9.1. ATMOSFER DAN KIMIA ATMOSFERAtmosfer terdiri dari lapisan tipis campuran gas yang meliputi bumi permukaan.Khusus untuk air, atmosfer udara terdiri dari 78,1% nitrogen, 21,0%oksigen, argon 0,9%, dan 0,03% karbon dioksida. Biasanya, udara mengandung volume uap air 1-3%. Selain itu, udara mengandung berbagai macam tingkat angas ditingkat di bawah 0,002%, termasuk neon, helium, metana, kripton, nitrous oxide,hidrogen, xenon, sulfur dioksida, ozon, nitrogen dioksida, amonia, dan karbon monoksida.Atmosfer dibagi menjadi beberapa lapisan berdasarkan suhu. Dari hal tersebut, yang paling signifikan adalah troposfer yang membentang di ketinggian sekitar 11 kilometer (km) dari permukaan bumi, dan stratosfer dari sekitar 11 kmsampai 50 km. Suhu troposfer rata-rata berkisar dari 15 C pada permukaan laut dan rata-rata berkisar -56 C pada batas atasnya. Suhu rata-rata stratosfer meningkat dari -56 C pada batas bawahnya dengan troposfer ke -2 C pada batas atasnya. Alasan peningkatan ini adalah penyerapan energi ultraviolet matahari oleh ozon (O3) di stratosfer.Berbagai aspek kimia lingkungan atmosfer dibahas dalam Bab 9-14.Fitur yang paling signifikan dari kimia atmosfer adalah terjadinya reaksi fotokimia yang dihasilkan dari penyerapan foton cahaya oleh molekul, disebut hv. (Energi dari foton tampak seperti cahaya ultravioletyang diberikan oleh persamaan, E = hv, di mana h adalah konstanta Planck dan v adalah frekuensi cahaya, yang berbanding terbalik dengan panjang gelombang. Radiasi ultra ungu memiliki frekuensi yang lebih tinggi daripada cahaya tampak olehkarena itu ultraviolet lebih energik dan lebih mungkin untuk memutuskan ikatan kimia pada molekul yang menyerapnya). Salah satureaksi fotokimia yang paling signifikan adalah yang bertanggung jawab atas keberadaan ozon di stratosfer , yang dimulai ketika O2 menyerap tinggi radiasi energik ultraviolet dalam rentang panjang gelombang 135-176 nanometer (nm)dan 240-260 nm di stratosfer:O2 + hn O + O Atom oksigen yang dihasilkan oleh disosiasi fotokimia O2 akan bereaksi dengan molekul oksigen untuk menghasilkan ozon (O3)O + O2 + M O3 + M di mana M adalah molekul ketiga, seperti molekul N2 yang menyerap kelebihan energy dari reaksi. Ozon yang terbentuk sangat efektif dalam menyerap radiasi ultravioletdi rentang panjang gelombang 220-330 nm, yang menyebabkan suhumeningkatkan di stratosfer. Ozon berfungsi sebagai filter yang sangat berharga untukmenghilangkan radiasi ultraviolet dari sinar matahari. Jika radiasi ini mencapai permukaan bumi, itu akan menyebabkan kanker kulit dan kerusakan lainnya terhadap organisme hidup.Oksida Gas di AtmosphereOksida karbon, sulfur, dan nitrogen merupakan unsur penting dari atmosfer dan polutan di tingkat yang lebih tinggi.Dari jumlah tersebut, karbon dioksida (CO2) adalah yang paling berlimpah. Ini adalah konstituen atmosfer alami, dan itu diperlukan untuk pertumbuhan tanaman. Namun, tingkat karbon dioksida di atmosfer, sekarang di sekitar 360bagian per juta (ppm) dengan volume meningkat sekitar 1 ppm per tahun. Sebagaibahasan dalam Bab 14 ini iadalah peningkatan dalam atmosfer yang mungkin menyebabkan pemanasan atmosfer "efek rumah kaca," dengan potensi yang sangat serius dan konsekuensi untuk untuk kehidupan di bumi. Meskipun bukanancaman global, karbon monoksida, CO, dapat menjadi ancaman kesehatan yang serius karena mencegah darah dari mengangkut oksigen ke jaringan tubuh.Dua polutan udara oksida nitrogen yang paling serius adalah oksida nitrat(NO) dan nitrogen dioksida(NO2) yang dilambangkan sebagai "NOx".Oksida nitrogen ini cenderung untuk memasuki suasana seperti NO, dan proses fotokimia di atmosfer dapat mengkonversi NO menjadi NO2. Reaksi lebih lanjut dapat mengakibatkan pembentukan garam nitrat korosif atau asam nitrat(HNO3). Nitrogen dioksida sangat signifikan dalam atmosfer karena pemisahan fotokimia nya oleh cahaya dengan panjang gelombang kurangdari 430 nm untuk memproduksi atom O yang reaktif. Ini adalah langkah pertama dalampembentukan asap fotokimia (lihat di bawah). Sulfur dioksida, SO2, adalah hasil produk dari pembakaran bahan bakar yang mengandung sulfur seperti batubara,belerang tinggi. Bagian dari sulfur ini dioksida dan diubah di atmosfer menjadi asam sulfat, H2SO4, biasanyakontributor yang dominan terhadap curah hujan asam.Hidrokarbon dan Fotokimia SmogYang paling melimpah hidrokarbon di atmosfer adalah metana, CH4, dirilis dari sumber bawah tanah sebagai gas alam dan diproduksi oleh fermentasibahan organik. Metana merupakan salah satu hidrokarbon di atmosfer yang reaktif dan dihasilkan oleh sumber menyebar, sehingga partisipasinya dalam pembentukan polutan produk-produk reaksi fotokimia minimal. Yang paling signifikan atmosfer hidrokarbon pencemar adalah orang-orang reaktif diproduksi sebagai knalpot mobil emisi. Di hadapan NO, di bawah kondisi suhu inversi (lihat Bab 11), kelembaban rendah, dan sinar matahari, hidrokarbon ini menghasilkan diinginkan asap fotokimia dimanifestasikan oleh adanya visibilitas mengaburkan partikulat materi, oksidan seperti ozon, dan spesies organik berbahaya seperti aldehida.Particulate Matter Partikel mulai dari agregat dari beberapa molekul berkeping-keping debu mudah terlihat dengan mata telanjang biasanya ditemukan di atmosfer dan dibahas secara rinci dalam Bab 10. Beberapa partikel atmosfer, seperti garam laut yang dibentuk oleh penguapan air dari tetesan laut semprot, alami dan bahkan menguntungkan konstituen atmosfer. Partikel yang sangat kecil yang disebut inti kondensasi berfungsi sebagai badan untuk uap air di atmosfer mengembun pada dan sangat penting untuk pembentukan tetes hujan. Partikel koloid berukuran di atmosfer disebut aerosol. Mereka dibentuk dengan menggiling sampai materi massal dikenal sebagai disperse aerosol, sedangkan partikel terbentuk dari reaksi kimia gas yang aerosol kondensasi, yang terakhir cenderung lebih kecil. Partikel yang lebih kecil pada umumnya yang paling berbahaya karena mereka memiliki kecenderungan lebih besar untuk menghamburkan cahaya dan merupakan paling terhirup (kecenderungan untuk dihirup ke dalam paru-paru).Sebagian besar partikel mineral dalam suasana tercemar adalah dalam bentuk oksida dan senyawa lain yang dihasilkan selama pembakaran bahan bakar fosil-abu tinggi. Partikel yang lebih kecil dari abu terbang memasuki cerobong asap tungku dan efisien dikumpulkan dalam benar dilengkapi sistem stack. Namun, beberapa fly ash lolos melalui stack dan memasuki atmosfer. Sayangnya, fly ash demikian dirilis cenderung terdiri partikel kecil yang melakukan hal yang paling merusak kesehatan manusia, tanaman, dan visibilitas.9.2. PENTINGNYA SUASANA YANGAtmosfer adalah selimut pelindung memelihara kehidupan di bumi dan melindungi dari lingkungan bermusuhan luar angkasa. Atmosfer adalah sumber karbon dioksida untuk fotosintesis tumbuhan dan oksigen untuk respirasi.Ini menyediakan nitrogen bahwa bakteri pengikat nitrogen dan tanaman amonia manufaktur digunakan untuk menghasilkan nitrogen kimia terikat, komponen penting dari molekul kehidupan.Sebagai bagian dasar dari siklus hidrologi (Gambar 3.1) atmosfer mengangkut air dari lautan menuju daratan, sehingga bertindak sebagai kondensor dalam luas bertenaga surya masih. Sayangnya, suasana juga telah digunakan sebagai tempat pembuangan bagi banyak polutan bahan-mulai dari sulfur dioksida ke refrigeran Freon-praktek yang menyebabkan kerusakan pada vegetasi dan bahan, memperpendek kehidupan manusia, dan mengubah karakteristik atmosfer itu sendiri.Dalam peran penting sebagai perisai pelindung, atmosfer menyerap sebagian besar sinar kosmik dari luar angkasa dan melindungi organisme dari efek mereka. Hal ini juga menyerap sebagian besar radiasi elektromagnetik dari matahari, yang memungkinkan transmisi sejumlah besar radiasi hanya di daerah 300-2500 nm (nearultraviolet, terlihat, dan dekat-inframerah radiasi) dan 0,01-40 m (gelombang radio). Oleh menyerap radiasi elektromagnetik di bawah 300 nm, filter suasana radiasi ultraviolet merusak yang lain akan sangat berbahaya bagi organisme hidup. Selanjutnya, karena banyak menyerap kembali radiasi inframerah oleh yang menyerap energi matahari dipancarkan kembali ke angkasa, atmosfer menstabilkan suhu bumi, mencegah suhu ekstrim yang luar biasa yang terjadi pada planet dan bulan kurang atmosfer substansial.9.3. KARAKTERISTIK FISIK ATMOSFER Ilmu atmosfer berkaitan dengan pergerakan massa udara di atmosfer, keseimbangan panas atmosfer, dan komposisi kimia atmosfer dan reaksi. Di memesan untuk memahami kimia atmosfer dan polusi udara, adalah penting untuk memiliki apresiasi keseluruhan atmosfer, komposisi, dan fisik karakteristik seperti yang dibahas dalam bagian pertama bab ini.Komposisi atmosfer Udara kering dalam beberapa kilometer dari permukaan tanah terdiri dari dua komponen utama : Nitrogen, 78,08% (volume) dan Oksigen, 20,95%; Dua komponen minor : Argon, 0.934% dan Karbon dioksida, 0,036%. Selain argon, empat gas lebih mulia : Neon 1,818 x 10-3% , Helium, 5,24 x 10-4%, Krypton, 1,14 x 10-4%, Xenon, 8,7 x 10-6% dan jejak gas seperti yang diberikan dalam Tabel 9.1. Udara atmosfir mungkin berisi 0,1-5% air dengan volume, dengan rentang normal 1-3%.Variasi Tekanan dan Kepadatan dengan KetinggianSebagai orang yang telah dilakukan di dataran tinggi juga tahu, kepadatan atmosfer menurun tajam dengan meningkatnya ketinggian sebagai akibat dari gas hukum dan gravitasi. Lebih dari 99% dari total massa atmosfer ditemukan dalam sekitar 30 km (sekitar 20 mil) dari permukaan bumi. Seperti ketinggian suatu adalah sangat kecil dibandingkan dengan diameter bumi, sehingga tidak berlebihan untuk ciri atmosfer sebagai "tipis jaringan" lapisan pelindung. Meskipun total massa atmosfer global sangat besar, sekitar 5.14 x 10 ^ 15 metrik ton, itu adalah masih hanya sekitar sepersejuta massa total bumi. Fakta bahwa tekanan atmosfer menurun sebagai sekitar eksponensial fungsi dari ketinggian sangat menentukan karakteristik atmosfer. Idealnya, dengan tidak adanya pencampuran dan pada suhu absolut konstan, T, tekanan pada setiap ketinggian tertentu, Ph, diberikan dalam bentuk eksponensial, Ph = P0e ^ [-Mgh/RT] (9.3.1) dimana P0 adalah tekanan pada nol ketinggian (permukaan laut), M adalah massa molar rata-rata udara (28,97 g / mol di troposfer), g adalah percepatan gravitasi (981 cm x sec-2 di permukaan laut), h adalah ketinggian dalam cm, dan R adalah tetapan gas (8,314 x 107 x erg deg ^ -1 x mol ^ -1). Unit-unit ini diberikan dalam cgs (centimeter-gram-detik) sistem untuk konsistensi, ketinggian dapat dikonversi ke meter atau kilometer yang sesuai.Faktor RT / Mg didefinisikan sebagai skala ketinggian, yang merupakan kenaikan di ketinggian dimana tekanan turun melalui e-1. Pada rata-rata suhu permukaan laut dari 288 K, ketinggian skala 8 x 105 cm atau 8 km, pada ketinggian 8 km, tekanan hanya sekitar 39% dari pada permukaan laut. Konversi Persamaan 9.2.1 ke logaritmik bentuk dan ekspresi (basis 10) h dalam hasil km Log Ph = Log P0 - {(MGH x 10 ^ 5) / (2.303RT)} (9.3.2) dan mengambil tekanan di permukaan laut untuk menjadi persis 1 atm memberikan berikut ekspresi: Log Ph = {(- MGH x 10 ^ 5) / (2.303 RT)} (9.3.3) Plot Ph dan suhu terhadap ketinggian ditunjukkan pada Gambar 9.1. Plot Ph nonlinier karena variasi yang timbul dari variasi nonlinear dalam suhu dengan ketinggian yang dibahas kemudian dalam bagian ini dan dari pencampuran massa udara.Karakteristik atmosfer bervariasi dengan ketinggian, waktu (musim),lokasi (lintang), dan bahkan aktivitas matahari. Ekstrem tekanan dan suhu yang diilustrasikan pada Gambar 9.1. Pada ketinggian yang sangat tinggi, biasanya spesies reaktif seperti atom oksigen, O, bertahan untuk jangka waktu yang lama. Itu terjadi karena tekanan sangat rendah pada ketinggian ini sehingga jarak yang ditempuh oleh spesies reaktif sebelum bertabrakan dengan reaktan potensial - berarti jalan bebas - cukup tinggi. A partikel dengan jalan bebas rata-rata dari 1 x 10-6 cm di permukaan laut memiliki jalan bebas rata-rata lebih besar dari 1 x 10 ^ 6 cm pada ketinggian 500 km, di mana tekanan rendah oleh banyak pesanan besarnya.Stratifikasi Atmosphere Seperti ditunjukkan dalam Gambar 9.2, suasana dibagi berdasarkan dari Suhu / kerapatan hubungan yang dihasilkan dari interaksi antara fisik dan fotokimia (fenomena kimia cahaya-induced) proses di udara. Lapisan terendah dari atmosfer yang membentang dari permukaan laut ke ketinggian 10 - 16 km adalah troposfer, ditandai dengan komposisi umumnya homogen gas utama selain air dan penurunan suhu dengan meningkatnya ketinggian dari permukaan panas memancar dari bumi. Batas atas troposfer, yang memiliki minimal suhu sekitar -56 C, bervariasi dalam ketinggian oleh satu kilometer atau lebih dengan suhu atmosfer, permukaan daratan yang mendasari, dan waktu. Itu Komposisi homogen hasil troposfer dari pencampuran konstan oleh beredar massa udara. Namun, isi uap air dari troposfer adalah sangat bervariasi karena pembentukan awan, curah hujan, dan penguapan air dari badan air terestrial.Suhu yang sangat dingin dari lapisan tropopause di atas troposfer berfungsi sebagai penghalang yang menyebabkan uap air mengembun menjadi es sehingga tidak dapat mencapai ketinggian di mana ia akan photodissociate melalui aksi radiasi ultraviolet intens energi tinggi. Jika hal ini terjadi, hidrogen yang dihasilkan akan lolos atmosfer bumi dan hilang. (Sebagian besar gas hidrogen dan helium awalnya hadir di atmosfer bumi hilang oleh proses ini.)Lapisan atmosfer tepat di atas troposfer adalah stratosfer, di yang suhu naik sampai maksimum sekitar -2 C dengan meningkatnya ketinggian. Fenomena ini disebabkan adanya ozon, O3, yang dapat mencapai tingkat sekitar 10 ppm volume di mid-range dari stratosfer. Efek pemanasan disebabkan oleh penyerapan energi radiasi ultraviolet dengan ozon, fenomena dibahas kemudian dalam bab ini. Tidak adanya radiasi tingkat tinggi menyerap spesies di mesosfer tepat di atas hasil stratosfer penurunan temperatur lebih lanjut sampai sekitar -92 C pada ketinggian sekitar 85 km. Daerah atas mesosfer dan lebih tinggi mendefinisikan wilayah yang disebut eksosfer dari mana molekul dan ion dapat sepenuhnya melarikan diri atmosfer. Memperluas jangkauan jauh ke luar atmosfer adalah Termosfer, dimana gas yang sangat rarified mencapai suhu setinggi 1200 C dengan penyerapan radiasi sangat energik panjang gelombang kurang dari sekitar 200 nm oleh spesies gas di wilayah ini.9.4. TRANSFER ENERGI DI SUASANA YANGKarakteristik fisik dan kimia atmosfer dan panas kritis keseimbangan bumi ditentukan oleh transfer energi dan massa proses dalam atmosfer. Transfer fenomena energi dibahas dalam bagian ini dan massa mentransfer dalam Bagian 9.4.Energi matahari masuk sebagian besar di daerah tampak dari spektrum. Semakin pendek cahaya matahari biru panjang gelombang tersebar relatif lebih kuat oleh molekul dan partikel di bagian atas atmosfer, yang mengapa langit berwarna biru seperti yang dilihat oleh tersebar cahaya. Demikian pula, cahaya yang telah ditularkan melalui hamburan atmosfer tampak merah, terutama di sekitar matahari terbenam dan matahari terbit, dan dalam situasi di mana atmosfer mengandung tingkat tinggi partikel. Fluks energi matahari mencapai atmosfer sangat besar, sebesar 1,34 x 103 watt per meter persegi (19,2 kkal per menit per meter persegi) tegak lurus terhadap garis fluks surya di bagian atas atmosfer, seperti yang diilustrasikan pada Gambar 9.3. Nilai ini adalah konstanta surya, dan dapat disebut insolation, yang merupakan singkatan dari "radiasi matahari yang masuk." Jika semua energi ini mencapai permukaan bumi dan dipertahankan, planet ini akan menguap lama. Seperti itu, faktor-faktor yang kompleks yang terlibat dalam menjaga keseimbangan panas bumi dalam batas yang sangat sempit sangat penting untuk kondisi iklim yang akan mendukung tingkat hadir kehidupan di bumi penahan. Perubahan besar iklim yang mengakibatkan zaman es selama beberapa periode, atau kondisi tropis selama orang lain, disebabkan oleh variasi hanya beberapa derajat suhu rata-rata.Perubahan iklim yang ditandai dalam catatan sejarah telah disebabkan oleh perubahan suhu rata-rata jauh lebih kecil.Mekanisme yang suhu rata-rata bumi dipertahankan dalam kisaran sempit yang sekarang sangat kompleks dan tidak sepenuhnya dipahami, tetapi fitur utama dijelaskan di sini.Sekitar setengah dari radiasi matahari memasuki atmosfer mencapai bumi permukaan baik secara langsung atau setelah hamburan oleh awan, gas atmosfer, atau partikel. Setengah sisa radiasi yang baik tercermin secara langsung kembali atau diserap dalam atmosfer, dan energi yang terpancar kembali ke angkasa di lain waktu sebagai radiasi inframerah. Sebagian besar energi matahari mencapai permukaan diserap dan harus kembali ke ruang untuk menjaga keseimbangan panas. Selain itu, jumlah yang sangat kecil energi (kurang dari 1% dari yang diterima dari matahari) mencapai permukaan bumi oleh konveksi dan proses konduksi panas dari mantel bumi, dan ini juga harus hilang.Energi transportasi, yang sangat penting untuk akhirnya reradiation energi dari bumi, ini dilakukan dengan tiga mekanisme utama. Ini adalah konduksi, konveksi, dan radiasi. Konduksi energi terjadi melalui interaksi atom atau molekul yang berdekatan tanpa gerakan sebagian besar materi dan merupakan cara yang relatif lambat mentransfer energi di atmosfer. Konveksi melibatkan pergerakan seluruh massa udara, yang dapat berupa relatif hangat atau dingin. Ini adalah mekanisme yang variasi suhu tiba-tiba terjadi ketika massa besar memindahkan udara di suatu daerah. Serta membawa panas yang masuk akal karena energi kinetik molekul, konveksi membawa panas laten dalam bentuk uap air yang melepaskan panas yang mengembun. Sebuah fraksi yang cukup panas permukaan bumi yang diangkut ke awan di atmosfer dengan konduksi dan konveksi sebelum akhirnya hilang oleh radiasi.Radiasi energi di atmosfer bumi terjadi melalui elektromagnetik radiasi di wilayah inframerah dari spektrum. Radiasi elektromagnetik adalah satu-satunya cara di mana energi ditularkan melalui ruang hampa, karena itu adalah cara yang semua energi yang harus hilang dari planet ini untuk menjaga keseimbangan panas pada akhirnya kembali ke ruang angkasa. Radiasi elektromagnetik yang membawa energy jauh dari bumi adalah dari panjang gelombang lebih lama dari sinar matahari yang membawa energi ke bumi. Ini merupakan faktor penting dalam menjaga keseimbangan panas bumi, dan satu rentan terhadap marah oleh aktivitas manusia. Intensitas maksimum radiasi yang masuk terjadi pada 0,5 mikrometer (500 nanometer) di daerah tampak, dengan dasarnya tidak ada di luar jangkauan 0,2 m sampai 3 m. Kisaran ini meliputi daerah tampak keseluruhan dan bagian-bagian kecil dari ultraviolet dan inframerah berdekatan dengan itu. Radiasi keluar adalah di wilayah inframerah, dengan intensitas maksimum sekitar 10 m, terutama antara 2 m dan 40 m. Jadi bumi kehilangan energi dengan elektromagnetik radiasi panjang gelombang yang lebih panjang (energi yang lebih rendah per foton) dari radiasi oleh yang menerima energi.Anggaran Radiasi BumiAnggaran radiasi bumi diilustrasikan pada Gambar 9.4. Permukaan rata Suhu dipertahankan pada relatif nyaman 15 C karena suatu atmosfer "efek rumah kaca" di mana uap air dan, pada tingkat lebih rendah, karbon dioksida menyerap banyak radiasi keluar dan reradiate sekitar setengah dari itu kembali ke permukaan. Apakah hal ini tidak terjadi, suhu permukaan rata-rata mencapai sekitar -18 C. Sebagian besar penyerapan radiasi inframerah dilakukan oleh molekul air di atmosfer. Penyerapan lemah di daerah 7-8,5 m dan 11-14 m, dan tidak ada antara 8,5 m dan 11 m, meninggalkan "lubang" dalam penyerapan spektrum inframerah melalui radiasi dapat melarikan diri. Karbon dioksida, meskipun hadir pada konsentrasi yang lebih rendah dari uap air, menyerap kuat antara 12 m dan 16,3 m, dan memainkan peran penting dalam menjaga keseimbangan panas. Ada kekhawatiran bahwa peningkatan tingkat karbon dioksida di atmosfer dapat mencegah hilangnya energi yang cukup untuk menyebabkan peningkatan yang jelas dan merusak suhu bumi. Fenomena ini, dibahas secara lebih rinci dalam Bagian 9.11 dan Bab 14, yang dikenal sebagai efek rumah kaca dan dapat terjadi dari tingkat CO2 tinggi disebabkan oleh peningkatan penggunaan bahan bakar fosil dan perusakan jumlah besar hutan.Sebuah aspek penting dari radiasi matahari yang mencapai permukaan bumi adalah persentase yang dipantulkan dari permukaan, digambarkan sebagai Albedo.Albedo adalah penting dalam menentukan keseimbangan panas bumi dalam radiasi yang diserap memanasi permukaan, dan radiasi yang dipantulkan tidak.Albedo bervariasi spektakuler dengan permukaan. Pada duaekstrem, salju yang baru turun memiliki Albedo dari 90% karena mencerminkan 9/10 radiasi yang masuk, sedangkan baru dibajak hitam humus memiliki Albedo hanya sekitar 2,5%.

9.5. ATMOSFER PERPINDAHAN MASSA, METEOROLOGI, DAN CUACA Meteorologi adalah ilmu fenomena atmosfer, meliputi penelitian gerakan massa udara serta kekuatan fisik dalam suasana-panas, angin, dan transisi dari air, terutama cair ke uap atau sebaliknya. Meteorologi fenomena mempengaruhi, dan pada gilirannya dipengaruhi oleh, sifat kimia dari atmosfer. Misalnya, sebelum kontrol emisi yang modern mulai berlaku, fenomena meteorologi menentukan apakah atau tidak pembangkit listrik tenaga gas tumpukan berat dicampur dengan belerang dioksida tersebar tinggi di atmosfer dengan sedikit efek langsung terhadap kesehatan manusia, atau menetap sebagai selimut kimia tersedak di sekitar pembangkit listrik. Los Angeles sebagian berutang kerentanan untuk asap dengan meteorologi dari Los Angeles baskom, yang memegang hidrokarbon dan nitrogen oksida cukup lama untuk memasak sebuah minuman menyenangkan dari zat kimia yang merusak di bawah sinar matahari intens (lihat diskusi asap fotokimia dalam Bab 13). Variasi jangka pendek dalam keadaan atmosfer merupakan cuaca. Cuaca didefinisikan dalam istilah tujuh faktor utama: suhu, awan, angin, kelembaban, visibilitas horisontal (yang dipengaruhi oleh kabut, dll), jenis dan kuantitas curah hujan, dan tekanan atmosfer. Semua faktor ini saling terkait erat.Variasi jangka panjang dan tren dalam suatu wilayah geografis tertentu dalam faktor-faktor yang membentuk cuaca digambarkan sebagai iklim, istilah yang didefinisikan dan dibahas dalam Bagian 9.6.Air Atmosfer Energi dan Massa TransferKekuatan pendorong di belakang cuaca dan iklim adalah distribusi dan reradiation utama untuk ruang energi surya. Sebuah fraksi besar energi matahari diubah menjadi laten panas dengan penguapan air ke atmosfer. Sebagai mengembun air dari atmosfer udara, sejumlah besar panas dilepaskan. Ini merupakan sarana yang sangat signifikan untuk mentransfer energi dari laut ke tanah. Energi matahari yang jatuh di laut diubah menjadi panas laten oleh penguapan air, maka uap air bergerak ke pedalaman di mana mengembun. The laten panas yang dilepaskan ketika mengembun air menghangatkan daratan sekitarnya. Air di atmosfer dapat hadir sebagai uap, cair, atau es. Uap air isi udara dapat dinyatakan sebagai kelembaban. Kelembaban relatif, dinyatakan sebagai persentase, menggambarkan jumlah uap air di udara sebagai rasio dari jumlah maksimum yang dapat menahan udara pada suhu tersebut. Air dengan kelembaban relatif yang diberikan dapat mengalami salah satu dari beberapa proses untuk mencapai titik jenuh di mana uap air mengembun dalam bentuk hujan atau salju. Untuk kondensasi ini terjadi, udara harus didinginkan di bawah suhu yang disebut titik embun, dan inti kondensasi harus hadir.Ini adalah inti zat higroskopis seperti garam, tetesan asam sulfat, dan beberapa bahan organik, termasuk sel-sel bakteri.Polusi udara dalam beberapa bentuk merupakan sumber penting dari inti kondensasi. Cairan air di atmosfer hadir sebagian besar dalam awan. Awan biasanya terbentuk ketika naik, udara pendinginan adiabatik tidak bisa lagi menahan air dalam uap bentuk dan air membentuk tetesan aerosol yang sangat kecil. Awan dapat diklasifikasikan dalam tiga bentuk utama. Awan cirrus terjadi pada ketinggian yang besar dan memiliki berbulu tipis penampilan. Awan kumulus yang terpisah massa dengan dasar datar dan sering a "Bergelombang" struktur atas. Awan Stratus terjadi dalam lembaran besar dan dapat mencakup semua langit terlihat dari titik tertentu sebagai mendung. Awan peredam penting dan reflektor radiasi (panas). Pembentukan mereka dipengaruhi oleh produk-produk dari manusia kegiatan, polusi hal khususnya partikulat dan emisi gas deliquescent seperti SO2 dan HCl.Pembentukan presipitasi dari tetesan sangat kecil air yang menulis awan adalah proses yang rumit dan penting. Awan tetesan biasanya mengambil sedikit lebih dari satu menit untuk membentuk dengan kondensasi. Mereka rata-rata sekitar 0,04 mm menemukan dan tidak melebihi 0,2 mm. Air hujan berkisar 0,5-4 mm. Proses kondensasi tidak membentuk partikel cukup besar untuk jatuh sebagai presipitasi (hujan, salju, hujan es, hujan es atau). Tetesan kondensasi kecil harus bertabrakan dan bergabung membentuk partikel presipitasi ukuran. Ketika tetesan mencapai diameter ambang sekitar 0,04 mm, mereka tumbuh lebih cepat dengan peleburan dengan partikel selain dengan kondensasi uap air.Air MisaMassa udara yang berbeda adalah fitur utama dari troposfer. Ini massa udara seragam dan horizontal homogen. Suhu dan kadar air-uap sangat seragam. Karakteristik ini ditentukan oleh sifat permukaan di mana bentuk-bentuk massa udara yang besar. Polar benua massa udara terbentuk di atas daerah lahan dingin, kutub massa udara maritim terbentuk di atas lautan kutub. Massa udara berasal di daerah tropis mungkin sama diklasifikasikan sebagai benua udara tropis massa atau massa udara maritim tropis. Pergerakan massa udara dan kondisi mereka mungkin memiliki efek penting terhadap reaksi polutan, efek, dan bubaran.Energi matahari yang diterima bumi sebagian besar didistribusikan oleh pergerakan besar massa udara dengan tekanan yang berbeda, suhu, dan kadar air dipisahkan oleh batas-batas yang disebut front. Horizontal udara yang bergerak disebut angin, sedangkan vertikal udara yang bergerak disebut sebagai udara saat ini.Atmosfer udara terus bergerak, dengan perilaku dan efek yang mencerminkan hukum yang mengatur perilaku gas. Pertama-tama, gas akan bergerak secara horizontal dan / atau vertikal dari daerah tinggi Tekanan atmopheric bagi atmosfer bertekanan rendah. Selanjutnya, perluasan gas menyebabkan pendinginan, sedangkan kompresi menyebabkan pemanasan. Sebuah massa udara hangat cenderung bergerak dari permukaan bumi naik lebih tinggi di mana tekanan lebih rendah, dengan demikian, mengembang adiabatik (yaitu, tanpa bertukar energi dengan lingkungannya) dan menjadi dingin. Jika tidak ada kondensasi uap air dari udara, efek pendinginan adalah sekitar 10 C per 1.000 meter dari ketinggian, sosok yang dikenal sebagai lapse rate adiabatik kering. Sebuah massa udara dingin di ketinggian yang lebih tinggi melakukan sebaliknya, tenggelam dan menjadi lebih hangat sekitar 10 C/1000 m. Seringkali, bagaimanapun, ketika ada kelembaban yang cukup di udara naik, air mengembun dari itu, melepaskan panas laten. Ini sebagian menetralkan efek pendinginan dari udara berkembang, memberikan Tingkat lembab adiabatik selang sekitar 6 C/1000 m. Paket udara tidak naik dan turun, atau bahkan bergerak secara horizontal dengan cara yang sepenuhnya seragam, tapi pusaran pameran, arus, dan berbagai tingkat turbulensi.Seperti disebutkan di atas, angin adalah udara yang bergerak secara horizontal, sedangkan arus udara dibuat oleh udara bergerak naik atau turun. Angin terjadi karena perbedaan di udara tekanan dari daerah tekanan tinggi ke daerah tekanan rendah. Arus udara sebagian besar arus konveksi yang dibentuk oleh pemanasan diferensial massa udara. Air yang lebih daratan solar dipanaskan dipanaskan, menjadi kurang padat dan karena naik dan digantikan oleh udara dingin dan lebih padat. Angin dan udara arus sangat terlibat dengan fenomena polusi udara. Angin membawa dan menyebarkan polusi udara. Dalam beberapa kasus tidak adanya angin dapat memungkinkan untuk mengumpulkan polutan di suatu daerah dan menjalani proses yang menyebabkan bahkan lebih (sekunder) polutan. Arah angin yang berlaku adalah merupakan faktor penting dalam menentukan daerah yang paling terpengaruh oleh sumber polusi udara. Angin adalah sumber energi terbarukan yang penting (lihat Bab 18). Selanjutnya, angin memainkan peran penting dalam penyebaran kehidupan dengan mendispersikan spora, biji, dan organisme, seperti laba-laba.Efek TopografiTopografi, konfigurasi permukaan dan bantuan fitur permukaan bumi mungkin sangat mempengaruhi angin dan arus udara. Diferensial pemanasan dan pendinginan tanah permukaan dan badan air dapat mengakibatkan angin konvektif lokal, termasuk tanah angin dan angin laut pada waktu yang berbeda sepanjang hari di sepanjang pantai, serta angin yang berhubungan dengan tubuh besar air pedalaman. Gunung topografi menyebabkan angin lokal kompleks dan bervariasi. Massa udara di lembah pegunungan memanas siang hari menyebabkan angin upslope, dan dingin di malam hari menyebabkan lereng bawah angin. Upslope angin mengalir di atas puncak-puncak bukit di daerah pegunungan. Pemblokiran angin dan massa udara oleh formasi pegunungan beberapa jarak pedalaman dari seashores dapat menjebak tubuh udara, terutama ketika kondisi inversi suhu terjadi (lihat Bagian 9.5).Gerakan Air MisaPada dasarnya, cuaca adalah hasil dari efek interaktif : (1) redistribusi energi surya, (2) gerakan horisontal dan vertikal dari massa udara dengan berbagai kadar air, dan (3) penguapan dan kondensasi air, disertai dengan penyerapan dan pelepasan panas. Untuk melihat bagaimana faktor-faktor ini menentukan cuaca dan akhirnya iklim pada skala global, pertama mempertimbangkan siklus diilustrasikan dalam Gambar 9.5. Angka ini menunjukkan energi matahari diserap oleh tubuh air dan menyebabkan air menguap. Hangat, lembab massa udara sehingga dihasilkan bergerak dari daerah tekanan tinggi ke salah satu tekanan rendah, dan mendinginkan oleh ekspansi seperti naik di apa yang disebut kolom konveksi. Ketika udara dingin, air mengembun dari itu dan energi dilepaskan, ini adalah jalur utama dimana energi ditransfer dari permukaan bumi ke tinggi di atmosfer. Sebagai hasil dari kondensasi air dan kehilangan energi, udara diubah dari hangat, udara lembab untuk mendinginkan, udara kering. Selain itu, pergerakan paket udara hasil ketinggian di tingkat "Berkerumun" molekul udara dan menciptakan zona tekanan relatif tinggi troposfer di bagian atas kolom konveksi. Massa udara ini, pada gilirannya, bergerak dari daerah atas-tingkat tekanan tinggi ke salah satu tekanan rendah, dengan demikian, itu reda, sehingga menciptakan zona tekanan atas tingkat rendah, dan menjadi hangat, udara kering dalam proses. The Tumpukan udara ini di permukaan menciptakan permukaan zona tekanan tinggi di mana siklus dijelaskan di atas dimulai.Udara yang hangat dan kering di permukaan zona tekanan tinggi lagi mengambil air, dan siklus dimulai lagi.Cuaca globalFaktor-faktor yang dibahas di atas yang menentukan dan menggambarkan pergerakan udara massa yang terlibat dalam gerakan besar udara, kelembaban, dan energi yang terjadi secara global. Fitur utama dari cuaca global adalah redistribusi surya energi yang jatuh merata di bumi pada garis lintang yang berbeda (jarak relatif dari khatulistiwa dan kutub). Pertimbangkan Gambar 9.6. Sinar matahari, dan fluks energi dari itu, paling intens di khatulistiwa karena, rata-rata selama musim, radiasi matahari datang tegak lurus ke permukaan bumi di Khatulistiwa. Dengan meningkatnya jarak dari khatulistiwa (lintang yang lebih tinggi) sudut semakin miring dan lebih dari atmosfer energyabsorbing harus dilalui, sehingga energi semakin kurang diterima per satuan luas permukaan bumi. Hasil akhirnya adalah bahwa daerah khatulistiwa menerima bagian lebih besar dari radiasi matahari, semakin kurang diterima jauh dari Khatulistiwa, dan kutub menerima jumlah yang relatif sangat kecil. Kelebihan energi panas di daerah khatulistiwa menyebabkan udara naik.Udara berhenti naik ketika mencapai stratosfer karena di stratosfer udara menjadi lebih hangat dengan ketinggian yang lebih tinggi.Seperti udara khatulistiwa panas naik di troposfer, mendingin oleh ekspansi dan hilangnya air, kemudian tenggelam lagi.Pola sirkulasi udara di mana hal ini terjadi disebut sel Hadley.Seperti ditunjukkan dalam Gambar 9.6, ada tiga kelompok utama sel-sel, yang mengakibatkan daerah iklim yang sangat berbeda di permukaan bumi. Udara di sel Hadley tidak bergerak ke utara dan selatan, tetapi dibelokkan oleh rotasi bumi dan melalui kontak dengan bumi berputar, ini adalah efek Coriolis, yang menghasilkan pola sirkulasi udara berbentuk spiral yang disebut siklon atau anticyclonic, tergantung pada arah rotasi. Ini menimbulkan berbagai arah angin yang berlaku, tergantung pada garis lintang.Batas-batas antara badan besar sirkulasi udara pergeseran nyata dari waktu ke waktu dan musim, menyebabkan ketidakstabilan cuaca yang signifikan.Pergerakan udara di sel Hadley dikombinasikan dengan hasil fenomena atmosfer lainnya dalam pengembangan aliran jet besar yang, dalam arti, pergeseran sungai udara yang mungkin beberapa kilometer dalam dan beberapa puluh km lebar. Jet stream bergerak melalui diskontinuitas dalam tropopause (lihat Bagian 9.2), umumnya dari barat ke timur dengan kecepatan sekitar 200 km / jam (lebih dari 100 mph), dengan demikian, mereka mendistribusikan sejumlah besar udara dan memiliki pengaruh yang kuat pada cuaca pola.Pola udara dan angin sirkulasi dijelaskan di atas pergeseran sejumlah besar energi jarak jauh di bumi. Jika bukan karena efek ini, khatulistiwa daerah akan sangat panas, dan daerah dekat dengan kutub intolerably dingin. Sekitar setengah dari panas yang didistribusikan dilakukan sebagai panas yang masuk akal melalui udara sirkulasi, hampir 1/3 dibawa oleh uap air sebagai panas laten, dan sisanya sekitar 20% oleh arus laut.

Front Cuaca dan BadaiSeperti disebutkan sebelumnya, antarmuka antara dua massa udara yang berbeda dalam temperatur, densitas, dan kadar air disebut front. Sebuah massa udara dingin yang bergerak sedemikian rupa sehingga menggantikan salah satu dari udara hangat adalah sebuah front dingin, dan massa udara hangat menggusur salah satu udara dingin adalah sebuah front hangat. Karena udara dingin lebih padat daripada hangat udara, udara dalam massa udara dingin sepanjang front dingin mendorong di bawah udara yang lebih hangat. Ini menyebabkan hangat, udara lembab untuk naik sehingga mengembun air dari itu. Itu kondensasi melepaskan energi air, sehingga udara meningkat lebih lanjut. Efek bersih dapat pembentukan formasi awan besar (petir) yang dapat mencapai stratosfer tingkat. Ini awan petir yang spektakuler dapat menghasilkan hujan deras dan bahkan hujan es, dan kadang-kadang badai kekerasan dengan angin kencang, termasuk tornado. Front hangat menyebabkan efek agak mirip sebagai hangat, udara lembab mendorong melalui udara dingin. Namun, depan biasanya jauh lebih luas, dan cuaca efek ringan, biasanya dihasilkan di Gerimis luas daripada badai hujan yang intens.Berputar-putar badai siklon, seperti angin topan, badai, dan tornado, yang dibuat di daerah tekanan rendah oleh meningkatnya massa hangat, udara lembab. Seperti udara seperti mendingin, uap air mengembun, dan panas laten dirilis menghangatkan udara lebih, mempertahankan dan mengintensifkan gerakan ke atas di atmosfer. Air naik dari tingkat permukaan menciptakan zona tekanan rendah di mana udara bergerak sekitarnya.Pergerakan udara yang masuk mengasumsikan pola spiral, sehingga menyebabkan badai siklon.9.6. INVERSI DAN POLUSI UDARAGerakan rumit udara di permukaan bumi merupakan faktor penting dalam penciptaan dan penyebaran fenomena polusi udara. Ketika gerakan udara berhenti, stagnasi dapat terjadi dengan penumpukan resultan polutan atmosfer di local daerah. Meskipun suhu udara yang relatif dekat permukaan bumi biasanya menurun dengan meningkatnya ketinggian, kondisi atmosfer tertentu dapat mengakibatkan Kondisi yang meningkatkan suhu berlawanan dengan meningkatnya ketinggian.Kondisi tersebut ditandai dengan stabilitas atmosfer tinggi dan dikenal sebagai inversi suhu.Karena mereka membatasi sirkulasi vertikal dari udara, suhu inversi mengakibatkan stagnasi udara dan perangkap polutan udara di area lokal.Inversi dapat terjadi dalam beberapa cara. Dalam arti, seluruh suasana terbalik dengan stratosfer hangat, yang mengapung di atas troposfer, dengan relative sedikit pencampuran. Inversi dapat terbentuk dari tabrakan massa udara hangat (hangat depan) dengan massa udara dingin (udara dingin). Massa udara hangat menimpa udara dingin massa di daerah frontal, menghasilkan inversi. Inversi radiasi cenderung bentuk di udara masih pada malam hari ketika Bumi tidak lagi menerima radiasi matahari. Udara paling dekat dengan bumi mendingin lebih cepat daripada udara lebih tinggi di atmosfer, yang tetap hangat, sehingga kurang padat. Selanjutnya, udara permukaan dingin cenderung mengalir ke lembah di malam, di mana ia ditutupi oleh hangat, udara kurang padat. Inversi Subsidence, sering disertai dengan inversi radiasi, bisa menjadi sangat luas. Ini inversi dapat terbentuk di sekitar permukaan daerah tekanan tinggi saat udara tingkat tinggi reda untuk mengambil tempat udara permukaan meniup keluar dari zona tekanan tinggi. Meredanya udara menghangat karena kompres dan dapat tetap sebagai lapisan hangat beberapa ratus meter di atas permukaan tanah. Sebuah inversi laut diproduksi selama bulan-bulan musim panas ketika udara dingin sarat dengan uap air dari laut bertiup darat dan di bawah hangat, udara pedalaman kering.Seperti disebutkan di atas, inversi kontribusi yang signifikan terhadap efek dari polusi udara karena, seperti yang ditunjukkan pada Gambar 9.7, mereka mencegah pencampuran polusi udara, sehingga menjaga polutan di satu daerah. Hal ini tidak hanya mencegah polutan dari melarikan diri, tetapi juga bertindak seperti sebuah wadah di mana polutan tambahan menumpuk. Selanjutnya, dalam kasus polutan sekunder yang terbentuk oleh proses kimia atmosfer, seperti asap fotokimia (lihat Bab 13), polutan dapat disimpan bersama-sama sehingga mereka bereaksi satu sama lain dan dengan sinar matahari untuk menghasilkan produk yang lebih berbahaya.

9.7. IKLIM GLOBAL DAN IKLIM MIKROMungkin pengaruh yang paling penting pada lingkungan bumi adalah iklim, terdiri dari pola cuaca jangka panjang di daerah geografis yang luas. Sebagai aturan umum, kondisi iklim merupakan karakteristik suatu daerah tertentu. Ini tidak berarti bahwa iklim tetap sama sepanjang tahun, tentu saja, karena itu bervariasi dengan musim. Salah satu contoh penting dari variasi tersebut adalah hujan, variasi musiman dalam pola angin antara lautan dan benua.Iklim Afrika dan benua India terutama dipengaruhi oleh angin musim. Pada yang terakhir, misalnya, pemanasan musim panas massa tanah India menyebabkan udara naik, sehingga menciptakan daerah tekanan rendah yang menarik hangat, udara lembab dari laut. Udara ini naik di lereng pegunungan Himalaya, yang juga menghalangi aliran udara dingin dari utara, uap air dari udara mengembun, dan hujan membawa sejumlah besar curah hujan jatuh.Jadi, dari Mei sampai ke Agustus, musim panas musim hujan jatuh di India, Bangladesh, dan Nepal. Pembalikan pola angin selama musim dingin menyebabkan wilayah ini memiliki musim kemarau, tapi menghasilkan hujan hujan musim dingin di pulau-pulau Philipina, Indonesia, Papua Nugini, dan Australia.Musim panas musim hujan bertanggung jawab atas hutan hujan tropis di Afrika Tengah. Antarmuka antara wilayah ini dan Gurun Sahara bervariasi dari waktu ke waktu. Ketika batas relatif jauh di utara, hujan turun di wilayah gurun Sahel di antarmuka, tanaman tumbuh, dan orang-orang melakukannya dengan cukup baik. Ketika batas lebih ke selatan, suatu kondisi yang dapat berlangsung selama beberapa tahun, menghancurkan kekeringan dan bahkan kelaparan dapat terjadi.Hal ini diketahui bahwa ada fluktuasi, siklus, dan siklus dikenakan pada siklus iklim. Penyebab variasi ini tidak sepenuhnya dipahami, tetapi mereka dikenal substansial, dan bahkan menghancurkan peradaban. Zaman es terakhir, yang berakhir hanya sekitar 10.000 tahun yang lalu dan yang didahului oleh beberapa es yang serupa usia, kondisi yang dihasilkan di mana banyak daratan kini Belahan Bumi Utara itu terkubur di bawah lapisan tebal es dan dihuni. A "Mini-ice age" terjadi selama 1300-an, menyebabkan kegagalan panen dan kesulitan besar di Eropa utara. Di zaman modern Osilasi El-Nino-Southern terjadi dengan periode beberapa tahun ketika besar, daerah tekanan rendah tropis semi permanen bergeser ke wilayah Pasifik Tengah dari lokasi yang lebih umum di sekitarnya Indonesia. Pergeseran ini memodifikasi angin yang berlaku, perubahan pola laut arus, dan mempengaruhi upwelling nutrisi laut dengan efek mendalam pada cuaca, curah hujan, dan ikan dan kehidupan burung di wilayah yang luas di Pasifik dari Australia ke barat pantai Amerika Selatan dan Utara.Modifikasi Manusia IklimMeskipun atmosfer bumi besar dan memiliki kemampuan yang sangat besar untuk melawan dan benar untuk perubahan merugikan, adalah mungkin bahwa aktivitas manusia mencapai titik di mana mereka mungkin dapat mempengaruhi iklim. Salah satu cara tersebut adalah dengan emisi jumlah besar karbon dioksida dan gas rumah kaca lainnya ke dalam atmosfer, sehingga pemanasan global dapat terjadi dan menyebabkan substansial iklim berubah. Cara lain adalah melalui pelepasan gas, terutama chlorofluorocarbon (freon) yang dapat menyebabkan kerusakan ozon stratosfir penting. Efek manusia terhadap iklim dibahas dalam Bab 14, "The Langka global Suasana."

Iklim daerah yg kecilBagian sebelumnya dijelaskan iklim dalam skala besar, berkisar sampai ke global dimensi. Iklim bahwa organisme dan benda-benda di permukaan yang terkena dekat dengan tanah, di bawah batu, dan dikelilingi oleh vegetasi, seringkali cukup berbeda dari macroclimate sekitarnya. Kondisi sangat lokal iklim tersebut disebut iklim mikro. Efek iklim mikro sebagian besar ditentukan oleh penyerapan dan hilangnya energi surya sangat dekat dengan permukaan bumi, dan oleh fakta sirkulasi udara karena angin jauh lebih rendah di permukaan. Selama hari, solar energi yang diserap oleh tanah yang relatif gundul memanaskan permukaan, tetapi hilang hanya perlahan-lahan karena sangat sirkulasi udara terbatas di permukaan. Ini memberikan selimut hangat udara permukaan beberapa cm tebal, dan lapisan tipis bahkan tanah hangat. Pada malam hari, hilangnya radiasi panas dari permukaan tanah dan vegetasi dapat mengakibatkan permukaan suhu beberapa derajat lebih dingin dari udara sekitar 2 meter di atas permukaan tanah. Ini suhu yang lebih rendah menyebabkan kondensasi embun di vegetasi dan permukaan tanah, sehingga memberikan iklim mikro yang relatif lebih lembab dekat permukaan tanah.Panas yang diserap selama pagi penguapan awal embun cenderung untuk memperpanjang periode hak berpengalaman dingin di permukaan.Vegetasi substansial mempengaruhi iklim mikro.Dalam pertumbuhan relatif padat, sirkulasi mungkin hampir nol di permukaan karena vegetasi sangat membatasi konveksi dan difusi.Permukaan mahkota penyadapan vegetasi sebagian besar energi matahari, sehingga pemanasan matahari maksimum mungkin jarak yang signifikan naik dari permukaan bumi.Daerah di bawah permukaan mahkota vegetasi sehingga menjadi salah satu suhu yang relatif stabil.Selain itu, dalam pertumbuhan padat vegetasi, sebagian besar hilangnya kelembaban tidak dari penguapan dari permukaan tanah, melainkan dari transpirasi dari daun tanaman. Hasil akhirnya adalah terciptanya suhu dan kondisi kelembaban yang menyediakan lingkungan hidup yang menguntungkan bagi sejumlah organisme, seperti serangga dan hewan pengerat.Faktor lain yang mempengaruhi iklim mikro adalah sejauh mana kemiringan lahan menghadap utara atau selatan. Menghadap ke selatan lereng tanah di belahan bumi utara menerima energi surya yang lebih besar. Keuntungan telah diambil dari fenomena ini dalam memulihkan tanah strip-ditambang untuk batubara coklat di Jerman dengan terasering tanah sehingga teras memiliki lereng selatan yang luas dan lereng utara sangat sempit.Pada bagian selatan-miring teras, efek bersih telah memperpanjang musim tanam musim panas yang pendek dengan beberapa hari, sehingga secara signifikan meningkatkan produktivitas tanaman.Di daerah di mana musim tanam lebih panjang, kondisi pertumbuhan yang lebih baik mungkin ada di lereng utara karena kurang tunduk pada suhu ekstrim dan hilangnya air melalui penguapan dan transpirasi. Pengaruh Urbanisasi terhadap Iklim mikroSebuah efek yang sangat ditandai pada iklim mikro adalah bahwa disebabkan oleh urbanisasi. Di pengaturan pedesaan, vegetasi dan badan air memiliki efek moderat, menyerap jumlah sederhana energi matahari dan melepaskannya perlahan-lahan. Batu, beton, dan aspal trotoar kota memiliki efek sebaliknya, sangat menyerap energi surya, dan kembali memancarkan panas kembali ke iklim mikro perkotaan. Curah hujan tidak diperbolehkan untuk terakumulasi dalam kolam, tetapi terkuras habis secepat dan seefisien mungkin. Kegiatan manusia menghasilkan sejumlah besar panas, dan menghasilkan jumlah besar gas rumah kaca CO2 dan lainnya yang mempertahankan panas. Hasil bersih dari efek ini adalah bahwa kota dibatasi oleh kubah panas di mana suhu adalah sebanyak 5 C, lebih hangat daripada di daerah pedesaan sekitarnya, sehingga kota-kota besar telah digambarkan sebagai "pulau panas." Peningkatan udara yang lebih hangat di atas kota yang membawa angin dari daerah sekitarnya dan menyebabkan efek rumah kaca lokal yang mungkin sebagian besar diimbangi dengan refleksi energi matahari masuk dengan materi partikulat di atas kota. Secara keseluruhan, dibandingkan dengan kondisi iklim di lingkungan pedesaan sekitar, iklim mikro kota lebih hangat, foggier dan ditindih dengan lebih awan menutupi lebih besar persentase waktu, dan tunduk pada curah hujan lebih, meskipun umumnya kurang lembab.