Modul-5 : Signal Propagation · Dalam teknologi informasi, sinyal adalah arus listrik atau medan ... Terkecuali untuk sinyal-sinyal DC, semua sinyal pembawa mempunyai frekuensi tertentu,

Modul-5 : Signal Propagation

Lecture Slides of GD. 2213 Satellite GeodesyGeodesy & Geomatics Engineering

Institute of Technology Bandung (ITB)

Hasanuddin Z. AbidinGeodesy Research DivisionInstitute of Technology BandungJl. Ganesha 10, Bandung, IndonesiaE-mail : [email protected]

Version : February 2007

Dalam teknologi informasi, sinyal adalah arus listrik atau medanelektromagnetik yang digunakan untuk membawa data dari satutempat ke tempat lainnya.

Terkecuali untuk sinyal-sinyal DC, semua sinyal pembawamempunyai frekuensi tertentu, atau panjang gelombang tertentu.

Data tersebut ditumpangkan ke arus listrik atau medanelektromagnetik dengan suatu proses yang dinamakan modulasi.

Proses modulasi sinyal dapat dilakukan secara analog atau dijital.Berdasarkan parameter sinyal yang diubah dikenal beberapa tipemodulasi, yaitu modulasi amplitudo, frekuensi, dan fase.

S I N Y A L

Hasanuddin Z. Abidin, 1999

Gelombang Elektromagnetik


Panjang gelombang , l

medanlistrik

medanmagnetik

arahpergerakan

c (kec.cahaya)

Panjang gelombang , l

medanlistrik

medanmagnetik

arahpergerakan

c (kec.cahaya)

Spektrum radiasi elektromagnetik adalah rentang menyeluruh dariradiasi gelombang elektromagnetik, mulai dari panjang gelombangyang terpanjang (gelombang radio) sampai yang terpendek(sinar gamma) yang merupakan produk dari atom-atom radioaktif.

Perbedaan mendasar dari gelombang-gelombang ini terletak padapanjang gelombangnya, yang terkait langsung dengan enerji yangyang dibawa oleh gelombang tersebut.

Semakin pendek panjang gelombang dari suatu radiasi,akan semakin tinggi enerjinya.

Gelombang Elektromagnetik


http://imagers.gsfc.nasa.gov/ems/waves3.html

Energi Gelombang =Konstanta Planck x frekuensi

http://imagine.gsfc.nasa.gov/docs/science/know_l1/emspectrum.html

GelombangElektromagnetik

Spektrum Gelombang Elektromagnetik

http://www.lbl.gov/MicroWorlds/ALSTool/EMSpec/EMSpec2.html


RadiationX-rays

UltravioletVisible light

InfraredEHFSHFUHFVHFHFMFLFVLFELF

Wavelength1.6 x 10-11 - 6.6 x 10-8 m1.4 x 10-8 - 3.6 x 10-7 m3.6 x 10-7 - 7.8 x 10-7 m7.8 x 10-7 - 3.4 x 10-4 m1.0 x 10-3 - 1.0 x 10-2 m1.0 x 10-2 - 1.0 x 10-1 m

0.1 - 1 m1 - 10 m

10 - 102 m102 - 103 m103 - 104 m104 - 105 m105 - 106 m

Frequency4.5 x 1015 - 1.9 x 1019 Hz8.3 x 1014 - 2.2 x 1016 Hz3.8 x 1014 - 8.3 x 1014 Hz8.8 x 1011 - 3.8 x 1014 Hz

3 x 1010 - 3 x 1011 Hz3 x 109 - 3 x 1010 Hz3 x 108 - 3 x 109 Hz3 x 107 - 3 x 108 Hz3 x 106 - 3 x 107 Hz3 x 105 - 3 x 106 Hz3 x 104 - 3 x 105 Hz3 x 103 - 3 x 104 Hz3 x 102 - 3 x 103 Hz

Spektrum Gelombang Elektromagnetik

Ref. : Seeber (1993),Rueger (1996)

visible light

(m)

cosmicradiation

radiowaves

microwaves

infraredacoustic

waveUVRontgen-radiation

10-16 10-14 10-12 10-10 10-8 10-6 10-4 10-2 100 102 104 106


Spektrum gelombang radio dalam kategori pita-pita SHF dan UHF,serta sebagian dari EHF dan VHF umumnya juga dinamakan sebagaigelombang mikro (microwave).

Spektrum gelombang mikro umum dibagi sebagai berikut:

Gelombang mikro banyak digunakan untuk aplikasi telekomunikasi(termasuk telekomunikasi dengan satelit) serta pada sistem-sistemRadar (Radio detection and Ranging).

V BandQ BandK BandX BandS BandL BandP Band

Panjang Gelombang5.3 mm - 6.5 mm6.5 mm - 8.3 mm8.3 mm - 27.5 mm27.5 mm - 57.7 mm57.7 mm - 0. 194 m0.194 m - 0.769 m0.769 m - 1.333 m

Frekuensi46 - 56 GHz36 - 46 GHz

10.9 - 36 GHz5.2 - 10.9 GHz1.55 - 5.2 GHz0.39 - 1.55 GHz0.225 - 0.39 GHz

Gelombang Mikro (Microwave)


Ref. : Rueger (1996)

PEMBAGIANSPEKTRUMFREKUENSI

Ada beberapakategori pembagianspektrum frekuensi.

Ref : H.J. Kramer (1996).Observation of the Earth

and Its Environment, Springer VerlagHasanuddin Z. Abidin, 1999

Sistem Satelit Frekuensi Sinyal

TRANSIT/Doppler 150 MHz400 MHz.

-L - band

GPS 1227.60 MHz1575.42 MHz

L - bandL - band

GLONASS 1602.5625 - 1615.5 MHz1246.4375 - 1256.5 MHz

L - bandL - band

Mark-III VLBI System 2.2 - 2.3 GHz8.2 - 8.6 GHz

S - bandX - band

TOPEX/Poseidon(Radar Altimeter)

5.3 GHz13.6 GHz

X - bandK - band

ERS-1 (Radar Altimeter) 13.8 GHz K - band

CONTOH SPEKTRUM YANG DIGUNAKANOLEH SISTEM SATELIT GEODESI


Pembagian Atmosfir Bumi

Ref. : Seeber (1993)

Thermo-sphere

Protono-sphere

Iono-sphere

Neutro-sphereTroposphere

Stratosphere

Mesosphere

Altitude(km)

Temperature Ionization Magneticfield

Propagation Technical

100.000

10.000

1.000

100

10

Magneto-sphere

Dynamo-sphere

Ionosphere

Troposphere

UpperAtmosphere

LowerAtmosphere


LAPISAN-LAPISAN ATMOSFIR

Ref. http://csep10.phys.utk.edu/astr161/lect/earth/atmosphere.html Hasanuddin Z. Abidin, 1999

LAPISAN-LAPISAN ATMOSFIR

Ref : H.J. Kramer (1996). Observation of the Earthand Its Environment, Springer Verlag Hasanuddin Z. Abidin, 1999

Berdasarkan profil temperaturnya, lapisan atmosfir Bumi umumdibagi atas troposfir, stratosfir, mesosfir, dan termosfir.

Temperatur dalam lapisan troposfir turun dengan ketinggian.

Di atas troposfir, terdapat lapisan stratosfir yang ketinggiannyamencapai sekitar 50 km. Dalam lapisan stratosfir, temperaturkembali naik dengan membesarnya ketinggian.

Temperatur kembali turun di dalam lapisan mesosfir, yang berketinggian50 sampai 80 km di atas permukaan Bumi. Penurunan ini dapat mencapai-500C sampai -1400C, tergantung pada lintang dan musim.

Dari ketinggian 80 km, temperatur kembali naik di dalam lapisanthermosfir. Temperatur ini dapat naik sampai 20000C, dan bahkankadang mencapai 25000C pada siang hari.

PROFIL TEMPERATUR ATMOSFIR


Thermosfir

Ionosfir

Mesosfir

Stratosfir

Troposfir

Tropopause

Stratopause

Mesopause

Lap.Ozon

Temperatur (0C)

-100 -50 0 50 100

Keti

nggia

n(k

m)

300

200

100

80

60

40

20

0

Thermosfir

Ionosfir

Mesosfir

Stratosfir

Troposfir

Tropopause

Stratopause

Mesopause

Lap.Ozon

Temperatur (0C)

-100 -50 0 50 100

Keti

nggia

n(k

m)

300

200

100

80

60

40

20

0

PROFIL TEMPERATUR ATMOSFIR

Ref. : [NASA ESE, 2000]

http://www.espere.net/Unitedkingdom/water/uk_layers.htm


http://royal.okanagan.bc.ca/mpidwirn/atmosphereandclimate/atmslayers.html

http://www.woodrow.org/teachers/esi/1998/p/phenomena/graphicalreps.htm#Atmos_Layers

PROFIL TEMPERATURATMOSFIR


O

He

N2

O2

Ar

105 106 107 108 109 1010 1011 1012

Jumlah partikel (cm-3)

500

400

300

250

200

150

100

Keti

nggia

n(k

m)

Komposisi GasAtmosfir Bumi

O

He

N2

O2

Ar

105 106 107 108 109 1010 1011 1012

Jumlah partikel (cm-3)

500

400

300

250

200

150

100

Keti

nggia

n(k

m)

Komposisi GasAtmosfir Bumi

KOMPOSISI GAS DALAM ATMOSFIR

Atmosfir Bumi terdiri atas beberapa jenis gas seperti Oksigen,Nitrogen, Helium, dan Argon. Menurut Tascione (1994), secara umum tiga gas utama yangmembentuk atmosfir adalah Nitrogen (sekitar 78%), Oksigen(sekitar 21%), dan Argon (sekitar 1%). Sampai ketinggian sekitar 100 km, gas-gas tersebut bercampur secarabaik, sehingga densitasnya relatif sama dengan di permukaan Bumi. Di atas ketinggian ini setiap gas berada dalam kesetimbangan difusifdan distribusi vertikal dari setiapgas akan tergantung pada beratmolekulnya. Komposisi tipikal gas dalamatmosfir yang diturunkan daripengukuran pada tahun 1960anditunjukkan pada Gambarberikut.

http://www.woodrow.org/teachers/esi/1998/p/phenomena/graphicalreps.htm#Gas_Comp_Graph

KOMPOSISI GAS DALAM ATMOSFIR


Dinamika dankarakteristikatmosfir Bumi

sangat dipengaruhioleh aktivitas matahari

ATMOSFIR BUMI & MATAHARI

Movie Credit: This film cliptaken from a longer movie byBig Bear Solar Observatory of

a flare that occurred onApril 7, 1997.

http://www.windows.ucar.edu/spaceweather/quicklook5.html

PROPERTIESRadiusVolumeSurface AreaMassDistance from EarthAngular Diameter from EarthGravity at SurfaceEscape Velocity at SurfaceAverage DensityTotal Radiated PowerPower at earthEffective TemperatureSolar Spectral TypeApparent Rotation PeriodAge

VALUES700 000 km1.4 billion billion km3

6.1 billion billion km2

2000 billion billion kg149 million km0.53 degrees of arc290 m/s2

618 km/sec1400 kg/m3

380 000 billion billion kilowatts1380 watts/m2/sec5770 0KG2V27.3 days (varies with latitude)5000 million years (approx)

BEBERAPA FAKTA TENTANG MATAHARI

Ref. : http://www.ips.gov.au Hasanuddin Z. Abidin, 2001

The sun's upper atmosphere (the corona)is very hot and some of its hydrogenand helium are able escape the sun'sgravity.

Because the gas is hot and is in constantsolar illumintation it becomes a fullyionized plasma.

This streaming plasma is the solar wind, and it flows out past the earthaffecting the earth's magnetic field, the magnetosphere and ionosphere.

Solar wind contains roughly equal number of electrons and protons, alongwith a few heavier ions, and blows continously from the surface of the Sunat an average velocity of about 400 km/second.

This wind leads to a mass loss of about 10 million tons of material per year,which may seem like a large number, but is insignificant relative to thetotal mass of the Sun.

When the solar wind encounters Earth's magnetic field it is deflectedlike water around the bow of a ship, as illustrated in the above image

Ref. http://csep10.phys.utk.edu/

SOLAR WIND (1)


Ref. http://ion.le.ac.uk/ionosphere

SOLAR WIND (2)

The correspondingregion of space sittingbehind the bow shockand surrounding theEarth is termed themagnetosphere.

It represents a regionof space dominated bythe Earth's magneticfield in the sense thatit largely preventsthe solar wind fromentering.


MEDAN MAGNETIK BUMI (1)

The Earth has a substantialmagnetic field.

It is well known thatthe axis of the magneticfield is tipped with respectto the rotation axis ofthe Earth. Thus, true northdoes not coincide with magnetic north.

The origin of the Earth's magnetic field is not completelyunderstood, but is thought to be associated with electrical currentsproduced by the coupling of convective effects and rotation inthe spinning liquid metallic outer core of iron and nickel.This mechanism is termed the dynamo effect.


A fundamental property of magnetic fields is that they exert forces onmoving electrical charges.

Thus, a magnetic field can trap charged particles such as electrons andprotons as they are forced to execute a spiral motion back and forth alongthe field lines.

As illustrated in the adjacent figure,the charged particles are reflectedat "mirror points" where the field linescome close together and the spiralstighten.

One of the first fruits of early spaceexploration was the discovery in thelate 1950s that the Earth is surroundedby two regions of particularly high concentration of charged particlescalled the Van Allen radiation belts.


MEDAN MAGNETIK BUMI (2)


Van Allen radiation beltsare doughnut-shaped regionsencircling Earth and containinghigh-energy electrons and ionstrapped in the Earth's magnetic field.

Explorer I, launched by NASA in 1958, discovered these tworegions of intense radiation surrounding the Earth.

They are referred to as the inner and outer Van Allen radiationbelts, after James Van Allen who designed Explorer I.

The inner region is centered at about 3000 km above Earth andhas a thickness of about 5000 km.

The outer region is centered at about 15,000 - 20,000 km abovethe surface of the Earth and has a thickness of 6,000 - 10,000 km.

VAN ALLEN BELT

Ref. http://imagine.gsfc.nasa.gov Hasanuddin Z. Abidin, 1999


Because the solar wind consists of chargedparticles, it is not able to easilypenetrate the closed magnetic fieldlines on the sunward side of the earth.

The resulting forces induced cause thewind to flow around the magnetic field and the field is "compressed”on sunward side.

The solar wind is also super-sonic, and when it is slowed by earth a bowshock is formed.

A fairly sharp boundary exists between the solar wind outside and themagnetosphere inside which is called the magnetopause. This is roughlyspherical on the sunward side and cylindrical on the anti-sun side.

The interplaneteray magnetic field or IMF is the magnetic field of the sun,"frozen" into the solar wind and swept out along with it.

INTERAKSI SOLAR WIND-MEDAN MAGNETIK BUMI (1)


Some of the earth's magnetic field lines near the poles are able to"connect" with the IMF and are swept along with the flow for a longdistance in the anti-sunward direction and form the geomagnetic tail ormagnetotail.

Here they may "reconnect" again with the earth's field.The plasma trapped in the reconnection region is accelerated towardsthe earth becoming heated, and forms the plasma sheet.

Some of the particles in the hot plasma sheet traveldown the magnetic field lines and precipitate intothe atmosphere in a ring around the polecalled the auroral oval.

The resulting magnetic field of the earth is highlydistorted from the simple dipole field it would haveif it were not for the solar wind.

Ref. http://ion.le.ac.uk/ionosphere Hasanuddin Z. Abidin, 1999

INTERAKSI SOLAR WIND-MEDAN MAGNETIK BUMI (1)

The aurora, or northern and southern lights, are often visible fromthe surface of the Earth at high northern or southern latitudes.

Auroras typically appear as luminous bands or streamers that canextend to altitudes of 200 miles (well into the ionosphere).

Auroras are caused by high energy particles from the solar wind thatare trapped in the Earth’s magnetic field.

As these particles spiral back and forthalong the magnetic field lines, they comedown into the atmosphere near the northand south magnetic poles where themagnetic field lines disappear intothe body of the Earth.


A U R O R A



Aktivitas matahari bisa dikarakterisir dengan jumlah sunspot number.Semakin besar sunspot number berarti semakin tinggi aktivitasmatahari, dan sebaliknya

Sunspot Number (R) didefinisikan : R = K (10G + I)dimana :

G = jumlah kelompok sunspot yang nampak di permukaan matahariI = jumlah total dari sunspot individual yang nampakK = faktor instrument, untuk memperhitungkan perbedaan antara

pengamat dan observatory yang berbeda-beda.

Ada beberapa sunspot number yang digunakan :

Ref. : http://www.ips.gov.au

• Zurich number (Rz)• International Sunspot Number (RI), pengganti Rz sejak Jan. 1981• The American Sunspot Number

SUNSPOT NUMBER


0

50

100

150

200

250

46 50 80 9048 5452 6056 58 6462 7066 68 7472 76 78 8482 86 88

Smoothed monthly mean sunspot numbers

January 1946 - July 1988

Sunsp

ot

num

ber

Year

Jumlah sunspot akan bervariasi dari waktu ke waktu.

Secara temporal, jumlah sunspot mempunyai variasi 11 tahunan.

SUN SPOT CYCLE (1)

A B C D E F G H

14 1901.7 2.6 1907.0 64.2 5.3 6.6 11.9

15 1913.6 1.5 1917.6 105.4 4.0 6.0 10.0

16 1923.6 5.6 1928.4 78.1 4.8 5.4 10.2

17 1933.8 3.4 1937.4 119.2 3.6 6.8 10.4

18 1944.2 7.7 1947.5 151.8 3.3 6.8 10.1

19 1954.3 3.4 1957.9 201.3 3.6 7.0 10.6

20 1964.9 9.6 1968.9 110.6 4.0 7.6 11.6

21 1976.5 12.2 1979.9 164.5 3.4 6.9 10.3

22 1986.8 12.3 1989.6 158.5 2.8 6.8 9.7

23 1996.4 8.2 ? ?

A = Sunspot Cycle NumberB = Year of MinimumC = Minimum Sunspot NumberD = Year of Maximum

E = Maximum Sunspot NumberF = Rise to Max (yrs)G = Fall to Min (yrs)H = Cycle Length (yrs)

Ref. : http://www.ips.gov.au Hasanuddin Z. Abidin, 1999

SUN SPOT CYCLE (2)

Terkait dengan propagasi gelombang elektromagnetik

dalam atmosfir Bumi, ada beberapa konsep penting

yang perlu diperhatikan, yaitu :

medium dispersif dan non-dispersif,

kecepatan fase dan kecepatan group, dan

interaksi enerji antara gelombang denganpartikel-partikel yang ada dalam atmosfir.

PROPAGASI GELOMBANG


MODA-MODA PROPAGASI SINYAL

Ref. : Tomasi (1994)

sky wave

direct LOS wave (space wave)

ground-reflected wave

surface wave

Lapisan atas atmosfir

PEMANCARPENERIMA

PERM. BUMI


EFEK-EFEK OPTIKAL

Ref. : Tomasi (1994)

Refraksi (Pembiasan)

Refleksi (Pemantulan)

Difraksi (Pemendaran)

Interferensi

Propagasi gelombang dalam atmosfir Bumi dapatdipengaruhi oleh efek-efek optikal seperti :

Difraksi

Refraksi

Refleksi

Interferensi


MEDIUM DISPERSIF

Medium dimana kecepatan propagasi dari gelombang EMtergantung pada frekuensi dinamakan medium dispersif.

Pada medium dispersif, indeks refraksi tergantung padafrekuensi sinyal.

Gelombang yang frekuensi lebih tinggi akan direfraksikandalam arah yang sedikit berbeda dengan gelombang yangfrekuensinya lebih rendah.

Efek dispersi disebabkan oleh interaksi elektromagnetikantara medan bermuatan listrik dari medium dengan medaneksternal dari gelombang yang memasuki medium tersebut.

Ref. : Seeber (1993) Hasanuddin Z. Abidin, 1999

KECEPATAN FASE & GROUP (1)

Dalam medium dispersif diamati adanya kecepatan yang berbeda-beda untuk gelombang dengan frekuensi yang berbeda-beda danjuga group (kelompok) gelombang.

Dalam hal medium dispersif dikenal kecepatan fase dan group.

Kecepatan fase adalah kecepatan dari suatu gelombang yangpanjang gelombang tertentu yang uniform.

Kecepatan group adalah kecepatan dari suatu group gelombang,yang merupakan superposisi dari beberapa gelombang daribeberapa frekuensi.

Kecepatan group adalah kecepatan propagasi dari enerji atauinformasi yang dibawa oleh gelombang tersebut.



Seandainya adalah kecepatan sudut dan k adalah bilangan gelombang,maka kecepatan fase dapat diformulasikan sebagai :

vf = f. = /k dimana = 2f dan k = 2/

Sedangkan kecepatan group dapat diformulasikan sebagai :

vg = d/dk

Untuk medium yang bukan vakum,kecepatan propagasi dikarakterisiroleh indeks refraksi n , sbb :

v = c/n

dimana c kecepatan dalam vakumRef. : Leick (1995) Hasanuddin Z. Abidin, 1999


Untuk kecepatan fase dan kecepatan group berlaku :

vf = c/nf dan vg = c/ng

Hubungan antara kecepatan group dan kecepatan fase adalah :

vg = vf - .(dvf/d)

Untuk indeks refraksi berlaku :

ng = nf + f.(dn/df)

Dapat juga dibuktikan bahwauntuk dua kecepatan berlaku : vg.vf = c2



Ref. : Seeber (1993)

Dalam medium dispersif, kecepatan fase dapat melebihikecepatan dalam vakum, c.

Sedangkan kecepatan group, sesuai dengan hukum relativitas,tidak dapat melebihi kecepatan dalam vakum, c.

Dalam medium non-dispersif berlaku : vg = vf .

Dalam kasus sinyal GPS, code bergerak dengan kecepatan group,sedangkan carrier phase bergerak dengan kecepatan fase.

Untuk gelombang mikro, ionosfir adalah medium dispersif dantroposfir adalah medium non-dispersif. Untuk gelombang optik,yang berlaku adalah kebalikannya.


Dalam propagasi gelombang elektromagnetikdari satelit ke permukaan Bumi, ada beberapamekanisme interaksi enerji yang terjadi antaragelombang dengan atmosfir Bumi.

Dua mekanisme yang cukup penting dalamkaitannya dengan sistem-sistem pengamatansatelit geodesi adalah :

- pemendaran (scattering) dan- penyerapan (absorption).

INTERAKSI ENERJI


Pemendaran oleh atmosfir(atmospheric scattering)adalah difusi radiasi bersifatacak oleh partikel-partikeldalam atmosfir.

Ada beberapa tipe pemendaran yaitu :- pendaran Rayleigh

(Rayleigh scatter),- pendaran Mie

(Mie scatter),- pendaran non-selektif

(nonselective scatter).

PEMENDARAN (Scattering)PEMENDARAN (Scattering)

d <<

d

d >>

d = diameter partikell = panjang gelombang


Pendaran Rayleigh umum terjadi ketika radiasigelombang berinteraksi dengan molekul-molekul sertapartikel atmosfir yang diameternya jauh lebih kecildari panjang gelombangnya.

Besarnya efek pendaran Rayleigh berbanding terbalikdengan pangkat empat dari panjang gelombang.

Oleh sebab itu radiasi dengan gelombang yang lebihpendek akan lebih dipengaruhi oleh mekanismependaran Rayleigh ini dibandingkan radiasi dengangelombang lebih panjang.

Pendaran RAYLEIGH (d << )


Pendaran Mie terjadi ketika diameter daripartikel-partikel atmosfir secara umum samadengan panjang gelombang dari radiasielektromagnetik yang melaluinya.

Uap air dan debu adalah penyebab utama daripendaran Mie ini.

Dibandingkan pendaran Rayleigh, pendaran Mieini cenderung mempengaruhi radiasi yanggelombangnya relatif lebih panjang.

Pendaran MIE (d )


Pendaran yang lebih menyulitkan adalah pendaran non-selektif.

Pendaran ini terjadi ketika partikel atmosfir yang menyebabkan

pendaran mempunyai diameter yang jauh lebih besar dari

panjang gelombang radiasi.

Butiran-butiran air adalah salah satu penyebab dari pemendaran

tipe ini.

Dalam hal ini, dengan diameter sekitar 5 sampai 100 mm,

butiran air akan memendarkan secara hampir sama

semua gelombang tampak serta gelombang inframerah

dekat dan menengah [Lillesand & Kiefer, 1994].

Dengan kata lain pemendaran ini bersifat non-selektif

terhadap panjang gelombang.

Pendaran NON-SELEKTIF (d >> )


Dalam propagasinya dari satelit ke permukaan Bumi,radiasi gelombang elektromagnetik juga dapatkehilangan energi karena adanya penyerapan olehmolekul-molekul dalam atmosfir (atmosphericabsorption).

Prosentase kehilangan enerji ini akan tergantung padapanjang gelombang radiasinya.

Dengan kata lain prosentase transmisi dari atmosfirBumi bervariasi tergantung pada panjang gelombang

dari radiasi gelombang yang melaluinya, seperti yangdiilustrasikan pada Gambar berikut.

PENYERAPAN ATMOSFIR


0.3 0.5 1.0 1.5 2.0 3.0 5.0 10 15 20 30

300 500 1000 0.5 1.0 5.0 10 60 80

100

80

60

40

20

0

Tra

nsm

isi

(%)

Panjang gelom bang (m)

Mid infrared

Infrared dekatInfrared jauh

Infrared gel. pendek

Ultra violetTampak

Infrared jauh Gelo mbang mikro100

80

60

40

20

0

Tra

nsm

isi

(%)

Panjang

gelom bang (m) Panjang gelom bang (cm)

0 1X

-ba

nd

L-b

an

d

90 GHz

135 GHz

35 GHzPita penyerapan

uap air (22 GHz) 60 GHz

0.3 0.5 1.0 1.5 2.0 3.0 5.0 10 15 20 30

300 500 1000 0.5 1.0 5.0 10 60 80

100

80

60

40

20

0

Tra

nsm

isi

(%)


Mid infrared



Ultra violetTampak


80

60

40

20

0

Tra

nsm

isi

(%)

Panjang


0 1X

-ba

nd

L-b

an

d

90 GHz

135 GHz



22 GHz

0.3 0.5 1.0 1.5 2.0 3.0 5.0 10 15 20 30

300 500 1000 0.5 1.0 5.0 10 60 80

100

80

60

40

20

0

Tra

nsm

isi

(%)


Mid infrared



Ultra violetTampak


80

60

40

20

0

Tra

nsm

isi

(%)

Panjang


0 1X

-ba

nd

L-b

an

d

90 GHz

135 GHz



0.3 0.5 1.0 1.5 2.0 3.0 5.0 10 15 20 30

300 500 1000 0.5 1.0 5.0 10 60 80

100

80

60

40

20

0

Tra

nsm

isi

(%)


Mid infrared



Ultra violetTampak


80

60

40

20

0

Tra

nsm

isi

(%)

Panjang


0 1X

-ba

nd

L-b

an

d

90 GHz

135 GHz



22 GHz

TRANSMISIVITAS ATMOSFIR


Dari contoh pada Gambar sebelumnya terlihat bahwa adabeberapa pita (band) frekuensi dimana penyerapan olehatmosfir relatif kecil (% transmisinya besar).

Dan sebaliknya ada beberapa pita frekuensi yangpenyerapannya sangat besar sehingga radiasi pada frekuensitersebut seolah tidak bisa melewati lapisan atmosfir.

Dari Gambar terlihat bahwa untuk spektrum 1-10 GHz(panjang gelombang 3 - 30 cm) prosentase transmisi atmosfirmendekati 100 %.

Oleh sebab itu sinyal-sinyal dari sistem satelit geodesibanyak memanfaatkan spektrum frekuensi ini.

PENYERAPAN ATMOSFIR


Sinyal atau gelombang elektromagnetik dari suatu satelit umumnyaharus melalui lapisan ionosfir dan troposfir untuk sampai kepermukaan bumi.

Dalam lapisan ionosfir, ion-ion bebas (elektron) dalam akanmempengaruhi propagasi gelombang.

Dalam hal ini ionosfir akan mempengaruhi kecepatan, arah,polarisasi, dan kekuatan dari sinyal satelit yang melaluinya.

Sinyal yang melalui lapisan troposfir akan mengalami fenomenarefraksi.

Troposfir akan mempengaruhi kecepatan dan arah dari sinyalyang melaluinya.

BIAS ATMOSFIR PADA PROPAGASI GELOMBANG


Ionosfir adalah bagian dari atmosfir atas dimana elektron bebasterdapat dalam jumlah yang cukup banyak, sehingga mempengaruhipropagasi gelombang elektromagnetik yang melaluinya.

Ionosisasi dalam lapisan ionosfir dipengaruhi terutama oleh mataharidan aktivitasnya.

Struktur dan densitas maksimum dari elektron bebas dalamlapisan ionosfir akan bervariasi secara signifikan :

- dengan waktu (sunspot cycle,musim, dan harian),

- dengan lokasi geografis(kutub, zona auroral, lintangmenengah, ekuator), dan

- dengan solar-relatedionospheric disturbances.

Ref. http://csep10.phys.utk.edu/ and http://server5550.itd.nrl.navy.mil/

LAPISAN IONOSFIR


10 102 103 104 105 106

Konsentrasi Elektron (cm-3)

Keti

nggia

n(k

m)

1000

800

600

400

200

150

100

80

60

D D

EE

F1

F2FMalam

Siang

Sunspot :maksimumminimum

Secara umum berdasarkan membesarnya ketinggian dan densitaselektron, lapisan ionosfir dapat dikategorisasikan menjadi lapisan-lapisan D, E, F1, dan F2,seperti yang diilustrasikanpada Gambar.

Ketinggian lapisan-lapisanini dari pemukaan Bumiadalah berkisar sekitar[Seeber, 1993] :

lapisan D : 60 – 90 km,lapisan E : 85 – 140 km,lapisan F1 : 140 – 200 km,lapisan F2 : 200 – 1000 km.

Profil tipikal densitas elektron untuk lintang menengahpada siang dan malam hari; dari [Tascione, 1994].

LAPISAN IONOSFIR


Adanya lapisan-lapisan ionosfir yang diilustrasikanpada sebelumnya terjadi karena beberapa faktor,yaitu [Tascione, 1994] :

LAPISAN IONOSFIR

sepektrum radiasi matahari menyimpan energinya padabeberapa ketinggian tergantung pada karakteristikpenyerapan (absorption) dari lapisan atmosfir;

proses fisika dari rekombinasi ion tergantung padadensitas atmosfir yang bervariasi dengan ketinggian; dan

komposisi dari atmosfir berubah dengan ketinggian.



Jumlah elektron dalam ionosfirmerupakan keseimbanganantara kecepatan pembentukandan penghilangan nya.

Proses tersebut tergantung padakonsentrasi dari beragam gasdalam atmosfir.

Kecepatan pembentukan ionjuga tergantung pada intensitasdan panjang gelombang dariradiasi matahari.

PROFILKONSENTRASI

ELEKTRON


Lapisan D adalah lapisan ionosfir yang paling bawah, dan karenajaraknya relatif yang paling jauh dari matahari, maka ionisasipada lapisan ini adalah yang terkecil dibandingkan lapisan-lapisan lainnya.

Lapisan yang menghilang pada malam hari ini, memantulkangelombang VLF dan LF serta menyerap gelombang MF dan HF[Tomasi, 1994].

Lapisan E, yang kadang dinamakan lapisan Kennely-Heaviside,membantu propagasi gelombang permukaan MF dan pada sianghari memantulkan gelombang HF. Pada malam hari, lapisan Eini juga secara praktis hampir seluruhnya menghilang.

Lapisan paling atas atmosfir, yang dinamakan lapisan F,umumnya dibagi menjadi lapisan F1 dan F2.

Lapisan F1 menyerap dan memperlemah sebagian gelombang HF. Pada malam hari lapisan F1 bergabung dengan lapisan F2

membentuk hanya satu lapisan.

LAPISAN IONOSFIR


Bias Ionosfir Ion-ion bebas (elektron) dalam lapisanionosfir mempengaruhi propagasi sinyaldari satelit ke permukaan Bumi.

Ionosfir akan mempengaruhi kecepatan,arah, polarisasi dan kekuatandari sinyal.

Besarnya efekionosfir tergantungpada konsentrasielektron sepanjanglintasan sinyalserta frekuensi darisinyal yang bersangkutan.

Konsentrasi elektronakan tergantung pada beberapa faktor, terutama aktivitas matahari danmedan magnetik bumi, dimana keduanya juga akan tergantung pada lokasigeografis, musim, dan waktu.

Satelit GPS

Ionosfir

Pengamat

Mempengaruhi

dari sinyal GPS.

kecepatan arah polarisasi kekuatan


BIAS TROPOSFIR

Lapisan troposfir berkisardari permukaan bumisampai ketinggian 9-16 km,dan tebalnya bervariasidengan tempat dan waktu.

Sinyal yang melalui lapisantroposfir akan mengalamifenomena refraksi.

Troposfir akan mempengaruhi kecepatan dan arah dari sinyal yangmelaluinya.

Propagasi sinyal dalam lapisan troposfir terutama dipengaruhioleh temperatur, tekanan, dan kandungan uap air dalamlapisan troposfir.

Satelit GPS

Lapisan Troposfir

Pengamat

kecepatan arah

Mempengaruhi

dari sinyal GPS


Modul-5 : Signal Propagation · Dalam teknologi informasi, sinyal adalah arus listrik atau medan ... Terkecuali untuk sinyal-sinyal DC, semua sinyal pembawa mempunyai frekuensi tertentu,

Documents