Bumi dikelilingi oleh lapisan udara yang tebal – atmosfer. Seiring dengan ketinggian, udara menjadi semakin tipis dan semakin berkurang kepadatannya. Di permukaan bumi, di permukaan laut, satu meter kubik udara memiliki berat sekitar 1,3 kilogram pada suhu 0 derajat; dan pada ketinggian 25 kilometer di atas permukaan bumi, satu meter kubik udara sudah memiliki berat lebih dari tiga puluh kali lipat.
Model sederhana telah dikembangkan oleh Benes dan Messina et al. Model ini menggabungkan persamaan bulu Gaussian yang dimodifikasi untuk mencoba mereproduksi bidang konsentrasi dalam kondisi kompleks. Kesalahan dalam simulasi konsentrasi jangka pendek bisa sangat besar. Hal ini tidak mengherankan karena kondisi meteorologi di persimpangan, dan khususnya di jalan ngarai, tidak seragam; Oleh karena itu, sulit untuk mendapatkan nilai yang mewakili arah angin, kecepatan angin, dan stabilitas.
Meski tebal atmosfer bumi mencapai ratusan kilometer, namun dibandingkan dengan volumenya bola dunia Itu tidak besar sama sekali.
Lapisan atmosfer paling bawah, antara 9 dan 18 kilometer di atas permukaan bumi, disebut troposfer. Lapisan ini mengandung lebih dari 3/4 berat udara. Lapisan atas disebut stratosfer dan ionosfer.
Selain itu, gradien konsentrasi besar yang dapat terjadi di ngarai jalanan karena kompleksitas aliran udara membuat sulit untuk mengekstrapolasi hasil untuk memperkirakan paparan “umumnya” pada manusia. Sangat sedikit model simulasi komputer yang dikembangkan untuk ngarai jalan raya karena kompleksitas geometri bangunan dan aliran angin. Pusaran aliran udara terjadi ketika aliran di atas ketinggian bangunan tegak lurus terhadap sumbu ngarai, seperti yang ditunjukkan secara skematis pada Gambar 4. Udara bergerak menuruni sisi ngarai yang mengarah ke angin, kembali saat mendekati jalan ke arah arah berlawanan aliran udara di atas atap dan naik ke sisi bawah angin.
Udara, seperti semua benda, memiliki berat; hal ini memberikan tekanan pada Bumi dan semua orang yang hidup di dalamnya, dengan kekuatan yang besar; gaya di permukaan bumi ini setara dengan kira-kira satu kilogram untuk setiap gaya sentimeter persegi daerah tubuh.
Seiring dengan ketinggian, tekanan udara secara bertahap menurun. Namun bahkan di permukaan bumi, seperti yang akan kita lihat nanti, tekanan atmosfer tidak pernah konstan, ia selalu berubah.
Dalam situasi di mana permasalahan aliran angin dapat didekati secara dua dimensi, beberapa pendekatan numerik telah dicoba. Model tersebut memperkirakan penurunan konsentrasi dari garis sumber di sisi bawah angin ngarai, namun terjadi penurunan konsentrasi secara linier seiring dengan ketinggian di sisi angin. Sobotta dan Leisen memodifikasi pendekatan Johnson et al. sehingga konsentrasi dapat meningkat dari sumber garis di sisi angin.
Chalk mengusulkan perbaikan pada model Johnson dengan membiarkan konsentrasi levardride dibatasi tidak hanya oleh fungsi panjang jalur dari titik terdekat dengan garis sumber di sepanjang jalur aliran ke reseptor, tetapi juga oleh fungsi kedekatan jalur dengan sumber. Yamartino dan Wiegand mendeskripsikan medan aliran dan turbulensi di ngarai jalan menggunakan model sumber garis Gaussian sederhana setelah medan aliran dengan koefisien bergantung waktu. Mereka menemukan bahwa konsentrasinya lebih tinggi di sisi bawah angin ngarai dibandingkan sisi angin karena adanya pusaran.
Tekanan udara yang sama dengan tekanan yang diberikan oleh kolom air raksa setinggi 760 milimeter pada 0 derajat disebut tekanan atmosfer normal. Tekanan ini sama dengan 1,0336 kilogram per sentimeter persegi.
Dalam meteorologi, tekanan udara biasanya diukur dalam milibar. Satu milibar sama dengan kira-kira tekanan yang diberikan oleh satu gram pada permukaan satu sentimeter persegi. Tekanan atmosfer normal adalah sekitar 1000 milibar.
Leisen dan Sobotta juga mengamati bahwa dispersi akibat aliran turbulen yang terjadi di sekitar bangunan dan pergerakan lalu lintas lebih besar dibandingkan dispersi yang terjadi di atmosfer secara alami. Nicholson mengembangkan pendekatan mikrometeorologi terhadap aliran udara di ngarai jalan dua dimensi. Dia membandingkan hasilnya dengan data dari Frankfurt, Jerman Barat dan Madison, Wisconsin. Selain itu, Hotchkiss dan Harlow mencoba melaksanakannya pemodelan numerik aliran ngarai jalanan.
Meskipun penelitian ini mampu mereproduksi fitur berkualitas aliran udara di ngarai jalanan, tidak ada upaya yang dilakukan untuk mengekstrapolasi metode ini ke situasi lain. Terkait kualitas udara sumber yang kompleks, kurang terwakili oleh metode sederhana pemodelan. Metode terbaik, meskipun terbatas, untuk menilai dampaknya sumber yang tersebar mungkin ada pemodelan fisik. Model ngarai jalanan mereka mencakup "mobil" berskala dan bergerak yang dapat mengeluarkan jejak berbeda untuk eksplorasi visual atau lingkungan.
Meteorologi adalah ilmu tentang atmosfer dan fenomena yang terjadi di dalamnya, terutama fenomena fisik. Dalam konsep yang lebih sempit, inilah ilmu tentang cuaca dan perubahannya.
Suasana tidak pernah tenang. Di mana pun - di kutub dan di bawah daerah tropis, di bawah, di permukaan bumi, dan di atas, tempat awan melayang - udara bergerak.
Pergerakan udara yang mengelilingi bumi disebut angin.
Perpindahan panas dan dispersi dari kabel resistansi diukur sebagai pengganti emisi kendaraan. Mereka menemukan bahwa menambahkan dua bangunan besar ke dalam domainnya dapat secara signifikan mengurangi konsentrasi di permukaan tanah. Hoydysh dan Chiu mempelajari aliran di ngarai jalan raya menggunakan gas pelacak yang dilepaskan dari sumber jalur di permukaan jalan. Mereka menyimpulkan bahwa aliran aliran atau konveksi mendominasi, bergantung pada komponen crosswind di luar ruangan. Mereka menemukan bahwa pengenceran polutan di jalan ngarai dikendalikan oleh rata-rata aliran udara melalui ngarai, bukan oleh difusi turbulensi.
Apa yang menyebabkan pergerakan udara di atmosfer? Mengapa angin bertiup?
Untuk memahami dengan jelas penyebab angin, ingatlah semuanya fenomena terkenal. Saat di musim dingin Anda membuka pintu dari ruangan berpemanas ke jalan atau ke ruangan yang lebih dingin, udara dingin dari bawah mengalir ke ruangan yang hangat. Pada saat yang sama, udara ruangan yang hangat akan keluar dari atas. Sangat mudah untuk memverifikasi ini. Nyalakan lilin atau korek api dan letakkan di dekatnya pintu terbuka- pertama di bawah, di ambang pintu, dan kemudian di atas (Gbr. 1). Di bagian bawah, nyala lilin akan terlihat dibelokkan oleh aliran udara dingin ke dalam ruangan, dan di bagian atas, sebaliknya, aliran udara hangat yang berasal dari ruangan akan membelokkan nyala lilin ke luar ruangan.
Tinjauan potensi paparan dari sumber tidak langsung memerlukan metode untuk menilai transportasi dan penyebaran yang terkait dengan, misalnya, tempat pemberhentian truk, tempat parkir. pusat perbelanjaan dan persimpangan jalan. Biasanya, analisis ini memerlukan perkiraan jumlah kendaraan yang mengantri, faktor emisi saat menganggur, dan deskripsi geometri kepadatan emisi. Transportasi dan dispersi kemudian diperkirakan menggunakan pendekatan sumber garis Gaussian. Meskipun terdapat potensi paparan jangka pendek dalam situasi seperti ini, hanya ada sedikit data komprehensif yang tersedia untuk menilai pengangkutan kontaminan ini.
Mengapa ini terjadi?
Inilah alasannya. Jika kita mengambil dua volume udara yang sama, tetapi dipanaskan secara berbeda, maka volume udara yang lebih dingin akan selalu lebih padat, dan karenanya lebih berat. Saat dipanaskan, udara, seperti semua benda, memuai, menjadi kurang padat dan lebih ringan. Saat kita membuka pintu ke jalan, udara luar yang lebih dingin dan padat mengalir ke ruangan yang hangat, mendorong udara dalam ruangan yang kurang padat dan ringan ke atas.
Angin gradien dengan isobar melingkar
Misalnya, mengingat adanya kemungkinan bahwa pengemudi truk mungkin terpapar paparan jangka panjang terhadap polutan dari knalpot diesel saat tidur di dalam kabin, studi transportasi dan penyebaran dari kendaraan yang tidak beroperasi juga harus dieksplorasi.
Oleh karena itu, studi tentang transportasi dan penyebaran polutan dari situasi perkotaan yang kompleks mengalami kekurangan data yang dapat diandalkan dan keunikan setiap situasi. Ngarai jalanan, khususnya, menimbulkan masalah khusus karena sifat yang kompleks aliran angin relatif terhadap geometri bangunan tertentu. Simulasi komputer aliran udara di ngarai jalanan perkotaan akan membutuhkan deskripsi rinci persamaan gerak dan akan sangat mahal. Pemodelan fisik dapat disesuaikan dengan bidang studi yang diminati dan dimodifikasi untuk mewakili struktur termal atmosfer tertentu.
Semakin berat, udara luar masuk ke dalam ruangan dari bawah dan terletak di dalam ruangan di lapisan bawah, dekat lantai. Digantikan oleh udara dingin yang berat, udara hangat naik dan meninggalkan ruangan bagian atas pintu terbuka.
Contoh ini akan memungkinkan kita memahami alasan pergerakan udara di atmosfer.
Panas matahari yang jatuh ke bumi terutama memanaskan permukaannya. Atmosfer hanya menyerap sebagian kecil energi panas matahari. Permukaan bumi yang memanas memanaskan lapisan bawah udara yang bersentuhan dengannya. Lapisan udara hangat bercampur dengan lapisan udara dingin dan memberi panas; Beginilah cara udara memanas.
Meskipun pendekatan ini juga cukup mahal, pendekatan ini merupakan cara yang masuk akal untuk mengevaluasi titik-titik polusi potensial atau yang sudah ada di persimpangan perkotaan. Pengangkutan dan penyebaran polutan di ngarai jalan dan bangunan parkir sangat bervariasi sehingga generalisasi tidak akan berguna. Namun demikian, definisi terbaik transportasi dan penyebaran polutan di dalamnya situasi sulit mempunyai prioritas tinggi. Disarankan untuk mempelajari masalah ini dengan menggunakan pelacak dan mengembangkan indikator yang ramah lingkungan dan mudah diukur.
Jadi, semakin banyak permukaan bumi yang dipanaskan oleh Matahari, maka semakin banyak pula udara yang berada di atasnya.
Tapi bagaimana permukaan bumi dipanaskan oleh Matahari? Jauh dari sama. Hal ini terutama disebabkan oleh fakta bahwa di waktu yang berbeda tahun dan berbeda zona iklim.
DI DALAM idealnya sistem pengambilan sampel indikator akan portabel dan dapat digunakan penginderaan jauh. Pelepasan pelacak yang dapat dilacak melalui ngarai kondisi yang berbeda, akan membuat yang baru informasi yang berguna, yang dapat digunakan untuk mengevaluasi validitas generalisasi aliran. Sistem portabel dapat digunakan di beberapa lokasi untuk menilai penyimpangan antar lokasi dari generalisasi aliran.
Lokasi untuk program ini harus mencakup ngarai perkotaan, bangunan parkir, dan lingkungan kompleks lainnya, seperti di mana penghalang suara jalan dan potongan jalan beraspal mempengaruhi pergerakan udara. Seiring dengan berkembangnya teknologi tracing perhatian khusus perhatian harus diberikan pada peningkatan fasilitas terowongan angin untuk memenuhi kebutuhan simulasi berbiaya rendah pada banyak instalasi kompleks yang berbeda dengan kondisi atmosfer yang bervariasi. Mengingat keunikan setiap instalasi perkotaan, pemodelan fisik mungkin merupakan harapan terbaik untuk mengidentifikasi potensi titik-titik polutan akibat aliran permukaan yang kompleks.
Di Bumi, Matahari terbit di atas cakrawala dengan berbagai cara. Semakin tinggi posisi Matahari di atas cakrawala, semakin banyak panas matahari yang jatuh pada area yang sama di permukaan bumi (Gbr. 2).
Berkat bentuk bulat Di daerah khatulistiwa dan dekat khatulistiwa, sinar matahari turun tajam, hampir vertikal pada tengah hari. Di negara-negara beriklim sedang sinar matahari jatuh ke permukaan bumi jauh lebih berongga. Dan di negara-negara kutub dan di kutub, sinar matahari sepertinya hanya melintas permukaan bumi- Matahari terbit relatif rendah di atas cakrawala. Terlebih lagi, di musim dingin Matahari sama sekali tidak muncul di atas cakrawala: ada malam kutub yang panjang.
Transportasi perkotaan dan penyebarannya
Keuntungan pemodelan fisik adalah bahwa hal itu mungkin untuk ditentukan perubahan fisik dalam pengaturan yang akan mengurangi paparan manusia terhadap polutan. Pemodelan transportasi perkotaan dan penyebaran polutan yang terkait dengannya kendaraan, dibatasi oleh kurangnya pengamatan angin selain pengukuran setiap jam di permukaan dan pengukuran dua jam di permukaan atmosfer atas. Biasanya, aliran udara di wilayah perkotaan tidak dijelaskan dengan baik oleh pengukuran angin permukaan, dan pengamatan udara bagian atas dilakukan di stasiun-stasiun yang berjarak sekitar 400 km.
Untuk alasan yang sama, suhu permukaan bumi berubah sepanjang hari. Pada siang hari, saat Matahari berada tinggi di langit, permukaan bumi paling panas, pada malam hari, saat Matahari terbenam di bawah ufuk, Bumi mulai mendingin, dan pada malam hari dan pagi hari suhunya bahkan turun. lebih rendah.
Perpindahan polutan melintasi wilayah perkotaan sebagian bergantung pada angin dalam skala regional. Bahkan ketika angin regional bertiup kencang, aliran permukaan berubah saat bersentuhan dengan permukaan. Ketika aliran regional ringan, aliran permukaan biasanya dimodifikasi oleh karakteristik permukaan yang heterogen, baik fisik maupun termal. Diskontinuitas aliran angin yang menjadi perhatian transportasi perkotaan adalah yang terjadi di atas ketinggian bangunan.
Goodin et al. menggunakan jaringan pengukuran meteorologi yang padat untuk menggambarkan secara objektif aliran angin tiga dimensi di cekungan Los Angeles. Penilaian mereka mencakup metodologi medan lokal dan solusi yang konsisten persamaan divergensi untuk mengurangi divergensi anomali di bidang penuh.
Beras. 3. Arah Matahari di cakrawala: di atas - di luar Lingkaran Arktik, di tengah - di negara-negara beriklim sedang dan di bawah - di ekuator
Selain itu, pemanasan permukaan bumi yang tidak merata disebabkan oleh fakta bahwa area permukaan yang berbeda dipanaskan dan didinginkan oleh Matahari secara berbeda. Yang paling penting adalah kemampuan air dan tanah untuk memanaskan dan mendinginkan secara berbeda.
Pengangkutan polutan di perkotaan juga dijelaskan menggunakan analisis lintasan. Luhrmann menggunakan pengamatan arah dan kecepatan angin di darat untuk menghitung jalur transportasi melalui cekungan Los Angeles. Tidak adanya angin yang dapat diamati di atas permukaan dapat menyebabkan kesalahan yang signifikan dalam perhitungan jalur udara. Liu dan Seinfeld menilai ketidakpastian yang ditimbulkan pada perhitungan lintasan skala kota akibat efek pergeseran angin dan dispersi horizontal. Chang dan Norbeck menemukan bahwa memasukkan koreksi pergeseran angin ke dalam lintasan estimasi masukan sumber secara signifikan meningkatkan prediksi model fotokimia karena sumber emisi polutan bersifat heterogen.
Tanah dengan cepat memanas hingga lebih dari suhu tinggi, tapi mendingin dengan cepat. Air (terutama di laut dan samudera), karena pencampuran yang terus-menerus, memanas dengan sangat lambat, tetapi mempertahankan panasnya lebih lama dibandingkan daratan. Hal ini dijelaskan oleh fakta bahwa kapasitas panas air dan tanah berbeda (kapasitas panas adalah jumlah panas yang diperlukan untuk menghangatkan suatu benda sebesar satu derajat).
Berbagai percobaan dengan pelacak dan tetron telah menunjukkan bahwa, dalam kondisi tertentu, lintasan bidang udara dapat bervariasi secara signifikan bergantung pada ketinggian. Bornstein menggunakan model hidrodinamik untuk menggambarkan perkiraan medan angin di wilayah metropolitan New York. Meskipun hasil penelitian ini belum diterapkan pada kualitas udara perkotaan, penelitian ini memberikan alternatif yang masuk akal untuk wilayah dengan data terbatas dimana metode analisis objektif tidak memadai.
Keen dkk mendiagnosis bidang aliran tiga dimensi yang terkait dengan sirkulasi angin danau di wilayah Chicago. Mereka mampu menunjukkan potensi kembalinya, melalui sirkulasi angin danau, polutan yang terbawa ke danau. Sirkulasi vertikal, seperti yang berhubungan dengan danau atau angin laut, biasanya tidak dapat didiagnosis dengan metode interpolasi spasial statis. Perkembangan model hidrodinamik telah membantu memahami medan angin 3D yang kompleks di wilayah perkotaan.
Daerah daratan yang berbeda juga mengalami pemanasan yang berbeda-beda di bawah sinar matahari. Misalnya, tanah kosong berwarna hitam lebih panas dibandingkan, katakanlah, ladang hijau. Pasir dan batu menjadi sangat panas oleh matahari, sedangkan hutan dan rumput jauh lebih sedikit panasnya.
Kemampuan berbagai wilayah di bumi untuk memanas secara berbeda di bawah sinar matahari juga bergantung pada seberapa kecil sinar yang datang ke permukaan diserap oleh permukaan dan apa yang dipantulkan. Tubuh yang berbeda mempunyai reflektifitas yang berbeda. Jadi, salju hanya menyerap 15 persen saja energi matahari, pasir - 70 persen, dan air hanya memantulkan 5 persen dan menyerap 95 (Gbr. 4).
Perbedaan suhu di belahan bumi menyebabkan suhu udara memanas secara berbeda. Betapa berbedanya jumlah kalor yang diterima udara di berbagai tempat dapat dilihat dari contoh ini. Di gurun, udara menerima panas 130 kali lebih banyak dari pasir yang dipanaskan dibandingkan udara yang diterima dari air di laut, yang terletak pada garis lintang yang sama dengan gurun.
Tetapi udara yang dipanaskan secara berbeda, sebagaimana telah disebutkan, memiliki kepadatan yang berbeda. Hal ini menciptakan tekanan atmosfer yang berbeda di tempat yang berbeda: di mana udaranya lebih sedikit panasnya dan, oleh karena itu, lebih padat, maka tekanan atmosfernya lebih tinggi; sebaliknya, jika udaranya lebih panas dan karenanya lebih dijernihkan, tekanan udaranya akan lebih rendah.
Dan udaranya lebih banyak tekanan tinggi selalu cenderung berpindah ke tempat yang tekanan atmosfernya lebih rendah, seperti halnya air selalu mengalir dari tempat yang lebih tinggi ke tempat yang lebih rendah. Beginilah cara angin muncul di alam.
Pergerakan udara yang konstan menciptakan perbedaan suhu dan tekanan di atmosfer, yang berhubungan dengan pemanasan bumi yang tidak merata oleh Matahari.
Jadi, angin di alam timbul dari energi sinar matahari.
Pada Gambar 5 kami menunjukkan diagram sederhana dari arus udara utama. Seperti dapat dilihat dari diagram, bahkan dalam bentuknya yang paling sederhana, pergerakan massa udara di atas bumi merupakan gambaran yang agak rumit.
Di khatulistiwa, karena pemanasan permukaan yang kuat, terdapat tekanan udara rendah yang konstan. Arus udara mengalir di sini dari utara dan selatan dan menciptakan angin konstan - angin pasat. Angin ini dibelokkan oleh rotasi bumi. Di belahan bumi utara, jika dilihat ke arah bertiupnya angin pasat, angin menyimpang ke kanan, di belahan bumi selatan - ke kiri. Pada ketinggian 3-7 kilometer di kawasan tersebut bertiup angin anti angina – angin berlawanan arah. Terdapat zona tenang di dekat garis khatulistiwa.
Ketika mereka menjauh dari garis khatulistiwa, angin anti-perdagangan semakin menyimpang dari arahnya menuju kutub.
Pada garis lintang sekitar 30 derajat, jalur tenang terlihat di kedua sisi khatulistiwa; di daerah tersebut, massa udara yang mengalir dari garis khatulistiwa (anti angin pasat) turun dan menciptakan daerah bertekanan tinggi. Dari sinilah angin pasat berasal.
Dari sini angin bertiup ke arah kutub. Angin ini dominan mengarah ke barat; Dibandingkan dengan angin pasat, angin ini jauh lebih bervariasi.
Para pelaut tua menyebut daerah antara 30 dan 60 derajat sebagai daerah "badai barat".
Jalur tenang di sekitar garis lintang 30 derajat kadang-kadang disebut garis lintang kuda. Cuaca cerah dan tekanan atmosfer tinggi terjadi di sini. Nama aneh ini telah dipertahankan sejak zaman para pelaut kapal layar, dan hanya diterapkan pada wilayah sekitar Bermuda. Banyak kapal mengangkut kuda dari Eropa ke Hindia Barat. Saat berada dalam masa tenang, perahu layar kehilangan kemampuan untuk bergerak. Seringkali para pelaut berada dalam kondisi yang sulit. Persediaan air habis, dan kudalah yang pertama mati kehausan. Mayat kuda yang dibuang ke laut terbawa ombak dalam waktu yang lama.
Angin yang bertiup dari kutub sering disebut angin timur kutub (lihat Gambar 5).
Beras. 5. Diagram sederhana arus udara utama
Gambaran yang telah kami jelaskan tentang arus udara utama di atas bumi semakin diperumit oleh angin konstan yang timbul karena pemanasan air dan daratan yang tidak merata.
Kami telah mengatakan bahwa daratan memanas dan mendingin lebih cepat daripada air. Oleh karena itu, pada siang hari daratan menjadi lebih panas dibandingkan air pada malam hari, sebaliknya, air mendingin lebih lambat dibandingkan daratan.
Oleh karena itu, pada siang hari, udara di atas daratan menjadi lebih panas; udara panas naik dan meningkatkan tekanan atmosfer di sana. Arus udara (pada ketinggian sekitar 1 km) mengalir deras menuju air, dan seterusnya permukaan air peningkatan tekanan atmosfer terjadi. Akibatnya, angin segar - angin sepoi-sepoi - mulai bertiup dari air di bawah (Gbr. 6).
Beras. 6. Pola angin siang hari
Tapi kemudian malam tiba. Tanah menjadi dingin dengan cepat; udara di dekatnya juga didinginkan. Udara dingin, mengembun, tenggelam. Tekanannya di lapisan atas berkurang. Pada saat yang sama, airnya tetap ada untuk waktu yang lama menghangatkan dan memanaskan udara di atasnya. Diperkirakan bahwa mendinginkan 1 meter kubik air laut sebesar satu derajat menghasilkan sejumlah panas yang cukup untuk menghangatkan lebih dari 3 ribu orang sebesar satu derajat. meter kubik udara! Saat dipanaskan, udara naik ke atas dan menciptakan peningkatan tekanan atmosfer di sana. Akibatnya, angin mulai bertiup di pantai di atas, dan angin daratan di bawah bertiup dari darat ke air (Gbr. 7).
Beras. 7. Pola angin malam
Angin darat seperti itu diketahui oleh semua orang yang tinggal di tepi danau atau laut besar. Misalnya, angin sepoi-sepoi di Laut Hitam, Azov, dan Kaspia terkenal; Ya, ada angin sepoi-sepoi di Sukhumi sepanjang tahun. Angin sepoi-sepoi juga bertiup di danau-danau besar seperti Sevan, Issyk-Kul, Onega dan lain-lain. Angin sepoi-sepoi juga terlihat di tepi sungai besar, misalnya, di Volga dekat Saratov, di tepi kanannya yang tinggi.
Angin sepoi-sepoi tidak bertiup jauh. Ini murni angin lokal. Pemanasan air dan daratan yang tidak merata di wilayah pesisir laut dan samudera menimbulkan angin yang mirip dengan angin sepoi-sepoi. Inilah yang disebut musim hujan.
Musim hujan adalah angin musiman yang bertiup ke satu arah selama setengah tahun, dan ke arah lain selama setengah tahun. Mereka bertiup karena perbedaan pemanasan dan pendinginan laut dan benua di musim dingin dan waktu musim panas. Di musim panas, udara di daratan lebih panas daripada di laut. Sebaliknya pada musim dingin udara di atas laut (samudra) ternyata lebih hangat dibandingkan udara di atas daratan. Hal ini dijelaskan oleh fakta bahwa di musim panas benua lebih panas, dan di musim dingin suhunya lebih dingin daripada air, sedangkan laut, yang lebih dingin di musim panas, menjadi lebih hangat daripada daratan di musim dingin.
Kapasitas panas air yang besar memungkinkan lautan menyimpan cadangan panas yang sangat besar sejak musim panas.
Jadi, di musim panas, benua tampaknya memanaskan atmosfer, sedangkan lautan dan samudera mendinginkannya. Di musim dingin, situasinya berubah: laut menjadi “kompor atmosfer”, dan benua menjadi “lemari es”.
Oleh karena itu, musim hujan bertiup; di musim dingin - dari darat ke laut, dan di musim panas dari laut ke daratan.
Musim hujan terjadi di semua zona iklim, bahkan di tepi Samudra Arktik. Arah musim hujan juga dipengaruhi oleh rotasi bumi. Musim hujan paling terasa di India.
Akhirnya, untuk karakteristik umum arus udara, perlu dikatakan tentang pusaran atmosfer - siklon.
Arus udara yang kita bicarakan di atas berhubungan dengan pergerakan sejumlah besar udara di atmosfer - massa udara. Massa udara biasanya disebut volume udara yang mempertahankan sifat-sifat tertentu selama beberapa waktu. Misalnya, massa udara yang datang dari Arktik ikut serta suhu rendah dan udara kering dan jernih.
Antarmuka antara dua massa udara yang berbeda disebut front. Di kedua sisi bagian depan seringkali terdapat perbedaan suhu udara, kecepatan angin, dll. Oleh karena itu, ketika bagian depan melewati suatu tempat, cuaca di daerah tersebut biasanya berubah secara drastis.
Ketika dua massa udara yang berdekatan memiliki suhu yang berbeda(dan karena itu kepadatan udaranya berbeda), bergeraklah bersama pada kecepatan yang berbeda, atau ketika mereka bergerak relatif satu sama lain di sepanjang bagian depan (Gbr. 8 di atas) pada permukaan batas massa udara, karena interaksi massa udara hangat dan dingin, timbul gangguan gelombang - semacam gelombang udara terbentuk di bagian depan. Dalam hal ini, udara dingin mengalir di bawah udara hangat, dan udara hangat, pada gilirannya, mulai mendorong kembali udara dingin. Arus udara mulai berputar. Gangguan gelombang di bagian depan meningkat, antarmuka antara dua massa udara membengkok semakin curam: inilah bagaimana gerakan pusaran udara yang semakin kuat secara bertahap muncul - sebuah siklon (lihat Gambar 8).
Gambar.8. Skema pembentukan dan perkembangan siklon
Ada tiga wilayah utama terjadinya siklon: Arktik, kutub, dan tropis. Bagian depan Arktik adalah garis pemisah antara udara Arktik dan kutub ( garis lintang utara). Bagian depan kutub memisahkan udara kutub dan tropis (garis lintang sedang). Front tropis merupakan garis pemisah antara udara tropis dan khatulistiwa (garis lintang selatan).
Tekanan atmosfer dalam siklon menurun menuju pusatnya. Di pusat siklon, tekanan udara paling rendah. Jika pada peta daerah berkembangnya siklon, semua titik dengan tekanan yang sama dihubungkan dengan garis - misalnya, satu garis akan menghubungkan semua titik dengan tekanan 990 milibar, garis lainnya - dengan tekanan 995 milibar, dll. . - maka ternyata semua garis yang berada di daerah siklon akan menjadi garis lengkung tertutup (Gbr. 9). Garis seperti ini disebut isobar. Isobar yang terletak di tengah area ini akan menghubungkan titik-titik dengan tekanan paling rendah.
Berkat distribusi tekanan pada siklon ini, angin bertiup di dalamnya dari tepi ke tengah, sehingga terbentuk lingkaran angin yang bertiup berlawanan arah jarum jam.
Beras. 9. Isobar pada peta cuaca
Topan bergerak melalui atmosfer; dia membawanya perubahan mendadak arah dan kecepatan angin. Kecepatan rata-rata siklon adalah 25-40 kilometer per jam.
Selain siklon, yaitu daerah bertekanan rendah, daerah bertekanan rendah juga muncul di atmosfer. tekanan darah tinggi- antisiklon. Di sini tekanan udara meningkat menuju pusat.
Siklon dan antisiklon sering kali mencakup wilayah yang sangat luas, membentang hingga ribuan kilometer. Oleh karena itu, gangguan atmosfer ini mempunyai dampak yang nyata sirkulasi umum udara di atmosfer, semakin memperumitnya. Terjadinya dan perubahan berbagai angin di daerah beriklim sedang terutama terkait dengan pergerakan siklon dan antisiklon.
Sangat kuat angin topan timbul dalam gangguan siklon yang berasal dari front tropis, di atas laut selatan. Siklon ini disebut tropis.
Angin, yaitu pergerakan udara relatif terhadap permukaan bumi, timbul karena ketidaksetaraan tekanan atmosfer V poin yang berbeda suasana. Karena tekanan bervariasi secara vertikal dan horizontal, udara biasanya bergerak dengan sudut tertentu terhadap permukaan bumi. Tapi sudut ini sangat kecil. Itu sebabnya, oleh angin sebagian besar , memikirkan gerakan horisontal udara, yaitu mereka hanya mempertimbangkan komponen horizontal dari gerakan ini. Hal ini karena komponen vertikal angin biasanya jauh lebih kecil daripada komponen horizontal dan hanya terlihat pada konveksi kuat atau jika ada hambatan orografis, jika udara dipaksa naik atau mengalir menuruni lereng bukit.
Massa udara adalah udara troposfer dalam jumlah besar, yang luasnya sepadan dengan luas benua dan lautan, yang mempunyai sifat tertentu. sifat fisik dan yang dicirikan oleh perubahan kecil secara horizontal dalam besaran meteorologi dan kondisi cuaca yang cukup seragam.
Struktur angin
Pergerakan aliran udara secara keseluruhan dicirikan oleh kecepatan dan arah angin. Pada udara yang bergerak akibat gesekan dengan permukaan bumi, serta pemanasannya yang tidak merata, selalu terjadi turbulensi. Oleh karena itu, di setiap titik di ruang angkasa terjadi perubahan cepat baik kecepatan maupun arah angin. Jenis pergerakan udara ini disebut hembusan udara. Biasanya yang kami maksud dengan kecepatan angin adalah kecepatan yang dihaluskan, yaitu kecepatan rata-rata dalam periode waktu singkat tertentu selama pengukurannya. Kecepatan aktual volume udara tertentu, yang berubah dengan cepat seiring waktu, disebut sesaat.
Gustiness meningkat di daerah dengan kekasaran tinggi: di medan yang kasar, di perbukitan, hutan, yang dijelaskan oleh meningkatnya turbulensi di daerah tersebut. Relatif lebih banyak aliran yang sama udara, tanpa hembusan, dicatat dalam inversi. Pada saat yang sama, peningkatan hembusan angin sering terlihat di bawah lapisan inversi.
Pengaruh rintangan terhadap angin
1. Segala rintangan yang menghalangi angin mengubah medan angin. Hambatan dapat terjadi dalam skala besar, seperti pegunungan, dan dalam skala kecil, seperti rumah, pohon, atau jalur hutan. Massa udara mengitari penghalang dari samping, atau menggulingkannya dari atas. Lebih sering terjadi aliran horizontal. Semakin mudah alirannya terjadi, semakin tidak stabil stratifikasi udaranya, yaitu semakin besar gradien suhu vertikal di atmosfer. Aliran udara melewati rintangan menyebabkan hal yang sangat konsekuensi penting, sebagai peningkatan awan dan curah hujan di lereng gunung yang mengarah ke arah angin dengan pergerakan udara ke atas dan, sebaliknya, penyebaran awan di lereng bawah angin dengan pergerakan ke bawah.
Mengalir di sekitar rintangan, angin di depannya melemah, tetapi di samping semakin kencang, terutama di dekat tonjolan rintangan (sudut rumah, tanjung garis pantai). Di balik rintangan tersebut, kecepatan angin berkurang, dan bayangan angin tercipta di sana. Angin meningkat sangat signifikan ketika bergerak di antara keduanya pegunungan. Saat aliran udara bergerak, penampangnya berkurang. Karena jumlah udara yang sama harus melewati potongan yang lebih kecil, kecepatan angin meningkat. Ini menjelaskan angin kencang di beberapa daerah. Misalnya saja peningkatan angin di antara pulau-pulau tinggi bahkan di jalanan kota.
2. Pengaruh sabuk pelindung lapangan terhadap kondisi iklim mikro lahan terutama terkait dengan melemahnya angin di lapisan udara tanah, yang diciptakan oleh sabuk hutan. Udara mengalir di atas jalur hutan dan, sebagai tambahan, kecepatannya melemah saat melewati celah-celah di jalur tersebut. Oleh karena itu, tepat di belakang jalur tersebut, kecepatan angin meningkat. Kecepatan angin meningkat seiring dengan jarak dari strip. Namun kecepatan awal angin pulih hanya pada jarak yang sama dengan 40–50 kali tinggi pepohonan di jalur tersebut, jika jalur tersebut tidak bersambung. Efek dari jalur kontinu meluas pada jarak yang setara dengan 20-30 kali tinggi pohon.
Kekuatan gradien
Setiap gerakan terjadi di bawah pengaruh suatu kekuatan. Gaya yang menggerakkan udara terjadi ketika terdapat perbedaan tekanan pada dua titik dalam ruang. Perbedaan tekanan horizontal ditandai dengan gradien tekanan horizontal. Oleh karena itu, gaya ini disebut penggerak gradien tekanan horizontal, jika tidak, gaya gradien.
Mari kita pilih satuan volume udara (1 cm3) di ruang antara dua permukaan isobarik dengan tekanan P dan P+1. Syarat kesetimbangan volume ini adalah persamaan gaya-gaya yang berlawanan arah.
G g udara hangat
dingin 1000mb
Permukaan isobarik mempunyai kemiringan agak miring terhadap permukaan bumi. Hal ini terjadi karena fakta bahwa di udara dingin tekanannya berkurang seiring ketinggian lebih cepat daripada di udara hangat. Posisi permukaan isobarik tidak hanya bergantung pada tekanan, tetapi juga suhu.
Volume yang dialokasikan dipengaruhi oleh gaya gravitasi dan tekanan. Gaya tekanan resultan adalah gaya gradien tekanan total G, yang arahnya tegak lurus terhadap permukaan isobarik dari tekanan tinggi ke tekanan rendah dan diterapkan pada pusat gravitasi volume.
Mari kita menguraikan gaya gradien total menjadi komponen horizontal dan vertikal. Komponen vertikal, jika tidak ada gerakan vertikal, diimbangi oleh gaya gravitasi, dan komponen horizontal pada saat dimulainya gerakan tidak diimbangi oleh apa pun sehingga menjadi gaya penggerak. Di bawah pengaruh gaya ini, udara mulai bergerak menuju tekanan rendah.
Dengan membagi penggerak untuk massa volume yang dialokasikan (1 cm3), yaitu untuk massa jenisnya, kita menemukan gaya yang bekerja pada satuan massa:
dimana F G – gaya gradien tekanan, cm / hal 2 ;
ΔP – perubahan tekanan antara dua titik (Dyn/cm2); 1mb = 10 3 Dyn/cm 2 ;
Δz adalah jarak antara titik-titik ini, cm.
Gaya gradien tekanan menggerakkan udara dan meningkatkan kecepatannya. Semua gaya lain yang terdeteksi selama pergerakan udara hanya dapat memperlambat pergerakan dan menyimpangkannya dari arah gradien.
Gaya yang timbul pada saat udara bergerak.
- Gaya pembelokan rotasi bumi.
Angin adalah pergerakan udara di atas bumi, dan Bumi sendiri berputar pada porosnya dengan kecepatan sudut ω = 7,29. 10 -5 detik-1. Pada tahun 1838, Coriolis membuktikan bahwa dengan setiap gerakan relatif terhadap sistem koordinat bergerak, benda menerima tambahan, yang disebut percepatan rotasi. Udara yang bergerak di atas permukaan bumi yaitu angin juga akan menerimanya.
Jika suatu massa udara bergerak relatif terhadap suatu sistem koordinat yang bergerak, yang juga bergerak, maka massa udara tersebut tidak akan mengenai suatu titik yang berada pada kelanjutannya. arah awal, tetapi akan menyimpang darinya. Jika kita mengamati pergerakan dari suatu titik tertentu dalam sistem koordinat bergerak massa udara, maka seolah-olah di bawah pengaruh suatu gaya ia dibelokkan ke samping. Gaya ini disebut gaya Coriolis atau gaya pembelokan rotasi bumi.
Pergerakan udara secara horizontal dipengaruhi oleh komponen horizontal gaya pembelokan rotasi bumi (gaya Coriolis), sebesar:
A = 2·v·ω·sinφ,
dimana v – kecepatan angin;
ω– kecepatan sudut Revolusi bumi sama dengan 7.29·10 -5 s -1 .
φ – garis lintang suatu tempat.
Komponen gaya vertikal yang bekerja pada pergerakan vertikal udara sama dengan:
A = 2 v 1 ω cosφ,
dimana v 1 adalah komponen vertikal kecepatan angin.
Komponen horizontal gaya Coriolis diarahkan tegak lurus terhadap pergerakan udara, ke kanan di belahan bumi utara, dan ke kiri di belahan bumi selatan. Oleh karena itu, ia tidak mempercepat atau memperlambat gerak, melainkan hanya mengubah arahnya.
- Gaya gesekan
Gaya gesekan memperlambat pergerakan udara. Ini terdiri dari gaya gesekan eksternal, yang berhubungan dengan efek pengereman permukaan bumi, dan gaya gesekan internal yang terkait dengan viskositas molekuler dan turbulen udara.
Gaya gesekan luar hanya memperlambat gerak, tetapi tidak mengubah arah. Hal ini diarahkan ke arah yang berlawanan dengan gerakan dan sebanding dengan kecepatannya.
Efek dari gesekan internal adalah lapisan udara dan volume udara yang berdekatan, yang memiliki kecepatan berbeda, saling mempengaruhi pergerakan satu sama lain; timbul gaya kental di antara keduanya, yang mencegah pergerakannya. Bagian utama dari gesekan internal disebabkan oleh pencampuran turbulen dan oleh karena itu sering disebut gesekan turbulen. Ini puluhan ribu kali lebih besar dari gesekan molekul. Semua penyebab yang menyebabkan peningkatan turbulensi secara bersamaan akan menyebabkan peningkatan gesekan internal. Dengan demikian, mereka meningkatkan gaya gesekan keseluruhan di atmosfer, dan juga berkontribusi terhadap penyebaran pengaruhnya ke atas, ke lapisan atmosfer yang lebih tinggi. Gaya gesekan internal tidak memiliki arah tertentu sehubungan dengan gerakan dan, khususnya, tidak bertepatan dengan arah gaya gesekan eksternal. Oleh karena itu, gaya gesekan total di permukaan bumi, yang merupakan jumlah vektor gaya gesekan luar dan dalam, tidak arahnya berlawanan dengan gerak, tetapi dibelokkan ke kiri dari arah yang berlawanan dengan gerak dengan suatu sudut. kira-kira sama dengan 35 0. Kekuatan Keseluruhan gesekan yang dihitung per satuan massa udara adalah percepatan negatif, yang memperlambat pergerakan udara dan sama dengan:
di mana k adalah koefisien gesekan, yang tidak hanya bergantung pada kekasaran permukaan di bawahnya, tetapi juga pada intensitas turbulensi aliran udara yang bergerak, s -1.
k bervariasi dari 0,2. 10 -4 hingga 1,2. 10 -4 detik -1 .
- Gaya sentrifugal
Gaya sentrifugal terjadi ketika gerakan lengkung udara.
dimana V adalah kecepatan gerak;
r – radius kelengkungan lintasan pergerakan.
Gaya sentrifugal diarahkan sepanjang jari-jari kelengkungan lintasan dari pusat, yaitu menuju cembung lintasan. Untuk pergerakan atmosfer gaya sentrifugal biasanya kecil, karena radius kelengkungan lintasannya ratusan dan ribuan meter. Oleh karena itu, gaya sentrifugal biasanya 10-100 kali lebih kecil dibandingkan gaya Coriolis. Namun pada kecepatan tinggi dan jari-jari kelengkungan kecil, gaya sentrifugal jauh lebih besar daripada gaya gradien. Kondisi seperti itu tercipta dalam pusaran kecil dengan sumbu vertikal, yang terjadi pada cuaca panas, pada angin puting beliung dan angin puting beliung, yang radius lintasannya kecil dan kecepatannya sangat tinggi.
GERAK STEADY TANPA GESEKKAN. ANGIN Gradien
Gerak tetap (stasioner) adalah gerak yang pada setiap titik dalam ruang mempunyai besar dan arah kecepatan rata-rata jangan berubah seiring berjalannya waktu.
Pergerakan udara yang stabil tanpa adanya gesekan disebut angin gradien.
Dalam medan tekanan seragam, gaya gradien di semua tempat memiliki arah dan besaran yang sama. Oleh karena itu, pergerakan udara pada medan tersebut akan seragam dan linier. Dengan tidak adanya gesekan, udara yang bergerak dikenai gaya gradien (F G), yang diarahkan tegak lurus terhadap isobar, dan gaya Coriolis (A), yang diarahkan tegak lurus terhadap pergerakan.
Gambar 3.1 menunjukkan diagram gaya-gaya yang bekerja pada satuan volume udara di gerak lurus tanpa memperhitungkan gaya gesekan.
V
Gambar 3.1 – Diagram gaya yang bekerja di udara ketika
gerak lurus tanpa memperhitungkan gaya gesek
Selama gerak tetap, gaya-gaya ini seimbang karena besarnya sama tetapi arahnya berlawanan. Karena gaya Coriolis tegak lurus terhadap gerak, maka geraknya tegak lurus terhadap gradien tekanan, yaitu akan diarahkan sepanjang isobar. Jadi, angin gradien yang bertiup sepanjang isobar lurus dan sejajar disebut angin geostropik.
R
B adalah resultan gaya Coriolis dan gaya gesek.
Gambar 3.2 – Diagram gaya yang bekerja di udara
selama gerak linier dengan memperhitungkan gaya gesekan
Vektor kecepatan di titik O menyimpang dari gaya gradien tekanan ke kanan (di belahan bumi utara) dengan sudut kurang dari 90 0 . Gaya gradien tegak lurus terhadap isobar dan diarahkan ke tekanan rendah. Gaya Coriolis A tegak lurus terhadap vektor kecepatan dan menyimpang ke kanan (di belahan bumi utara). Gaya gesekan R diarahkan berlawanan dengan vektor kecepatan. Syarat agar gerak tetap adalah gaya resultan gaya-gaya tersebut sama dengan nol.
Sudut gesekan antara arah angin dan gradien tekanan pada lapisan gesekan semakin besar, garis lintang tempat semakin besar dan koefisien gesekan semakin kecil.
Kecepatan angin dengan adanya gesekan:
di mana k adalah koefisien gesekan.
Sudut deviasi angin dari gradien pada gerak lurus:
dimana φ adalah sudut deviasi angin dari gradien dengan adanya gaya gesekan.
Penyimpangan arah angin dari gradien tekanan horizontal di lapisan permukaan atmosfer rata-rata sebesar 60° ke kanan di belahan bumi utara. Di atas lapisan tanah, sudut ini bertambah seiring ketinggian dan pada tingkat gesekan angin menjadi gradien, deviasinya mencapai 90°.
Di lautan, di mana gesekan antara udara dan permukaan di bawahnya lebih kecil dibandingkan di darat, angin lebih mendekati geostropik dibandingkan di daratan.
Pengalaman menegaskan bahwa angin di dekat permukaan bumi selalu menyimpang dari gradien tekanan dengan sudut tertentu yang kurang dari garis lurus di belahan bumi utara ke kanan, dan di belahan bumi selatan ke kiri. Hal ini mengarah pada aturan berikut: jika Anda berdiri membelakangi angin, tekanan terendah adalah pada sisi kiri dan sedikit ke depan, dan tekanan yang lebih tinggi - bersama sisi kanan dan sedikit di belakang. Ketentuan ini ditemukan secara empiris dan disebut hukum tekanan angin.
ANGIN GRADIEN PADA ISOBAR LINGKARAN
Dalam kasus isobar lengkung, arah gradien tekanan, dan gaya gradien, berubah dari satu titik ke titik lainnya. Oleh karena itu, pergerakan udara juga akan bersifat lengkung. Dengan tidak adanya gaya gesekan, gaya gradien, sentrifugal, dan gaya Coriolis bekerja pada udara yang bergerak.
Angin gradien yang bertiup sepanjang isobar melingkar disebut angin geosiklostrofik.
Antisiklon
Anticyclone adalah sistem tekanan dengan tekanan tinggi di bagian tengah dan penurunan tekanan dari pusat ke pinggiran.
Gambar 3.3 menunjukkan diagram gaya-gaya yang bekerja pada satuan volume udara yang bergerak sepanjang isobar melingkar terkunci dalam antisiklon.
Gambar 3.3 – Diagram gaya yang bekerja pada udara dalam antisiklon
(Belahan Bumi Utara)
Gaya gradien (F G) diarahkan tegak lurus terhadap isobar ke arah penurunan tekanan, yaitu dari pusat sistem tekanan tertentu ke pinggirannya. Gaya sentrifugal (C) juga bekerja dalam arah yang sama. Gaya Coriolis (A) diarahkan ke arah sisi yang berlawanan dan menyeimbangkan dua kekuatan pertama. Vektor kecepatan (V) menyimpang ke kanan gradien (untuk belahan bumi utara) dan diarahkan secara tangensial ke isobar. Jadi, pergerakan terjadi sepanjang isobar searah jarum jam (di belahan bumi utara). Gerakan ini disebut antiklonik.
DI DALAM belahan bumi selatan vektor kecepatan diarahkan ke kiri gaya gradien. Oleh karena itu, pergerakan udara terjadi berlawanan arah jarum jam.
Dengan penguatan gerakan antisiklon, gaya Coriolis diseimbangkan oleh gradien dan kekuatan sentrifugal.
AGambar 3.4 – Diagram gaya yang bekerja pada udara dalam suatu siklon
(Belahan Bumi Utara)
Di sini gaya gradien diarahkan dari pinggiran ke pusat sistem tekanan dan diseimbangkan oleh gaya sentrifugal dan gaya Coriolis, yang arahnya berimpit. Vektor kecepatan juga diarahkan ke kanan gradien, dan pergerakan terjadi sepanjang isobar berlawanan arah jarum jam. Gerakan ini disebut siklon.
Selama gerak stabil dalam siklon, gaya gradien diseimbangkan oleh gaya sentrifugal dan gaya Coriolis.
Kecepatan angin geosiklostrofik dalam suatu siklon:
Sudut penyimpangan angin dari gradien selama gerak lengkung:
dimana “+” mengacu pada siklon, dan “-” mengacu pada antisiklon.
MASSA UDARA.
PENCAMPURAN TURBULEN DALAM SUASANA
Udara atmosfer adalah media yang sangat mobile di mana pergerakan selalu terjadi, dengan skala dan arah yang bervariasi pada kecepatan yang berbeda. Sifat turbulen pergerakan udara atmosfer ditentukan oleh kekasaran permukaan bumi, pemanasan yang tidak merata di berbagai bagian permukaan, serta sifat hidrodinamik arus atmosfer. Semakin kasar permukaan bumi maka turbulensinya semakin tinggi. Semakin intens pemanasan udara yang terjadi, semakin tinggi turbulensinya. Akibat dari gerakan turbulen adalah pertukaran udara secara vertikal dan horizontal. Hal ini menyebabkan perpindahan panas, kelembapan, debu, dan kotoran lainnya ke atmosfer. Pencampuran turbulen menyebabkan pemerataan kandungan pengotor di udara atmosfer.
Pertukaran turbulen vertikal dijelaskan dengan persamaan berikut:
S = – A (dс/dz),
dimana S adalah jumlah zat yang dipindahkan per satuan waktu melalui satuan luas;
Dс/dz – gradien vertikal suatu zat, yaitu perubahannya per satuan jarak vertikal;
A adalah koefisien pertukaran turbulen, yang bergantung pada kondisi atmosfer dan sifat permukaan bumi.
Saat menentukan aliran turbulen di lapisan permukaan atmosfer, digunakan koefisien turbulensi k, yang ditentukan dengan rumus:
dimana ρ adalah massa jenis udara, kg/m3.
 |
Tingkat turbulensi mungkin berbeda-beda. Hal ini dapat dilihat dari pengamatan sebaran asap yang keluar dari cerobong asap perusahaan. Jenis aliran asap yang keluar dari pipa pada saat derajat yang berbeda-beda turbulensi atmosfer ditunjukkan pada Gambar 3.5.
,Koefisien A dan k dalam kondisi atmosfer sangat bervariasi baik dalam ruang maupun waktu. Mereka bergantung pada gradien vertikal kecepatan angin, stabilitas termal atmosfer, sifat-sifat permukaan bumi (kekasarannya, heterogenitas termal), dll.
