2/12/2010
Dalam 103 km3
Curahan atau jatuhnya air dari atmosfer ke permukaan bumi dan laut dalam bentuk yang berbeda
Hujan di daerah tropis
Suhu udara↑kapasitas udara dalam penampung
uap air↑
udara
Salju di kutub
Kelembaban absolut : dipengaruhi tek. udara
“mesin” yang mempertahankan berlangsungnya daur hidrologi
Heating of earth surface is uneven Solar radiation strikes
perpendicularly near the equator (270 W/m2) Solar radiation strikes at an oblique angle near the poles (90 W/m2)
Perubahan iklim Sumber energi untuk : ▪ Evaporasi : berlangsung pada permukaan badan perairan ▪ Transpirasi : kehilangan air dari dalam vegetasi
Dib i menjadi Dibagi j di 2 jenis j i : Kelembaban spesifik : tidak dipengaruhi tek.
Curah hujan di iklim sedang
Fungsi : sebagai pelindung permukaan bumi
Emitted radiation is more uniform than incoming radiation
Amount of energy transferred from equator to the poles is approximately 4 x 109 MW
1
2/12/2010
Gerakan massa udara : gerakan atmosfer atau udara nisbi terhadap permukaan bumi Parameter : Arah Kecepatan
Mempengaruhi besarnya curah hujan, laju evaporasi dan transpirasi Dapat dianggap sebagai salah satu faktor yang dapat memprakirakan dan menjelaskan kejadian dan penyebaran air di muka bumi
Berpengaruh dalam proses evapotranspirasi dan mempengaruhi kejadian‐kejadian hujan Hujan terjadi Æ gerakan udara lembab yang berlangsung terus menerus
Warm air rises, cool air descends creating two huge convective cells.
Circulation cells Polar Cell
Ferrel Cell
1.
Hadley cell
2.
Ferrel Cell
3.
Polar cell
Owing to the tilt of the Earth's axis in orbit, the ITCZ shifts north and south.
Winds 1. 1
Tropical Easterlies/Trades
2.
Westerlies
3.
Polar easterlies
Southward shift in January
Latitudes 1.
Intertropical convergence zone (ITCZ)/Doldrums
2.
Horse latitudes
3.
Subpolar low
4.
Polar high
Creates wet Summers (Monsoons) and dry winters, especially in India and SE Asia Northward shift in July
2
2/12/2010
Sejumlah uap air di atmosfer bergerak ke tempat yang lebih tinggi oleh adanya beda tekanan uap air. Tekanan uap tinggi Æ tekanan uap rendah. Uap air bergerak bergerak ke tempat yang lebih tinggi (T udara rendah) Æ jenuh Ækondensasi
Udara di atmosfer mengalami proses pendinginan melalui beberapa cara :
Atmospheric water exists Mostly as gas or water vapor Liquid in rainfall and water droplets in clouds
Pertemuan antara dua massa udara dengan suhu
yang berbeda Sentuhan antara massa udara dengan obyek atau benda dingin
Solid in snowfall and in hail storms S lid i f ll d i h il t
Accounts for less than 1/100,000 part of total water, but plays a major role in the hydrologic cycle
Specific humidity measures the mass of water vapor per unit mass of moist air f i t i It is dimensionless
Suppose we have an elementary volume of atmosphere dV and we want quantify how much water vapor it contains
Water vapor density
Air density
m ρv = v dV ma ρa = dV
dV ma = mass of moist air mv = mass of water vapor
qv =
ρv ρa
Atmospheric gases: Nitrogen – 78.1% Oxygen – 20.9% Other gases ~ 1% http://www.bambooweb.com/articles/e/a/Earth's_atmosphere.html
3
2/12/2010
Vapor pressure, e, is the pressure that water vapor exerts on a surface Air pressure, p, is the total p pressure that air makes on a surface Ideal gas law relates pressure to absolute temperature T, Rv is the gas constant for water vapor 0.622 is ratio of mol. wt. of water vapor to avg mol. wt. of dry air
John Dalton studied the effect of gases in a mixture. He observed that the Total Pressure of a gas mixture was the sum of the Partial Pressure of each gas.
P total = P1 + P2 + P3 + .......Pn
e = ρ v RvT qv = 0.622
e p
Equal volumes of gases at the same temperature and pressure contain the same number of molecules regardless of their chemical nature and physical properties. This number (Avogadro's number) is 6.023 X 1023 in 22.41 L for all gases. Dry air ( z = x+y molecules)
The Partial Pressure is defined as the pressure of a single gas in the mixture as if that gas alone occupied the container. In other words, Dalton maintained that since there was an enormous amount of space between the gas molecules within the mixture that the gas molecules did not have any influence on the motion of other gas molecules, therefore the pressure of a gas sample would be the same whether it was the only gas in the container or if it were among other gases. http://members.aol.com/profchm/dalton.html
Saturation vapor pressure occurs when air is holding all the water vapor that it can at a given air temperature
Moist air (x dry and y water vapor) Dry air
⎛ 17.27T ⎞ es = 611exp⎜ ⎟ ⎝ 237.3 + T ⎠
W t vapor Water
ρd = (x+y) * Md/Volume
ρm = (x* Md + y*Mv)/Volume
ρm < ρd, which means moist air is lighter than dry air!
Vapor pressure is measured in Pascals (Pa), where 1 Pa = 1 N/m2 1 kPa = 1000 Pa
es e
e
Td
Rh =
e es
Relative humidity measures the percent of the saturation water content of the air that it currently holds (0 – 100%)
T
Dewpoint temperature is the air temperature at which the air would be saturated with its current vapor content
4
2/12/2010
We have three equations describing column:
2
Hydrostatic air pressure,
Column
2
Element, dz
dp/dz = ‐ρag
Lapse rate of temperature, Lapse rate of temperature
dT/dz = ‐ α
Ideal gas law, p = ρaRaT
1. 2. 3.
Combine them and integrate over column to get pressure variation elevation
1
⎛T ⎞ p2 = p1 ⎜⎜ 2 ⎟⎟ ⎝ T1 ⎠
g / αRa
Kenaikan massa uap air ke tempat yang lebih tinggi sampai saatnya atmosfer menjadi jenuh Terjadi d kondensasi k d atas partikel‐partikel k l k l uap air di atmosfer Partikel‐partikel uap air tersebut bertambah besar sejalan dengan
Frontal lifting Orographic lifting Convective lifting
In an element dz, the mass of water vapor is dmp Integrate over the whole atmospheric column to get precipitable water,mp mp/A gives precipitable water per unit area in kg/m2
Column
Element, dz
1
Area = A
dm p = qv ρ a Adz
Air mass : A large body of air with similar temperature and
Front: Boundary between contrasting air masses. Cold front: Leading edge of the cold air when it is
moisture characteristics over its horizontal extent.
advancing towards warm air. d i t d i Warm front: leading edge of the warm air when advancing towards cold air.
Hujan konveksi (Convectional storms) Æadanya beda panas yangditerima permukaan tanah dengan panas yang diterima oleh lapisan udara di atas permukaan tanah Hujan frontal (frontal/cyclonic storms) Æbergulungnya dua massa udara yang berbeda suhu dan kelembaban Hujan orografik (Orographic storms) Æjenis hujan yang umum terjadi di daerah pegunungan, yaitu ketika massa udara bergerak ke tempat yang lebih tinggi mengikuti bentang lahan pegunungan sampai saatnya terjadi proses kondensasi
5
2/12/2010
Convective precipitation occurs when the air near the ground is heated by the earth’s warm surface. This warm air rises, cools and creates precipitation.
Hot earth surface
Orographic uplift occurs when air is forced to rise because of the physical presence of elevated land.
Boundary between air masses with different properties is called a front Cold front occurs when cold air advances towards warm air Warm front occurs when warm air overrides cold air
Cold front (produces cumulus cloud)
Lifting cools air masses so moisture condenses Condensation nuclei Aerosols water molecules attach Rising & growing 0.5 cm/s sufficient to carry 10 μm droplet Critical size (~0.1 mm) Gravity overcomes and drop falls
Cold front (produces stratus cloud)
Condensation is the change of water vapor into a liquid. For condensation to occur, the air must be at or near saturation in the presence of condensation nuclei. Condensation nuclei are small particles or aerosol upon which water vapor attaches to initiate condensation. Dust particulates, sea salt, sulfur and nitrogen oxide aerosols serve as common condensation nuclei. Size of aerosols range from 10‐3 to 10 μm.
D
Three forces acting on rain drop Gravity force due to weight Buoyancy force due to
Fb Fd
Fd Fg
displacement of air Drag force due to friction
with surrounding air
Volume = Area =
Fg = ρ w g
π 6
D3
Fb = ρ a g
π 6
π 4
π 6
D3
D2
D3
V2 π V2 = Cd ρ a D 2 Fd = Cd ρ a A 2 4 2
6
2/12/2010
Terminal velocity: velocity at which the forces acting on the raindrop are in equilibrium. If released from rest, the raindrop will accelerate until it reaches its terminal velocity
∑ Fvert = 0 = FB + FD − W = ρa g
π 6
D 3 + Cd ρ a
π 4
D2
FD = FB − W V2 π π Cd ρ a D 2 t = ρ a g D 3 − ρ w g D 3 4 2 6 6
π
D
π V2 − ρ w g D3 2 6
Vt =
4 gD ⎛ ρ w ⎞ 4gD ⎜ − 1⎟⎟ 3Cd ⎜⎝ ρ a ⎠
Fb Fd
At standard atmospheric pressure (101.3 kpa) and temperature (20oC), ρw = 998 kg/m3 and ρa = 1.20 kg/m3
Fd Fg V
• Raindrops are spherical up to a diameter of 1 mm • For tiny drops up to 0.1 mm diameter, the drag force is specified by Stokes law Cd =
24 Re
Re =
ρ aVD μa
Alat penakar hujan otomatis Alat penakar hujan tidak otomatisÆember atau kontainer yang telah diketahui volumenya l
Influenced by Atmospheric circulation and local factors ▪ Higher near coastlines ▪ Seasonal variation – annual oscillations in some places ▪ Variables in mountainous areas ▪ Increases in plains areas ▪ More uniform in Eastern US than in West
7
2/12/2010
Isohyet – contour of constant rainfall Isohyetal maps are prepared by interpolating rainfall data at gaged points.
Austin, May 1981
Time (min)
Rainfall (in)
0 5 10 15 20 25 30 35 40 45 50 55 60 65 70 75 80 85 90 95 100 105 110 115 120 125 130 135 140 145 150 Max. Depth Max. Intensity
0.02 0.34 0.1 0.04 0.19 0.48 0.5 0.5 0.51 0.16 0.31 0.66 0.36 0.39 0.36 0.54 0.76 0.51 0.44 0.25 0.25 0.22 0.15 0.09 0.09 0.12 0.03 0.01 0.02 0.01 0.76 9.12364946
Running Totals 30 min 1h 2h
Cumulative Rainfall (in) 0 0.02 0.36 0.46 0.5 0.69 1.17 1.67 2.17 2.68 2.84 3.15 3.81 4.17 4.56 4.92 5.46 6.22 6.73 7.17 7.42 7.67 7.89 8.04 8.13 8.22 8.34 8.37 8.38 8.4 8.41
1.17 1.65 1.81 2.22 2.34 2.46 2.64 2.5 2.39 2.24 2.62 3.07 2.92 3 2.86 2.75 2.43 1.82 1.4 1.05 0.92 0.7 0.49 0.36 0.28 3.07 6.14
3.81 4.15 4.2 4.46 4.96 5.53 5.56 5.5 5.25 4.99 5.05 4.89 4.32 4.05 3.78 3.45 2.92 2.18 1.68 5.56 5.56
8.13 8.2 7.98 7.91 7.88 7.71 7.24 8.2 4.1
0.8
10
0.7
9 0.6
8 0.5
Cumulative R Rainfall (in.)
Rainfall hyetograph – plot of rainfall depth or intensity as a function of time Cumulative rainfall hyetograph or rainfall mass curve – plot of summation of rainfall l f f f ll increments as a function of time Rainfall intensity – depth of rainfall per unit time
Incremental Rainfall (in per 5 min)
Wellsboro, PA 1889
0.4
0.3
0.2
0.1
7 6 5 3.07 in
4
5.56 in
2
0
1 hr
1 5
10 15 20 25 30 35 40 45
8.2 in
30 min
3
50 55 60 65 70 75 80 85 90 95 100 105 110 115 120 125 130 135 140 145 150
Time (min)
2 hr
0 0
30
60
90
120
150
Time (min.)
Rainfall Hyetograph Rainfall Mass Curve
8
2/12/2010
Data are generally available as points with precipitation stored in attribute table.
Nearest Neighbor “Thiessen” Polygon Interpolation
NEXt generation RADar: is a doppler radar used for obtaining weather information A signal is emitted from the radar which returns after striking a rainfall drop Returned signals from the radar are analyzed to compute the rainfall intensity and integrated over time to get the precipitation
NEXRAD Tower
1. 2. 3. 3 4. 5. 6.
Spline Interpolation
Working of NEXRAD
Analisis Curah Hujan Melengkapi Data Hujan Tes Konsistensi Uji Homogenitas Analisis Curah Hujan Harian Maksimum Analisis Intensitas Hujan
1. 2 2. 3.
Metode Aritmatika Metode Polygon‐Thiessen Metode Polygon Thiessen Metode Isohiet
9
2/12/2010
Simplest method for determining areal average
P1
P2 = 20 mm P3 = 30 mm
P=
1 N
N
∑ Pi
P2
P3
P=
Memadai guna menentukan curah hujan suatu daerah Tidak cocok digunakan di daerah bergunung‐ gunung dan d daerah d h dengan d itensitas curah h hujan yang tinggi (Shaw, 1985)
1 N ∑ Ai Pi A i =1
P=
Steps
Dipandang paling baik, bersifat subjektif dan tergantung pada keahlian, pengalaman, dan pengetahuan pamakai terhadap sifat curah hujan h di d daerah d h setempat Memerlukan banyak waktu Ælebih teliti Daerah dengan hujan orografik Ægaris kontur dapat dijadikan isohit
A3
P1 = 10 mm, A1 = 12 Km2 P2 = 20 mm, A2 = 15 Km2 P3 = 30 mm, A3 = 20 km2
10
Construct isohyets (rainfall
contours) Compute area between each pair of adjacent isohyets (Ai) Compute average precipitation for each pair of adjacent isohyets (pi) Compute areal average using the following formula
P=
P3
12 ×10 + 15 × 20 + 20 × 30 = 20.7 mm 47
20
P1
A1=5 , p1 = 5
A2=18 , p2 = 15
P2 A3=12 , p3 = 25
P3
30
1M N PP == ∑∑ P Ai pA i i i A i =1 i =1
A2
Draw lines joining adjacent gages 2. Draw perpendicular bisectors to the lines created in step 1 3. Extend the lines created in step 2 in both directions to form representative areas for gages 4. Compute representative area for each gage 5. Compute the areal average using the following formula
• Gages must be uniformly distributed • Gage measurements should not vary greatly about the mean
A1 P2
1. 1
i =1
10 + 20 + 30 P= = 20 mm 3
P1
Any point in the watershed receives the same amount of rainfall as that at the nearest gage Rainfall recorded at a gage can be applied to any point at a distance halfway to the next station in any direction Steps in Thiessen polygon method
P1 = 10 mm
A4=12 , p3 = 35
5 × 5 + 18 ×15 + 12 × 25 + 12 × 35 = 21.6 mm 47
• Prediction at a point is more influenced by nearby measurements than that by distant measurements • The prediction at an ungaged point is inversely proportional to the distance to the measurement points • Steps
P1=10
P2= 20
– Compute distance (di) from ungaged point to all measurement points.
– Compute the precipitation at the ungaged point using the following formula d12 =
(x1 − x2 )2 + ( y1 − y2 )2
d1=25
d2=15
P3=30
p
⎛ Pi ⎞ ⎟ 2 ⎟ ⎝ i ⎠ N ⎡ 1 ⎤ ⎢ 2⎥ ∑ i =1 ⎣ d i ⎦ N
Pˆ =
∑ ⎜⎜ d i =1
d3=10
10 20 30 + 2+ 2 2 Pˆ = 25 15 10 = 25.24 mm 1 1 1 + + 25 2 152 10 2
10
2/12/2010
Tempat Pengukuran di dalam Daerah H I F E D A
Curah Hujan (mm) 3575 2929 2371 2174 1767 867 13683
Rata-rata hitung = 2281 mm
Tempat pengamatan (1) A D E B C F G H J K I
Curah Hujan (2) 867 1767 2174 1781 1825 2371 2495 3575 3319 3553 2929
Luas Daerah Thiessen (3) 90 249 186 72 33 320 62 115 115 96 349 1687
Persentase Luas
(2) x (4)
(4) 5,4 14,7 11,0 42 4,2 2,0 19,0 3,7 6,8 6,8 5,7 20,7 100,0
(5) 47 260 240 76 36 450 92 243 226 201 606 2477
Isohit
Luas
(1) 3000 2500 2000 1500 1000 1000
(2) 426 742 1200 1557 1673 1687
Luass Netto (3) 426 316 458 357 116 14
Hujan Rata-rata (4) 3250 2700 2250 1800 1300 900
(3) x (4) (5) 1384500 853200 1030500 642600 150800 12600
∑ (5) (6) 1384500 2237700 3268200 3910800 4061600 4074200
Hujan Ekuivalen di Atas Luas Netto (7) = (6) : (2) 3250 3016 2724 2512 2428 2415
Curah hujan rata-rata ekuivalen = 2415 mm
Curah hujan rata-rata equivalen = 2477 mm
Tidak lengkap karena: Kerusakan alat penakar Kelalaian petugas untuk mencatat Hal‐hal yang harus diperhatikan: Hal‐ • Minimum stasiun pengukuran adalah 3 • Jika mungkin, data statiun pembanding adalah lengkap • Data yang kurang, maksimum 20% selama kurun waktu pendataan
1.
2.
Menggunakan rata‐ rata hitung data tempat terdekat, jika selisih kurang dari li ih k d i 10% Menggunakan cara pembanding normal, jika selisih melebihi 10%
rx =
1 n ∑ rn n n =1
n rx r 1 = (∑ n ) Rx n − 1 n =1 Rn
11
2/12/2010
Data tidak konsisten karena: Perubahan mendadak pada sistem lingkungan hidrologis Pemindahan tempat stasiun pengukur hujan atau pemindahan alat pengukur Perubahan cara pengukuran
Teknik Kurva Massa‐Ganda (Double mass curve technique) Akumulasi rata‐rata hujan stasiun dasar dan stasiun utama mulai dengan pengamatan kalender terakhir, utama mulai dengan pengamatan kalender terakhir diplotkan sebagai sumbu x dan y pada suatu grafik Jika terjadi perubahan slope, maka data harus dikalibrasi dengan suatu faktor koreksi
Hz = Hz H0 tgα tg α tgα tg α0 tgα tg α/ tg / tgα α0
Kumulatif sta asiun utama
Koreksi untuk data yang tidak konsisten:
tg α .H 0 tg α 0
= curah hujan yang = curah yang diperkirakan diperkirakan = curah = curah hujan hasil pengamatan = slope setelah = slope setelah perubahan = slope sebelum = slope sebelum perubahan = faktor = faktor koreksi
Data curah hujan yang telah konsisten kemudian perlu dites kehomogenannya Tidak homogen dikarenakan gangguan‐ gangguan atmosfer f Tes Homogenitas dilakukan dengan memplot harga (TR,N) pada Grafik Tes Homogenitas
α
α0 Kumulatif rata-rata stasiun dasar
Didapat dengan menggunakan Persamaan Gumbel Modifikasi (PUH 10 tahun):
RT = R + (0.78(− ln ln(
SD = (
T Tr )) − 0.45).SD Tr − 1
∑ ( Ri − R) n −1
2
)1/ 2
12
2/12/2010
R TR = ( 10 ).Tr R
2. 3. 4.
Sistem hidrologi terkadang dipengaruhi oleh peristiwa‐peristiwa yang luar biasa, seperti hujan lebat, banjir, dan kekeringan. Besaran peristiwa ekstrim berbanding terbalik dengan frekuensi kejadiannya, peristiwa yang sangat ekstrim kejadiannya sangat langka (Suripin. Sistem Drainase Perkotaan yang Berkelanjutan. 2004).
Frekuensi hujan adalah besaran kemungkinan suatu besaran hujan disamai atau dilampaui. Sebaliknya, periode ulang adalah waktu hipotetik dimana hujan dengan suatu besaran tertentu akan disamai atau dilampaui. Analisis frekuensi ini didasarkan pada sifat statistik data kejadian yang telah lalu untuk memperoleh probabilitas besaran hujan di masa yang akan datang dengan anggapan bahwa sifat statistik kejadian hujan di masa akan datang akan masih sama dengan sifat statistik kejadian hujan masa lalu.
R10= curah hujan tahunan dengan PUH 10 tahun R = curah hujan tahunan rata‐rata dalam suatu array data Tr = PUH untuk curah hujan tahunan rata‐rata (2,33 tahun)
1.
Tujuan analisis frekuensi data hidrologi berkaitan dengan besaran peristiwaperistiwa ekstrim yang berkaitan dengan frekuensi kejadiannya melalui penerapan distribusi k d l l d b kemungkinan. Data hidrologi yang dianalisis diasumsikan tidak bergantung (independent), terdistribusi secara acak, dan bersifat stokastik.
Metode Gumbel Metode Log Pearson Type III Metode Distribusi Normal Metode d Iwai
13
2/12/2010
Metode Gumbel
Metode Gumbel
Metode Log Pearson Type III
Metode Log Pearson Type III
Metode ini telah mengembangkan serangkaian fungsi probabilitas yang dapat dipakai untuk hampir semua distribusi probabilitas empiris. Tiga parameter penting dalam Metode Log Pearson Ti III i Tipe III, yaitu: 1. Harga rata‐rata ( R ) 2. Simpangan baku (S) 3. Koefisien kemencengan (G)
Langkah‐langkah penggunaan distribusi Log Pearson Tipe III
Hal yang menarik adalah jika G = 0 maka distribusi kembali ke distribusi Log Normal.
14
2/12/2010
Metode ini disebut juga distribusi Gauss.
Analisis Intensitas Hujan Analisis intensitas hujan digunakan untuk menentukan tinggi atau kedalaman air hujan per satu satuan waktu. Sifat umum hujan adalah makin singkat hujan berlangsung, maka makin besar pula intensitasnya dan semakin besar periode ulangnya, maka makin tinggi pula intensitas hujan yang terjadi
Metode Bell Metode Van Breen dan Talbot Metode Hasper dan Der Weduwen
Analisis Intensitas Hujan Analisis tahap ini dimulai dari data curah hujan harian maksimum yang kemudian diubah ke dalam bentuk intensitas hujan. Pengolahan data dilakukan dengan metoda statistik yang umum digunakan dalam aplikasi hidrologi. Data yang digunakan sebaiknya adalah data hujan jangka pendek, misalnya 5 menit, 10 b ik d l h d h j j k d k i l i menit, 30 menit, 60 menit, dan jam‐jaman. Bila tidak diketahui data untuk durasi hujan maka diperlukan pendekatan empiris dengan berpedoman pada durasi enam puluh menit dan pada curah hujan harian maksimum yang terjadi setiap tahun. Cara lain yang lazim digunakan adalah mengambil pola intensitas hujan dari kota lain yang mempunyai kondisi yang hampir sama
Evaporasi = proses pertukaran molekul air di permukaan menjadi molekul uap air di atmosfer melalui kekuatan panas Faktor‐faktor yang mempengaruhi: ‐ faktor‐faktor meteorologis ‐ jenis permukaan tanah Transpirasi = proses penguapan pada tumbuh‐tumbuhan, lewat sel‐sel stomata Faktor‐faktor yang mempengaruhi: ‐ faktor‐faktor meteorologis, terutama sinar matahari ‐ jenis tumbuhan ‐ jenis tanah
15
2/12/2010
Evapotranspirasi/Evaporasi Total = peristiwa evaporasi dan transpirasi yang terjadi bersama‐sama Evapotranspirasi potensial (potential evaporation, PET) = evaporasi yang terjadi, apabila tersedia cukup air (dari presipitasi atau irigasi) untuk memenuhi pertumbuhan optimum Evapotranspirasi sesungguhnya (Actual evapotranspiration, AET) = evapotranspirasi yang terjadi sesungguhnya, dengan kondisi pemberian air seadanya Consumptive use = air yang diperlukan tumbuh‐tumbuhan untuk pertumbuhan sel‐selnya
1.
Perkiraan evaporasi berdasarkan pan evaporasi Evaporasiperm. Air bebas = Cpan x Evaporasipan Penguapan dari evaporasi pan biasanya lebih besar dari evaporasi sebenarnya, karena: ‐ luas permukaan sempit Æ gel. dan turbulensi udara kecil gel dan turbulensi udara kecil ‐ kemampuan menyimpan panas berbeda antara pan dan danau ‐ terjadinya pertukaran panas antara pan dgn tanah, udara, air sekitar ‐ pengaruh panas, kelembaban, angin akan berbeda bagi perm. kecil dgn perm. besar
Æ atmometer, lysimeter, phytometer
∅ = 1.21 m = 4”
H = 25.4 cm = 10”
2.
Perkiraan evaporasi dengan menggunakan rumus empiris ‐ aerodynamic method/Dalton law
Persamaan Rohwer
Ea = K. Uz (ew – ez)
E = a (ew – ea) (1 + b V) E = 0.484 (1+0.6 V) (ew – ea)
Ea = evap perm bebas selama pengamatan b b l t K = konstanta empiris Uz = fungsi antara evap thd kec angin pada ketinggian z ew = tekanan uap jenuh di udara pada temperatur sama dengan air ez = tekanan uap sesungguhnya di udara pd ketinggian z
E = evaporasi (mm/hari) ew = tekanan uap jenuh pada temperatur sama dengan temp air (millibar) ea = tekanan uap di udara sesungguhnya (millibar) V = kecepatan angin rata‐rata dalam sehari (m/detik)
16
2/12/2010
Persamaan Orstom E = 0.358 (1 + 0.588 V) (ew – ea)
Persamaan Danau Hefner E = 0.00177 V (ew – ea) E = inch/hari V = meter/jam
3.
Pengukuran Evaporasi secara langsung Water‐balance: EL = P + Isurf + Igw – Osurf – Ogw ‐ ΔS p p EL = evaporasi muka air bebas per hari P = presipitasi/hujan harian Isurf = surface inflow/aliran perm masuk Igw = ground water inflow/air tanah masuk Osurf = surface outflow/aliran perm keluar Ogw = ground water outflow/air tanah keluar ΔS = perubahan jumlah simpanan air selama pengamatan (1 hari)
17
