hid ro meteoro log i

Bahan Ajar Hidrologi Dasar (GEF 1301)

Hidrometeorologi

2.1.1.PRESIPITASIPresipitasi adalah istilah umum untuk semua bentuk hasil kondensasi uap air

yang terkandung di atmosfer. Uap air selalu ada di atmosfer meskipun udara takberawan. Presipitasi selalu terjadi jika ada pendinginan udara, sehingga menyebabkankondensasi. Faktor utama terjadinya presipitasi adalah : 1) Masa uap air; 2) Inti-intikondensasi (seperti partikel-partikel debu, kristal, garam dan lain-lain), 3) Pendinginanudara karena pengangkatan udara (pengangkatan udara dapat terjadi secara siklonik,orografik, dan konvektiv).

Berdasarkan cara terjadinya (genesa) presipitasi dapat dibedakan menjadi tigatipe yaitu :1. Presipitasi siklonik (cyclonic precipitation)

Terjadi karena naiknya udara dan dipusatkan ke arah tekanan rendah.Berdasarkan cara pendinginannya dibedakan menjadi nonfrontal cyclonic danfrontal cyclonic (Lihat Gambar 2.1.a)

2. Presipitasi konvektiv (convective precipitation) terjadi karena udara pangs naik kelapisan udara yang lebih tinggi dan dingin (Gambar 2.1b) Presipitasi orografik(orographic precipitation) terjadi akibat naiknya udara yang disebabkan olehrintangan pegunungan (Gambar 2.1c)

Sementara itu, menurut bentuknya, presipitasi dapat dibedakan menjadi1. Drizzle : presipitasi yang terdiri dari butir-butir air yang berdiameter

kurang dari 0,02 milimeter dan intensitasnya kurang dari 0,4mm per jam.

2. Rain (hujan) : bentuk presipitasi dengan ukuran butir air Iebih dari 0,02 mm.

BAB II.HIDROMETEOROLOGI


Hidrometeorologi











Hidrometeorologi











Hidrometeorologi

3. Glaze : presipitasi yang berupa es yang terbentuk dari hujan ataudrizzle yang membeku akibat kontak dengan obyek dingin.

4. Sleet : terbentuk apabila butir-butir hujan sewaktu jatuh mengalamipembekuan akibat udara yang dingin (32F)

5. Snow : presipitasi dalam bentuk kristal es6. Hail : presipitasi dalam bentuk bola-bola es, diamter Iebih

dari 0,2 inci.Mekanisme terjadinya presipitasi banyak dipelajari oleh ahli meteorologi,

Sementara itu, ahii hidrologi menekankan pada kajian tentang jumlah, intensitas,frekwensi, periode dan daerah penyebarannya.

Gambar 21.a. Presipitasi siklonik (cyclonic precipitation) (Seyhan, 1977)


Hidrometeorologi








Hidrometeorologi








Hidrometeorologi

Gambar 2.1.b Presipitasi konvektiv (convective precipitation) (Seyhan,1977)

Gambar 21.c Presipitasi orografik (orographic precipitation) (Seyhan,1977)

Aspek keruangan dan waktu adalah dua dimensi yang menarik untuk dipelajarioleh ahii hidrologi. Variasi presipitasi di suatu daerah sangat erat hubungannya dengansirkulasi uap air. Faktor penting yang berpengaruh terhadap variasi presipitasi di suatudaerah adalah :

Letak garis lintang Ketinggian tempat Jarak sumber uap air Posisi daerah terhadap kontinen Arah angin Posisi daerah terhadap pegunungan Suhu relatif daratan dan lautan


Hidrometeorologi






Hidrometeorologi






Hidrometeorologi

Untuk berbagai tujuan, karakteristik presipitasi yang dipelajari oleh ahli hidrologiadalah :

Intensitas : jumlah presipitasi per satuan waktu (satuannya: mm/jam,mm/menit, dll)

Jumlah hujan : jumlah presipitasi selama presipitasi berlangsung(satuan :mm,cm,inchi)

Durasi (duration) : periode waktu selama presipitasi berlangsung(satuan : menit, jam)

Frekwensi (frequency) Peluang (probability) dan kala ulang (return periode) Penyebaran menurut ruang : distribusi hujan yang jatuh di suatu

daerah

2.1.1. Pengukuran Presipitasi :Tujuan pengukuran presipitasi adalah untuk mengetahui jumlah, intensitas,

durasi dan daerah penyebarannya. Dalam kulian ini yang akan dibahas adalahpresipitasi dalam bentuk hujan (rain).

Alat pengukur hujan disebut penakar hujan (rain gauge), yang terdiri dari duamacam : Penakar hujan biasa (manual) disebut non recording rain gauge (Gambar 2.2.) Penakar hujan otomatis disebut recording rain-gauge, jenis ini ada dua macam

yaitu : siphon type dan tipping bucket type (Gambar 2.3).

Penakar hujan biasa terdiri dari tabung pengumpul dengan diameter tertentudan sebuah tabung penakar standard, sehingga hujan yang terbaca pada tabungpenakar adalah tebal hujan (bukan volume air yang terkumpul). Penakar hujan jenis inimerupakan alat yang murah tetapi memerlukan petugas tercatat, waktu pencatatantergantung dari tujuan pengukuran. (dapat dibaca setiap hari, jadi tercatat adalah hujanharian, atau setiap terjadi hujan).

Pengukuran hujan dengan recording rain gauge lebih menghemat tenaga,tetapi alatnya lebih mahal. Hasil pengukuran biasanya berupa grafik (lihat Gambar2.4.). Petugas hanya melakukan pekerjaan memutar jam atau mengganti baterai,mengganti kertas, dan pena. Grafik hasil pengukuran dapat dipakai untuk menghitungjumlah, intensitas hujan per interval waktu dan durasi tertentu.


Hidrometeorologi

Pengukuran hujan dengan penakar hujan di suatu tempat hanyamenggambarkan hujan di tempat itu. Untuk mengetahui keadaan hujan di daerah yanglebih luas diperlukan banyak stasiun penakar hujan.

Gambar 2.2. Penakar hujan biasa (Non recording rain gauge) (Chorley, 1969)


Hidrometeorologi




Hidrometeorologi




Hidrometeorologi

Gambar 2.3. Penakar hujan otomatis (recording rain-gauge) (Seyhan, 1977)


Hidrometeorologi

Gambar 2.4. Strip, Chart, Mass Curve, Hyctrograf (Seyhan, 1977)


Hidrometeorologi

2.1.2. Curah Hujan Rata-Rata DaerahDalam menyelesaikan persoalan hidrologi, biasanya diperlukan curah hujan rata-

rata yang jatuh di daerah penelitian. Perhitungannya dapat didasarkan pada data curahhujan harian, bulanan, tahunan, bahkan jam-jaman. Data curah hujan untukperhitungan hujan rata-rata area diperoleh dari stasiun penakar hujan yang terdapat didaerah penalties. Selanjutnya, curah hujan rata-rata daerah dapat dihitung dengancara :1. Arithmatic2. Thiessen Polygon3. Isoh yet4. Hight-balance polygon

Dalam contoh perhitungan ini, daerah penelitian diambil satu satuan daerahaliran sungai (DAS)

2.1.2.1. Cara arithmatic

P = P1 + P2 ++ PnnP = curah hujan rata-rata daerahP1 = curah hujan stasiun 1Pn = curah hujan stasiun ke-nn = jumlah stasiun curah hujan yang ada di daerah penelitianCara arithmatic merupakan cara yang sederhana, cara ini :

cocok untuk daerah dengan topgrafi datar cocok untuk DAS yang memiliki stasiun dengan jumlah banyak dan curah

hujannya terbesar seragam (uniform)

2.1.2.2. Cara Polygon Thiessen memerlukan stasiun hujan yang ada di dalam dan di luar DAS yang dekat cara ini tidak memperhatikan topografi (tidak memperhatikan pengaruh

ketinggian daerah)


Hidrometeorologi

daerah di dalam poligon, curah hujannya dianggap sama dengan curah hujanyang tercatat pada stasiun dalam poligon.

Gambar 2.5. Poligon Thiessen di Suatu DAS (Weisner, 1970)Keterangan :

Garis batas DAS (River Basin Divide)SungaiStasiun penakar hujan (7 stasiun)PoligonOutlet DAS

atau P = fi PiAi Pi fi=Ai/Ai

P= __________________________ Ai


Hidrometeorologi





P= __________________________ Ai


Hidrometeorologi





P= __________________________ Ai


Hidrometeorologi

Keterangan :P = curah hujan rata-rata yang jatuh di dalam daerah DASP1 = curah hujan pada stasiun ke - iAi = luas poligon stasiun .ke - iAi = luas DAS

Untuk memudahkan perhitungan dibuat tabel sebagai berikut :

2.1.2.3. Cara IsohyetHujan rata-rata DAS dihitung dengan :

P = hujan rata-rata DASAi = isohyet ke iA1/2 = luas daerah antara dua isohyet ke 1 dan ke 2 dalam batas DAS


Hidrometeorologi






Hidrometeorologi






Hidrometeorologi

Gambar 2.6. Isohyet di Suatu DAS (Wiesner, 1970)

Keterangan :Batas DASSungaiStasiun hujan dengan curah hujan 2,10 inch per bulanIsohyet 4 inch/bulan

Distribusi curah hujan (rainfall) di suatu daerah yang digambarkan denganisohyet, dapat menggunakan data tahunan yang hasilnya berupa isohyet tahunan,ataupun data bulanan bahkan data harian. Ketelitiannya peta isohyet yang dibuattergantung pada kepadatan pos penakar hujan (jumlah pos penakar hujan per satuanluas). Gambar 2.7. menunjukkan pengaruh kepadatan pos penakar hujan terhadappola isohyet.

Distribusi hujan yang jatuh di suatu wilayah dari waktu ke waktu akanmempunyai pola yang tidak sama, Gambar 2.8. dan Gambar 2.9. menujukkan petaisohyet di DIY untuk bulan Februari, Agustus dan rata-rata tahunannya.


Hidrometeorologi






Hidrometeorologi






Hidrometeorologi

Gambar 2.7. Peta Isohyet Yang Menunjukkan Pengaruh Kepadatan PosPenakar Hujan Terhadap Pola Isohyet (Linsley, 1975)

Gambar 2.8. Isohiet Bulan Februari Propinsi DIY (Suyono, 1992)


Hidrometeorologi




Hidrometeorologi




Hidrometeorologi

Gambar 2.9. Isohiet Bulan Agustus Propinsi DIY (Suyono, 1992)

2.1.3. Konsistensi Data HujanData hujan hasil pengukuran selama beberapa tahun perlu diuji konsistensinya,

Hal ini perlu dilakukan karena selama periode pencatatan jangka panjangmemungkinkan terjadinya perubahan lingkungan di sekitar penakar hujan. Ujikonsistensi data dapat dilakukan dengan metode kurva massa ganda (double masscurve). Gambar 2.10. menunjukkan kurva massa ganda yang dipakai untuk mengujikonsistensi data hujan dari suatu stasiun penakar hujan. Sumbu vertikal menunjukkannilai komulatif hujan dari stasiun yang diuji dan sumbu horizontal untuk komulatif hujanrata-rata dari beberapa stasiun penakar hujan yang ada di sekitarnya.

Bila konsitensi data hujannya baik, hasilnya terlihat seperti pada garis ABD, bilahasilnya jelek garisnya seperti pada ABC. Koreksi perlu dilakukan dengan carasebagai berikut :Dari gambar, penyimpangan terjadi pada periode 1930-1940 : garis AB mempunyai slope 0,9 garis BC mempunyai slope 0,8Koreksi hujan pada periode 1930-1940 dilakukan dengan :

Hujan pada garis BC X 0,9/0,8


Hidrometeorologi







Hidrometeorologi







Hidrometeorologi

Gambar 2.10. Kurva massa ganda (Wiesner, 1979)2.1.4. Kecenderungan Hujan

Data hujan dengan periode panjang kalau diperhatikan terlihat ada perubahan naikatau turun, perubahan ini dapat disebabkan oleh perubahan musiman atau tahunan.Kecenderungan perubahan hujan dapat dikerjakan dengan analisis rata-rata bergerak(moving average). Gambar 2.11. menunjukkan kecenderungan hujan yang dibuatdengan cara moving average. Cara : Seri waktu hujan Pi (I = 1,2,3, ..... , n) Perioderata-rata (m), maka


Hidrometeorologi




Hidrometeorologi




Hidrometeorologi

Gambar 2.11. Moving Average (Seyhan, 1990)

2.2.2. Evaporasi dan Transpirasi (Evaporation and transpiration)Ahli hidrologi tertarik pada total kehilangan air, oleh karena itu harus

mempertimbangkan epevaporasi (penguapan) dari permukaan air, tanah, tumbuh-tumbuhan, dan transpirasi oleh tumbuh-tumbuhan. Kombinasi evaporasi daripermukaan air, salju, tanah, air intersepsi, dan transpirasi dari vegetasi disebutevaporasi total atau disebut juga sebagai evapotranspirasi, kehilangan total (total loss),kehilangan air (water losses) dan fly-off.

Molekul-molekul air selalu bergerak dari waktu ke waktu. Bila tersedia cukupenergi maka molekul air akan meninggalkan permukaan air dan masuk ke udarasebagai uap air. Perubahan zat cair menjadi gas disebut evaporasi. Perubahan zat cairmenjadi uap air melalui stomata daun disebut transpirasi.Faktor-faktor yang mempengaruhi evaporasia. Perbedaan tekanan uapair: laju molekul air meninggalkan permukaan air

tergantung pada tekanan uap dari zat cair. Begitu pula laju molekul masuk ke airtergantung pada tekanan uap dari udara. Oleh karena itu, evaporasi tergantungpada perbedaan antara tekanan uap air dari zat cari (ew) dengan tekanan uapdari udara (ea) diatas permukaan air. Evaporasi prosporsional dengan (ew-ea).Evaporasi akan berhenti jika mencapal keseimbangan (ew=ea).


Hidrometeorologi







Hidrometeorologi







Hidrometeorologi

b. Suhu udara : laju emisi dari molekul air adalah fungsi dari suhunya. Bila suhutinggi, maka energi dari molekul membesar dan laju emisi meningkat. Percobaandengan memanaskan air membuktikan bahwa evaporasi meningkat denganmeningkatnya suhu permukaan air. Evaporasi memerlukan energi yang berupapanas. Energi ini diperoleh dari radiasi surya. Selanjutnya, sensible heat transfersecara konduksi dan advedtion of water vapour.

c. Angin : Kecepatan angin berpengaruh terhadap laju evaporasi. Makin tinggikecepatan angin maka makin tinggi pula laju evaporasi, karena adanya angin,maka permukaan air sukar mencapai jenuh, sehingga keseimbangan ea denganew sukar dicapai.

d. Tekanan atmosfer : dibawah kondisi alami tidak mungkin mempelajari pengaruhtekanan udara terhadap evaporasi. Jumlah molekul udara per satuan volumemeningkat dengan tekanan. Dengan tekanan tinggi memungkinkan ataumemudahkan molekul- molekul air masuk ke air. Oleh karena itu, evaporasimenurun dengan meningkatnya tekanan udara.

e. Kualitas air : laju evaporasi air garam lebih kecil dari pada air tawar,berkurangnya sejalan dengan kenaikan berat jenis air

f. Permukaan bidang evaporasi.Faktor-faktor yang disebut di atas adalah faktor-faktor yang mempengaruhi

evaporasi dari permukaan air bebas (free water surface). Evaporasi dari tanah danvegetasi dipengaruhi oleh faktor-faktor yang sama tetapi ada pertimbangan khusus,yaitu memperhatikan keadaan tanah dan vegetasi.

Permukaan tanah : faktor penting yang mempengaruhi evaporasi daripermukaan tanah adalah kesediaan air yang ada dalam tanah. Dalam keadaan tanahjenuh air, pada suhu yang sama mak laju evaporasi dari permukaan tanah tidak jauhberbeda dengan evaporasi dari permukaan air bebas, kecuali jika kandungan air dalamtanah terbatas, maka laju evaporasi akan dibatasi oleh supply air dari lapisantanah dibawahnya.

Vegetasi : presipitasi yang tertahan pada vegetasi dikembalikan ke atmosferoleh evaporasi. Evaporasi air yang tertahan pada pohon dan perdu lebih besardaripada evaporasi yang ditahan oleh rumput. Keadaan ini disebabkan oleh adanyaperbedaan gerakan udara (pada rumput gerakan udara terbatas) dan perbedaantekanan uap pada rumput cepat mencapai nol.


Hidrometeorologi

2.2.1. Faktor-faktor yang mempengaruhi transpirasi.Ada dua faktor utama yang mempengaruhi transpirasi :a. Faktor fisiologis tumbuhan .

Faktor-faktor fisiologis tumbuhan yang mempengaruhi transpirasi adalahkepadatan dan perilaku stomata, struktur daun dan penyakit tumbuhan.Stomata mempunyai kemampuan membuka dan menutup. Untuk semuajenis tumbuhan, stomata membuka bila ada sinar matahari, dan menutupbila gelap atau supply air dari akar ke daun terbatas. Suhu udaraberpengaruh pada kecepatan membuka dan menutup, dan kelembabanudara yang tinggi menyebabkan stomata terbuka lebar dan terbuka lama.

b. Faktor lingkunganSuhu udara, kelembaban udara, kecepatan angin yang tinggi cenderungmempertinggi transpirasi, kecuali bila kandungan air di sekitar akarkeadaannya terbatas. (mendekati wilting point). Solar radiasi merupakansumber energi untuk evaporasi, solar radiasi juga menyebabkan daun lebihcepat melewatkan air dan berpengaruh terhadap lubang stomata.

2.2.2. Pengukuran Evaporasi dan TranspirasiInformasi dan data evaporasi dan transpirasi diperlukan untuk perhitungan

imbang air (di daerah aliran sungai, waduk, dan danau) untuk memperhitungkankebutuhan air irigasi. Besar kecilnya evaporasi dan transpirasi dapat diukur dengan :

1. Pengukuran langsung dengan beberapa alat untuk mengukur evaporasi disebutatmometer, evaporimeter atau atmidometer. Atmometer dapat dikelompokkanmenjadi 3 jenis :a. Tanks atau pansb. Porous porselin bodiesc. Wet paper surfaces

Selain itu pengukuran evaporasi dapat dilakukan dengan pancievaporasi (evaporation pan) (Linsley et al, 1946). Panci evaporasi yang umum dipakaiterbuat dari besi galvanisasi, tembaga, dibuat bulat dengan berbagai ukuran.Pemasangan dapat diletakkan di atas permukaan tanah, ditanam dalam tanah dan adayang diletakkan di atas permukaan tanah, ditanam dalam tanah dan ada yangdiletakkan di atas permukaan air (khusus untuk mengukur evaporasi air danau atauwaduk).


Hidrometeorologi

Gambar 2.12. Atmometer (Seyhan, 1977)

Jenis panci evaporasi klas A : Panci evaporasi standard di Amerika Serikatadalah panci evaporasi klas A, dengan ukuran : diameter 4 feet, tebal 10 inci,kedalaman air antara 7 sampai 8 inci. Bahannya dari besi galvanisasi tanpa dicat.Dipasang di atas tanah setinggi 6 inci dengan maksud agar ada sirkulasi udara dibawah. Kedalaman air diukur dengan "hook gage' yang dipasang di tengah. Koefisienpanci sebesar 0,7 (berkisar antara 0,6 sampai 0,8).

"Colorado sunken pan" : jenis panci ini mempunyai luas 3 feetpersegi, tebal 18 inci, ditanam ke dalam tanah sedalam 14 inci. Bahannya terbuat daribesi galvanisasi tanpat dicat. Permukaan air dalam panci dibuat kurang lebih setinggipermukaan tanah. Koefisien panci berkisar antara 0,75 - 0,85.

"Floating pan" : dipasang di permukaan air dengan tujuan untuk mengukurevaporasi air waduk atau danau.

Selanjutnya, pengukuran transpirasi dapat dilakukan dengan suatu alat Bantu.Transpirasi dari suatu jenis tanaman dapat diukur dengan menggunakan alat yangdisebut lysimeter. Lysimeter dapat juga untuk mengukur evaporasi danevapotranspirasi. (Gambar 2.13.).


Hidrometeorologi







Hidrometeorologi







Hidrometeorologi

Gambar 2.13 Panci Evaporasi (www.exsp.com)

Gambar 2.14. Lysimeter (Seyhan, 1977)Evapotranspirasi atau total evaporasi adalah kehilangan air (water losses) dari

suatu daerah oleh transpirasi dan oleh evaporasi dari permukaan air, tanah, salju, es,dan vegetasi. Evapotranspirasi- potensial (Potential Evapotranspiration) adalahkesanggupan evapotranspirasi di bawah kondisi meteorologi yang ada bila cukup air.


Hidrometeorologi





Hidrometeorologi





Hidrometeorologi

Evapotranspirasi aktual adalah evapotranspirasi yang nyata terjadi.2. Pendugaan evaporasi dengan rumus impiris. Evaporasi dapat dihitung dengan

menggunakan rumus impiris, ada dua prinsip utama yang dipakai (Chorley, r.j.,1969) yaitu:

a. "Aerodynamic method"b. "Energy budget method"

Ada perkembangan metode yaitu combination method yaitu kombinasi metodeaerodynamic dengan energy budget. Metode aerodinamik mempertimbangkan faktor-faktor yang mempengaruhi perpindahan uap dari permukaan air. Faktor tersebutadalah vertical gradient of humidity dan turbulansi aliran udara. Persamaan matematikuntuk evaporasi dihubungkan dengan kecepatan angin (U) diatas tubuh air danperbedaan tekanan uap dan udara (ew-ea).

E = K U (ew-wa)E = evaporasiK = Konstanta impiris

Energy budget methodPrinsip dasar metode energy budget adalah imbangan energi. Energi yang

berasal dari radiasi gelombang panjang dan pendek diterima di permukaan bumf (Rn)dipakai untuk tiga proses yaitu

a. Transfer sensible heat ke atmosfer (H)b. Transfer latent heat ke atmosfer (LE)c. Transfer sensible heat ke tanah (G)

Rn=H+LE+GRn-H-G

E = --------------------------L

Oleh karena H tidak mudah diukur, maka didekati dengan BOWEN'S RATIO(13), [3 = H/LE. Persamaan menjadi :

Rn GE= ------------------------

L (1+13)


Hidrometeorologi

Rn = Net radiasi yang diterima= Re(i-r)-.Rb

Gambar 2.15. Imbangan Energi di Permukaan Tanah (Chorley, R.J. 1969)

Sejumlah metode kombinasi antara aerodinamik dengan imbangan energi yangtelah banyak dikembangkan. Metode yang banyak digunakan untuk menghitungevaporasi berdasarkan pendekatan ini adalah metode PENMAN. Metode Penmanmemeriukan data suhu udara, kelembaban relatif, kecepatan angin dan lamapenyinaran matahari.

Teori dan perhitungan evaporasi, transpirasi, evapotranspirasi akan dibahaslebih mendetail dalam mata kuliah hidrometeorologi, dan hidrometeorologi terapan.

Kebutuhan data meteorologi untuk menghitung evaporasi, evapotranspirasiaktuil, evapotranspirasi-potensial dapat diperiksa pada tabel berikut ini :

Tabel 2.1. Metode dan Macam Data Cuaca

(Sumber : Kijne, 1974)


Hidrometeorologi









Hidrometeorologi









Hidrometeorologi

Consumtive use adalah total air yang dipakai oleh vegetasi untuk transpirasiatau untuk membangun jaringan ditambah evaporasi dari airtanah (soil-moisture atauair intersepsi).

Keterangan :P = curah hujan atau presipitasiT = suhu udaraRh = Kelembaban relatifU = Kecepatan anginn/N = lama penyinaran matahari (surya)

2.2.3. Evaporasi pada danau atau wadukEvaporasi yang terjadi di danau atau waduk dapat diukur secara langsung

dengan pan evaporasi. Pan ini disebut "floating pan" yang dipasang mengapung diatasair.

esi- eaElake= -------------------------- X Epan

esp - eaKeterangan :esi = t ekanan uap air jenuh pada suhu air danauesp = tekanan uap air jenuh pada suhu air dalam panea = tekanan uap air aktual di udara

Evapotranspirasi potensial (Ep)Evapotranspirasi-potensial (Potential evapotranspiration) dapat dipekirakan

dengan pendekatan :Ep = axEoEo = evaporasi dari permukaan air bebasa = koefisien, besarnya tergantung pada jenis vegetasi dan iklim (Tabel 3.2.)


Hidrometeorologi

Tabel 2.2. Faktor Koreksi

Tabel 2.3. RingkasanMetode Perhitungan Evaporasi dan Evapotranspirasi(Van Dam, 1972)

1. Perhitungan Eo1.1. Eo menurut Penman1.2. Eo z Ep meurut Thornthwaite1.3. Eo C menurut Blaney dan Criddle1.4. Eo tahunan menurut Langbein

2. Perhitungan Ep2.1. Ep = a x Eo; Eo mengikuti 1.1 ; lihat tabel 3.22.2. Ep menurut Thornthwaite

3. Perhitungan consumtive use W dari tanaman irigasi3.1. W menurut Blaney dan Criddle3.2. W z Ep menurut butir ke-2

4. Perhitungan evaporasi pada daerah tangkapan4.1. E menurut Thornwaite dan Mather dari keseimbangan air

bulanan4.1.1. dengan Ep menurut bidang 2.1.4.1.2. dengan Ep menurut butir 2.2.

4.2. E menurut Turc (keseimbangan air per tahun, dengan Eo mengikuti butir ke-1)


Hidrometeorologi










Hidrometeorologi










Hidrometeorologi

Metode Thorntwaite(Kijne, 1974, dalam ILRI 16 - val III)

Metode Thornwaite dipakai untuk menghitung evapotranspirasi potensialbulanan atas dasar data : 1) suhu udara bulanan yang dihitung dari suhu rata-rataharian; 2) Letak garis lintang untuk menetapkan faktor koreksi := = 16 10== 5 ,= = 0,000000675 I 0,000077 I + 0,01792 I + 0,49239Keterangan :Epx = Evapotranspirasi potensial (mm/bI), dengan catatan 1 bulan = 30 hari

dan 1 hari = 12 hariEp = Evapotranspirasi potensial (mm/bI) terkoreksif = faktor koreksi tergantung letak lintang (tabel 3.4.)i = indeks panas bulananI = indeks panas tahunanCatatan :a. Untuk garis lintang 50, panjang hari untuk 50 harus digunakan.b. Jika suhu bulanan .kurang dari 0C, suhu udara bersangkutan dianggap 0C,

sehingga dianggap Ep = 0c. Jika t > 26,5 maka Ep* = F (t)

Evapotranspirasi Aktual Rata-rata Tahunan (Ea)Evapotranspirasi aktual rata-rata tahunan (Ea) dapat diperkirakan dengan

menggunakan metode TURC - LANGBEIN= 0,9 + /atau1E2a = 0,9/p2 + 1/E02


Hidrometeorologi

Menurut Langbein :Ea = evapotranspirasi aktual rata-rata (mm/tahun)Eo = evaporasi dari permukaan air bebas (mm/tahun)p = prespitasi (mm/tahun)t = suhu udara rata-rata tahunan (C)

Tabel 2.3. Rata-rata kemungkinan dari Iamanya penyinaran matahari dilintang selatan dan utara bumi dalam satuan 30 hari dan 12 jam-an


Hidrometeorologi




Hidrometeorologi




Hidrometeorologi

Tabel LanjutanFeb Mar Apr Mei Juni Juli Ags Sept Okt Nop Des.95 1.04 1.00 1.02 .99 1.02 1.03 1.03 1.05 1.03 1.06.97 1.05 .99 1.01 .96 1.00 1.01 1.01 1.06 1.05 1.10.98 1.05 .98 .98 .94 .97 1.00 1.00 1.07 1.07 1.121.00 1.05 97 .96 .91 .95 .99 1.00 1.08 1.09 1.151.01 1.05 96 .94 .8 .93 .98 1.00 1.10 1.11 1.181.03 1.06 .95 .92 .85 .90 .96 1.00 1.12 1.14 1.211.04 1.06 .94 .89 .82 .87 .94 1.00 1.13 1.17 1.291.06 1.07 .93 .86 .78 .84 .92 1.00 1.15 1.20 1.281.07 1.07 .92 .85 .76 .82 .92 1.00 1.16 1.22 1.311.08 1.07 .92 .83 .74 .81 .91 .99 1.17 1.23 1.331.10 1.07 .91 .82 .72 .79 .90 .99 1.17 1.25 1.351.11 1.08 .90 .80 .70 .76 .89 .99 1.18 1.27 1.371.12 1.08 .89 .77 .76 .74 .88 .99 1.19 1.29 1.41

(Sumber :Van Dam, 1G. et al. 1972)

Metode Jansen dan HaiseMetode Jansen dan Haise (Kijne, 1974) digunakan untuk menghitung

evapotranspirasi potensial harian atas dasar data : 1) lama penyinaran matahari atauradiasi gelombang pendek dan 2) suhu udara harian, rumusnya:

Ep = (0,025 T + 0,08)Hsh/59

Keterangan :Ep = Evapotranspirasi potensial (mm/hari)T = Suhu udara (C)Hsh = Radiasi gelombang pendek (Cal/cm2/hari) dapat didekati dengan persamaan :

Hsh = 0,28 + 0,48 n/N. Untuk daerah subtropik dan tropik

hid ro meteoro log i

Documents