metode thorntwaite evapotranspirasi

7/23/2019 metode thorntwaite evapotranspirasi

http://slidepdf.com/reader/full/metode-thorntwaite-evapotranspirasi 1/18

Laporan Tugas Akhir (SI 40Z1)

Aqri Chandra Kriswanto (15002010) 6

Eka Susanto (15002095)

BAB II

DASAR TEORI

2.2. UMUM

Pengertian budidaya di kalangan pertanian dapat diartikan sebagai kegiatan usaha

produksi suatu komoditi. Istilah ini merupakan padanan dari istilah culture dalam

bahasa Inggris, atau cultuur dalam bahasa Belanda. Sebagai contoh, istilah

cofficulture yang berarti perkebunan kopi.

Pembudidayaan daerah rawa saaat ini banyak dilakukan tergantung kebutuhan daerah

setempat. Pada umumnya daerah seperti ini terbagi atas dua yaitu daerah yang akan

dibudidayakan dan area non budidaya pertanian. Untuk area yang akan dibudidayakan

pekerjaan yang harus dilakukan adalah dengan pengembangan jaringan drainase,

sementara area non pertanian pengembangannya untuk permukiman pusat desa seperti

jalan raya, industri kecil, dan yang lainnya.

Untuk pengembangan daerah rawa yang harus diperhatikan seperti topografi,

kemasaman tanah, unsur-unsur tanah, iklim setempat dan curah hujan. Tujuannya kita

bias mengetahui area mana yang bisa dimanfaatkan untuk daerah irigasi, untuktanaman tahunan maupun tanaman keras. Untuk itu kita harus mengetahui kondisi

fisik dan nonfisiknya.

Besarnya debit air yang akan ditampung oleh saluran drainase tergantung pada

beberapa factor berikut.

Topografi

Iklim

Jenis Tanah

Jenis Tanaman

Untuk mengetahui berapa banyak debit air yang harus dialirkan untuk menurunkan

muka air tanah di lahan gambut perlu diperhatikan Evapotranspirasi Potensial lahan






dan besar curah hujan pada areal tersebut. Evapotranspirasi terbagi atar dua kata

antara lain:

a. Evaporasi

Proses penguapan sejumlah uap air yang berada di permukaan air bebas lepas

ke atmosfer.

b. Transpirasi

Proses penguapan air yang berasal dari tumbuhan itu sendiri langsung ke

atmosfer.

Sedangkan pengertian Evapotranspirasi Potensial adalah laju maksimum dari

penguapan atau perpindahan sejumlah air dari permukaan tanah untuk rentang waktu

tertentu.

2.2. METODA PERHITUNGAN EVAPOTRANSPIRASI

Pada saat ini terdapat beberapa metoda yang telah dikembangkan untuk menghitung

besarnya evapotranspirasi berdasarkan jenis dan kelengkapan data yang tersedia.

Pemilihan metoda biasanya dilakukan berdasarkan kelengkapan dan keakuratan data

yang tersedia.

Metoda empiris dapat digunakan untuk menghitung besarnya evapotranspirasi

potensial. Metoda ini disusun berdasarkan data klimatologi seperti : temperatur,

penyinaran matahari, kelembaban relatif dan kecepatan angin. Besarnya

evapotranspirasi aktual diperoleh dengan mengalikan evapotranspirasi potensial

dengan faktor koreksi yang bergantung pada tanaman setempat.

Beberapa metode empiris yang dikembangkan untuk menghitung evapotranspirasi

potensial adalah Metode Thornthwaite, Metode Blaney & Criddle, Metode Radiasi

dan Metode Penman (modifikasi). Parameter hidroklimatologi yang digunakan pada

masing-masing metoda tersebut dapat dilihat pada tabel 2.1. Prosedur perhitungan

metoda tersebut dapat dilakukan mengikuti manual yang diterbitkan oleh F AO pada

tahun 1977 (Crop Water Requirement, Doorencos & Pruitt).




Tabel 2.1 Kebutuhan parameter pada metoda empiris perhitungan evapotranspirasi

Parameter Klimatologi

Metode Penyinaran Kelembaban KecepatanTemperatur

matahari relatif angin

Thornthwaite (*) (koreksi) - -

Blaney & Criddle (*) (*) (koreksi) (koreksi)

Radiasi (*) (*) (koreksi) (koreksi)

Penman modifikasi (*) (*) (*) (*)

Dibawah ini disajikan beberapa metoda yang kerap digunakan, deskripsi dari metoda

tersebut adalah sebagai berikut:

2.2.1. Metode THORNTHWAITE

Formulasi Thornthwaite dinyatakan dalam fungsi temperatur sbb.:

a

I

T ET

106,10

dimana:

30 hari, 1 hari = 12 jam).ETa = evapotranspirasi bulanan(

T = temperatur udara bulanan rata-rata

I = indeks penyinaran matahari tahunan atau musiman

i = = indeks penyinaran matahari bulanan154,1

)5/(T

I =

n

i

i1

= 0,49239I 0,01792I 120,0000771-I 50,0000006723 a

2.2.2. Metode Blaney & Criddle

Formulasi metoda Blaney & Criddle (1950) pada awalnya dituliskan sbb:

ET = kpt/l00

dimana

k = Consumptive use coeficient dari tanaman.

p = Prosentase jam penyinaran matahari bulanan per tahun



t = Temperatur rata bulanan (oF)

ET = Evapotranspirasi bulanan (inch)




Formulasi tersebut kemudian dimodifikasi oleh FAO menjadi sbb.:

ET = C [ (0,46 t + 8)]

dimana:

ET = evapotranspirasi (mm/hari)



C = faktor koreksi f (R H, (n/N), U)oC)t = temperatur udara bulanan rata-rata (

= prosentase rasio penyinaran matahari harian/tahunan

R H = kelembaban relatif(RH)

n/N = penyinaran matahari

U = Kecepatan angin

2.2.3. Metode Radiasi

Berdasarkan metoda radiasi besarnya evapotranspirasi diformulasikan sbb:

ET =C W Rs

dimana:

ET = evapotranspirasi (mm/hari)

C = faktor koreksi f(RH, (n/N), U)

W = faktor bobot tergantung dari nilai temperatur udara dan ketinggian tempat

Rs = (0,25 + 0,50 n/N) Ra

(n/N) = faktor lamanya penyinaran matahari

N = maksimum lamanya penyinaran matahari rata-rata harian

Ra = radiasi matahari ekstra terrestrial tergantung dari letak lintang

2.2.4. Metode PENMAN (Modifikasi)

Metoda ini merupakan metoda terlengkap dibandingkan metoda-metoda sebelumnya.

Rumusa besarnya evapotranspirasi dinyatakan dalam bentu sbb.:

dimana:

ET = evapotranspirasi dalam (mm/hari)

e = faktor koreksi akibat keadaan iklim siang/malam

W = faktor bobot tergantung dari temperatur udara dan ketinggian tempat

Rn = radiasi neto ekivalen dengan evaporasi (mm/hari)

Rn = Rns - Rnl




Rns = gelombang pendek radiasi matahari yang masuk

= (l - ) Rs = (l - ) (0,25 + 0,50 n/N) Ra

Ra = radiasi matahari ekstra terrestrial

) f(n/N)Rnl = f(t) f(ed

= gelombang panjang radiasi neto

N = maksimum lamanya pcnyinaran matahari



(l-w) = faktor bobot f(toC, elevasi, U dan e)

f(u) = fungsi kecepatan angin

100127,0)( 2U

u f

(ea-e ) = selisih tekanan uap jenuh dan aktual pada temperatur rata-rata udarad

100100

_ H a

ad

Rerelatif kelembabanee

ea = tekanan uap jenuh tergantung dari temperatur

f(t) = fungsi efek temperatur pada gelombang panjang radiasi.

= 4

k T

= konstanta stefan-boltzman

Tk = Temperatur (oK)

F(ed) = fungsi efek tekanan uap pada gelombang panjang radiasi

d

e= 0,34 - 0,044

f(n/N) = fungsi efek sunshine pada gelombang panjang radiasi

= (0.1 + 0.9 n/N)

2.3. MEMPERKIRAKAN DATA HUJAN YANG HILANG

Seringkali data hujan yang tercatat tidak lengkap. Hal ini disebabkan oleh

kemungkinan kerusakan atau pemindahan alat penakar, maupun ketidakhadiran si

pencatat. Karena pengolahan data hujan membutuhkan data yang kontinyu, maka

seringkali dilakukan taksiran data yang tidak lengkap/hilang tersebut. Cara yang biasa

digunakan adalah cara rata-rata aritmatik, rasio normal dan kebalikan kuadrat jarak.

Uraian dari ketiga metoda tersebut disajikan di bawah ini.

2.3.1. Rata-rata Aljabar




Cara rata-rata aljabar maksudnya adalah memperkirakan data curah hujan yang tidak

lengkap dengan menghitung rata-rata curah hujan dari stasiun-stasiun yang terdekat

dengan stasiun yang ditinjau pada waktu yang sama.

Misalkan A, B, C dan D adalah stasiun pengamat hujan, apabila pada stasiun ada data

hujan yang tidak lengkap maka data hilang tersebut dapat diperkirakan dengan

menggunakan formulasi sbb.:

3

1 (H



HD= A + H + H )B C

Dimana :

HA, H , HB C = data hujan yang teramati pada masing-masing stasiun (A, B, C)

= data hujan pada stasiun D yang diperkirakan.HD

Cara tersebut berlaku, apabila perbedaan antara data hujan pada stasiun terdekatt

untuk jangka waktu tahunan rata-rata < 10 %.

2.3.2. Perbandingan (Rasio) Normal

Bila ternyata perbedaan curah hujan untuk jangka waktu tahunan rata-rata antara

stasiun hujan yang terdekat > 10 %, maka cara ratio normal lebih dianjurkan, yaitu

sbb.:

C C

D

B B

D

A A

D

D

H R

R H

R

R H

R

R H

3

1

dimana:

R A, R , R = hujan tahunan rata-rata pada masing-masing stasiun A, B dan CB C

R D = hujan tahunan rata-rata pada stasiun D

HA, H , H = hujan pada masing-masing stasiun DB C

HD = data hujan pada stasiun D yang diperkirakan.

Perhitungan-perhitungan ini akan lebih mendekati kenyataan jika dipergunakan pada

daerah-daerah pegunungan.

2.3.3. Kebalikan Kuadrat Jarak

Metode ini digunakan oleh 'US National Weather Service' untuk peramalan debit

sungai. Dengan memperkirakan hujan pada suatu stasiun sebagai rata-rata berbobot

dari empat stasiun yang terdekat dimana masing-masing terdapat dalam kuadran yang




dibatasi oleh garis utara-selatan dan timur-barat melalui stasiun yang bersangkutan.

Rumus yang dipergunakan adalah:

2

3

2

2

2

1

32

3

22

2

12

1

111

111

R R R

H R

H R

H R

H x

dimana:

H , H , H = hujan pada masing-masing stasiun pada kuadran 1, 2, 3.1 2 3

, R , R = jarak masing-masing stasiun tcrhadap stasiun Yang ditinjauR 1 2 3

= hujan yang diperkirakan pada sistem yang ditinjau.Hx

Apabila satu atau lebih kuadran tidak terisi stasiun hujan, seperti yang mungkin

terjadi pada kasus suatu titik pada daerah tangkapan air, maka perhitungannya hanya

melibatkan kuadran yang tersisa.

2.4. TES HOMOGENITAS

Dalam analisis regional, data hujan dari beberapa stasiun yang diambil perlu

dilakukan test homogenitas. Test homogenitas dilakukan dengan menerapkan metoda

yang dikembangkan oleh Langbein untuk menganalisis banjir atau hujan regional,

yang juga digunakan oleh US Geological Survey.

Prinsip perhitungan ini adalah perhitungan secara statistik terhadap data dari beberapa

stasiun hujan, dengan lama pengamatan tidak harus sama, yang dilakukan berdasarkan

distribusi ekstrim. Range variasi pada standar deviasi dari 'reduced variate' untuk

perioda ulang 10 tahun adalah 95% . Alasan dipilihnya perioda ulang 10 tahun dalam

test ini karena hal ini memiliki interval kejadian terpanjang yang dapat diandalkan.

Jika seluruh stasiun hujan setelah diplotkan dalam kurva tersebut terletak di dalam

lengkung pengontrol berarti seluruh stasiun tersebut dikatakan homogen, artinyauntuk seluruh regional tersebut dapat diwakili dengan harga rata-rata dari seluruh

stasiun tersebut. Sebaliknya jika ada stasiun yang berada di luar lengkung pengontrol,

maka stasiun tersebut tidak homogen dengan stasiun lainnya, untuk keperluan analisis

regional stasiun tersebut boleh diabaikan.

Pada tes homogenitas parameter-parameter yang diperhitungkan sebagai berikut:






a = lama pengamatan (tahun)

b = hujan rencana dengan perioda ulang 10 tahun

c = rata-rata hujan harian maksimum

d = perbandingan (b)/(c)

e = harga rata-rata (d)

f = perioda ulang harga rata-rata hujan harian maks;mum

g = perkalian (q) x (e) x (f)

Kemudian harga a dan g diplot pada grafik berikut.

Gambar 2.1 Grafik Test Homogenitas

Jika stasiun yang bersangkutan terletak di dalam lengkung pengontrol, maka stasiun

tersebut dapat dipakai mewakili data hujan di daerah studi.

2.5. ANALISIS FREKUENSI DATA HUJAN HARIAN MAKSIMUM

Dalam melakukan analisa frekuensi data hujan sering dipakai istilah Return Period

untuk menyatakan probabilitas. Return Period = periode ulang adalah suatu interval

rata-rata yang dinyatakan dalam satuan waktu (tahun) antara kejadian peristiwa banjir

yang tertentu besarnya dengan suatu banjir yang bernilai sama atau terlampaui. Untuk






menerapkan analisa frekuensi banjir secara statistik dikenal beberapa distribusi

kemungkinan yang telah diuji keandalannya antara lain:

2.5.1. Distribusi Gumbel

Fisher Tippet memperkenalkan ada 3 jenis distribusi nilai ekstrim:

a. Fisher Tippet jenis I yang sering dikenal sebagai Distribusi Gumbel.

b. Fisher Tippet jenis II.

c. Fisher Tippet jenis III.

Hubungan antara x dan y menurut Fisher Tippet dinyatakan dengan persamaan:

k

e x

ky

1

Besaran , , dan k adalah parameter.

y x . Untuk k = 0 dikenal sebagai Fisher Tippet jenis I atau Distribusi

Gumbel.

k x

Fisher Tippet jenis II.Untuk k < 0

k x

Untuk k > 0 Fisher Tippet jenis III.

Fisher Tippet jenis I (Distribusi Gumbel) seringkali digunakan untuk meramalkan

suatu peristiwa secara statistik yang bernilai ekstrim, baik untuk aliran (debit) maupun

untuk hujan atau elevasi muka air. Fisher Tippet tipe III seringkali cocok untuk

meramalkan elevasi muka air hujan, sedangkan Fisher Tippet jenis II jarang

digunakan kecuali untuk hujan.

Fungsi distribusi menurut Gumbel dinyatakan dalam persamaan berikut:

Y ee x F )(

xY

S

6

5772.0 X

Dapat disubtitutsikan menjadi:

)(

1lnln

x F y .........................persamaan 1






Perioda ulang dinyatakan sebagai

T x x P T

1

T X X P 1

T X F 1

T

T X F T

1 disubtitusikan kedalam Persamaan 1

1lnln

T

T Y T

Menurut Gumbel persamaan peramalan dinyatakan sebagai:

T T y X

Persamaan peramalan juga dapat dinyatakan dengan memakai faktor frekuensi K T.

S K X X T T

S S

y y X X

N

N T T

N

i

i X N 1

1 X Dimana: = Nilai rata-rata suatu besaran =

1

2

N

X X i S = Standar Deviasi =

Y = Reduce Variate ( Tabel 8.3)T

Y N = Reduce Mean (Tabel 8.1)

S = Reduce Standar Deviasi (Tabel 8.2) N



Nilai faktor frekuensi K T dapat dinyatakan dengan persamaan:

1lnln5772.0

6

T

T

T K

r

T

2.5.2.Distribusi Log Pearson Tipe III

Parameter statistik yang digunakan dalam Distribusi Log Pearson III adalah:

Rata-rata Logaritma

Standar Deviasi Logaritma

Koefisien Asimetri




Dalam pemakaian distribusi Log Pearson Tipe III kita haus mengkonversikan setiap

rangkaian data menjadi bentuk logaritma: xY log

Rata-rata logaritma :

n

i

xn

x1

log1

log

1

loglog2

log N

x xS xStandar deviasi logaritma :

3

log

3

21

lglog

x

i

sS N N

x xC

Koefisien asimetri logaritma :

Persamaan peramalan menurut distribusi Log Pearson Tipe III :

xT T S k x X logloglog

Atau yT T S K y y

Distribusi Log Pearson Tipe III cocok digunakan untuk meramalkan debit banjir,

hujan lebat maupun elevasi muka air banjir untuk perioda ulang T.

2.5.3.Distribusi Log Normal

Seperti halnya pada Distribusi Log Pearson Tipe III, peramalan nilai ekstrim dengan

menggunakan Distribusi Log Normal setiap rangkaian data dikonversikan menjadi

bentuk logaritma: xY log

Rata-rata logaritma :

n

i

xn

x1

log1log

1

loglog2

log

N

x xS xStandar deviasi logaritma :

Untuk Distribusi Log Normal nilai oefisien asimetri logaritma : 0 sC

Persamaan peramalan menurut distribusi Log Normal :

xT kS x X logloglog

Atau yT T S k y y

2.6. ANALISIS HUJAN WILAYAH RATA-RATA

Aqri Chandra Kriswanto (15002010) 16 Eka Susanto (15002095)




Curah hujan yang diperlukan untuk penyusunan rancangan pemanfaatan air adalah

curah hujan rata-rata di seluruh daerah yang bersangkutan. Stasiun-stasiun pengamat

hujan yang tersebar pada suatu daerah aliran dapat dianggap sebagai titik (point).

Tujuan mencari hujan rata-rata adalah mengubah hujan titik (point rainfall) menjadi

hujan wilayah (regional rainfall) atau mencari suatu nilai yang dapat mewakili pada

suatu daerah aliran. Ada tiga cara pendekatan untuk menghitung hujan rata-rata yang

akan diuraikan berikut ini.

2.6.1. Cara Rata-rata Aljabar

Metode ini adalah yang paling sederhana yaitu dengan merata-ratakan tinggi curah

hujan yang terukur dalam daerah yang ditinjau secara aritmatik. Keuntungan cara ini

adalah lebih obyektif jika dibandingkan dengan cara lain. Hasil yang diperoleh

dengan cara ini tidak berbeda jauh dari hasil yang didapat dengan cara lain jika

dipakai pada:

Daerah datar

Stasun-stasiun penakarnya banyak dan tersebar merata

Masing-masing data tidak bervariasi banyak dari nilai rata-ratanya

Hujan rata-rata dapat dihitung dengan rumus pendekatan:

n

i

i H H n

R1

1

Dimana

H = hijan pada masing-masing stasiuni

N = Jumlah stasiun

= Rata-rata hujanR H

Perlu diperhatikan bahwa untuk menghitung hujan wilayah dengan menerapkan cara

rata-rata aljabar, data hujan yang ditinjau dan diperhitungkan adalah data hujan yang

berada di dalam daerah aliran (catchment area). Yang berada di luar daerah aliran

tidak dihitung.






2.6.2. Cara Poligon Thiessen

Cara ini sering dipakai karena mengimbangi tidak meratanya distribusi alat ukur

dengan menyediakan suatu faktor pembobot (weghting factor) bagi masing-

masingstasiun. Cara ini dapat dipakai pada daerah dataran atau daerah pegunungan

(dataran tinggi) dan stasiun pengamat hujan minimal ada tiga, sehingga dapat

membentuk segitiga.

Lokasi/koordinat stasiun diplot pada peta, kemudian hubungkan tiap titik yang

berdekatan dengan sebuah garis lurus sehingga membentuk segitiga. Garis-garis bagi

tegak lurus dari garis-garis penghubung ini membentuk poligon di sekitar masing-

masing stasiun. Sisi-sisi setiap poligon merupakan batas luas wefektif yang

diasumsikan untuk stasiun tersebut. Luas masing-masing poligon ditentukan dengan

planimetri atau cara lain.

Hujan rata-rata dapat dihitung dengan rumus pendekatan:

n

i

i

n

i

ii

H

L

L H

R

1

1

.

Dimana:

= hujan pada masing-masing stasiunHi

= Luas poligon masing-masing stasiunLi

N = Jumlah stasiun yang ditinjau

= Rata-rata hujanR H

Kendala terbesar dari metode ini adalah sifat ketidakluwesannya, dimana suatu

diagram poligon Thiessen baru selalu diperlukan setiap kali terdapat suatu perubahan

dalam jaringan alat ukurnya.

2.6.3. Cara Isohyet

Cara ini merupakan cara rasional terbaik dalam merata-ratakan hujan pada suatu

daerah, jika garis-garis digambar dengan akurat. Cara ini dapat dipakai bila stasiun

curah hujan cukup banyak dan tersebar merata pada daerah aliran sungai.






Cara ini agak sulit mengingat proses penggambaran peta isohyet harus

mempertimbangkan topografi, arah angin, dan faktor di daerah studi. Lokasi stasiun

dan besar dan besar datanya di plot dalam peta, kemudian digambar garis yang

menghubungkan curah hujan yang sama dengan perbedaan interval berkisar antara 10

sampai 20 mm. Luas bagian daerah antara dua garis isohyet berdekatan yang

termasuk bagian-bagian daerah itu kemudian diukur dengan palnimetri.

Besarnya rerata curah hujan dapat dihitung dengan formulasi :

n

i

i

n

i

ii

H

L

L H

R

1

1

Dimana :

= hujan pada masing-masing stasiun L , L



Hi 1 2,......., Ln

Li = luas bagian-bagian antara garis-garis isohyet

n = jumlah bagian-bagian antara garis-garis isohyet

R H = rata-rata hujan.

2.7. ANALISIS KLASIFIKASI IKLIM

Ada 3 cara unruk menetapkan Klasifikasi Iklim antara lain:

2.7.1. Sistem Koppen

A. Sistem ini berdasarkan pada evaluasi besarnya hujan, temperatur, dan

karakteristik vegetasi. Menurut sistem iklim diklasifikasikan menjadi 5 (lima) tipe

iklim :

Untuk Tipe A (Tropical Rainy Climates)

Tipe A ini adalah dengan :

Temperatur rata-rata tahunan : C C 00 2025

Curah Hujan rata-rata tahunan minimum : 700 mm – 600 mm

Iklim Tipe A ini dibagi lagi menjadi 3, yaitu :

a. Af = lembab sepanjang tahun, dimana curah hujan bulan minimum 60 mm

b. Am = iklim hujan musiman dengan pembagian periode kering yang teratur

c. A = iklim savana kering periodik yaitu dengan :d






Tabel 2.2 Persyaratam Iklim Hujan Tropis menurut Koppen

Hujan Tahunan 2500 2000 1500 1000 mm

Curah Hujan terbanyak (pada bulan kering) 0 20 40 60 mm

Untuk Tipe B (Dry Climates)

Iklim tipe B ini dibagi menjadi :

a. BBs = iklim steppa, yaitu dengan :

Tabel 2.3 Persyaratam Iklim Kering menurut Koppen

Temperatur Tahunan 250

200

150

100

C

Hujan Tahunan < 700 < 600 < 500 < 400 mm

b. BBw = iklim gurun dengan curah hujan maksimum setengah dari curah hujan iklim

steppa

Catatan

Di Indonesia iklim tipe Bs sangat jarang ditemui, sedangkam tipe Bw tidak ada.

2.7.2. Menurut Oldeman

Oldeman menetapkan klasifikasi iklim berdasarkan peninjauan

Hujan bulan basah, apabila curah hujan bulanan > 200 mm

Hujan bulan kering, apabila curah hujan bulanan < 100 mm

Pembagian iklim menurut Oldeman L. R (1975)

Zone A = lebih dari 9 bulan berturut-turut bulan basah

Zone B1 = 7 – 9 bulan berturut-turut bulan basah dan kurang dari 2 bulan kering

Zone B2 = 7 – 9 bulan berturut-turut bulan basah & kurang dari 2–4 bulan kering

Zone C1 = 5 – 6 bulan berturut-turut bulan basah dan kurang dari 2 bulan kering

Zone C2 = 5 – 6 bulan berturut-turut bulan basah & kurang dari 2 - 4 bulan kering

Zone C3 = 5 – 6 bulan berturut-turut bulan basah & kurang dari 5 - 6 bulan kering

Zone D1 = 3 – 4 bulan berturut-turut bulan basah dan kurang dari 2 bulan kering

Zone D2 = 3 – 4 bulan berturut-turut bulan basah & kurang dari 2 - 4 bulan kering

Zone D3 = 3 – 4 bulan berturut-turut bulan basah& kurang dari 5 - 6 bulan kering

Zone D4 = 3 – 4 bulan berturut-turut bulan basah dan kurang dari 6 bulan kering

Zone E1 = kurang dari 3 bulan berturut-turut bulan basah dan kurang dari 2 bulan

kering




Zone E2 = kurang dari 3 bulan berturut-turut bulan basah dan kurang dari 2 - 4 bulan

kering

Zone E3 = kurang dari 3 bulan berturut-turut bulan basah dan kurang dari 5 - 6 bulan

kering

Zone E4 = kurang dari 3 bulan berturut-turut bulan basah & kurang dari 6 bulan

kering

2.7.3. Menurut Schmidt & Fergusson

Sistem ini menggunakan besaran Q

basahbulanratarata Jumlah

ing bulanratarata JumlahQ

_ _ _

ker _ _ _

Bulan kering adalah apabila curah hujan < 60 mm

Bulan basah adalah apabila curah hujan > 100 mm

Tabel 2.4 Persyaratan Iklim menurut Schmidt & Ferguson

A 0.000 Q 0.143 Sangat Basah

B 0.143 Q 0.333 Basah

C 0.333 Q 0.600 Agak Basah

D 0.600 Q 1.000 Sedang

E 1.000 Q 1.670 Agak Kering

F 1.670 Q 3.000 Kering

G 3.000 Q 7.000 Sangat Kering

H 7.000 Q ...... Luar Biasa Kering

2.8. PERHITUNGAN MODULUS DRAINASE

Persamaan Modulus Drainase :

T

E I Rq t t t

360024

104

liter/det/ha

Dimana : q = modulus drainase (liter/det/ha)

R = curah hujan harian selama t hari (mm)t

It = infiltrasi selama t hari (mm)

Rt = evapotranspirasi selama t hari (mm)

T = lama waktu pembuangan (hari)






2.9. PERHITUNGAN DRAIN SPACING

Pada perhitungan menggunakan 2 persamaan antara lain:

2.9.1. Persamaan Hooghoudt :

q

h K

q

d h K L

.4..8 122

Dimana :

L = Drain Spacing (m)

K = Konduktivitas hidraulik lapisan atas (m/hari)1

K = Konduktivitas hidraulik lapisan bawah (m/hari)2

abh

b = Kedalaman drainase (m)

a = Kedalaman muka air tanah dibawah permukaan tanah (m)

q = Laju drainase (m/hari)

Persamaan Hooghoudt untuk tanah homogen dimana dasar saluran tidak mencapai

lapisan kedap.

q

Khh KD L e

22 48

Keterangan dapat dilihat pada gambar dibawah .

Gambar 2.2 Saluran Drainase untuk Persamaan Hooghoudt






2.9.2. Persamaan Ernst :

radial horizontal vertikal hhhh

u

Da

K

qL

D K D K

qL

K

Dqh v 0

12211

2

1

ln..8

Dimana :

q = Laju drainase (m/hari)

K = Konduktivitas hidraulik lapisan atas (m/hari)1

K = Konduktivitas hidraulik lapisan bawah (m/hari)2

td = Kedalaman air pada sarana drainase (m)

D = Kedalaman lapisan tanah atas (m)1

D = Kedalaman lapisan tanah bawah (m)2

Pada saluran drainase yang tidak mencapai lapisan impervious, variasi aliran yang

tetjadi dapat merupakan aliran horizontal, vertikal dan radial. Hal ini dapat

diterangkan oleh persamaan ERNST yang merupakan penjumlahan "hydraulic head"

untuk masing-masing variasi aliran tersebut.

u

D

K

Lq

KD

Lq

K

h yqh 0

2

ln8

Keterangan dilihat pada gambar di bawah.

Gambar 2.3 Saluran Drainase untuk Persamaan Ernst



metode thorntwaite evapotranspirasi

Documents