Troposfer

Troposfer adalah lapisan atmosfer terendah yang tebalnya kira-kira sampai dengan 8 hingga 18 kilometer di atas permukaan Bumi. Hanya di lapisan atmosfer ini terdapat kehidupan. Dalam troposfer ini terdapat gas rumah kaca yang menyebabkan efek rumah kaca, pemanasan global, dan merupakan satu-satunya lapisan atmosfer yang mengalami fenomena cuaca. Lapisan Troposfer memiliki kombinasi gas yang dianggap paling baik untuk mendukung kehidupan di Bumi, lebih dari 80% kandungan gas atmosfer terdapat di lapisan ini.

Struktur troposfer

Komposisi

Di atmosfer planet Bumi, volume udara kering terdiri dari 78,08% nitrogen, 20,95% oksigen, 0,93% argon, 0,04% karbon dioksida, jejak gas, dan sejumlah variabel uap air. Sumber uap air atmosfer bersumber dari badan air (laut, danau, sungai, rawa), dan tumbuh-tumbuhan di permukaan bumi, yang melembabkan troposfer melalui proses evaporasi dan transpirasi, dan yang mempengaruhi terjadinya fenomena cuaca; proporsi uap air terbesar ada di atmosfer yang paling dekat dengan permukaan bumi. Suhu troposfer menurun pada ketinggian melalui lapisan inversi yang terjadi di tropopause, yang merupakan batas atmosfer yang membatasi troposfer dari stratosfer. Pada ketinggian yang lebih tinggi, suhu udara rendah mengakibatkan menurunnya tekanan uap saturasi.

Tekanan

Tekanan udara maksimum (berat atmosfer) berada di permukaan laut dan berkurang di ketinggian yang lebih tinggi, karena atmosfer berada dalam kesetimbangan hidrostatis, di mana tekanan udara sama dengan berat udara di atas titik tertentu di permukaan planet. Hubungan antara penurunan tekanan udara dan ketinggian dapat disamakan dengan densitas fluida, melalui persamaan Hidrostatik sebagai berikut:

{\frac {dP}{dz}}=-\rho g_{n}=-{\frac {mPg_{n}}{RT}}

Di mana:

g_n adalah Gravitasi standar
ρ adalah kepadatan

z adalah ketinggian
P adalah tekanan
R adalah tetapan gas
T adalah suhu termodinamika (mutlak)
m adalah massa molar^[1]

Suhu

Permukaan planet Bumi memanaskan troposfer melalui panas laten, radiasi termal, dan panas sensibel. Lapisan gas troposfer kurang padat di daerah dengan geografis kutub dan lebih padat di ekuator, di mana tinggi rata-rata troposfer di wilayah ekuator adalah 13 km, kira-kira 7,0 km lebih besar dari rata-rata tinggi troposfer di kutub yang berada di ketinggian 6,0 km; oleh karena itu, pemanasan berlebih dan ekspansi vertikal troposfer terjadi di garis lintang tropis. Di garis lintang tengah, suhu troposfer menurun dari suhu rata-rata 15 °C (59 °F) di permukaan laut menjadi kira-kira −55 °C (−67 °F) di tropopause. Di khatulistiwa, suhu troposfer menurun dari suhu rata-rata 20 °C (68 °F) di permukaan laut menjadi kira-kira −70 °C hingga −75 °C (−94 hingga −103 °F) di tropopause. Di wilayah wilayah kutub seperti Arktik dan Antarktika, suhu troposfer menurun dari suhu rata-rata 0 °C (32 °F) di permukaan laut menjadi kira-kira −45 °C (−49 °F) di tropopause.^[2]

Ketinggian

Suhu troposfer menurun dengan bertambahnya ketinggian, dan laju penurunan suhu udara diukur dengan Tingkat Selang Waktu Lingkungan ( $-dT/dz$ ) yang merupakan selisih numerik antara suhu di permukaan dan suhu tropopause yang dibagi dengan ketinggian. Secara fungsi, persamaan ELR mengasumsikan bahwa atmosfer planet bersifat statis, yaitu tidak terjadi percampuran lapisan udara, baik oleh konveksi atmosfer vertikal maupun angin yang dapat menimbulkan turbulensi.

Perbedaan suhu berasal dari permukaan planet yang menyerap sebagian besar energi dari matahari, yang kemudian memancar keluar dan memanaskan troposfer (lapisan pertama atmosfer Bumi) sedangkan radiasi panas permukaan ke atmosfer bagian atas mengakibatkan pendinginan lapisan atmosfer tersebut. Persamaan ELR juga mengasumsikan bahwa atmosfer statis, tetapi udara panas menjadi apung, mengembang, dan naik. Laju selang kering adiabatik (DALR) memperhitungkan efek ekspansi udara kering saat naik di atmosfer, dan laju selang adiabatik basah (WALR) yang mencakup efek laju kondensasi uap air terhadap laju selang lingkungan.

**Tingkat Selang Waktu Lingkungan (ELR)**
Wilayah Ketinggian	Tingkat selang waktu	Tingkat selang waktu
(m)	(°C / km)	(°F / 1000 ft)
0.0 – 11,000	6.50	3.57
11,000 – 20,000	0.0	0.0
20,000 – 32,000	−1.0	−0.55
32,000 – 47,000	−2.8	−1.54
47,000 – 51,000	0.0	0.0
51,000 – 71,000	2.80	1.54
71,000 – 85,000	2.00	1.09

Kompresi dan ekspansi

Sebuah paket udara naik dan mengembang karena tekanan atmosfer yang lebih rendah di ketinggian. Perluasan paket udara ini mendorong keluar melawan udara di sekitarnya, dan mentransfer energi (sebagai usaha) dari paket udara ke atmosfer. Transfer energi ke sebidang udara melalui panas adalah pertukaran energi yang lambat dan tidak efisien dengan lingkungan, yang merupakan proses adiabatik (tidak ada transfer energi melalui panas). Karena parsel udara yang naik kehilangan energi saat ia bekerja di atmosfer sekitarnya, tidak ada energi panas yang ditransfer dari atmosfer ke parsel udara untuk mengkompensasi hilangnya panas. Paket udara kehilangan energi saat mencapai ketinggian yang lebih tinggi, yang dimanifestasikan sebagai penurunan suhu massa udara. Secara analogi, proses sebaliknya terjadi di dalam sebidang udara dingin yang dikompresi dan tenggelam ke permukaan planet.^[3]

Pemampatan dan pemuaian parsel udara adalah fenomena reversibel di mana energi tidak ditransfer ke dalam atau ke luar parsel udara; kompresi dan ekspansi atmosfer diukur sebagai Proses Isentropik ( $dS=0$ ) di mana tidak terjadi perubahan entropi saat parsel udara naik atau turun di dalam atmosfer. Karena pertukaran panas ( $dQ=0$ ) terkait dengan perubahan entropi ( $dS$ dengan $dQ=TdS$ ) persamaan yang mengatur suhu udara sebagai fungsi ketinggian untuk atmosfer campuran adalah: ${\frac {\,dS\,}{dz}}=0$ di mana $S$ adalah entropi. Persamaan isentropik menyatakan bahwa entropi atmosfer tidak berubah terhadap ketinggian; laju selang adiabatik mengukur laju penurunan suhu dengan ketinggian dalam kondisi seperti itu.

Kelembaban

Jika udara mengandung uap air, maka pendinginan udara dapat menyebabkan air mengembun, dan udara tidak lagi berfungsi sebagai gas ideal. Jika udara berada pada tekanan uap saturasi, maka laju penurunan suhu terhadap ketinggian disebut laju selang adiabatik jenuh. Laju aktual penurunan suhu terhadap ketinggian adalah Laju selang lingkungan. Di troposfer, laju selang lingkungan rata-rata mengalami penurunan sekitar 6,5 °C untuk setiap 1,0 km (1.000m) kenaikan ketinggian.^[3] Untuk udara kering, kira-kira gas ideal, persamaan adiabatiknya adalah: $p(z){\Bigl [}T(z){\Bigr ]}^{-{\frac {\gamma }{\,\gamma \,-\,1\,}}}={\text{constant}}$ di mana $\gamma$ adalah rasio kapasitas panas ( $\gamma \approx \,$ 7⁄5) untuk udara. Kombinasi persamaan untuk tekanan udara menghasilkan laju selang adiabatik kering: ${\frac {\,dT\,}{dz}}=-{\frac {\;mg\;}{R}}{\frac {\;\gamma \,-\,1\;}{\gamma }}=-9.8^{\circ }\mathrm {C/km}$ .^[4]^[5]

Lingkungan

Laju selang lingkungan ( $dT/dz$ ), di mana suhu menurun dengan ketinggian, biasanya tidak sama dengan laju selang adiabatik ( $dS/dz\neq 0$ ). Jika udara bagian atas lebih hangat dari yang diperkirakan oleh tingkat selang adiabatik ( $dS/dz>0$ ), maka sebidang udara yang naik dan mengembang akan tiba di ketinggian baru dengan suhu lebih rendah daripada udara di sekitarnya. Dalam hal ini, parsel udara lebih padat daripada udara di sekitarnya, sehingga jatuh kembali ke ketinggian semula sebagai massa udara yang stabil terhadap pengangkatan. Jika udara bagian atas lebih dingin dari yang diperkirakan oleh tingkat selang adiabatik, maka ketika parsel udara naik ke ketinggian baru, massa udara akan memiliki suhu yang lebih tinggi dan kerapatan yang lebih rendah daripada udara di sekitarnya dan akan terus berakselerasi dan naik.^[1]^[3]

Tropopause

Tropopause adalah lapisan batas atmosfer antara troposfer dan stratosfer, dan terletak dengan mengukur perubahan suhu relatif terhadap peningkatan ketinggian di troposfer dan di stratosfer. Di troposfer, suhu udara menurun pada ketinggian yang lebih tinggi, namun di stratosfer suhu udara awalnya konstan, kemudian meningkat seiring ketinggian. Peningkatan suhu udara pada ketinggian stratosfer dihasilkan dari penyerapan dan retensi radiasi ultraviolet (UV) lapisan Ozon yang diterima Bumi dari Matahari.^[6] Lapisan terdingin dari atmosfer, di mana laju selang suhu berubah dari laju positif (di troposfer) ke laju negatif (di stratosfer) menempatkan dan mengidentifikasi tropopause sebagai lapisan inversi di mana pencampuran terbatas lapisan udara terjadi antara troposfer dan stratosfer.^[3]

Aliran atmosfer

Aliran umum atmosfer adalah dari barat ke timur, yang bagaimanapun dapat terganggu oleh aliran kutub, baik aliran utara-ke-selatan atau aliran selatan-ke-utara, yang meteorologi gambarkan sebagai aliran zonal dan sebagai aliran meridional. Istilah-istilah tersebut digunakan untuk menggambarkan area atmosfer yang terlokalisir pada skala sinoptik; model tiga sel lebih lengkap menjelaskan aliran zonal dan meridional dari atmosfer planet Bumi.

Model Tiga Sel

**Aliran Zonal:** sebuah aliran zonal regim yang mengindikasikan aliran atmosfer dari barat ke timur yang dominan dalam pola ketinggian 500 hPa.

**Aliran Meridional:** Pola aliran meridional pada tanggal 23 Oktober 2003 menunjukkan palung dan pegunungan yang diperkuat dalam pola ketinggian 500 hPa.

Model tiga sel atmosfer Bumi menggambarkan aliran aktual atmosfer dengan garis lintang tropis Sel Hadley, garis lintang tengah Sel Ferrel, dan Sel kutub untuk menggambarkan aliran energi dan sirkulasi atmosfer planet. Keseimbangan adalah prinsip dasar model tersebut — bahwa energi matahari yang diserap Bumi dalam setahun sama dengan energi yang dipancarkan (hilang) ke luar angkasa. Keseimbangan energi Bumi itu tidak sama berlaku untuk setiap garis lintang karena kekuatan sinar matahari yang berbeda-beda yang mengenai masing-masing dari tiga sel atmosfer, sebagai akibat dari kemiringan sumbu planet Bumi dalam orbitnya terhadap Matahari. Sirkulasi atmosfer yang dihasilkan mengangkut udara tropis yang hangat ke kutub geografis dan udara kutub yang dingin ke daerah tropis. Efek dari ketiga sel tersebut adalah kecenderungan keseimbangan panas dan kelembapan di atmosfer planet Bumi.^[7]

Aliran zona

Aliran zonal regim adalah istilah meteorologi yang berarti bahwa pola aliran umum dari barat ke timur sepanjang garis lintang Bumi, dengan gelombang pendek yang lemah tertanam dalam aliran.^[8] Penggunaan kata "zona" mengacu pada aliran yang berada di sepanjang "zona" lintang bumi. Pola ini dapat melengkung dan dengan demikian menjadi aliran meridional.

Aliran meridional

Ketika aliran zonal tertekuk, atmosfer dapat mengalir ke arah yang lebih membujur (atau meridional), dan dengan demikian istilah "aliran meridional" muncul. Pola aliran meridional menampilkan palung yang kuat dan diperkuat dengan tekanan rendah dan tekanan tinggi, dengan lebih banyak aliran utara-selatan dalam pola umum daripada aliran barat-ke-timur.^[9]

Referensi

^ ^a ^b Landau and Lifshitz, Fluid Mechanics, Pergamon, 1979
^ Lydolph, Paul E. (1985). The Climate of the Earth. Rowman and Littlefield Publishers Inc. hlm. 12.
^ ^a ^b ^c ^d Kesalahan pengutipan: Tag <ref> tidak sah; tidak ditemukan teks untuk ref bernama DLA
^ Kittel and Kroemer (1980). Thermal Physics. Freeman. chapter 6, problem 11.
^ Landau and Lifshitz (1980). Statistical Physics. Part 1. Pergamon.
^ "The Stratosphere — Overview". scied.ucar.edu (dalam bahasa Inggris). University Corporation for Atmospheric Research. Diarsipkan dari versi asli tanggal 29 May 2018. Diakses tanggal 25 July 2018.
^ "Meteorology – MSN Encarta, "Energy Flow and Global Circulation"". Encarta.Msn.com. Diarsipkan dari versi asli tanggal 2009-10-28. Diakses tanggal 2006-10-13.
^ "American Meteorological Society Glossary – Zonal Flow". Allen Press Inc. June 2000. Diarsipkan dari versi asli tanggal 2007-03-13. Diakses tanggal 2006-10-03.
^ "American Meteorological Society Glossary – Meridional Flow". Allen Press Inc. June 2000. Diarsipkan dari versi asli tanggal 2006-10-26. Diakses tanggal 2006-10-03.

Lihat juga

[LL-1] Landau and Lifshitz, Fluid Mechanics, Pergamon, 1979

[ZonalFlowDef-2] Lydolph, Paul E. (1985). The Climate of the Earth. Rowman and Littlefield Publishers Inc. hlm. 12.

[DLA-3] Kesalahan pengutipan: Tag <ref> tidak sah; tidak ditemukan teks untuk ref bernama DLA

[4] Kittel and Kroemer (1980). Thermal Physics. Freeman. chapter 6, problem 11.

[LL1-5] Landau and Lifshitz (1980). Statistical Physics. Part 1. Pergamon.

[ucarOverview-6] "The Stratosphere — Overview". scied.ucar.edu (dalam bahasa Inggris). University Corporation for Atmospheric Research. Diarsipkan dari versi asli tanggal 29 May 2018. Diakses tanggal 25 July 2018.

[ThreecellEncarta-7] "Meteorology – MSN Encarta, "Energy Flow and Global Circulation"". Encarta.Msn.com. Diarsipkan dari versi asli tanggal 2009-10-28. Diakses tanggal 2006-10-13.

[ZonalFlowDef2-8] "American Meteorological Society Glossary – Zonal Flow". Allen Press Inc. June 2000. Diarsipkan dari versi asli tanggal 2007-03-13. Diakses tanggal 2006-10-03.

[MeridonialFlow-9] "American Meteorological Society Glossary – Meridional Flow". Allen Press Inc. June 2000. Diarsipkan dari versi asli tanggal 2006-10-26. Diakses tanggal 2006-10-03.

[1]

[2]

[3]

[4]

[5]

[6]

[7]

[8]

[9]

Pengawasan otoritas
Umum	Integrated Authority File (Jerman)
Perpustakaan nasional	Prancis (data) Amerika Serikat Jepang Republik Ceko
Lain-lain	Faceted Application of Subject Terminology Microsoft Academic