Dokumen tersebut membahas tentang diskusi kelompok mahasiswa tentang aspek-aspek umum meteorologi seperti komposisi kimia atmosfer, siklus biogeokimia, skala spasial transportasi polutan, struktur vertikal suhu dan stabilitas atmosfer, variabilitas atmosfer meliputi massa udara dan gelombang udara, sifat turbulensi, dan suhu atmosfer.

1. HASIL DISKUSI APKU
METEOROLOGI
Oleh:
Chintya Nova 1410941016
Afip Herliansa 1410942001
Wahdini Putri Guspi 1410942004
Nyak Nisa Ul Khairani KF 1410942013
Bingesti Vegi Mayolan 1410942016
Mikel Faklin 1410942022
2.1 Aspek Umum Meteorologi
Atmosfer terdiri atas ribuan senyawa kimia dalam jumlah tertentu (ppm sampai ppt)
(Finlayson Pitts dan Pitts 1986; 2000). Oleh karena itu troposfer dapat dipandang
sebagai media yang mencakup gas dan partikulat. Atmosfer adalah sistem dinamis
dengan adanya pertukaran terus menerus antara komponen gas atmosfer dan
permukaan bumi, termasuk vegetasi dan lautan. Emisi polutan yang berasal dari
sumber diangkut ke dalam atmosfer.
Dinamika atmosfer dan reaktivitas kimia dari polutan, serta ukuran partikel,
menentukan waktu tinggal dan pengaruhnya terhadap manusia dan ekosistem
(Seinfeld dan Pandis 2006). Tabel 2.1 menyajikan skala spasial yang berbeda antara
transportasi polutan di atmosfer dan proses fisika-kimia yang terjadi. Gambar 2.1
menyajikan perbedaan waktu dan panjang skala yang berkaitan dengan proses yang
terjadi di atmosfer mulai dari difusi molekuler sampai ke dampak perubahan iklim.
Di atmosfer komposisi kimia atmosfer dapat dibagi menjadi empat utama kelompok,
yaitu sulfur, nitrogen, karbon dan senyawa halogen (Finlayson-Pitts dan Pitts 1986;
Seinfeld dan Pandis 2006).
Senyawa kimia yang dipancarkan ke atmosfer akhirnya dihapus dan terdapat siklus
yang terjaidi untuk senyawa ini. Siklus ini disebut siklus biogeokimia. Istilah
“polusi udara” digunakan ketika senyawa kimia yang dipancarkan dari kegiatan
terutama antropogenik berada pada konsentrasi di atas normal tingkat ambient dan
memiliki efek terukur pada manusia dan ekosistem.
Tabel 2.1 Skala Spasial Transportasi Polutan Di Atmosfer Dan Fenomena Terkait

2. Karakteristik dan hubungannya dengan eksposur terhadap manusia dan dosis
internal yang diperlukan untuk kuantifikasi paparan polutan udara. Banyak masalah
polusi udara terjadi pada beberapa skala, seperti pengasaman. Masalah yang
memanjang dari mesoscale untuk skala regional. Mayoritas polusi udara terjadi di
bagian bawah atmosfer, yang didefinisikan sebagai bagian terendah dari troposfer
yang mempengaruhi kekuatan permukaan dalam waktu skala 1 jam atau lebih
rendah. Struktur lapisan batas tidak statis tapi dinamis dan berisi biasanya yang
pertama 1.000 m dari permukaan bumi.
2.2. Struktur Vertikal Suhu dan Ketentuan Stabilitas Atmosfer
Stabilitas di atmosfer tergantung pada keadaan temperatur vertikal dan kelembaban
udara ambien. Udara hangat memiliki kepadatan lebih rendah dari udara dingin dan
karena itu menjadi lebih ringan. Situasi yang sama terjadi untuk udara lembab yang
memiliki kepadatan lebih rendah dari udara kering dan karena itu menjadi lebih
ringan. Akibatnya, volume udara yang lebih hangat atau lebih lembab dari udara
ambien di sekitarnya ditandai sebagai udara tidak stabil dan akan naik ke atas.
Sebaliknya, volume udara yang lebih dingin atau lebih kering dari udara ambien
ditandai sebagai udara stabil dan akan turun ke atmosfer sampai mencapai
keseimbangan.
Kondisi stabilitas di atmosfer terkait dengan kemampuan atmosfer untuk
mencampur dan menyebar polutan. Kondisi ini menentukan pergolakan udara di
atmosfer dan pembentukan awan. Udara atmosfer menyerap panas lebih sedikit
dibandingkan permukaan bumi karena kapasitas panas yang lebih rendah. Oleh
karena itu lapisan atmosfer yang lebih dekat ke permukaan bumi menerima lebih
banyak energi, dan akibatnya lebih panas, dari lapisan atas.
Karena pemanasan lapisan-lapisan udara menjadi lebih ringan dari lapisan atas dan
lofted di atas dengan ekspansi konsekuen dan pendinginan. Ekspansi volume udara
ini terjadi pada interval waktu yang sempit tanpa terjadi pertukaran panas yang
signifikan dengan lingkungan udara sekitarnya, itu adalah proses adiabatik. Proses
ini tidak murni adiabatik karena massa udara tidak termal terisolasi.
Namun, karena perluasan massa udara terjadi dengan cepat dan pertukaran panas
dengan konduksi dan radiasi lambat, proses ekspansi adiabatik di atmosfer dapat
diasumsikan. Karena itu, ketika massa udara dipindahkan ke suatu daerah dengan
yang lebih rendah tekanan adiabatik diperluas dan didinginkan. Sebaliknya, ketika
massa udara dipindahkan ke suatu daerah dengan tekanan atmosfer yang lebih
tinggi itu dikontrak adiabatik dan dipanaskan. Pengamatan telah menunjukkan
pentingnya proses adiabatik di atmosfer dalam kaitannya dengan cuaca. Dalam
Standar Internasional Suasana (ISA) suhu menurun 0,65 C / 100 m. Tingkat ini
disebut lapse rate suhu. Penentuan tingkat selang suhu disajikan dalam subbagian
berikut:
2.2.2 Wet Vertical Temperature Lapse Rate
Saat udara bercampur dengan uap air, maka kapasitas termal udara harus dikoreksi
kembali, karena uap air ini mempengaruhi kapasitas thermal udara (cp). Apabila wv
merupakan rasio perbandingan antara massa uap air dengan massa udara kering
dalam volume udara spesifik, maka koefisien thermal udara harus ditentukan
dengan cara:

3. Karena itulah, kecepatan pendinginan udara yang mencapai awan lebih kecil
dibandingkan dengan udara kering. Volume udara lengas akan terus meningkat
sampai tekanan parsial dari uap air bernilai sama dengan tekanan uap air setimbang.
2.2.3 Inversi Suhu
Inversi merupakan keadaan tidak normal dari sifat udara. Jadi dapat dikatakan
bahwa inversi suhu merupakan keadaan tidak normal dari sifat udara berkaitan
dengan suhu atau temperatur. Inversi suhu dapat mengakibatkan terjadinya
kenaikan konsentrasi polutan udara di lapisan terbawah atmosfer.
Terdapat tiga faktor utama yang menyebabkan terjadinya inversi thermal, yaitu:
1 Pendinginan lapisan atmosfer paling bawah, yang disebut juga dengan
peristiwa inversi permukaan atau radiasi;
2 Pemanasan adiabatik;
3 Perpindahan udara atau pun panas serta udara dingin secara horizontal.
Apabila polutan di udara berasal dari cerobong asap, maka polutan dari cerobong
asap terendah akan terjebak di dalam lapisan inversi. Polutan yang berada di atas
lapisan teratas dari lapisan inversi akan bercampur dengan polutan lain dan
mengalami perpindahan di atas lapisan teratas inversi tersebut.
Polutan gas yang berada di antara lapisan teratas inversi dan lapisan terbawah
(terjebak dalam lapisan inversi) tidak akan bisa keluar dan tertahan pada lapisan
tersebut. Apabila ketinggian atau ketebalan lapisan inversi ini mengecil, maka
mixing height akan berkurang dan polutan akan terperangkap dalam volume udara
terkecil. Mixing height merupakan ketinggian dari mixing layer. Mixin layer adalah
lapisan yang berada diantara lapisan permukaan bumi dengan lapisan terbawah
iinversi.
2.3 Variabilitas Atmosfer – Massa Udara – Gelombang Udara
Umumnya kondisi meteorologi di waktu tertentu tergantung pada karakteristik dari
massa udara di atas wilayah itu atau dari interaksi dari dua massa udara yang
berbeda.
2.3.1 Massa Udara
Di dalam massa udara, faktor penting adalah konten kelembabannya, suhu dan
terutama suhu berubah dengan tinggi. Kuantitas kelembaban mempengaruhi jenis
awan dan akibatnya juga mempengaruhi kuantitas hujan. Distribusi suhu vertikal
mempengaruhi stabilitas massa udara. Dari sudut pandang termodinamika massa
udara diklasifikasikan dalam dua kategori hangat dan dingin. Massa udara hangat
yang lebih hangat daripada permukaan atas yang diangkut dan untuk alasan ini
menjadi lebih dingin di basis mereka dan juga stabil. Pembekuan massa udara lebih
efektif di lapisan yang berdekatan dengan permukaan, terutama karena gerakan
turbulen dan bukan karena perpindahan panas. Ini juga merupakan alasan untuk
pembentukan inversi suhu. Jika massa udara dingin mengandung cukup
kelembaban atau jika mereka dipasok dengan kelembaban dari lapisan hangat di
bawah, maka ada pembentukan awan pembangunan vertikal yang juga
menghasilkan curah hujan yang intens.

4. 2.3.2 Klasifikasi Massa Udara
Klasifikasi massa udara didasarkan pada kriteria sebagai berikut:
- Sumber massa udara. Air diangkut di atas lautan menyerap kelembaban dan
cenderung jenuh di lapisan bawah.
- lintasan yang diikuti di atas permukaan bumi. Udara kutub yang diangkut di
garis lintang yang lebih rendah menerima panas dari bawah dan menjadi
tidak stabil. Sebaliknya, udara tropis yang diangkut di lintang yang lebih
tinggi menjadi lebih stabil karena menjadi lebih dingin pada dasarnya.
- Udara ditandai sebagai divergen atau konvergen. Massa udara yang
terpengaruh dari divergensi udara pada sistem tekanan tinggi di Bumi
permukaan akan bergerak ke bawah pada tingkat rendah dan dikonversi ke
lebih hangat, kering dan massa udara lebih stabil. Sebaliknya, massa udara
yang terpengaruh dari konvergensi udara pada sistem tekanan rendah di
permukaan bumi akan bergerak ke atas dan akan dikonversi ke dingin dan
lebih stabil.
2.3.3 Fronts (Gelombang Udara)
2.3.3.1 Front Polar
Pada pertengahan garis lintang, kutub massa udara dingin bertabrakan dengan orang
yang hangat tropis. Zona pemisahan antara massa udara tropis dan kutub ini disebut
depan kutub. Posisi depan kutub adalah variabel. Udara kutub yang kuat bergerak
udara tropis di beberapa tempat sedangkan, di beberapa tempat lain depan kutub
menurun di posisi utara karena tekanan dari udara tropis. Selama musim dingin
depan kutub yang terletak biasanya di lintang menengah bergerak ke selatan dan
menyerang zona tropis.
2.4 Turbulensi – Persamaan Nilai Rata-Rata
Karakteristik turbulensi di atmosfir sulit untuk digambarkan karena strukturnya
kompleks dan banyak lapisan. Tapi bisa dideskripsikan melalui sifat statistiknya.
Caranya dengan membagi fluks/aliran menjadi turbulen dan non-turbulen.
Metodologinya dikenal dengan analisis Reynold. Konsentrasi gas dapat dicari
dengan jumlah dari konsentrasi rata-rata dan konstan.
adalah konsentrasi gas rata-rata (molekul/(m3s) dan adalah nilai yang
instan.
Fluks atmosfer bersifat turbulen, dimana tidak memiliki bentuk yang spesifik
(random) dan tergantung oleh waktu. Perubahan kecepatan mempengaruhi
perubahan momentum, panas dan massa yang lebih tinggi yang berkaitan dengan
difusi molekul. Selama aliran turbulen terus terjadi konversi dari energi kinetik ke
energi potensial (energi dalam).

5. Jika u,(t) adalah nilai instan dari kecepatan molekul, kecepatan rata-ratanya:
Karena kecepatan tidak selalu konstan terhadap waktu, maka kecepatan rata-rata
bisa juga dicari dengan:
2.5 Sifat Statisti dari Turbulensi
Ada banyak cara untuk mencari fungsi nilai rata-rata dari, bisa berdasarkan nilai
waktu (t), ruang (s) dan gesek (e). Kondisi yang digunakan untuk mencari A(t,s)
Kriteria statistik dari variasi data sekitar nilai rata-rata (koefisien dispersi) dapat
ditulis:
Dimana
Korfisien bisa juga didefinisikan dalam intensitas turbulensi untuk kecepatan rata-
rata

6. Dengan metode Reynold
Kovarian normalisasi (rAB) dapat didefinisikan:
Koefisien rAB nilainya antara +1 dan -1. Saat 2 variabel berubah sejalan, rAB = 1,
tapi jika bertolak belakang perubahannya, rAB = -1.
Energi kinetik didefinisikan sebagai Ek = ½ m v2, dimana v adalah kecepatan.
Energi kinetik dari fluks/aliran dibagi dua, ada yang berkaitan dengan kecepatan
rata-rata dan ada yang berkaitan dengan turbulensi. Energi kinetik rata-rata (MKE)
dapat ditulis:
adalah komponen kecepatan rata-rata
Energi kinetik turbulen (TKE) dapat ditulis:
U’, v’ w’ adalah komponen kecepatan instan
Konsep fluks di atmosfer didefinisikan sebagai transpor kuantitas per unit luas
permukaan dan waktu. Tekanan Reunold untuk fluida dalam gerakan turbulen
adalah:
Nilai tipikal untuk koefisien kinematik tekanan Reynold di atmosfer adalah 0,05
m2/s2. Tekanan Reynold pada arah x,y, dan z dapat ditulis

7. 2.6 Atmospheric Temperature
2. 6.1 Temperature Season Variability
Matahari merupakan sumber panas terbesar utama di bumi. Panas dari matahari
dapat di ubah dan di transfer dalam bentuk energi lain. Bumi berputar pada
porosnya dengan waktu yang bersamaan, dengan arah putaran berlawanan dengan
arah jarum jam sehingga menyebabkan matahari, bulan dan bintang terbit dari
sebelah timur. Bumi mengelilingi matahari dengan sudut yang sama, yaitu 23,50
dari sumbu bertikal yang konstatn selama 1 tahun yang meyebabkan bumi lebih
lama menyinari bulan Juni daripada bulan Desember yang mengakibatkan cuaca
pada bulan Juni lebih panas dari pada bulan Desember.
Ketika radiasi matahari menembus atmosfer, sebagian diserap dan sebagian lainnya
dipantulkan dari awan, sehingga apabila lapisan atmosfer semakin tebal, maka akan
semakin tinggi radiasi matahari yang bisa diserap.
2.6.2 Temperature Daily Variability
Intensitas radiasi sinar matahari tergantung kepada posisi dari matahari. Pada saat
hari cerah, intensitas matahari mencapai puncak pada saat siang hari. Apabila tidak
terdapat awan dan terjadi turbulensidi atmosfer, temperatur mencapai titik
minimum beberapa saat setelah matahari terbit dan mencapai titik maksimum pada
saat jam 2-3 siang.

8. Dari grafik dapat terlihat bahwa temperatur harian minimum terjadi pada saat
matahari terbit dan temperatur maksimum berada pada pukul 4 sore.
Pada bumi bagian utara, yang mempengaruhi temperatur adalah waktu (bulan).
Pengukuran temperatur dapat ditentukan dengan rumus berikut:
1. Suhu rata-rata harian
2. Suhu rata-rata bulanan
2.6.3 Heating of the Earth’s Surface and Heat Conduction
Radiasi matahar merupakan sumber panas utama dari permukaan bumi. Beberapa
parameter yang menjadi acuan dari panas permukaan bumi yaitu:
1. Panas khusus (kapasitas panas) dari permukaan
2. absorbsi permukaan
3. Reflektifitas permukaan
4. Konduktifitas permukaan
5. awan pelindung permukaan
2.6.4 Distribution of Temperature in The Air
Faktor yang berpengaruh dalam distribusi temperatur di udara:
1. Musim dan garis lintang
2. Distribusi daratan dan laut
3. Vegetasi dan alam pada permukaan
4. Elevasi’
5. Kemiringan permukaan bumi
6. Keadaan salju di permukaan
7. Penutup awan
8. Karakteristik awan
9. Aliran lautan
2.7 Kelembapan di atmosfir
Kelembapan merupakan uap air yang terkandung di atmosfer pada waktu yang
spesifik. Kelembapan udara merupakan suatu parameter penting mulai saat
pembentukan awan dan pembentukan hujan di atmosfer khususnya troposfer,
mengandung uap air dengan kuantitas tidak tetap yang berasal dari evaporasi atau
penguapan air. Kuantitas uap air yang terkandung di udara adalah spesifik dan
tergantung dari temperatur udara.

9. Kelembapan ada dua jenis yaitu jenuh dan tidak jenuh
1. Kelembapan jenuh, atau kuantitas di udara maksimum
2. tidak jenuh, yaitu hanya beberapa kuantitas maksimum yang terkandung.
Air di atmosfer tidak hanya pada fasa uap air, tetapi dikenal sebagai siklus air juga
fasa cairan ini dikenal sebagai siklus air. Air dengan evaporasi dari air permukaan
2.7.1 Pedoman matematis kelembapan dalam atmosfer
Kelembapan menguras pada kadar air dalam udara. Ada bebrapa metode yang
berbeda dan dapat menggambarkan fenomena ini
a. kelembapan absolut (B)
kelembapan ini didefinisikan gabungan Rasio massa dengan volume udara dimana
massa yang terkandung kelembapan mutlak menjelaskan kepadatan air di dalam
satu meter kubik udara
b. kelembapan spesifik (Q)
didefiniskan rasio uap air dari campuran dibagi dengan massa udara total dan
dinyatakan sebagai gram uap air per gram dari udara
c. Rasio pencampuran
rasio uap air dengan massa udara kering
d. kelembapan relatif
disebut perbandingan massa uap air yang terkandung pada volume udara spesifik
terhadap massa uap air pada volume yang sama dengan kondisi dibawah jenuh
dengan tekanan dan temperatur yang sama
2.7.2 titik embun
Titik embun didefinisikan sebagai suhu yang ada di udara untuk didinginkan tanpa
perubahan dari tekanan dan kelembapan di satu konsentrasi titik embun adalah
parameter penting yang digunakan dalam meramal es dan kabut ketika di ground
level. Peristiwa dari titik embun ada dua macam
a.
disebut evaporasi kabut dan terjadi dekat dgn permukaan laut ketika suhu sanagt
rendah yang ada banyak perbedaan temperatur diantara udara dan laut. Yang
emudian dengan kabut tersbur tebalnya tidak lebih dr 30 m dan bisa berubah
berubah
b. Pembekuan kelembpan udara
kabut terbentuk dengan pembekuan / kelembapan yang bisa dibagi.
2.7.3 Awan di atmosfer
Saat udara dingin mengandung lebih sedikit uap airmaka massa udara yang naik
dan menjadi dngin juga memiliki peningkatankelembaban relatif
Gerakan menaiknya massa udara karena
1. transportasi udara vertikal setelah pemanasan permukaan intens
2. dampak massa udara di pegunungna
3. konvergensi massa udara karena dengan sistem barometrik
4. pergerakan udara panas dan dingin