Kerapatan udara

Kerapatan udara atau kerapatan atmosfer, dilambangkan ρ,^[1] adalah massa per satuan volume atmosfer Bumi pada suatu titik dan waktu tertentu. Kepadatan udara, seperti tekanan udara, berkurang seiring bertambahnya ketinggian. Kepadatan udara juga berubah seiring dengan variasi tekanan atmosfer, suhu, dan kelembapan. Menurut ISO International Standard Atmosphere (ISA), kerapatan udara standar di permukaan laut pada 101,325 kPa (abs) dan 15 °C (59 °F) adalah 1,2250 kg/m³ (0,07647 lb/cu ft).^[2] Pada suhu permukaan laut non-standar 20 °C (68 °F), massa jenis akan menurun hingga 1,204 kg/m³ (0,0752 lb/cu ft). Ini sekitar Templat:Fract dari air dengan massa jenis sekitar 1.000 kg/m³ (62 lb/cu ft).

Kepadatan udara merupakan properti yang digunakan dalam banyak cabang sains, teknik, dan industri, termasuk aeronautika;^[3]^[4]^[5] analisis gravimetrik;^[6] industri pendingin udara;^[7] penelitian atmosfer dan meteorologi;^[8]^[9]^[10] teknik pertanian (pemodelan dan pelacakan model Tanah-Tumbuhan-Atmosfer-Transfer (SVAT));^[11]^[12]^[13] dan komunitas teknik yang menangani udara bertekanan.^[14]

Tergantung pada instrumen pengukuran yang digunakan, berbagai perangkat Persamaan untuk menghitung kepadatan udara dapat diterapkan. Udara merupakan campuran gas dan perhitungan selalu menyederhanakan, pada tingkat yang lebih besar atau lebih kecil, sifat campuran tersebut.

Suhu

Jika hal-hal lain sama (terutama tekanan dan kelembapan), udara yang lebih panas kurang padat daripada udara yang lebih dingin dan dengan demikian akan naik sementara udara yang lebih dingin cenderung turun karena daya apung. Hal ini dapat dilihat dengan menggunakan hukum gas ideal sebagai perkiraan.

Udara kering

Kepadatan udara kering dapat dihitung menggunakan hukum gas ideal, yang dinyatakan sebagai fungsi suhu dan tekanan: ${\begin{aligned}\rho &={\frac {p}{R_{\text{spesifik}}T}}\\R_{\text{spesifik}}&={\frac {R}{M}}={\frac {k_{\rm {B}}}{m}}\\\rho &={\frac {pM}{RT}}={\frac {pm}{k_{\rm {B}}T}}\\\end{aligned}}$

di mana:

$\rho$ , kepadatan udara (kg/m³)^{[note 1]}
$p$ , tekanan absolut (Pa)^{[note 1]}
$T$ , suhu termodinamika (K)^{[note 1]}
$R$ adalah konstanta gas, 831.446.261.815.324 dalam J⋅K⁻¹⋅mol⁻¹ ^{[note 1]}
$M$ adalah massa molar udara kering, sekitar 00.289.652 dalam kg⋅mol⁻¹.^{[note 1]}
$k_{\rm {B}}$ adalah konstanta Boltzmann, 1.380.649×10⁻²³ dalam J⋅K⁻¹^{[note 1]}
$m$ adalah massa molekul udara kering, sekitar 481×10⁻²⁶ dalam kg.^{[note 1]}
$R_{\text{spesifik}}$ , tetapan gas untuk udara kering, yang menggunakan nilai-nilai yang disajikan di atas akan menjadi sekitar 287,0500676 dalam J⋅kg⁻¹⋅K⁻¹.^{[note 1]}

Oleh karena itu:

Pada IUPAC suhu dan tekanan standar (0 °C dan 100 kPa), udara kering memiliki massa jenis sekitar 1,2754 kg/m³.
Pada 20 °C dan 101,325 kPa, udara kering memiliki massa jenis 1,2041 kg/m³.
Pada 70 °F dan 14,696 psi, udara kering memiliki kepadatan 0,074887 lb/ft³.

Tabel berikut menggambarkan hubungan kepadatan udara–suhu pada 1 atm atau 101,325 kPa:

Pengaruh suhu terhadap sifat udara
Suhu (Celsius) θ [°C]	Kecepatan suara c [m/s]	Kerapatan udara ρ [kg/m³]	Karakteristik spesifik impedansi akustik z₀ [Pa⋅s/m]
35	351.88	1.1455	403.2
30	349.02	1.1644	406.5
25	346.13	1.1839	409.4
20	343.21	1.2041	413.3
15	340.27	1.2250	416.9
10	337.31	1.2466	420.5
5	334.32	1.2690	424.3
0	331.30	1.2922	428.0
−5	328.25	1.3163	432.1
−10	325.18	1.3413	436.1
−15	322.07	1.3673	440.3
−20	318.94	1.3943	444.6
−25	315.77	1.4224	449.1

Udara lembap

Penambahan uap air ke udara (yang membuat udara lembap) mengurangi kepadatan udara, yang mungkin awalnya tampak berlawanan dengan intuisi. Hal ini terjadi karena massa molar uap air (18 g/mol) lebih kecil daripada massa molar udara kering^{[note 2]} (sekitar 29 g/mol). Untuk setiap gas ideal, pada suhu dan tekanan tertentu, jumlah molekulnya konstan untuk volume tertentu (lihat Hukum Avogadro). Jadi, ketika molekul air (uap air) ditambahkan ke volume udara tertentu, molekul udara kering harus berkurang dengan jumlah yang sama, agar tekanan tidak meningkat atau suhu tidak menurun. Oleh karena itu, massa per satuan volume gas (densitasnya) berkurang.

Densitas udara lembap dapat dihitung dengan memperlakukannya sebagai campuran gas ideal. Dalam hal ini, tekanan parsial uap air dikenal sebagai tekanan uap. Dengan menggunakan metode ini, kesalahan dalam perhitungan densitas kurang dari 0,2% dalam kisaran −10 °C hingga 50 °C. Kepadatan udara lembap ditemukan oleh:^[15] $\rho _{\text{udara lembap}}={\frac {p_{\text{d}}}{R_{\text{d}}T}}+{\frac {p_{\text{v}}}{R_{\text{v}}T}}={\frac {p_{\text{d}}M_{\text{d}}+p_{\text{v}}M_{\text{v}}}{RT}}$

di mana:

$\rho _{\text{udara lembap}}$ , kepadatan udara lembap (kg/m³)
$p_{\text{d}}$ , tekanan parsial udara kering (Pa)
$R_{\text{d}}$ , konstanta gas spesifik untuk udara kering, 287,058 J/(kg·K)
$T$ , suhu (K)
$p_{\text{v}}$ , tekanan uap air (Pa)
$R_{\text{v}}$ , konstanta gas spesifik untuk uap air, 461,495 J/(kg·K)
$M_{\text{d}}$ , massa molar udara kering, 0,0289652 kg/mol
$M_{\text{v}}$ , massa molar uap air, 0,018016 kg/mol
$R$ , Tetapan gas universal, 8,31446 J/(K·mol)

Tekanan uap air dapat dihitung dari tekanan uap jenuh dan kelembapan relatif. Tekanan ini ditemukan oleh: $p_{\text{v}}=\phi p_{\text{sat}}$

di mana:

$p_{\text{v}}$ , tekanan uap air
$\phi$ , kelembapan relatif (0,0–1,0)
$p_{\text{sat}}$ , tekanan uap jenuh

tekanan uap air jenuh pada suhu tertentu adalah tekanan uap saat kelembapan relatif adalah 100%. Salah satu rumus adalah Persamaan Tetens dari^[16] yang digunakan untuk mencari tekanan uap jenuh adalah: $p_{\text{sat}}=0,61078\exp \left({\frac {17,27(T-273,15)}{T-35,85}}\right)$ di mana:

$p_{\text{sat}}$ , tekanan uap jenuh (kPa)
$T$ , temperature (K)atmosfer di atas ketinggian h. Oleh karena itu, fraksi massa troposfer dari seluruh atmosfer diberikan menggunakan rumus perkiraan untuk p:

$1-{\frac {p(h=11{\text{ km}})}{p_{0}}}=1-\left({\frac {T(11{\text{ km}})}{T_{0}}}\right)^{\frac {gM}{RL}}\approx 76\%$

Untuk nitrogen, adalah 75%, sedangkan untuk oksigen adalah 79%, dan untuk karbon dioksida, 88%.

Variasi dengan ketinggian

Atmosfer standar: p₀ = 101,325 kPa, T₀ = 288,15 K, ρ₀ = 1,225 kg/m³

Tropopause

Untuk menghitung kepadatan udara sebagai fungsi ketinggian, diperlukan parameter tambahan. Untuk troposfer, bagian terendah (~10 km) dari atmosfer, parameter tersebut dicantumkan di bawah ini, beserta nilainya menurut Atmosfer Standar Internasional, menggunakan konstanta gas universal untuk perhitungan, bukan konstanta khusus udara:

$p_{0}$ , tekanan atmosfer standar permukaan laut, 101325 Pa
$T_{0}$ , suhu standar permukaan laut, 288,15 K
$g$ , percepatan gravitasi permukaan bumi, 9,80665 m/s²
$L$ , laju lelap suhu, 0,0065 K/m
$R$ , konstanta gas ideal (universal), 8,31446 J/(mol·K)
$M$ , massa molar udara kering, 0,0289652 kg/mol

Suhu pada ketinggian $h$ meter di atas permukaan laut diperkirakan dengan rumus berikut (hanya berlaku di dalam troposfer, tidak lebih dari ~18 km di atas permukaan Bumi (dan lebih rendah dari Khatulistiwa)): $T=T_{0}-Lh$

Tekanan pada ketinggian $h$ diberikan oleh: $p=p_{0}\left(1-{\frac {Lh}{T_{0}}}\right)^{\frac {gM}{RL}}$

Kepadatan kemudian dapat dihitung menurut bentuk molar dari hukum gas ideal: $\rho ={\frac {pM}{RT}}={\frac {pM}{RT_{0}\left(1-{\frac {Lh}{T_{0}}}\right)}}={\frac {p_{0}M}{RT_{0}}}\left(1-{\frac {Lh}{T_{0}}}\right)^{{\frac {gM}{RL}}-1}$

di mana:

Perhatikan bahwa kerapatan di dekat tanah adalah ${\textstyle \rho _{0}={\frac {p_{0}M}{RT_{0}}}}$

Dapat dengan mudah diverifikasi bahwa persamaan hidrostatik berlaku: ${\frac {dp}{dh}}=-g\rho .$

Perkiraan eksponensial

Karena suhu bervariasi terhadap ketinggian di dalam troposfer kurang dari 25%, ${\textstyle {\frac {Lh}{T_{0}}}<0,25}$ dan seseorang dapat memperkirakan: $\rho =\rho _{0}e^{\left({\frac {gM}{RL}}-1\right)\ln \left(1-{\frac {Lh}{T_{0}}}\right)}\approx \rho _{0}e^{-\left({\frac {gM}{RL}}-1\right){\frac {Lh}{T_{0}}}}=\rho _{0}e^{-\left({\frac {gMh}{RT_{0}}}-{\frac {Lh}{T_{0}}}\right)}$

Jadi: $\rho \approx \rho _{0}e^{-h/H_{n}}$

Yang identik dengan solusi isotermal, kecuali bahwa H_n, skala tinggi penurunan eksponensial untuk kepadatan (serta untuk jumlah kepadatan n), tidak sama dengan RT₀/gM seperti yang diharapkan untuk atmosfer isotermal, melainkan: ${\frac {1}{H_{n}}}={\frac {gM}{RT_{0}}}-{\frac {L}{T_{0}}}$

Yang menghasilkan H_n = 10,4 km.

Perhatikan bahwa untuk gas yang berbeda, nilai H_n berbeda, menurut massa molar M: Nilainya adalah 10,9 untuk nitrogen, 9,2 untuk oksigen, dan 6,3 untuk karbon dioksida. Nilai teoritis untuk uap air adalah 19,6, tetapi karena kondensasi uap, ketergantungan kerapatan uap air sangat bervariasi dan tidak dapat diperkirakan dengan baik oleh rumus ini.

Tekanan dapat didekati dengan eksponen lain: $p=p_{0}e^{{\frac {gM}{RL}}\ln \left(1-{\frac {Lh}{T_{0}}}\right)}\approx p_{0}e^{-{\frac {gM}{RL}}{\frac {Lh}{T_{0}}}}=p_{0}e^{-{\frac {gMh}{RT_{0}}}}$

Yang identik dengan solusi isotermal, dengan skala ketinggian yang sama H_p = RT₀/gM. Perhatikan bahwa persamaan hidrostatik tidak lagi berlaku untuk perkiraan eksponensial (kecuali L diabaikan).

H_p adalah 8,4 km, tetapi untuk gas yang berbeda (mengukur tekanan parsialnya), nilainya berbeda lagi dan bergantung pada massa molar, menghasilkan 8,7 untuk nitrogen, 7,6 untuk oksigen, dan 5,6 untuk karbon dioksida.

Total konten

Perhatikan lebih lanjut bahwa karena g, percepatan gravitasi Bumi, kira-kira konstan terhadap ketinggian di atmosfer, tekanan pada ketinggian h sebanding dengan integral kerapatan di kolom di atas h, dan oleh karena itu terhadap massa di atmosfer di atas ketinggian h. Oleh karena itu, fraksi massa troposfer dari seluruh atmosfer diberikan menggunakan rumus perkiraan untuk p: $1-{\frac {p(h=11{\text{ km}})}{p_{0}}}=1-\left({\frac {T(11{\text{ km}})}{T_{0}}}\right)^{\frac {gM}{RL}}\approx 76\%$

Untuk nitrogen, 75%, sedangkan untuk oksigen 79%, dan untuk karbon dioksida 88%.

Tropopause

Lebih tinggi dari troposfer, di tropopause, suhunya kira-kira konstan dengan ketinggian (hingga ~20 km) dan 220 K. Artinya pada lapisan ini L = 0 dan T = 220 K, sehingga penurunan eksponensial lebih cepat, dengan H_TP = 6,3 km untuk udara (6,5 untuk nitrogen, 5,7 untuk oksigen, dan 4,2 untuk karbon dioksida). Baik tekanan maupun kepadatan mematuhi hukum ini, jadi, menandai ketinggian batas antara troposfer dan tropopause sebagai U:

${\begin{aligned}p&=p(U)e^{-{\frac {h-U}{H_{\text{TP}}}}}=p_{0}\left(1-{\frac {LU}{T_{0}}}\right)^{\frac {gM}{RL}}e^{-{\frac {h-U}{H_{\text{TP}}}}}\\\rho &=\rho (U)e^{-{\frac {h-U}{H_{\text{TP}}}}}=\rho _{0}\left(1-{\frac {LU}{T_{0}}}\right)^{{\frac {gM}{RL}}-1}e^{-{\frac {h-U}{H_{\text{TP}}}}}\end{aligned}}$

Komposisi

Komposisi atmosfer kering, berdasarkan volume^{[▽ note 1]}^{[▽ note 2]}
Gas (and others)		Various^[17]		CIPM-2007^[18]		ASHRAE^[19]		Schlatter^[20]		ICAO^[21]		US StdAtm76^[22]		▼ Tap to expand or collapse table ▲
Gas (and others)		ppmv ^{[▽ note 3]}	persentase	ppmv	persentase	ppmv	persentase	ppmv	persentase	ppmv	persentase	ppmv	persentase
Nitrogen	N₂	780,800	78.080%	780,848	78.0848%	780,818	78.0818%	780,840	78.084%	780,840	78.084%	780,840	78.084%
Oksigen	O₂	209,500	20.950%	209,390	20.9390%	209,435	20.9435%	209,460	20.946%	209,476	20.9476%	209,476	20.9476%
Argon	Ar	9,340	0.9340%	9,332	0.9332%	9,332	0.9332%	9,340	0.9340%	9,340	0.9340%	9,340	0.9340%
Karbon dioksida	CO₂	397.8	0.03978%	400	0.0400%	385	0.0385%	384	0.0384%	314	0.0314%	314	0.0314%
Neon	Ne	18.18	0.001818%	18.2	0.00182%	18.2	0.00182%	18.18	0.001818%	18.18	0.001818%	18.18	0.001818%
Helium	He	5.24	0.000524%	5.2	0.00052%	5.2	0.00052%	5.24	0.000524%	5.24	0.000524%	5.24	0.000524%
Metana	CH₄	1.81	0.000181%	1.5	0.00015%	1.5	0.00015%	1.774	0.0001774%	2	0.0002%	2	0.0002%
Kripton	Kr	1.14	0.000114%	1.1	0.00011%	1.1	0.00011%	1.14	0.000114%	1.14	0.000114%	1.14	0.000114%
Hidrogen	H₂	0.55	0.000055%	0.5	0.00005%	0.5	0.00005%	0.56	0.000056%	0.5	0.00005%	0.5	0.00005%
Dinitrogen monoksida	N₂O	0.325	0.0000325%	0.3	0.00003%	0.3	0.00003%	0.320	0.0000320%	0.5	0.00005%	-	-
Karbon monoksida	CO	0.1	0.00001%	0.2	0.00002%	0.2	0.00002%	-	-	-	-	-	-
Xenon	Xe	0.09	0.000009%	0.1	0.00001%	0.1	0.00001%	0.09	0.000009%	0.087	0.0000087%	0.087	0.0000087%
Nitrogen dioksida	NO₂	0.02	0.000002%	-	-	-	-	-	-	Up to 0.02	Up to 0.000002%	-	-
Iodine	I₂	0.01	0.000001%	-	-	-	-	-	-	Up to 0.01	Up to 0.000001%	-	-
Amonia	NH₃	trace	trace	-	-	-	-	-	-			-	-
Belerang dioksida	SO₂	trace	trace	-	-	-	-	-	-	Up to 1.00	Up to 0.0001%	-	-
Ozon	O₃	0.02 to 0.07	2 to 7×10⁻⁶%	-	-	-	-	0.01 to 0.10	1 to 10×10⁻⁶%	Up to 0.02 to 0.07 ^{[▽ note 4]}	Up to 2 to 7×10⁻⁶% ^{[▽ note 4]}	-	-
Trace to 30 ppm ^{[▽ note 5]}	—	-	-	-	-	2.9	0.00029%	-	-	-	-	-	-
Total atmosfer bumi	atmosfer bumi	1,000,000	100.00%	1,000,000	100.00%	1,000,000	100.00%	1,000,000	100.00%	1,000,000	100.00%	1,000,080	100.00%
Not included in above dry atmosphere
Uap air	H₂O	~0.25% by mass over full atmosphere, locally 0.001–5% by volume.^[23]						~0.25% by mass over full atmosphere, locally 0.001–5% by volume.^[23]
▽ notes ^ Concentration pertains to the troposphere ^ Total values may not add up to exactly 100% due to roundoff and uncertainty. ^ ppmv: parts per million by volume. Volume fraction is equal to mole fraction for ideal gas only, see volume (thermodynamics). ^ ^a ^b O₃ concentration up to 0.07 ppmv (7×10⁻⁶%) in summer and up to 0.02 ppmv (2×10⁻⁶%) in winter. ^ Volumetric composition value adjustment factor (sum of all trace gases, below the CO₂, and adjusts for 30 ppmv)

Lihat juga

Catatan

^ ^a ^b ^c ^d ^e ^f ^g ^h Dalam sistem satuan SI. Namun, satuan lain dapat digunakan.
^ karena udara kering merupakan campuran gas, massa molarnya merupakan rata-rata tertimbang dari massa molar komponen-komponennya

Referensi

^ Rho secara luas digunakan sebagai simbol umum untuk kerapatan
^ "Appendix B: International Standard Atmosphere". Advanced Aircraft Design. John Wiley & Sons, Ltd. 2013. doi:10.1002/9781118568101.app2?msockid=16dc6d361f816a382ce57ec01e986b56. ISBN 978-1-118-56810-1. Diakses tanggal 2025-04-27. Table B.1 Basic properties of the International Standard Atmosphere (ISA), Standard values at SL, Pressure p=1.013250×105&nbspPa (760 mm Hg), Temperature T=15◦C (288.15 K), Density ρ=1.2250 kg/m3....
^ Olson, Wayne M. (2000) AFFTC-TIH-99-01, Aircraft Performance Flight
^ ICAO, Manual of the ICAO Standard Atmosphere (extended to 80 kilometres (262 500 feet)), Doc 7488-CD, Third Edition, 1993, ISBN 92-9194-004-6.
^ Grigorie, T.L., Dinca, L., Corcau J-I. and Grigorie, O. (2010) Aircraft's Altitude Measurement Using Pressure Information:Barometric Altitude and Density Altitude
^ A., Picard, R.S., Davis, M., Gläser dan K., Fujii (CIPM-2007) Rumus yang direvisi untuk kepadatan udara lembap
^ S. Herrmann, H.-J. Kretzschmar, dan D.P. Gatley (2009), Laporan Akhir ASHRAE RP-1485
^ F.R. Martins, R.A. Guarnieri e E.B. Pereira, (2007) O aproveitamento da energia eólica (The wind energy resource).
^ Andrade, R.G., Sediyama, G.C., Batistella, M., Victoria, D.C., da Paz, A.R., Lima, E.P., Nogueira, S.F. (2009) Mapeamento de parâmetros biofísicos e da evapotranspiração no Pantanal usando técnicas de sensoriamento remoto
^ Marshall, John and Plumb, R. Alan (2008), Atmosphere, ocean, and climate dynamics: an introductory text ISBN 978-0-12-558691-7.
^ Pollacco, J. A., and B. P. Mohanty (2012), Uncertainties of Water Fluxes in Soil-Vegetation-Atmosphere Transfer Models: Inverting Surface Soil Moisture and Evapotranspiration Retrieved from Remote Sensing, Vadose Zone Journal, 11(3), DOI:10.2136/vzj2011.0167.
^ Shin, Y., B. P. Mohanty, and A.V.M. Ines (2013), Estimating Effective Soil Hydraulic Properties Using Spatially Distributed Soil Moisture and Evapotranspiration, Vadose Zone Journal, 12(3), DOI:10.2136/vzj2012.0094.
^ Saito, H., J. Simunek, and B. P. Mohanty (2006), Numerical Analysis of Coupled Water, Vapor, and Heat Transport in the Vadose Zone, Vadose Zone J. 5: 784–800.
^ Perry, R.H. and Chilton, C.H., eds., Chemical Engineers' Handbook, 5th ed., McGraw-Hill, 1973.
^ "Shelquist, R (2009) Equations - Air Density and Density Altitude". Diarsipkan dari asli tanggal 2010-11-30. Diakses tanggal 2025-04-29.
^ "Shelquist, R (2009) Algorithms - Schlatter and Baker". Diarsipkan dari asli tanggal 2015-02-14. Diakses tanggal 2025-04-29.
^ Partial sources for figures: Base constituents, Nasa earth factsheet, (updated 2014-03). Carbon dioxide, NOAA Earth System Research Laboratory, (updated 2014-03). Methane and Nitrous Oxide, The NOAA Annual greenhouse gas index(AGGI) Greenhouse gas-Figure 2, (updated 2014-03).
^ A., Picard, R.S., Davis, M., Gläser and K., Fujii (2008), Revised formula for the density of moist air (CIPM-2007), Metrologia 45 (2008) 149–155 doi:10.1088/0026-1394/45/2/004, pg 151 Table 1
^ S. Herrmann, H.-J. Kretzschmar, and D.P. Gatley (2009), ASHRAE RP-1485 Final Report Thermodynamic Properties of Real Moist Air,Dry Air, Steam, Water, and Ice pg 16 Table 2.1 and 2.2
^ Thomas W. Schlatter (2009), Atmospheric Composition and Vertical Structure pg 15 Table 2
^ ICAO, Manual of the ICAO Standard Atmosphere (extended to 80 kilometres (262 500 feet)), Doc 7488-CD, Third Edition, (1993), ISBN 92-9194-004-6. pg E-x Table B
^ U.S. Committee on Extension to the Standard Atmosphere (COESA) (1976) U.S. Standard Atmosphere, 1976 pg 03 Table 3
^ ^a ^b Wallace, John M. and Peter V. Hobbs. Atmospheric Science; An Introductory Survey. Elsevier. Second Edition, 2006. ISBN 978-0-12-732951-2. Chapter 1

[refname1-19] Concentration pertains to the troposphere

[refname2-20] Total values may not add up to exactly 100% due to roundoff and uncertainty.

[refname3-27] v: parts per million by volume. Volume fraction is equal to mole fraction for ideal gas only, see volume (thermodynamics).

[refname6-28] O₃ concentration up to 0.07 ppmv (7×10⁻⁶%) in summer and up to 0.02 ppmv (2×10⁻⁶%) in winter.

[refname5-29] Volumetric composition value adjustment factor (sum of all trace gases, below the CO₂, and adjusts for 30 ppmv)

[SInote01-15] ^ ^a ^b ^c ^d ^e ^f ^g ^h Dalam sistem satuan SI. Namun, satuan lain dapat digunakan.

[16] rena udara kering merupakan campuran gas, massa molarnya merupakan rata-rata tertimbang dari massa molar komponen-komponennya

[1] Rho secara luas digunakan sebagai simbol umum untuk kerapatan

[2] "Appendix B: International Standard Atmosphere". Advanced Aircraft Design. John Wiley & Sons, Ltd. 2013. doi:10.1002/9781118568101.app2?msockid=16dc6d361f816a382ce57ec01e986b56. ISBN 978-1-118-56810-1. Diakses tanggal 2025-04-27. Table B.1 Basic properties of the International Standard Atmosphere (ISA), Standard values at SL, Pressure p=1.013250×105&nbspPa (760 mm Hg), Temperature T=15◦C (288.15 K), Density ρ=1.2250 kg/m3....

[aero_01en-3] Olson, Wayne M. (2000) AFFTC-TIH-99-01, Aircraft Performance Flight

[aero_02en-4] ICAO, Manual of the ICAO Standard Atmosphere (extended to 80 kilometres (262 500 feet)), Doc 7488-CD, Third Edition, 1993, ISBN 92-9194-004-6.

[aero_03en-5] Grigorie, T.L., Dinca, L., Corcau J-I. and Grigorie, O. (2010) Aircraft's Altitude Measurement Using Pressure Information:Barometric Altitude and Density Altitude

[grav_01en-6] A., Picard, R.S., Davis, M., Gläser dan K., Fujii (CIPM-2007) Rumus yang direvisi untuk kepadatan udara lembap

[hvac_01en-7] S. Herrmann, H.-J. Kretzschmar, dan D.P. Gatley (2009), Laporan Akhir ASHRAE RP-1485

[mete_01en-8] F.R. Martins, R.A. Guarnieri e E.B. Pereira, (2007) O aproveitamento da energia eólica (The wind energy resource).

[mete_02en-9] Andrade, R.G., Sediyama, G.C., Batistella, M., Victoria, D.C., da Paz, A.R., Lima, E.P., Nogueira, S.F. (2009) Mapeamento de parâmetros biofísicos e da evapotranspiração no Pantanal usando técnicas de sensoriamento remoto

[mete_03en-10] Marshall, John and Plumb, R. Alan (2008), Atmosphere, ocean, and climate dynamics: an introductory text ISBN 978-0-12-558691-7.

[agri_01en-11] Pollacco, J. A., and B. P. Mohanty (2012), Uncertainties of Water Fluxes in Soil-Vegetation-Atmosphere Transfer Models: Inverting Surface Soil Moisture and Evapotranspiration Retrieved from Remote Sensing, Vadose Zone Journal, 11(3), DOI:10.2136/vzj2011.0167.

[agri_02en-12] Shin, Y., B. P. Mohanty, and A.V.M. Ines (2013), Estimating Effective Soil Hydraulic Properties Using Spatially Distributed Soil Moisture and Evapotranspiration, Vadose Zone Journal, 12(3), DOI:10.2136/vzj2012.0094.

[agri_03en-13] Saito, H., J. Simunek, and B. P. Mohanty (2006), Numerical Analysis of Coupled Water, Vapor, and Heat Transport in the Vadose Zone, Vadose Zone J. 5: 784–800.

[eng_01en-14] Perry, R.H. and Chilton, C.H., eds., Chemical Engineers' Handbook, 5th ed., McGraw-Hill, 1973.

[wahiduddin_01-17] "Shelquist, R (2009) Equations - Air Density and Density Altitude". Diarsipkan dari asli tanggal 2010-11-30. Diakses tanggal 2025-04-29.

[wahiduddin_02-18] "Shelquist, R (2009) Algorithms - Schlatter and Baker". Diarsipkan dari asli tanggal 2015-02-14. Diakses tanggal 2025-04-29.

[21] Partial sources for figures: Base constituents, Nasa earth factsheet, (updated 2014-03). Carbon dioxide, NOAA Earth System Research Laboratory, (updated 2014-03). Methane and Nitrous Oxide, The NOAA Annual greenhouse gas index(AGGI) Greenhouse gas-Figure 2, (updated 2014-03).

[22] A., Picard, R.S., Davis, M., Gläser and K., Fujii (2008), Revised formula for the density of moist air (CIPM-2007), Metrologia 45 (2008) 149–155 doi:10.1088/0026-1394/45/2/004, pg 151 Table 1

[23] S. Herrmann, H.-J. Kretzschmar, and D.P. Gatley (2009), ASHRAE RP-1485 Final Report Thermodynamic Properties of Real Moist Air,Dry Air, Steam, Water, and Ice pg 16 Table 2.1 and 2.2

[24] Thomas W. Schlatter (2009), Atmospheric Composition and Vertical Structure pg 15 Table 2

[25] ICAO, Manual of the ICAO Standard Atmosphere (extended to 80 kilometres (262 500 feet)), Doc 7488-CD, Third Edition, (1993), ISBN 92-9194-004-6. pg E-x Table B

[26] U.S. Committee on Extension to the Standard Atmosphere (COESA) (1976) U.S. Standard Atmosphere, 1976 pg 03 Table 3

[WallaceHobbs-30] Wallace, John M. and Peter V. Hobbs. Atmospheric Science; An Introductory Survey. Elsevier. Second Edition, 2006. ISBN 978-0-12-732951-2. Chapter 1

[1]

[2]

[3]

[4]

[5]

[6]

[7]

[8]

[9]

[10]

[11]

[12]

[13]

[14]

[note 1]

[note 2]

[15]

[16]

[▽ note 1]

[▽ note 2]

[17]

[18]

[19]

[20]

[21]

[22]

[▽ note 3]

[▽ note 4]

[▽ note 5]

[23]