bab i pendahuluan - sgcobinsus.files.wordpress.com fileoleh hidrometeorologi oleh muhammad edisar...

Oleh Hidrometeorologi oleh Muhammad Edisar

①

BAB I PENDAHULUAN

Keadaan Atmosfer dilihat dalam Siklus Hidrologi


②

1.1. Sifat-Sifat Air

Air (H2O) adalah suatu zat yang umum dengan sifat-sifat yang tidak lazim.

Strukturnya terdiri dari 2 atom Hidrogen, yang terikat dengan 1 atom Oksigen (lihat

gambar 1).dan Struktur molekular air yang mengakibatkan banyak manfaatnya

sebagai berikut :

Suatu pelarut,

Mobilitasnya di dalam tubuh-tubuh mineral dan organik,

Sifat termalnya yang unik

Keberadaannya dalam semua fase pada suhu bumi biasa.

Gambar 1. Struktur Kimiawi Air

Ketika air berubah fasenya, maka molekulnya akan tersusun secara sendirinya

dengan pola yang berbeda secara nyata (lihat gambar 2 hingga gambar 4). Pola ini

diambil ketika air membeku, menyebabkan volumenya berkembang dan massa

jenisnya bertambah. Pemuaian pada saat air membeku menyebabkan es dapat

mengambang di atas air yang telah mencair


③

Gambar 2 Struktur Molekul Pada Saat Air Membeku

Gambar 3 Struktur Molekul Pada Saat Air dalam Keadaan Cair

Pada fase cair, molekul air menyusun dengan sendirinya menjadi kelompok-

kelompok kecil. Susunan molekul yang demikian ini yang menyebabkan air dalam

kondisi cair dapat berpindah tempat dan mengalir (lihat gambar 3)

air dengan bentuk gas membawa muatan energi yang tinggi. Keadaan dengan energi

yang tinggi ini menyebabkan molekul selalu dalam keadaan bergerak mengurangi

kecenderungan ikatan antara satu molekul pada saat pembentukannya.


④

Gambar 4 Struktur Molekul Pada Saat Air dalam Keadaan Uap


⑤

Gambar 5 Perubahan Fasa Air

Air bergerak terus menerus secara konstan di pada suatu siklus yang disebut

siklus hidrologi (Gambar 1).

Ada 6 Komponen utama dalam siklus ini, antara lain :

Evapotranspirasi

Evapotranspirasi merupakan efek kombinasi bersih dari dua proses, sebagai

berikut: evaporasi dan transpirasi. Evapotranspirasi menggunakan presipitasi dengan

porsi yang lebih besar daripada proses lainnya yang dihubungkan langsung dengan

siklus hidrologi.


⑥

Evapotranspirasi merupakan proses kembalinya kelembaban ke atmosfer. Air di

permukaan apapun, terutama permukaan tanah liat, kolam, kali, sungai, danau, dan

laut, yang dipanasi oleh sinar Matahari hingga mencapai titik dimana air dapat diubah

menjadi uap, atau bentuk gas. Uap air kemudian naik ke atmosfer.

Transpirasi merupakan proses dimana tumbuhan mengembalikan kelembabannya

ke udara. Tumbuh-tumbuhan mengambil air melalui akarnya dan membebaskan

sebagian dari air yang dikandungnya melalui pori-pori di daunnya. Ketika udara yang

hangat/panas melintasi permukaan dedaunan ini, maka kelembabannya diserap oleh

panas tersebut dan menguap ke udara.

Kondensasi

Kondensasi merupakan pendinginan uap air hingga menjadi cair. Ketika titik

embun tercapai, uap air membentuk tetes air yang kecil dan dapat dilihat dengan

mata. Ketika tetes-tetes ini terbentuk di angkasa dan kondisi atmosfer lainnya akan

tampak, awan akan terbentuk. Ketika tetes ini bersatu, mereka bergabung dan

membentuk tetes yang lebih besar dan kemudian presipitasi akan terjadi.

Presipitasi

Presipitasi merupakan embun yang jatuh dari atmosfer sebagai hujan, salju, hujan

es yang kecil, atau hujan es yang besar. Presipitasi bervariasi jumlahnya, intensitas,

dan bentukan dari musim dan lokasi geografis. Faktor ini berdampak apakah air akan

mengalir ke sungai atau berinfiltrasi ke dalam tanah. Hampir di seluruh bagian bumi,

catatan mengenai salju dan curah hujan tetap disimpan. Hal ini membantu para saintis

untuk menentukan rata-rata hujan untuk suatu lokasi namun juga dapat digunakan

Note Temperatur dimana udara harus didinginkan untuk menkondensasikan uap air

yang terkandung di dalamnya. Makin tinggi titik embun, maka makin tinggi kandungan

kelembaban di dalam udara tersebut.


⑦

untuk mengklasifikasikan badai hujan berdasarkan durasi, intensitas dan rata-rata

periode balikan. Informasi ini sangat penting untuk mengatur jarak tanam dan juga

sangat bagus untuk para insinyur menentukan struktur kontrol air dan kendali banjir.

Infiltrasi,

Infiltrasi merupakan air yang masuk ke dalam permukaan tanah. Infiltrasi

merupakan satu-satunya sumber air yang menyokong pertumbuhan tanaman dan

membantu mempertahankan pasokan air ke sumur-sumur, mata air dan aliran sungai.

Kisaran infiltrasi dipengaruhi oleh karakteristik fisk dari tanah, tutupan vegetasi,

kandungan air pada tanah, temperatur tanah dan intensitas curah hujan.

Perkolasi

Perkolasi merupakan pergerakan air ke bawah melewati bebatuan dan tanah.

Perkolasi terjadi di bawah zona akar. Air bawah tanah menyelinap melalui tanah

sebanyak air mengisi spons, dan bergerak dari ruang satu ke ruang lainnya melalui

patahan bebatuan, melalui pasir dan kerikil, atau lewat saluran yang berbentuk seperti

batu gamping yang besar.

Bagian-bagian dari komponen ini merupakan konsep kunci dan komponen

yang sangat penting pada siklus hidrologi.

Siklus hidrologi memuat aliran masuk (inflows), aliran keluar (outflows), dan

simpanan (storage). Aliran masuk menambahkan ari di bagian yang berbeda pada

system hidrologi, akan tetapi aliran keluar menghabiskan air. Simpanan merupakan

penampung air dalam bagian suatu sistem. Hal ini dikarenakan pergerakan air

mengikuti siklus, dan aliran masuk merupakan bagian dari suatu sistem dan keluaran

bagi sistem lainnya.

Berdasarkan gambar 4.1, dapat dipastikan hampir tidak ada air yang lepas ke dan

masuk dari angkasa luar. Karena itu dapat dikatakan bahwa keberadaan air di planet bumi

pada dasarnya tetap jumlahnya.


⑧

Kita ambil contoh aquifer, perkolasi air menuju ke bawah tanah merupakan

aliran masuk ke dalam aquifer. Pelepasan air tanah dari aquifer menuju aliran sungai

merupakan aliran keluar (juga merupakan aliran masuk dari aliran sungai). Seiring

dengan waktu, jika aliran masuk pada aquifer lebih tinggi daripada aliran keluar,

maka jumlah air yang disimpan dalam aquifer akan bertambah pula. Sebaliknya, jika

aliran masuk kurang dari aliran keluar maka jumlah air yang disimpan pada aquifer

akan berkurang pula.

Gambar 6. Bola Bumi

Penyebaran Air di Bumi

Samudera

Tutupan Es dan glasier

Air yang ada di bawah permukaan

Air Permukaan

Kandungan Air di Atmosfer


⑨

Gambar 7. Penyebaran Air di Bumi

Jumlah air yang ada di bumi kurang lebih adalah sebanyak :

Sumber Air Volume air, dalam

kubik mil

% dari jml

air

Samudra

Es, Gletser

Air tanah

Danau, Air tawar

Inland seas

Soil moisture

Atmosfir

Sungai

317,000,000

7,000,000

2,000,000

30,000

25,000

16,000

3,100

300

97.24%

2.14%

0.61%

0.009%

0.008%

0.005%

0.001%

0.0001%

Total volume air 326,000,000 100%

Tabel 1. Total Volume Air di Bumi

1 mil = 1609,31 m 1 mil3 = 1609,313 m3 atau hampir 1 trilyun gallon


⑩

Gambar 8. Siklus Hidrologi

1.2 Aspek-Aspek Hidrologi

Setelah air hujan jatuh ke permukaan bumi, maka kita akan mengenal istilah- istilah

hidrologi, sebagai berikut :

1. Curahan air yang sampai ke permukaan bumi, atau dikenal dengan nama

rainfall

2. Kelebihan air hujan (Rainfall exces ) intensitas hujan dikurangi kapasitas

infiltrasi yang menunjukkan kelebihan air hujan yang dapat menggenangi

suatu daerah.

3. Infiltrasi telah dijelaskan di atas

4. Kapasitas Infiltrasi Laju maksimum rembesan air melalui permukaan

bumi. (mm/jam atau mm/hours)

5. Intensitas hujan banyaknya air hujan persatuan waktu


⑪

6. Limpasan (run off) gerakan air yang meninggalkan daerah aliran menuju

ke laut.

o Run Off permukaan aliran langsung di atas permukaan tanah atau

sugnai setelah atau pada waktu hujan

o Run Off bawah permukaan Aliran air di bawah permukaan setelah

infiltrasi

o Run Off air tanah Aliran air tanah menuju ke laut.

7. Intersepsi (Tangkupan) sebagian air hujan yang ditangkap oleh bangunan,

tanaman dan lain- lain

8. Perkolasi telah dijelaskan di atas

9. Water table Permukaan air tanah

10. Tampungan Permukaan (Surface Detention) Sebagian air hujan yang

menggenangi daerah aliran (genangan tipis air); Tampungan lapisan tipis air

di atas permukaan.

11. Tampungan Lekuk (Depression Storage) Pengumpulan air dalam selokan,

parit, danau, rawa, sungai, dataran banjir dan semua lekukan di permukaan

tanah.

12. Surface Storage Segala bentuk penampungan air di permukaan bumi,

termasuk intersepsi, surface detention, depresi storage.

13. Kapasitas Lapang (Field Capacity) Kuantitas air maksimum yang dapat

ditahan oleh tanah terhadap gaya tarik gravitasi.

14. Kekurangan Kadar air Lapangan (Field Moisture Deficiency) Banyaknya

air yang diperlukan untuk menaikkan kadar air untuk mencapai kapasitas

lapangan

15. Daerah Alir (Catchment Area) Daerah terpilih yang dapat menggambarkan

banyaknya air hujan yang dapat menggenangi daerah yang diamati.

16. Evapotranspirasi Potensial (Potential Evapotranspiration)

Evapotranspirasi dari penutup vegetasi, jika cukup air yang diberikan pada


⑫

tanaman (oleh curah hujan atau air irigasi) untuk memperoleh tumbuhan

tanaman yang optimum

17. Evapotranspirasi aktual (Actual Evapotranspiration) Evapotranspirasi dari

tutupan vegetasi, di bawah kondisi air yang alami (apa adanya)

1.3 Cakupan dari Meteorologi

Meteorologi yang berhubungan dengan pergerakan atmosfer yang umumnya

didefinisikan dengan fenomena atmosfer.

Cuaca adalah suatu gejala alam yang terjadi dan berubah dalam waktu

singkat, yang kita rasakan dari menit ke menit, jam ke jam. Contoh: perubahan harian

dalam temperatur, kelembaban, angin, tipe-tipe awan, sedangkan Iklim adalah rata-

rata peristiwa cuaca di suatu daerah tertentu, termasuk perubahan ekstrem musiman

dan variasinya dalam waktu yang relatif lama, baik secara lokal, regional atau

meliputi seluruh bumi kita. Iklim dipengaruhi perubahan-perubahan yang cukup lama

dari aspek-aspek seperti orbit bumi, perubahan samudra, atau keluaran energi dari

matahari. Perubahan iklim merupakan sesuatu yang alami dan terjadi secara pelan.

Contoh: musim (dingin, panas, semi, gugur, hujan dan kemarau) dan gejala alam

khusus (seperti tornado dan banjir).

1.4 Cabang Spasial dari Meteorologi

Ilmu pengetahuan Meteorologi, meliputi (berhubungan) dengan aktivitas umat

manusia dan semua disiplin ilmu, dan mempunyai warna sendiri

Meteorologi Tentang proses-proses fisis dari atmosfer atau cuaca yang

telah didefinisikan di atas

Klimatologi Ilmu pengetahuan yang mempelajari tentang iklim dan

menyelidiki fenomena cuaca dan penyebabnya. Displin ilmu ini juga sering

disebut sebagai Penelitian Iklim. Sedangkan kata klimatolog adalah orang

yang mempelajari klimatologi.


⑬

Mikro-meteorologi dan Microklimatologi Pecahan dari elemen

Meteorologi dan proses-proses fisika dekat permukaan. Mikroklimatologi

merupakan ilmu pengetahuan mengenai iklim mikro, termasuk di dalamnya

studi tentang profil temperatur, kelembaban dan angin di bagian terendah

lapisan udara, efek vegetasi dan pelestariannya, dan modifikasi efek bangunan

dan kota (http://www.eionet.eu.int/gemet/concept?cp=5221). Sedangkan

Mikro-meteorologi adalah salah satu bagian dari meteorologi yang membahas

mengenai pengamatan dan penjelasan tentang cuaca dalam skala kecil dan

prediksi cuaca untuk area lokal, hingga beberapa kilometer diameternya

(http://www.globalsecurity.org/wmd/library/policy/army/fm/3-6/3-6gl.htm).

Industri dan klimatologi pertanian atau meteorologi banyak berhubungan

dengan data atau proses cuaca di perusahaan industri pertanian. Akibatnya,

kebutuhan air dari suatu kelompok dam efek cuaca pada tanaman dan penyakit

hewan sehingga banyak yang tertarik dengan meteorologi pertanian.

Kemudian, Hidrometeorologi didefinisikan sebagai ilmu pengetahuan

mengenai proses atmosfer dan fase terestial dari siklus hidrologi dengan

penekanan pada hubungan di antara kedua dispilin ilmu tersebut.

World Meteorological Organizations (WMO) mendefinisikan

Hidrometeorologi sebagai salah satu bagian dari meteorologi yang langsung

berhubungan dengan masalah hidrologi, umumnya kontrol bajir, tenaga listrik

hidro, irigasi, dan lapangan yang sama dengan rekayasa dan sumber air.

1.5 Elemen Meteorologi Yang Mempengaruhi Hidrometeorologi

Temperatur merupakan pengukuran proses-proses atmosfer yang berhubungan

dengan tekanan densitas dan kelembaban dari udara, hal ini diakibatkan oleh

pergerakan relatif permukaan bumi.

1.5.1 Temperatur Udara/Atmosfer

a. Formasi suhu udara dan suhu tanah : Jumlah energi yang dipancarkan dari

Matahari yang biasa disebut jumlah radiasi matahari.

http://www.eionet.eu.int/gemet/concept?cp=5221

http://www.globalsecurity.org/wmd/library/policy/army/fm/3-6/3-6gl.htm


⑭

Sebagian terbesar mencapai permukaan tanah, sebagaian dipantulkan ke udara

yang meningkatkan suhu udara, sisanya diabsorbsi ke dalam tanah meningkatkan

suhu tanah.

Jumlah panas yang mengakibatkan kenaikan suhu udara atau suhu tanah

dinyatakan sebagai neraca jumlah panas dalam proses-proses sebagai berikut :

1. Jumlah panas yang bertambah atau hilang akibat perbedaan suhu antara

permukaan tanah dan lapisan udara di permukaan tanah

2. Jumlah panas yang bertambah dan hilang akibat penguapan dan presipitasi di

permukaan tanah

3. Jumlah panas yang disalurkan di dalam tanah melalui permukaan tanah.

Berdasarkan hal-hal tersebut di atas, maka persamaan pokok neraca panas

δ = point (1) + point (3) + point (3).......................(persamaan I)

1.5.2 Distribusi dan Variasi Temperatur Udara

Pengertian dari temperatur udara adalah temperatur yang diukur dengan

termometer dalam sangkar meteorologi, makin tinggi pengamatan temperatur

semakin rendah, peristiwa ini disebut sebagai pengurangan temperatur secara

bertahap, besarnya laju pengurangan bertahap.

Selisih antara suhu maksimum + suhu minimum pengamatan harian disebut selisih

temperatur harian.


⑮

Gambar 9 Distribusi Suhu Vertikal Atmosfer

(http://www.ccrc.sr.unh.edu/~stm/AS/Common/Layers.GIF)

1.5.3 Temperatur Tanah

Dari persamaan (I) dapat diambil kesimpulan

Jika point (3) > 0 temperatur tanah akan naik, karena jumlah panas yang masuk ke

permukaan tanah > dari yang keluar dari permukaan tanah.

Jika point (3) < 0 temperatur tanah akan turun. Tetapi suhu dalan tanah tidak

hanya naik karena jumlah panas yang masuk ke dalam atau keluar permukaan.

http://www.ccrc.sr.unh.edu/~stm/AS/Common/Layers.GIF


⑯

Suhu tanah dipengaruhi oleh kapasitas panas tanah dan konduktivitas panas,

yakni dipengaruhi oleh panas jenis tanah, kerapatan, kadar kelembaban dan sifat-sifat

fisis tanah.

1.5.4 Kandungan Uap Air dalam Atmosfer (Kelembaban)

Massa uap air yang terdapat dalam m3 udara (g) atau kerapatan uap disebut

Kelembaban mutlak (absolut). Kemampuan udara untuk menampung uap berbeda-

beda menurut temperatur. Mengingat makin banyak uap yang dapat ditampung,

maka kekeringan dan kebasahan volume tidak dapat ditentukan oleh kelembaban

mutlak saja.

Kelembaban relatif merupakan perbandingan antara massa uap air dalam

suatu satuan volume dan massa uap air jenuh dalam satu satuan volume itu

pada suhu yang sama.

H= e/E x 100%

E = tekanan uap jenuh (mmHg)

e = tekanan uap pada waktu pengukuran

Tabel 2 Tekanan Uap Jenuh terhadap Temperatur

Temperatur ºC 0 5 10 15 20 25 30 35 40

Tekanan Uap

Jenuh mmHg

4.58 6.54 9.21 12.79 17.54 23.76 31.82 42.18 55.32

Variasi harian dari kelembaban adalah bertentangan dengan temperatur

Temperatur Kelembaban

Temperatur Kelembaban


⑰

1.5.5 Angin

Angin merupakan udara yang bergerak, adalah suatu faktor yang sangat

berpengaruh dalam proses-proses hidrometeorologi. Lengas dan kalor langsung

beralih ke dan dari udara yang cenderung menyerap kondisi-kondisi termal dan

lengas permukaan yang berhubungan. Udara diam yang berhubungan dengan

permukaan air akhirnya menerima tekanan uap dari permukaan itu, sehingga tidak

terjadi penguapan. Dengan cara yang sama, udara diam di atas salju dan es akhirnya

menerima temperatur dan tekanan uap dari permukaan salju atau es, sehingga

pencairan oleh konveksi dan kondensasi berhenti. Akibatnya, angin berpengaruh

secara besar dalam proses penguapan dan pencairan salju. Ini juga penting dalam

menghasilkan hujan, karena hujan dapat terjadi hanya melalui masuknya udara

lembab secara terus menerus ke dalam suatu awan hujan.

Angin mempunyai arah dan kecepatan. Arah angin adalah dari mana dia

bertiup. Kecepatan angin umumnya ditunjukkan sebagai perubahan terhadap

ketinggian dalam bentuk umum.

V = a log Z + b dan V = a log (Z+c) + b

a, b, dan c adalah konstan

Variasi angin terhadap ketinggian dapat ditunjukkan dengan profil power

V1/V2 = (Z1/Z2) k

R Kondisi tertentu rata-rata k = 1/S

Atau U2 = U1 (log 6.6/ log h) mil/hari

1.5.6 Tekanan

Tekanan udara satuan = tekanan gaya 1000 dyme pada luas bidang 1 cm2 dan

mb. Mengingat kerapatan air raksa pada 0ºC adalah 13.5451 g/cm2 dan percepatan

gaya tarik bumi 980,665 cm/dt2

1 atm = 760 mmHg

= 76 x 13,5451 x 980,665

= 1.013.250 dyne/cm2

= 1,013 mb


⑱

Tekanan udara berkurang menurut elevasi temperatur. Hubungan tekanan

udara dan elevasi dapat diperoleh dari persamaan Lapplace :

h = 18,400 (1 + αt) log β0/β

h = selisih elevasi

β = tekanan udara pada elevasi h (mmHg)

β0= tekanan udara pada elevasi awal (mmHg)

α = koefesien pengembangan udara = 0,00367

t = suhu rata-rata sampai h(m) dalam ºC

Gambar 10 Profil Vertikal Tekanan Udara terhadap Ketinggian


⑲

1.5.7 Penyinaran Matahari

Siklus lama penyinaran matahari adalah

bagian antara pembagian waktu siang dan

malam hari di bumi. Pembagian siklus lama

penyinaran matahari untuk seluruh lintang pada

musim semi dan gugur ekuinok. Pada saat-saat

tersebut semua tempat mempunyai panjang

waktu siang hari yang sama (12 jam). Siklus

lamanya penyinaran matahari selalu membagi dua ekuator (lintang 0 derajat).

Gambar 11 Panjang Siang Hari pada Solstise

(http://www.uwsp.edu/geo/faculty/ritter/geog101/uwsp_lectures/lecture_eart

h_sun_relations.html)

Radiasi Matahari pada Permukaan Bumi. Konstanta matahari dan posisi

bumi pada orbitnya. Radiasi matahari pada batas atmosfer bumi (Ra) dihitung. Jika

sifat-sifat atmosfer telah diketahui, maka ada kemungkinan untuk menentukan

http://www.uwsp.edu/geo/faculty/ritter/geog101/uwsp_lectures/lecture_earth_sun_relations.html

http://www.uwsp.edu/geo/faculty/ritter/geog101/uwsp_lectures/lecture_earth_sun_relations.html


⑳

penipisan dari cahaya matahari pada atmosfer. Rumus empiris sederhana yang

dipakai adalah jumlah awan rata-rata (c)

Rc = Ra (0,803 – 0,340 c – 0,458ce

Atau jika n durasi langit cerah dan N jumlad durasi siang hari, maka

Rc = Ra (0,3+0,5)*(n/N)

Konstanta 0,3 dan 0,5 berubah sedikit terhadap lokasi. Pemantulan (r) dari permukaan

jumlah radiasi matahari yang menembus permukaan.

Rc (1-r) = Ra [(1-r)(0,3 + 0,5)]*(n/N)

Perhitungan Radiasi Permukaan Bumi (Rb). Bumi diasumsikan memancarkan

kembali rata-rata temperatur udara, keluar sebagai radiasi gelombang panjang yang

dikurangi oleh permukaan awan dan untuk lebih kurang oleh uap air.

Gambar 12 Keseimbangan Energi Bumi

(http://stephenschneider.stanford.edu/Graphics/EarthsEnergyBalance.png)

Perhitungan Radiasi Bersih (Rn). Radiasi bersih yang diterima oleh permukaan

dengan albedo r

http://stephenschneider.stanford.edu/Graphics/EarthsEnergyBalance.png


21

Rn = Re (1-r)- Rb

Penggambaran ini dipakai dalam pendekatan energi permukaan untuk

menghitung evaporasi permukaan yang terlihat dari data meteorologi umum yang

ada.

Keseimbangan Panas dalam Atmosfer. Permukaan bumi dan atmosfer

mendapatkan radiasi matahari sebagai gelombang pendek dan kembali sebagai

gelombang panjang. Kelebihan radiasi matahari yang masuk pada lintang rendah dan

kelebihannya pergi ke lintang yang lebih tinggi. Rata-rata distribusi temperatur tidak

sama, namun transfer energi di atas bumi dan menembus atmosfer dalam arah yang

komplit

Komponen Radiasi Gelombang Pendek

Radiasi gelombang pendek yang langsung (S) merupakan radiasi

gelombang pendek yang masuk langsung ke permukaan tanpa

dipengaruhi oleh bagian atmosfer.

Radiasi gelombang pendek yang harus disebarkan atau dihamburkan

oleh bagian dari atmosfer

Radiasi gelombang pendek yang diserap dan dipantulkan

o Jumlah radiasi yang diserap atau dipantulkan tergantung pada

albedo permukaan

o Albedo merupakan sebahagian dari radiasi yang dipantulkan

dari permukaan, biasanya diatur oleh :

Warna permukaan

Sudut matahari


22

.

Komponen Radiasi Gelombang Panjang

Radiasi Bumi (L (up)) - radiasi gelombang panjang yang dilepaskan oleh

permukaan bumi.

Radiasi atmosfer balasan (L (down)) - radiasi gelombang panjang yang

dilepaskan oleh atmosfer langsung menuju permukaan

Jumlah L (down) or L(up) tergantung pada temperatur yang dilepaskan oleh

permukaan.

Radiasi bersih- merupakan jumlah dari radiasi yang keluar dan radiasi yang

masuk

Q*= [(S+D)-((S+D)a)] + [L (down)- L (up)]

Keseimbangan Energi

Keseimbangan energi merujuk pada bagaimana energi tersebut digunakan di bumi-

system atmosfer

Q* = LE + H + G


23

Gambar 13 Keseimbangan Energi

http://geochange.er.usgs.gov/pub/carbon/fs97137/

Komponen Keseimbangan Energi

Kalor Laten adalah Kalor yang dilepaskan maupun diserap oleh unit massa

substansi ketika berubah keadaan, selama evaporasi, kondensasi, atau sublimasi. (eobglossary.gsfc.nasa.gov/Library/glossary.php3)

Transfer Energi Latent (LE)

LE merupakan transfer energi laten

http://www.google.com/url?sa=X&start=0&oi=define&q=http://eobglossary.gsfc.nasa.gov/Library/glossary.php3%3Fmode%3Dall


24

LE bernilai positif berarti evaporasi sedang terjadi di daerah

tersebut LE bernilai negative berarti sedang terjadi kondensasi

Kalor sensibel adalah energi panas yang disebabkan oleh naik atau turunnya temperatur gas, cair atau padat ketikda ditambahkan atau dihilangkan dari material

tersebut. Kalor sensibel merubah temperatur dengan merubah kecepatan pergerakan molekulnya. (http://www.acdoctor.com/heating/glossary.htm)

Transfer Kalor Sensibel (H)

H positif berarti energi yang digunakan untuk memanaskan

udara. H negatif berarti udara kehilangan energi nya dan mulai

mendingin

Transfer Kalor Bawah Tanah (G)

G + berarti energy ditransferkan ke bawah permukaan

G- berarti energi ditransferkan menuju permukaan


25

1.5.8 Sirkulasi Atmosfer dan Iklim

FAKTOR YANG MEMPENGARUHI IKLIM

Cuaca dan Iklim Pola cuaca dianggap relatif lebih sederhana diberikan oleh sirkulasi Hadley normal, iklim rataan cuaca ditentukan oleh lokasi naiknya dan turunnya massa udara di

lintang ekuatorial, dikarenakan massa air yang naik dan curah hujan yang tinggi, massa air yang turun, curah hujan yang rendah, dan evaporasi tinggi pada lintang

menengah harus dipertimbangkan sebagai tambahan mekanisme pengangkatan massa udara di atmosfer.

Pengangkatan konveksional – distimulus pemanasan permukaan lokal

Pengangkatan orografik – udara dipaksa naik ke ketinggian disebabkan adanya penghalang seperti pegunungan

Pengangkatan konvergensi – massa air bergerak ke zona tekanan rendah yang sama

Pengangkatan front terjadi sepanjang perbatasan massa udara yang berbeda

Gambar 14 Mekanisme Pengangkatan Udara di Atmosfer


26

Pemanasan yang besar di equator menyebabkan massa air naik. Zona daerah

tekanan rendah akan terbentuk di bawah massa air yang naik tadi, temperatur

berkurang terhadap ketinggian dan uap air yang naik mendinginkan massa udara.

Kemudian pendinginan yang terus menerus menyebabkan air berkondensasi,

kemudian hujan mencapai ketinggian dimana temperatur dan massa jenis sebanding

dengan sekeliling atmosfer, massa udara tersebar kemudian massa udara bergerak

menuju daerah kutub (baik selatan atau utara ekuator) dan mendinginkan massa udara

yang mulai turun, menghasilkan zona tekanan tinggi, massa udara mengalir dari zona

permukaan dengan tekanan tinggi ke zona tekanan rendah ditentukan oleh gaya

gradien tekanan, sejauh ini pola aliran ini menghasilkan sel konvektif yang besar,

hasilnya adalah angin atmosfer.

Pembelokan arah angin disebabkan Coriolis . Sel sirkulasi tunggal

seharusnya berada di setiap belahan bumi menyederhanakan kegagalan model untuk

menentukan pengaruh rotasi bumi. Kecepatan rotasi bumi meningkat dari kutub

menuju ekuator, menghasilkan pembelokan massa fluida dari arah yang dituju,

pembelokan ke kanan di belahan bumi utara, dan dibelokkan ke arah kiri di belahan

bumi selatan.

Sirkulasi atmosfer pada Bumi yang berotasi. Deretan pusat tekanan tinggi

dan rendah berkisar pada setiap lintang 30º, membangun sabuk angin utama (sirkulasi

zonal) dari Bumi. Angin bertiup sepanjang gradient tekanan (tinggi ke rendah)

dengan pembelokan oleh gaya Coriolis yang signifikan.

Angin Pasat Timur Laut 0º to 30º Utara

Angin Pasat Tenggara 0º hingga 30º Selatan

Baratan Utara Selatan 30º hingga 60º Utara dan Selatan

Timuran Utara Selatan 60º hingga 90º Utara dan Selatan

Variabel angin lemah berkembang di ekuator (doldrums), hasil dari konveksi

vertikal massa udara, Daerah Konvergensi Inter Tropik (DKIT) atau Intertropical

Convergence Zone(ITCZ), angin lemah berkembang pada lintang 30º utara dan


27

selatan (Lintang Kuda), menghasilkan massa udara yang menurun. Zona tekanan

rendah (konvergensi) biasanya dihubungkan dengan udara naik yang hangat dan

lembab, zona tekanan tinggi (divergensi) biasanya dihubungakan dengan massa udara

yang turun, dingin dan kering

Gambar 15 Sirkulasi Atmosfer

http://www.earthsci.org/geopro/ocean/ocean.html

http://www.earthsci.org/geopro/ocean/ocean.html


28

BAB II PRESIPITASI

Definisi dan Bentuk Presipitasi

Presipitasi adalah endapan air dari atmosfer (uap yang mengkondensasi) yang

jatuh ke permukaan bumi. Jumlah presipitasi selain dinyatakan dengan

dalamnya presipitasi.

Derajat curah hujan biasanya dinyatakan oleh jumlah curah hujan dalam suatu

satuan waktu (biasanya diukur dalam mm/jam)

Ukuran butir hujan ditentukan dari diameternya 0,5 mm disebut hujan ,

diameter 0.50 – 1,00 mm disebut hujan gerimis (drizzle)

Kecepatan Terminal merupakan kecepatan jatuhnya tetes yang bertambah ketika

daya tahan tetes itu sebanding dengan gaya tarik gravitasi. Ketika tetes terus jatuh,

kecepatannya akan konstan. Kecepatan yang konstan inilah yang disebut kecepatan

terminal

Tabel 3. Tipe Ukuran dan Kecepatan Terminal

Ukuran Kecepatan Terminal

Inti Kondensasi 0.0002 mm 0.00001 cm/ detik

Tetes Awan/Tetes

Air

0.02 mm 1 cm/ detik

Tetes hujan 2 mm 6.5 m/detik

Makin besar ukuran butir hujan maka makin besar kecepatan jatuhnya


29

Gambar 16 Kecepatan Jatuh Partikel Awan

http://www.ems.psu.edu/~lno/Meteo437/Fallspeeds.jpg

Terjadinya Presipitasi. Air yang berada di atmosfer bahkan pada hari-hari yang tak

berawan. Untuk terjadinya hujan diperlukan beberapa mekanisme guna mendinginkan

udara sehingga cukup menjadikannya jenuh atau mendekati jenuh. Pendinginan yang

diperlukan oleh hujan dalam jumlah besar diperoleh dari pengangkatan udara.

Pengangkatan ini terjadi oleh suatu sistem konvektif yang dihasilkan dari

ketidaksamaann pemanasan atau pendinginan permukaan bumi dan atmosfer atau

oleh konvergensi rintangan-rintangan orografik. Akan tetapi kejenuhan (saturation)

belum tentu menghasilkan hujan.

Ada dua proses yang sangat penting untuk menghasilkan presipitasi

a. Tumbukan – Proses Koalesense

Juga dikenal dengan nama proses hujan hangat

Terjadi pada awan yang memiliki temperatur di atas pembekuan

Terjadi di daerah Tropis


30

Gambar 17 Proses Tumbukan

http://apollo.lsc.vsc.edu/classes/met130/notes/chapter8/graphics/coll.free.gif

b. Proses Es Kristal – Proses Bergeron

Es kristal dan tetes hujan cair saling melengkapi di awan

Terjadi di awan dengan temperatur di bawah pembekuan

Terjadi di daerah lintang tinggi dan lintang menengah

http://apollo.lsc.vsc.edu/classes/met130/notes/chapter8/graphics/coll.free.gif


31

Gambar 18 Proses Es Kristal

http://www.ems.psu.edu/~lno/Meteo437/Bergeron.jpg

Bentuk-bentuk Presipitasi. Setiap hasil kondensasi uap air atmosferik yang

terbentuk dalam udara bebas atau pada permukaan tanah merupakan suatu

hidrometeor. Karena ahli hidrologi terutama yang berkepentingan dengan hujan,

maka hanya hidrometeor yang berhubungan dengan air yang turun saja yang

dibicarakan di sini. Di antara hidrometeor-hidrometeor tersebut tidak termasuk di

dalamnya damp haze, ice fog, drifting snow, blowing snow, dan frost.

Gerimis (drizzle)

http://www.ems.psu.edu/~lno/Meteo437/Bergeron.jpg


32

Kadang-kadang disebut mist, terdiri dari tetes-tetes air yang

tipis, biasanya dengan diameter 0,1 dan 0,5 mm (0,004 dan 0,02 inci) dengan

kecepatan jatuh yang demikian lambat sehingga seolah-olah melayang. Gerimis

umumnya jatuh dari stratus yang rendah dan jarang melebihi 1 mm/jam (0,04

inci/jam)

Terdiri dari tetes air yang mempunyai diameter lebih besar

dari 0,5 mm (0,02 inci). Curah hujan (rainfall) umumnya menunjukkan jumlah

presipitasi air.

Dalam selimut es, biasanya bersih dah halus, yang

terbentuk pada permukaan yang terbuka oleh pembekuan atau air yang sangat dingin

yang diendapkan oleh hujan atau gerimis. Berat jenisnya dapat mencapai 0,8 sampai

0,9.

Adalah endapan butiran es yang tak tembus cahaya dan

berwarna putih, yang kurang lebih dipisahkan oleh udara yang tertangkap dan

terbentuk oleh pembekuan air dingin yang sangat cepat yang menimpa benda-benda

yang terbuka. Berat jenisnya rendah 0,2 sampai 0,3.

Adalah campuran kristal-kristal es yang sebagian besar

berbentuk

Heksagonal yang kompleks dan bercabang, umumnya menggumpal menjadi

kumpulan salju (snowflakes) yang diameternya dapat mencapai beberapa inci.

Kerapatan salju segar yang jatuh sangat bervariasi : salju sebanyak 125 sampai 500

mm. (5 sampai 20 inci) umumnya dibutuhkan untuk menyamai air sebanyak 25 mm

(1 inci). Kerapatan (berat jenis) rata-ratanya sering dianggap sebesar 0,1.

Hujan (rain)

Glaze

Rime

Salju


33

Adalah hujan dalam bentuk bola-bola es, yang dihasilkan

dalam

awan-awan konvektif, kebanyakan cumulunimbus. Batu-batu es (hailstones) dapat

berbentuk sferoidal, kerucut, atau bentuk yang tidak beraturan dan diameternya

berkisar dari sekitar 5 sampai 125 mm (0,2 sampai 5 inci). Biasanya terdiri dari

lapisan- lapisan yang berganti-ganti dari glaze dan rime, dan berat jenisnya sekitar

0,8.

(hujan yang bercampur es dan salju) terdiri dari butir-butir es

yang bulat, pejal , dan tembus cahaya, yang terbentuk oleh pembekuan tetes air hujan

yang turun atau pembekuan kembali sebagian besar kristal es yang mencair yang jatu

melalui suatu lapisan udara dengan temperatur di bawah titik beku di dekat

permukaan bumi.

Keragaman Presipitasi – Ruang dan waktu merupakan dua dimensi yang lazim

menjadi perhatian para ahli hidrologi dalam mengkaji presipitasi. Dalam menentukan

jumlah presipitasi pada beberapa bagian permukaan bumi, faktor-faktor berikut ini, di

samping sirkulasi uap air, adalah penting dalam mengendalikan keragaman ruang

presipitasi (Eagleson,1970) :

i. Garis lintang

ii. Ketinggian tempat

iii. Jarak dari sumber-sumber air

iv. Posisi di dalam dan ukuran massa tanah benua atau daratan

v. Arah angin yang umum (menuju atau menjauhi) terhadap sumber air

vi. Hubungan dengan deretan gunung

vii. Suhu nisbi tanah dan samudera yang berbatasan

Hujan Es (hail)

Sleet


34

Keragaman waktu presipitasi dapat dipandang baik dalam hubungannya

dengan :

a) Rezim presipitasi (tahunan, musiman atau jangka pendek) maupun

dalam hubungannya dengan

b) Peluang statistik (harga-harga ekstrem, frekuensi presipitasi)

Gambar di atas menunjukkan distribusi presipitasi rata-rata tahunan bumi

(terresterial), untuk tahun 1988-1996.

Untuk banyak tujuan, para ahli hidrologi membutuhkan empat unsur

berikut ini untuk mencirikan presipitasi yang jatuh pada suatu titik :

a. Intensitas : Jumlah presipitasi yang jatuh pada saat

tertentu (mm/menit, cm/jam, dan lain- lain)

b. Lama hujan : Periode presipitasi jatuh (menit, jam, dan lain-

lain)


35

c. Frekuensi : ini mengacu pada harapan bahwa suatu

presipitasi tertentu akan jatuh pada saat tertentu

d. Luas areal : luas areal dengan suatu curah hujan yang dapat

dianggap sama

2.1 Presipitasi

2.1.1 Distribusi Curah Hujan

Curah hujan yang diperlukan untuk penyusunan suatu rancangan pemanfaatan air

dan rancangan pengendalian banjir adalah curah hujan rata-rata di seluruh daerah

yang bersangkutan. Bukan curah hujan pada suatu titik tertentu. Curah hujan ini

disebut curah hujan wilayah/ daerah yang dinyatakan dalam mm.

Cara-cara perhitungan curah hujan daerah dari pengamatan curah hujan di

beberapa titik.

a. Cara Arithmetic Mean (Rata-rata Aljabar)

Cara ini adalah perhitungan rata-rata secara aljabar. Curah hujan di dalam dan di

sekitar daerah yang bersangkutan.

¯x= curah hujan daerah

N = jumlah titik-titik (pos) pengamatan

A1, A2, A3, ..An = Curah hujan di tiap titik pengamatan

Keuntungan dengan cara ini adalah lebih objektif, berbeda dengan cara yang

digunakan oleh metode isohyet, dimana faktor isohyet turut menentukan.


36

b. Cara Thiessen-Polligon

Cara ini adalah untuk menghitung sumbangan air hujan dari stasiun-stasiun yang

terletak pada daerah pengamatan hujan (rainfall area). Metoda ini menggunakan

perbandingan antara poligon-poligon yang dibuat dengan luas rainfall area.

Poligon-poligon dibuat dengan cara membuat garis-garis berat dengan garis yang

menghubungkan dua stasiun yang berdekatan.


37

Keterangan

p = curah hujan daerah

R1,.....Rn = curah hujan di tiap titik pengamatan

A1, A2,....An = Bagian daerah yang mewakilik tiap titik pengamatan


38

Contoh perhitungannya, diasumsikan area yang dihubungkan oleh 4 poligon Thiessen

adalah A = 11 Ac.; B = 9 Ac.; C = 8 Ac.; dan D = 15 Ac. Area ini tentu saja konstan

dan hanya membutuhkan pengukuran sekali saja. Alat pengukur curah hujan

memberikan nilai presipitasi sebagai berikut: A = 1.81 inchi, B = 2.25 inchi, C =

2.07 inchi dan D = 1.53 inchi. Dengan menggunakan persamaan rataan berat, rataan

curah hujan dengan menggunakan poligon Thiessen adalah sebagai berikut :

c. Cara-Cara Garis Isohyet

Umpamanya curah hujan itu bertambah jika elevasi bertambah tinggi. Dengan

demikian, maka dapat dibuatkan diagram mengenai hubungan antara titik

pengamatan dan curah hujan.

Kurva ini (yang sering berbentuk garis lurus) dapat dibuat dengan cara kuadrat

terkecil.


39

Luas bagian antara garis-garis kontur selang 100 m dan 200 m dapat diukur.

Curah hujan untuk setiap elevasi rata-rata dapat diperoleh.

Metode Isohyet memperbolehkan pengguna untuk memutuskan melalui peta

kontur. Keakuratan sangat tergantung pada keahlian penggunan untuk melakukan

analisis dan banyaknya alat yang digunakan. Jika interpolasi linear sederhana antara

dua stasion yang digunakan untuk menggambar kontur, maka hasinya akan sama

seperti yang didapat dengan menggunakan metode Thiessen.

Keuntungan menggunakan metode Thiessen ataupun Isohyet adalah keduanya

dapat dikombinasikan ketika area yang akan dihitung curah hujan rataannya dekat

dengan alat pengukur dihitung dengan poligon namun curah hujan di atas daerah

tersebut dihitung dengan metode isohyet. Kombinasi kedua metode ini juga dapat


40

menghilangkan kerugian menggambar pola poligon yang berbeda ketika menganalisa

beberapa kejadian badai yang berlainan, berdasarkan laporan dari alat ukur.

2.2 Interpretasi Data Curah Hujan

Untuk menghindari kesimpulan yang keliru, kiranya penting untuk

memberikan interpretasi yang tepat atas data hujan, yang sering tidak dapat diterima

begitu saja. Sebagai contoh, nilai hujan tahunan rata-rata untuk suatu stasiun

mempunyai nilai yang kurang berarti bila lokasi alat ukurnya telah dipindahkan

cukup jauh selama periode pengukuran nilai rata-rata tersebut. Selain itu, terdapat


41

beberapa cara untuk menghitung hujan rata-rata di atas suatu daerah, yang masing-

masing mungkin memberikan jawaban yang berbeda.

2.2.1 Penyesuaian Data

Semua pengukuran data lapangan merupakan contoh element yang bervariasi

antara ruang dan waktu. Sebagai contoh aliran sungai yang diukur dengan waktu

berlainan dan jangka waktunya singkat, pada titik muara sungai. Bahkan radar cuaca,

yang areanya telah ditentukan, contoh tetes air yang terekam pada ‘beam’ dengan

diameter kecil yang berotasi dari pulsa yang diberikan oleh tetes air tersebut. Untuk

pengukuran yang datanya dapat dipergunakan pada praktek hidrologi, data ini

haruslah dapat mewakili, atau dapat diubah ke area tertentu dan durasi yang tertentu

pula. Untuk memperoleh keseragaman di antara pengukuran berbagai jenis data,

penyesuaian sangat penting untuk dilakukan. Penyesuaian ini dilakukan tanpa

melanggar keutuhan pengukuran.

Penyesuaian biasanya dilakukan dengan tiga tujuan. Salah satu tujuannya

adalah membuat pencatatan menjadi seragam pada lingkungan tertentu untuk daerah

yang standar. Contohnya, menyesuaikan keseragaman periode pencatatan untuk

rataan normal yang akan dihitung, atau konversi pengukuran ke ketinggian standar

dari piranti pengukuran. Tujuan kedua adalah menghilangkan atau mengurangi efek

pengaruh luar. Sebagai contoh penggunaan metode analisis massa-ganda yang

cenderung digunakan untuk mengkoreksi perubahan lokasi alat atau tempat yang

terbuka. Tujuan yang ketiga adalah menyingkat data untuk keperluan presentas atau

pengamatan. Proses ini dilakukan dengan selektif. Sebagai contoh peta isohyet yang

telah diperhalus. Contoh yang lain adalah garis regresi, yang menunjukkan hubungan

rataan dan bukannya kekompleksitasan diagram yang tersebar.

2.2.2 Periode Pencatatan Dengan Basis Standar

Masalah yang sering timbul umumnya pada data hidrologi, misalnya pada rata

tahunan curah hujan, adalah datang dari kenyataan bahwa stasiun pengamatan cuaca

memiliki waktu pencatatan yang berbeda-beda. Salah satu stasiun dapat saja

berfungsi pada saat curah hujan yang tinggi, dan stasiun cuaca lainnya hanya


42

mencatat periode kering. Usaha untuk membandingkan pencatatan antara dua stasiun

ini, misalnya pada pembuatan peta isohyet tahunan, dapat mengacaukan antara variasi

ruang dan variasi waktu.

Alat yang dapat membantu memecahkan masalah ini adalah semacam grafik

batang (lihat gambar 16) yang menunjukkan waktu pencatatan dari beberapa stasiun

dengan skala waktu yang sama. Selanjutnya mudah saja, dengan salah satu

pengamatan, dipilih periode pencatatan yang paling optimum. Untuk stasiun dengan

pencatatan yang tidak lengkap pada periode yang optimum ini, perhitungan dapat

dilakukan dengan menggunakan korelasi data untuk periode yang umum pada stasiun

lainnya, dan digunakan hubungan tersebut untuk memperkirakan data yang hilang

pada stasiun yang mencatat pada waktu yang singkat.

Gambar 19 Grafik Batang Yang Menunjukkan Periode Pencatatan

2.2.3 Analisis Massa-Ganda

Analisis massa ganda merupakan metode yang menggunakan grafik untuk

menyamakan dan menyesesuaikan ketidak konsistenan pada pencatatan di stasiun

dengan membandingkan trend waktu di setiap stasiun. Nilai tahunan dan musiman


43

yang diakumulasi pada stasiun yang diragukan nilainya di plot dengan stasiun

terdekat atau kumpulan stasiun. Trend dan perubahan kemiringan pada kurva massa-

ganda mungkin saja disebabkan oleh perubahan pada keterbukaan dan letak dari alat

pencatat di stasiun, perubahan prosedur pada saat pengambilan dan memproses data,

dsb. Sebagai contoh pada gambar 17 merupakan analisis massa-ganda yang

digunakan untuk mencari perubahan mendasar pada stasiun curah hujan yang

dibandingkan dengan pencatatan stasiun acuan dengan beberapa stasiun terdekat.

Ketika analisis massa ganda mengungkapkan perubahan pada slope

kemiringan, beberapa tujuan lainnya adalah digunakan untuk membuat penyesuaian

yang ditunjukkan oleh rasio antara dua slope dari kurva massa-ganda. Untuk tujuan

lain, penyamaan ini merupakan awal dari penelitian untuk menentukan mengapa ada

perubahan pada slope.

Gambar 20. Grafik Analisis Massa Ganda

2.2.4 Interpolasi Untuk Data Yang Hilang

Pada saat menyiapkan data yang digunakan untuk analisis data, ada kalanya

beberapa catatan ditemukan tidak lengkap. Untuk mengisi kekosongan pada deret

waktu atau ruang yang kosong pada peta. Dan juga yang mengeksploitasi sebagian,


44

bagian data yang hilang dapat dicari dengan menggunakan interpolasi data yang

dicatat pada stasiun terdekat. Penilaian layak atau tidaknya dilakukan interpolasi pada

data yang hilang sangat diperlukan, jika terlalu sedikit kesenjangan data yang akan

dihitung, nilai kuantitas yang besar untuk melengkapi catatan data meteorologi dapat

diabaikan. Jika terlalu banyak data yang dicari dengan metode interpolasi ini, maka

keseluruhan data yang ada akan sangat sulit untuk dipergunakan sebagai analisis data.

Hanya dapat digunakan kurang lebih 5% atau 10% dari pencatatan.


45

BAB III

KELENGASAN TANAH

Air pada permukaan tanah, di aliran sungai atau pada danau dapat kembali ke

atmosfer sebagai uap air melalui proses evaporasi. Air digunakan oleh tumbuhan

dapat kembali ke atmosfer melalui tranpirasi yang terjadi ketika air mengalir melalui

daun-daunnya. Dikenal dengan sebutan evapotranspirasi, naik evaporasi dan

transpirasi semakin besar terjadi pada saat kondisi temperatur dan angin, udara yang

kering , serta sinar matahari mencapai maksimum.

3.1 Peranan Zona Tidak Jenuh (Unsaturated Zone) Pada Siklus Hidrologi

Ketika air mencapai permukaan tanah, air merembes melalui pori-pori di

antara partikel tanah. Tanah terbuat dari partikel yang tersusun rapat dengan berbagai

jenis dan ukuran. Porisitas tanah yang tinggi memiliki kemampuan yang besar untuk

menahan air, disebabkan banyaknya ruangan pori-pori, jika pori-pori tersebut

dihubungkan dan air dapat mengalir dengan mudah, tanah dikatakan permeabel.

Ukuran dan bentuk serta susunan pori-pori antara partikel lempung mengakibatkan

tanah liat menjadi impermeabel dan memiliki kekebalan terhadap infiltrasi. Pasir dan

kerikil memungkinkan air berinfiltrasi lebih, disebabkan permeabilitas mereka yang

tinggi.

Mengetahui kandungan air pada tanah sangat penting. Pada umumnya, air

dapat berinfiltrasi lebih cepat pada tanah yang kering dibandingkan pada tanah yang


46

basah. Intesitas badai, atau panjangnya waktu dimana presipitasi terjadi, juga dapat

mempengaruhi infiltrasi. Jika hujan atau lelehan salju mencapai permukaan tanah

lebih cepat daripada yang dapat diresapkan ke dalam pori-pori, maka akan terjadi

genangan air di permukaan tanah, dan genangan air ini akan mengalir ke saluran air

terdekat. Keterbatasan kapasitas tanah untuk memungkinkan infiltrasi merupakan

salah satu penyebab, mengapa badai yang intensitasnya tinggi menghasilkan lebih

besar banjir dibandingkan hujan yang rintik-rintik namun dengan rentang waktu yang

lama.

3.1.1 Airtanah

Air bawah tanah adalah semua air yang terdapat dalam lapisan mengandung

air (akuifer) di bawah permukaan tanah, termasuk di dalamnua mata air yang muncul

secara alamiah di atas permukaan tanah.(KEPMEN PE, 2000)

Air bawah tanah atau airtanah dipisahkan menjadi airtanah dalam/tertekan dan

airtanah dangkal/tak tertekan. Airtanah dangkal adalah yang terdapat pada lapisan

mengandung air (akuifer ) tak tertekan ( unconfined akuifer) yang bagian bawahnya

dibatasi oleh lapisan kedap air dan bagian atasnya tidak ditutupi lapisan kedap air

melainkan oleh muka preatik bertekanan satu atmosfer ( sama dengan tekanan udara).

(Kusumayudha, 2003). Sementara itu, airtanah dalam adalah airtanah yang terdapat

pada akuifer tertekan (confined akuifer) yang bagian bawah dan atasnya dibatasi oleh

lapisan kedap air. Airtanah yang muncul di atas permukaan tanah disebut mata

air/rembesan.


47

Gambar 21 Recharge area dan Discharge area

(http://water.usgs.gov/pubs/circ/circ1139/htdocs/natural_processes_of_ground.htm)

Parameter utama pembentuk airtanah ini adalah air hujan yang meresap ke

dalam tanah di daerah imbuh ( recharge area) yang sebagian tersimpan di dalam

akuifer dan sebagian lagi ke luar secara alami di daerah lepasan ( discharge area)

sebagai mata air. Hal tersebut merupakan bagian dari siklus hidrologi.

Ketika air berinfiltrasi ke dalam tanah, gravitasi menarik air ke bawah melalui

pori-porinya hingga mencapai kedalaman dimana seluruh lapisan tersebut diisi oleh

air. Pada titik ini, tanah atau batuan menjadi jenuh, dan level air sebagai hasil dari

pengisian air disebut muka airtanah. Muka airtanah tidak selalu sama kedalamannya

di bawah permukaan tanah. Selama periode dengan presipitasi yang tinggi, muka

airtanah ini dapat naik. Sebaliknya pada periode dengan presipitasi yang rendah dan

evapotranspirasi tinggi maka muka airtanah ini akan turun.

3.1.2 Zona Airtanah


48

Daerah di bawah muka airtanah ini disebut zona saturasi, dan air dalam zona

ini disebut airtanah. Daerah di atas muka airtanah ini disebut zona unsaturasi. Zona

unsaturasi merupakan zona tepat di bawah permukaan tanah dan di atas muka

airtanah dimana pori-pori tanahnya diisi oleh air maupun udara, namun tidak

seluruhnya dijenuhkan oleh air. Zona ini berbeda dengan zona saturasi, dimana pori-

pori dijenuhkan dengan air. Zona unsaturasi juga sering disebut sebagai zona vadose.

Gambar 22 Zona Unsaturasi

(http://toxics.usgs.gov/definitions/unsaturated_zone.html)

Ada 4 pembagian yang sering digunakan untuk memilah-milah zona sub-

permukaan :

o Permukaan tanah – air yang berada pada permukaan ini disebut air

permukaan.

o Zona Vadose

o Muka airtanah

o Zona Phreatik

3.1.2.1 Zona Vadose

Juga disebut sebagai zona aerasi

Karakteristiknya sebagai berikut: adanya tanah tidak jenuh dan endapan, tanah

lembab

http://toxics.usgs.gov/definitions/unsaturated_zone.html


49

Perkolasi dikendalikan oleh gravitasi – pergerakannya kebanyakan kearah

bawah

Komposisi dan struktur tanah akan mengendalikan arah aliran yang

sebenarnya.

3.1.2.2 Muka Airtanah

Merupakan puncak dari zona saturasi

Muka airtanah merupakan bentukan kasar seperti di atas permukaan tanah –

naik di bawah pegunungan atau daerah yang tinggi serta turun di daerah

lembah

Danau dan sungai merupakan gambaran air yang ada di permukaan pada

muka airtanah – muka airtanah yang sampai pada permukaan

Tinggi muka airtanah berubah-ubah sesuai dengan musim

3.1.2.3 Zona Phreatik

Zona ini disebut juga sebagai zona saturasi – ruang pada pori-pori tanah

seluruhnya diisi oleh air

Ketika air berada pada zona Phreatik maka gravitasi akan mengendalikan arah

alirannya keseluruhan

Aliran air pada daerah muka airtanah yang tinggi adalah menuju ke arah

bawah – namun pada danau dan sungai alirannya menuju ke atas.

3.1.3 Pembagian Sub-Permukaan Tanah :

Zona Vadose : Pair < Patmosfer

Merupakan zona unsaturasi (atau zona aerasi)

Zona akar (atau zona kelengasan tanah)

Zona intermediate

o Pinggir Kapiler : Pair Patmosfer (atau tekanan pada zoan saturasi)

Muka airtanah : Pair = Patmosfer

Zona Phreatik : Pair > Patmosfer (atau zona saturasi, zona airtanah)


50

Gambar 23 Struktur Sub-Permukaan Tanah

(http://www.atmos.albany.edu/deas/atmclasses/atm408/soilm.html)

3.2 Komposisi Fisik Tanah

Tanah dibagi dalam 3 fraksi berdasarkan ukuran partikel : Tanah Liat Lumpur

Pasir

http://www.atmos.albany.edu/deas/atmclasses/atm408/soilm.html


51

Tanah liat memegang peranan yang sangat penting dalam menentukan aktivitas

hidrologi.

Gambar 24 Klasifikasi Tanah Berdasarkan Ukuran

(http://www.atmos.albany.edu/deas/atmclasses/atm408/classification.html)


52

Gambar 25 Segitiga Struktur Tanah (http://www.atmos.albany.edu/deas/atmclasses/atm408/soilm.html)

Fraksi Tanah Fraksi Tanah Lempung

o Terdiri dari partikel yang selalu berisi air

o Cenderung berisi mineral lempung o Memiliki area permukaan reaktif yang besar

o Menyerap dan menahan air pada tanah Pasir dan Lumpur

Kurang air , dan partikelnya kurang reaktif

Menahan sedikit air

Mengandung jumlah quartz (SiO3 yang besar, stabil, merupakan senyawa yang mendekati lembam (inert)

http://www.atmos.albany.edu/deas/atmclasses/atm408/soilm.html


53

Gambar 26 Tipe Struktur Tanah

(http://www.atmos.albany.edu/deas/atmclasses/atm408/typestruct.html)

3.3 Infiltrasi dan Pembagiannya

Infiltrasi didefinisikan sebagai

Pergerakan air dari permukaan ke zona

76% dari presipitasi dunia berinfiltrasi

di daratan

Merupakan peristiwa yang sangat

penting dalam siklus hidrologi, hal ini dikarenakan :

o Infiltrasi menentukan berapa banyak air yang disimpan dalam permukaan

tanah dan muka airtanah dan ketersediaannya untuk pertumbuhan tanaman

o Rembesan air pada tanah merupakan faktor utama

dalam pengisian airtanah

http://www.atmos.albany.edu/deas/atmclasses/atm408/typestruct.html


54

o Memiliki respon efek yang besar pada sungai untuk peristiwa

masuknya air untuk menentukan proporsi air yang bergerak di atas tanah dengan yang ada di bawah tanah.

3.3.1 Laju Infiltrasi

Laju dimana air masuk ke dalam tanah dari permukaan sebagai fungsi dari

laju input-air (lelehan salju dan curah hujan) dan kapasitas infiltrasi, laju maksimum yang tanah akan menerima air.

Daerah infiltrasi i(t) bergantung pada daerah pasokan (irigasi, hujan), namun

juga komposisi tanah. Infiltrasi kumulatif I(t), merupakan jumlah total dari air yang berinfiltrasi selama periode yang diberikan :

Dimana

I(t) Infiltrasi kumulatif selama periode t (mm)

i(t) Daerah Infiltrasi selama periode t (mm/jam)

Ada 3 kondisi Infiltrasi

Tidak ada Kolam : H = 0

tftwtf

Laju Infiltrasi ketika laju

masuknya air < kapasitas infiltrasi

Saturasi dari atas : H > 0

tftftw

Laju masuknya air

> laju Infiltrasi dimana = kapasitas infiltrasi

Saturasi dari bawah : H > 0

tf = 0

Muka airtanah naik ke permukaan dan seluruh kolom tanah dijenuhkan

Infiltrasi nilainya nol


55

3.3.2 Faktor Yang Mempengaruhi Laju Infiltrasi

Faktor utama yang mempengaruhi Infiltrasi adalah :

Tipe tanah (tekstur, struktur, karakteristik hidrodinamik). Karakteristik tanah

mempengaruhi gaya kapilaritas dan penyerapan.

Tutupan tanah. Tumbuhan memiliki pengaruh positif terhadap infiltrasi

dengan menambahkan waktu air masuk ke dalam tanah.

Topografi dan morfologi lekuk lereng

Pasokan aliran (intensitas hujan, aliran irigasi). Kelembaban tanah merupakan faktor yang sangat penting dalam rezim infiltrasi. Rezim infiltrasi berkembang

berbeda pada waktu tanah kering atau basah.

Kepadatan tanah disebabkan oleh tubrukan tetes hujan dan efek lainnya,

penggunaan alat-alat berat pertanian yang berakibat buruk pada lapisan permukaan tanah.

Gambar 27 rezim infiltrasi bergantung pada waktu untuk berbagai tipe tanah yang berbeda [after Musy,2001]

3.3.3 Hidrologi Secara Horizontal Zona Aerasi

Zona air rembesan tanah

Zona saturasi atau phreatik (sumur bawah tanah) Tekanan air positif

Hidrostatik dengan tanpa aliran dan penambahan serta kedalaman


56

Zona tegangan saturasi (pinggiran kapiler)

bagian terendah dari vadose (level dangkal) Zona yang berdampingan ke permukaan air rembesan dan dijenuhkan dengan air pembuluh kapiler

negatif namun tekanannya relatif tinggi dari awal hingga nol pada muka air rembesan sampai pada tegangan masukan pada

puncak zona ini. Ketinggian dari zona ini sebanding dengan tegangan masukan

udara (cm) dan bervariasi dari pasir kasar yang tidak dapat

dilihat oleh mata hingga beberapa meter pada tanah lempung. Zona pertengahan (intermediate zone)

Zona dimana air akan merembes dari zona akar ke muka airtanah

Mungkin saja horizon yang besar pada daerah gurun dengan

muka air rembesan tanah yang rendah, atau tebal atau secara musiman akan hilang dimana muka airtanah dekat dengan

permukaan dan akar memanjang hingga pinggiran pembuluh kapiler.

Zona Akar

Lapisan teratas dimana tumbuhan mengambil air Air masuk melalui infiltrasi dan dikeluarkan melalui

evapotranspirasi dan rembesan Pendistribusian kembali air rembesan tanah

Pendistribusian Kembali Air Rembesan

Gaya pembuluh kapiler (difusi)

Lebih besar daripada gaya gravitasi dengan laju rendah infiltrasi dan tanah yang subur

Air pembuluh kapiler didifusikan sepanjang gradient tekanan uap, misalnya jauh dari pinggiran pembuluh kapiler dan dari

sabutk air gravitasi merembes melalui zona vadose menuju tanah yang lebih kering.

Pada tanah yang berat, bagian tanah yang basah menyebar, sehingga gaya kapilaritasnya tinggi

Pengaliran secara gravitasi

Air yang berinfiltrasi merembes melalui zona aerasi sebagai sabuk dari air gravitasi yang berhubungan dengan presipitasi atau kejadian lelehan salju.


57

Air gravitasi akan merembes melalui zona airtanah, kecuali

aliran masuk yang dibantu oleh konduktivitas hidraulik vertical rendah dan relative lebih tinggi dibandingkan konduktivitas hidraulik arah menyamping

Dengan laju infiltrasi yang tinggi dan tanah kasar, ada perbedaan yang tajam antara tanah pada kapasitas lapang atau

tanah yang berada pada bagian transisi

3.4 Hukum Darcy dan Konduktivitas Hydraulik

3.4.1 Hukum Darcy

Hukum Darcy menyatakan secara kuantitatif 1-D aliran air pada tanah yang jenuh dan dituliskan sebagai :

J = –Ki Eq. 1

Dimana, J merupakan fluks air (atau aliran air), K merupakan konduktivitas hidraulik, dan i merupakan gradient hidraulik. Tanda negative menjaga K tetap positif

dan menjaga agar terintegrasi secara langsung, gradient hidraulik selalu berkurang pada arah yang sama dengan aliran air. Untuk lebih sederhananya, tanda minus pada

rumus di atas merupakan cara untuk menghilangkan gradient hidraulik yang berkurang terhadap arah aliran air.Hukum Darcy singkatnya dapat disebut sebagai : aliran air yang sebanding dengan pusat gradient hydraulik (i)

3.4.1.1 Fluks Air

Fluks air (J) didefinisikan sebagai :

At

QJ Eq. 2

Dimana J merupakan banyaknya air, Q merupakan pergerakan melalui area perpotongan per satuan waktu (t) (gambar 3.6).


58

Gambar 28 Illustrasi Persamaan Fluks Air

(http://soils.usda.gov/technical/technotes/note6fig1.jpg)

3.4.2 Gradien Hidrolik

Gradien hidraulik menggambarkan keefektifan gaya pembangkit di belakang

gerak air dan didefinisikan sebagai :

l

Hi

Fluks dapat dianggap sebagai air yang mengalir melalui selang karet. Fluks merupakan

laju air yang dibuang oleh selang karet tersebut, dibagi oleh diameter selang karet tersebut

(e.g., gal/jam in2 atau in3/jam in2 = in/jam).

http://soils.usda.gov/technical/technotes/note6fig1.jpg


59

Dimana merupakan perbedaan atau perubahan potensial air total antara titik

pada tanah, dan l merupakan jarak antara titik. Pusat hidraulik mewakili potensial air rembesan tanah (lihat pembahasan di bawah). Gradien hidraulik merupakan selisih antara total pusat hidraulik per satuan jarak.

Potensial Rembesan air tanah Potensial Rembesan air tanah merupakan gaya pembangkit di belakang gerak

air. Keuntungan utama dari konsep ‘potensial’ adalah menyediakan kesatuan ukuran dimana rangkaian kesatuan dimana perubahan air dapat dihitung pada kapan saja dan

dimanapun juga sepajang ruang kesatuan tanah-tumbuhan-atmosfer (Hillel, 1980). Air rembesan tanah merupakan pokok dari beberapa gaya. Gaya-gaya yang termasuk

di dalamnya adalah gravitasi, tekanan hidrolik. Untuk Aliran Jenuh : Dua gaya pembangkit utama merupakan komponen yang tergabung dari pusat tekanan dan pusat gravitasi. Jadi, total potensial rembesan air

tanah, yang juga dikenal dengan sebutan total pusat hidrolik (H), dapat dinyatakan dengan :

Pg HHH

Dimana : Hg = pusat gravitasi, dimana posisi vertikal dari titik relatif yang dipilih dari ketinggian untuk data yang tunggal (lihat gambar 3.8). Hp= Pusat tekanan yang

disebabkan adanya penggabungan. Nilainya nol pada permukaan muka airtanah dan akan bertambah (memiliki nilai yang positif) dengan kedalaman di bawah permukaan muka airtanah (e.g., Hip pada Gambar 3.8)

http://soils.usda.gov/technical/technotes/note6.html#ref


60

Gambar 29 Illustrasi Gradien hidrolik (http://soils.usda.gov/technical/technotes/note6fig1.jpg)

3.4.3 Konduktivitas Hidraulik

Konduktivitas hidrolik jenuh merupakan ukuran kemampuan tanah yang jenuh untuk seberapa banyak air diteruskan ketika diarahkan pada gradien kemiringan. Ini dapat dianggap sebagai keleluasaan dimana pori-pori tanah yang

jenuh memungkinkan pergerakan air.

http://soils.usda.gov/technical/technotes/note6fig1.jpg


61

Gambar 30 Konduktivitas hidrolik

Diagram menunjukkan hubungan antara fluks dan gradien hidrolik. Konduktivitas hidrolik (K) merupakan lekukan yang menegaskan adanya hubungan.

Garis titik menunjukkan bahwa pada kondisi setara gradien hidrolik, tanah dengan konduktivitas yang tinggi memiliki fluks yang tinggi pula.


62

BAB IV EVAPORASI &

TRANSPIRASI

(EVAPOTRANSPIRASI)

Hidrologi merupakan suatu ilmu yang sangat komplek untuk dipelajari. Hidrologi banyak menyangkut ilmu-ilmu lainnya. Seperti geologi, tanah, vegetasi,

pertanian, cuaca dan lain- lain. Penelitian hidrologi sering dilakukan hanya yang menyangkut beberapa aspek

yang sifat hubungannya satu sama lain. Seperti aliran sungai dihubungakan dengan kemiringan tanah, macam tanah, vegetasi dan hujan. Sedang evaporasi dan evapotranspirasi adalah juga merupakan kegiatan yang sangat mendasar untuk

dipelajari bagian demi bagian dan pemanfaatan sumber-sumber air sebelum pekerjaan-pekerjaan pelaksaan desain dan operasi pengairan yang dilakukan.

4.1 Pendahuluan

Evaporasi dari permukaan air, evapotranspirasi permukaan air, tanah dan

tumbuh-tumbuhan adalah cukup penting ditinjau dari sudut hidrologi seperti operasi sitem dari suatu waduk, atau untuk pembantu analsia menentukan debit sungai yang

dihitung dari data hujan. Secara umum dapat dikatakan evaporasi dan evaptranspirasi adalah elemen

yang penting untuk mempelajari sumber-sumber air. Akan tetapi walaupun kedua

elemen stersebut di atas dirasakan cukup penting, namun kita secara langsung tidak dapat menentukan besarannya. Apalagi untuk massa air dan permukaan tanah yang

luas. Untuk mengatasi hal itu ahli-ahli hidrologi dari banyak negara menganjurkan penggunaan metode-metode Glass Apan dan Lysimeter.

Guna menentukan penguapan dari suatu waduk atau evapotranspirasi daerah

aliran sungai dapat ditentukan dengan metode water budget dan metode lainnya. Namun kedua metode tersebut sulit dipraktekkan karena menyangkut banyak faktor-

faktor iklim dan hidrologi yang harus dipelajari. Metode perkiraan evaporasi dan evapotranspirasi yang cukup banyak

dipergunakan antara lain adalah metode :

Thorntwaite

Blaney-Criddle


63

Hargreaves

Penman

Turc

Semua metode di atas, perhitungannya didasarkan kepada elemen klimatologi. Untuk mendapatkan elemen-elemen klimatologi itu maka klimatologi atau stasion

agroklimatologi harus dibangun di daerah penelitian. Pada stasiun tersebut dicatat pada klimatologi seperti :

a. Temperatur udara maksimum dan minimum

b. Sinar matahari c. Kelembaban udara

d. Kecepatan angin e. Radiasi matahari f. Evaporasi pada Class A pen

g. Temperatur air dalam Class A pen Menurut kenyataan pengumpulan data di atas ternyata tidak semudah

teorinya, hal ini dikarenakan menyangkut dua faktor teknis dan non teknis,seperti ketelitian alat, penempatannya di lapangan, mobilisasi sang pengamat, yang secara menyeluruh menyebabkan data sering terputus-putus.

Pada akhir-akhir ini di Indonesia sudah ada pemikiran lain untuk dapat memperkecil tingkat evaporasi dan inflitrasi agar air yang terlah ditampung dari suatu

waduk tidak hilang secara percuma begitu saja, terutama di daerah-daerah yang memiliki kondisi sungai kecil dengan tingkat penguapan yang tinggi. Faktor apa saja yang mempengaruhi hilangnya air (atau evaporasi bersih) pada

atmosfer : 1. Temperatur : naiknya temperatur , disebabkan oleh naiknya aktivitas molekul

air dan hilangnya molekul air, hal ini mempengaruhi nilai bersih evaporasi. Temperatur air dan temperatur permukaan yang diuapkan. Hal ini membutuhkan energi masukan yang banyak untuk merubah dari cair menjadi

gas. Temperatur (evaporasi) merupakan fungsi dari lintang, musimanm waktu perhari, dan perawanan.

2. Kelembaban relatif udara : udara yang panas dapat menampung uap air lebih banyak daripada udara yang beku. Pengukuran kandungan uap air atmosfer dinyatakan dalam persen. Berapa persen uap air yang telah dijenuhkan di

udara. Semakin tinggi kelembaban relative, laju evaporasi akan menurun. Terkadang, ini dapat juga berarti tekanan uap berkurang – dimana perbedaan

tekanan uap antara permukaan air dan atmosfer. 3. Kecepatan angin; semakin besar kecepatan anginnya, udara semakin

bercampur, dan kemungkinan untuk terjadi evaporasi. Kestabilan udara atau

udara yang diam juga mempengaruhi laju evaporasi. Selain yang disebutkan di atas temperatur permukaan merupakan faktor yang

paling berpengaruh dalam evaporasi. Daerah dengan permukaan yang panas akan mendapatkan evaporasi yang besar. Artik dan Antartika, atau lintang-menengah


64

pada saat musim dingin, evaporasi akan sangat rendah. Laut memiliki permukaan

air yang terbuka, daerah tropis dan subtropis, evaporasi sangat tinggi. 4. Ketersediaan Uap Air : Evaporasi Aktual (Actual Evaporation) terjadi pada

permukaan tertentu. Pasokan air pada tanah terbatas, tumbuhan mengalami

kesulitan untuk mengekstrak air, dan Evaporasi Aktual akan menurun begitu pula Evaporasi Potensial.

Kapasitas Lapang : kandungan kelembaban tanah maksimum dibawah drainase yang bebas. Titik Pelenyapan : kelembaban air tanah akan habis

menuju titik dimana tanaman mulai layu.

Evaporasi Potensial : Transfer kelembaban dari permukaan yang bervegetasi yang disebut sebagai Evaporasi Potensial (EP), dan ketika pasokan kelembaban pada tanah mulai tak terbatas. Evaporasi sebanding dengan radiasi bersih, misalnya :

L

RPE n

L = Panas Laten Evaporasi – 1 mm evaporaso membutuhkan 59 kalori persatuan luas.

Efek Oasis : jika area yang diairi dikelilingi oleh lapangan yang kering laju

evaporasi dapat melebihi L

Rn sekitar 25-30%. Air yang berjalan pada permukaan

yang luas akan mengambil kelembaban yang secukupnya untuk mengurangi laju evaporasi. Laju Evaporasi Potensial ditentukan oleh total ketersediaan energi

sepanjang di tempat tersebut tersedia air tanah yang tak terbatas.

4.2 Evaporasi dan Evapotranspirasi pada Lingkungan

Kejadian hujan yang jatuh ke permukaan bumi adalah merupakan proses dari

faktor- faktor meteorologi. Telah dijelaskan di bab sebelumnya. Secara garis besar evaporasi dan evapotranspirasi terjadi di udara, vegetasi,

danau, sungai, salju, tanah, batu dan di daerah rawa. Jadi nampak evaporasi dan evapotranspirasi terjadi secara serentak terjadi di

seluruh lingkungan yang secara langsung maupun tidak mempengaruhi aktivitas

manusia

4.3 Faktor-Faktor Yang Mempengaruhi Evaporasi Dan Evapotranspirasi

Faktor-faktor yang mempengaruhi evaporasi dan evapotranspirasi telah lama diketahui. Akan tetapi sukar untuk dievaluasi tersendiri untuk menentukan elemen


65

cuaca mana yang lebih dominan, hal ini dikarenakan adanya interdependent dan efek

dari masing-masing faktor. Faktor-faktor cuaca yang mempengaruhi evaporasi dan evapotranspirasi

antara lain adalah suhu udara, angin, perbedaan tekanan udara, sinar matahari, hujan ,

dan lain- lain. Kondisi cuaca berubah dari waktu ke waktu dari suatu daerah, maka hasil

pengukuran evaporasi dan evapotranspirasi adalah hanya merupakan perkiraan rata-rata saja.


66

4.4 Beberapa Macam Metode Perkiraan Evaporasi Dan Evapotranspirasi

Gambar 31 Metode Panci Evaporasi (http://www.fao.org/docrep/S2022E/)

4.4.1 Perkiraan Evaporasi

Cara-cara memperkirakan evaporasi masih tetap dalam perkembangannya.

Belum ada suatu standardisasi yang sifatnya universal, baik untuk Class A pan maupun evaporimeter. Class A pan baik bentuknya maupun penggunaannya tidak sama.

4.4.2 Class A Evaporasi pan

Class A pan penggunaannya cukup luas saat ini. Pemakaiannya bermacam-

macam, ada yang diletakkan di atas tumpukan tanah, diapungkan di atas air (danau) dan ada pula yang dikuburkan hingga permukaan air dalam Class A pan kira-kira sama dengan permukaan tanah. (perhatikan gambar 31)


67

Gambar 32 Panci Penguapan Bundar Class A Evaporasi

(http://www.fao.org/docrep/S2022E/)

Gambar 33 Panci Evaporasi Segiempat (dkenal dengan nama Sunken Colorado

pan)


Prinsip dari panci evaporasi adalah sebagai berikut :

- Panci evaporasi dipasang pada permukaan


68

- Panci evaporasi diisi dengan air yang telah diketahui kuantitasnya (area

permukaan Panci evaporasi diketahui, begitu pula kedalaman air telah dihitung)

- Air dapat menguap selama periode waktu tertentu (biasanya 24 jam). Sebagai

contoh, setiap pagi pada jam 7 pagi merupakan saat pengukuran diambil. Curah hujan, jika ada diukur pada saat itu juga.

- Setelah 24 jam, kuantitas air yang tersisa (contohnya Kedalaman air) dihitung - Banyaknya evaporasi persatuan waktu (perbedaan antara kedua pengukuran

dengan kedalaman air) dihitung, inilah yang disebut panci evaporasi : E pan

(dalam mm/24 jam) - E pan dikalikan dengan Koefesien pan, K pan, untuk mendapatkan Eto

(Evapotranspirasi pada tanaman)

Rumus : PET = K panci × E panci

Dengan PET merupakan Evapotranspirasi tanaman K panci : Koefesien Panci

E pan : Panci Evaporasi

Jika tinggi air dalam panci turun dengan sangat drastis (dikarenakan hujan yang kurang), air ditambahkan ) (lihat gambar 33). Tinggi air pada saat penambahan

air dan pengurangan air juga dicatat. Jika tinggi air naik secara cepat, air dikurangi dari panci penguapan (lihat gambar 3.5) dan tinggi air sebelum dan sesudahnya

dicatat pula.

Gambar 34 Air yang ditambahkan pada panci ketika air berkurang secara drastis



69

Gambar 35 Air yang dikurangkan pada panci ketika air bertambah dengan cepat


Penentuan K panci

Ketika mengunakan panci penguapan untuk menentukan ETo, sejogjanya dilalukan perbandingan antara evaporasi pada air permukaan panci dan evapotranspirasi pada

rumput yang standar. Tentu saja air pada panci dan rumput tidaklah bereaksi tepat sama terhadap iklim. Untuk itu diperlukan koefesien spesial, yaiut K panci untuk

menghubungkan satu sama lain.

Koefesien panci, K panci tergantung pada :

- tipe panci yang digunakan - lingkungan sekitar panci; contohnya panci ditaruh pada area yang kosong atau

area dengan tumbuhan - iklim : kelembaban dan kecepatan angin

http://www.fao.org/docrep/S2022E/


70

K panci tinggi jika : K panci rendah jika :

Panci diletakkan pada area yang tidak ditumbuhi

tanaman

Panci diletakkan dekat dengan

tanaman

Kelembaban Tinggi (lembab) Kelembaban rendah (kering)

Kecepatan angin rendah Kecepatan angin tinggi

4.4.3 Lysimeter : merupakan Blok tertutup tanah dengan tutup vegetasi

mirip yang dipunyai lingkungannya. PE = Presipitasi + Perubahan Berat - Perkolasi

Evaporimeter Tipe Thorntwaite : pasokan kelembaban dijaga oleh blok “irigasi” ketika kapanpun dirasakan perlu.

PE = Presipitasi + air yang ditambahkan - Perkolasi

4.4.4 "Evapotron": alat yang digunakan untuk transfer kelembaban. Hanya digunakan untuk penelitian saja. Lebih banyak digunakan di Australia.

4.4.5 Metode Thorntwaite

Perkiraan evapotranspirasi potensial yang mempergunakan data klimatologi dikembangkan oleh Thorntwaite untuk menentukan waterbudget dari suatu daerah

aliran sungai. Ia mengemukakan rumus umum sebagai berikut : atcPET .

Dimana : PET = evapotranspirasi potensial dalam cm untuk 30 hari dengan lama penyinaran matahari 12 jam tiap-tiap hari t = temperatur rata-rata bulanan dalam Cº

c dan a = koefesien tahunan indek I, I sendiri merupakan penjumlahan lahan dari indeks panas bulanan i selama 12 bulan

i ditentukan dengan rumus 514,15

ti

Untuk koefesien a diselesaikan dengan rumus :

49239,010.179210.77110.675 52739 IIIa

Ic

1

Maka rumus di atas menjadi a

I

tPET

106,1

Untuk Class A panci evaporasi, K panci bervariasi antara 0,35 dan 0,85. rata-rata K pan = 0,70

Untuk panci segiempat (Sunken Colorado pan), K pan bervariasi antara 0,45 dan 1,10. rata-rata K pan = 0,80


71

Untuk memperkirakan PET dengan metode Thorntwaite ini harus diketahui

temperatur rata-rata bulanan dan lintang lokasi stasiun meteorologi. Perkiraan PET menurut Thorntwaite ini dapat juga dengan mempergunakan

nomograf, dan untuk mempergunakan nomograf harus ditentukan terlebih dahulu

indeks panas tahunan. Untuk lebih jelasnya akan diberikan pada Praktikum Hidrometeorologi.

4.4.6 Metode Blaney-Gridle

Blaney-Gridle telah mengadakan percobaan dan penelitian di bagian barat Amerika Serikat dengan beberapa tumbuh-tumbuhan atau crop untuk memperkirakan evapotranspirasi. Mereka berpendapat besarnya evapotranspirasi sangat bervariasi

sesuai dengan keadaan temperatur, lamanya penyinaran matahari dan kelembaban udara bagi bermacam-macam tumbuhan.

Dari eksperimen-eksperimen yang mereka lakukan hingga didapat rumus evapotranspirasi potensial seperti di bawah ini :

128,84572,0.. tpKPET

Dimana :

K = koefesien consumtive use consumtive use yang tergantung dengan tipe dan tempat tumbuh-tumbuhan t = temperatur rata-rata bulanan

p = presentasi jumlah daytime hour dalam tahunan Besarnya koefesien K Blaney-Gridle mengemukakan 0,80 dan 0,60 masing-

masing untuk daerah yang dekat dengan pantai dan di daerah arid atau kering. Bagi daerah tropik kemungkinan koefesien K = 0,75 bagi tanaman alfalfa.

Metode Blaney-Gridle merupakan metode yang sederhana, dengan hanya

menggunakan data pengukuran temperatur. (lihat gambar 3.6). Yang harus diingat, adalah bagaimanapun juga, metode ini tidak terlalu akurat, ini menyediakan perkiraan kasar atau orde magnitude. Terutama dibawah kondisi klimat yang ekstrem, Metode

Blaney-Gridle tidak akurat, untuk area berangin kuat, kering, area yang panas, PET diabaikan (lebih dari 6-%), namun di daerah calm, lembab, area berawan, PET

diperhitungkan (lebih dari 40%).


72

Gambar 36 Metode Blaney-Gridle


4.4.7 Metode Penman

Metode Penman ini untuk memperkirakan evapotranspirasi potensial

didasarkan atas keseimbangan energi untuk menghitung perubahan volume air antara penguapan permukaan dan atmosfer. Untuk itu Penman mengemukakan rumus sebagai berikut :

N

neT

N

nrRAPET 90,010,008,056,0(55,018,01 4

Dimana :

PET = Evapotranspirasi potensial dalam mm/hari RA = maksimum solar radiasi dalam Cal/cm2.

a = albedo untuk penguapan permukaan d = pengukuran lamanya sinar matahari pada pos dalam jam dan

persepuluhan

H = lamanya hari astronomi dalam jam dan persepuluhan δ = Konstanta dari Stefan-Boltzman = 1,1810.10-7 Cal/cm2/hari/ºK

T = Temperatur udara dalam sangkar dalam ºK

http://www.fao.org/docrep/S2022E/


73

e = pengukuran tekanan uap air dalam mb

ew = maksimum tekanan uap air dalam temperatur T ea = hubungan tekanan uap air jenuh dengan slop kemiringan kurva

temperatur T

Untuk menghitung evapotranspirasi potensial menurut rumus Penman di atas, data klimatologi yang diperlukan adalah :

a. Temperatur rata-rata Harian b. Albedo yang diperkirakan, untuk yang kira-kira menyeluruh berwarna hijau,

umumnya tumbuhan seperti di daerah persawahan dan lain- lain. Perkiraan

albedo untuk tempat-tempat permukaan lain adalah :

Daerah Pasir 0,26

Daerah Batu 0,16

Daerah Hutan 0,11

Daerah Semak 0,22

Tumbuh-tumbuhan hijau 0,20

Permukaan air 0,50 sampai

0,15

Tabel 4 Albedo Perkiraan albedo untuk tempat-tempat permukaan

Kesulitan dalam mempergunakan rumus Penman ini adalah dalam memperkirakan faktor e, yaitu pengukuran uap air dalam mb di bawah sangkar. Akan tetapi untuk mengatasi hal ini dapat ditentukan dengan rumus di bawah ini :

1001

Ueee ww

Dimana :

we = tekanan uap air maksimum (mb) pada temperatur T

U = % kelembaban udara Akan lebih dijelaskan pada praktikum Hidrometeorologi

4.5 Perhitungan dan Perkiraan Evaporasi

Prinsip metode yang digunakan untuk menghitung evaporasi adalah :

4.5.1 Metode Keseimbangan Energi

Merupakan total bersih radiasi gelombang panjang dan pendek yang diterima oleh permukan (Rn) yang terjadi dari tiga proses sebagai berikut :

a) Transfer panas sensibel (H)


74

b) Panas Laten (LE) ke atmosfer, dan

c) Panas Sensibel ke bawah tanah (G)

GLEHRn

Rn didapatkan dengan menggunakan netto radiometer G : data didapatkan dari profil temperatur, fluks panas tanah

H : dipakai Rasio Bowen

LE

HB

Rasio gradien vertikal temperatur dan tekanan uap

BL

GRE n

1

Transformasi dari satu gram air menjadi uap air pada temperatur danau normal

membutuhkan sebanyak 590 kalori energi panas. Panas Laten evaporasi air bervariasi antara 596 kalori per gram pada 0ºC hingga 580 kalori per gram pada 27ºC, dan menuju 540 kalori per gram pada 100 ºC

0QQQQQQQQ vevehlwrss

Dimana Qs: Radiasi matahari yang datang

Qrs: Radiasi matahari yang dipantukan Qlw: Radiasi gelombang panjang dari air ke atmosfer

Qh: Panas laten sensibel yang ditransfer dari pertukaran

turbulent dari air ke atmosfer Qe: energi yang digunakan untuk evaporasi

Qv: Energi bersih yang diadveksi ke danau oleh aliran air. Qve: Energi yang diadveksi keluar dari badan air oleh air yang berevaporasi

Qo: Perubahan yang disalurkan ke danau Semua unit kalori persatuan sentimeter (langleys)

Transfer panas sensibel tidak dihubungkan dengan Rasio Bowen yang tidak berdimensi (R), didefinisikan sebagai :

asas EETTPR 00061.0Q

Q

e

h

Dimana : P : Tekanan Atmosfer (mb)

Ts dan Ta : Temperatur permukaan air dan udara Es dan Ea : Tekanan Uap dari permukaan air dan udara

L

TTCQQ bse

ve

Dimana : C : panas spesifik air (kalori/gram/ ºC)

Tb : temperatur acak yang digunakan pada perhitungan, 0 ºC


75

L : Panas laten Penguapan (590 kalori/gram)

L

TTCR

QQQQQ

ebs

vlwrss

Q

1

0

Jumlah energi yang digunakan untuk evaporasi (Qe) yang dihubungkan dengan kedalaman evaporasi (E0) oleh persamaan

p

e

L

QE 0

p merupakan massa jenis air (gram/cm3)

bs

vlwrss

TTRLp

QQQQQE

1

0

0

4.5.2 Metode Aerodinamis (Metode Transfer Massa)

Memperhitungkan faktor yang mengendalikan penghilangan uap air dari permukaan yang diuapkan. Gradien vertikal kelengasan dan aliran turbulens udara. Berdasarkan kecepatan angin dan kekurangan tekanan :

))((0 as EEUNfE

N : Konstanta, koefesien transfer massa f(U) : suatu fungsi kecepatan angin

Es : Tekanan Uap permukaan air Ea : Tekanan uap udara

4.5.3 Metode Kombinasi

Penman (1963) menyatakan PE sebagai fungsi ketersediaan radian energi (Rn) dan batasan (Ea) yang mengkombinasikan pengurangan penjenuhan dan kecepatan

angin. Rn = 0.75 S - Ln

0.75 S : Radiasi matahari yang diserap oleh permukaan padang rumput 25% albedo (koefesien

Ln: Radiasi Gelombang panjang bersih dari permukaan Ea = F(U) (Es-E)

F(U) = 0.35*(I+0.01u) untuk rumput yang pendekfor short grasses

u: Kecepatan angin pada 2 meter (mil/hari) Es: Tekanan penjenuhan uap (mmHg) pada rataan tekanan air

E: Tekanan uap sebenarnya pada rataan temperatur dan kelembaban

Persamaan Oliver :


76

PE = (T-Tw)*(L/L2)

2L

LTTPE w

T: Rata-rata temperatur bulananmean monthly temperature Tw: Rata-rata temperatur wet-bulb

4.5.4 Formula Temperatur

Formula Temperatur : Thornthwaite menghubungkan pengamatan dengan penggunaan air di daerah pengairan di sebelah barat U.S terhadap temperatur udaram dengan penyusaian terhadap panjangnya hari.

a

I

TbulanmmPE

106.1)/(

T: Rata-rata temperatur bulanan a: fungsi empiris I

I: Penjumlahan (Jan-Des)

514.1

5

T

Budyko:

TL

RtahunmmPE n 18.0)/( 0

Rno: Radiasi Budget Netto untuk tanah yang basah.

T : Penjumlahan rata-rata temperatur harian lebih

besar dari 10ºC

Turc:

2

9.0

I

p

PAE

P: Presipitasi tahunan (mm)

I: 305.025300 TT

4.5.5 Perkiraan Neraca

Perkiraan Aerologi

SPDE

S: Perubahan Tampungan pada tumpukan kolom udara D: divergensi atau konvergensi netto uap air keluar atau

menuju kolom


77

4.5.6 Evaporasi pada Salju

Diperkirakan 676 kalori yang dibutuhkan untuk merubah salju menjadi uap air. Tekanan uap air memiliki batas atas 6,11 mb; < 6,11 mb ketika evaporasi terjadi.( U.S. Army Corps of Engineers (1956))

asaas EEUZE 33,0

0231,0

Ea: cm/hari

Za: ketinggian di atas permukaan salju Ua: Kecepatan angin (km/hari)

Es-Ea: tekanan uap air dalam mb 4.6 Pengurangan Evaporasi

Pengurangan evaporasi dengan mengendalikan laju penguapan air adalah penting dari

segi ekonomi. Hal ini dapat dilakukan denagn berbagai cara: Mengurangi permukaan air yang terbuka (reservoir, danau, saluran,

singai, dan lain- lain) hingga minimum Menutup dengan bahan yang mengapung yang memiliki koefisien

refleksi yang tinggi

Menggunakan suatu penutup plastik yang mengapung Menyediakan suatu atap di atas kawasan

Menghilangkan vegetasi yang tidak perlu (khususnya dalam air) yang menyebabkan transpirasi tinggi

Menggunakan lapisan permukaan. Setil alkohol (atau disebut

heksadekonal) memberikan hasil yang memuaskan (Roberts, 1957) Menyimpan air pada reservoir tanah. Ini juga disukai dengan maksud-

maksud untuk pemurnian (dengan infiltrasi) Memperlakukan tanah dengan bahan-bahan kimia (seperti setil alkohol)

untuk mengurangi transpirasi. Teknik ini masih dalam penelitian

(Eagleson,1970)`


78

BAB V

DEBIT AIR SUNGAI

Jika intensitas curah hujan maupun lelehan salju melebih laju infiltrasi, maka

kelebihan air mulai berakumulasi sebagai cadangan permukaan. Bila kapasitas

cadangan permukaan dilampaui (merupakan fungsi depresi permukaan dan gaya

tegangan muka), limpasan permukaan mulai sebagai suatu aliran lapisan yang tipis.

Pada akhirnya, lapisan aliran ini berkumpul ke dalam saluran sungai yang diskrit.

Dalam artian yang umum, air yang mengalir pada saluran-saluran yang kecil ini,

parit-parit, sungai-sungai dan aliran-aliran merupakan kelebihan curah hujan terhadap

evapotranspirasi, cadangan permukaan dan air bawah tanah.

Dalam kepustakaan kata-kata yang berlainan seperti limpasan, aliran sungai, debit

sungai digunakan untuk mengartikan sesuatu yang sama (Chow, 1964 dan Ward,

1967). Untuk mengatasi sebagian kesulitan tersebut terminologi berikut digunakan di

sini.

- Limpasan : Bagian presipitasi (juga konstribusi-konstribusi permukaan dan

bawah permukaan) yang terdiri atas gerakan gravitasi air dan nampak pada

saluran permukaan dari bentuk permanen maupun terputus-putus. Kata-kata

yang sinonim : aliran sungai, debit sungai maupun produksi tangkapan.

- Aliran murni : Limpasan yang tidak dipengaruhi oleh pengaliran buatan,

simpanan, maupun tindakan manusia lainnya pada atau di atas saluran

maupun pada daerah aliran sungai.

- Limpasan permukaan : Bagian limpasan yang melintas di atas permukaan

tanah menuju saluran sungai. Kata-kata yang sinonim : limpasan di atas lahan


79

(beberapa ahli membedakan limpasan permukaan dengan limpasan di atas

lahan)

- Limpasan bawah permukaan (limpasan hujan bawah permukaan, aliran bawah

permukaan) : Limpasan ini merupakan sebagain dari limpasan permukaan

yang disebabkan oleh bagian-bagian presipitasi yang berinfiltrasi ke tanah

permukaan dan bergerak secara lateral melalui horizon-horizon tanah bagian

atas menuju sungai. Kata-kata yang sinonim : aliran hujan bawah permukaan,

aliran bawah permukaan, aliran antara dan perembesan.

- Limpasan permukaan langsung : Bagian limpasan permukaan memasuki

sungai secara langsung setelah curah hujan maupun lelehan salju. Limpasan

ini sama dengan : kehilangan presipitasi (=intersepsi + inflitrasi +

evapotranspirasi + cadangan permukaan). Kata-kata sinonim adalah :

limpasan langsung dan limpasan hujan. Limpasan permukaan langsung

adalah sama dengan hujan efektif jika hanya hujan yang terlibat dalam

membentuk limpasan permukaan. Kelebihan presipitasi (atau kelebihan curah

hujan) adalah sama dengan konstribusi presipitasi terhadap limpasan

permukaan.pada gambar 37, tip-tipe limpasan dan alirannya disajikan.

Presipitasi dalam setiap bentuk, jatuh ke atas vegetasi, batuan gundul, tanah,

permukaan, permukaan air dan saluran sungai (selanjutnya disebut presipitasi

saluran). Air yang jatuh di atas vegetasi diintersepsi (yang kemudian

berevaporasi dan /atau mencapai permukaan tanah) selama suatu waktu

maupun secara langsung jatuh di atas tanah (khususnya pada kasus dengan

hujan-hujan berintensitas tinggi dan lama). Bagian hujan yang pertama

membasahi permukaan tanah dan vegetasi. Selanjutnya, lapisan tipis air

dibentuk di atas permukaan tanah yang disebut dengan detensi permukaan.

Jika lapisan air ini menjadi lebih besar (atau lebih dalam), maka aliran air

mulau berbentuk laminer. Namun, jika kecepatan aliran meningkat maka

turbulensi juga meningkat. Aliran ini disebut Limpasan Permukaan. Air yang

mengalir ini akhirnya mencapai saluran sungai dan menambahkan debit


80

sungai. Selama perjalanan limpasan permukaan (Qs) air disimpan di atas

permukaan tanah sebagai cadangan depresi. Air yang berinfiltrasi yang hilang

dari presipitasi dapat memberikan konstribusi terhadap debit saluran melalui

limpasan bawah permukaan(Qss) dan/atau debit air tanah (Qg).

Seperti yang telah dijelaskan panjang lebar di atas, rangkaian air yang

memebrikan konstribusi kepada debit sungai dapat dirangkum sebagai berikut ;

a. Presipitasi (atau saluran) langsung

b. Limpasan permukaan

c. Limpasan bawah permukaan

d. Debit airtanah

e. Lelehan salju

Satuan debit adalah volume per waktu (m3/detik, liter/hari, m3/tahun, dan lain).

5.1 Faktor-Faktor Yang Mempengaruhi Limpasan

Faktor-faktor yang mempengaruhi volume total limpasan

A. Faktor-faktor iklim

- Banyaknya presipitasi

- Banyaknya evapotranspirasi

B. Faktor-faktor Daerah Aliran Sungai

- Ukuran Daerah aliran sungai

Tinggi tempat rata-rata daerah aliran sungai (pengaruh orografis)


81

Gambar 37 Limpasan Permukaan


82

Gambar 38. Tipe-tipe Limpasan dan alirannya

5.2 Hubungan Curah Hujan dengan Limpasan

Dalam mengkaji hubungan curah hujan

dengan limpasan, penting sekali mempertimbangkan

pembagian tahun yang baru. Tahun air lebih baik

daripada tahun kalender, karena pembagian didasarkan

atas awal dan akhir tahun pada suatu waktu ketika

aliran sungai berada pada keadaan yang terendah.

Hubungan antara curah hujan dan limpasan

tidaklah langsung. Di antara keduanya, evaporasi,

intersepsi, cadangan depresi, cadangan salju dan

infiltrasi kemiringan, bentuk, ketinggian, tata guna


83

lahan, geologi daerah aliran langsung dari curah hujan dengan limpasan untuk hujan

angin individual biasanya tidak menghasilkan korelasi yang memuaskan. Sekalipun

demikian, adalah mungkin untuk membuat suatu hubungan empiris untuk suatu

daerah aliran sungai tertentu yang didasarkan atas jumlah-jumlah dalam tahun-air.

Pada iklim-iklim sedang dan tropis, iklim basah, umumnya diperoleh suatu

hubungan garis lurus. Rumus empiris dari type tersebut, LPcQ , memberikan

hubungan itu. Sebaran titik tahunan di sekitar garis lurus disebabkan oleh keragaman

tahunan, yaitu :

a) Evapotranspirasi

b) Tinggi muka air pada tahun sebelumnya

c) Agihan presipitasi tahunan dan musiman

Gambar 39 Hubungan Antara Curah Hujan Dengan Limpasan

Hubungan curah hujan dengan limpasan atas dasar bulan adalah jauh lebih

rumit dibandingkan atas dasar tahunan. Hal ini disebabkan karena kondisi


84

sebelumnya memainkan peranan yang lebih penting dalam mengatur limpasan.

Kerapkali hubungan tersebut tidak jelas. Hubungan curah hujan dan limpasan dapat

lebih diperbaiki bila faktor- faktor lainnya seperti selang tahun (minggu dalam

setahun), lamanya hujan angin,

5.3 Konsep Hidograf

Hidograf adalah suatu grafik yang menunjukkan keragaman limpasan (dapat

juga tinggi muka air, kecepatan, beban sedimen, dll) dengan waktu. Hidograf periode

pendek terdiri atas beberapa cabang naik, puncak (maksimum) dan cabang turun.

Bentuk umum hidograf ini dikendalikan oleh faktor-faktor meteorologis (jumlah dan

intensitas curah hujan, dll), agihan (agihan areal dan waktu curah hujan) dan tanah.

Karena itu, hidrograf merupakan salah satu tanggapan aliran sunga terhadap masukan

curah hujan.

Anggaplah proses limpasan sebagai hasil dari curah hujan yang diagihkan

secara seragam (dalam waktu dan luas) pada suatu tangkapan, (gambar 5.2)

Gambar 40 Komponen Hidograf Periode Pendek

Proses ini dapat dilakukan dalam 5 tahap, yaitu:

Tahapan I : Periode tak hujan


85

i. Air tanah memberikan ar terhadap sungai sebagai aliran dasar (baseflow) dan

karena itu muka air tanah menurun, yang menyebabkan mengeringnya lapisan

tanah tak jenuh.

ii. Evapotranspirasi menambah meningkatnya defisiensi lengas tanah (kapasitas

lapangan minus kandungan air aktual)

iii. Hidograf hanya merupakan suatu kurva deplesi dan limpasan sungai adalah

100% dari air tanah

Tahapan II : Periode hujan awal

i. Sebagian curah hujan ditahan oleh intersepsi

ii. Sebagian dari hujan ditahan sebagai cadangan depresi

iii. Hampir tidak terdapat limpasan permukaan. Air hanya digunakan untuk

membatasi tanah

iv. Hidograf berubah dari kurva deplesi ke cabang naik

Tahapan III : Kesimpulan hujan

i. Cadangan depresi berada pada kapasitas maksimum

ii. Infiltrasi mulai

iii. Limpasan permukaan mulai (Qs) dan menyebabkan peningkatan yang terus

menerus pada tinggi muka air sungai

iv. Defisiensi lengas tanah menurun. Diduga bahwa perkolasi belum berlangsung.

Oleh karena itu, muka air tanah tetap pada tinggi muka air yang sama karena

tidak terdapat pengisian kembali.

Tahapan IV : Berhentinya hujan

i. Air yang masih bersisa di atas tanah mengalir sebagai limpasan permukaan ke

sungai

ii. Infiltrasi berlanjut

iii. Limpasan sungai disebabkan oleh air dalam kanal, cadangan kanal (R), dan

menurun dengan waktu


86

iv. Pada titik Z, cadangan kanal adalah nol dan limpasan sungai disebabkan oleh air

yang dipasok oleh air tanah. Hal ini juga disebabkan akhir dari limpasan

permukaan.

Tahapan V : Periode tak hujan yang baru

i. Lengas tanah berada pada kapasitas lapangan

ii. Akifer diisi kembali. Karena itu, air tanah mulai menambah limpasan sungai

iii. Kurva deplesi yang baru berlanjut

Kita sekarang akan mengetahui bahwa debit yang diukur di suatu sungai terdiri atas

dua komponen, yaitu :

Q = limpasan permukaan + limpasan air tanah (aliran dasar)

Misalnya,

Q1 = aliran dasar

Q2 = aliran dasar + limpasan permukaan

Q3 = aliran dasar (termasuk pengisian kembali air tanah) + limpasan

permukaan

Bila kita membandingkan curah hujan dengan hidrograf maka

Volume hujan yang dipresipitasikan = dtAi

Dimana : i = intensitas curah hujan

A = luas daerah aliran sungai

td = lama curah hujan

dtAi = kehilangan + limpasan permukaan + pengisian kembali air tanah

Kehilangan = defisiensi lengas tanah + intersepsi + cadangan depresi +

evapotranspirasi

Curah hujan efektif = limpasan permukaan

Pada umumnya sebagai berikut :

dtAi = kehilangan + dtQdtQ ds


87

Untuk hidograf-hidograf jangka panjang (misalnya 1 tahun) prinsip-prinsip proses

limpasan yang dibahas di atas tetap sama. Tipe-tipe utama hidograf jangka panjang

dibedakan sebagai berikut :

a) Hidograf bergigi : baik karena curah hujan yang berintensitas tinggi maupun

kapasitas infiltrasi yang rendah, lahu curah hujan yang berlebihan (menjadi

limpasan permukaan) seringkali dijumpai menyebabkan fluktuasi yang kecil,

karena limpasan permukaan pada suatu keragaman limpasan di seluruh

musim. Konstribusi air tanah selalu dapat ditemukan dengan menghubungkan

titik-titik yang rendah pada hidograf dengan kurva yang lebih halus.

b) Hidograf halus : Baik karena curah hujan yang berintensitas rendah maupun

kapasitas infiltrasi yang tinggi, air tanah yang mengisi sungai menjadi

dominan. Hidograf yang dihasilkan adalah halus dan menunjukkan

maksimum setelah musim hujan, yang secara berangsur-angsur menurun

hingga akhir periode musim kemarau.

c) Tipe hidograf yang ketiga adalah apa yang sering ditunjukkan oleh sungai-

sungai yang besar. Selama musim penghujan debit terutama disebabkan oleh

limpasan permukaan. Pada bulan-bulan sisanya, hidograf mengambil bentuk

kurva deplesi air tanah yang sederhana

5.4 NERACA AIR

5.4.1 Metoda F.J.Mock

Rincian air yang mauk (inflow) dan yang keluar (outflow) ke dan dari siklus

hidrologi untuk satu wilayah selama periode tertentu dinyatakan dalam

kesetimbangan air (water balance)

Meskipun konsepnya sederhana, dalam prakteknya penentuan dan

perhitungan water balance cukup rumit. Karena prosesnya tergantung pada banyk

faktor dan saling terkait serta mempengaruhi satu sama lain.

Dalam studi water balance ini, tahapan pertama adalah mengindentifikasi

komponen-komponen berdasarkan proses siklus hidrologi. Asumsi yang digunakan

oleh F.J.Mock (Mock,1973) adalah semua air dapat mengisi tanah dengan


88

penggunaan utama untuk memenuhi kebutuhan evapotranspirasi, kelebihan air

mengisi soil moisture sampai mencapai harga maksimum dan sisa air akan dihitung

sebagai water surplus. Kehilangan air dalam hal ini evapotranspirasi, mengasumsikan

bahwa air selalu tersedia cukup di alam, tetapi alam tidaklah demikian. Sehingga

perlu menghitung evapotranspirasi minimal (limited evapotranspiration) yang terjadi

pada musim kering.

Perumusan evapotranspirasi minimal adalah sebagai berikut :

20

18^

nmEE p

Dimana :

^E : Perbedaan antara potensial evapotranspirasi dengan evapotranspirasi minimal

Ep : potensial evapotranspirasi (mm/bln) metode Penman

n : jumlah air setiap bulan

m : prakiraan permukaan yang tidak tertutup permukaan

Nilai faktor m dapat diperkirakan melalui tutupan lahan dan jumlah hari hujan dalam

setiap bulan.

5.4.2 Prosedur Perhitungan Water Balance F.J.Mock

Dalam perhitungan water balance dengan metode F.J.Mock terdapat

beberapa tahap pengolahan data yang harus dikerjakan, yaitu sebagai berikut :

5.4.2.1 Perhitungan Evapotranspirasi

Data Klimatologi :

a. Temperatur (T)

b. Kelembaban (RH)

c. Jumlah hari hujan (n)

d. Kecepatan angin pada ketinggian 2 meter (W2)

Berdasarkan persamaan Penman :


89

2

4

01,035,0

9,01,0092,056,055,0_18,01

27,0

27,0

WkeeE

SeTSrRH

A

EAHE

daa

d

a

Dengan :

E : Potensial evapotranspirasi (mm H2O/hari)

Ea : Evaporasi (mm H2O/hari)

A : Kemiringan kurva tekanan uap air jenuh pada suhu udara (Tabel 5.1)

B : 4T = radiasi black body pada temperature udara (mm H2O/hari) (Tabel 5.2 )

ea : tekanan uap jenuh pada suhu rata-rata (mmHg) (Tabel 5.3)

ed : tekanan uap sebenarnya (mmHg) ed = RH ea

R : Radiasi solar pada permukaan horizontal d i atas atmosfer (mm H2O/hari) (Tabel

5.4)

r : koefesien refleksi (%)

S : Radiasi matahari

W2 : kecepatan angin pada ketinggian 2 meter (mil/hari)

K : koefesien kekasaran, k= 0,5 untuk permukaan air, k = 1 untuk tanaman.

Kecepatan angin standar adalah pada ketinggian 10 meter, sehingga perlu dikoreksi

untuk mendapatkan kecepatan angin pada ketinggian 2 meter, dengan rumus sebagai

berikut :

75,410log656,0233,010

hV

Vh

Dengan :

Vh : kecepatan angin pada ketinggian h meter

V10 : kecepatan angin pada ketinggian 10 meter

h : ketinggian dalam meter

Sunshine :

%9025,2 nS dengan n adalah jumlah hari hujan.


90

Potensial evapotranspirasi yang dihitung ini adalah potensial evapotranspirasi harian,

sehingga untuk bulanan dikalikan dengan banyaknya hari dalam setiap bulannya.

5.4.2.2 Evapotranspirasi Minimal

Evapotranspirasi potensial mengasumsikan bahwa air selalu tersedia cukup

di alam, tetapi kenyataannya tidaklah demikian, sehingga perlu dihitung minimalnya

(aktualnya).

Dengan persamaan :

md

EE p

30 (mm/bln)

Dimana :

E : Perbedaan antara potensial dan evapotranspirasi minimal

Ep : evapotranspirasi potensial (mm/bln)

m : perkiraan permukaan yang tidak tertutup tanaman

d : jumlah hari kering setiap bulan

,2

327 nd dengan n jumlah hari hujan per bulan

Sehingga :

nm

EE p

18

20

Dengan :

m = 0 hutan

m = 20% - 60% daerah perkotaan

m = 10% tumbuhan hijau

EEEI p


91

5.4.3 Perhitungan Neraca Kesetimbangan Air

5.4.3.1 Rata-Rata Curah Hujan

Curah hujan bulanan dihitung dengan memakai cara Thiessen atau

rata-rata. Hal ini telah dijelaskan pada bab sebelumnya.

5.4.3.2 Kelebihan Air (Ws)

ElCHWs

Dengan :

Ws : Water surplus

CH : curah hujan rata-rata bulanan

El : evapotranspirasi minimal

Air hujan yang turun dipergunakan untuk memenuhi kebutuhan

evapotranspirasi. Bila curah hujan dikurangi evapotranspirasi bernilai negatif, maka

terjadi lengas tanah (soil moisture) berkurang dari harga maksimum. Tetapi bila curah

hujan dikurangi evapotranspirasi bernilai positif, maka terlebih dahulu mengisi

kekurangan harga lengas tanah sehingga mencapai harga maksimum. Kelebihan air

terjadi bila kelebihan air setelah lengas tanah telah maksimum dan kelebihan air ini

merupakan water surplus. Nilai lengas tanah didasarkan pada tekstur tanah dan

tumbuh-tumbuhan (ada pada tabel)

Soil Moisture (lihat tabel)

Soil storage : pada bulan kering (R-Ep) > 0 soil storage negatif

Water surplus > 0 bila soil storage dan (R-Ep) > 0

5.4.3.3 Run Off dan Ground Water Storage

a. Infiltrasi

Faktor infiltrasi didasarkan pada porositas jenis tanah, vegetasi, suhu, dan

lain- lain (lihat tabel )

Infiltrasi (I) = k Ws


92

Dengan k adalah faktor infiltrasi berdasarkan kq

qt 0

, atau berdasarkan

pada porositas jenis tanah (lihat tabel 5.5)

b. Storage Volume

nnn iKKVV 12

11

K : konstanta potensial Ground Water Storage = koefesien alir tanah (lihat

tabel)

c. Base Run Off (Base Flow)

nnnn VVIB 1 (mm/thn)

d. Direct Run Off (DRO)

DRO = ns LW (mm/thn)

e. Run Off (RO)

RO = DRO + Bn (mm/thn)

Tabel 5 Hubungan Temperatur dan Kemiringan kurva tekanan uap air

jenuh

T(ºC) 10 12 14 16 18 20 22 24 26 28 30

A 0.342 0.385 0.432 0.464 0.541 0.603 0.671 0.746 0.820 0.917 1.013


93

Tabel 6 Hubungan Temperatur dan B (konstanta Boltzman)

T(ºC) B

25 15.92

26 16.1

27 16.34

28 16.56

29 16.79

30 17.01

Tabel 7 Hubungan Antara suhu dan Ea

T(ºC) Ea (mmHg)

25 23.76

26 25.73

27 26.98

28 28.59

29 30.20

30 31.82

Tabel 8 Hubungan lintang dengan radiasi matahari (R)

Lintang R

10º LU 14.23

0º 14.43

10º LS 14.20


94

Tabel 9 Tabel Porositas Pada Batuan Endapan

No Material Porositas

(%)

1 Kerikil kasar 28

2 Kerikil sedang 32

3 Kerikil 34

4 Pasir kasar 39

5 Pasir Menengah 39

6 Pasir Halus 43

7 Lumpur (siflt) 46

8 Lempung (clay) 42

9 Batu Pasir Putih halus 33

10 Batu Pasir Putih sedang 37

11 Batu Kapur 30

12 Dolomite 26

13 Bukit Pasir 45

14 Loess 49

15 Peat 92

16 Schist 38

17 Batu Lumpur 35

18 Batu Lempung 43

19 Batu Sabak (shale) 6

20 Tilt Dominan Lumpur 34

21 Tilt Dominan pasir 4

22 Tuff 41

23 Basalt 17

24 Gabbro Lapuk 13

25 Granite Lapuk 45


95

5.5 Analisis Banjir Perioda Ulang dan Penanggulangannya

Definisi banjir banyak ragamnya, kita mengenal 2 macam banjir, yang

pertama adalah terjadinya peristiwa genangan pada daerah yang biasanya kering; dan

yang kedua adalah terjadinya pada limpasan air pada alur sungai yang disebabkan

karena debit pada sungai melebihi kapasitas pengalirannya.

Banjir tidak menjadi persoalan selama peristiwa tersebut tidak menimbulkan

persoalan bagi kehidupan manusia. Namun sejak manusia bermukim dan melakukan

berbagai kegiatan di daerah dataran banjir, persoalan banjir akan timbul dan sejak itu

pula manusia telah berusaha mengurangi kerugian-kerugian yang disebabkan oleh

banjir. Sejalan dengan proses berkembangnya masyarakat baik jumlah penduduk

maupun tingkat kehidupannya, maka persoalan yang ditimbulkan oleh banjir dirasa

semakin meningkat pula. Apabila kita lihat bahwa peristiwa banjir pada umumnya

adalah merupakan interaksi dari kejadian alam biasa dan pengaruh perbuatan manusia

itu sendiri.

Pengendalian banjir pada umumnya hanyalah merupakan usaha untuk

mengurangi kerugian akibat banjir berhubung tindakan ini mempunyai keterbatasan.

Usaha pengendalian banjir secara mutlak adalah tidak mungkin dilakukan selain juga

tidak ekonomis. Pengendalian banjir yang dikerjakan pada suatu sungai pada

umumnya dinyatakan dalam pengendalian pada besara debit banjir tertentu, yang

dinyatakan dalam periode ulang atau dalam persen kemungkinan terjadinya debit

banjri dalam satu tahun.

5.5.1 Sebab-Sebab Terjadinya Persoalan Banjir

Pada umumnya persoalan banjir ditimbulkan oleh dua hal, yaitu : banjir

sebagai akibat tindakan perbuatan manusia, dan yang ditimbulkan oleh keadaan dan

peristiwa alam tanpa campur tangan manusia.

- Persoalan banjir yang timbul akibat perbuatan manusia


96

a) Timbulnya daearh-daerah pemukiman sehingga genangan banjir

pada daerah tersebut yang semula bukan merupakan persoalan

bagi manusia lambat laun berubah menjadi persoalan

b) Alur sungai semakin menyempit disebabkan oleh adanya

pemukiman sepanjang kiri-kanan alur sungai tersebut.

c) Debit sungai (puncak banjir) untuk periode ulang tertentu

menjadi lebih besar yang pada umumnya disebabkan oleh

perubahan-perubahan tata guna lahan baik yang berada di daerah

hulu maupun yang berada di daerah hilir, dan perubahan tata

guna lahan di daerah hulu sungai dapat memperbesar run off dan

memperkecil peresapan

d) Kurangnya kesadaran masyarakat antara lain berupa kegiatan

pemanfaatan sungai dan saluran-saluran untuk tempat

pembuangan sampah sehingga menimbulkan banjir.

- Persoalan banjir yang ditimbulkan oleh keadaan dan peristiwa alam

tanpa campur tangan manusia

a) Curah hujan yang tinggi yang menimbulkan debit air sungai

lebih besar dari kapasitas alur sungai

b) Terjadinya pembendungan pada muara sungai akibat air pasang

dari laut

c) Terdapatnya hambatan-hambatan terhadap aliran sungai yang

disebabkan oleh faktor geometri alur sungai

d) Kemiringan sungai yang sangat landai sehingga kapasitas

pengaliran kecil

Pada umumnya penyebab timbulnya persoalan banjir pada suatu sungai

adalah merupakan interaksi dari beberapa macam penyebab yang telah disebutkan di

atas.


97

5.5.2 Banjir Periode Ulang

5.5.2.1 Metode Banjir Periode Ulang

Untuk menentukan debit banjir dapat dilakukan berbagai cara, misalnya

dengan persamaan empiris, hidograf satuan dan model simulasi. Selama data

pengamatan banjir tidak tersedia atau tidak cukup untuk membuat hidograf satuan,

maka pendekatan lain yang dapat dilakukan adalah membuat model simulasi. Model

simulasi didasarkan bahwa debit aliran pada suatu outlet basin merupakan hasil

proses hidrologi yang ada dalam basin tersebut.

Model simulasi merupakan suatu proses deterministik yang terdiri dari

serangkaian persamaan matematik yang mewakili serangkaian kejadian di dalam

suatu sistem hidrologi untuk selama periode waktu yang telah ditentukan. Hasil yang

didapat menjelaskan berbagai proses yang ada pada suatu siklus hidrologi dengan

menggunakan teori yang sudah dikembangkan.

Dalam memperkirakan banjir rencana tertinggi untuk setiap daerah

pengaliran sungai terlebih dahulu dicari besarnya curah hujan tiap-tiap jam dari curah

hujan rencana. Untuk itu terlebih dahulu dicari besarnya curah hujan rata-rata harian

maksimum yang terjadi tiap tahun.

Dengan menggunakan metode frekuensi analisis Daerah Pengaliran Sungai

sesuai dengan tahun berulangnya (return period), kemudian diplot pada Gumbel̀ s

paper. Curah hujan rencana yang didapatkan adalah besarnya curah hujan harian,

sedangkan untuk memperkirakan debit banjir yang tertinggi perlu dipelajari curah

hujan per jam. Untuk itu perlu dikumpulkan pola-pola curah hujan tertinggi yang

pernah terjadi pada setiap Daerah Pengaliran Sungai yang diambil dari pos hujan

otomatik yang ada di sekitar daerah pengaliran sungai, dalam hal ini terlebih dahulu

dibuat Mass Curve Rainfall. Dengan diketahuinya pola distribusi curah hujan per jam

dan besarnya curah hujan rencana per jam yang merupakan input ke dalam model.


98

5.5.2.2 Memilih Banjir Rencana

Dalam menentukan besarnya periode ulang (return period) yang cocok bagi

suatu perencanaan proyek tertentu, maka selalu dengan probability (kemungkinan)

dan resiko kegagalannya.

Apabila banjir rencana mempunyai periode ulang (return period) sama

dengan T tahun dan resiko r, dari banjir rencana yang terjadi dalam L umur proyek

yang direncanakan ialah :

LT

r

111

dimana , r = resiko terjadinya banjir (kegagalan)

T = periode ulang (return period)

L = periode tahun tertentu (umur proyek yang direncanakan)

Sebagai contoh, apabila suatu banjir rencana yang besarnya periode ulang

(return period) 20 tahun dan akan terjadi dalam 3 tahun mendatang, maka terjadinya

resiko kegagalan adalah sebagai berikut :

143,0

395,01

320

111

r

atau 14%, selanjutnya pada tabel di bawah ini ditunjukkan hubungan periode ulang

(return period) yang diperlukan dengan suatu resiko kegagalan dengan umur proyek.

Tabel di bawah ini menunjukkan percent probabilitas dari N-tahun kejadian banjir

dalam suatu periode tertentu.

Sebagai contoh pada tabel tersebut kemungkinan banjir 200 tahunan terjadi

pada 2 tahun mendatang adalah sebesar 1%.


99

Tabel 10 Probabilitas dari N Tahun Kejadian Banjir

Jumlah

tahun

dalam

periode

tertentu

5

10

20

50

100

200

500

1000

1 20 10 5 2 1 0.5 0.2 0.

2 33 19 10 4 2 1 0.4 0.

3 45 27 14 6 3 1.5 0.6 0.

5 63 41 22 10 5 2.5 1 0.

10 87 65 40 18 9 5 2 1

20 98 88 64 33 17 10 4 2

30 99.8 96 78 45 24 14 6 3

60 - 99.8 94 70 43 26 11 6

100 - - 99.4 87 60 39 18 9

200 - - - 98.2 74 6363 33 18

500 - - - - 99.6 92 63 39

1000 - - - - - 99.3 96 63

N = rata-rata periode ulang T tahun

Tabel 11 Probabilitas Banjir untuk 1 tahun

Flood Probabilities for any one year

"Year" Probability Percent Flows

500 0.002 00.2% Extreme

100 0.010 01.0% Heavy to extreme

50 0.020 02.0% Moderate

25 0.040 04.0% Light to moderate

10 0.100 10.0% Light

5 0.200 20.0% Mild


100

5.5.2.3 Analisis Probabilitas Debit Banjir

Analisis probabilitas didefinisikan sebagai besarnya debit banjir dengan

suatu probabilitas P yang terjadi atau dilampaui dalam setiap tahun. Periode ulang

(return period) T disebut sebagai ganti dari probabilitas P dalah banjir rencana.

Periode ulang dari probabilitas secara matematis berlawanan :

TP

1

Banyak formula untuk menentukan plotting position ,tetapi yang paling umum

dipakai adalah Weibul sebagai berikut :

1

N

mP atau

m

NT

1

dimana P = probabilitas banjir rencana

m = nomor urut (ranking) dari kejadian banjir yang diurut dari besar ke kecil

N = jumlah data

T = periode ulang (return period)

Berbagai formula lain dari probabilitas plotting (secara grafis) untuk

menentukan periode ulang T, seperti tabel 5.8

Tabel 12: Formula untuk menentukan periode ulang (return period) T

Formula T Distribusi T untuk N=50 , m =

- California (1923)

m

N

50

- Hazen (1930)

12

2

m

N

Normal 100

- Weibul (1939)

m

N 1

Normal & Pearson III 51

- Blom (1958)

375,0

25,0

m

N

Normal 80,4


101

- Beard (1962)

3,0

4,0

m

N

Pearson II 72

- Gringorten (1963)

44,0

12,0

m

N

Exponential, extreme value I 89,5

Apabila diperkirakan distribusi data mengikuti normal distribusi, maka

dalam memplot hubungan besarnya kejadian banjir dan probabilitas T

1dilakukan

pada kertas normal, dalam perhitungan frekuensi distribusi cara lainnya dikenal

berupa Gumbe’l, Log-Pearson type III, EVI fungsi distribusi log Normal.

5.5.2.4 Kemungkinan Banjir Maksimum (Probable

Maximum Flood)

Dalam penelitian ini, juga diperkirakan banjir yang mungkin terjadi

Probable Maximum Flood (PMF) sesuai dengan kemungkinan terjadinya hujan

tertinggi atau Probable Maximum Precipitation(PMP). Hujan terbesar yang mungkin

terjadi diperkirakan dengan Metode Empiris Hershfield yang dinyatakan sebagai

berikut +

nSKXPMP

dimana, PMP = Probable Maximum Precipitation (mm)

X = rata-rata curah hujan maksimum

Sn = standard deviasi (mm)

K = konstanta (=15)

Untuk itu, dicari terlebih dahulu besarnya curah hujan tertinggi per jam yang

mungkin terjadi di setiap daerah pengaliran sungai. Dengan cara yang sama seperti

dalam memperkirakan banjir rencana tertinggi, dimana basin dan run off

characteristics, initial condition, base flow, soil moisture index dan besarnya curah

hujan per jam (PMP), sebagai input ke dalam Model Simulasi, didapatkan besarnya


102

banjir yang mungkin terjadi Probable Maximum Flood (PMF) di daerah pengaliran

sungai.


103

DAFTAR PUSTAKA

Chow, Ven Te, Ph.D., 1983 : Handbook of Applied Hydrology A Compendium of

Water Resources Technology, McGraw-Hill, New York.

Gumbel, E.J, 1954 : Statistical Theory of Draughts: Proceeding of ASCE Volume 80,

Separate 439.

Kumpulan Makalah : Analisa Hidograp. Direktorat Jenderal Pengairan. Departemen

Pekerjaan Umum. Indonesia.

Lehre, Andre, DR., 2000 : Penman Approach To Evaporation And

Evapotranspiration. Handouts Lecture, Dept. of Geology, Humboldt State

University. USA.

Linsley, R.K., M.A. Kohler dan J.L.H. Paulus. 1958 : Hydrology for Engineers

McGraw-Hill, New York.

Mock, F.J, DR., 1973 : Land Capability Appraisal Indonesia, Water Availability

Appraisal. Report Prepared for Land Capability Appraisal Project. Food And

Agriculture Organization of the United Nations. Bogor, Indonesia.


104

Runtiarko, Ir., M.Sc., 1993 : Analisa Banjir Perioda Ulang dan Penanggulangannya.

Makalah Seminar Aspek Geofisika dalam Mitigasi Bencana Alam, Aula

Barat – ITB, Bandung, Indonesia.

Seyhan, Ersin., 1990 : Dasar-Dasar Hidrologi. Gajah Mada University Press.

Indonesia.

Todd, David Keith, 1923 : Groundwater Hydrology Second Edition. John Wiley &

Sons, Canada.

Ward & Robinson, 2000 : Evapotranspiration, Journal Reading Manual. USGS

Website. USA.

Wilson, E.M., 1993 : Hidrologi Teknik. Edisi keempat. Penerbit ITB, Indonesia

World Meteorological Organization., 1983 : Guide to Hydrological Practices Volume

II Analysis,Forecasting and Other Applications. Secretariat of the World

Meteorological Organization – Geneva – Switzerland.


105

bab i pendahuluan - sgcobinsus.files.wordpress.com fileoleh hidrometeorologi oleh muhammad edisar...

Documents