2/12/2010. Curahan atau jatuhnya air dari atmosfer ke permukaan bumi dan laut dalam bentuk yang berbeda. Fungsi : sebagai pelindung permukaan bumi

Dalam 103 _km3

ƒ

Curahan atau jatuhnya air dari atmosfer ke

permukaan bumi dan laut dalam bentuk yang 

berbeda

ƒHujan di daerah tropis

ƒCurah hujan di iklim sedang

ƒSalju di kutub

ƒ

Fungsi : sebagai pelindung permukaan bumi

ƒSuhu udara↑kapasitas udara dalam penampung

uap air↑

Dib

i

j di  j

i

ƒ

Dibagi menjadi 2 jenis :

ƒKelembaban spesifik : tidak dipengaruhi tek. 

udara

ƒKelembaban absolut : dipengaruhi tek. udara

ƒ

“mesin” yang mempertahankan

berlangsungnya daur hidrologi

ƒPerubahan iklim

ƒSumber energi untuk :

▪Evaporasi: berlangsung pada permukaan badan perairan

▪Transpirasi : kehilangan air dari dalam vegetasi

ƒ Heating of earth  surface is uneven ƒSolar radiation strikes  perpendicularly near the  equator (270 W/m2₎ equator (270 W/m ) ƒSolar radiation strikes at  an oblique angle near the  poles  (90 W/m2₎ ƒ Emitted radiation is  more uniform than  incoming radiation

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

ƒ

Gerakan massa udara : gerakan atmosfer

atau udara nisbi terhadap permukaan bumi

ƒ

Parameter :

ƒArah

ƒKecepatan

ƒ

Berpengaruh dalam proses evapotranspirasi

dan mempengaruhi kejadian‐kejadian hujan

ƒ

Hujan terjadi Æ gerakan udara lembab yang 

berlangsung terus menerus

ƒ

Mempengaruhi besarnya curah hujan, laju

evaporasi dan transpirasi

ƒ

Dapat dianggap sebagai salah satu faktor

yang dapat memprakirakan dan menjelaskan

kejadian dan penyebaran air di muka bumi

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

1 Tropical Easterlies/Trades

Ferrel Cell

Polar Cell _{1. Hadley cell}

2. Ferrel Cell 3. Polar cell Winds Circulation cells 1. Tropical Easterlies/Trades 2. Westerlies 3. Polar easterlies 1. Intertropical convergence zone (ITCZ)/Doldrums 2. Horse latitudes 3. Subpolar low 4. Polar high Latitudes

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

Southward shift in January

Northward shift in July Creates wet Summers (Monsoons)

and dry winters, especially in India and SE Asia

ƒ

Sejumlah uap air di atmosfer bergerak ke

tempat yang lebih tinggi oleh adanya beda

tekanan uap air. Tekanan uap tinggi Æ

tekanan uap rendah.  Uap air bergerak

bergerak ke tempat yang lebih tinggi (T udara

rendah) Æ jenuh Ækondensasi

ƒ

Udara di atmosfer mengalami proses

pendinginan melalui beberapa cara :

ƒPertemuan antara dua massa udara dengan suhu

yang berbeda

ƒSentuhan antara massa udara dengan obyek atau

benda dingin

ƒ

Atmospheric water exists 

ƒMostly as gas or water vapor

ƒLiquid in rainfall and water droplets in clouds

S lid i   f ll  d i  h il  t

ƒSolid in snowfall and in hail storms ƒ

Accounts for less than 1/100,000 part of total 

water, but plays a major role in the hydrologic 

cycle

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

dV

m

_v v

=

ρ

Water vapor density Atmospheric gases: Nitrogen – 78.1% Oxygen – 20.9% ma= mass of moist air mv= mass of water vapor

dV

m

a a

=

ρ

Air density ƒ Specific humidity  measures the mass of  water vapor per unit    f  i t  i

v

v

q

=

ρ

mass of moist air ƒ It is dimensionless

_a

v

q

ρ

ƒ Vapor pressure, e,is the  pressure that water vapor  exerts on a surface ƒ Air pressure, p,is the total  pressure that air makes on  p a surface ƒ Ideal gas lawrelates  pressure to absolute  temperature T, Rvis the gas  constant for water vapor ƒ 0.622 is ratio of mol. wt. of  water vapor to avg mol. wt.  of dry air 

T

R

e

=

ρ

_{v v}

p

e

q

_v

=

0

.

622

John Dalton studied the effect of gases in a  mixture. He observed that the Total Pressure of a  gas mixture was the sum of the Partial Pressure of  each gas.  P total = P1 + P2 + P3 + ...Pn  The Partial Pressure is defined as the pressure of a  single gas in the mixture as if that gas alone  occupied the container. In other words, Dalton  maintained that since there was an enormous  amount of space between the gas molecules within  the mixture that the gas molecules did not have  any influence on the motion of other gas  molecules, therefore the pressure of a gas sample  would be the same whether it was the only gas in  the container or if it were among other gases. http://members.aol.com/profchm/dalton.html

Equal volumes of gases at the same temperature and pressure contain the same number of molecules regardless of their chemical nature and physical properties. This number (Avogadro's number) is 6.023 X 1023 in 22.41 L for all gases.

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

Water vapor

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

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

Saturation vapor pressureoccurs when air is holding all the water vapor that it can at a given air temperature ⎞ ⎛ 1727T ⎟ ⎠ ⎞ ⎜ ⎝ ⎛ + = T T es 3 . 237 27 . 17 exp 611 Vapor pressure is measured in Pascals (Pa), where 1 Pa = 1 N/m2 1 kPa = 1000 Pa es e s h

e

e

R

=

Relative humidity measures the percent of the saturation water content of the air that it currently holds (0 – 100%) e Dewpoint temperatureis the air temperature at which the air would be saturated with its current  vapor content T Td

ƒ We have three equations  describing column: ƒHydrostatic air pressure,  dp/dz = ‐ρag ƒLapse rate of temperature   Column Element, dz 2 ƒLapse rate of temperature,  dT/dz = ‐ α ƒIdeal gas law, p = ρaRaT ƒ Combine them and  integrate over column to  get pressure variation  elevation a R g

T

T

p

p

α / 1 2 1 2

⎟⎟

⎠

⎞

⎜⎜

⎝

⎛

=

1 ƒ In an element dz, the  mass of water vaporis  dmp ƒ Integrate over the  Column Element, dz 2 Integrate over the  whole atmospheric  column to get  precipitable water,mp ƒ mp/A gives precipitable  water per unit area in  kg/m2 1

Adz

q

dm

p

=

v

ρ

a Area = A

ƒ

Kenaikan massa uap air ke tempat yang lebih

tinggi sampai saatnya atmosfer menjadi

jenuh

d k

d

k l

k l

ƒ

Terjadi kondensasi atas partikel‐partikel uap

air di atmosfer

ƒ

Partikel‐partikel uap air tersebut bertambah

besar sejalan dengan

ƒ Air mass : A large body of air with similar temperature and  moisture characteristics over its horizontal extent. ƒ Front: Boundary between contrasting air masses. ƒ Cold front: Leading edge of the cold air when it is  d i  t d     i advancing towards warm air. ƒ Warm front: leading edge of the warm air when advancing  towards cold air.  1.

Frontal lifting

2.

Orographic lifting 

3.

Convective lifting

ƒ Hujan konveksi (Convectional storms) Æadanya beda panas yangditerima permukaan tanah dengan panas yang  diterima oleh lapisan udara di atas permukaan tanah

ƒ Hujan frontal (frontal/cyclonic storms) Æbergulungnya dua massa udara yang berbeda suhu dan kelembaban

ƒ Hujan orografik (Orographic storms) Æjenis hujan yang  umum terjadi di daerah pegunungan, yaitu ketika massa udara bergerak ke tempat yang lebih tinggi mengikuti bentang lahan pegunungan sampai saatnya terjadi proses kondensasi

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

Hot earth surface ƒ Boundary between air masses with different properties is  called a front ƒ Cold front occurs when cold air advances towards warm air ƒ Warm front occurs when warm air overrides cold air

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

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

ƒCondensation is the change of water vapor into a  liquid. For condensation to occur, the air must be at  or near saturation in the presence of condensation  nuclei.  ƒCondensation nuclei are small particles or aerosol  ƒCondensation nuclei are small particles or aerosol  upon which water vapor attaches to initiate  condensation. Dust particulates, sea salt, sulfur and  nitrogen oxide aerosols serve as common  condensation nuclei.  ƒSize of aerosols range from 10‐3_to 10 μm. ƒ Lifting cools air masses  so moisture condenses ƒ Condensation nuclei ƒAerosols  ƒwater molecules  attach ƒ Rising & growing ƒ0.5 cm/s sufficient to  carry 10 μm droplet ƒCritical size (~0.1 mm) ƒGravity overcomes  and drop falls Fd Fd Fb Fg D ƒ Three forces acting on rain  drop ƒGravity force due to weight ƒBuoyancy force due to  _g displacement of air ƒDrag force due to friction  with surrounding air 3 6D Volume=π 2 4D Area=π 3 6D g Fg w π ρ = 3 6D g Fb a π ρ = 2 4 2 2 2 2 _V D C V A C Fd d a d a π ρ ρ = =

ƒ Terminal velocity: velocity at which the forces acting on the raindrop are  in equilibrium. ƒ If released from rest, the raindrop will accelerate until it reaches its  terminal velocity 3 2 2 3 6 2 4 6 0 D g V D C D g W F F F w a d a D B vert π ρ π ρ π ρ + − = − + = = ∑ W F FD= B− _{4gD ρ⎛ ⎞} F F Fb D 3 3 2 2 6 6 2 4 g D g D V D Cda t a w π ρ π ρ π ρ = − ⎟⎟_⎠ ⎞ ⎜⎜ ⎝ ⎛ ₋ = 1 3 4 a w d t _C gD V ρ ρ • Raindrops are spherical up to a diameter of 1 mm • For tiny drops up to 0.1 mm diameter, the drag force is specified by  Stokes law Fd Fd Fg V Re 24 = d C a aVD μ ρ = Re

At standard atmospheric pressure (101.3 kpa) and temperature (20o_C),

ρw= 998 kg/m3 and ρa= 1.20 kg/m3

ƒ

Alat penakar hujan otomatis

ƒ

Alat penakar hujan tidak otomatisÆember

atau kontainer yang telah diketahui

l

volumenya

ƒ

Influenced by 

ƒAtmospheric circulation and local factors ▪Higher near coastlines ▪Seasonal variation – annual oscillations in some places ▪Variables in mountainous areas ▪Increases in plains areas ▪More uniform in Eastern US than in West

ƒ

Isohyet – contour of constant rainfall

ƒ

Isohyetal maps are prepared by interpolating 

rainfall data at gaged points.

Austin, May 1981 Wellsboro, PA 1889

ƒ

Rainfall hyetograph – plot of rainfall depth 

or intensity as a function of time

ƒ

Cumulative rainfall hyetograph or rainfall 

l

f

f

f ll

mass curve – plot of summation of rainfall 

increments as a function of time

ƒ

Rainfall intensity – depth of rainfall per unit 

time

Time (min) Rainfall (in) Cumulative 30 min 1 h 2 h Rainfall (in) 0 0 5 0.02 0.02 10 0.34 0.36 15 0.1 0.46 20 0.04 0.5 25 0.19 0.69 30 0.48 1.17 1.17 35 0.5 1.67 1.65 40 0.5 2.17 1.81 45 0.51 2.68 2.22 50 0.16 2.84 2.34 55 0.31 3.15 2.46 60 0.66 3.81 2.64 3.81 Running Totals 65 0.36 4.17 2.5 4.15 70 0.39 4.56 2.39 4.2 75 0.36 4.92 2.24 4.46 80 0.54 5.46 2.62 4.96 85 0.76 6.22 3.07 5.53 90 0.51 6.73 2.92 5.56 95 0.44 7.17 3 5.5 100 0.25 7.42 2.86 5.25 105 0.25 7.67 2.75 4.99 110 0.22 7.89 2.43 5.05 115 0.15 8.04 1.82 4.89 120 0.09 8.13 1.4 4.32 8.13 125 0.09 8.22 1.05 4.05 8.2 130 0.12 8.34 0.92 3.78 7.98 135 0.03 8.37 0.7 3.45 7.91 140 0.01 8.38 0.49 2.92 7.88 145 0.02 8.4 0.36 2.18 7.71 150 0.01 8.41 0.28 1.68 7.24 Max. Depth 0.76 3.07 5.56 8.2 Max. Intensity 9.12364946 6.14 5.56 4.1 0.4 0.5 0.6 0.7 0.8 R a in fa ll ( in p e r 5 min ) 0 0.1 0.2 0.3 510 1520 25 30 35 40 4550 55 60 65 70 7580 85 90 95 100 105 110 115 120 125 130 135 140 145 150 Time (min) In cr em en ta l Rainfall Hyetograph 6 7 8 9 10 R ai n fal l ( in .) 0 1 2 3 4 5 0 30 60 90 120 150 Time (min.) C u m u la ti ve R 30 min 1 hr 2 hr 3.07 in 5.56 in 8.2 in

ƒ

Data are generally 

available as points with 

precipitation stored in 

attribute table.

attribute table.

Nearest Neighbor “Thiessen”  Polygon Interpolation Spline Interpolation ƒ NEXt generation RADar: is a doppler radar used for obtaining weather  information ƒ A signal is emitted from the radar which returns after striking a rainfall  drop ƒ Returned signals from the radar are analyzed to compute the rainfall  intensity and integrated over time to get the precipitation

NEXRAD Tower Working of NEXRAD

1.

Analisis Curah Hujan

2.

Melengkapi Data Hujan

3

Tes Konsistensi

3.

Tes Konsistensi

4.

Uji Homogenitas

5.

Analisis Curah Hujan Harian Maksimum

6.

Analisis Intensitas Hujan

1.

Metode Aritmatika

2

Metode Polygon‐Thiessen

2.

Metode Polygon Thiessen

3.

Metode Isohiet

ƒ Simplest method for determining areal average P1 P2 P1= 10 mm P2= 20 mm P3= 30 mm N 1 P3 • Gages must be uniformly distributed • Gage measurements should not vary greatly about the  mean

∑

= = N i i P N P 1 1 mm P 20 3 30 20 10+ + ₌ = P1 P2 P A1 A2 ƒ Any point in the watershed receives the same  amount of rainfall as that at the nearest gage ƒ Rainfall recorded at a gage can be applied to any  point at a distance halfway to the next station in  any direction ƒ Steps in Thiessen polygon method 1 Draw lines joining adjacent gages  P3 A3 1. Draw lines joining adjacent gages  2. Draw perpendicular bisectors to the lines created in  step 1 3. Extend the lines created in step 2 in both directions  to form representative areas for gages 4. Compute representative area for each gage 5. Compute the areal average using the following  formula

∑

= = N i i iP A A P 1 1 P1= 10 mm, A1= 12 Km2 P2= 20 mm, A2= 15 Km2 P3= 30 mm, A3= 20 km2 mm P 20.7 47 30 20 20 15 10 12× + × + × ₌ =

ƒ

Memadai guna menentukan curah hujan

suatu daerah

ƒ

Tidak cocok digunakan di daerah bergunung‐

d

d

h d

h

gunung dan daerah dengan itensitas curah

hujan yang tinggi (Shaw, 1985)

P1 P 10 20 ƒ Steps ƒ Construct isohyets (rainfall  contours) ƒ Compute area between each  pair of adjacent isohyets (Ai) ƒ Compute average  precipitation for each pair of  A1=5 , p1= 5 A2=18 , p2= 15 P2 P3 30 precipitation for each pair of  adjacent isohyets (pi) ƒ Compute areal average using  the following formula ∑ = =M i i ip A P 1 A3=12 , p3= 25 A4=12 , p3= 35 mm P 21.6 47 35 12 25 12 15 18 5 5× + × + × + × ₌ =

∑

= = N i i iP A A P 1 1

ƒ

Dipandang paling baik, bersifat subjektif dan

tergantung pada keahlian, pengalaman, dan

pengetahuan pamakai terhadap sifat curah

h

d d

h

hujan di daerah setempat

ƒ

Memerlukan banyak waktu Ælebih teliti

ƒ

Daerah dengan hujan orografik Ægaris

kontur dapat dijadikan isohit

P1=10 P2= 20 P3=30 • Prediction at a point is more  influenced by nearby measurements  than that by distant measurements • The prediction at an ungaged point is  inversely proportional to the distance  to the measurement points d1=25 d2=15 3 • Steps – Compute distance (di) from ungaged point to all measurement points.   – Compute  the precipitation at the  ungaged point using the following  formula ∑ ∑ = = ⎥ ⎦ ⎤ ⎢ ⎣ ⎡ ⎟⎟ ⎠ ⎞ ⎜⎜ ⎝ ⎛ = N i i N i i i d d P P 1 2 1 2 1 ˆ d3=10 mm P 25.24 10 1 15 1 25 1 10 30 15 20 25 10 ˆ 2 2 2 2 2 2 = + + + + = p ( ) ( )2 2 1 2 2 1 12 x x y y d = − + −

Tempat Pengukuran di dalam Daerah Curah Hujan (mm) H I F 3575 2929 2371 E D A 2174 1767 867 13683 Rata-rata hitung = 2281 mm Tempat pengamatan (1) Curah Hujan (2) Luas Daerah Thiessen (3) Persentase Luas (4) (2) x (4) (5) A D E B 867 1767 2174 1781 90 249 186 72 5,4 14,7 11,0 4 2 47 260 240 76 B C F G H J K I 1781 1825 2371 2495 3575 3319 3553 2929 72 33 320 62 115 115 96 349 4,2 2,0 19,0 3,7 6,8 6,8 5,7 20,7 76 36 450 92 243 226 201 606 1687 100,0 2477

Curah hujan rata-rata equivalen = 2477 mm

Isohit Luas Luass Netto

Hujan Rata-rata

(3) x (4) ∑ (5) Hujan Ekuivalen di Atas Luas Netto (1) (2) (3) (4) (5) (6) (7) = (6) : (2) 3000 2500 2000 1500 426 742 1200 1557 426 316 458 357 3250 2700 2250 1800 1384500 853200 1030500 642600 1384500 2237700 3268200 3910800 3250 3016 2724 2512 1500 1000 1000 1557 1673 1687 357 116 14 1800 1300 900 642600 150800 12600 3910800 4061600 4074200 2512 2428 2415

Curah hujan rata-rata ekuivalen = 2415 mm

Tidak lengkap karena:

ƒ

Kerusakan alat penakar

ƒ

Kelalaian petugas untuk mencatat

Hal

Hal‐‐hal yang harus diperhatikan:

hal yang harus diperhatikan:

••

Minimum stasiun pengukuran adalah 3

Minimum stasiun pengukuran adalah 3

••

Jika mungkin, data statiun pembanding 

Jika mungkin, data statiun pembanding 

adalah lengkap

adalah lengkap

••

Data yang kurang, maksimum 20% selama 

Data yang kurang, maksimum 20% selama 

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

∑

=

=

n n n x

r

n

r

1

1

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

∑

=

−

=

n n n n x x

R

r

n

R

r

1

)

(

1

1

Data tidak konsisten karena:

ƒ

Perubahan mendadak pada sistem 

lingkungan hidrologis

ƒ

Pemindahan tempat stasiun pengukur hujan 

atau pemindahan alat pengukur

ƒ

Perubahan cara pengukuran

Teknik Kurva Massa‐Ganda (Double mass curve  technique) ƒ Akumulasi rata‐rata hujan stasiun dasar dan stasiun  utama mulai dengan pengamatan kalender terakhir   utama mulai dengan pengamatan kalender terakhir,  diplotkan sebagai sumbu x dan y pada suatu grafik ƒ Jika terjadi perubahan slope, maka data harus  dikalibrasi dengan suatu faktor koreksi Koreksi untuk data yang tidak konsisten: 0 0

.H

tg

tg

H

_z

α

α

=

0

tg

α

H

Hzz = = curahcurah hujanhujan yang yang diperkirakandiperkirakan

H

H₀₀ = = curahcurah hujanhujan hasilhasil pengamatanpengamatan tg

tgαα = slope = slope setelahsetelah perubahanperubahan tg

tgαα00 = slope = slope sebelumsebelum perubahanperubahan

tg

tgαα/ tg/ tgαα₀₀ = = faktorfaktor koreksikoreksi

α asiun ut am a α0 Kum ulat if st a

Kumulatif rata-rata stasiun dasar

ƒ

Data curah hujan yang telah konsisten

kemudian perlu dites kehomogenannya

ƒ

Tidak homogen dikarenakan gangguan‐

f

gangguan atmosfer

ƒ

Tes Homogenitas dilakukan dengan memplot

harga (T

R

,N) pada Grafik Tes Homogenitas

ƒ Didapat dengan menggunakan Persamaan Gumbel

Modifikasi (PUH 10 tahun):

T

SD

T

Tr

R

R

r T

))

0

.

45

).

1

ln(

ln

(

78

.

0

(

−

−

−

+

=

2 / 1 2

)

1

)

(

(

−

−

=

∑

n

R

Ri

SD

r

T

R

R

T

R

=

(

10

).

ƒR₁₀= curah hujan tahunan dengan PUH 10 tahun

ƒR = curah hujan tahunan rata‐rata dalam suatu array 

data

ƒTr = PUH untuk curah hujan tahunan rata‐rata (2,33 

tahun)

r

R

ƒ

Sistem hidrologi terkadang dipengaruhi oleh 

peristiwa‐peristiwa yang luar biasa, seperti 

hujan lebat, banjir, dan kekeringan. Besaran 

peristiwa ekstrim berbanding terbalik dengan 

peristiwa ekstrim berbanding terbalik dengan 

frekuensi kejadiannya, peristiwa yang sangat 

ekstrim kejadiannya sangat langka (Suripin. 

Sistem Drainase Perkotaan yang 

Berkelanjutan. 2004).

ƒ

Tujuan analisis frekuensi data hidrologi 

berkaitan dengan besaran peristiwaperistiwa 

ekstrim yang berkaitan dengan frekuensi 

k

d

l l

d

b

kejadiannya melalui penerapan distribusi 

kemungkinan. Data hidrologi yang dianalisis 

diasumsikan tidak bergantung (independent), 

terdistribusi secara acak, dan bersifat 

stokastik.

ƒ Frekuensi hujan adalah besaran kemungkinan suatu  besaran hujan disamai atau dilampaui. Sebaliknya,  periode ulang adalah waktu hipotetik dimana hujan  dengan suatu besaran tertentu akan disamai atau  dilampaui. Analisis frekuensi ini didasarkan pada  sifat statistik data kejadian yang telah lalu untuk  memperoleh probabilitas besaran hujan di masa  yang akan datang dengan anggapan bahwa sifat  statistik kejadian hujan di masa akan datang akan  masih sama dengan sifat statistik kejadian hujan  masa lalu. 1.

Metode Gumbel

2.

Metode Log Pearson Type III

3.

Metode Distribusi Normal

d

Metode

Metode Gumbel

Gumbel

Metode

Metode Gumbel

Gumbel

Metode Log Pearson Type III

Metode Log Pearson Type III

ƒ Metode ini telah mengembangkan serangkaian  fungsi probabilitas yang dapat dipakai untuk hampir  semua distribusi probabilitas empiris.  ƒ Tiga parameter penting dalam Metode Log Pearson  Ti  III   i Tipe III, yaitu: 1. Harga rata‐rata ( R ) 2. Simpangan baku (S) 3. Koefisien kemencengan (G) Hal yang menarik adalah jika G = 0 maka distribusi  kembali ke distribusi Log Normal. ƒ

Langkah‐langkah penggunaan distribusi Log 

Pearson Tipe III

Metode Log Pearson Type III

Metode Log Pearson Type III

Metode ini disebut juga distribusi Gauss.

Analisis Intensitas Hujan

Analisis Intensitas Hujan

Analisis intensitas hujan digunakan untuk  menentukan tinggi atau kedalaman air hujan per  satu satuan waktu. Sifat umum hujan adalah makin  singkat hujan berlangsung, maka makin besar pula  intensitasnya dan semakin besar periode ulangnya,  maka makin tinggi pula intensitas hujan yang  terjadi

Analisis Intensitas Hujan

Analisis Intensitas Hujan

Analisis tahap ini dimulai dari data curah hujan harian maksimum  yang kemudian diubah ke dalam bentuk intensitas hujan. Pengolahan data dilakukan dengan metoda statistik yang umum  digunakan dalam aplikasi hidrologi. Data yang digunakan  b ik   d l h d  h j  j k   d k   i l     i     sebaiknya adalah data hujan jangka pendek, misalnya 5 menit, 10  menit, 30 menit, 60 menit, dan jam‐jaman. Bila tidak diketahui  data untuk durasi hujan maka diperlukan pendekatan empiris  dengan berpedoman pada durasi enam puluh menit dan pada  curah hujan harian maksimum yang terjadi setiap tahun.Cara lain  yang lazim digunakan adalah mengambil pola intensitas hujan dari  kota lain yang mempunyai kondisi yang hampir sama ƒ

Metode Bell

ƒ

Metode Van Breen dan Talbot

ƒ

Metode Hasper dan Der Weduwen

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

ƒ Evapotranspirasi/Evaporasi Total= peristiwa evaporasi dan  transpirasi yang terjadi bersama‐sama ƒ Evapotranspirasi potensial (potential evaporation, PET)=  evaporasi yang terjadi, apabila tersedia cukup air (dari  presipitasi atau irigasi) untuk memenuhi pertumbuhan  presipitasi atau irigasi) untuk memenuhi pertumbuhan  optimum ƒ Evapotranspirasi sesungguhnya (Actual evapotranspiration,  AET)= evapotranspirasi yang terjadi sesungguhnya, dengan  kondisi pemberian air seadanya ƒ Consumptive use= air yang diperlukan tumbuh‐tumbuhan  untuk pertumbuhan sel‐selnya 1. Perkiraan evaporasi berdasarkan pan evaporasi

Evaporasiperm. Air bebas= Cpanx Evaporasipan

Penguapan dari evaporasi pan biasanya lebih besar dari evaporasi  sebenarnya, karena:

luas permukaan sempit Æ gel  dan turbulensi udara kecil ‐ luas permukaan sempit Æ gel. dan turbulensi udara kecil ‐ kemampuan menyimpan panas berbeda antara pan dan danau ‐ terjadinya pertukaran panas antara pan dgn tanah, udara, air  sekitar ‐ pengaruh panas, kelembaban, angin akan berbeda bagi perm.  kecil dgn perm. besar Æ atmometer, lysimeter, phytometer ∅ = 1.21 m = 4” H = 25.4 cm = 10” 2. Perkiraan evaporasi dengan menggunakan rumus empiris ‐ aerodynamic method/Dalton law Ea= K. Uz(ew– ez)   E      b b   l   t Ea= evap perm bebas selama pengamatan K = konstanta empiris Uz= fungsi antara evap thd kec angin pada ketinggian z ew= tekanan uap jenuh di udara pada temperatur sama dengan  air ez= tekanan uap sesungguhnya di udara pd ketinggian z ƒ Persamaan Rohwer E = a (ew– ea) (1 + b V) E = 0.484 (1+0.6 V) (ew– ea) E = evaporasi (mm/hari) ew= tekanan uap jenuh pada temperatur sama dengan temp  air (millibar) ea= tekanan uap di udara sesungguhnya (millibar) V = kecepatan angin rata‐rata dalam sehari (m/detik)

ƒ Persamaan Orstom E = 0.358 (1 + 0.588 V) (e_w– e_a) ƒ Persamaan Danau Hefner E = 0.00177 V (ew– ea) E = inch/hari V = meter/jam 3. Pengukuran Evaporasi secara langsung Water‐balance:

EL= P + Isurf+ Igw– Osurf – Ogw‐ ΔS ELL= evaporasi muka air bebas per harip p P = presipitasi/hujan harian Isurf= surface inflow/aliran perm masuk Igw= ground water inflow/air tanah masuk Osurf= surface outflow/aliran perm keluar Ogw= ground water outflow/air tanah keluar ΔS = perubahan jumlah simpanan air selama pengamatan (1  hari)