MAKALAH PENGUAPAN, HIDROLOGI

BAB III

PENGUAPAN

3.1. Pendahuluan

Penguapan adalah proses berubahnya bentuk zat cair ( air ) menjadi gas ( uap ) dan

masuk ke atmosfer. Dalam Hidrologi, peenguapan dapat dibedakkan menjadi dua

macam, yaitu :

Evaporasi Transpirasi

Evaporasi diberi notasi ( E0 ) adalah penguapan yang terjadi dari permukaan air

seperti laut, danau, sungai, permukaan tanah ( genangan di atas tanah dan penguapan

dari permukaan air tanah yang dekat dengan permukaan tanah ) dan permukaan tanaman

( intersepsi )

Apabila permukaan air tanah cukup dalam, evaporasi dari air tanah adalah kecil dan

dapat diabaikan. Intersepsi adalah penguapan yang berasal dari air hujan yang berada

pada permukaan daun, ranting, dan batang tanaman. Sebagian air hujan yang jatuh akan

tertahan oleh tanaman dan menempel pada daun dan cabang, kemudian akan menguap.

Transpirasi ( Et ) adalah penguapan melalui tanaman, dimana air tanah diserap oleh

akar tanaman yang kemudian dialirkan melalui batang sampai ke permukaan daun dan

menguap menuju atmosfer. Di lapangan sulit membedakan antara penguapan dari badan

air, tanah, dan tanaman. Oleh karena itu, biasanya evaporasi dan transpirasi di cakup

menjadi satu yang disebut evapotranspirasi yaitu penguapan yang terjadi di permukaan

lahan, yang meliputi permukaan tanah dan tanaman yang tumbuh di permukaan

tersebut. Laju evaporasi, transpirasi, evapotranspirasi dinyatakan dengan volume air

yang hilang oleh proses tersebut tiap satuan luas dalam satuan waktu yang biasanya

diberikan dalam mm/hari atau mm/bulan. Laju evapotranspirasi tergantung pada

ketersediaan air dari permukaan. Apabila ketersedian air ( lengas tanah ) tak terbatas

maka evapotranspirasi potensial (ETP ). Pada umumnya ketersedian air di permukaan

BAB III. PENGUAPAN M. NUR 1

110110059

tidak terbatas, sehingga evapotranspirasi terjadi dengan laju yang lebih kecil dari

evapotranspirasi potensial. Evapotranspirasi yang sebenarnya terjadi di suatu daerah

disebut evapotranspirasi nyata.

3.2. Beberapa Faktor Yang Mempengaruhi Evaporasi

Proses perubahan bentuk dari air menjadi uap air terjadi baik pada evaporasi

maupun evapotranspirasi. Penguapan di pengaruhi oleh kondisi klimatologi, yang

meliputi ( radiasi matahari, temperatur udara, kelembaban udara, dan kecepatan angin ).

Untuk memperkirakan besarnya penguapan diperlukan data tersebut. Beberapa instansi

seperti BMG, dinas pengairan, dan dinas pertanian secara rutin melakukan pengukuran

data klimatologi.

Radiasi Matahari

Pada setiap perubahan bentuk zat, dari es menjadi cair ( pencairan ), dari zat cair

menjadi gas ( penguapan ) dan dari es langsung menjadi uap air ( penyubliman )

diperlukan panas laten ( laten heat ). Panas laten untuk penguaapan berasal dari radiasi

matahari dan tanah. Radiasi matahari merupakan sumber utama panas dan

mempengaruhi jumlah evaporasi di atas permukaan bumi, yang tergntung letak pada

garis lintang dan musim.

Radiasi matahari pada suatu lokasi bervariasi sepanjang tahun, yang tergantung

pada letak lokasi ( garis lintang ) dan deklinasi matahari. Pada bulan Desember

kedudukan matahari berada jauh di selatan, sementara di bulan Juni kedudukan matahari

berada paling jauh di utara. Daerah yang berada di belahan bumi selatan menerima

radiasi maksimum pada bulan Desember, sementara radiasi terkecil terjadi pada bulan

Juni. Radiasi matahari yang sampai kepermukaan bumi juga oleh penutupan awan.

Penutupan oleh awan dinyatakan dalam persentase dari lama penyinaran matahari nyata

terhadap lama penyinaran matahari yang mungkin terjadi. Tabel 3.1 adalah contoh data

klimatologi di DAS Cimanuk Jawa Barat, yang meliputi data persentase penyinaran

matahari, temperatur udara, kelembaban relatif, dan kecepatan angin. Tabel tersebut

menunjukkan bahwa persentase penyinaran matahari rata – rata bulanan antara 42,5%

per hari pada bulan Januari ( musim penghujan ) dan 77% per hari pada bulan Agustus (

musim kemarau )


110110059

Tabel 3.1. Data Klimatologi di DAS Cimanuk

Data Iklim Jan Feb Mar Apr Mei Juni Juli Agt Sept Okt Nop Des

Peny. Mthri ( % ) 42,5 52,4 57,4 62,8 67,7 68,1 72,4 77,0 76,7 70,1 57,6 53,6

Temp. (°C ) 25,9 26,2 26,5 27,2 27,6 26,7 26,7 26,8 27,9 28,1 27,7 26,5

Kelmb. Reltf ( % ) 89,1 89,1 88,1 85,5 85,1 84,1 81,6 79,6 78,4 79,6 84,7 86,9

Kecep. Angin ( km/hr) 167,6 171,3 178,3 132,0 144,0 154,5 182,0 198,8 228,5 178,4 148,1 150,0

Temperatur

Temperatus udara pada permukaan evaporasi sangat berpengaruh terhadap

evaporasi. Semakin tinggi temperatur semakin besar kemampuan udara untuk menyerap

uap air. Selain itu semakin temperatur, energi kinetik molekul air meningkat sehingga

molekul air semakin banyak yang berpisah ke lapis udara di atasnya dalam bentuk uap

air. Oleh karena itu, di daerah beriklim tropis jumlah evaporasi lebih tinggi

dibandingkan dengan daerah di kutub ( daerah beriklim dingin ).

Vaariasi harian dan bulanan temperatur udara di Indonesia relatif kecil. Seperti

terlihat dalam tabel 3.1., temperatur rerata bulanan hampir konstan sepanjang tahun

yang bervariasi amtara 25,9 °C dan 28,1 °C.

Kelembaban

Pada saat terjadi penguapan, tekanan udara pada lapisan udara tepat di atas

permukaan air lebih rendah dibanding tekanakan pada permukaan air. Perbedaan

tekanan tersebut menyebabkan terjadinya penguapan. Pada waktu penguapan terjadi,

uap air bergabung dengan udara di atas permukaan air, sehingga udara mengandung uap

air. Udara lembab merupakan campuran dari udara kering dan uap air. Apabila jumlah

uap air yang masuk ke udara semakin banyak, tekanan uapnya juga semakin tinggi.

Akibatnya perbedaan tekanan uap semakin kecil, yang menyebabkan berkurangnya laju

penguapan. Apabila udara di atas permukaan air sudah jenuh uap air tekanan udara telah

mencapai tekanan uap jenuh, dimana pada saat itu penguapan terhenti. Kelembaban

udara dinyatakan dengan kelembaban relatif.


110110059

Di indonesia yang merupakan negara kepulauan denagn perairan laut ukup luas,

mempunyai kelembaban udara tinggi. Kelembaban udara tergantung pada musim,

dimana nilainya tinggi pada musim penghujan dan berkurang pada musim kemarau. Di

daerah pesisir umumnya kelembaban udara lebih tinggi daripada di daerah pedalaman.

Pada musim penghujan kelembaban udara mencapai 80 – 90%, sementara p[ada musim

kemarau kelembabannya menurun menjadi sekitar 70%. Seperti ditunjukkan dalam

tabel 3.1. untuk daerah Cimanuk kelembaban bervariasi antara 78,4% sampai 89,1%.

Kecepatan angin

Penguapan yang terjadi menyebabkan udara di atas permukaan evaporasi menjadi

lebih lembab, sampai akhirnya udara menjadi jenuh terhadap uap air dan proses

evaporasi terhenti. Agar proses penguapan dapat berjalan terus lapisan udara yang telah

jenuh tersebut harus diganti dengan udara kering. Penggantiaan tersebut dapat terjadi

apabila ada angin. Oleh karena itu kecepatan angin merupakan faktor penting dalam

evaporasi. Di daerah terbuka dan banyak angin penguapan akan lebih besar daripada di

daerah yang terlindung dan udara diam.

Kecepatan angin di Indonesia relatif rendah. Pada musim penghujan angin dominan

berasal dari barat laut yang membawa banyak uap air, sementara pada musim kemarau,

angin berasal dari tenggara yang kering. Di DAS Cimanuk seperti terlihat dalam tabel

3.1. kecepatan angin rerata bulanan bervariasi antara 123 km/hari dan 228,5 km/hari.

3.3. Fisika Evaporasi

Penguapan dipengaruhi oleh suplai energi yang memberikan panas laten untuk

terjadinya penguapan dan kemampuan pemindahan uap air dari permukaan evaporasi.

Radiasi matahari merupakan sumber utama dari energi panas. Kemampuan

pengangkutan uap air meninggalkan permukaan evaporasi tergantung pada kecepatan

angin dan gradien kelembaban udara di atas permukaan air.

Berikut ini diberikan beberapa parameter fisika yang berpengaruh pada peristiwa

penguapan.

3.3.1. Panas Laten


110110059

Ketika suatu zat berubah bentuk, zat tersebut melepaskan atau menyerap panas

laten ( panas tersembunyi, latent heat ).

Ada tiga bentuk panas laten yaitu :

I. Panas laten untuk peleburan dari es menjadi air,

II. Untuk penguapan dari air menjadi uap air, dan

III. Untuk penyubliman dari es menjadi uap air.

Perubahan bentuk dapat terjadi pada temperatur selain dari temperatur normal,

seperti 0°C untuk pembekuan dan 100 °C untuk mendidih. Sebagai contoh, penguapan

dapat terjadi pada temperatur di bawah titik didih, apabila tekanan udara lebih kecil

daripada tekanan atmosfer.

Selama terjadinya penguapan, air menyerap energi yang disebut dengan panas

penguapan laten. Energi tersbut diperlukan untuk melawan gaya tarik menarik anatara

molekul air, sehingga molekul tersebut lepas dan berubah menjadi uap air. Panas

penguapan laten tersebut diperlukan untuk penguapan, yang merupakan fungsi dari

temperatur dan mempunyai bentuk berikut :

I V=¿¿ 597,3 – 0,564 T

Dengan :

T : TemperturI V : panas penguapan laten dalam kalori /gram ( cal/gr )

Persamaan tersebut mempunyai arti bahwa sekitar 590 kalori diperlukan untuk

penguapan satu gram air.

III.3.2. Proses Penguapan

Penguapan merupakan perbedaan antara laju penguapan yang ditentukan oleh

temperatur dan laju kondensasi yang dipengaruhi oleh tekanan uap. Penguapan terjadi

karena adanya pertukaran molekul air antara permukaan air dan udara. Penyerapan

panas laten oleh air menyebabkan peningkatan energi panas, sehingga energi kinetik

molekul air naik. Semakin tinggi energi panas yang diterima, energi kinetik molekul air

semakim tinggi sehingga beberapa molekul air akan meninggalkan permukaan air dan


110110059

berubah dalam bentuk uap yang bergabung dengan udara di atasnya. Selama tekanan

uap masih rendah, penguapan terus berlanjut. Semakin banyak molekul air bergabung

dengan udara di atasnya, tekanan uap tepat di atas permukaann air akan meningkat.

Pada suatu temperatur udara tertentu, terdapat kandungan uap air maksimum yang bisa

di muat oleh udara, dan pada saat tersebut udara sudah jenuh dengan uap air, dan

tekanan uap yang terjadi disebut tekanan uap jenuh es. Pada tekanan uap tersebut laju

penguapan dan kondensasi adalah sama, sehingga penguapan terhenti.

III.3.3. Kelembaban Udara

Selama terjadi penguapan, uap air bergabung dengan udara di atas permukaan air,

sehingga udara mengandung uap air. Udara lembab merupakan campuran dari udara

kering dan uap dan uap air. Banyaknya uap air yang terkandung dalam udara dapat

dinyatakan dalam beberapa cara yaitu kelembaban mutlak, kelembaban spesifik, dan

kelembaban relatif.

Kelembaban mutlak adalah berat uap air di dalam 1 m3 udara lembab, dinyatakan

dengan gram/m3

Kelembaban spesifik adalah berat uap air yang terdapat dalam 1 kg udara lembab,

yang dinyatakan dalam gram/kg

Kelembaban relatif adalah perbandingan antara tekanan uapa ir dan tekanan uap air

jenuh pada suhu yang sama, dan dinyatakan dalam persen ( % )

Kelembaban relatif dinyatakan dalam bentuk :

r=ed

es

×100%

Dengan :

ed : tekanan uap air, yaitu tekanan yang disebabkan oleh uap air yang terdapat di

udara.es : tekanan uap air jenuh

Tekanan uap air dinyatakan dalam milimeter kolom air raksa ( mm Hg ),

milibarometer ( mm bar ) atau pascal, Pa ( N/m2).


110110059

Diatas permukaan air tekanan uap air jenuh tergantung pada temperatur, yang dapat

diperkirakan dengan rumus berikut :

es = 611exp ( 17,27 T237,3+T )

Dengan :

es : tekanan uap air

T : temperatur (°C )

Tabel 3.2. memberikan tekanan uap jenuh untuk berbagai temperatur udara yang

dinyatakan dalam mm Hg, mm bar, dan Pa.

Tabel 3.2. tekanan uap air jenuh

Suhu (°C )Tekanan uap air jenuh

mm Hg mm bar Pa10 9,20 12,27 122811 9,84 13,12 131312 10,52 14,02 140313 11,23 14,97 149814 11,98 15,97 159915 12,78 17,04 170616 13,63 18,17 181917 14,53 19,37 193818 15,46 20,61 206519 16,46 21,94 219820 17,53 23,37 233921 18,65 24,86 248822 19,82 26,42 264523 21,05 28,06 281024 22,27 29,69 298525 23,75 31,66 316926 25,31 33,74 336327 26,74 35,65 356728 28,32 37,76 378129 30,03 40,03 400730 31,82 42,42 424431 33,70 44,93 449432 35,66 47,54 475633 37,73 50,30 503234 39,90 53,19 532135 42,18 56,23 6525


110110059

III.3.4. Radiasi

Radiasi adalah suatu bentuk energi yang di pancarkan oleh setiap benda yang

mempunyai suhu di atas nol mutlak. Semua benda memancarkan radiasi dengan

berbagai panjang gelombang. Pancaran radiasi dari suatu benda mengikuti hukum

Stefan – Boltzmann, yang mempunyai bentuk berikut :

Re = eσ T 4

Dengan :

Re : fluks radiasi ( cal./cm2 /menit )

e : keterpancaran ( emisivitas ), yaitu perbandingan antara pemancaran suatu permukaan dan pemancaran permukaan benda hitam pada suhu dan panjang gelombang yang sama.

σ : konstanta Stefan – Boltzmann ( 1,17× 10−7 cal./cm2 ρ K 4/hariT : suhu benda, dalam derajad Kelvin (°K= ℃+273 )

Untuk benda dengan pemancaran sempurna ( benda hitam ), emisivitas e=1. Tabel

3.3. memberikan koefisien emisivitas untuk beberapa jenis permukaan.

Tabel 3.3. Koefisien emisivitas (e )

Permukaan Emisivitas ( % )Tanah Gundul Basah 95-98

Hutan 90Gurun 90-91

Pasir Kering 89-90Pasir Basah 95

Air 92-96Salju 82-99.5

Panajang gelombang dari radiasi yang dipancarkan benda berbanding terbalik

dengan temperatur permukaan benda, yang diberikan oleh hukum Wien.

λ = 2 ,9 ×10−3

T

dengan T dalam derajad kelvin dan λ dalam meter.


110110059

Radiasi yang mengenai suatu permukaan akan dipantulkan atau diserap. Bagian

yang diserap disebut albedo α ( o ≤ α ≤ 1 ). Tabel 3.4. memberikan koefesien refleksi

( albedo ) untuk beberapa jenis permukaan. Radiasi yang diserap permukaan adalah :

Ra = Ri ( 1- α )

Dengan :

Ra : radiasi yang diserapRi : radiasi yang mengenai permukaanα : koefesien refleksi ( albedo )

Tabel 3.3. koefesien refleksi ( albedo )

Jenis Permukaan Albedo (α )Air Terbuka 0,05 - 0,15

Batuan 0,12 - 0,15Pasir 0,10 - 0,20

Tanah Kering 0,14Tenah Basah 0,08 - 0,09

Hutan 0,05 - 0,020Rumput 0,10 - 0,33

Rumput Kering 0,15 - 0,25Salju 0,90

Es 0,40 - 0,50Tanaman 0,20

III.3.5.Keseimbangan Radiasi di Permukaan Bumi

Jumlah radiasi yang ditangkap di permukaan bumi merupakan faktor utama

terjadinya penguapan. Permukaan bumi menerima radiasi matahari yang merupakan

radiasi gelombang pendek radiasi matahari, dalam penjalarannya melewati atmosfer

menuju permukaan bumi mengalami penyerapan, pemantulan, hamburan dan

pemancaran kembali. Sementara itu bumi dan atmosfer yang mempunyai temperatur

juga memancarkan radiasi dengan pancang gelombang yang lebih besar. Dengan

demikian permukaan bumi memancarkan radiasi, dan pada saat yang sama menerima

radiasi dari atmosfer ( termasuk awan ), yang keduanya merupakan radiasi gelombang

panjang.


110110059

Radiasi netto yang terserap bumi yang digunakan untuk penguapan adalah radiasi

gelombang pendek dari matahari yang terserap bumi dikurangi dengan radiasi

gelombang panjang netto yang dipancarkan bumi ke atmosfer.

Rn = Sn - Ln

Sn = S1(1 – α ) ................................................................ (37)

Ln = Lb - La

Dengan :

Rn : radiasi netto yang terserap bumiSn : radiasi matahari ( gelombang pendek, short wave ) dari yang diserap bumi.S1 : radiasi matahari yang sampai ke permukaan bumiα : albedoLn : radiasi gelombang panjang ( long wave ) netto, yaitu selisih antara radiasi

bumi ke atmosfer dan radiasi atmosfer ke bumiLb : radiasi gelombang panjang yang dipancarkan bumi ke atmosferLa : radiasi gelombang panjang yang dipancarkan atmosfer ke bumi

Radiasi Gelombang Pendek

Energi yang diperlukan untuk berbagai proses di atmosfer, seprti berlangsungnya

siklus hdrologi, berasal dari matahari. Matahari yang mempunyai suhu permukaan 6000

˚K memancarkan energi dalam bentuk radiasi ke semua arah dengan kecepatan jalar

300.000 km/d. Selama penjalarannya, intensitas radiasi matahari berkurang berbanding

terbalik dengan kuadrat jaraknya matahari.

Banyaknya energi matahari rerata yang jatuh pada puncak atmosfer tiap satuan luas

( cm2 ) tegak lurus pada sinar matahari tiap menit adalah sebesar 2,0 kalori. Besaran

cal./cm2/men disebut dengan tetapan matahari. Tetapan matahari dapat juga dinyatakan

dengan satuan Langley tiap menit, yang disingkat ly/men = 1cal./cm2 .

Mengingat bahwa temperatur matahari sangat tinggi, yaitu 6000˚K, maka sesuai

dengan hukum Wien, radiasi yang dipancarkan oleh matahari mempunyai gelombang

pendek. Oleh karena itu radiasi matahari disebut juga radiasi gelombang pendek.

Banyaknya radoiasi matahari yang jatuh pada puncak atmosfer bumi tergantung

pada waktu tahun, waktu hari, dan posisi daerah ( derajad lintang ). Dalam waktu tahun,

orbit bumi mengelilingi matahari yang berbentuk ellips menyebabkan jaraknya terhadap


110110059

matahari selalu berubah. Energi matahari yang diterima pada saat bumi berada pada

sumbu pendek ellips ( perihellion ) adalah lebih besar daripada saat berada pada sumbu

panjangnya ( aphelion ). Selain itu sumbu rotasi bumi yang membentuk sudut terhadap

vertikal juga menyebabkan terjadinya perubahan musim. Dalam waktu hari, ketinggian

matahari yaitu, sudut antara sinar matahari dan permukaan bumi, juga mempengaruhi

banyaknya energi matahari yang diterima. Makain besar ketinggian matahari makin

besar energi tiap satuan waktu yang diterima per satuan luas permukaan bumi.

Banyaknya radiasi matahari total yang diterima di suatu tempat juga dipengaruhi

oleh lamanya siang hari. Panjangnya siang hari beragam dengan garis lintang dan

musim. Di sekitar khatulisng tiwa, siang dan malam sepanjang tahun hampir sama. Pada

umumnya panjang siang hari bertambah atau berkurang dengan bertambahnya derajat

lintang. Daerah di belahan bumi utara, pada waktu musim panas panjang siang hari

bertambah dari khatulistiwa menuju kutub utara; dan sebaliknya pada waktu musim

dingin. Kondisi tersebut juga berlaku untuk daerah belahan bumi selatan. Tabel 3.5.

memberikan lama penyinaran matahari yang mungkin terjadi ( panjang siang ) di

beberapa lokasi menurut garis lintang sepanjang tahun.

Tabel 3.5. lama penyinaran matahari maksimum yang mungkin terjadi tiap hari ( jam )

Garis Lintang

( ° )

Utara Jan Feb Mar Apr Mei Juni Juli Agst Sept Okt Nop DesSelata

nJuli Agst Sept Okt Nop Des Jan Feb Mar Apr Mei Juni

50°

8,5 10,1 11,8 13,8 15,4 16,3 15,9 14,5 12,7 10,8 9,1 8,1

48° 8,8 10,2 11,8 13,6 15,2 16,0 15,6 14,3 12,6 10,9 9,3 8,3

46 ° 9,1 10,4 11,9 13,5 14,9 15,7 15,4 14,2 12,6 10,9 9,5 8,7

44 ° 9,3 10,5 11,9 13,4 14,7 15,4 15,2 14,0 12,6 11,0 9,7 8,9

42 ° 9,4 10,6 11,9 13,4 14,6 15,2 14,9 13,9 12,5 11,1 9,8 9,1

40 ° 9,6 10,7 11,9 13,3 14,4 15,0 14,7 13,7 12,5 11,2 10,0 9,3

35 ° 10,1 11,0 11,9 13,1 14,0 14,5 14,3 13,5 12,4 11,3 10,3 9,8

30 ° 10,4 11,1 12,0 12,9 13,6 14,0 13,9 13,2 12,4 11,5 10,6 10,2

25 ° 10,7 11,3 12,0 12,7 13,3 13,7 13,5 13,0 12,3 11,6 10,9 10,6

20 ° 11,0 11,5 12,0 12,6 13,1 13,3 13,2 12,8 12,3 11,7 11,2 10,9

15 ° 11,3 11,6 12,0 12,5 12,8 13,0 12,9 12,6 12,2 11,8 11,4 11,2

10 ° 11,6 11,8 12,0 12,3 12,6 12,7 12,6 12,4 12,1 11,8 11,6 11,5

5 ° 11,8 11,9 12,0 12,2 12,3 12,4 12,3 12,3 12,1 12,0 11,9 11,8

0° 12,1 12,1 12,1 12,1 12,1 12,1 12,1 12,1 12,1 12,1 12,1 12,1


110110059

Radiasi matahari yang sampai ke bumi dapat di bedakan menjadi dua bagian, yaitu

radiasi matahari langsung dan radiasi langit.

Radiasi matahari langsung adalah radiasi matahari yang langsung datang dari matahari,

sedangkan radiasi langit adalah radiasi matahari yang telah mengalami hamburan atau

pemantulan dalam perjalanannya ke atmosfer. Gabungan dari keduanya diseebut radiasi

matahari global.

Radiasi mataharri biasanya diukur di stasiun meteorologi dengan menggunakan alat

radiometer, yang mengukur kenaikan suhu permukaan yang menerima radiasi. Radio

meter yang biasa digunakan adalah piranometer, pirheliometer, dan difusometer. Selain

menggunakan alat tersebut, radiasi matahari juga dapat diukur dengan alat perekam

penyinaran matahari. Alat ini mengukur durasi atau lamanya penyinaran matahari yang

cerah. Banyaknya radiasi matahari yang jatuh ke permukaan bumi dapat ditaksir dari

durasi penyinaran matahari hasil pengukuran terseebut dengan menggunakan

perrsamaan berikut :

St = S0 (a+bnN )

Dengan :

St : radiasi matahari global harian yang jatuh pada permukaan horizontal tiap satuan luas ( cal./cm2 hari ).

S0: radiasimatahari global harian yang jatuh pada permukaan horizontal tiap satuan luas di bagian luar atmosfer di atas tempat yang sama, seperti diberikan dalam tabel 3.6.

a, b : tetapan yang tergantung dari lokasi dan iklim.

n : durasi total penyinaran matahari harian yang di ukur dengan alat tersebut di atas.

N : durasi penyinaran matahari maksimum yang mungkin terjadi.

Nialai a merupakan persentase dari S0 yang mencapai permukaan bumi apabila

dalam sehari penuh matahari tertutup awan ( n = 0 ), sedang nilai b adalah persentase

S0 yang diserap oleh awan kalau seandainya suattu hari tertutp penuh oleh awan

( Oldeman, 1982, dalam sukardi, 1998 ). Free dan Popov ( Oldeman, 1982, dalam

sukardi, 1998 ) memberikan nilai a dan b seperti diberikan dalam tabel 3.7


110110059

Tabel 3.6. radiasi gelombang pendek di tepi luar atmosfer (kal./cm2/hari )

Lintang Jan Feb Mar Apr Mei Juni Juli Agst Sept Okto Nop Des

90 LU 0 0 40 470 900108

51010 670 170 0 0 0

90 LU 0 0 125 480 890107

5995 660 225 25 0 0

70 LU 0 70 275 565 855102

5945 685 385 145 15 0

60 LU 90 215 425 670 890100

0945 770 510 285 120 60

50 LU 225 360 555 750 930101

0970 830 640 435 265 190

40 LU 380 505 675 845 965102

0985 895 740 565 415 335

30 LU 520 630 775 895 975100

0990 925 820 685 560 490

20 LU 660 750 850 920 960 965 960 935 875 785 685 630

10 LU 780 840 900 925 915 900 905 915 905 865 800 760

0 LU 885 915 925 900 850 820 830 870 905 910 890 875

10 LS 965 960 915 840 755 710 730 795 875 935 955 960

20 LS 1020 975 885 765 650 590 615 705 820 930 1000 1025

30 LS 1050 925 830 665 525 460 480 595 750 900 1020 1065

40 LS 1055 925 740 545 390 315 345 465 650 840 995 1080

50 LS 1035 865 640 415 250 180 205 325 525 760 975 1075

60 LS 1000 785 510 280 110 55 75 190 390 660 920 1060

70 LS 1000 695 375 130 10 0 0 55 250 550 885 1090

80 LS 1035 645 225 15 0 0 0 0 100 450 905 1140

90 LS 1055 660 135 0 0 0 0 0 15 440 920 1160

Tabel 3.7. Nilai a dan b pada persamaan ( 3.7 )

Daerah a b

Daerah Dingin dan Sedang 0,18 0,55

Daerah Tropika Kering 0,25 0,45

Daerah Tropika Basah 0,29 0,42

Oldeman ( 1982, dalam sukardi, 1998 ) memberikan nilai a,b dan n/N untuk

beberapa wilayah di Indonesia, yaitu Mojosari, Pusakanegara, Muara dan cipanas. Nilai-

nilai tersebut diberikan dalam tabel 3.8.

Mojosari adalah daerah pedalaman dengan musim hujan dan musim kemarau yang

berbeda tegas, Pusakanegara adalah daerah pesisir dengan musim hujan dan kemarau


110110059

berbeda tegas, Muara adalah daerah pedalaman yang tidak ada musim hujan dan musim

kemarau yang berbeda tegas dan n/N rendah. Dan Cipanas adalah daerah pegunungan

( elevasi 1100 m ) dengan tidak ada miusim hujan dan musim kemarau yang tegas.

Tabel tersebut menujukkan bahwa perbedaan nilai a dan b antara daerah pesisir dan

dataran tinggi adalah kecil.

Tabel 3.8. Nilai a,b dan n/N di beberapa wilayah di Indonesia

Lokasi Lintang a b n/N

Mojosari ( pedalaman ) 7°30 J LS 0,23 0,50 0,50

Puaskanegara ( pesisir ) 6°15 J LS 0,25 0,44 0,49

Muara ( pedalaman ) 6°40 J LS 0,17 0,52 0,42

Cipanas ( pegunungan ) 6°45 J LS 0,14 0,49 0,34

Persamaan ( 3.8 ) dengan nilai a dan b seperti diberikan dalam tabel 3.7 dan 3.8.,

menunjukkan bahwa pada hari mendung dengan tutupan awan sempurna ( n/N = 0 ),

masih terjadi radiasi matahari yang sampai ke bumi, yaitu sekitar 20% dari radiasi yang

sampai ke puncak atmosfer. Pada hari cerah, nilai tersebut sekitar 75%.

Radiasi matahari netto yang diserap permukaan bumi :

SN = S1 ( 1 –α )

Subtitusi persamaan ( 3. 8 ) dengan menggunakan nilai a dan b untuk daerah

tropika basah ( misalnya Indonesi ) ke dalam persamaan di atas akan diperoleh :

Sn=S0 ( 1-α ) ( 0,29 + 0,42 nN

) (3.9)

Radiasi Gelombang Panjang

Karena mempunyai panas permukaan bumi dan atmosfer memancarkan radiasi

dalam bentuk radiasi gelombang panjang. Radiasi bumi ( daratan ) tergantung terutama

pada suhu permukaan tanah. Sebagian besar dari radiasi tersebut deserap oleh uap air,

awan dan karbondioksida dalam atmosfer. Sementara itu atmosfer juga memeancarkan

radiasi dalam bentuk gelombang panjang. Besar intensitas radiasi atmosfer tergantung

pada suhu udara, kadar uap air dan tutupan awan dalam atmosfer. Karena kesulitan

dalam menentukan besaran – besaran tersebut, beberapa ahli telah mengembangkan


110110059

suatu hubungan antara kehilangan radisi gelombang panajang netto dan parameter

meteorologi di dekat permukaan tanah. Chang ( 1968, dalam Thomson, 1999 )

mengusulkan bentuk persamaan berikut :

Ln = σ T 4(0,56 – 0,092 √ed)(0,1+0,9nN ) ( 3.10 )

Dengan :

Ln: radiasi gelombang panjang yang dipancarkan bumi ( daratan ) (cal./cm2/hari)

T: temperatur absolut pada elevasi 2 m di atas permukaan ( °K )

σ : konstanta Stevan – Boltzman ( 1,17 × 10−7 cal./cm2 β K4/hari)

ed: tekanan uap air pada elevasi 2 m di ataspermukaan laut ( mmHg)

Radiasi Netto

Radiasi netto yang diserap permukaan bumi merupakan selisih antara radiasi

matahari netto ( gelombang pendek ) yang diterima permukaan bumi dikurangi radiasi

netto gelombang panjang yang dipancarkan bumi, sehingga mempunyai bentuk :

Rn= Sn Ln ( 3.11 )

Radiasi netto dapat diperoleh dengan subtitusi persamaan ( 3.9 ) dan ( 3.10 ) ke

dalam persamaan ( 3.11 ), sehingga menjadi :

Rn = S0(1-α)(0,29+0,42nN )-σ T 4(0,56- 0,092√ed)(0,1+0,9

nN )

III.4. Perkiraan Evaporasi

Evaporasi dinyatakan sebagai laju evporasi yang diberikan dalam milimeter per hari

(mm/hr). Pengukuran evaporasi dari permukaan air dapat dilakukan dengan beberapa

cara seperti berikut :


110110059

3.4.1. Evaporasi Dengan Panci Evaporasi

Cara yang paling banyak digunakan untuk mengetahui volume evaporasi dari

permukaan air bebas adalah dengan menggunakan panci evaporasi.


110110059

MAKALAH PENGUAPAN, HIDROLOGI

Documents

Transcript of MAKALAH PENGUAPAN, HIDROLOGI