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 (
) 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 batang tanaman. Sebagian air hujan yang jatuh akan tertahan oleh tanaman dan menempel pada daun dan cabang, kemudian akan menguap. Transpirasi (
) 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. mm/bulan. Laju evapotranspirasi tergantung pada ketersediaan air dari permukaan. Apabila ketersedian air ( lengas tanah ) tak terbatas maka evapotranspirasi potensial ( ETP 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. nyata. 3.2. Beberapa Faktor Yang Mempengaruhi 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 )
BAB III. PENGUAPAN
M. NUR
2
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 ber iklim 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
BAB III. PENGUAPAN
M. NUR
3
110110059
mencapai tekanan uap jenuh, dimana pada saat itu penguapan terhenti. Kelembaban udara dinyatakan dengan kelembaban relatif. 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%. 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.
BAB III. PENGUAPAN
M. NUR
4
110110059
3.3.1. Panas Laten
Ketika suatu zat berubah bentuk, zat tersebut melepaskan atau menyerap panas laten ( panas tersembunyi, latent heat ). 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 :
597,3 – 0,564 T Dengan : T : Tempertur : panas penguapan laten dalam kalori /gram ( cal/gr )
Persamaan tersebut mempunyai arti bahwa sekitar 590 kalori diperlukan untuk penguapan satu gram air. 3.3.2. 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
BAB III. PENGUAPAN
M. NUR
5
110110059
semakim tinggi sehingga beberapa molekul air akan meninggalkan permukaan air dan 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
. Pada tekanan uap tersebut laju
penguapan dan kondensasi kondensasi adalah sama, sehingga penguapan terhenti. 3.3.3. 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
udara lembab, dinyatakan
dengan gram/ dengan gram/
Kelembaban spesifik adalah berat uap air yang terdapat dalam 1 kg udara lembab, yang dinyatakan dalam gram/kg 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 :
Dengan :
%
: tekanan uap air, yaitu tekanan yang disebabkan oleh uap air yang terdapat di
udara. : tekanan uap air jenuh
Tekanan uap air dinyatakan dalam milimeter kolom air raksa ( mm Hg ),
).
milibarometer ( mm bar ) bar ) atau pascal, Pa ( N/
BAB III. PENGUAPAN
M. NUR
6
110110059
Diatas permukaan air tekanan uap air jenuh tergantung pada temperatur, yang dapat diperkirakan dengan rumus berikut :
= 611exp
( )
Dengan :
: 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 ) 10 11 12 13 14 15 16 17 18 19 20 21
Tekanan uap air jenuh mm Hg mm bar Pa 9,20 12,27 1228 9,84 13,12 1313 10,52 14,02 1403 11,23 14,97 1498 11,98 15,97 1599 12,78 17,04 1706 13,63 18,17 1819 14,53 19,37 1938 15,46 20,61 2065 16,46 21,94 2198 17,53 23,37 2339 18,65 24,86 2488
22 23 24 25 26 27 28 29 30 31 32 33 34 35
19,82 21,05 22,27 23,75 25,31 26,74 28,32 30,03 31,82 33,70 35,66 37,73 39,90 42,18
26,42 28,06 29,69 31,66 33,74 35,65 37,76 40,03 42,42 44,93 47,54 50,30 53,19 56,23
2645 2810 2985 3169 3363 3567 3781 4007 4244 4494 4756 5032 5321 6525
3.3.4. 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 :
= e Dengan :
BAB III. PENGUAPAN
M. NUR
7
110110059
e
T
/menit ) : fluks radiasi ( cal./ menit ) : keterpancaran ( emisivitas ), yaitu perbandingan antara pemancaran suatu permukaan dan pemancaran permukaan benda hitam pada suhu dan panjang gelombang yang sama. cal ././ /hari : konstanta Stefan – Boltzmann ( 1,17 : suhu benda, dalam derajad Kelvin ( K= +273 )
Untuk benda dengan pemancaran sempurna ( benda hitam ), emisivitas e=1. e=1. Tabel 3.3. memberikan koefisien emisivitas untuk beberapa jenis permukaan.
(e ) Tabel 3.3. Koefisien emisivitas (e Permukaan Tanah Gundul Basah Hutan Gurun Pasir Kering Pasir Basah Air Salju
Emisivitas ( % ) 95-98 90 90-91 89-90 95 92-96 82-99.5
Panajang gelombang dari radiasi yang dipancarkan benda berbanding terbalik dengan temperatur permukaan benda, yang diberikan oleh hukum Wie n.
= dengan T dalam T dalam derajad kelvin dan
dalam meter.
Radiasi yang mengenai suatu permukaan akan dipantulkan atau diserap. Bagian yang diserap disebut albedo
( o ≤ ≤ 1 ). Tabel 3.4. memberikan koefesien refleksi (
albedo ) untuk beberapa jenis permukaan. Radiasi yang diserap permukaan adalah :
= ( 1- ) Dengan :
: radiasi yang diserap : radiasi yang mengenai permukaan : koefesien refleksi ( albedo )
BAB III. PENGUAPAN
M. NUR
8
110110059
Tabel 3.3. koefesien refleksi ( albedo )
Jenis Permukaan Air Terbuka Batuan Pasir Tanah Kering Tenah Basah Hutan Rumput Rumput Kering Salju Es Tanaman
Albedo ( ) 0,05 - 0,15 0,12 - 0,15 0,10 - 0,20 0,14 0,08 - 0,09 0,05 - 0,020 0,10 - 0,33 0,15 - 0,25 0,90 0,40 - 0,50 0,20
3.3.5. 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. 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.
= - ................................................................ .................... (37) = (1 – ) ............................................ = - Dengan :
: radiasi netto yang terserap bumi : radiasi matahari ( gelombang pendek, short pendek, short wave ) dari yang diserap bumi. : radiasi matahari yang sampai ke permukaan bumi : albedo
BAB III. PENGUAPAN
M. NUR
9
110110059
: radiasi gelombang panjang ( long wave ) netto, yaitu selisih antara radiasi bumi ke atmosfer dan radiasi atmosfer ke bumi : radiasi gelombang panjang yang dipancarkan bumi ke atmosfer : 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
memancarkan energi dalam bentuk radiasi ke semua arah dengan kecepatan
6000
jalar 300.000 km/d . Selama penjalarannya, intensitas radiasi matahari berkurang berbanding terbalik dengan kuadrat jaraknya jaraknya matahari. Banyaknya energi matahari rerata yang jatuh pada puncak atmosfer tiap satuan luas
) tegak lurus pada sinar matahari tiap menit adalah sebesar 2,0 kalori. Besaran disebut dengan tetapan matahari. Tetapan matahari dapat juga cal./ dinyatakan dengan satuan Langley tiap menit, yang disingkat ly/men = 1cal./ Mengingat bahwa temperatur matahari sangat tinggi, yaitu 6000 , maka sesuai (
dengan hukum Wien, radiasi yang dipancarkan oleh matahari mempunyai gelombang pendek. Oleh karena itu radiasi matahari disebut juga radiasi gelombang pendek. 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 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
BAB III. PENGUAPAN
M. NUR
10
110110059
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 Juni
Juli
Agst
Sept
Okt
Nop
Des
Selatan
Juli
Agst
Sept
Okt
Nop
Des
Jan
Feb
Mar
Apr
Mei
Juni
8,5
10,1
11,8
13,8
15,4
16,3
15,9
14,5
12,7
10,8
9,1
8,1
8,8
10,2
11,8
13,6
15,2
16,0
15,6
14,3
12,6
10,9
9,3
8,3
9,1
10,4
11,9
13,5
14,9
15,7
15,4
14,2
12,6
10,9
9,5
8,7
9,3
10,5
11,9
13,4
14,7
15,4
15,2
14,0
12,6
11,0
9,7
8,9
9,4
10,6
11,9
13,4
14,6
15,2
14,9
13,9
12,5
11,1
9,8
9,1
9,6
10,7
11,9
13,3
14,4
15,0
14,7
13,7
12,5
11,2
10,0
9,3
10,1
11,0
11,9
13,1
14,0
14,5
14,3
13,5 13,5
12,4
11,3
10,3
9,8
10,4
11,1
12,0
12,9
13,6
14,0
13,9
13,2
12,4
11,5
10,6
10,2
10,7
11,3
12,0
12,7
13,3
13,7
13,5
13,0
12,3
11,6
10,9
10,6
11,0
11,5
12,0
12,6
13,1
13,3
13,2
12,8
12,3
11,7
11,2
10,9
11,3
11,6
12,0
12,5
12,8
13,0
12,9
12,6
12,2
11,8
11,4
11,2
11,6
11,8
12,0
12,3
12,6
12,7
12,6
12,4
12,1
11,8
11,6
11,5
11,8
11,9
12,0
12,2
12,3
12,4
12,3
12,3
12,1
12,0
11,9
11,8
12,1
12,1
12,1
12,1
12,1
12,1
12,1
12,1
12,1
12,1
12,1
12,1
48 0 50
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 perjal anannya ke atmosfer. Gabungan Ga bungan 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, 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 laman ya penyinaran matahari yang cerah. Banyaknya radiasi matahari yang jatuh ke permukaan bumi dapat ditaksir dari
BAB III. PENGUAPAN
M. NUR
11
110110059
durasi penyinaran matahari hasil pengukuran terseebut dengan menggunakan perrsamaan berikut :
= ( ) Dengan :
: radiasi matahari global harian yang jatuh pada permukaan horizontal tiap hari ). satuan luas ( cal./
: 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
yang mencapai permukaan bumi apabila
dalam sehari penuh matahari tertutup awan ( n = 0 ), sedang nilai b adalah persentase
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
/hari )
Tabel 3.6. radiasi gelombang pendek di tepi luar atmosfer (kal./ ( kal./ Lintang
Jan
Feb
Mar
Apr
Mei
Juni
Juli
Agst
Sept
Okto
Nop
Des
90 LU
0
0
40
470
900
1085
1010
670
170
0
0
0
90 LU
0
0
125
480
890
1075
995
660
225
25
0
0
70 LU
0
70
275
565
855
1025
945
685
385
145
15
0
60 LU
90
215
425
670
890
1000
945
770
510
285
120
60
50 LU
225
360
555
750
930
1010
970
830
640
435
265
190
40 LU
380
505
675
845
965
1020
985
895
740
565
415
335
30 LU
520
630
775
895
975
1000
990
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 9 35
955
960
20 LS
1020
975
885
765
650
590
615
705
820
930
1000 1000
1025
30 LS
1050
925
830
665
525
460
480
595
750
900
1020 1020
1065
BAB III. PENGUAPAN
M. NUR
12
110110059
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, Pusakanegara, Muara dan cipanas. Nilainilai 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 berbeda tegas, Muara adalah daerah pedalaman yang tidak ada musim hujan dan musim kemarau yang berbeda tegas dan n/N rendah. 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 n/N di beberapa wilayah di Indonesia Lokasi
Lintang
a
b
n/N
Mojosari ( pedalaman )
615 64 6 45
0,23
0,50
0,50
0,25
0,44
0,49
0,17
0,52
0,42
0,14
0,49
0,34
Puaskanegara ( pesisir ) Muara ( pedalaman ) Cipanas ( pegunungan )
7 3
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%.
BAB III. PENGUAPAN
M. NUR
13
110110059
Radiasi matahari netto yang diserap permukaan bumi :
= ( 1 – ) Subtitusi persamaan ( 3. 8 ) dengan menggunakan nilai a dan b untuk daerah tropika basah ( misalnya Indonesi ) ke dalam persamaan di atas akan diperoleh :
( 1- ) ( 0,29 + 0,42 )
(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 suatu hubungan antara kehilangan radisi gelombang panajang netto dan parameter meteorologi
di dekat permukaan tanah. Chang ( 1968, dalam Thomson, Thomson, 1999 )
mengusulkan bentuk persamaan berikut :
= (0,56 – 0,092 √ )( )
( 3.10 )
Dengan :
: radiasi gelombang panjang yang dipancarkan bumi ( daratan ) ( cal./ /hari) /hari) T : temperatur absolut pada elevasi 2 m di atas permukaan ( K )
: konstanta Stevan – Boltzman ( 1,17 cal./ /hari) /hari) : tekanan uap air pada 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 :
BAB III. PENGUAPAN
M. NUR
14
110110059
=
( 3.11 )
Radiasi netto dapat diperoleh dengan subtitusi persamaan ( 3.9 ) dan ( 3.10 ) ke dalam persamaan ( 3.11 ), sehingga menjadi :
= (1-)( )-(0,56- 0,092 )( ) 3.4. Perkiraan Evaporasi
Evaporasi dinyatakan sebagai laju evporasi yang diberikan dalam milimeter per hari (mm/hr). (mm/hr). Pengukuran evaporasi dari permukaan air dapat dilakukan dengan beberapa cara seperti berikut : 3.4.1. Evaporasi Dengan Panci Evaporasi
Cara yang paling banyak digunakan untuk mengetahui volume evaporasi dari permukaan air bebas adalah dengan menggunakan menggunakan panci evaporasi.
BAB III. PENGUAPAN
M. NUR
15
110110059
