang dibutuhkan untuk evaporasi sehingga mulailah terjadi perpindahan panas laten. 

Pada waktu yang bersamaan, panas dipindahkan dari permukaan yang panas ke lapisan tanah dibawahnya.  Situasi ini dapat terus berlang­sung sepanjang radiasi netto positip.  Tetapi, perubahan udara diatas permukaan dapat merusak pola yang sederhana ini.  Aliran udara yang hangat dapat membawa udara yang lebih panas dibanding udara di permukaan dan menciptakan arus panas terasa menuju permu­kaan bumi. 

Kalau permukaan itu terdiri dari air, arus gelombang dapat mencipta­kan hal yang sama.  Kalau tanah dalam keadaan kering mungkin tidak terjadi arus panas laten ke atas.  Kalau kita teruskan pola suhu harian yang ideal, begitu radiasi netto menjadi negatip dan proses pendinginan secara radiasi mendominasi, arus dari energi non-radiatif mulai menuju permukaan dan mengurangi kecepatan proses pendinginan. 

Jadi secara umum perpindahan energi non-radiatif cenderung memini­malkan perubahan suhu harian yang mungkin akan sangat besar jika hanya merupakan hasil pertukaran energi yang bersifat radiatif saja.


4.3  Pentingnya Arus Non-Radiatif di Permukaan

Perpindahan energi menjauhi permukaan oleh arus panas di tanah dapat digambarkan dengan analogi panas yang mengalir sepanjang pipa.  Jika salah satu ujungnya dipanaskan panas akan mengalir dari bagian yang lebih panas ke yang lebih dingin.  Dengan demikian pipa secara bertahap dipanaskan, dengan perubahan suhu maksimum terjadi pada ujung yang dipanaskan, dan secara bertahap berkurang dengan semakin jauh jaraknya dari ujung pipa. 

Laju dari perambatan panas bergantung pada Difusivitas Thermal K* dari materi, atau bergantung pada Konduktivitas Thermal  K =   ρCp K*.  Pada setiap saat sesudah pemanasan terjadi, kedalaman peramba­tan sebanding dengan √K*.  Kedalaman Perambatan dapat didifenisikan sebagai suatu titik dimana nisbah antara kenaikkan suhu di titik tersebut dan kenaikkan suhu di permukaan yang dipanaskan bernilai kecil, misalnya 5%.

Jika kita memiliki sebuah siklus panas, bukan pemanasan satu arah, seperti siklus harian, gelombang suhu akan menyebar ke bawah secara vertikal dengan amplitudo (jarak antara bagian tengah dan puncak sebuah gelombang) yang makin lemah dengan semakin jauh dari permu­kaan.  Pada akhirnya akan dicapai suatu titik dimana siklus harian begitu lemah sehingga dapat diabaikan.  Nilai-nilai dari K* dan kedalaman perambatan untuk berbagai jenis permukaan dan untuk atmos­fir diberikan dalam Tabel 4.1 

Meskipun beragam untuk setiap jenis permukaan tanah, perbedaan yang utama adalah antara tanah padat, air yang bergerak dan udara yang bergerak.  Laju penetrasi lebih cepat dan energi mencapai kedalaman yang jauh pada air dibanding pada tanah, sementara penetrasi (penerusan) di udara adalah yang tertinggi dari keduanya.  

Perpindahan pada padatan hanya dapat terjadi melalui interaksi molekuler yang merupakan proses kondensasi yang sebenarnya.  Akan tetapi, udara dan air dapat memindahkan panas melalui gerakan yang bersifat mengaduk yaitu perpindahan secara turbulen dan konveksi.

Karena benda yang berbeda memiliki laju yang berbeda dalam menerus­kan panas untuk menjauhi permukaan, suhu permukaan yang merupakan akibat dari input energi dalam jumlah tertentu, juga berbeda.  Volume dimana sebuah panas efektif adalah sebanding dengan K dan kenaikkan suhu sebanding dengan  ρC √K* disebut Kapasitas Konduktif, C* (Tabel 4.1). 

Pada bidang temu antara dua substansi, panas akan dibagi sebanding dengan kapasitas konduktif masing-masing.  Selang suhu pada bidang temu tersebut tentu sama untuk kedua medium dan nilainya kira-kira meruypakan nilai kebalikan (inversi) dari jumlah kapasitas konduk­tifnya.


Tabel 4.1  Karakteristik Thermal Udara dan permukaan

                                         
Jenis                Kapasitas     Difusifitas   Kondukti-                           Kapasitas
Panas               Thermal       Thermal       vitas Thermal           Thermal
                             C                  K*                K                           C*
                        (Jm-3 K-1)     (m2 s-1)      (Wm-1K-1)        (Jm-2K-1s½)
                                          
Es                    189 106           1.2 10-6           2.27                 2.1 103
Tanah    
kering              1.26 106          1.3 10-7           0.16                 4.5 102
Tanah              1.68 106          1.0 10-6           1.68                 1.7 103
basah
Udara              1.26 103          2.0 10-5           2.5 10-2           5.6
tenang
Udara              1.26 103          10.0a               1.3 104            1500a
                                               
a Nilai tidak ditentukan oleh karakteristik molekul karena itu tidak dapat diukur dalam percobaan laboratorium.



4.4  Perbedaan antara Daratan dan Lautan

Tanah dan air memberikan tanggapan yang berbeda terhadap input energi yang diberikan.  Di permukaan keduanya bersentuhan dengan udara.  Nilai kebalikan dari kapasitas konduktif untuk udara dan tanah sekitar 7; untuk air dan udara mendekati 0.14.  Akibatnya selang suhu tanah 50 kali lebih besar daripada air. 

Hal ini juga yang menyebabkan permukaan tanah memanas dan mendingin dengan lebih cepat dan tanah memiliki selang suhu yang lebih besar daripada permukaan air.  Keadaan ini yang dalam skala ruang yang lebih besar disebut Konsep Kontinentalitas, memainkan peranan sangat besar dalam menetapkan distribusi suhu secara global.

Kalau kita menggunakan nilai-nilai pada Tabel 4.2 yang merupakan nilai-nilai khas untuk arus radiasi, kita menemukan bahwa selang suhu tahunan diatas lautan biasanya hanya beberapa derajat, sementa­ra untuk daratan dapat mencapai puluhan derajat.  Nilai-nilai ini agak lebih tinggi daripada yang diamati. 

Perbedaan ini sebagian besar disebabkan oleh pengaruh arus panas laten dan gerakan horizontal.  Pendinginan permukaan oleh pemindahan panas laten terjadi jika ada evaporasi.  Gerakan horizontal mereda­kan arus panas terasa karena menyebabkan perpindahan dan pencampuran udara diatas permukaan. 

Semua gambaran dari sistem iklim ini adalah akibat langsung dari unsur-unsur aliran energi global dan hal ini menolong kita mengana­lisa proses-proses yang menciptakan distribusi global dari suhu permukaan


4.5   Suhu di permukaan bumi

Pemahaman sebelumnya tentang cara energi mengalir dan menghasilkan suhu menunjukkan bahwa perubahan suhu di permukaan bumi dapat terja­di dengan cepat baik secara horizontal maupun vertikal.  Dalam pembahasan selanjutnya akan dibicarakan distribusi global secara umum dari suhu di permukaan.


4.5.1  Pola global dari suhu rata-rata pada ketinggian permukaan laut

Distribusi global dari suhu di dekat permukaan bumi ditunjukkan dalam Gambar 4.1 untuk musim panas dan dingin.  Pada bulan-bulan Desember, Januari, Februari di atas lautan suhu tertinggi berada pada suatu jalur dekat ekuator sedangkan untuk daratan berada di daerah-daerah bagian agak selatan ekuator.  Suhu maksimum mencapai lebih dari 30 oC terjadi diatas sebagian daratan-daratan ini.  Suhu minimum terjadi di kutub dengan nilai terendah -30oC.
Terdapat perbedaan yang tajam antara daratan dan lautan khususnya di bagian barat benua dimana pada lintang tertentu dari Belahan Bumi Utara  daratan lebih dingin daripada lautan yang berbatasan dengan­nya, sementara di Belahan Bumi Selatan daratan lebih panas daripada lautan.  Gejala yang hampir sama terjadi di Belahan Bumi Utara  pada bulan-bulan Juni, Juli, Agustus.  Pada musim ini, antartika adalah daerah terdingin dan daerah terpanas adalah benua-benua yang tepat di sebelah ekuator.

Perbandingan yang lebih teliti dari kondisi di dua musim tersebut dengan jelas menunjukkan perubahan musiman pada suhu permukaan lautan relatif lebih kecil, tetapi di tengah-tengah benua di lintang tengah menderita karena terdapat perbedaan suhu yang jauh lebih besar. 

Gambar 4.2 menunjukkan perjalanan tahunan dari suhu rata-rata bula­nan untuk 3 tipe stasiun yaitu : di pedalaman benua, di daerah pantai dan di daerah tropis.  Dari gambar tersebut tampak jelas bahwa hasilnya sesuai dengan pembahasan terdahulu tentang aliran energi dan pengaruh keseluruhan dari suhu permukaan dan suhu atmos­fir.

Ketertinggalan suhu pada siang hari terutama adalah sebagai akibat keseimbangan antara radiasi netto yang datang dan radiasi yang pergi.  Sejak matahari terbit, sejumlah besar energi radiasi dibu­tuhkan untuk memanaskan tanah dan tanaman yang saat itu berada dalam kondisi terdingin.  Sebelum permukaan ini menjadi lebih hangat relatif terhadap udara di atasnya, tidak terjadi arus panas terasa ke udara.  Makin lama makin banyak energi yang digunakan untuk memanaskan udara sesudah permukaan menjadi panas. 

Meskipun keseimbangan antara radiasi netto yang datang dan radiasi  yang pergi adalah faktor penentu utama, faktor-faktor lain seperti konvensi, konduksi, adveksi dan evapotranspirasi kadang-kadang dapat menjadi penentu penting dari ketertinggalan suhu di siang hari.

Pola Temperatur Harian

Pola harian suhu udara digambarkan sebagai kurva sinus dengan titik minimum terjadi pada awal  pagi hari sebelum matahari terbit dan maksimum terjadi beberapa waktu sesudah puncak matahari dan radiasi netto tercapai. 

Pola suhu udara tidak harus begitu teratur pada setiap hari terutama pada daerah yang sering dilalui front (pertemuan dua masa udara dengan suhu yang berbeda), daerah dengan kondisi awan yang berubah-ubah atau daerah dengan adveksi kuat.  Akan tetapi secara rata-rata suhu udara harian, yang dihitung melalui periode yang panjang se­hingga keteraturan gelombang makin jelas, cukup tepat dan halus untuk keperluan perkiraan/peramalan.





Gambar 4.1.  Suhu rata-rata diatas permukaan laut (oC) (a) untuk bulan-bulan Desember, Januari, Februari dan (b) untuk bulan-bulan Juni, Juli, Agustus .  Data diambil dari tahun 1963--1973.












Gambar 4.2.  Keragaman musiman dari temperatur bulanan pada tiga tipe stasiun.  Manaus, berlokasi dekat ekuator di hutan tropis Amazon, menunjukkan hampir tidak ada keragaman pada temperatur di sepanjang tahun.  Perhatikan pengaruh arus teluk dalam memperkecil keragaman temperatur di Norway dibandingkan dengan stasiun yang berada jauh di utara seperti stasiun Fort Good Hope.


Ketertinggalan suhu di belakang radiasi ditunjukkan dalam Gambar 4.3  Data ini yang adalah data harian pada saat langit total cerah di Scottbluff, Nebraska, USA dinormalisasi dari nilai puncak radiasi matahari (860 WM-2) dan suhu udara (30.5 oC).  Puncak radiasi terja­di pada tengah hari tetapi puncak suhu belum terjadi sebelum jam 14.00.  Meskipun matahari terbenam sekitar jam 18.00, suhu terendah tidak terjadi sampai sesaat sebelum matahari terbit, seperti yang diduga dari teori radiasi.

Gelombang tahunan dari suhu udara mengikuti pola yang sama dengan gelombang radiasi surya seperti yang ditunjukkan Gambar 4.4  Puncak radiasi surya terjadi sekitar Juni di Lincoln, Nebraska, USA.  Puncak tertinggi suhu terlambat sekitar satu bulan di lokasi ini.  Demikian juga suhu minimum tahunan tterjadi sattu bulan sesudah radiasi surya mencapai minimum.

Alasan untuk keterlambatan tahunan adalah sama dengan yang terjadi untuk keterlambatan harian.  Sepanjang musim semi dan awal musim panas, sejumlah besar energi surya yang datang mengalir ke dalam tanah yang pada saat itu mencapai suhu terendah.  Begitu bagian dari arus energi ke dalam tanah berkurang, karena tanah menjadi lebih panas relatif terhadap kondisi sekitar, maka akan semakin banyak energi diubah menjadi panas terasa.




Gambar 4.3.  Pola suhu rata-rata harian





Gambar 4.4.  Pola suhu rata-rata tahuna
4.6  Profil Vertikal atmosfir


Suhu memiliki profil vertikal yang agak rumit, yang dapat dibagi dalam lapisan-lapisan yang jelas berbeda satu dengan yang lain.  Untuk memahami mengapa lapisan-lapisan ini terbentuk kita harus memperhatikan dengan rinci pengaruh energi surya terhadap atmos­fir.

Radiasi surya bergerak melewati ruang hampa udara pada kecepatan hampir 300.000 km/detik.  Karena jarak rata-rata bumi - atmosfir adalah 150 juta kilometer, dibutuhkan waktu 8 menit untuk mencapai atmosfir bagian luar dari planet kita.  Pada waktu mencapai tempat itu, gelombang radiasi sangat pendek dengan energi tinggi mampu mengionisasi gas-gas atmosfir tertentu seperti nitrit oksida dan atom-atom oksigen (lihat Gambar 4.5).  Diatas ketinggian 80 km oksigen menyerap radiasi yang memiliki panjang gelombang lebih pendek dari 0.2 µm.  Pada ketinggian antara 20 dan 50 km, ozon secara selektif menyerap energi surya dengan panjang gelombang antara 0.2 dan 0.3 µm. 


Gambar 4.5  Karena ada gas-gas yang menyerap radiasi di bagian atas atmosfer, hanya radiasi surya yang lebih panjang dari 0.3 µm yang mampu mencapai permukaan bumi.



Sebagai akibatnya, menjelang radiasi surya mencapai permukaan bumi, praktis semua panjang gelombang yang lebih pendek dari 0.3 µm telah diserap gas-gas pada lapisan atas atmosfir.  Untuk memahami bagaiman pengaruh energi yang diserap ini terhadap suhu lapisan atas atmos­fir, kita akan mempelajari struktur vertikal suhu di atmosfir dimu­lai dari permukaan bumi.

Troposfir

Jika kita bergerak naik di atmosfir, suhu udara menurun dengan teratur.  Udara semakin dingin karena atmosfir di lapisan bawah dipanasi dari permukaan.  Hampir semua radiasi surya yang tidak diserap pada bagian atas atmosfir menembus lapisan bawah atmosfir untuk memanaskan permukaan, lalu permukaan memanaskan udara yang bersentuhan dengan permukaan tersebut.

Udara yang dipanaskan lalu naik (konveksi) dan membagikan panasnya kepada lapisan udara yang lebih tebal.  Karena setiap udara yang naik, mengembang dan menjadi makin dingin, maka pada setiap keting­gian udara yang naik lebih dingin dibandingkan udara yang berada di bawahnya.

Sementara itu, bumi secara tetap memancarkan energi infra merah yang akan diserap dan dipancarkan kembali oleh uap air dan karbondioksi­da.  Dengan makin tingginya tempat, konsentrasi gas-gas ini berku­rang sehingga hampir semua serapan terjadi pada lapisan dekat permu­kaan.  Dengan demikian, atmosfir yang paling panas adalah di permu­kaan dan secara bertahap menjadi dingin dengan bertambahnya keting­gian.

Kecepatan angin di ketinggian dengan tekanan 1/2 dari tekanan di permukaan bumi atau pada ketinggian kira-kira 5.5 km, jauh lebih kuat daripada angin di permukaan.  Di lapisan ini kita dapatkan awan-awan berwarna cerah dan gelap, beberapa nampak tipis dan tembus pandang, yang lainnya lebih besar dan tebal.  Dalam awan -awan ini kadang-kadang kita jumpai kilatan cahaya.

Pada ketinggian dekat 11 km, kita akan menemukan "sungai" udara sempit yang mengalir yang dinamakan jet-stream.  Sedikit diatas ketinggian ini, angin menghilang dan suhu udara tiba-tiba tidak turun lagi.

Jika kita merata-ratakan perubahan suhu dari permukaan sampai pada ketinggian 11 km, kita  dapati bahwa suhu udara turun sekitar 6.5 oC untuk setiap ketinggian 1000 m.  Laju penurunan suhu udara terhadap ketinggian disebut lapse-rate dan nilai -6.5oC adalah lapse rate rata-rata (standard).

Laju ini berfluktuasi, beragam dari hari ke hari atau musim ke musim.  Bagian dari atmosfir ini mengandung semua gejala cuaca yang kita kenal di bumi seperti kilat, petir, topan, hujan es, debu dan lain-lain.  Juga lapisan ini selalu bercampur aduk oleh karena arus udara naik dan turun.  Bagian dari udara yang  bersirkulasi ini, yang meliputi permukaan bumi sampai daerah yang suhu udaranya tidak turun lagi disebut Troposfir yang berarti lapisan yang berubah-ubah.



















Gambar 4.6  Lapisan-lapisan di atmosfir berdasarkan distribusi rata-rata suhu.

Tropopause

Ketinggian lapisan ini mencapai 17 km dan suhu udara ternyata sama dengan suhu pada ketinggian 11 km, karena tidak terjadi perubahan suhu terhadap ketinggian.  Dengan kata lain nilai lapse-ratenya nol.  Daerah seperti ini yang suhunya tidak berubah terhadap ketinggian disebut Isothermal.

Dasar dari daerah isothermal menandai batas atas troposfir dan merupakan awal lapisan lain yang disebut Stratosfir.  Lapisan yang memisahkan troposfir dan startosfir disebut Tropopause. 

Tropopause biasanya ditemukan pada ketinggian yang lebih tinggi di ekuator dan ketinggian berkurang dengan semakin dekat ke kutub dan secara umum lebih tinggi di musim panas dan lebih rendah di musim dingin pada semua lintang.  Ketinggian lapisan tropopause dapat ditentukan dengan membuat plot profil vertikal dari suhu udara di atas permukaan bumi, titik awal dari daerah isothermal itulah yang menandai posisi topopause.


Stratosfir

Lapisan ini berada pada ketinggian 20 km.  Diluar dugaan, suhu malah naik.  Kenaikkan suhu dengan ketinggian disebut inversi.  Inversi ini, seperti juga lapisan isothermal dibawahnya mencegah arus verti­kal dari troposfir menyebar ke stratosfir.  Inversi juga cenderung mengurangi jumlah gerakan vertikal di stratosfir itu sendiri, karena itu lapisan ini dikenal sebagai daerah yang berlapis-lapis.

Apa yang menyebabkan inversi ?

Barangkali kita masih ingat bahwa lapisan ini mengandung ozon meski­pun sebenarnya konsentrasinya kecil,  bahkan di daerah dimana ozon paling padat (kira-kira pada ketinggian 25 km) hanya terdapat 12 molekul ozon untuk setiap juta molekul udara.  Disini, komposisi udara tetap hampir sama dengan di dekat permukaan, terutama terdiri dari nitrogen 78% dan oksigen 21%.  Meskipun konsentrasinya kecil, ozon memainkan peranan penting dalam memanaskan udara.  Ozon sangat menyerap ultra violet pada  panjang gelombang antara 0.2 dan 0.3 µm.  Sebagian dari energi yang diserap meningkatkan gerakan energi kine­tik dari molekul ozon.  Molekul-molekul ini meneruskan energinya kepada molekul lain yang bertumbukan dengan molekul tersebut. 

Peningkatan gerakan gas-gas menyebabkan kenaikan suhu yang menjelas­kan mengapa terjadi inversi di stratosfir.  Jika tidak terdapat ozon, udara mungkin menjadi lebih dingin dengan makin tingginya tempat seperti  pada lapisan troposfir, tidak akan terjadi inversi dan tidak ada daerah yang berlapis-lapis.

Dengan sangat menyerap radiasi ultra violet, ozon melindungi kehidu­pan di permukaan dari bahaya radiasi gelombang pendek.  Itulah sebabnya sangat berbahaya kalau lapisan pelindung ini hilang oleh karena kegiatan manusia.

Semakin tinggi kita nak, suhu juga semakin tinggi.  Suhu pada ket­inggian 50 km jauh lebih hangat dibandng pada daerah dengan konsen­trasi ozon maksimal (pada ketinggian 25 km) mengapa demikian ?  Suhu maksimum terjadi pada daerah ini karena sebagian besar radiasi ultra violet yang menyebabkan pemanasan diserap disini, sehingga tidak turun sampai ke lapisan ozon. 

Lagipula, udara pada ketinggian 50 km tidak sepadat pada ketinggian 25 km, yang berarti jumlah molekul udara di lapisan ini hanya sedi­kit, sehingga sebagian energi surya yang diterima di ketinggian ini akan menaikkan suhu ke derajat yang lebih tinggi dibanding bila jumlah molekul udara lebih banyak.  Karena atmosfir di lapisan ini tipis, perpindahan enrgi ke arah bawah dengan cara tumbukan antar molekul (konduksi) sangat lambat.


Mesosfir

Di atas ketinggian 50 km, kita jumpai suhu udara menjadi isothermal kemudian turun kembali.  Kita menuju ke lapisan yang disebut Mesos­fir atau lapisan tengah.  Batas pada ketinggian 50 km yang memisah­kan lapisan-lapisan ini disebut Stratopause.  Seperti Tropopause, ketinggiannya beragam tergantung linttang tempat dan musim, tetapi keragamannya tidak sebesar pada  Tropopause.

Tekanan udara turun secara drastis 1000 kali lebih rendah daripada di permukaan.  Kalau tekanan di permukaan 1000 mb, di lapisan ini hanya 1 mb.  Ini berarti hanya 1/1000 dari semua molekul attmosfir berada di lapisan atas, sisanya (99.9%) berada di dekat permukaan bumi.  Di lapisan ini udara sangat tipis, sehingga meskipun matahari bersinar sangat terang, langit nampak semakin gelap. Hal ini meng­gambarkan sedikitnya molekul di atmosfir. 

Telah kita ketahui bahwa molekul udara secara selektif membaurkan panjang gelombang yang lebih pendek dari cahaya tampak dan hal ini membuat langit nampak biru.  Dengan molekul-molekul yang sangat sedikit di lapisan ini, hanya sedikit terjadi pembauran cahaya, itu sebabnya langit nampak semakin gelap. 

Semakin tinggi tempat, udara semakin dingin.  Penurunan suhu seba­gian disebabkan karena hanya sedikit  ozon yang terdapat di udara untuk menyerap radiasi surya, sehingga molekul-molekul terutama yang berada berada dekat puncak mesosfir mampu untuk memancarkan lebih banyak energi daripada menyerapnya, ini menyebabkan terjadinya defisit energi dan penurunan suhu.

Panas dari stratosfir dibawa ke atas oleh proses konveksi untuk menggantikan defisit energi ini, tetapi udara yang naik juga menjadi dingin, sehingga kita jumpai gerakan vertikal di atmosfir dengan suhu yang semakin dingin dengan ketinggian sampai pada ketinggian 85 km.  Pada ketinggian ini suhu atmosfir mencapai nilai terendah -90oC.


Thermosfir

Diatas ketinggian 85 km, suhu udara mula-mula isothermal lalu men­ingkat dengan ketinggian.  Lapisan baru ini dinamai thermosfir.  Batas yang memisahkan mesosfir yang lebih rendah dan lebih dingin dari lapisan thermosfir yang lebih hangat disebut Mesopause.  Di lapisan ini, semakin tinggi tempat udara menjadi lebih hangat, terjadi suatu inversi lagi.

Di lapisan ini radiasi ultra violet dibawah panjang gelombang 0.2 µm diserap, terutama oleh molekul oksigen.  Radiasi ini menyediakan cukup energi untuk memecahkan molekul oksigen menjadi dua atom oksigen yang terpisah pada proses yang nampak seperti ini :

O2 + radiasi surya   -----------> O + O


Energi yang tersisa sesudah pemisahan molekul meningkatkan gerakan atom.  Karena relatif hanya sedikit atom dan molekul di lapisan ini, penyerapan sejumlah kecil radiasi menyebabkan kenaikan suhu yang tinggi sehingga terjadilah inversi, juga karena jumlah radiasi surya yang mempengaruhi lapisan ini sangat bergantung pada kegiatan surya.

Suhu di thermosfir beragam dari hari ke hari.  Waktu matahari te­nang, suhu pada ketinggian 300 km sekitar 700oC dan waktu matahari akttif sekitar 1700oC.

Pada bagian bawah thermosfir, komposisi udara berubah.  Udara menja­di begitu tipis sehingga hanya terjadi beberapa tumbukan antara atom-atom dan molekul-molekul, dan atom-atom oksigen tidak dengan cepat bergabung kembali untuk membentuk molekul oksigen.  Berbeda dengan konsentrasi standard gas-gas di atmosfir, yaitu nitrogen lebih banyak daripada oksigen, di lapisan ini oksigen lebih banyak daripada nitrogen. 

Meskipun demikian tidak berarti terdapat banyak Ozon karena untuk membentuk ozon harus terjadi tumbukan antara atom-atom oksigen, molekul-molekul oksigen dan molekul-molekul lain yang memiliki kelebihan energi yang dilepas dari suatu reaksi.  Sedangkan peluang untuk terjadi tumbukan yang demikian di lapisan dengan kerapatan rendah seperti lapisan thermosfir ini, sangat kecil, karena itu tidak terdapat ozon di lapisan ini.


Exosfir

Di lapisan yang sangat tinggi, atmosfir menjadi sangat tipis.  Atmosfir dan molekul bergerak dalam jarak yang agak jauh sebelum mereka saling bertumbukan satu dengan yang lain.  Pada ketinggian 250 km jarak-rata-rata satu atom dengan atom lain (yang disebut rata-rata jalur bebas atom, lihat tabel 4.2) adalah 1000 m  dan pada ketinggian 500 km jaraknya 10000 m.

Karena peluang  untuk bertabrakan berkurang, banyak dari molekul-molekul yang ringan dan bergerak cepat lepas dari tarikan gravitasi bumi. Lapisan dimana atom-atom dan molekul-molekul lepas ke luar angkasa disebut exosfir. ini adalah lapisan batas teratas dari atmosfir, kira-kira setinggi 500 km dari permukaan bumi.


Tabel 4.2.  Rata-rata jalur Bebas Atom

Ketinggian                 Wilayah                                                Jalur bebas rata-rata
(Km)                                                                                        (m)
                                               
500                              Exosfir                                                            10,000
250                              Thermosfir                                           1000
180                              Thermosfir                                           100
150                              Thermosfir                                           10
100                              Thermosfir                                             0.1
 50                               Stratopause                                         10-4
  0                                Permukaan                                          10-7



Free Template Blogger collection template Hot Deals BERITA_wongANteng SEO theproperty-developer

0 komentar:

Poskan Komentar