1. Atas dasar apa saja atmosfer terbagi atas lapisan? Apa perbedaan fisis yang penting dari tiap lapisan tersebut. Beri penjelasan singkat masing-masing karakteristik lapisan tersebut.
JAWAB:
> Atas dasar perbedaan suhu vertikal atmosfer bumi terbagi menjadi lima lapisan.
> perbedaan fisis yang penting dari tiap lapisan tersebut ialah:
a. Troposfer
>Lapisan yang paling bawah dengan ketinggian 0 - 15 km
>Suhu lapisan troposfir : 17 - -52 oC
>Kurang lebih 80% gas atmosfer berada pada bagian ini
> Terdapat lapisan Tropopouse ialah lapisan transisi antara lapisan troposfer dan stratosfer terletak antara 8 – 12 km di atas permukaan laut (dpl).
>Terjadi fenomena iklim seperti awan, jatuhnya hujan, salju, hujan es.
b. Stratosfer / Stratosfir
> berada di atas lapisan troposfer Ketinggian stratosfer : 15 - 40 km
>Suhu lapisan stratosfer : -57 derajat celcius. suhu akan semakin meningkat dengan meningkatnya ketinggian.
>terdapat Lapisan ozon yang berfungsi untuk menahan sinar ultraviolet berada pada lapisan ini
> terdapat lapisan Stratopouse ialah lapisan transisi antara lapisan stratosfer dan mesosfer.
c. Mesosfer / Mesosfir
> terletak di atas stratosfer Ketinggian: 45 - 75 km
> Suhu lapisan stratosfer : -140 derajat celcius. Suhu di lapisan ini akan menurun seiring dengan meningkatnya ketinggian. Suhu yang sangat rendah dan dingin dapat menyebabkan awan noctilucent yang terdiri atas kristal-kristal es
>terdapat lapisan mesopouse ialah Daerah transisi antara lapisan mesosfer dan termosfer disebut
d. Termosfer
> Ketebalan themosfer : 75 - 100 km
> Suhu lapisan stratosfer : 80 derajat celcius. Suhu pada lapisan ini akan meningkat dengan meningkaknya ketinggian.
> disebut juga lapisan ionosfer karena gas-gas akan terionisasi.
e. Eksosfer / Eksosfir atau atmosfer luar
> Ketebalan eksosfer : 500 - 700 km
> Suhu lapisan stratosfer : -57 derajat celcius
> Tidak memiliki tekanan udara yaitu sebesar 0 cmHg
> kandungan gas-gas atmosfer sangat rendah
> Batas antara ekosfer (yang pada dasarnya juga adalah batas atmosfer) dengan angkasa luar tidak jelas.
2 .apa penyebab udara basa naik? Apa penyebab ( parsel ) udara yang lebih panas naik ?
. Penyebab udara basah naik:
Angin adalah gerakan udara yang disebabkan perubahan suhu, yang selanjutnya yang menyebabkan perubahan tekanan. Tekanan udara naik jika suhunya rendah dan turun jika suhunya tinggi. Angin bertiup dari daerah suhu rendah ke daerah suhu tinggi. Jadi angin bertiup dari daerah tekanan tinggi (suhu rendah) ke daerah tekanan rendah (suhu tinggi ).
Sewaktu naik ke atmosfer atas, udara hangat menyebar dan menjadi dingin.Karena sekarang lebih dingin, udara itu tak dapat lagi menahan uap airnya.Sebagian uap air itu mengembun pada butir-butir debu dalam atmosfer
Udara basah yang naik ktika ia melalui gugsan gunung membentuk daerah hujan mendadak (bila tidak stabil). Hujan lebat sering terjadi di kawasan pantai dengan pegunungan yang tingg, terjal dan dekat dengan pantai.
Suatu kawasan kering bayangan hujan sering terjadi dibalik gugusan kawasan pegunungan. Angin yang bertiup turun di balik gunung yang cukup tinggai menjadi hangat dari pada angin pada ketinggian pada sisi hadapan angin .
Banyaknya hujan selama bulan- bulan monsun tergantung dari antara lain:
• Variasi harian dari hujan yang turun pada berbagai kawasan
• Curah hujan bertambah nyata dengan naiknya ketinggian pada ketinggian tertentu
• Banyaknya ketersedian uap air di udara
• Suhu laut di sekelilingnya
• Ketika palung monsun giat dan berpindah,
• Banyaknya dan lamanya periode kering ‘istirahat’
Sebenarnya, banyak angin menyebabkan sesuatu, namun gaya dasar yang terjadi adalah bahwa udara lebih panas di beberapa tempat daripada di lain. Beberapa hal menyerap panas, lain mencerminkan, dan yang menyebabkan udara di sekitarnya menjadi panas atau dingin. naik udara panas, dan udara dingin bergegas untuk mengambil tempatnya.
Ada banyak faktor lain yang masuk ke dalamnya: berapa banyak air di udara, di mana bangunan dan pohon, gerakan bumi, lapisan udara, sudut matahari (atau ketiadaan), dll
Sebab utama
terjadinya awan Sewaktu naik ke atmosfer atas, udara hangat menyebar dan menjadi dingin.Karena sekarang lebih dingin, udara itu tak dapat lagi menahan uap airnya.Sebagian uap air itu mengembun pada butir-butir debu dalam atmosfer dan membentuk titk-titik air. Titik air kelewat kecil ini melayang di udara. Gerakan udara naik atau arus udara juga menahannya hingga tidak jatuh. Jutaan titik air semacam itu melayang bersama dan membentuk awan.Sewaktu naik ke atmosfer atas, udara pun menjadi dingin dan terbentuklah awan.
Ketika turun dari ketinggian, udara pun menjadi lebih hangat dan awan menghilang. Bentuk awan bermacam-macam. Bentuk awan tergantung pada keadaan cuaca.
3. Penyebab orang merasa dingin pada saat angin berhembus:?apa nama peristiwa tersebut
Angin diartikan secara mudah, yaitu udara yang bergerak. Jadi, setiap udara yang bergerak itu, maka disebut angin.
Angin mempunyai jenis yang bermacam-macam. tetapi prinsip kerja jenis angin ini sama, yaitu keadaan dimana udara bergerak.
Penyebab bergeraknya udara ini juga sama dengan penyebab angin yang bisa berhembus, yaitu karena adanya perbedaan tekanan udara disekitar angin tersebut. Sebagaimana pengertian dari sebuah tekanan, yaitu besaran yang ditimbulkan dari adanya gaya yang dilakukan oleh suatu luasan tertentu.
4.Mengapa pada saat turun hujan lebat udara terasa lebih panas:
Kejadian ini potensial terjadi pada masim pancaroba saat ini karena angin cenderung lemah dan berubah-ubah arah, sehingga pemanasan optimum yang menyebabkan suhu relatif tinggi. Penguapan yang intensif diperkuat dengan kondisi MJO (Madden-Julian Oscilation) yang mengindikasikan konveksi kuat. Akibatnya udara hangat yang mengandung uap air didorong cepat ke atas mencapai daerah yang sangat dingin, dan kemudian terjadilah hujan lebat.
6.dapatkan perumusan dT/dZ untuk kondisi udara basah ( MALR ). Kaitkan bentuk perumusan tersebut dengan perumusan untuk kondisi udara kering ( DALR )?
Jawab :
The MALR (basah adiabatik Selang Rate) juga disebut jenuh adiabatik lapse rate atau basah. Ini adalah suhu lintasan sebidang mengambil udara jenuh. Selang Tingkat adiabatik kering adalah konstanta dekat 9,8 C / km, namun, selang tingkat adiabatik basah adalah jauh lebih sedikit dari konstanta. Selang Tingkat adiabatik basah bervariasi dari sekitar 4 C / km untuk hampir 9,8 C / km. Kemiringan adiabats basah tergantung pada kelembaban udara. Yang lebih banyak uap air (uap air) yang ada di udara, semakin panas laten yang bisa dilepaskan ketika terjadi pengembunan (pelepasan panas laten menghangatkan bingkisan sementara penyerapan panas laten mendinginkan paket). Setiap rilis pemanasan dengan panas laten sebagian mengimbangi pendinginan udara naik. Perhatikan pada T-miring bahwa adiabats kering dan basah menjadi hampir bersamaan di troposfer atas. Hal ini disebabkan oleh cuaca dingin suhu yang sangat tinggi (udara dingin tidak memiliki uap air yang banyak dan karena itu tidak dapat melepaskan panas laten banyak) Kemiringan adiabats basah adalah 4 sampai 5 C / km di hangat dan lembab udara yang sangat (lifting ini jenuh udara melepaskan sejumlah besar panas laten). Hangat dan lembab udara dalam PBL memberikan kontribusi untuk ketidakstabilan atmosfer . Ini dan lembab paket hangat, karena mereka hanya dingin perlahan-lahan dengan ketinggian, memiliki kesempatan yang baik dari sisa lebih hangat dibandingkan udara lingkungan sekitarnya dan dengan demikian akan terus meningkat. Bahkan, lapisan planet batas adveksi udara hangat dan adveksi kelembabanadalah nomor 1 kontribusi untuk membuat troposfer termodinamika tidak stabil ( High CAPE , LI negatif
Rumus untuk selang tingkat adiabatik lembab
MALR = dT / dz = DALR / (1 + L / DWS * Cp / dT)
Setiap istilah dalam persamaan adalah konstan kecuali untuk PRT / dT. DWS / dT adalah perubahan saturasi rasio pencampuran dengan perubahan suhu. Rasio pencampuran perubahan saturasi pada tingkat terbesar di suhu hangat. Peningkatan suhu 80-90 F akan mengubah saturasi rasio pencampuran lebih dramatis daripada mengubah suhu 30-40 DWS F. Jadi / dT lebih tinggi di udara hangat. Sebagai PRT / dT menjadi lebih besar, penyebut pada persamaan MALR menjadi lebih besar dan dengan demikian MALR menjadi kurang. Matematika contoh: 1 / 4 adalah angka yang lebih kecil dari 1 / 3 karena 4 dalam penyebut lebih besar dari 3. Dalam hangat dan lembab udara yang sangat, MALR akan berada di dekat 4 atau 5 derajat Celcius per kilometer. Pada suhu yang sangat dingin, DWS / dT adalah kecil, sehingga penyebut ini dekat dengan satu dan MALR adalah dekat dengan DALR (9,8 C / km). Ketika PRT / pendekatan dT nol, penyebut menjadi 1 dan MALR = DALR.
Rumus untuk rasio saturasi pencampuran adalah: Apakah = 0.622Es / (P - Es). Oleh karena itu Apakah tergantung pada tekanan dan Es dari udara. Ini adalah temperatur yang menentukan daya dukung kelembaban udara. Ingat bahwa Es ditemukan dengan mencolokkan T ke persamaan Clausius-Clapeyron . Oleh karena itu, pada akhirnya, Apakah tergantung pada suhu dan tekanan.
Jika ketidakstabilan hadir, ketidakstabilan akan meningkat lebih lanjut saat PBL pengalaman naik dewpoints (di atas 55 F dan naik). Petir jauh lebih umum di musim hangat. lembab naik paket dan Hangat udara sejuk tidak secepat naik bidang udara dingin. Sejak lembab naik paket dan hangat dingin pada tingkat lebih lambat dengan ketinggian (karena untuk melepaskan panas laten lebih dari udara dingin), tanah yang lebih cenderung tetap hangat daripada udara lingkungan dan meningkat akibat daya apung positif.
7. apa perbedaan antara dry dan moist pada analisis parsel udara dengan diagramtermodinamik? Apa makna CIN dan CAPE pada diagram tersebut?
Tabel 2: Perubahan Fase Air
Arah Perubahan Fase Termodinamika Efek
akan lebih rendah fase energi
(Es cair-> uap->) panas dilepaskan
(Menghangatkan udara)
akan fase energi yang lebih tinggi
(Uap cair-> es->) panas yang diserap
(Mendinginkan udara
Perbedaan terbesar dalam perilaku antara lembab dan termodinamika udara kering dalam proses pendinginan ditemui under lifting paket udara. Hal ini karena ketika udara yang mengandung uap air diangkat itu mulai dingin di lapse rate adiabatik kering. Tapi ketika mencapai suhu titik embun nya, kejenuhan terjadi, dan tetesan air mulai mengembun di dalam bingkisan naik, membentuk awan. Dengan larutan memulai proses pelepasan panas laten dalam paket (lihat Tabel 2 di atas). Ketinggian di mana terjadi saturasi disebut tingkat kondensasi angkat (LCL) dan mendefinisikan dasar awan. The LCL tergantung pada kelembaban relatif awal paket. udara kering (dengan kelembaban relatif rendah) harus diangkat lebih tinggi untuk jenuh. Awan akan bentuk yang lebih mudah, udara lebih lembab meningkat adalah.
Ketika udara terus naik di atas LCL, air terus mengembun. Hal ini karena kondensasi ini hanya cukup untuk terus menjaga paket jenuh (Anda tidak dapat memadatkan lebih daripada yang diperlukan untuk mencapai saturasi). Proses ini terus melepaskan panas laten, pemanasan paket udara meningkat, untuk sebagian mengimbangi pendinginan adiabatik. Sebagai hasilnya, bingkisan jenuh mendingin lebih lambat dari sebidang kering. Selang Tingkat adiabatik basah biasanya sekitar 6,5 ° C / km (dibandingkan dengan 9,8 ° di sebidang kering). Berbeda dengan lapse rate adiabatik kering yang lembab tidak konstan, karena ketergantungan kejenuhan pada suhu adalah eksponensial (lihat di atas bagian 6.2), dan udara dingin mendapat, mengembun air kurang per derajat pendinginan (pastikan bahwa dengan bantuan dari Gambar 5 ). yang dingin naik mendapatkan bingkisan, semakin dekat tingkat adiabatik selang lembab sampai ke tingkat adiabatik kering.
Keberadaan uap air di udara mempersulit perhitungan stabilitas yang kita diperiksa di awal bagian 5. Untuk menguji stabilitas dan kemungkinan untuk konveksi dalam situasi yang realistis kita memerlukan informasi pada kedua profil suhu dan kelembaban di atmosfer. Jadi kedua secara rutin diukur dengan balon dilakukan paket instrumentasi. Proses mencari tahu stabilitas udara lembab dipecah menjadi tahapan sebagai berikut:
a.Sebuah paket udara mengangkat mendinginkan pada kering lapse rate adiabatik hingga mencapai LCL.
b.LCL ditemukan dengan mempertimbangkan kelembaban relatif awal bingkisan dan suhu. Perhitungan ini mengasumsikan bahwa, karena naik, itu bingkisan kadar air tidak berubah (yaitu, tidak bercampur dengan udara di sekitarnya - asumsi yang valid jika mengangkat terjadi cukup cepat).
c.Setelah LCL tercapai, perubahan selang tingkat tiba-tiba untuk lembab adiabatik dan terus begitu sampai berhenti mengangkat. Tingkat lembab harus terus disesuaikan untuk mengkompensasi perubahan dengan suhu.
d.Selama proses ini kami terus membandingkan tarif paket selang ke tingkat lingkungan. Seperti halnya dengan konveksi kering, udara akan mulai convect bebas setelah suhu paket naik menjadi lebih tinggi dari suhu lingkungan **.
udara lembab secara keseluruhan lebih stabil dari udara kering karena pelepasan panas laten yang terlibat dalam konveksi lembab. Karena pemanasan laten menghangatkan paket udara naik, lebih mudah untuk itu menjadi lebih hangat daripada lingkungan dan dengan demikian tidak stabil. Dalam Gambar 6 tingkat atmosfer selang identik dengan yang ditunjukkan sebelumnya dalam Gambar 2 . Perbedaannya adalah pada kenyataan bahwa udara sekarang dianggap dekat menjadi jenuh di permukaan. Ketika sedikit hangat dekat tanah, itu mulai naik dan mengembun. Dari sana mendingin pada tingkat basah bukan satu kering. Pada ketinggian 1 km itu sudah 3,5 ° C lebih panas dari lingkungan, dan terus begitu setelah itu.
Ahli meteorologi tidak perlu resor untuk banyak perhitungan untuk mencari semua hal ini karena mereka dilengkapi dengan cerdas "diagram termodinamika" yang digunakan sebagai kertas grafik untuk plot pengukuran balon. Para mencari tahu stabilitas menjadi perbandingan relatif sederhana antara lapse rate lingkungan (diukur) dan garis adiabats kering dan basah termasuk dalam diagram asli.
konveksi inhibisi (CIN)
Definisi:
energi yang dibutuhkan untuk mengangkat suatu paket udara vertikal dan pseudoadiabatically berasal dari level ke level konveksi bebas (LFC).
Untuk paket udara memiliki CAPE positif, CIN merupakan area negatif dalam suatu diagram termodinamika memiliki koordinat linear pada temperatur dan logaritmik dalam tekanan. Daerah negatif biasanya muncul dari kehadiran tutup. Meskipun faktor-faktor lainnya mungkin akan menguntungkan bagi pengembangan konveksi, jika inhibisi konvektif cukup besar, konveksi dalam tidak akan terbentuk. Penghambatan konvektif diungkapkan (analogi untuk CAPE) sebagai berikut:
dimana i p adalah tekanan pada tingkat di mana paket berasal, p f adalah tekanan pada LFC, R d adalah konstanta gas spesifik untuk udara kering, T vp adalah temperatur virtual dari paket mengangkat, dan T ve adalah suhu lingkungan virtual. Diasumsikan bahwa lingkungan berada dalam keseimbangan hidrostatik dan bahwa tekanan dari paket adalah sama dengan lingkungan.
Potensi Energi konvektif Tersedia (CAPE)
Lebih khusus lagi, CAPE merupakan jumlah energi apung yang tersedia untuk mempercepat bingkisan vertikal, atau jumlah paket pekerjaan yang tidak pada lingkungan. Badai membutuhkan nilai tinggi CAPE, semakin tinggi nilai CAPE, semakin banyak energi tersedia untuk mendorong pertumbuhan badai. CAPE sangat penting ketika paket udara dapat mencapai (LFC) atau Lapisan Gratis Konveksi. Untuk menemukan CAPE dari T miring-diagram termodinamika seperti yang di bawah ini, hanya menemukan daerah tersebut pada diagram di mana bingkisan terdengar (garis tebal vertikal kuning) lebih jauh ke kanan (hangat) dari atmosfer terdengar (garis merah). Daerah berbayang putih pada bunyi di bawah ini adalah bidang CAPE.
8.ceritakan tentang terjadinya musim ( panas ,gugur , dingin , semi ,)ceritakan tentang musim kemarau dan penghujan di daerah tropik ( contoh indonesia ) kaitkan dengan posisi matahari ,suhu tekanan , dan angin yang berhembus di permukaaan bumi.( lengkapi dengan gambar )
Musim semi ialah musim antara musim dingin dan musim panas. Selama musim semi lambat laun siangnya semakin panjang dan malamnya semakin singkat. Musim semi lebih lama disinari matahari dari pada musim dingin, tetapi masih kurang lama bila dibandingkan dengan musim panas. Pada umumnya, musim semi ialah masa mencairnya salju dan daat tetumbuhan mulai bertunas kembali.
Musim hujan ialah lebih menonjol di negeri beriklim muson daripada di negeri lainnya. Curah hujan lebat dalam negeri tersebut terutama disebabkan oleh angin muson. Angin bersifat musiman. Hujan muson hanya terjadi selama musim panas di kala angin bertiup dari laut ke darat.
Musim panas ialah panas yang diberikan matahari sangat banyak. cuaca pun menjadi sangat hangat
. Musim gugur ialah panas yang diberikan matahari tidak sebanyak pada musim panas, tetapi lebih banyak daripada di musim dingin. Maka cuaca pun tidak terlalu panas dan tidak terlalu dingin.
Musim dingin ialah panas yang diterima dari matahari sangat sedikit sehingga cuaca pun sangat dingin.
Panas atau hangatnya udara disebut suhu udara. Permukaan bumi dipanasi sinar matahari. Udara dihangatnya oleh bahang yang naik dari permukaan bumi yang hangat. Saat terpanas selama siang hari adalah terdapat sesudah tengah hari. Ketinggian matahari yang berubah-ubah pada waktu yang berlainan dalam setahun menyebabkan musim panas lebih hangat dari musim gugur, musim dingin ataupun musim semi. Semakin tinggi suatu tempat makin rendah suhunya.
Bumi memperoleh bahang dari matahari. Karena sebagian besar udara terdiri dari gas, maka cahaya matahari menembus atmosfer secara amat mudah. Tidak semua bahang matahari sampai di bumi. Sebagian dipantulkan kembali ke angkasa. Sebagian dis erap awan. Sebagian yang sampai di bumi membuatnya panas. Permukaan yang menjadi panas menghangatkan udara yang terdapat tepat di atasnya. Karena ringan, udara panas naik. Sewaktu udara panas naik, udara sejuk selanjutnya dipanasi oleh muka bumi yang hangat. Udara ini menjadi lebih ringan dan naik. Demikianlah timbulnya arus udara.
Kedudukan matahari di langit berpengaruh langsung pada suhu. Pada musim panas matahari tinggi di langit. Jumlah bahang yang sampai di permukaan bumi terpusat. Pada musim dingin matahari rendah di langit. Karena sinarnya miring terhadap permukaan bumi, bahang tidak begitu terpusat. Oleh karena itu musim panas lebih hangat daripada musim dingin.
Suhu paling rendah terjadi tepat sebelum fajar. Ini karena permukaan bumi menjadi dingin dengan cepat sesudah matahari tenggelam. Suhunya turun terus sejak matahari tenggelam sampai fajar berikutnya.
Iklim Musim (Iklim Muson)1. Iklim Musim (Iklim Muson)
Iklim jenis ini sangat dipengaruhi oleh angin musiman yang berubah-ubah setiap periode tertentu. Biasanya satu periode perubahan angin muson adalah 6 bulan. Iklim musim terdiri dari 2 jenis, yaitu Angin musim barat daya (Muson Barat) dan Angin musim timur laut (Muson Tumur). Angin muson barat bertiup sekitar bulan Oktober hingga April yang basah sehingga membawa musim hujan/penghujan. Angin muson timur bertiup sekitar bulan April hingga bulan Oktober yang sifatnya kering yang mengakibatkan wilayah Indonesia mengalami musim kering/kemarau.
2. Iklim Tropis/Tropika (Iklim Panas)
Wilayah yang berada di sekitar garis khatulistiwa otomatis akan mengalami iklim tropis yang bersifat panas dan hanya memiliki dua musim yaitu musim kemarau dan musim hujan. Umumnya wilayah Asia tenggara memiliki iklim tropis, sedangkan negara Eropa dan Amerika Utara mengalami iklim subtropis. Iklim tropis bersifat panas sehingga wilayah Indonesia panas yang mengundang banyak curah hujan atau Hujan Naik Tropika.
Iklim jenis ini sangat dipengaruhi oleh angin musiman yang berubah-ubah setiap periode tertentu. Biasanya satu periode perubahan angin muson adalah 6 bulan. Iklim musim terdiri dari 2 jenis, yaitu Angin musim barat daya (Muson Barat) dan Angin musim timur laut (Muson Tumur). Angin muson barat bertiup sekitar bulan Oktober hingga April yang basah sehingga membawa musim hujan/penghujan. Angin muson timur bertiup sekitar bulan April hingga bulan Oktober yang sifatnya kering yang mengakibatkan wilayah Indonesia mengalami musim kering/kemarau.
2. Iklim Tropis/Tropika (Iklim Panas)
Wilayah yang berada di sekitar garis khatulistiwa otomatis akan mengalami iklim tropis yang bersifat panas dan hanya memiliki dua musim yaitu musim kemarau dan musim hujan. Umumnya wilayah Asia tenggara memiliki iklim tropis, sedangkan negara Eropa dan Amerika Utara mengalami iklim subtropis. Iklim tropis bersifat panas sehingga wilayah Indonesia panas yang mengundang banyak curah hujan atau Hujan Naik Tropika.
fereddy yulianus
Posted in: 
