EVAPORASI DAN EVAPOTRANSPIRASI 1. PERHITUNGAN EVAPORASI
Dari siklus hidrologi telah diketahui bahwa curah hujan yang terakumulasi di permukaan bumi sebagai air permukaan, sungai, danau dan sebagainya. Sebagian air tersebut akan kembali lagi ke atmosfir sebagai uap melalui peristiwa penguapan. Sedang penguapan tergantung dari factor cuaca, seperti temperature udara, temperature air, angina, tekanan atmosfir, radiasi matahari, disamping kuantitas air dan macam permukaan dimana penguapan terjadi seperti penguapan pada permukaan tanah yang jenuh air akan berbeda dengan permukaan tanah yang tidak jenuh air. Mengingat laju penguapan/evaporasi dipengaruhi banyak faktor cuaca, maka adalah sulit untuk merumuskan secara tepat sesuai dengan fenomena yang terjadi di alam. Akan tetapi kesulitan itu justru mendorong orang – – orang untuk mengemukakan rumus hasil penelitiannya, seperti di bawah ini. 1.1 Perhitungan Evaporasi Dengan Menggunakan Menggunakan Rumus Empiris
Perhitungan evaporasi dengan menggunakan rumus empiris, missal: A). Aerodinamic method.
Pada metoda ini dimasukan factor – – factor pengontrol perpindahan uap dari suatu permukaan seperti pertambahan kelembaban arah vertical, dan turbulensi aliran udara. E0 = K UZ (ew – e – eZ) Dengan: E0
= evaporasi permukaan air bebas selama perioda pengamatan
K
= konstanta empiris dengan ketinggian tertentu.
UZ
= hubungan matematik antara evaporasi pada massa air yang luas terhadap kecepat
angin dengan ketinggian tertentu. ew
= tekanan uap jenuh di udara dengan temperatur sesuai dengan temperatur airnya (diambil rata rata selama perioda pe rioda pengamatan)
eZ
= tekanan uap sesungguhnya di udara setinggi Z (rata rata selama perioda
pengamatan)
B). Energi Budget Method
Dari hokum kekekalan energy didapat hubungan: RN = H + L E + G dengan: RN
= jumlah radiasi netto dari gelombang panjang dan pendek yang diterima pada permukaan bumi
H
= panas yang dapat dilihat /dihitung pada atmosfir
LE
= panas yang tidak dapat dilihat/dihitung pada atmosfir
G
= panas yang dapat dihitung pada tanah (soil heat flux)
C). Persamaan Rohwer
Persamaan ini menyatakan bahwa angina merupakan factor utama yang mempengaruhi. E0 = a (e w + ea)(1 + b V) Parameter a, b dapat ditentukan dari penyelidikan dan pengukuran di Fort Collin (Colorado) terhadap Colorado Pan, maka rumus Rohwer dimodifikasi menjadi: E0 = 0,484 (1 + 0,6 V ) ( e w – ea ) dengan: E0
= evaporasi permukaan air bebas
V
= kecepatan angina rata – rata dalam sehari
ew
= tekanan uap jenuh dengan temperatur sesuai dengan temperature air
ea
= tekanan uap sesungguhnya di udara (mmbar)
D). Persamaan Penman
E0 = 0,35 ( e s – ea ) ( 0,50 ÷ 0,54 U Z ) dengan: E0
= laju penguapan pemindahan massa ( mm/hari )
es
= tekanan uap jenuh pada suhu udara permukaan air (T s) C dalam satuam (mm.Hg)
ea
= tekanan uap actual pada suhu udara permukaan air (T a) C dalam satuan (mm.Hg)
UZ
= kecepatan angina pada ketinggian 2 m di atas permukaan air (m/detik)
0
0
1.2. Perhitungan Evaporasi Dengan Menggunakan Pengukuran Langsung
Pengukuran evaporasi langsung dari permukaan air bebas dapat dilakukan dengan keseimbangan air ( water balance ). Dalam metoda ini diperlukan penentuan sistem sirkulasi air. Untuk menyatakan air yang masuk dan keluar dari bagian daerah aliran atau area drainase dengan persamaan: E0 = P + Isurf + Igw – Osurf – Ogw - ∆ S dengan: Eo
= evaporasi muka air bebas, mm/hari
P
= hujan harian, mm
Isurf
= aliran permukaan harian yang masuk (surface inflow)
Igw
= aliran air tanah yang masuk (ground water inflow)
Osurf
= aliran permukaan harian yang keluar (surface outflow)
Ogw
= aliran air tanah yang keluar (ground water outflow)
∆S
= perubahan jumlah simpanan air selama perioda pengamatan (l/hari)
2. PERHITUNGAN EVAPOTRANSPIRASI ACUAN
Evapotranspirasi (evapotranspiration) adalah proses perubahan molekul air dari permukaan bumi, tanah dan vegetasi menjadi uap dan kembali lagi ke atmosfir. Evapotraspirasi merupakan gabungan dari proses evaporasi dan transpirasi. Karena itu evapotrasnpirasi dipengaruhi oleh factor evaporasi permukaan air bebas, radiasi matahari, temperature, hara, kelembaban udara, kecepatan angin, dan pengaruh transpirasi seperti jenis dari tumbuh tumbuhan, kedalaman akar, penyebaran dan kerapatan vegetasi penutup, disamping itu juga pengaruh kelembaban tanah, koefisien reflaksi (albido) dari vegetasi penutup permukaan bumi. Pada prinsipnya evapotranspirasi acuan/rujukan (reference evapotranspiration = ET O), adalah sama dengan evapotranspirasi potensial untuk suatu tanaman rujukan, yaitu evapotranspirasi dari permukaan tanah yang luas dengan ditumbuhi rumput hijau setinggi 8 – 15 cm, yang masih aktif tumbuh terhampar menutupi seluruh permukaan tanah tersebut, dengan albedo = 0,23 dan tidak kekurangan air. Kegunaan evapotranspirasi acuan (ET O) adalah untuk menghitung evapotranspirasi tanaman pertanian (ETC), karena keduanya mempunyai hubungan linier yang dapat dinyatakan dengan persamaan: ET C = KC – ETO. Nilai KC bergantung dari varietas dan umur dari tiap tanaman. Berbasis pada ketersediaan data iklim, maka untuk menghitung evapotranspirasi acuan (ETO) Dapat menggunakan beberapa model berikut: a. Temperatur, seperti metoda Thorntwaite, metoda Blaney – Cridle, metoda Hamon. b. Temperatur dan kelembaban relatif, seperti metoda Da vid dan Prescott. c. Radiasi global, seperti metode Hargreaves, dan Steven, metoda FAO tanpa koreksi dan Makkink. d. Radiasi bersih, seperti metoda yang diusulkan oleh Hargreaves (1985), Priestly,dan Taylor (1972), FAO terkoreksi. e. Kombinasi, seperti metoda Penman (1948) metode Penman – FAO, metoda standar FAO (Penman Monteith). f.
Regresi linier, seperti yang diperkenalkan oleh Kananto (Puslitbang air).
Disini kita hanya akan membahas metoda Penman – FAO, karena metoda ini telah direkomendasikan oleh FAO pada tahun 1977 sebagai metoda terbaik dari yang lain dan
pada tahun 2003 telah diadopsi oleh Badan Standarisasi Nasional untuk diterbitkan sebagai Standar Nasional Indonesia (SNI). Evapotranspirasi Acuan Metoda Penman – Monteith (1965), persamaannya dapat ditulis sebagai berikut:
dengan: ETO
= evapotraspirasi, dinyatakan dalam mm/hari
Rn
= radiasi matahari netto di atas permukaan tanaman, (MJ/m2/hari)
λ
= panas laten untuk penguapan, (MJ/kg)
U2
= kecepatan angina pada ketinggian 2 m,(m/s)
ea
= tekanan uap jenuh (kPa)
ed
= tekanan uap actual (kPa)
∆
= kemiringan kurva tekanan uap air terhadap suhu, (kPa/ C)
ϒ
= konstanta psikromatik, dinyatakan dalam ( kPa/ C)
Rn
= dihitung dengan rumus:
0
0
Rn = Rns – Rnl dengan: 2
Rns
= radiasi gelombang pendek, (MJ/m /hari)
Rnl
= radiasi gelombang panjang, (MJ/m /hari)
2
Besarnya Rns adalah: Rns = (1 – α) Rs dengan: α
= koefisien pantulan radiasi tajuk = 0,23
Rs
= radiasi matahari (MJ/m /hari)
2
Dan Rs dihitung dengan:
dengan: n
= lama matahari bersinar dalam satu hari (jam)
N
= lama maksimum matahari bersinar dalam satu hari (jam)
Ra
= radiasi matahari ekstrateresterial (MJ/m /hari)
2
Besarnya Ra adalah: Ra = 37,6 dr (ᴪs. sinϕ . sinδ + cos ϕ . cosδ . sinϕs) dengan: dr
= jarak relative antara bumi dan matahari
δ
= deklinasi matahari (rad)
ϕ
= letak lintang (rad)
ᴪs
= sudur pada saat matahari terbenam (rad)
Dan ᴪs dihitung dengan: ᴪs = arccos( - tanϕ.tanδ ) dengan: δ
= deklinasi matahari (rad)
ϕ
= letak lintang (rad)
dan dr dihitung dengan (persamaan Duffie & Beckman,1980): dr = 1 + 0,0033 cos
= 1 – 0,0033 cos (0,0172 JD )
besarnya δ dihitung menurut (persamaan Duffie & Beckman,1980): δ=
keterangan: D
= nomor urut hari dalam setahun (hari Julian)
Besarnya nilai JD dihitung dengan : Untuk JD bulanan ( Gommes, 1983) JD = Integer (30,4 M – 15,23) Untuk JD harian (Crag, 1984) JD = integer
Keterangan : M
= bulan (1 -12)
D
= hari dalam ( 1 – 365 atau 360)
Jika tahunnya normal dan M < 3 maka nilai JD ditambah nilai 2 Jika tahunnya kabisat dan M > 2 maka nilai JD ditambah nilai 1
Untuk melakukan perhitungan dengan perioda 10 harian, maka nilai JD diambil pada hari ke 5, 15, 25 pada setiap bulannya dan untuk perhitungan bulanan diambil pada pertengahan bulan atau dihitung dengan persamaan. Besarnya N dihitung dengan persamaan: N = 24/π ᴪs Dan Rnl dihitung dengan persamaan: Rnl = Rld ↓ + Rlu ↑ = f ( εa – εvs ) σ Tk dengan: Rlu ↑ = radiasi thermal yang dipancarkan oleh tanaman dan tanah ke atmosfir, dinyatakan 2
mega joule per meter persegi per hari (MJ/m /hari) Rld ↓ = radiasi gelombang panjang thermal yang dipancarkan oleh tanaman dan tanah ke 2
atmosfir (MJ/m /hari) f
= factor penutupan awan, tanpa dimensi
εa
= emisifitas efektif atmosfer
εvs
= nilai emisivitas oleh vegetasi dan tanah = 0,98 (Jesen dkk, 1990)
σ
= nilai konstanta Stefen – Boltzman = 4,9 x 10 MJ/m /K/hari
Tk
= suhu udara rata - rata, dinyatakan dalam Kelvin (K)
-9
2
Faktor penutupan awan (f) dihitung dengan rumus (FAO No 24, 1977) f = 0,9 n/N + 0,1 ′
Emisivitas (ε ) dihitung dengan persamaan (Jensen dkk, 1990)
( √ ) ( √ ) dengan: ε
= emisivitas efektis di atmosfir
εvs
= 0,98
are
= 0,34 – 0,44
bre
= - 0,25 - - 0,24
Kecepatan angin pada ketinggian 2 m, adalah:
dengan: U2
= kecepatan angina pada ketinggian 2 m (m/s)
Uz
= kecepatan angina pada ketinggian z m (m/a)
Z
= ketinggian alat ukur kecepatan angina (m)
Tekanan uap januh (e a) besarnya dihitung menurut (Tetens, 1930)
Tekanan uap actual (e d) dihitung dengan ed = ea . RH
dengan: RH
= kelembaban relative rata – rata, dinyatakan dalam (%).
Kemiringan kurva tekanan uap air terhadap suhu udara dihitung dengan (Murray,1967).
Keterangan: 0
∆ = kemiringan kurva tekanan uap air terhadap suhu udara, (kPa/ C) 0
T = suhu udara rata-rata ( C) Ea= tekanan uap jenuh pada suhu T (kPa)
Konstanta psikrometrik ( ϒ ) dihitung dari (Brunt, 1952):
dengan: 0
ϒ
= konstanta psikrometrik, (kPa/ C)
ep
= nilai panas spesifik udara lembab, sebesar 1,013 kJ/kg/ C
P
= tekanan atmosfir, (kPa)
ε
= nilai perbandingan berat molekul uap air dengan udara kering = 0,622
λ
= panas laten untuk penguapan, (MJ/kg)
0
Tekanan atmosfir (P) dihitung dari (Burman, 1987).
keterangan: P
= tekanan atmosfir pada elevasi z, (kPa)
pe
= tekanan atmosfir pada permukaan laut (kPa)
z
= elevasi (m)
z0
= elevasi acuan, (m)
g
= gravitasi = 9,81m/det
R
= konstanta gas spesifik = 287 J/kg/K
Tko
= suhu pada elevasi z 0, (K)
τ
= konstanta lapse rate udara jenuh = 0,0065 K/m
2
Jika tekanan udara pada suatu stasiun tidak tersedia, maka gunakan asumsi: 0
Tko = 293 K untuk T = 20 C dan P0 = 101,3 kPa pada z 0 = 0
Panas laten untuk penguapan (λ) dihitung dengan rumus (Harrison, 1963): -3
λ = 2,501 – (2,361 x 10 ) T dengan: λ
= panas laten untuk penguapan, (MJ/kg)
T
= suhu udara rata – rata, ( C)
0
Data yang diperlukan dalam perhitungan: a). Data cuaca dan topografi 0
- Suhu udara rata – rata ( C) - Kelembaban relative rata – rata (%) - Lama penyinaran matahari dalam satuan hari yang dinyatakan dalam satuan jam (h) - Jika ada, tekanan udara di lokasi stasiun ( kPa). 2
- Jika ada, radiasi matahari dilokasi tsasiun ( MJ/m /hari)
b). Data letak stasiun. -
Elevasi atau altitude stasiun pengamatan klimatologi dalam satuan meter di atas Permukaan laut.
-
Letak garis lintang lokasi stasiun pengamatan klimatologi yang dinyatakan dalam derajat, kemudian dikonversi dalam radian. (Dimana 2π radian = 360 derajat)
Cara perhitungan: 1. Kumpulkan data cuaca yang tersedia di lokasi stasiun beserta data elevasi dan letak lintang stasiun. 2. Hitung besarnya nilai tekanan uap jenuh berdasarkan data suhu udara dengan persamaan
3. Hitung besarnya nilai tekanan uap jenuh berdasarkan data suhu udara, dengan persamaan: Ra = 37,6 dr (ᴪs. sinϕ . sinδ + cos ϕ . cosδ . sinϕs) 4. Kurangi nilai tekanan uap jenuh dengan nilai tekanan uap actual atau hasil langkah (2) dengan langkah (3). 5. Tentukan nilai perkalian antara konstanta 4,098 dengan hasil langkah 2 ( tekanan uap jenuh). 6. Hitung perkalian antara konstanta 0,00163 dengan data tekanan udara di lokasi stasiun. 7. Hitung besarnya nilai panas laten berdasarkan data suhu udara dengan menggun akan persamaan: Untuk JD bulanan ( Gommes, 1983) JD = Integer (30,4 M – 15,23) Untuk JD harian (Crag, 1984) JD = integer
8. Hitung nilai konstanata psikromatik dengan membagikan hasil nilai langkah (6) dengan langkah (7) atau menggunakan persamaan: dr = 1 + 0,0033 cos
= 1 – 0,0033 cos (0,0172 JD )
9. Hitung nilai dari (T + 237,3)
2
10. Hitung kemiringan kurva tekanan uap (∆) dengan membagikan hasil langkah dengan langkah (9) atau menggunakan persamaa: ᴪs = arccos( - tanϕ.tanδ ) 11. Tentukan hasil pembagian antara konstanta 900 dengan suhu kelvin. 12. Tentukan hasil perkalian data kecepatan angina, hasil langkah (8), langkah (4) dan langkah (11). 13. Hitung besarnya nilai sudut deklinasi (δ) berdasarkan persamaan. δ=
14. Hitung besarnya jarak relative matahari dengan bumi (d r) menggunakan persamaan. dr = 1 + 0,0033 cos
= 1 – 0,0033 cos (0,0172 JD )
15. Berdasarkan data letak lintang stasiun, tentukan nilai sudut saat matahari terbenam (ᴪs) dengan menggunakan persamaan: ᴪs = arccos( - tanϕ.tanδ ) 16. Tentukan nilai radiasi ekstrateraresterial (R a), dengan persamaan: Ra = 37,6 dr (ᴪs. sinϕ . sinδ + cos ϕ . cosδ . sinϕs) 17. Hitung nilai radiasi matahari (R s) berdasarkan data langkah (16) dengan data lama penyinaran matahari menggunakan rumus:
18. Hitung factor penutupan awan berdasarkan data lama penyinaran matahari menggunakan persamaan: f = 0,9 n/N + 0,1 19. Hitung besarnya radiasi gelombang pendek (R ns) berdasarkan hasil langkah (17) dan nilai albedo dengan menggunakan persamaan: Rns = (1 – α) Rs 20. Hitung nilai emisivitas atmosfir berdasarkan persamaan:
( √ ) ( √ ) 21. Tentukan nilai hasil perkalian antara konstanta Stefan-Boltzman dengan pangkat empat suhu Kelvin.
22. Tentukan nilai radiasi gelombang panjang (R nl) berdasarkan hasil perkalian langkah (18), langkah (20), dan langkah (21), atau dengan persamaan: Rnl = Rld ↓ + Rlu ↑ = f ( εa – εvs ) σ Tk 23. Hitung besarnya nilai radiasi netto, dengan mengurangkan hasil langkah (19) dengan langkah (22), atau dengan persamaan: Rn = Rns – Rnl 24. Tentukan perkalian antara konstanta 0,408, hasil kali langkah (10), dan langkah (23). 25. Jumlahkan hasil langkah(12), dengan hasil langkah (24) 26. Berdasarkan data kecepatan angin, hasil langkah (10), langkah (8), hitung nilai dari: (∆ + ϒ (1 + 0,34 U 2)). 27. Hitung besarnya nilai ET o dengan bembagi hasil langkah (25) dengan hasil langkah (26). 28. Perhitungan ETo selesai.
3. PERHITUNGAN EVAPOTRANSPIRASI POTENSIAL
Evapotranspirasi potensial (ET p), adalah laju evapotranspirasi yang terjadi dengan anggapan kelembaban tanah cukup tersedia sepanjang waktu. Dari DPS dapat diperkirakan dengan persamaan: ETp = Kv . ETo dengan: ETp
= Evapotranspirasi potensial (mm/hari).
Kv
= koefisien dari jenis vegetasi di kawasan itu.
ETo
= Evapotranspirasi rujukan/acuan (mm/hari).
Pada umumnya dari suatu DPS, vegetasinya tidak satu jenis, oleh karena itu nilai K v sangat bervariasi bergantung dari jenis vegetasinya. Sementara ini para ahli memperkirakan nilai K v = 0,9 (Rob. Van der Weert, 1994). Evapotranspirasi dari vegetasi hutan dari suatu DPS/SWS, akan berbeda dengan evapotranspirasi dari vegetasi tanaman pertanian. Air hujan dapat tertahan di permukaan daun vegetasi hutan sebagai air intersepsi dan dapat kembali menguap ke atmosfir. Bagian hujan yang menjadi air intersepsi dapat diperkirakan dengan persamaan (Rob. Van der Weert, 1994):
α = 1 – 0,37 P
0,14
dengan: α
= bagian air hujan yang menjadi intersepsi vegetasi hutan.
P
= curah hujan bulanan (mm).
4. PERHITUNGAN EVAPOTRANSPIRASI TANAMAN
Evapotranspirasi tanaman (ET C), adalah tebal air yang dibutuhkan untuk keperluan evapotranspirasi suatu jenis tanaman pertanian tanpa dibatasi oleh kekurangan air. Dengan kata lain tebal air yang dibutuhkan oleh tanaman supaya hidup. Nilai ET C setiap jenis tanaman akan berbeda-beda, dan dapat dihitung dengan persamaan: ETC = KC . ETO dengan: ETC
= evapotranspirasi tanaman (mm/hari)
ETO
= evapotranspirasi acuan (mm/hari)
KC
= koefisien tanaman untuk jenis tanaman tertentu
Dalam perencanaan dan pengoperasian daerah irigasi harus memperhitungkan ET O agar air yang disediakan sesuai dengan kebutuhan. Setiap jenis dan setiap tahap pertumbuhan tanaman ETC akan berbeda – beda, karena K C bergantung pada umur dan jenis varietas tanaman. Dari persamaan ET C = KC . ETO ternyata ada 2 tahap untuk menentukan nilai ET C yaitu: 1. Perhitungan evapotranspirasi tanaman acuan, ET O. Perhitungan evapotraspirasi tanaman acuan, diantaranya dengan metoda PenmanMonteith yang telah direkomendasi FAO. 2. Menentukan koefisien tanaman, K C. Koefisien tanaman bergantung dari jenis tanaman, dan nilainya bervariasi menurut umur tanaman. Tanaman pertanian di Indonesia umumnya adalah padi dan palawija. Koefisien tanaman, K C untuk pelaksanaan kegiatan proyek irigasi di Indonesia dapat dilihat pada tabel berikut.
Tabel koefisien tanaman, K C untuk padi dan palawija Bulan ke
Nedco /
Prosida
FAO
Palawija
Lokal
Unggul
Lokal
Unggul
0,5
1,20
1,20
1,10
1,10
0,50
1,0
1,20
1,27
1,10
1,10
0,65
1,5
1,32
1,33
1,10
1,05
0,97
2,0
1,40
1,30
1,10
1,05
1,03
2,5
1,35
1,30
1,10
0,30
0,98
3,0
1,24
0,30
1,05
3,5
1,12
4,0
*)
0
0,85
0,95 *)
0
Sumber, Standar Perencanaan Irigasi, Departemen PU, 1987. *)
Selama setengah bulan terakhir pemberian air diberhentikan, nilai K C = 0 dan padi
akan terus tumbuh dengan air yang tersedia (kelembaban tanah) di petak sawah.
4. PERHITUNGAN EVAPOTRANSPIRASI AKTUAL
Evapotranspirasi actual (ET a), adalah evapotranspirasi yang terjadi sesungguhnya sesuai dengan persediaan air/kelembaban tanah yang tersedia. Nilai ET a = ETP apabila persediaan air tidak terbatas. Untuk tanaman rujukan dengan persediaan air yang tidak terbatas, maka ETa = ETP = ETO. Apabila tanah dalam kondisi kering maka ET O di bawah ET P. Hubungan antara ET a dan ETP adalah: ETa = (k/c) ET P dengan: ETa
= Evapotranspirasi actual (mm/bulan)
ETP
= Evapotranspirasi potensial (mm/bulan)
K
= kelembaban tanah tersedia (available soil moisture, mm/bulan)
C
= kapasitas kelembaban tanah tersedia (available soil moisture capacity, mm/bulan)
Apabila kondisi tanah berada pada kapasitas lapangan (field capacity) maka ET a = ETP. Kapasitas lapangan adalah jumlah air yang tertahan dalam tanah setelah air vegetasi yang berlebih tertiris keluar (drained away). Kapasitas kelembaban tanah bergantung dari jenis
tanah, nilainya berkisar dari 25 mm pada jenis tanah dangkal berpasir sampai 550 mm pada jenis tanah tanah liat berlempung. Dari persamaan ET a = (k/c) ET P terlihat bahwa evapotranspirasi aktual merupakan proses yang kompleks, karena bergantung dari ketesediaan kelembaban tanah. Dalam suatu DPS umumnya ETa diperkirakan berdasarkan model curah hujan sebagai masukan dan debit sebagai keluaran. Contoh sangat sederhada ditujukan pada persamaan berikut: P + Q i + Gi = ETa + Q O + GO + Pa dengan: P
= curah hujan, diukur dengan alat penakar hujan
Q i
= debit masukan, diukur dengan alat ukur debit
Q O
= debit keluar, diukur dengan alat ukur debit
Gi
= air tanah yang masuk, diukur dengan metoda geohidrologi
GO
= air tanah yang keluar, diukur dengan metoda geohidrologi
Pa
= perubahan cadangan air, sebagai jumlah dari tiga bagian, yaitu cadangan air permukaan, air tanah, lengas tanah
ETa
= evapotranspirasi actual.
