Pokok Bahasan 3
SUHU UDARA
Tujuan Umum:
Mahasiswa diharapkan mampu menjelaskan bagaimana energi
matahari diubah menjadi suhu bumi dan faktor-faktor yang menyebabkan keragaman
suhu udara di permukaan bumi
Tujuan Khusus:
1. Mahasiswa dapat menjelaskan bagaimana radiasi
menaikkan suhu bumi
2. Mahasiswa dapat
menjelaskan neraca energi di permukaan bumi
3. Mahasiswa dapat
menjelaskan perbedaan respon permukaan bumi terhadap panas sehingga
menghasilkan aliran udara: angin darat-laut.
4. Mahasiswa dapat
menjelaskan dan menggambarkan profil suhu harian
Kata kunci: Pola suhu global, pola suhu harian, profil suhu vertikal
Sub-Pokok Bahasan:
1. Hubungan energi
dan suhu
2. Neraca energi
di permukaan
3. Perbedaan
respons energi di daratan dan lautan
4. Pola suhu antar
lintang, harian dan pola vertikal di atmosfir
Pendahuluan:
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.
3.1
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
(3.1)
dengan
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 3.1. Kenaikkan suhu tersebut akan menyebabkan
kenaikan jumlah energi panas yang dipancarkan seperti yang dijelaskan oleh hukum
Stefan-Boltzman. 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.
3.2
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
............(3.2)
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. 3.2) 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.
3.3
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 3.1
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 menjauhi
permukaan, suhu permukaan yang merupakan akibat dari input energi dalam jumlah
tertentu, juga berbeda. Volume dimana
sebuah panas efektif adalah sebanding dengan K*½ dan kenaikkan suhu sebanding dengan ρC √K* disebut Kapasitas Konduktif, C* (Tabel 3.1).
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 merupakan nilai kebalikan (inversi) dari jumlah kapasitas
konduktifnya.
Tabel
3.1 Karakteristik Thermal Udara dan
permukaan
Jenis
Panas
|
Kapasistas
Thermal oC
(Jm-3 K-1)
|
Difusivitas
Thermal
K*
(m2 s-1)
|
Konduktivitas
Thermal
K
(Wm-1K-1)
|
Kapasitas
Thermal
C*
(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
basah
|
1.68
106
|
1.0
10-6
|
1.68
|
1.7
103
|
Udara
tenang
|
1.26
103
|
2.0
10-5
|
2.5
10-2
|
5.6
|
|
|
|
|
|
a Nilai tidak ditentukan oleh karakteristik
molekul karena itu tidak dapat diukur dalam percobaan laboratorium.
3.4
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 3.1 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
3.5
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.
3.5.1 Pola global dari suhu rata-rata pada
ketinggian permukaan laut
Distribusi
global dari suhu di dekat permukaan bumi ditunjukkan dalam Gambar 3.1 untuk
musim panas dan dingin Belahan Bumi Utara.
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
3.2 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.
3.5.2. 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
3.1. Suhu rata-rata diatas permukaan
laut (oC)
Gambar
3.2. Keragaman musiman dari temperatur
bulanan pada tiga tipe stasiun. Cairns Queensland Australia berlokasi di tepi pantai, Alice Spring Australia
berada di tengah-tengah benua dan Palembang Indonesia berlokasi
dekat ekuator. Daerah pantai suhu tidak
terlalu fluktuatif karena kemampuan air dalam menahan energi dibandingkan
lokasi yang berada di tengah daratan sedangkan di dekat ekuator menunjukkan
hampir tidak ada keragaman pada temperatur di sepanjang tahun.
Ketertinggalan
suhu di belakang radiasi ditunjukkan dalam Gambar 3.3 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 3.4
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
3.3. Pola suhu rata-rata per-jam dalam
satu hari
Gambar
3.4. Pola suhu rata-rata bulanan dalam
satu tahun
3.6
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 3.5). 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.
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
bagaimana pengaruh energi yang diserap ini terhadap suhu lapisan atas atmosfir,
kita akan mempelajari struktur vertikal suhu di atmosfir dimulai dari
permukaan bumi.
Gambar
3.5 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.
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
3.6 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 dibanding 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 energi 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 aktif 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
3.2. 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
|
Latihan
dan diskusi
1. Tuliskan rumus neraca (keseimbangan) radiasi di
permukaan bumi
2. Dari jumlah
radiasi yang diterima permukaan bumi, ada tiga penggunaan/aliran radiasi yang
utama yaitu
3. Dari ketiga
aliran tersebut yang mana yang mempengaruhi/menyebabkan kenaikan suhu udara ?
4. Mengapa negara/daerah yang mempunyai wilayah air memiliki
suhu yang cenderung stabil ?