Troposfer: Lapisan Atmosfer Terendah | Geografi

Lapisan atmosfer terendah tempat organisme hidup beroperasi disebut tropo ­sphere. Ini adalah wilayah pergerakan udara yang kuat dan formasi awan. Itu adalah campuran dari beberapa gas yang tetap berlimpah. Namun, uap air dan debu terjadi di troposfer dalam konsentrasi yang sangat bervariasi.

Udara di troposfer, udara yang kita hirup, terdiri dari sekitar 78 persen nitrogen (N ₂ ), 21 persen oksigen (O ₂ ), 1 persen argon (Ar) dan 0,03 persen karbon dioksida (CO ₂ ). Juga ada jejak gas lain, yang sebagian besar tidak aktif. Rincian semua gas ini diberikan di bawah ini pada tabel 1.2.

Tabel 1.2. Rincian berbagai gas di atmosfer dunia:

Lapisan yang paling menarik dalam pengendalian polusi adalah lapisan troposfer ini, karena ini adalah lapisan tempat sebagian besar makhluk hidup berada. Salah satu perubahan terbaru di troposfer melibatkan fenomena hujan asam. Hujan asam atau deposisi asam terjadi ketika emisi gas belerang oksida (SO _x ) dan nitrogen oksida (NO _x ) berinteraksi dengan uap air dan sinar matahari dan secara kimiawi ­diubah menjadi senyawa asam kuat seperti asam sulfat (H ₂ SO ₄ ) dan nitrat. _asam (HNO3 ).

Senyawa ini bersama dengan bahan kimia I organik dan anorganik lainnya, diendapkan di bumi sebagai aerosol dan partikulat (pengendapan kering ­) atau dibawa ke bumi oleh tetesan hujan, kepingan salju, kabut atau embun (pengendapan basah).

Stratosfir:

Stratosfer adalah massa udara yang terbentang dari tingkat paling atas dari tropo ­sphere ke tingkat paling atas dari stratosfer, sekitar 50 km di atas permukaan bumi. Ozon yang ada di sana membentuk lapisan ozon yang disebut ozonosfer. Itu terbentuk dari oksigen melalui reaksi fotokimia di mana molekul oksigen terbagi untuk membentuk oksigen.

O ₂ + (h = radiasi) = 2O

Oksigen atom bergabung dengan oksigen molekuler dan ozon terbentuk.

O ₃ + O = O ₃

Ini membentuk payung yang disebut payung ozon yang menyerap radiasi ultraviolet ­dari Matahari. Selain itu, berfungsi sebagai selimut dalam mengurangi laju pendinginan bumi. Oleh karena itu, keseimbangan antara ozon dan udara lainnya merupakan faktor lingkungan yang signifikan.

Mesosfer:

Di atas stratosfer terdapat mesosfer yang suhunya dingin dan tekanan atmosfernya rendah. Penurunan suhu mencapai minimal -95 °C pada ketinggian 80-90 km di atas permukaan bumi. Zona itu disebut sebagai menopause.

Termosfer:

Di atas mesosfer adalah termosfer yang membentang hingga 500 km di atas permukaan bumi. Hal ini ditandai dengan peningkatan suhu dari mesosfer. Zona atas ke termosfer tempat ionisasi molekul oksigen terjadi disebut ionosfer.

Eksosfer:

Atmosfer di atas ionosfer disebut eksosfer luar angkasa yang mengambil atmosfer kecuali hidrogen dan helium dan memanjang hingga 32190 km dari permukaan bumi. Ini memiliki suhu yang sangat tinggi karena radiasi matahari.

Sifat Unsur Atmosfer:

Masalah polusi muncul dari pertemuan kontaminan atmosfer, ­kondisi meteorologis dan kadang-kadang kondisi topografi tertentu. Karena adanya hubungan erat antara polusi udara dan kondisi atmosfer tertentu, maka diperlukan pemahaman tentang meteorologi.

Sumber dari semua fenomena meteorologi adalah urutan dasar, tetapi bervariasi dari sifat unsur atmosfer – panas, tekanan, angin, dan kelembapan. Semua cuaca termasuk sistem tekanan, kecepatan dan arah angin, kelembaban ­, suhu dan curah hujan pada akhirnya dihasilkan dari hubungan variabel panas, tekanan, angin dan kelembaban.

Interaksi keempat elemen ini dapat diamati pada beberapa tingkatan skala yang berbeda. Skala gerak ini terkait dengan pergerakan massa udara yang mungkin dalam lingkup global, benua, regional atau lokal. Menurut ­rentang pengaruh geografis mereka, skala gerak dapat ditetapkan sebagai skala makro, skala meso, atau skala mikro.

Skala makro:

Gerak atmosfer pada skala ini melibatkan pola sirkulasi planet ­, sapuan besar arus udara di belahan bumi. Fenomena ini terjadi dalam skala ribuan kilometer dan dicontohkan oleh daerah bertekanan tinggi dan rendah semi permanen di lautan dan benua.

Pergerakan udara pada skala global tidak hanya dalam arah longitudinal dari khatulistiwa ke kutub atau sebaliknya karena efek ganda dari perbedaan panas antara kutub dan khatulistiwa dan rotasi bumi sepanjang sumbunya membentuk pola sirkulasi udara yang lebih rumit. . Di bawah pengaruh ganda ­konversi termal dan gaya korolis (efek rotasi bumi pada kecepatan dan arah angin) inilah daerah bertekanan tinggi dan rendah, front dingin atau hangat, angin topan dan badai musim dingin terbentuk.

Salah satu elemen utama yang mempengaruhi pergerakan massa udara pada skala ini adalah distribusi massa tanah dan air di atas permukaan bumi. Perbedaan besar antara kapasitas konduktif massa daratan dan lautan menjelaskan perkembangan banyak sistem cuaca kita.

skala menengah:

Pola sirkulasi berkembang pada satuan geografis regional, ­terutama karena pengaruh topografi regional atau lokal. Fenomena ini terjadi dalam skala ratusan kilometer. Pergerakan udara di permukaan bumi — lokasi pegunungan, badan samudra, hutan dan pembangunan perkotaan.

Mikro:

Fenomena skala mikro terjadi di area kurang dari 10 kilometer. Itu terjadi di dalam lapisan gesekan, lapisan atmosfer di permukaan tanah di mana efek tekanan gesekan dan perubahan termal dapat menyebabkan angin menyimpang ­cukup besar dari pola standar.

Tekanan gesekan yang dihadapi saat udara bergerak di atas dan di sekitar fitur fisik yang tidak beraturan seperti bangunan, pohon, semak atau bebatuan menyebabkan turbulensi mekanis yang memengaruhi pola pergerakan udara ­. Radiasi panas dari bentangan aspal dan beton perkotaan, pasir gurun atau permukaan sejenis lainnya menyebabkan turbulensi termal yang juga memengaruhi pola pergerakan udara.

Pola sirkulasi skala makro memiliki sedikit pengaruh langsung pada kualitas udara dalam banyak kasus. Pergerakan udara pada skala meso dan skala mikro menjadi perhatian penting bagi mereka yang bertanggung jawab atas pengendalian polusi udara.

Panas:

Panas adalah variabel atmosfer kritis. Ini adalah katalis utama kondisi iklim. Energi panas di atmosfer berasal dari Matahari dalam bentuk radiasi gelombang pendek (sekitar 0,5 µm), sebagian besar dalam bentuk cahaya tampak. Bumi memancarkan gelombang yang jauh lebih panjang (rata-rata 10 µm) daripada yang diterimanya, sebagian besar dalam bentuk radiasi panas yang tidak terlihat.

Beberapa sinar Matahari dihamburkan oleh molekul udara yang mengintervensi. Hamburan sinar dengan panjang gelombang berbeda inilah yang memberi langit cerah warna biru tua. Hamburan lebih intens saat Matahari bergerak di dekat cakrawala dan fenomena inilah yang menghasilkan Matahari terbit dan terbenam berwarna merah.

Permukaan bumi merupakan penyerap utama energi matahari. Jadi troposfer dipanaskan terutama dari tanah dan bukan dari Matahari.

Empat cara penting di mana perpindahan panas terjadi di troposfer adalah melalui efek rumah kaca, kondensasi – siklus penguapan, konduksi ­dan konveksi.

Siklus Penguapan-Kondensasi:

Penguapan air membutuhkan penggunaan energi dan energi ini diserap dari atmosfer dan disimpan dalam uap air. Setelah kondensasi, ­energi panas ini dilepaskan. Karena penguapan biasanya terjadi di atau dekat permukaan bumi, sedangkan kondensasi biasanya terjadi di daerah atas troposfer, maka proses penguapan – kondensasi cenderung memindahkan panas dari daerah yang lebih rendah ke daerah yang lebih tinggi.

Konduksi:

Perpindahan panas dari bumi ke atmosfer juga dilakukan melalui proses konduksi, perpindahan panas melalui kontak fisik langsung antara udara dan bumi. Saat udara bergerak ke bawah, ia bersentuhan dengan tanah yang lebih hangat dan membawa panas dari bumi ke atmosfer.

Konveksi:

Ini adalah proses yang dimulai dengan naiknya udara hangat dan menghisap udara dingin dan merupakan kekuatan utama dalam mentransfer panas dari bumi ke troposfer. Konveksi merupakan ­faktor utama dalam pergerakan massa udara pada skala makro.

Tekanan:

Tekanan merupakan variabel penting dalam fenomena meteorologi. Karena udara memiliki berat, seluruh atmosfer menekan bumi di bawahnya. Tekanan ini biasanya diukur dengan barometer air raksa. Pada peta cuaca, distribusi tekanan di seluruh atmosfer diwakili oleh garis isobar yang menghubungkan titik-titik dengan tekanan atmosfer yang sama. Garis-garis ini menggambarkan sel-sel bertekanan tinggi dan rendah yang memengaruhi perkembangan sistem cuaca utama ­.

Pola tekanan di atas bumi terus berubah karena tekanan udara naik di wilayah yang sama dan turun di wilayah lain. Lokasi benua, perbedaan kekasaran permukaan dan radiasi, energi angin dan pola sirkulasi global semuanya bergabung untuk memaksa pengembangan sistem atau sel bertekanan tinggi dan rendah. Sirkulasi atau pergerakan sistem tekanan tinggi dan rendah ini bertanggung jawab atas banyak perubahan cuaca.

Angin:

Angin hanyalah udara yang bergerak. Pada skala makro, gerakan tersebut berasal dari distribusi suhu dan tekanan atmosfer yang tidak merata di atas permukaan bumi dan sangat dipengaruhi oleh rotasi bumi. Arah aliran angin dari tinggi ke rendah tetapi gaya coriolis (yaitu pengaruh rotasi bumi terhadap kecepatan dan arah angin), cenderung membelokkan arus udara keluar dari pola yang diharapkan ini.

Pada skala meso dan mikro, fitur topografi sangat mempengaruhi aliran angin. Variasi permukaan memiliki efek yang jelas pada kecepatan ­dan arah pergerakan udara. Selain itu, angin laut dan darat, angin lembah gunung, kabut pantai, sistem presipitasi angin, pulau panas perkotaan adalah contoh pengaruh topografi regional dan lokal pada kondisi atmosfer.

Variasi kapasitas konduktif tanah dan air menyumbang efek lain dari topografi pada arah angin. Karena daratan menghangat dan mendingin lebih cepat daripada badan air di sekitarnya, angin pesisir jatuh ke dalam pola angin laut siang hari dan angin darat malam hari.

Kecepatan angin biasanya diukur dengan anemometer, instrumen yang biasanya terdiri dari tiga atau empat hemispherical cap yang disusun mengelilingi sumbu vertikal. Semakin cepat laju putaran tutup, semakin tinggi kecepatan angin.

Kelembaban:

Penguapan menjadi kondensasi menjadi presipitasi adalah siklus yang terus berulang di lingkungan kita. Kelembaban pertama kali ditransfer dari permukaan bumi ke atmosfer. Uap air kemudian mengembun dan membentuk awan.

Siklus selesai dengan sendirinya saat uap yang terkondensasi dikembalikan ke permukaan bumi dalam bentuk presipitasi, hujan, hujan es, salju, atau hujan es. Topografi memainkan peran penting dalam distribusi kelembaban. Pegunungan cenderung mendorong naiknya uap air — sarat udara, mengakibatkan curah hujan yang lebih tinggi di sisi arah angin dari suatu daerah.

Kelembaban relatif:

Jumlah uap air yang ada di atmosfer diukur dalam hal kelembaban. Semakin tinggi suhu udara, semakin banyak uap air yang dapat dikandungnya sebelum menjadi jenuh. Di permukaan tanah, kenaikan suhu sebesar 11,1 °C kira-kira menggandakan kapasitas kelembaban atmosfer.

Kelembaban relatif diukur dengan alat yang disebut psikrometer. Termometer bola kering dari psikrometer menunjukkan suhu udara, sedangkan termometer bola basah mengukur jumlah pendinginan yang terjadi saat uap air pada bola lampu menguap. Dengan perbedaan dalam dua pembacaan dan suhu bola kering dapat diperoleh pembacaan kelembaban relatif dari tabel psikrometer.