Jakarta Aktual
Jakarta Aktual

Berita Aktual dan Faktual

Jakarta Aktual
Jakarta Aktual© 2026
Jakarta Aktual
Jakarta Aktual

Berita Aktual dan Faktual

Kembali ke Wiki
Artikel Wikipedia

Kerapatan udara

Kerapatan udara atau kerapatan atmosfer, dilambangkan ρ, adalah massa per satuan volume atmosfer Bumi pada suatu titik dan waktu tertentu. Kepadatan udara, seperti tekanan udara, berkurang seiring bertambahnya ketinggian. Kepadatan udara juga berubah seiring dengan variasi tekanan atmosfer, suhu, dan kelembapan. Menurut ISO International Standard Atmosphere (ISA), kerapatan udara standar di permukaan laut pada 101,325 kPa (abs) dan 15 °C (59 °F) adalah 1,2250 kg/m3 (0,07647 lb/cu ft). Pada suhu permukaan laut non-standar 20 °C (68 °F), massa jenis akan menurun hingga 1,204 kg/m3 (0,0752 lb/cu ft). Ini sekitar Templat:Fract dari air dengan massa jenis sekitar 1.000 kg/m3 (62 lb/cu ft).

Wikipedia article
Diperbarui 8 November 2025

Sumber: Lihat artikel asli di Wikipedia

Kerapatan udara atau kerapatan atmosfer, dilambangkan ρ,[1] adalah massa per satuan volume atmosfer Bumi pada suatu titik dan waktu tertentu. Kepadatan udara, seperti tekanan udara, berkurang seiring bertambahnya ketinggian. Kepadatan udara juga berubah seiring dengan variasi tekanan atmosfer, suhu, dan kelembapan. Menurut ISO International Standard Atmosphere (ISA), kerapatan udara standar di permukaan laut pada 101,325 kPa (abs) dan 15 °C (59 °F) adalah 1,2250 kg/m3 (0,07647 lb/cu ft).[2] Pada suhu permukaan laut non-standar 20 °C (68 °F), massa jenis akan menurun hingga 1,204 kg/m3 (0,0752 lb/cu ft). Ini sekitar Templat:Fract dari air dengan massa jenis sekitar 1.000 kg/m3 (62 lb/cu ft).

Kepadatan udara merupakan properti yang digunakan dalam banyak cabang sains, teknik, dan industri, termasuk aeronautika;[3][4][5] analisis gravimetrik;[6] industri pendingin udara;[7] penelitian atmosfer dan meteorologi;[8][9][10] teknik pertanian (pemodelan dan pelacakan model Tanah-Tumbuhan-Atmosfer-Transfer (SVAT));[11][12][13] dan komunitas teknik yang menangani udara bertekanan.[14]

Tergantung pada instrumen pengukuran yang digunakan, berbagai perangkat Persamaan untuk menghitung kepadatan udara dapat diterapkan. Udara merupakan campuran gas dan perhitungan selalu menyederhanakan, pada tingkat yang lebih besar atau lebih kecil, sifat campuran tersebut.

Suhu

Jika hal-hal lain sama (terutama tekanan dan kelembapan), udara yang lebih panas kurang padat daripada udara yang lebih dingin dan dengan demikian akan naik sementara udara yang lebih dingin cenderung turun karena daya apung. Hal ini dapat dilihat dengan menggunakan hukum gas ideal sebagai perkiraan.

Udara kering

Kepadatan udara kering dapat dihitung menggunakan hukum gas ideal, yang dinyatakan sebagai fungsi suhu dan tekanan: ρ = p R spesifik T R spesifik = R M = k B m ρ = p M R T = p m k B T {\displaystyle {\begin{aligned}\rho &={\frac {p}{R_{\text{spesifik}}T}}\\R_{\text{spesifik}}&={\frac {R}{M}}={\frac {k_{\rm {B}}}{m}}\\\rho &={\frac {pM}{RT}}={\frac {pm}{k_{\rm {B}}T}}\\\end{aligned}}} {\displaystyle {\begin{aligned}\rho &={\frac {p}{R_{\text{spesifik}}T}}\\R_{\text{spesifik}}&={\frac {R}{M}}={\frac {k_{\rm {B}}}{m}}\\\rho &={\frac {pM}{RT}}={\frac {pm}{k_{\rm {B}}T}}\\\end{aligned}}}

di mana:

  • ρ {\displaystyle \rho } {\displaystyle \rho }, kepadatan udara (kg/m3)[note 1]
  • p {\displaystyle p} {\displaystyle p}, tekanan absolut (Pa)[note 1]
  • T {\displaystyle T} {\displaystyle T}, suhu termodinamika (K)[note 1]
  • R {\displaystyle R} {\displaystyle R} adalah konstanta gas, 831.446.261.815.324 dalam J⋅K−1⋅mol−1 [note 1]
  • M {\displaystyle M} {\displaystyle M} adalah massa molar udara kering, sekitar 00.289.652 dalam kg⋅mol−1.[note 1]
  • k B {\displaystyle k_{\rm {B}}} {\displaystyle k_{\rm {B}}} adalah konstanta Boltzmann, 1.380.649×10−23 dalam J⋅K−1[note 1]
  • m {\displaystyle m} {\displaystyle m} adalah massa molekul udara kering, sekitar 481×10−26 dalam kg.[note 1]
  • R spesifik {\displaystyle R_{\text{spesifik}}} {\displaystyle R_{\text{spesifik}}}, tetapan gas untuk udara kering, yang menggunakan nilai-nilai yang disajikan di atas akan menjadi sekitar 287,0500676 dalam J⋅kg−1⋅K−1.[note 1]

Oleh karena itu:

  • Pada IUPAC suhu dan tekanan standar (0 °C dan 100 kPa), udara kering memiliki massa jenis sekitar 1,2754 kg/m3.
  • Pada 20 °C dan 101,325 kPa, udara kering memiliki massa jenis 1,2041 kg/m3.
  • Pada 70 °F dan 14,696 psi, udara kering memiliki kepadatan 0,074887 lb/ft3.

Tabel berikut menggambarkan hubungan kepadatan udara–suhu pada 1 atm atau 101,325 kPa:

Pengaruh suhu terhadap sifat udara
Suhu
(Celsius)
θ [°C]		 Kecepatan
suara
c [m/s]		 Kerapatan
udara
ρ [kg/m3]		 Karakteristik spesifik
impedansi akustik

z0 [Pa⋅s/m]
35351.881.1455403.2
30349.021.1644406.5
25346.131.1839409.4
20343.211.2041413.3
15340.271.2250416.9
10337.311.2466420.5
5334.321.2690424.3
0331.301.2922428.0
−5328.251.3163432.1
−10325.181.3413436.1
−15322.071.3673440.3
−20318.941.3943444.6
−25315.771.4224449.1

Udara lembap

Informasi lebih lanjut: Kelembapan
Efek suhu dan kelembapan relatif pada kepadatan udara

Penambahan uap air ke udara (yang membuat udara lembap) mengurangi kepadatan udara, yang mungkin awalnya tampak berlawanan dengan intuisi. Hal ini terjadi karena massa molar uap air (18 g/mol) lebih kecil daripada massa molar udara kering[note 2] (sekitar 29 g/mol). Untuk setiap gas ideal, pada suhu dan tekanan tertentu, jumlah molekulnya konstan untuk volume tertentu (lihat Hukum Avogadro). Jadi, ketika molekul air (uap air) ditambahkan ke volume udara tertentu, molekul udara kering harus berkurang dengan jumlah yang sama, agar tekanan tidak meningkat atau suhu tidak menurun. Oleh karena itu, massa per satuan volume gas (densitasnya) berkurang.

Densitas udara lembap dapat dihitung dengan memperlakukannya sebagai campuran gas ideal. Dalam hal ini, tekanan parsial uap air dikenal sebagai tekanan uap. Dengan menggunakan metode ini, kesalahan dalam perhitungan densitas kurang dari 0,2% dalam kisaran −10 °C hingga 50 °C. Kepadatan udara lembap ditemukan oleh:[15] ρ udara lembap = p d R d T + p v R v T = p d M d + p v M v R T {\displaystyle \rho _{\text{udara lembap}}={\frac {p_{\text{d}}}{R_{\text{d}}T}}+{\frac {p_{\text{v}}}{R_{\text{v}}T}}={\frac {p_{\text{d}}M_{\text{d}}+p_{\text{v}}M_{\text{v}}}{RT}}} {\displaystyle \rho _{\text{udara lembap}}={\frac {p_{\text{d}}}{R_{\text{d}}T}}+{\frac {p_{\text{v}}}{R_{\text{v}}T}}={\frac {p_{\text{d}}M_{\text{d}}+p_{\text{v}}M_{\text{v}}}{RT}}}

di mana:

  • ρ udara lembap {\displaystyle \rho _{\text{udara lembap}}} {\displaystyle \rho _{\text{udara lembap}}}, kepadatan udara lembap (kg/m3)
  • p d {\displaystyle p_{\text{d}}} {\displaystyle p_{\text{d}}}, tekanan parsial udara kering (Pa)
  • R d {\displaystyle R_{\text{d}}} {\displaystyle R_{\text{d}}}, konstanta gas spesifik untuk udara kering, 287,058 J/(kg·K)
  • T {\displaystyle T} {\displaystyle T}, suhu (K)
  • p v {\displaystyle p_{\text{v}}} {\displaystyle p_{\text{v}}}, tekanan uap air (Pa)
  • R v {\displaystyle R_{\text{v}}} {\displaystyle R_{\text{v}}}, konstanta gas spesifik untuk uap air, 461,495 J/(kg·K)
  • M d {\displaystyle M_{\text{d}}} {\displaystyle M_{\text{d}}}, massa molar udara kering, 0,0289652 kg/mol
  • M v {\displaystyle M_{\text{v}}} {\displaystyle M_{\text{v}}}, massa molar uap air, 0,018016 kg/mol
  • R {\displaystyle R} {\displaystyle R}, Tetapan gas universal, 8,31446 J/(K·mol)

Tekanan uap air dapat dihitung dari tekanan uap jenuh dan kelembapan relatif. Tekanan ini ditemukan oleh: p v = ϕ p sat {\displaystyle p_{\text{v}}=\phi p_{\text{sat}}} {\displaystyle p_{\text{v}}=\phi p_{\text{sat}}}

di mana:

  • p v {\displaystyle p_{\text{v}}} {\displaystyle p_{\text{v}}}, tekanan uap air
  • ϕ {\displaystyle \phi } {\displaystyle \phi }, kelembapan relatif (0,0–1,0)
  • p sat {\displaystyle p_{\text{sat}}} {\displaystyle p_{\text{sat}}}, tekanan uap jenuh

tekanan uap air jenuh pada suhu tertentu adalah tekanan uap saat kelembapan relatif adalah 100%. Salah satu rumus adalah Persamaan Tetens dari[16] yang digunakan untuk mencari tekanan uap jenuh adalah: p sat = 0 , 61078 exp ⁡ ( 17 , 27 ( T − 273 , 15 ) T − 35 , 85 ) {\displaystyle p_{\text{sat}}=0,61078\exp \left({\frac {17,27(T-273,15)}{T-35,85}}\right)} {\displaystyle p_{\text{sat}}=0,61078\exp \left({\frac {17,27(T-273,15)}{T-35,85}}\right)} di mana:

  • p sat {\displaystyle p_{\text{sat}}} {\displaystyle p_{\text{sat}}}, tekanan uap jenuh (kPa)
  • T {\displaystyle T} {\displaystyle T}, temperature (K)atmosfer di atas ketinggian h. Oleh karena itu, fraksi massa troposfer dari seluruh atmosfer diberikan menggunakan rumus perkiraan untuk p:

1 − p ( h = 11  km ) p 0 = 1 − ( T ( 11  km ) T 0 ) g M R L ≈ 76 % {\displaystyle 1-{\frac {p(h=11{\text{ km}})}{p_{0}}}=1-\left({\frac {T(11{\text{ km}})}{T_{0}}}\right)^{\frac {gM}{RL}}\approx 76\%} {\displaystyle 1-{\frac {p(h=11{\text{ km}})}{p_{0}}}=1-\left({\frac {T(11{\text{ km}})}{T_{0}}}\right)^{\frac {gM}{RL}}\approx 76\%}

Untuk nitrogen, adalah 75%, sedangkan untuk oksigen adalah 79%, dan untuk karbon dioksida, 88%.

Variasi dengan ketinggian

Atmosfer standar: p0 = 101,325 kPa, T0 = 288,15 K, ρ0 = 1,225 kg/m3

Tropopause

Untuk menghitung kepadatan udara sebagai fungsi ketinggian, diperlukan parameter tambahan. Untuk troposfer, bagian terendah (~10 km) dari atmosfer, parameter tersebut dicantumkan di bawah ini, beserta nilainya menurut Atmosfer Standar Internasional, menggunakan konstanta gas universal untuk perhitungan, bukan konstanta khusus udara:

  • p 0 {\displaystyle p_{0}} {\displaystyle p_{0}}, tekanan atmosfer standar permukaan laut, 101325 Pa
  • T 0 {\displaystyle T_{0}} {\displaystyle T_{0}}, suhu standar permukaan laut, 288,15 K
  • g {\displaystyle g} {\displaystyle g}, percepatan gravitasi permukaan bumi, 9,80665 m/s2
  • L {\displaystyle L} {\displaystyle L}, laju lelap suhu, 0,0065 K/m
  • R {\displaystyle R} {\displaystyle R}, konstanta gas ideal (universal), 8,31446 J/(mol·K)
  • M {\displaystyle M} {\displaystyle M}, massa molar udara kering, 0,0289652 kg/mol

Suhu pada ketinggian h {\displaystyle h} {\displaystyle h} meter di atas permukaan laut diperkirakan dengan rumus berikut (hanya berlaku di dalam troposfer, tidak lebih dari ~18 km di atas permukaan Bumi (dan lebih rendah dari Khatulistiwa)): T = T 0 − L h {\displaystyle T=T_{0}-Lh} {\displaystyle T=T_{0}-Lh}

Tekanan pada ketinggian h {\displaystyle h} {\displaystyle h} diberikan oleh: p = p 0 ( 1 − L h T 0 ) g M R L {\displaystyle p=p_{0}\left(1-{\frac {Lh}{T_{0}}}\right)^{\frac {gM}{RL}}} {\displaystyle p=p_{0}\left(1-{\frac {Lh}{T_{0}}}\right)^{\frac {gM}{RL}}}

Kepadatan kemudian dapat dihitung menurut bentuk molar dari hukum gas ideal: ρ = p M R T = p M R T 0 ( 1 − L h T 0 ) = p 0 M R T 0 ( 1 − L h T 0 ) g M R L − 1 {\displaystyle \rho ={\frac {pM}{RT}}={\frac {pM}{RT_{0}\left(1-{\frac {Lh}{T_{0}}}\right)}}={\frac {p_{0}M}{RT_{0}}}\left(1-{\frac {Lh}{T_{0}}}\right)^{{\frac {gM}{RL}}-1}} {\displaystyle \rho ={\frac {pM}{RT}}={\frac {pM}{RT_{0}\left(1-{\frac {Lh}{T_{0}}}\right)}}={\frac {p_{0}M}{RT_{0}}}\left(1-{\frac {Lh}{T_{0}}}\right)^{{\frac {gM}{RL}}-1}}

di mana:

  • M {\displaystyle M} {\displaystyle M}, massa molar
  • R {\displaystyle R} {\displaystyle R}, konstanta gas ideal
  • T {\displaystyle T} {\displaystyle T}, suhu absolut
  • p {\displaystyle p} {\displaystyle p}, tekanan absolut

Perhatikan bahwa kerapatan di dekat tanah adalah ρ 0 = p 0 M R T 0 {\textstyle \rho _{0}={\frac {p_{0}M}{RT_{0}}}} {\textstyle \rho _{0}={\frac {p_{0}M}{RT_{0}}}}

Dapat dengan mudah diverifikasi bahwa persamaan hidrostatik berlaku: d p d h = − g ρ . {\displaystyle {\frac {dp}{dh}}=-g\rho .} {\displaystyle {\frac {dp}{dh}}=-g\rho .}

Perkiraan eksponensial

Karena suhu bervariasi terhadap ketinggian di dalam troposfer kurang dari 25%, L h T 0 < 0 , 25 {\textstyle {\frac {Lh}{T_{0}}}<0,25} {\textstyle {\frac {Lh}{T_{0}}}<0,25} dan seseorang dapat memperkirakan: ρ = ρ 0 e ( g M R L − 1 ) ln ⁡ ( 1 − L h T 0 ) ≈ ρ 0 e − ( g M R L − 1 ) L h T 0 = ρ 0 e − ( g M h R T 0 − L h T 0 ) {\displaystyle \rho =\rho _{0}e^{\left({\frac {gM}{RL}}-1\right)\ln \left(1-{\frac {Lh}{T_{0}}}\right)}\approx \rho _{0}e^{-\left({\frac {gM}{RL}}-1\right){\frac {Lh}{T_{0}}}}=\rho _{0}e^{-\left({\frac {gMh}{RT_{0}}}-{\frac {Lh}{T_{0}}}\right)}} {\displaystyle \rho =\rho _{0}e^{\left({\frac {gM}{RL}}-1\right)\ln \left(1-{\frac {Lh}{T_{0}}}\right)}\approx \rho _{0}e^{-\left({\frac {gM}{RL}}-1\right){\frac {Lh}{T_{0}}}}=\rho _{0}e^{-\left({\frac {gMh}{RT_{0}}}-{\frac {Lh}{T_{0}}}\right)}}

Jadi: ρ ≈ ρ 0 e − h / H n {\displaystyle \rho \approx \rho _{0}e^{-h/H_{n}}} {\displaystyle \rho \approx \rho _{0}e^{-h/H_{n}}}

Yang identik dengan solusi isotermal, kecuali bahwa Hn, skala tinggi penurunan eksponensial untuk kepadatan (serta untuk jumlah kepadatan n), tidak sama dengan RT0/gM seperti yang diharapkan untuk atmosfer isotermal, melainkan: 1 H n = g M R T 0 − L T 0 {\displaystyle {\frac {1}{H_{n}}}={\frac {gM}{RT_{0}}}-{\frac {L}{T_{0}}}} {\displaystyle {\frac {1}{H_{n}}}={\frac {gM}{RT_{0}}}-{\frac {L}{T_{0}}}}

Yang menghasilkan Hn = 10,4 km.

Perhatikan bahwa untuk gas yang berbeda, nilai Hn berbeda, menurut massa molar M: Nilainya adalah 10,9 untuk nitrogen, 9,2 untuk oksigen, dan 6,3 untuk karbon dioksida. Nilai teoretis untuk uap air adalah 19,6, tetapi karena kondensasi uap, ketergantungan kerapatan uap air sangat bervariasi dan tidak dapat diperkirakan dengan baik oleh rumus ini.

Tekanan dapat didekati dengan eksponen lain: p = p 0 e g M R L ln ⁡ ( 1 − L h T 0 ) ≈ p 0 e − g M R L L h T 0 = p 0 e − g M h R T 0 {\displaystyle p=p_{0}e^{{\frac {gM}{RL}}\ln \left(1-{\frac {Lh}{T_{0}}}\right)}\approx p_{0}e^{-{\frac {gM}{RL}}{\frac {Lh}{T_{0}}}}=p_{0}e^{-{\frac {gMh}{RT_{0}}}}} {\displaystyle p=p_{0}e^{{\frac {gM}{RL}}\ln \left(1-{\frac {Lh}{T_{0}}}\right)}\approx p_{0}e^{-{\frac {gM}{RL}}{\frac {Lh}{T_{0}}}}=p_{0}e^{-{\frac {gMh}{RT_{0}}}}}

Yang identik dengan solusi isotermal, dengan skala ketinggian yang sama Hp = RT0/gM. Perhatikan bahwa persamaan hidrostatik tidak lagi berlaku untuk perkiraan eksponensial (kecuali L diabaikan).

Hp adalah 8,4 km, tetapi untuk gas yang berbeda (mengukur tekanan parsialnya), nilainya berbeda lagi dan bergantung pada massa molar, menghasilkan 8,7 untuk nitrogen, 7,6 untuk oksigen, dan 5,6 untuk karbon dioksida.

Total konten

Perhatikan lebih lanjut bahwa karena g, percepatan gravitasi Bumi, kira-kira konstan terhadap ketinggian di atmosfer, tekanan pada ketinggian h sebanding dengan integral kerapatan di kolom di atas h, dan oleh karena itu terhadap massa di atmosfer di atas ketinggian h. Oleh karena itu, fraksi massa troposfer dari seluruh atmosfer diberikan menggunakan rumus perkiraan untuk p: 1 − p ( h = 11  km ) p 0 = 1 − ( T ( 11  km ) T 0 ) g M R L ≈ 76 % {\displaystyle 1-{\frac {p(h=11{\text{ km}})}{p_{0}}}=1-\left({\frac {T(11{\text{ km}})}{T_{0}}}\right)^{\frac {gM}{RL}}\approx 76\%} {\displaystyle 1-{\frac {p(h=11{\text{ km}})}{p_{0}}}=1-\left({\frac {T(11{\text{ km}})}{T_{0}}}\right)^{\frac {gM}{RL}}\approx 76\%}

Untuk nitrogen, 75%, sedangkan untuk oksigen 79%, dan untuk karbon dioksida 88%.

Tropopause

Lebih tinggi dari troposfer, di tropopause, suhunya kira-kira konstan dengan ketinggian (hingga ~20 km) dan 220 K. Artinya pada lapisan ini L = 0 dan T = 220 K, sehingga penurunan eksponensial lebih cepat, dengan HTP = 6,3 km untuk udara (6,5 untuk nitrogen, 5,7 untuk oksigen, dan 4,2 untuk karbon dioksida). Baik tekanan maupun kepadatan mematuhi hukum ini, jadi, menandai ketinggian batas antara troposfer dan tropopause sebagai U:

p = p ( U ) e − h − U H TP = p 0 ( 1 − L U T 0 ) g M R L e − h − U H TP ρ = ρ ( U ) e − h − U H TP = ρ 0 ( 1 − L U T 0 ) g M R L − 1 e − h − U H TP {\displaystyle {\begin{aligned}p&=p(U)e^{-{\frac {h-U}{H_{\text{TP}}}}}=p_{0}\left(1-{\frac {LU}{T_{0}}}\right)^{\frac {gM}{RL}}e^{-{\frac {h-U}{H_{\text{TP}}}}}\\\rho &=\rho (U)e^{-{\frac {h-U}{H_{\text{TP}}}}}=\rho _{0}\left(1-{\frac {LU}{T_{0}}}\right)^{{\frac {gM}{RL}}-1}e^{-{\frac {h-U}{H_{\text{TP}}}}}\end{aligned}}} {\displaystyle {\begin{aligned}p&=p(U)e^{-{\frac {h-U}{H_{\text{TP}}}}}=p_{0}\left(1-{\frac {LU}{T_{0}}}\right)^{\frac {gM}{RL}}e^{-{\frac {h-U}{H_{\text{TP}}}}}\\\rho &=\rho (U)e^{-{\frac {h-U}{H_{\text{TP}}}}}=\rho _{0}\left(1-{\frac {LU}{T_{0}}}\right)^{{\frac {gM}{RL}}-1}e^{-{\frac {h-U}{H_{\text{TP}}}}}\end{aligned}}}

Komposisi

Komposisi atmosfer kering, berdasarkan volume[▽ note 1][▽ note 2]
Gas (and others) Various[17] CIPM-2007[18] ASHRAE[19] Schlatter[20] ICAO[21] US StdAtm76[22]

▼

Tap

to

expand

or

collapse

table

▲

ppmv [▽ note 3]persentase ppmvpersentase ppmvpersentase ppmv persentase ppmv persentase ppmv persentase
Nitrogen N2 780,80078.080%780,84878.0848%780,81878.0818% 780,840 78.084% 780,840 78.084% 780,840 78.084%
Oksigen O2 209,50020.950%209,39020.9390%209,43520.9435% 209,460 20.946% 209,476 20.9476% 209,476 20.9476%
Argon Ar 9,3400.9340%9,3320.9332%9,3320.9332% 9,340 0.9340% 9,340 0.9340% 9,340 0.9340%
Karbon dioksida CO2 397.80.03978%4000.0400%3850.0385% 384 0.0384% 314 0.0314% 314 0.0314%
Neon Ne 18.180.001818%18.20.00182%18.20.00182% 18.18 0.001818% 18.18 0.001818% 18.18 0.001818%
Helium He 5.240.000524%5.20.00052%5.20.00052% 5.24 0.000524% 5.24 0.000524% 5.24 0.000524%
Metana CH4 1.810.000181%1.50.00015%1.50.00015% 1.774 0.0001774% 2 0.0002% 2 0.0002%
Kripton Kr 1.140.000114%1.10.00011%1.10.00011% 1.14 0.000114% 1.14 0.000114% 1.14 0.000114%
Hidrogen H2 0.550.000055%0.50.00005%0.50.00005% 0.56 0.000056% 0.5 0.00005% 0.5 0.00005%
Dinitrogen monoksida N2O 0.3250.0000325%0.30.00003%0.30.00003% 0.320 0.0000320% 0.5 0.00005% - -
Karbon monoksida CO 0.10.00001%0.20.00002%0.20.00002% - - - - - -
Xenon Xe 0.090.000009%0.10.00001%0.10.00001% 0.09 0.000009% 0.087 0.0000087% 0.087 0.0000087%
Nitrogen dioksida NO2 0.020.000002%---- - - Up to 0.02 Up to 0.000002% - -
Iodine I2 0.010.000001%---- - - Up to 0.01 Up to 0.000001% - -
Amonia NH3 tracetrace---- - - - -
Belerang dioksida SO2 tracetrace---- - - Up to 1.00 Up to 0.0001% - -
Ozon O3 0.02 to 0.072 to 7×10−6%---- 0.01 to 0.10 1 to 10×10−6% Up to 0.02 to 0.07 [▽ note 4] Up to 2 to 7×10−6% [▽ note 4] - -
Trace to 30 ppm [▽ note 5] — ----2.90.00029% - - - - - -
Total atmosfer bumi atmosfer bumi 1,000,000100.00%1,000,000100.00%1,000,000100.00% 1,000,000 100.00% 1,000,000 100.00% 1,000,080 100.00%
Not included in above dry atmosphere
Uap air H2O ~0.25% by mass over full atmosphere, locally 0.001–5% by volume.[23] ~0.25% by mass over full atmosphere, locally 0.001–5% by volume.[23]
▽ notes
  1. ↑ Concentration pertains to the troposphere
  2. ↑ Total values may not add up to exactly 100% due to roundoff and uncertainty.
  3. ↑ ppmv: parts per million by volume. Volume fraction is equal to mole fraction for ideal gas only, see volume (thermodynamics).
  4. 1 2 O3 concentration up to 0.07 ppmv (7×10−6%) in summer and up to 0.02 ppmv (2×10−6%) in winter.
  5. ↑ Volumetric composition value adjustment factor (sum of all trace gases, below the CO2, and adjusts for 30 ppmv)

Lihat juga

  • Udara
  • Gaya hambat
  • Kepadatan
  • Atmosfer Bumi
  • Atmosfer Standar Internasional

Catatan

  1. 1 2 3 4 5 6 7 8 Dalam sistem satuan SI. Namun, satuan lain dapat digunakan.
  2. ↑ karena udara kering merupakan campuran gas, massa molarnya merupakan rata-rata tertimbang dari massa molar komponen-komponennya

Referensi

  1. ↑ Rho secara luas digunakan sebagai simbol umum untuk kerapatan
  2. ↑ "Appendix B: International Standard Atmosphere". Advanced Aircraft Design. John Wiley & Sons, Ltd. 2013. doi:10.1002/9781118568101.app2?msockid=16dc6d361f816a382ce57ec01e986b56. ISBN 978-1-118-56810-1. Diakses tanggal 2025-04-27. Table B.1 Basic properties of the International Standard Atmosphere (ISA), Standard values at SL, Pressure p=1.013250×105 Pa (760 mm Hg), Temperature T=15◦C (288.15 K), Density ρ=1.2250 kg/m3....
  3. ↑ Olson, Wayne M. (2000) AFFTC-TIH-99-01, Aircraft Performance Flight
  4. ↑ ICAO, Manual of the ICAO Standard Atmosphere (extended to 80 kilometres (262 500 feet)), Doc 7488-CD, Third Edition, 1993, ISBN 92-9194-004-6.
  5. ↑ Grigorie, T.L., Dinca, L., Corcau J-I. and Grigorie, O. (2010) Aircraft's Altitude Measurement Using Pressure Information:Barometric Altitude and Density Altitude
  6. ↑ A., Picard, R.S., Davis, M., Gläser dan K., Fujii (CIPM-2007) Rumus yang direvisi untuk kepadatan udara lembap
  7. ↑ S. Herrmann, H.-J. Kretzschmar, dan D.P. Gatley (2009), Laporan Akhir ASHRAE RP-1485
  8. ↑ F.R. Martins, R.A. Guarnieri e E.B. Pereira, (2007) O aproveitamento da energia eólica (The wind energy resource).
  9. ↑ Andrade, R.G., Sediyama, G.C., Batistella, M., Victoria, D.C., da Paz, A.R., Lima, E.P., Nogueira, S.F. (2009) Mapeamento de parâmetros biofísicos e da evapotranspiração no Pantanal usando técnicas de sensoriamento remoto
  10. ↑ Marshall, John and Plumb, R. Alan (2008), Atmosphere, ocean, and climate dynamics: an introductory text ISBN 978-0-12-558691-7.
  11. ↑ Pollacco, J. A., and B. P. Mohanty (2012), Uncertainties of Water Fluxes in Soil-Vegetation-Atmosphere Transfer Models: Inverting Surface Soil Moisture and Evapotranspiration Retrieved from Remote Sensing, Vadose Zone Journal, 11(3), DOI:10.2136/vzj2011.0167.
  12. ↑ Shin, Y., B. P. Mohanty, and A.V.M. Ines (2013), Estimating Effective Soil Hydraulic Properties Using Spatially Distributed Soil Moisture and Evapotranspiration, Vadose Zone Journal, 12(3), DOI:10.2136/vzj2012.0094.
  13. ↑ Saito, H., J. Simunek, and B. P. Mohanty (2006), Numerical Analysis of Coupled Water, Vapor, and Heat Transport in the Vadose Zone, Vadose Zone J. 5: 784–800.
  14. ↑ Perry, R.H. and Chilton, C.H., eds., Chemical Engineers' Handbook, 5th ed., McGraw-Hill, 1973.
  15. ↑ "Shelquist, R (2009) Equations - Air Density and Density Altitude". Diarsipkan dari asli tanggal 2010-11-30. Diakses tanggal 2025-04-29.
  16. ↑ "},"access-date":{"wt":"2025-04-29"},"archive-date":{"wt":"2015-02-14"},"archive-url":{"wt":"https://web.archive.org/web/20150214230635/http://wahiduddin.net/calc/density_algorithms.htm"},"dead-url":{"wt":"yes"}},"i":0}}]}' id="mwApU"/>"Shelquist, R (2009) Algorithms - Schlatter and Baker". Diarsipkan dari asli tanggal 2015-02-14. Diakses tanggal 2025-04-29.
  17. ↑ Partial sources for figures: Base constituents, Nasa earth factsheet, (updated 2014-03). Carbon dioxide, NOAA Earth System Research Laboratory, (updated 2014-03). Methane and Nitrous Oxide, The NOAA Annual greenhouse gas index(AGGI) Greenhouse gas-Figure 2, (updated 2014-03).
  18. ↑ A., Picard, R.S., Davis, M., Gläser and K., Fujii (2008), Revised formula for the density of moist air (CIPM-2007), Metrologia 45 (2008) 149–155 doi:10.1088/0026-1394/45/2/004, pg 151 Table 1
  19. ↑ S. Herrmann, H.-J. Kretzschmar, and D.P. Gatley (2009), ASHRAE RP-1485 Final Report Thermodynamic Properties of Real Moist Air,Dry Air, Steam, Water, and Ice pg 16 Table 2.1 and 2.2
  20. ↑ Thomas W. Schlatter (2009), Atmospheric Composition and Vertical Structure pg 15 Table 2
  21. ↑ ICAO, Manual of the ICAO Standard Atmosphere (extended to 80 kilometres (262 500 feet)), Doc 7488-CD, Third Edition, (1993), ISBN 92-9194-004-6. pg E-x Table B
  22. ↑ U.S. Committee on Extension to the Standard Atmosphere (COESA) (1976) U.S. Standard Atmosphere, 1976 pg 03 Table 3
  23. 1 2 Wallace, John M. and Peter V. Hobbs. Atmospheric Science; An Introductory Survey. Elsevier. Second Edition, 2006. ISBN 978-0-12-732951-2. Chapter 1
  • Conversions of density units ρ by Sengpielaudio
  • Air density and density altitude calculations and by Richard Shelquist
  • Air density calculations by Sengpielaudio (section under Speed of sound in humid air)
  • Air density calculator by Engineering design encyclopedia Diarsipkan 2021-12-18 di Wayback Machine.
  • Atmospheric pressure calculator by wolfdynamics
  • Air iTools - Air density calculator for mobile by JSyA
  • Revised formula for the density of moist air (CIPM-2007) by NIST

Bagikan artikel ini

Share:

Daftar Isi

  1. Suhu
  2. Udara kering
  3. Udara lembap
  4. Variasi dengan ketinggian
  5. Tropopause
  6. Tropopause
  7. Komposisi
  8. Lihat juga
  9. Catatan
  10. Referensi

Artikel Terkait

Max Q

Titik Penerbangan Di Atmosfir

Percobaan pembunuhan Donald Trump

penembakan Donald Trump dan korban lainnya di Butler, Pennsylvania, AS (2024)

Wamildan Tsani Panjaitan

Direktur Utama Garuda Indonesia ke-19

Jakarta Aktual
Jakarta Aktual© 2026