2/12/2010

1

Dalam 103 km3

Curahan atau jatuhnya air dari atmosfer kepermukaan bumi dan laut dalam bentuk yang berbedaHujan di daerah tropisCurah hujan di iklim sedangSalju di kutub

Fungsi : sebagai pelindung permukaan bumiSuhu udara↑kapasitas udara dalam penampunguap air↑

Dib i j di  j iDibagi menjadi 2 jenis :Kelembaban spesifik : tidak dipengaruhi tek. udaraKelembaban absolut : dipengaruhi tek. udara

“mesin” yang mempertahankanberlangsungnya daur hidrologiPerubahan iklimSumber energi untuk :▪ Evaporasi : berlangsung pada permukaan badanperairan

▪ Transpirasi : kehilangan air dari dalam vegetasi

Heating of earth surface is uneven

Solar radiation strikes perpendicularly near the equator (270 W/m2)equator (270 W/m )Solar radiation strikes at an oblique angle near the poles  (90 W/m2)

Emitted radiation is more uniform than incoming radiation

Amount of energy transferred from equator to the poles is approximately 4 x 109 MW

2/12/2010

2

Gerakanmassa udara : gerakan atmosferatau udara nisbi terhadap permukaan bumiParameter :ArahKecepatan

Berpengaruh dalam proses evapotranspirasidanmempengaruhi kejadian‐kejadian hujanHujan terjadi gerakan udara lembab yang berlangsung terus menerus

Mempengaruhi besarnya curah hujan, lajuevaporasi dan transpirasiDapat dianggap sebagai salah satu faktoryang dapat memprakirakan danmenjelaskankejadian dan penyebaran air di muka bumi

Warm air rises, cool air descends creating two huge convective cells.

1 Tropical Easterlies/Trades

Ferrel Cell

Polar Cell 1. Hadley cell

2. Ferrel Cell

3. Polar cell

Winds

Circulation cells

1. Tropical Easterlies/Trades

2. Westerlies

3. Polar easterlies

1. Intertropical convergence zone (ITCZ)/Doldrums

2. Horse latitudes

3. Subpolar low

4. Polar high

Latitudes

Owing to the tilt of the Earth's axis in orbit, the ITCZ shifts north and south.

Southward shift in January

Northward shift in July

Creates wet Summers (Monsoons) and dry winters, especially in India and SE Asia

2/12/2010

3

Sejumlah uap air di atmosfer bergerak ketempat yang lebih tinggi oleh adanya bedatekanan uap air. Tekanan uap tinggitekanan uap rendah.  Uap air bergerakbergerak ke tempat yang lebih tinggi (T udararendah)  jenuh kondensasi

Udara di atmosfer mengalami prosespendinginan melalui beberapa cara :Pertemuan antara duamassa udara dengan suhuyang berbedaSentuhan antara massa udara dengan obyek ataubenda dingin

Atmospheric water exists Mostly as gas or water vaporLiquid in rainfall and water droplets in cloudsS lid i   f ll  d i  h il  tSolid in snowfall and in hail storms

Accounts for less than 1/100,000 part of total water, but plays a major role in the hydrologic cycle

Suppose we have an elementary volume of atmosphere dV and we want quantify how much water vapor it contains

dVdVmv

v =ρWater vapor density

Atmospheric gases:Nitrogen – 78.1%Oxygen – 20.9%Other gases ~ 1%http://www.bambooweb.com/articles/e/a/Earth's_atmosphere.html

ma = mass of moist airmv = mass of water vapor

dVma

a =ρAir density

Specific humidity measures the mass of water vapor per unit 

  f  i t  i

vvq ρ=

mass of moist airIt is dimensionless a

vqρ

2/12/2010

4

Vapor pressure, e, is the pressure that water vapor exerts on a surfaceAir pressure, p, is the total pressure that air makes on pa surfaceIdeal gas law relates pressure to absolute temperature T, Rv is the gas constant for water vapor0.622 is ratio of mol. wt. of water vapor to avg mol. wt. of dry air 

TRe vvρ=

peqv 622.0=

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 

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

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

W t

Dry air ( z = x+y molecules) Moist air (x dry and y water vapor)

Water vapor

ρd = (x+y) * Md/Volume ρm = (x* Md + y*Mv)/Volume

ρm < ρd, which means moist air is lighter than dry air!

Saturation vapor pressure occurs when air is holding all the water vaporthat it can at a given air temperature

⎞⎛ T2717⎟⎠⎞

⎜⎝⎛

+=

TTes 3.237

27.17exp611

Vapor pressure is measured in Pascals (Pa), where 1 Pa = 1 N/m2

1 kPa = 1000 Pa

es

e

sh e

eR = Relative humidity measures the percentof the saturation water content of the airthat it currently holds (0 – 100%)

e

Dewpoint temperature is the air temperatureat which the air would be saturated with its current vapor content

TTd

2/12/2010

5

We have three equations describing column:

Hydrostatic air pressure, dp/dz = ‐ρagLapse rate of temperature  

Column

Element, dz

2

Lapse rate of temperature, dT/dz = ‐ αIdeal gas law, p = ρaRaT

Combine them and integrate over column to get pressure variation elevation

aRg

TTpp

α/

1

212 ⎟⎟

⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛=

1

In an element dz, the mass of water vapor is dmpIntegrate over the 

Column

Element, dz

2

Integrate over the whole atmospheric column to get precipitable water,mpmp/A gives precipitable water per unit area in kg/m2

1

Adzqdm avp ρ=

Area = A

Kenaikan massa uap air ke tempat yang lebihtinggi sampai saatnya atmosfer menjadijenuh

d k d k l k lTerjadi kondensasi atas partikel‐partikel uapair di atmosferPartikel‐partikel uap air tersebut bertambahbesar sejalan dengan

Air mass : A large body of air with similar temperature and moisture characteristics over its horizontal extent.Front: Boundary between contrasting air masses.Cold front: Leading edge of the cold air when it is d i  t d     iadvancing towards warm air.Warm front: leading edge of the warm air when advancing towards cold air. 

1. Frontal lifting2. Orographic lifting 3. Convective lifting

Hujan konveksi (Convectional storms)  adanya bedapanas yangditerima permukaan tanah dengan panas yang diterima oleh lapisan udara di atas permukaan tanahHujan frontal (frontal/cyclonic storms)  bergulungnya duamassa udara yang berbeda suhu dan kelembabanHujan orografik (Orographic storms)  jenis hujan yang umum terjadi di daerah pegunungan, yaitu ketika massaudara bergerak ke tempat yang lebih tinggi mengikutibentang lahan pegunungan sampai saatnya terjadi proseskondensasi

2/12/2010

6

Convective precipitation occurs when the air near the ground is heated by the 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. earth’s warm surface. This warm air rises, cools and creates precipitation.

Hot earth surface

Boundary between air masses with different properties is called a frontCold front occurs when cold air advances towards warm airWarm front occurs when warm air overrides cold air

Cold front (produces cumulus cloud) Cold front (produces stratus cloud)

Orographic uplift occurs when air is forced to rise because of the physical presence of elevated land.

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 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.

Lifting cools air masses so moisture condensesCondensation nuclei

Aerosols water molecules attach

Rising & growing0.5 cm/s sufficient to carry 10 μm dropletCritical size (~0.1 mm)Gravity overcomes and drop falls

FdFd

Fb

Fg

DThree forces acting on rain drop

Gravity force due to weightBuoyancy force due to 

g

displacement of airDrag force due to friction with surrounding air

3

6DVolume π

=

2

4DArea π

=

3

6DgF wg

πρ= 3

6DgF ab

πρ=

242

22

2 VDCVACF adaddπρρ ==

2/12/2010

7

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

32

236246

0

DgVDCDg

WFFF

wada

DBvert

πρπρπρ −+=

−+==∑

WFF BD −=⎞⎛4gD ρ FF

Fb

D

332

26624

DgDgVDC wat

adπρπρπρ −= ⎟⎟

⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛−= 1

34

a

w

dt C

gDVρρ

• 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

FdFd

Fg

V

Re24

=dCa

aVDμ

ρ=Re

At standard atmospheric pressure (101.3 kpa) and temperature (20oC), ρw = 998 kg/m3 and ρa = 1.20 kg/m3

Alat penakar hujan otomatisAlat penakar hujan tidak otomatis emberatau kontainer yang telah diketahui

lvolumenya

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

2/12/2010

8

Isohyet – contour of constant rainfallIsohyetal maps are prepared by interpolating rainfall data at gaged points.

Austin, May 1981 Wellsboro, PA 1889

Rainfall hyetograph – plot of rainfall depth or intensity as a function of timeCumulative rainfall hyetograph or rainfall 

l f f f llmass curve – plot of summation of rainfall increments as a function of timeRainfall intensity – depth of rainfall per unit time

Time (min) Rainfall (in) Cumulative 30 min 1 h 2 hRainfall (in)

0 05 0.02 0.0210 0.34 0.3615 0.1 0.4620 0.04 0.525 0.19 0.6930 0.48 1.17 1.1735 0.5 1.67 1.6540 0.5 2.17 1.8145 0.51 2.68 2.2250 0.16 2.84 2.3455 0.31 3.15 2.4660 0.66 3.81 2.64 3.81

Running Totals

65 0.36 4.17 2.5 4.1570 0.39 4.56 2.39 4.275 0.36 4.92 2.24 4.4680 0.54 5.46 2.62 4.9685 0.76 6.22 3.07 5.5390 0.51 6.73 2.92 5.5695 0.44 7.17 3 5.5100 0.25 7.42 2.86 5.25105 0.25 7.67 2.75 4.99110 0.22 7.89 2.43 5.05115 0.15 8.04 1.82 4.89120 0.09 8.13 1.4 4.32 8.13125 0.09 8.22 1.05 4.05 8.2130 0.12 8.34 0.92 3.78 7.98135 0.03 8.37 0.7 3.45 7.91140 0.01 8.38 0.49 2.92 7.88145 0.02 8.4 0.36 2.18 7.71150 0.01 8.41 0.28 1.68 7.24Max. Depth 0.76 3.07 5.56 8.2Max. Intensity 9.12364946 6.14 5.56 4.1

0.4

0.5

0.6

0.7

0.8

Rain

fall

(in p

er 5

min

)

0

0.1

0.2

0.3

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

Time (min)

Incr

emen

tal

Rainfall Hyetograph

6

7

8

9

10

Rai

nfal

l (in

.)

0

1

2

3

4

5

0 30 60 90 120 150

Time (min.)

Cum

ulat

ive

R

30 min

1 hr

2 hr

3.07 in

5.56 in

8.2 in

Rainfall Mass Curve

2/12/2010

9

Data are generally available as points with precipitation stored in attribute table.attribute table.

Nearest Neighbor “Thiessen” Polygon Interpolation

Spline Interpolation

NEXt generation RADar: is a doppler radar used for obtaining weather informationA signal is emitted from the radar which returns after striking a rainfall dropReturned signals from the radar are analyzed to compute the rainfall intensity and integrated over time to get the precipitation

NEXRAD Tower Working of NEXRAD

1. Analisis Curah Hujan2. Melengkapi Data Hujan3 Tes Konsistensi3. Tes Konsistensi4. Uji Homogenitas5. Analisis Curah Hujan Harian Maksimum6. Analisis Intensitas Hujan

1. Metode Aritmatika2 Metode Polygon‐Thiessen2. Metode Polygon Thiessen3. Metode Isohiet

2/12/2010

10

Simplest method for determining areal average

P1

P2

P1 = 10 mm

P2 = 20 mm

P3 = 30 mm

N1

P3

• Gages must be uniformly distributed• Gage measurements should not vary greatly about the 

mean

∑=

=N

iiP

NP

1

1

mmP 203

302010=

++=

P1

P2

P

A1

A2

Any point in the watershed receives the same amount of rainfall as that at the nearest gageRainfall recorded at a gage can be applied to any point at a distance halfway to the next station in any directionSteps in Thiessen polygon method1 Draw lines joining adjacent gages  P3

A3

1. Draw lines joining adjacent gages 2. Draw perpendicular bisectors to the lines created in 

step 13. Extend the lines created in step 2 in both directions 

to form representative areas for gages4. Compute representative area for each gage5. Compute the areal average using the following 

formula

∑=

=N

iiiPA

AP

1

1

P1 = 10 mm, A1 = 12 Km2

P2 = 20 mm, A2 = 15 Km2

P3 = 30 mm, A3 = 20 km2mmP 7.20

47302020151012

=×+×+×

=

Memadai guna menentukan curah hujansuatu daerahTidak cocok digunakan di daerah bergunung‐

d d h d hgunung dan daerah dengan itensitas curahhujan yang tinggi (Shaw, 1985)

P1

P

10

20

StepsConstruct isohyets (rainfall contours)Compute area between each pair of adjacent isohyets (Ai)Compute average precipitation for each pair of 

A1=5 , p1 = 5

A2=18 , p2 = 15

P2

P330

precipitation for each pair of adjacent isohyets (pi)Compute areal average using the following formula

∑=

=M

iii pAP

1

A3=12 , p3 = 25

A4=12 , p3 = 35

mmP 6.2147

35122512151855=

×+×+×+×=

∑=

=N

iiiPA

AP

1

1

Dipandang paling baik, bersifat subjektif dantergantung pada keahlian, pengalaman, danpengetahuan pamakai terhadap sifat curahh d d hhujan di daerah setempatMemerlukan banyak waktu lebih telitiDaerah dengan hujan orografik gariskontur dapat dijadikan isohit

P1=10

P2= 20

P3=30

• 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

d1=25

d2=153

• Steps– Compute distance (di) from ungaged

point to all measurement points.  

– Compute  the precipitation at the ungaged point using the following formula

∑

∑

=

=

⎥⎦

⎤⎢⎣

⎡

⎟⎟⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛

=N

i i

N

i i

i

d

dP

P

12

12

1ˆ

d3=10

mmP 24.25

101

151

251

1030

1520

2510

ˆ

222

222=

++

++=

p

( ) ( )2212

2112 yyxxd −+−=

2/12/2010

11

Tempat Pengukuran di dalam Daerah

Curah Hujan (mm)

H I F

3575 2929 2371

E D A

2174 1767 867

13683

Rata-rata hitung = 2281 mm

Tempat pengamatan

(1)

Curah Hujan

(2)

Luas Daerah Thiessen

(3)

Persentase Luas

(4)

(2) x (4)

(5) A D E B

867 1767 2174 1781

90 249 186 72

5,4 14,7 11,0 4 2

47 260 240 76B

C F G H J K I

1781 1825 2371 2495 3575 3319 3553 2929

72 33 320 62 115 115 96 349

4,2 2,0 19,0 3,7 6,8 6,8 5,7 20,7

76 36 450 92 243 226 201 606

1687 100,0 2477

Curah hujan rata-rata equivalen = 2477 mm

Isohit Luas Luass Netto

Hujan Rata-rata

(3) x (4) ∑ (5) Hujan Ekuivalen di Atas Luas Netto

(1) (2) (3) (4) (5) (6) (7) = (6) : (2) 3000 2500 2000 1500

426 742 1200 1557

426 316 458 357

3250 2700 2250 1800

1384500 853200 1030500 642600

1384500 2237700 3268200 3910800

3250 3016 2724 25121500

1000 1000

15571673 1687

357116 14

18001300 900

642600 150800 12600

3910800 4061600 4074200

25122428 2415

Curah hujan rata-rata ekuivalen = 2415 mm

Tidak lengkap karena:Kerusakan alat penakarKelalaian petugas untuk mencatat

HalHal‐‐hal yang harus diperhatikan:hal yang harus diperhatikan:•• Minimum stasiun pengukuran adalah 3Minimum stasiun pengukuran adalah 3•• Jika mungkin, data statiun pembanding Jika mungkin, data statiun pembanding adalah lengkapadalah lengkap

•• Data yang kurang, maksimum 20% selama Data yang kurang, maksimum 20% selama kurun waktu pendataankurun waktu pendataan

1. Menggunakan rata‐rata hitung data tempat terdekat, jika li ih k  d i 

∑=

=n

nnx r

nr

1

1

selisih kurang dari 10%

2. Menggunakan cara pembanding normal, jika selisih melebihi 10%

∑=−

=n

n n

n

x

x

Rr

nRr

1)(

11

2/12/2010

12

Data tidak konsisten karena:Perubahan mendadak pada sistem lingkungan hidrologisPemindahan tempat stasiun pengukur hujan atau pemindahan alat pengukurPerubahan 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 grafikJika terjadi perubahan slope, maka data harus dikalibrasi dengan suatu faktor koreksi

Koreksi untuk data yang tidak konsisten:

00

.HtgtgH z αα

=0tgα

HHzz = = curahcurah hujanhujan yang yang diperkirakandiperkirakanHH00 = = curahcurah hujanhujan hasilhasil pengamatanpengamatantgtgαα = slope = slope setelahsetelah perubahanperubahantgtgαα00 = slope = slope sebelumsebelum perubahanperubahantgtgαα/ tg/ tgαα00 = = faktorfaktor koreksikoreksi

α

asiu

n ut

ama

α0

Kum

ulat

if st

a

Kumulatif rata-rata stasiun dasar

Data curah hujan yang telah konsistenkemudian perlu dites kehomogenannyaTidak homogen dikarenakan gangguan‐

fgangguan atmosferTes Homogenitas dilakukan dengan memplotharga (TR,N) padaGrafikTes Homogenitas

Didapat denganmenggunakan PersamaanGumbelModifikasi (PUH 10 tahun):

T SDTTrRRr

T ).45.0))1

ln(ln(78.0( −−

−+=

2/12

)1

)((

−−

= ∑n

RRiSD

2/12/2010

13

rTR

RTR ).( 10=

R10= curah hujan tahunan dengan PUH 10 tahunR = curah hujan tahunan rata‐rata dalam suatu array dataTr = PUH untuk curah hujan tahunan rata‐rata (2,33 tahun)

rR

Sistem hidrologi terkadang dipengaruhi oleh peristiwa‐peristiwa yang luar biasa, seperti hujan lebat, banjir, dan kekeringan. Besaran peristiwa ekstrim berbanding terbalik dengan peristiwa ekstrim berbanding terbalik dengan frekuensi kejadiannya, peristiwa yang sangat ekstrim kejadiannya sangat langka (Suripin. Sistem Drainase Perkotaan yang Berkelanjutan. 2004).

Tujuan analisis frekuensi data hidrologi berkaitan dengan besaran peristiwaperistiwa ekstrim yang berkaitan dengan frekuensi k d l l d bkejadiannya melalui penerapan distribusi kemungkinan. Data hidrologi yang dianalisis diasumsikan tidak bergantung (independent), terdistribusi secara acak, dan bersifat stokastik.

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.

1. MetodeGumbel2. Metode Log Pearson Type III3. Metode Distribusi Normal

d4. Metode Iwai

2/12/2010

14

MetodeMetodeGumbelGumbel MetodeMetodeGumbelGumbel

Metode Log Pearson Type IIIMetode Log Pearson Type IIIMetode ini telah mengembangkan serangkaian fungsi probabilitas yang dapat dipakai untuk hampir semua distribusi probabilitas empiris. Tiga parameter penting dalam Metode Log Pearson Ti  III   iTipe III, yaitu:

1. Harga rata‐rata ( R )2. Simpangan baku (S)3. Koefisien kemencengan (G)

Hal yang menarik adalah jika G = 0 maka distribusi kembali ke distribusi Log Normal.

Langkah‐langkah penggunaan distribusi Log Pearson Tipe III

Metode Log Pearson Type IIIMetode Log Pearson Type III

2/12/2010

15

Metode ini disebut juga distribusi Gauss.

Analisis Intensitas HujanAnalisis 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

Analisis Intensitas HujanAnalisis 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 b ik   d l h d  h j  j k   d k   i l     i    sebaiknya adalah data hujan jangka pendek, misalnya 5 menit, 10 

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

Metode BellMetode Van Breen dan TalbotMetode Hasper dan Der Weduwen

Evaporasi = proses pertukaran molekul air di permukaan menjadi molekul uap air di atmosfer melalui kekuatan panasFaktor‐faktor yang mempengaruhi:‐ faktor‐faktor meteorologis‐ jenis permukaan tanahjenis permukaan tanahTranspirasi = proses penguapan pada tumbuh‐tumbuhan, lewat sel‐sel stomataFaktor‐faktor yang mempengaruhi:‐ faktor‐faktor meteorologis, terutama sinar matahari‐ jenis tumbuhan‐ jenis tanah

2/12/2010

16

Evapotranspirasi/Evaporasi Total = peristiwa evaporasi dan transpirasi yang terjadi bersama‐samaEvapotranspirasi potensial (potential evaporation, PET) = evaporasi yang terjadi, apabila tersedia cukup air (dari presipitasi atau irigasi) untuk memenuhi pertumbuhan presipitasi atau irigasi) untuk memenuhi pertumbuhan optimumEvapotranspirasi sesungguhnya (Actual evapotranspiration, AET) = evapotranspirasi yang terjadi sesungguhnya, dengan kondisi pemberian air seadanyaConsumptive 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  gel  dan turbulensi udara kecil‐ luas permukaan sempit  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

atmometer, lysimeter, phytometer

∅ = 1.21 m = 4”

H = 25.4 cm = 10”

2. Perkiraan evaporasi dengan menggunakan rumus empiris‐ aerodynamic method/Dalton law

Ea = K. Uz (ew – ez)  

E      b b   l   tEa = evap perm bebas selama pengamatanK = konstanta empirisUz = fungsi antara evap thd kec angin pada ketinggian zew = tekanan uap jenuh di udara pada temperatur sama dengan airez = tekanan uap sesungguhnya di udara pd ketinggian z

Persamaan Rohwer

E = a (ew – ea) (1 + b V)E = 0.484 (1+0.6 V) (ew – ea)

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)

2/12/2010

17

Persamaan Orstom

E = 0.358 (1 + 0.588 V) (ew – ea)

Persamaan Danau Hefner

E = 0.00177 V (ew – ea)E = inch/hariV = meter/jam

3. Pengukuran Evaporasi secara langsung

Water‐balance:EL = P + Isurf + Igw –Osurf –Ogw ‐ ΔS

EL = evaporasi muka air bebas per hariL p pP = presipitasi/hujan harianIsurf = surface inflow/aliran perm masukIgw = ground water inflow/air tanah masukOsurf = surface outflow/aliran perm keluarOgw = ground water outflow/air tanah keluarΔS = perubahan jumlah simpanan air selama pengamatan (1 hari)