BAB II. HIDROMETEOROLOGI

Bahan Ajar Hidrologi Dasar (GEF 1301)

BAB II. HIDROMETEOROLOGI

2.1.1.PRESIPITASI Presipitasi adalah istilah umum untuk semua bentuk hasil kondensasi uap air yang terkandung di atmosfer. Uap air selalu ada di atmosfer meskipun udara tak berawan. Presipitasi selalu terjadi jika ada pendinginan udara, sehingga menyebabkan kondensasi. Faktor utama terjadinya presipitasi adalah : 1) Masa uap air; 2) Inti-inti kondensasi (seperti partikel-partikel debu, kristal, garam dan lain-lain), 3) Pendinginan udara karena pengangkatan udara (pengangkatan udara dapat terjadi secara siklonik, orografik, dan konvektiv). Berdasarkan cara terjadinya (genesa) presipitasi dapat dibedakan menjadi tiga tipe yaitu : 1.

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

2.

Presipitasi konvektiv (convective precipitation) terjadi karena udara pangs naik ke lapisan udara yang lebih tinggi dan dingin (Gambar 2.1b) Presipitasi orografik (orographic precipitation) terjadi akibat naiknya udara yang disebabkan oleh rintangan pegunungan (Gambar 2.1c)

Sementara itu, menurut bentuknya, presipitasi dapat dibedakan menjadi 1.

Drizzle

: presipitasi yang terdiri dari butir-butir air yang berdiameter kurang dari 0,02 milimeter dan intensitasnya kurang dari 0,4 mm per jam.

2.

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

Hidrometeorologi


3.

Glaze

: presipitasi yang berupa es yang terbentuk dari hujan atau drizzle yang membeku akibat kontak dengan obyek dingin.

4.

Sleet

: terbentuk apabila butir-butir hujan sewaktu jatuh mengalami pembekuan akibat udara yang dingin (32°F)

5.

Snow

: presipitasi dalam bentuk kristal es

6.

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


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 dipelajari oleh ahii hidrologi. Variasi presipitasi di suatu daerah sangat erat hubungannya dengan sirkulasi uap air. Faktor penting yang berpengaruh terhadap variasi presipitasi di suatu daerah 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


Untuk berbagai tujuan, karakteristik presipitasi yang dipelajari oleh ahli hidrologi adalah :



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 adalah

presipitasi dalam bentuk hujan (rain). Alat pengukur hujan disebut penakar hujan (rain gauge), yang terdiri dari dua macam :



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 tertentu

dan sebuah tabung penakar standard, sehingga hujan yang terbaca pada tabung penakar adalah tebal hujan (bukan volume air yang terkumpul). Penakar hujan jenis ini merupakan alat yang murah tetapi memerlukan petugas tercatat, waktu pencatatan tergantung dari tujuan pengukuran. (dapat dibaca setiap hari, jadi tercatat adalah hujan harian, atau setiap terjadi hujan). Pengukuran hujan dengan recording rain gauge lebih menghemat tenaga, tetapi alatnya lebih mahal. Hasil pengukuran biasanya berupa grafik (lihat Gambar 2.4.). Petugas hanya melakukan pekerjaan memutar jam atau mengganti baterai, mengganti kertas, dan pena. Grafik hasil pengukuran dapat dipakai untuk menghitung jumlah, intensitas hujan per interval waktu dan durasi tertentu.

Hidrometeorologi


Pengukuran

hujan

dengan

penakar

hujan

di

suatu

tempat

hanya

menggambarkan hujan di tempat itu. Untuk mengetahui keadaan hujan di daerah yang lebih luas diperlukan banyak stasiun penakar hujan.

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

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 Daerah Dalam menyelesaikan persoalan hidrologi, biasanya diperlukan curah hujan ratarata yang jatuh di daerah penelitian. Perhitungannya dapat didasarkan pada data curah hujan harian, bulanan, tahunan, bahkan jam-jaman. Data curah hujan untuk perhitungan hujan rata-rata area diperoleh dari stasiun penakar hujan yang terdapat di daerah penalties. Selanjutnya, curah hujan rata-rata daerah dapat dihitung dengan cara : 1. Arithmatic 2. Thiessen Polygon 3. Isoh yet 4. Hight-balance polygon Dalam contoh perhitungan ini, daerah penelitian diambil satu satuan daerah aliran sungai (DAS) 2.1.2.1.

Cara arithmatic

P=

P1 + P2 + ⋯ + Pn n

P

= curah hujan rata-rata daerah

P1

= curah hujan stasiun 1

Pn

= curah hujan stasiun ke-n

n

= jumlah stasiun curah hujan yang ada di daerah penelitian

Cara 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 hujan yang tercatat pada stasiun dalam poligon.

Gambar 2.5. Poligon Thiessen di Suatu DAS (Weisner, 1970) Keterangan : Garis batas DAS (River Basin Divide) Sungai Stasiun penakar hujan (7 stasiun) Poligon Outlet DAS atau Ai Pi P= __________________________  Ai

Hidrometeorologi

P = fi Pi fi=Ai/Ai


Keterangan : P

= curah hujan rata-rata yang jatuh di dalam daerah DAS

P1

= curah hujan pada stasiun ke - i

Ai

= luas poligon stasiun .ke - i

Ai

= luas DAS

Untuk memudahkan perhitungan dibuat tabel sebagai berikut :

2.1.2.3.

Cara Isohyet

Hujan rata-rata DAS dihitung dengan :

P = hujan rata-rata DAS Ai = isohyet ke i A1/2 = luas daerah antara dua isohyet ke 1 dan ke 2 dalam batas DAS

Hidrometeorologi


Gambar 2.6. Isohyet di Suatu DAS (Wiesner, 1970) Keterangan : Batas DAS Sungai Stasiun hujan dengan curah hujan 2,10 inch per bulan Isohyet 4 inch/bulan Distribusi curah hujan (rainfall) di suatu daerah yang digambarkan dengan isohyet, dapat menggunakan data tahunan yang hasilnya berupa isohyet tahunan, ataupun data bulanan bahkan data harian. Ketelitiannya peta isohyet yang dibuat tergantung pada kepadatan pos penakar hujan (jumlah pos penakar hujan per satuan luas). Gambar 2.7. menunjukkan pengaruh kepadatan pos penakar hujan terhadap pola isohyet. Distribusi hujan yang jatuh di suatu wilayah dari waktu ke waktu akan mempunyai pola yang tidak sama, Gambar 2.8. dan Gambar 2.9. menujukkan peta isohyet di DIY untuk bulan Februari, Agustus dan rata-rata tahunannya.

Hidrometeorologi


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

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

Hidrometeorologi


Gambar 2.9. Isohiet Bulan Agustus Propinsi DIY (Suyono, 1992) 2.1.3. Konsistensi Data Hujan Data hujan hasil pengukuran selama beberapa tahun perlu diuji konsistensinya, Hal ini perlu dilakukan karena selama periode pencatatan jangka panjang memungkinkan terjadinya perubahan lingkungan di sekitar penakar hujan. Uji konsistensi data dapat dilakukan dengan metode kurva massa ganda (double mass curve). Gambar 2.10. menunjukkan kurva massa ganda yang dipakai untuk menguji konsistensi data hujan dari suatu stasiun penakar hujan. Sumbu vertikal menunjukkan nilai komulatif hujan dari stasiun yang diuji dan sumbu horizontal untuk komulatif hujan rata-rata dari beberapa stasiun penakar hujan yang ada di sekitarnya. Bila konsitensi data hujannya baik, hasilnya terlihat seperti pada garis ABD, bila hasilnya jelek garisnya seperti pada ABC. Koreksi perlu dilakukan dengan cara sebagai berikut : Dari gambar, penyimpangan terjadi pada periode 1930-1940 :



garis AB mempunyai slope 0,9



garis BC mempunyai slope 0,8

Koreksi hujan pada periode 1930-1940 dilakukan dengan : Hujan pada garis BC X

Hidrometeorologi

0,9

/0,8


Gambar 2.10. Kurva massa ganda (Wiesner, 1979) 2.1.4. Kecenderungan Hujan Data hujan dengan periode panjang kalau diperhatikan terlihat ada perubahan naik atau 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 dibuat dengan cara moving average. Cara : Seri waktu hujan Pi (I = 1,2,3, ..... , n) Periode rata-rata (m), maka

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, tumbuhtumbuhan, dan transpirasi oleh tumbuh-tumbuhan. Kombinasi evaporasi dari permukaan air, salju, tanah, air intersepsi, dan transpirasi dari vegetasi disebut evaporasi 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 cukup energi maka molekul air akan meninggalkan permukaan air dan masuk ke udara sebagai uap air. Perubahan zat cair menjadi gas disebut evaporasi. Perubahan zat cair menjadi uap air melalui stomata daun disebut transpirasi. Faktor-faktor yang mempengaruhi evaporasi

a.

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

Hidrometeorologi


b.

Suhu udara : laju emisi dari molekul air adalah fungsi dari suhunya. Bila suhu tinggi, maka energi dari molekul membesar dan laju emisi meningkat. Percobaan dengan memanaskan air membuktikan bahwa evaporasi meningkat dengan meningkatnya suhu permukaan air. Evaporasi memerlukan energi yang berupa panas. Energi ini diperoleh dari radiasi surya. Selanjutnya, sensible heat transfer secara konduksi dan advedtion of water vapour.

c.

Angin

: Kecepatan angin berpengaruh terhadap laju evaporasi. Makin tinggi

kecepatan angin maka makin tinggi pula laju evaporasi, karena adanya angin, maka permukaan air sukar mencapai jenuh, sehingga keseimbangan ea dengan ew sukar dicapai.

d.

Tekanan atmosfer : dibawah kondisi alami tidak mungkin mempelajari pengaruh tekanan udara terhadap evaporasi. Jumlah molekul udara per satuan volume meningkat dengan tekanan. Dengan tekanan tinggi memungkinkan atau memudahkan molekul- molekul air masuk ke air. Oleh karena itu, evaporasi menurun 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 dan vegetasi dipengaruhi oleh faktor-faktor yang sama tetapi ada pertimbangan khusus, yaitu memperhatikan keadaan tanah dan vegetasi. Permukaan tanah : faktor penting yang mempengaruhi evaporasi dari permukaan tanah adalah kesediaan air yang ada dalam tanah. Dalam keadaan tanah jenuh air, pada suhu yang sama mak laju evaporasi dari permukaan tanah tidak jauh berbeda dengan evaporasi dari permukaan air bebas, kecuali jika kandungan air dalam tanah terbatas, maka laju evaporasi akan dibatasi oleh supply air dari lapisan tanah dibawahnya. Vegetasi : presipitasi yang tertahan pada vegetasi dikembalikan ke atmosfer oleh evaporasi. Evaporasi air yang tertahan pada pohon dan perdu lebih besar daripada evaporasi yang ditahan oleh rumput. Keadaan ini disebabkan oleh adanya perbedaan gerakan udara (pada rumput gerakan udara terbatas) dan perbedaan tekanan 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 adalah kepadatan dan perilaku stomata, struktur daun dan penyakit tumbuhan. Stomata mempunyai kemampuan membuka dan menutup. Untuk semua jenis tumbuhan, stomata membuka bila ada sinar matahari, dan menutup bila gelap atau supply air dari akar ke daun terbatas. Suhu udara berpengaruh pada kecepatan membuka dan menutup, dan kelembaban udara yang tinggi menyebabkan stomata terbuka lebar dan terbuka lama.

b.

Faktor lingkungan Suhu udara, kelembaban udara, kecepatan angin yang tinggi cenderung mempertinggi transpirasi, kecuali bila kandungan air di sekitar akar keadaannya terbatas. (mendekati wilting point). Solar radiasi merupakan sumber energi untuk evaporasi, solar radiasi juga menyebabkan daun lebih cepat melewatkan air dan berpengaruh terhadap lubang stomata.

2.2.2. Pengukuran Evaporasi dan Transpirasi Informasi dan data evaporasi dan transpirasi diperlukan untuk perhitungan imbang air (di daerah aliran sungai, waduk, dan danau) untuk memperhitungkan kebutuhan air irigasi. Besar kecilnya evaporasi dan transpirasi dapat diukur dengan : 1. Pengukuran langsung dengan beberapa alat untuk mengukur evaporasi disebut atmometer, evaporimeter atau atmidometer. Atmometer dapat dikelompokkan menjadi 3 jenis :

a.

Tanks atau pans

b.

Porous porselin bodies

c.

Wet paper surfaces Selain itu pengukuran evaporasi dapat dilakukan dengan panci

evaporasi (evaporation pan) (Linsley et al, 1946). Panci evaporasi yang umum dipakai terbuat dari besi galvanisasi, tembaga, dibuat bulat dengan berbagai ukuran. Pemasangan dapat diletakkan di atas permukaan tanah, ditanam dalam tanah dan ada yang diletakkan di atas permukaan tanah, ditanam dalam tanah dan ada yang diletakkan di atas permukaan air (khusus untuk mengukur evaporasi air danau atau waduk).

Hidrometeorologi


Gambar 2.12. Atmometer (Seyhan, 1977) Jenis panci evaporasi klas A : Panci evaporasi standard di Amerika Serikat adalah 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 di bawah. Kedalaman air diukur dengan "hook gage' yang dipasang di tengah. Koefisien panci sebesar 0,7 (berkisar antara 0,6 sampai 0,8). "Colorado sunken pan" : jenis panci ini mempunyai luas 3 feet persegi, tebal 18 inci, ditanam ke dalam tanah sedalam 14 inci. Bahannya terbuat dari besi galvanisasi tanpat dicat. Permukaan air dalam panci dibuat kurang lebih setinggi permukaan tanah. Koefisien panci berkisar antara 0,75 - 0,85. "Floating pan" : dipasang di permukaan air dengan tujuan untuk mengukur evaporasi air waduk atau danau. Selanjutnya, pengukuran transpirasi dapat dilakukan dengan suatu alat Bantu. Transpirasi dari suatu jenis tanaman dapat diukur dengan menggunakan alat yang disebut

lysimeter.

Lysimeter

evapotranspirasi. (Gambar 2.13.).

Hidrometeorologi

dapat

juga

untuk

mengukur

evaporasi

dan


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) adalah kesanggupan evapotranspirasi di bawah kondisi meteorologi yang ada bila cukup air.

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 metode aerodynamic dengan energy budget. Metode aerodinamik mempertimbangkan faktorfaktor yang mempengaruhi perpindahan uap dari permukaan air. Faktor tersebut adalah vertical gradient of humidity dan turbulansi aliran udara. Persamaan matematik untuk evaporasi dihubungkan dengan kecepatan angin (U) diatas tubuh air dan perbedaan tekanan uap dan udara (ew-ea). E = K U (ew-wa) E = evaporasi K = Konstanta impiris Energy budget method Prinsip 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+G Rn-H-G E = -------------------------L

Oleh karena H tidak mudah diukur, maka didekati dengan BOWEN'S RATIO (13), [3 = H/LE. Persamaan menjadi : Rn — G E= -----------------------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 yang telah banyak dikembangkan. Metode yang banyak digunakan untuk menghitung evaporasi berdasarkan pendekatan ini adalah metode PENMAN. Metode Penman memeriukan data suhu udara, kelembaban relatif, kecepatan angin dan lama penyinaran matahari. Teori dan perhitungan evaporasi, transpirasi, evapotranspirasi akan dibahas lebih mendetail dalam mata kuliah hidrometeorologi, dan hidrometeorologi terapan. Kebutuhan data meteorologi untuk menghitung evaporasi, evapotranspirasi aktuil, evapotranspirasi-potensial dapat diperiksa pada tabel berikut ini : Tabel 2.1. Metode dan Macam Data Cuaca

(Sumber : Kijne, 1974)

Hidrometeorologi


Consumtive use adalah total air yang dipakai oleh vegetasi untuk transpirasi atau untuk membangun jaringan ditambah evaporasi dari airtanah (soil-moisture atau air intersepsi). Keterangan : P

= curah hujan atau presipitasi

T

= suhu udara

Rh

= Kelembaban relatif

U

= Kecepatan angin

n/N

= lama penyinaran matahari (surya)

2.2.3. Evaporasi pada danau atau waduk Evaporasi yang terjadi di danau atau waduk dapat diukur secara langsung dengan pan evaporasi. Pan ini disebut "floating pan" yang dipasang mengapung diatas air. esi- ea Elake = -------------------------- X Epan esp - ea Keterangan : esi

= t ekanan uap air jenuh pada suhu air danau

esp

= tekanan uap air jenuh pada suhu air dalam pan

ea

= tekanan uap air aktual di udara

Evapotranspirasi — potensial (Ep) Evapotranspirasi-potensial (Potential evapotranspiration) dapat dipekirakan dengan pendekatan : Ep

= axEo

Eo

= evaporasi dari permukaan air bebas

a

= 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 Eo 1.1. Eo menurut Penman 1.2. Eo z Ep meurut Thornthwaite 1.3. Eo C menurut Blaney dan Criddle 1.4. Eo tahunan menurut Langbein

2.

Perhitungan Ep 2.1. Ep = a x Eo; Eo mengikuti 1.1 ; lihat tabel 3.2 2.2. Ep menurut Thornthwaite

3.

Perhitungan consumtive use W dari tanaman irigasi 3.1. W menurut Blaney dan Criddle 3.2. W z Ep menurut butir ke-2

4.

Perhitungan evaporasi pada daerah tangkapan 4.1. E menurut Thornwaite dan Mather dari keseimbangan air bulanan 4.1.1. 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 ke1)

Hidrometeorologi


Metode Thorntwaite (Kijne, 1974, dalam ILRI 16 - val III) Metode Thornwaite dipakai untuk menghitung evapotranspirasi potensial bulanan atas dasar data : 1) suhu udara bulanan yang dihitung dari suhu rata-rata harian; 2) Letak garis lintang untuk menetapkan faktor koreksi :

=

=

=

10

= 16 ,

5

= 

= 0,000000675 I − 0,000077 I + 0,01792 I + 0,49239

Keterangan : Epx

=

Evapotranspirasi potensial (mm/bI), dengan catatan 1 bulan = 30 hari dan 1 hari = 12 hari

Ep

=

Evapotranspirasi potensial (mm/bI) terkoreksi

f

=

faktor koreksi tergantung letak lintang (tabel 3.4.)

i

=

indeks panas bulanan

I

=

indeks panas tahunan

Catatan :

a. Untuk garis lintang 50°, panjang hari untuk 50° harus digunakan. b. Jika suhu bulanan .kurang dari 0°C, suhu udara bersangkutan dianggap 0°C, sehingga dianggap Ep = 0

c.

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

=

atau

0,9 +

/

1E2a = 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 di lintang selatan dan utara bumi dalam satuan 30 hari dan 12 jam-an

Hidrometeorologi


Tabel Lanjutan Feb

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

1.12

1.00

1.05

97

.96

.91

.95

.99

1.00

1.08

1.09

1.15

1.01

1.05

96

.94

.8

.93

.98

1.00

1.10

1.11

1.18

1.03

1.06

.95

.92

.85

.90

.96

1.00

1.12

1.14

1.21

1.04

1.06

.94

.89

.82

.87

.94

1.00

1.13

1.17

1.29

1.06

1.07

.93

.86

.78

.84

.92

1.00

1.15

1.20

1.28

1.07

1.07

.92

.85

.76

.82

.92

1.00

1.16

1.22

1.31

1.08

1.07

.92

.83

.74

.81

.91

.99

1.17

1.23

1.33

1.10

1.07

.91

.82

.72

.79

.90

.99

1.17

1.25

1.35

1.11

1.08

.90

.80

.70

.76

.89

.99

1.18

1.27

1.37

1.12

1.08

.89

.77

.76

.74

.88

.99

1.19

1.29

1.41

(Sumber :Van Dam, 1G. et al. 1972) Metode Jansen dan Haise Metode Jansen dan Haise (Kijne, 1974) digunakan untuk menghitung evapotranspirasi potensial harian atas dasar data : 1) lama penyinaran matahari atau radiasi 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

Hidrometeorologi

BAB II. HIDROMETEOROLOGI

Recommend Documents