Atmosfer dikatakan dalam kondisi inversi jika terjadi kenaikan suhu terhadap ketinggian. Menurut Schnelle dan Dey 2000, inversi suhu dapat terjadi
akibat beberapa hal, yaitu: 1 berubahnya keseimbangan radiasi gelombang pendek dan panjang inversi radiasi seperti yang terjadi secara alami di
permukaan bumi pada malam hingga dini hari, 2 karena evaporasi, sehingga terjadi pendinginan permukaan bumi evaporation inversion terutama pada siang
hari saat langit cerah tanpa awan, 3 adanya udara hangat bergerak di atas permukaan yang lebih dingin advection inversion, sehingga dapat membentuk
kabut, dan 4 adanya subsidensi udara dingin udara dingin lebih berat sehingga cenderung turun, sehingga udara yang lebih hangat naik, seperti yang terjadi di
sekitar lereng atau lembah pegunungan.
2.6.2 Turbulensi
Di atas permukaan, ketika udara bergerak akan mengalami gesekan maupun geseran sehingga akan menimbulkan olakan eddy, sehingga terjadi
turbulensi yang melibatkan pergerakan molekul-molekul antar lapisan udara dikenal pula sebagai konveksi mekanik forced convection. Di atas ketinggian
planetary boundary layer , pengaruh gesekan diabaikan. Pada Gambar 5
divisualisasikan sketsa aliran turbulen di atas permukaan yang halus. Pada lapisan udara yang paling dekat dengan permukaan, terdapat lapisan tipis yang disebut
laminar boundary layer Oke, 1978, yang merupakan lapisan dengan gerakan
laminier gerakan paralel terhadap permukaan bumi, tidak ada komponen yang saling menyilang dan tidak ada konveksi, transfer non-radiasi berjalan secara
molekular. Sementara itu difusivitas molekular udara sangat kecil, sehingga kadang kala lapisan ini menjadi penghalang yang penting antara permukaan
dengan atmosfer. Ketebalannya akan bergantung pada kekasapan permukaan dan kecepatan angin. Jika kecepatan angin tinggi, lapisannya akan menjadi sangat tipis
bahkan akan menghilang sementara. Di atas lapisan laminier aliran udara menjadi tidak stabil dan terdiri dari olakan eddy yang acak, disebut lapisan turbulen,
dengan ketebalan sekitar 50 meter di atas permukaan. Pada lapisan ini perpindahan turbulen konveksi lebih efektif daripada difusi molekular.
Menurut Schenelle dan Dey 2000, Richardson Number Ri dapat digunakan sebagai indikator turbulensi indeks kestabilan atmosfer. Parameter
stabilitas dalam hal ini adalah s yang diekspresikan dalam persamaan berikut: g
s T
z θ
Δ ⎛
⎞ = ⎜
⎟ Δ
⎝ ⎠
……. 2.2
dan g
z Ri
du T
dz θ
Δ ⎛
⎞ ⎜
⎟ Δ
⎝ ⎠
= ⎛
⎞ ⎜
⎟ ⎝
⎠ ……. 2.3
Sumber: McIntosh dan Thom 1973 Gambar 5. Sketsa aliran turbulen di atas permukaan yang halus
Tabel 6. Kondisi stabilitas berdasar Richardson Number Ri Stabilitas
Ri Keterangan
Stabil 0,25
tidak ada
vertical mixing, angin lemah, inversi kuat, turbulensi mekanik diperkecil,
penyebaran kepulan asap dapat diabaikan Stabil 0
Ri 0,25 turbulensi mekanik ditekan oleh stratifikasi
yang stabil Netral 0
turbulensi mekanik
Tidak stabil -0,03
Ri 0 turbulensi mekanik dan konveksi
Tidak stabil -0,04
konveksi mendominasi, angin lemah, gerak vertikal kuat, asap menyebar dengan cepat
secara vertikal dan horisontal Sumber: Schenelle dan Dey 2000
2.6.3 Sirkulasi Angin Lokal
