rekayasa hidrologi

MK. Hidrologi John Frans

BAB I SIKLUS HIDROLOGI

A. Pendahuluan Ceritakan proses terjadinya hujan !

Dalam bab ini akan dipelajari, pengertian dasar hidrologi, siklus hidrologi, sirkulasi air dan neraca air.

Tujuan yang ingin dicapai (TIK) setelah mengikuti materi ini adalah mahasiswa akan dapat : a. Menjelaskan pengertian hidrologi dengan benar b. Menjelaskan dan menggambar siklus hidrologi dengan baik dan benar. c. Menjelaskan tentang sifat-sifat air dengan benar. d. Menjelaskan hubungan antara sirkulasi air dan neraca air dengan baik.

B. Penyajian 1.1. Pengertian Hidrologi Hidrologi termasuk salah satu cabang ilmu geografi (ilmu bumi) dan sudah mulai dikembangkan oleh para filsuf kuno, antara lain dari Yunani, Romawi, Cina dan Mesir. Dimana air dianggap sebagai bagian dari unsur utama bersama-sama dengan bumi, udara dan api. Secara harafiah hidrologi berasal dari bahasa Yunani, yakni hydro dan loge. Hydro berarti sesuatu yang berhubungan dengan air dan loge berarti pengetahuan. Jadi hidrologi adalah ilmu pengetahuan yang secara khusus mempelajari tentang kejadian, perputaran dan penyebaran air di atmosfir dan permukaan bumi serta di bawah permukaan bumi. Secara luas hidrologi meliputi pula berbagai bentuk air, termasuk transformasi antara keadaan cair, padat, dan gas dalam atmosfir, di atas dan di bawah permukaan tanah. Di dalamnya tercakup pula air laut yang merupakan sumber dan penyimpan air yang mengaktifkan kehidupan di planet bumi ini. Ruang lingkup hidrologi mencakup : 1. pengukuran, mencatat, dan publikasi data dasar. 2. deskripsi propertis, fenomena, dan distribusi air di daratan. 3. analisa data untuk mengembangkan teori-teori pokok yang ada pada hidrologi. 4. aplikasi teori-teori hidrologi untuk memecahkan masalah praktis.

1


Hidrologi bukanlah ilmu yang berdiri sendiri, tetapi ada hubungan dengan ilmu lain, seperti meteorologi, klimatologi, geologi, agronomi kehutanan, ilmu tanah, dan hidrolika. Menurut The International Association of Scientific Hydrology, hidrologi dapat dibagi menjadi: 1. Potamologi (Potamology), khusus mempelajari aliran permukaan (surface streams) 2. Limnologi (Limnology), khusus mempelajari air danau 3. Geohidrologi (Geohydrology), khusus mempelajari air yang ada di bawah permukaan tanah (mempelajari air tanah = groundwater) 4. Kriologi (Cryology), khusus mempelajari es dan salju 5. Hidrometeorologi (Hydrometeorology), khusus mempelajari problema-problema yang ada diantara hidrologi dan meteorologi.

Model Sederhana Siklus Hidrologi

2


1.2. Siklus Hidrologi a). Penguapan Proses perubahan air menjadi uap air disebut penguapan. Penguapan memerlukan energi panas, misalnya api kompor. Penguapan di alam (penguapan air laut dan air yang ada di daratan) terjadi dengan bantuan energi panas dari sinar matahari. Pada penguapan air laut, garam yang terkandung dalam air laut tidak ikut diuapkan (tetap tertinggal di laut). Jika uap air laut diembunkan akan diperoleh air tawar yang relatif murni. b). Tingkat Penguapan Tingkat penguapan bergantung pada dua faktor yang berbeda, yaitu:

Suhu udara Besar kandungan uap air yang terdapat di udara.

Semakin tinggi suhu udara, semakin banyak uap air diserap oleh udara. Semakin kecil persentase uap air di udara, semakin banyak uap air dapat diserap udara. Suhu udara di padang pasir pada siang hari cukup tinggi, maka apa bila terdapat air permukaan akan terjadi penguapan yang tinggi. c). Bentuk Penguapan Penguapan air dapat terjadi melalui tumbuhan maupun permukaan bumi. Penguapan air melalui tumbuhan disebut transpirasi. Dengan demikian terdapat dua bentuk penguapan air yang berbeda di alam:

Penguapan di permukaan bumi (dari lautan, daratan). Penguapan melalui tumbuhan (disebut transpirasi).

Gambar 1.1. Proses Penguapan

3


1.2. Tingkat Penguapan

Gambar 1.3. Bentuk Penguapan

d). Kondensasi Uap Air Kondensasi merupakan proses kebalikan dari penguapan. Kondensasi uap air berarti proses perubahan uap air menjadi air (proses pengembunan). Di udara, kondensasi uap air terjadi jika:

Udara yang sudah jenuh uap air ditambah uap air atau zat lain Suhu udara yang jenuh uap air turun

Uap air yang mengembun di udara membentuk tetes-tetes air yang sangat kecil dan dapat dilihat sebagai awan di langit.

4


e. Transportasi oleh Angin Udara yang mengandung uap air atau awan dapat terbawa angin ke tempat lain. Oleh karena itu angin memiliki peran penting dalam menentukan daerah dimana hujan akan terjadi.

f). Hujan Tetes-tetes air hasil kondensasi terlalu kecil untuk dapat jatuh ke bumi, tetes-tetes air yang sangat kecil ini mungkin akan menguap kembali. Dengan bantuan transportasi angin, maka dapat diperkirakan bahwa sampai satu juta tetestetes air yang sangat kecil tadi akan bertumpuk dan membentuk satu tetes air yang lebih besar. Tetes-tetes air besar inilah yang dapat jatuh sampai ke permukaan bumi sebagai tetesan hujan. Di daerah iklim sedang dengan ketinggian tertentu, kristal-kristal es bertumpuk dengan tetestetes air yang sangat kecil tadi dan membentuk satu gumpalan es. Gumpalan es ini akan meleleh pada waktu jatuh dan sampai ke bumi sebagai tetesan hujan. Hujan lebih banyak terjadi di daerah pegunungan dibandingkan dengan dataran rendah, karena suhu udara jenuh uap air, akan mengalami penurunan suhu setelah dibawa oleh angin dari dataran rendah ke pegunungan. Besarnya curah hujan di pegunungan ditambah dengan pepohonan yang lebat menyebabkan ketersediaan air bersih di pegunungan relatif banyak.

Gambar 1.4. Transportasi oleh Angin

5


Gambar 1.5. Peristiwa Kondensasi

Gambar 1.6. Air Hujan

g). Peresapan Air Air hujan yang jatuh ke tanah tidak seluruhnya langsung mengalir sebagai air permukaan, tetapi ada yang terserap oleh tanah. Peresapan air ke dalam tanah pada umumnya terjadi melalui dua tahapan, yaitu infiltrasi dan perkolasi (gambar 2.10). Infiltrasi adalah gerakan air menembus permukaan tanah masuk ke dalam tanah. Perkolasi adalah proses penyaringan air melalui poripori halus tanah sehingga air bisa meresap ke dalam tanah. Kedalaman air yang masuk ke tanah bergantung dari beberapa faktor, yaitu: jumlah air hujan, porositas tanah, jumlah tumbuh-tumbuhan serta lapisan yang tidak dapat ditembus oleh air. Air yang tertahan oleh lapisan kedap air (misalnya batu) membentuk air tanah. Air tersebut dapat dimanfaatkan untuk kebutuhan sehari-hari. Di daerah perkotaan yang padat penduduknya peresapan air kecil sekali, karena sebagian besar lahan tanah tertutup/dilapis aspal atau dibeton dan perumahan dibangun dimana-mana, sehingga luas tanah terbuka semakin sempit sehingga semakin sedikit pula dapat menyerap air. Seharusnya beberapa tempat di kota dibiarkan terbuka sebagai tanah resapan air hujan.

6


h). Sumber-sumber Air di Alam Terbentuknya sumber - sumber air di alam mengalami serangkaian proses. Air hujan jatuh ke tanah kemudian meresap ke dalam tanah. Sampai di kedalaman tertentu, air tersebut tertahan oleh lapisan batu-batuan (lapisan kedap air), yang membendung air sehingga tidak terus meresap ke bawah. Dari celah-celah bebatuan tersebut dapat kita temukan sumber air yang jernih dan tidak tercemar.

h.1). Air Permukaan Air permukaan adalah air yang menggenang atau mengalir di permukaan tanah, misalnya danau, sungai dan rawa-rawa. Sungai merupakan pengumpulan dari tiga jenis limpasan, yaitu: limpasan permukaan, limpasan di bawah permukaan dan limpasan air tanah, yang akhirnya akan kembali ke laut.

Gambar 1.7. Infiltrasi dan Perkolasi

7


Gambar 1.8. Proses Terbentuknya Sumber-sumber Air di Alam

Gambar 1.9. Air Permukaan 1.3. Daur Hidrologi Siklus air atau daur hidrologi adalah pola sirkulasi air dalam ekosistem. Gerakan air laut ke udara, kemudian jatuh ke permukaan tanah, dan akhirnya mengalir ke laut lagi disebut Siklus Hidrologi (CD. Soemarto, 1999) . Siklus ini dapat dilukiskan secara skematik seperti terlihat pada Gambar 1.10 dan 1.11. Proses-proses dalam Siklus Air, adalah sebagai berikut: a. Penguapan, yaitu proses perubahan air menjadi uap air dengan bantuan energi panas dari sinar matahari b. Transpirasi, yaitu proses penguapan air yang terjadi melalui tumbuhan c. Kondensasi, yaitu proses perubahan uap air menjadi tetes-tetes air yang sangat kecil (pengembunan)

8


d. Transportasi, yaitu proses pengangkutan awan/uap air oleh angin menuju ke daerah tertentu yang akan kejatuhan hujan e. Hujan, yaitu proses jatuhnya tetes-tetes air besar (tumpukan tetes-tetes air kecil hasil kondensasi) sampai ke permukaan bumi f. Infiltrasi, yaitu gerakan air hujan menembus permukaan tanah kemudian masuk ke dalam tanah (Peresapan) g. Perkolasi, yaitu proses penyaringan air melalui pori-pori halus tanah sehingga air dapat meresap dalam tanah (Peresapan) h. Aliran Air Dalam Tanah, yaitu air hujan yang meresap ke dalam tanah dan mengalir di atas lapisan kedap air sampai muncul kembali di permukaan tanah sebagai mata air, atau mengalir hingga ke laut. i. Aliran Air Permukaan, yaitu air hujan yang tidak meresap ke dalam tanah melainkan menggenang atau mengalir di permukaan tanah.

Evaporasi dari air permukaan

Awan Transpirasi Hujan Evaporasi dari laut Evaporasi dari daratan

Limpasan Permukaan

Permukaan phreatik (muka air tanah)

Aliran Air Tanah

Gambar 1.10. Siklus Hidrologi

9


Gambar 1.11. Siklus Air 10


Siklus hidrologi merupakan suatu sistim yang tertutup, dalam arti bahwa pergerakan air pada sistim tersebut selalu tetap berada di dalam sistimnya. Siklus hidrologi terdiri dari enam sub sistim yaitu : a. air di atmosfir b. aliran permukaan c. aliran bawah permukaan d. aliran air tanah e. aliran sungai/saluran terbuka f. air di lautan dan air genangan

Air di lautan dan genangan (danau, rawa, waduk), oleh karena adanya radiasi matahari maka air tersebut akan menguap ke dalam atmosfir. Uap air akan berubah menjadi hujan karena proses pendinginan (kondensasi). Sebagian air hujan yang jatuh di permukaan bumi akan menjadi aliran permukaan. Aliran permukaan sebagian meresap ke dalam tanah menjadi aliran bawah permukaan melalui proses infiltrasi dan perkolasi, selebihnya akan berkumpul di dalam jaringan alur (sungai alam atau buatan) menjadi aliran sungai atau saluran terbuka dan mengalir kembali ke laut. Sebagian air hujan yang tertahan oleh tumbuh-tumbuhan dan sebagian lagi yang jatuh langsung ke dalam laut dan danau akan menguap kembali ke atmosfir. Sebagian dari air bawah permukaan kembali ke atmosfir melalui proses penguapan dan transpirasi oleh tanaman dan sebagian lagi menjadi aliran air tanah melalui proses perkolasi, dan mengalir ke lautan.

1.4. Sifat-Sifat Air Air berubah ke dalam tiga bentuk/sifat menurut waktu dan tempat, yakni air sebagai bahan padat, air sebagai cairan dan air sebagai uap seperti gas. Umumnya benda menjadi kecil jika suhu menjadi rendah. Tetapi air mempunyai volume yang minimum pada suhu 4 C. Lebih rendah dari 4C, volume air itu menjadi agak besar. Pada pembekuan, volume es menjadi 1/11 kali lebih besar dari volume air semula. Mengingat es mengambang di permukaan air (karena es lebih ringan dari air), maka keseimbangan antara air dan es dapat dipertahankan oleh pembekuan dan pencairan. Jika es lebih berat dari air, maka es itu akan tenggelam ke dasar laut atau danau dan makin lama makin menumpuk yang akhirnya akan menutupi seluruh dunia.

11


1.5. Siklus dan Neraca Air Proses sirkulasi air pada Gambar 1.2 merupakan hubungan antara aliran ke dalam (inflow) dan aliran ke luar (outflow) pada suatu daerah dalam periode waktu tertentu. Hal ini dapat dikatakan atau disebut dengan neraca air. Hubungan Keseimbangan ini adalah sebagai berikut : P = D + E + G + M ............................................................................... (1.1) Dimana : P = Presipitasi D = Debit E = Evaporasi G = Penambahan (supply) air ke tanah M = Penambahan kadar kelembababan tanah Presipitasi

Evaporasi (penguapan)

Limpasan Uap Air PresipitasiCurah Hujan

Air Permukaan Perkolasi Air Keluar

PerkolasiEvaporasi (penguapan)

Kelembababan Tanah dan Air Tanah

Presipitasi Gambar 1.2. Sirkulasi Air

12


Pengenalan Istilah-istilah Hidrologi a. Presipitasi Hujan (presipitasi) merupakan masukan utama dari daur hidrologi dalam DAS. Dampak kegiatan pembangunan terhadap proses hidrologi sangat dipengaruhi intensitas, lama berlangsungnya, dan lokasi hujan. Karena itu perencana dan pengelola DAS harus memperhitungkan pola presipitasi dan sebaran geografinya.

b. Intersepsi Hujan yang jatuh di atas tegakan pohon sebagian akan melekat pada tajuk daun maupun batang, bagian ini disebut tampungan/simpanan intersepsi yang akhirnya segera menguap. Besar kecilnya intersepsi dipengaruhi oleh sifat hujan (terutama intensitas hujan dan lama hujan), kecepatan angin, jenis pohon (kerapatan tajuk dan bentuk tajuk). Simpanan intersepsi pada hutan pinus di Italia utara sekitar 30% dari hujan (Allewijn, 1990). Intersepsi tidak hanya terjadi pada tajuk daun bagian atas saja, intersepsi juga terjadi pada seresah di bawah pohon. Intersepsi akan mengurangi hujan yang menjadi run off.

c. Throughfall, Crown drip, Steamflow Hujan yang jatuh di atas hutan ada sebagian yang dapat jatuh langsung di lantai hutan melalui sela-sela tajuk, bagian hujan ini disebut throughfall. Simpanan intersepsi ada batasnya, kelebihannya akan segera tetes sebagai crown drip. Steamflow adalah aliran air hujan yang lewat batang, besar kecilnya stemflow dipengaruhi oleh struktur batang dan kekasaran kulit batang pohon.

d. Infiltrasi dan Perkolasi Proses berlangsungnya air masuk ke permukaan tanah kita kenal dengan infiltrasi, sedang perkolasi adalah proses bergeraknya air melalui profil tanah karena tenaga gravitasi. Laju infiltrasi dipengaruhi tekstur dan struktur, kelengasan tanah, kadar materi tersuspensi dalam air juga waktu.

e. Kelengasan Tanah Kelengasan tanah menyatakan jumlah air yang tersimpan di antara pori-pori tanah. Kelengasan tanah sangat dinamis, hal ini disebabkan oleh penguapan melalui permukaan tanah, transpirasi,

13


dan perkolasi. Pada saat kelengasan tanah dalam keadaan kondisi tinggi, infiltrasi air hujan lebih kecil daripada saat kelengasan tanah rendah. Kemampuan tanah menyimpan air tergantung dari porositas tanah.

f. Simpanan Permukaan (Surface Storage) Simpanan permukaan ini terjadi pada depresi-depresi pada permukaan tanah, pada perakaran pepohonan atau di belakang pohon-pohon yang tumbang. Simpanan permukaan menghambat atau menunda bagian hujan ini mencapai limpasan permukaan dan memberi kesempatan bagi air untuk melakukan infiltrasi dan evaporasi.

g. Runoff Runoff Adalah bagian curahan hujan (curah hujan dikurangi evapotranspirasi dan kehilangan air lainnya) yang mengalir dalam air sungai karena gaya gravitasi; airnya berasal dari permukaan maupun dari subpermukaan (sub surface). Runoff dapat dinyatakan sebagai tebal runoff, debit aliran (river discharge) dan volume runoff. Komponen Runoff

C. Penutup

Soal-Soal :

1. Jelaskan pengertian dari hidrologi ! 2. Jelaskan tentang siklus hidrologi ! 3. Jelaskan pengertian dari : a. Kondensasi b. Transpirasi 4. Sebutkan enam sub system dari siklus hidrologi! 5. Jelaskan hubungan antara sirkulasi air dan neraca air !

14


Daftar Pustaka Soemarto,C.D.,1999, Hidrologi Teknik , Erlangga, Jakarta Sosrodarsono, 2003, Hidrologi untuk Pengairan, Departemen pekerjaan Umum dan Tenaga Listrik.

Daftar Istilah

Hidrologi Siklus hidrologi Presipitasi Atmosfir Kondensasi Inflow Outflow Neraca Air Debit Evaporasi Evapotranspirasi

15


BAB II ELEMEN-ELEMEN METEOROLOGI

A. Pendahuluan Pada bab ini akan dipelajari tentang pengertian dari presipitasi, proses terjadinya presipitasi, cara pengamatan/pengukuran curah hujan serta proses terjadinya dan pengamatan/pengukuran pada evaporasi dan evapotranspirasi.

Tujuan yang ingin dicapai (TIK) setelah mengikuti materi ini adalah mahasiswa akan dapat :

a. Menjelaskan pengertian presipitasi dengan benar. b. Menyebutkan dan menjelaskan cara pengukuran curah hujan dengan baik. c. Menerangkan pengertian evaporasi dengan benar. d. Menyebutkan dan menjelaskan cara pengukuran evaporasi dengan baik. e. Menghitung besarnya evaporasi berdasarkan contoh soal dengan benar. f. Menerangkan pengertian evapotranspirasi dengan benar.

g. Menyebutkan dan menjelaskan cara pengukuran evapotraspirasi dengan baik.

B. Penyajian 2.1. Presipitasi Presipitasi adalah nama umum dari uap yang mengkondensasi dan jatuh ke tanah berupa salju, hujan, hujan es dan lain-lain. Presipitasi yang ada di bumi ini berupa : a. Hujan , merupakan bentuk yang paling penting. b. Embun, merupakan hasil kondensasi di permukaan tanah atau tumbuh-tumbuhan dan kondesasi di dalam tanah. c. Kondensasi, di atas lapisan es terjadi jika ada massa udara panas yang bergerak di atas lapisan es. d. Kabut, pada saat terjadi kabut, partikel-partikel air diendapkan di atas permukaan tanah dan tumbuh-tumbuhan. e. Salju dan es. Salah satu bentuk presipitasi yang terpenting di Indonesia adalah hujan. Maka pembahasan mengenai presipitasi ini selanjutnya hanya dibatasi pada hujan saja. Ada 5 buah unsur yang ditinjau, yaitu :

15


a. Intensitas I, adalah laju curah hujan = tinggi per satuan waktu, misalnya mm/menit, mm/jam, mm/hari. b. Lama waktu atau durasi t, adalah lamanya curah hujan terjadi dalam menit atau jam. c. Tinggi hujan d, adalah banyaknya atau jumlah hujan yang dinyatakan dalam ketebalan air di atas permukaan datar, dalam mm. d. Frekuensi, adalah frekuensi kejadian terjadinya hujan, biasanya dinyatakan dengan waktu ulang (return period) T. e. Luas, adalah luas geografis curah hujan A, dalam km2. Hubungan antara intensitas, durasi dan tinggi hujan dinyatakan sebagai berikut : d=

i0

i

dt = i t

(2.1)

Intensitas rata-rata i dirumuskan sebagai berikut :

i=

d t

(2.2)

2.2.1. Alat Ukur Sistem pengukuran di lapangan seringkali sulit dilakukan secara manual oleh manusia. Untuk keperluan ini maka dibutuhkan suatu instrumentasi yang reliable untuk jangka waktu cukup lama dengan melakukan pengukuran berulangulang secara periodik. Pengukuran parameter parameter yang berlainan dalam satu waktu bersamaan memerlukan suatu integrasi dari keseluruhan sistem pengukuran kedalam suatu data kolektor. Pada sistem yang lebih luas data ini harus digabungkan pada suatu sistem data base terpusat. Dengan sistem ini maka dapat dihasilkan interpretasi untuk decision support system yang menyeluruh tentang data cuaca. Implementasinya antara lain : menentukan pola cocok tanam sistem pengairan pada pertanian; monitoring sistem irigasi dan bendungan; pemantauan muka air tanah perkotaan; pengendalian banjir dan bencana; dan lain sebagainya. Beberapa pengukuran parameter hidrologi antara lain : 1. Water level 2. Water flow

Beberapa pengukuran parameter klimatologi antara lain : 1. Precipitation 2. Evaporation

16


3. Air flow 4. Moist & Temperature 5. Radiation 1. Water level Pengukuran ketinggian permukaan air digunakan antara lain pada sungai, danau, laut dan permukaan air tanah. Metoda yang digunakan antara lain :

1.1 Shaft encoder Ketinggian permukaan air diukur menggunakan pelampung yang digantung dengan tali dan pemberat.

17


1.2 Depth Level Ketinggian permukaan air diukur menggunakan sensor tekanan dengan asumsi hukum Archimides, bahwa tekanan di bawah permukaan air (p) akan sebanding dengan kedalaman (h) dari permukaan air (p = g h) dengan adalah berat jenis air.

2. Water flow Pengukuran kecepatan aliran air digunakan untuk mengukur besarnya debet air yang mengalir pada suatu aliran air. Metoda yang digunakan antara lain :

2.1 Propeller Kecepatan aliran air diukur menggunakan baling-baling (propeller) yang dikonversikan menjadi kecepatan putaran.

18


2.2 Wing pressure Kecepatan aliran air diukur menggunakan sayap (wing) yang menyerupai bentuk sayap pada pesawat terbang. Semakin cepat aliran fluida yang lewat melalui sayap, maka semakin kuat tekanan ke atas yang dikenakan pada sayap ini. Sehingga kecepatan aliran dikonversikan langsung oleh sensor tekanan.

19


2.3 Flow pressure Aliran air diarahkan oleh selinder berupa corong (guide). Setelah aliran cukup constant dan rata (luminer), maka kemudian aliran air ini dikonversikan oleh presure meter dengan luas permukaan yang telah ditentukan.

3. Precipitation Pengukuran curah hujan digunakan untuk mengetahui besarnya kapasitas atau volume penyediaan sumber air hujan selama kurun waktu tertentu. Metoda yang digunakan antara lain: 3.1 Water drop Kapasitas curah hujan diukur menggunakan penghitungan tetesan air. Sebelum tetesan air dihitung, air hujan ini ditampung dalam suatu container dengan standar collecting surface. Dibawah container ini terdapat water dropper sehingga besarnya tetesan air bisa dijaga tetap konstan.

3.2 Tipping bucket Kapasitas curah hujan diukur menggunakan penghitungan jumlah tumpahan pada penampung berayun (tipping bucket). Pada alat ini terdapat dua wadah yang diisi bergantian. Setiap kali wadah terisi penuh maka alat ini akan tumpah pada satu sisinya.

20


3.3 Collector chamber Kapasitas curah hujan diukur menggunakan penghitungan jumlah pengurasan volume air yang ditampung pada wadah (chamber) dengan volume tertentu. Setiap wadah tersebut terisi penuh, air akan dibuang secara otomatis oleh gaya berat air pada penguras (flusher).

21


4.1 Evaporation pan Kapasitas penguapan air diukur menggunakan penghitungan laju pengurangan volume air dalam suatu bak (pan) standar akibat pemanasan global. Volume dan berat jenis air dikonversikan oleh sensor ketinggian air untuk mengukur volume yang simultan dengan sensor berat untuk mengukur berat air di dalam bak standar.

4.2 Blotting paper Kapasitas penguapan air diukur menggunakan penghitungan laju pengurangan volume air dalam suatu gelas ukur yang diletakan diatas kertas serap (absorbent paper). Luas kertas serap yang digunakan berfungsi sebagai media penguapan.

5. Wind Speed & Direction Pengukuran kecepatan dan arah angin digunakan untuk mengetahui probabilitas klimatologi aliran kalor dan curah hujan. Metoda yang digunakan antara lain :

22


5.1 Flap & Propeller Kecepatan aliran udara (angin) diukur menggunakan baling-baling (propeller), sedangkan arah angin diukur menggunakan sirip pengarah (flap).

5.2 Ultrasonic array Kecepatan aliran udara (angin) diukur menggunakan sensor tekanan yang sensitif terhadap aliran udara. Sensor ini menggunakan piezzo keramic sebagai sensor ultra sonic. Empat buah sensor disusun secara aray dalam empat arah. Masing-masing arah akan membentuk suatu vektor kecepatan.

23


6. Humidity & Temperature Pengukuran suhu dan kelembaban udara digunakan untuk mengetahui probabilitas klimatologi aliran kalor dan curah hujan. Metoda yang digunakan antara lain :

6.1 Thermistor & Capacitive Suhu diukur menggunakan thermistor PT-100, yang memiliki respon cukup linear dalam jangka pengukuran temperatur udara. Kelembaban diukur oleh sepasang keping logam sebagai kapasitor yang dikonversikan oleh frekuensi pada suatu tangki osilator. Sensor-sensor ini ditempatkan dalam sirip pelindung untuk mengeliminasi pengaruh atau ganguan cuaca dan radiasi yang mempengaruhi sistem pengukuran

6.2 Integrated Chip Suhu dan kelembaban diukur menggunakan sensor yang sudah standard dan dengan ketelitian yang cukup baik. Sensor ini sudah diproduksi dalam suatu chip dengan data keluaran berupa digital. Sehingga pengukuran selanjutnya dapat dilakukan secara elektronik.

24


7. Radiation Pemantauan aktifitas penyinaran matahari digunakan untuk mengetahui pengaruh terhadap cuaca yang berdampak secara umum. Metoda yang digunakan antara lain :

7.1 Photo Sensitive Intensitas cahaya diukur menggunakan sensor resistif atau semikonduktor peka cahaya. Permukaan luar sensor dilapisi kaca lengkung untuk pelindung air, debu dan ganguan kotoran.

25


7.2 Thermocouples Radiasi panas diukur menggunakan thermocouple. Bagian atas digunakan untuk mengukur radiasi global, sedangkan bagian bawah digunakan untuk mengukur radiasi pantul dari tanah. Selain beberapa parameter pengukuran pada komponen air dan udara, seperti telah disebutkan di atas, maka pada tanah pun dapat dilakukan beberapa pengukuran antara lain : Soil temperature, Saturation Potential, Resistivity, Thermal Coductivity dan sebagainya dapat ditambahkan sebagai data pelengkap pada sistem pengukuran global.

8. Data acquisition & Transmission Pengukuran beberapa parameter meteorologi, hidrology, klimatologi dan sebagainya dilakukan oleh masing-masing sensor dengan menggunakan microcontroller sehingga data langsung diubah menjadi data digital dengan standar komunikasi RS-485. Data ini dikirimkan menuju data recorder (logger) melalui media kabel (wire) atau bahkan modem radio, tergantung jarak sensor terhadap data recorder.

26


Seluruh instrumen pengukuran menggunakan power suplay dari battery 12V atau dapat pula dengan bantuan sollar panel sebagai alat pengisi daya. Rekaman data pada data recorder disimpan dalam memory card (MMC) atau dapat pula diambil melalui pheripheral USB sebagai alat komunikasi yang cukup umum dipakai saat ini.

Secara optional, fasilitas pengambilan data dapat pula dilakukan secara telemetri. Cara ini dilakukan dengan menggunakan sarana telepon (fix phone atau sellular) apabila di daerah titik pengamatan sudah memiliki jaringan telepon. Jaringan telepon sellular yang digunakan biasanya adalah jaringan GSM atau bahkan CDMA dan GPRS.

27


Selain untuk mendapatkan informasi data pengukuran, fasilitas ini pun digunakan untuk memeriksa keadaan seluruh sistem pengukuran, yaitu untuk memonitor availability masingmasing unit pengukuran. Contoh sederhana adalah mengetahui kondisi setiap battery, kabel, dan sebagainya. Penggunaan telemetri melalui telepon sellular ataupun fix phone (PSTN) dapat digunakan secara simultan atau bergantian, tergantung cakupan jaringan yang tersedia di lokasi tempat pengukuran.

2.1.1. Pengukuran Curah Hujan Dalam praktek kita mengenal 2 macam alat untuk mengukur curah hujan yaitu penakar hujan dan pencatat hujan.

28


a. Penakar hujan 1) Penakar hujan biasa Penempatan alat ukur ini pada tempat terbuka yang tidak dipengaruhi oleh pohon-pohon atau gedung-gedung. Gambar 2.1 memperlihatkan alat ukur curah hujan biasa, yang pada bagian atas alat ini dipasang 20 cm lebih tinggi dari permukaan tanah yang sekelilingnya ditanami rumput. Alat ini terdiri dari tabung, corong penangkap hujan (diameter bukaan 20 cm), pengukur dan gelas ukur.corong

penampung

keran gelas ukur

Gambar 2.1. Alat penakar hujan biasa

Air hujan masuk melalui corong penangkap dan masuk ke dalam gelas ukur yang diletakkan di dalam tabung untuk menerima air hujan yang meluap. Ketelitian dalam pembacaan 1/10 mm. Pembacaan dilakukan 1 x 24 jam dan hasil pembacaan dicatat sebagai curah hujan terdahulu. Curah hujan kurang dari 0,1 mm dicatat 0,00 mm dan untuk membedakan tidak ada curah hujan, daftar curah hujan ditandai dengan (-).

2) Penakar hujan rata tanah Alat penakar hujan rata tanah, dibuat dengan tujuan penangkapan maksimum seperti pada Gambar 2.2. Di sekitar alat penakar harus diberi grill dan brush. Grill adalah semacam sarang terbuat dari logam yang gunanya untuk mencegah tumbuhnya rumput atau tanaman penganggu. Sedangkan brush adalah lapisan lunak yang terbuat dari pasir atau sintel, berupa bubukan sisa pembakaran batu bara, gunanya untuk mencegah percikan (cipratan) air agar tidak masuk ke dalam penakar. Luas penakar A dibuat sama luas dengan permukaan corong biasa. Jenis ini berhasil baik digunakan sebagai pembanding terhadap penakar biasa.

29


brush grill corong

penampung

Gambar 2.2. Penakar hujan rata tanah

b. Pencatat hujan 1) Pencatat jungkit (tipping bucket) Pencatat jungkit dibagi dalam 2 ruangan yang diatur sedemikian rupa jika satu terisi kemudian menjungkit dan menjadi kosong, lalu menyebabkan ruangan lainnya berada di posisi yang akan diisi oleh corong. Setiap jungkit menunjukkan suatu tinggi hujan d. Pencatatannya secara otomatis dan bertahap.

corong

sumbu

Gambar 2.3. Pencatat Jungkit

2) Pencatat pelampung Curah hujan yang tertangkap corong (1) tertumpah ke dalam penanmpung (2). Dengan terisinya penampung maka penampung (3) akan terangkat. Pelampung dihubungkan dengan alat penulis yang dapat membuat grafik pada drum pencatat yang diputar dengan pertolongan pegas jam (4). Jika pencatatannya mencapai d = 10 m, air dalam penampung akan tersedot keluar oleh sifon (5), sehingga penampung menjadi kosong yang sekaligus membawa alat penulis turun ke posisi nol.

30


1

Keterangan : 1 = corong 2 = penampung 3 = pelampung 4 = drum pencatat 5 = sifon

3 4 5 2

Gambar 2.4. Pencatat pelampung

2.2.

Evaporasi Penguapan (evaporation) adalah proses perubahan dari molekul air dalam bentuk zat

cair ke dalam bentuk gas. Evaporasi sangat mempengaruhi debit sungai, besarnya kapasitas waduk, besarnya kapasitas pompa untuk irigasi, penggunaan konsumtif untuk tanaman dan lainlain. Besarnya faktor meteorologi yang mempengaruhi besarnya evaporasi adalah : a. Radiasi matahari, perubahan dari keadaan cair menjadi gas ini memerlukan energi berupa panas laten untuk evaporasi. b. Angin, jika air menguap ke atmosfir maka lapisan batas antara permukaan tanah dan udara menjadi jenuh oleh uap air sehingga proses penguapan berhenti. Agar proses tersebut dapat berjalan terus, lapisan jenuh harus diganti dengan udara kering yang terjadi jika ada angin. c. Kelembaban relatif, jika kelembaban relatif naik maka kemampuan udara untuk menyerap air akan berkurang sehingga laju evaporasinya menurun. d. Suhu, jika suhu udara dan tanah cukup tinggi maka proses evaporasi berjalan lebih cepat.

31


2.2.1. Pengukuran Evaporasi Ada beberapa alat ukur yang bisa digunakan antara lain : a. Atmometer Atmometer adalah alat standar untuk mengukur evaporasi dari permukaan basah. Alat ini digunakan untuk tujuan-tujuan klimatologis guna mengetahui kemampuan mongering udara. Permukaan basah diberikan oleh benda berpori yang dibasahi air, yang ditempatkan dalam suatu wadah. Ada beberapa jenis atmometer yaitu : 1) Atmometer Piche 2) Atmometer Livingstone 3) Atmometer Black Bellani b. Panci penguapan Panci evaporasi dibuat untuk meniru kondisi evaporasi permukaan air bebas. Panci evaporasi dapat dipasang dengan posisi sebagai berikut : 1) di atas permukaan tanah 2) ditanam dalam tanah 3) mengambang di atas air c. Mengukur radiasi matahari Kebanyakan stasiun pencatat meteorologi dilengkapi dengan radiometer untuk mengukur gelombang pendek radiasi yang masuk dari matahari/angkasa dan radiasi netto yang dipantulkan. Radiasi netto ini sangat penting untuk studi tentang evaporasi. d. Mengukur kecepatan angin Kecepatan angin diukur dengan anemometer, sedangkan arah angin dengan kipas.

2.2.2. Penghitungan Evaporasi Rumus empiris Penman untuk menghitung evaporasi :

E = 0,35(ea ed )(1 +keterangan : E ea ed V

V ) 100

(2.3)

= evaporasi (mm/hari) = tekanan uap jenuh pada suhu rata-rata harian (mm/Hg) = tekanan uap sebenarnya (mm/Hg) = kecepatan angin pada ketinggian 2 m di atas permukaan tanah (mile/hari)

32


Tabel 2.1. Tabel tekanan uap jenuh 0C -60 -40 -20 -10 -1 0 (air+es+uap) 10 20 30 40 50 60 80 100 110 125 200 250 300 350 Contoh : Suhu bola kering 30C, suhu bola basah 26C, kelembaban relatif 68% dan kecepatan angin 1 m/dt. Penyelesaian : Suhu bola kering 30C, dari Tabel 2.1 diperoleh tekanan uap jenuh pada suhu rata-rata harian, ea = 31,86 mm/Hg. Tekanan uap sebenarnya, ed = 31,86 mm/Hg x 68% = 21,65 mm/Hg. Kecepatan angin = {1 m/dt x 24 jam x 60 menit x 60 detik}/1600 m/mile = 54 mile/hari Diperoleh besarnya evaporasi E : p(mm/Hg) 0,0008 0,096 0,783 1,964 4,220 4,580 9,21 17,55 31,86 55,40 92,6 149,6 355,4 760,0 (1 atm) 1074 1740 11650 29770 64300 123710

E = 0,35(ea ed )(1 +

V ) 100 54 ) = 5mm / hari 100

E = 0,35(31,86 21,65)(1 +

33


2.3.

Evapotranspirasi Evapotranspirasi (evapotranspiration) adalah penguapan yang terjadi dari permukaan

lahan yang tertutup dengan tumbuhan. Jumlah kadar air yang hilang dari tanah oleh evapotranspirasi tergantung pada : a. persediaan air yang cukup (hujan dan lain-lain) b. faktor-faktor iklim seperti suhu, kelembaban dan lain-lain. c. tipe dan cara kultivasi tumbuh-tumbuhan tersebut.

2.3.1. Penghitungan Evapotranspirasi Ada beberapa metode yang dipakai untuk menghitung besarnya evapotranspirasi atau memperkirakan besarnya evapotranspirasi, antara lain : a. Cara Blaney Criddle yang dirubah :

U=

K .P(45,7.t + 813) 100= Kt x Kc = 0,0311t + 0,240 = banyaknya evapotranspirasi bulanan (mm) = suhu udara rata-rata bulanan (C) = koefisien tanaman bulanan = persentase jam siang bulanan dalam setahun (%) e = c. ta

(2.4)

keterangan : K Kt U t Kc P

b. Cara Thornthwaite (2.5)

keterangan : e = evapotranspirasi potensial bulanan (cm/bulan)

c dan a= koefisien yang tergantung dari tempat t a12

= suhu udara rata-rata bulanan (C) = 0,000000675 I3 0,0000771 I2 + 0,01792 I + 0,492391, 514

(2.6) (2.7)

t I = i =1 5

I adalah jumlah 12 bulan dari suhu udara rata-rata bulanan dibagi 5.

34


C. Penutup

Soal Soal : 1. Jelaskan pengertian dari presipitasi ! 2. Sebut dan jelaskan cara pengukuran curah hujan ! 3. Jelaskan pengertian evaporasi dan evapotranspirasi ! 4. jelaskan cara pengukuran/pengamatan evaporasi dengan panci evaporasi ! 5. Diketahui suhu bola kering 20C, tekanan uap jenuh pada suhu rata-rata 17,55, suhu bola basah 27C, kelembaban relatif 64% dan kecepatan angin 1 m/dt. Hitung besarnya evaporasi !

Daftar Pustaka

Soemarto,C.D.,1999, Hidrologi Teknik , Erlangga, Jakarta

Sosrodarsono, 2003, Hidrologi untuk Pengairan, Departemen pekerjaan Umum dan Tenaga Listrik.

Daftar Istilah

Meteorologi Uap Gas Frekuensi Grill Brush Sifon Transpirasi Kelembaban

35

MK. Hidrologi JFK

BAB III. INFILTRASI DAN PERKOLASI

A. Pendahuluan Pada bab ini akan dipelajari tentang pengertian infiltrasi dan perkolasi serta cara pengukuran kapasitas infiltrasi.

Tujuan yang ingin dicapai (TIK) setelah mengikuti materi ini adalah mahasiswa akan dapat : a. Menjelaskan pengertian infiltrasi dan perkolasi dengan benar. b. Menjelaskan faktor-faktor yang mempengaruhi daya infiltrasi dengan benar. c. Menentukan kapasitas infiltrasi dengan benar.

B. Penyajian 3.1. Pengertian Infiltrasi dan Perkolasi Infiltrasi adalah perpindahan air dari atas ke dalam permukaan tanah. Kebalikan dari infiltrasi adalah rembesan (seepage). Perkolasi adalah gerakan air ke bawah dari zona tidak jenuh, yang terletak di antara permukaan tanah sampai ke permukaan air tanah (zona jenuh). Daya infiltrasi f adalah laju infiltrasi maksimum yang dimungkinkan, yang ditentukan oleh kondisi permukaan, termasuk lapisan atas tanah. Besarnya daya infiltrasi f dinyatakan dalam mm/jam atau mm/hari. Daya perkolasi p adalah laju perkolasi maksimum yang dimungkinkan, yang besarnya dipengaruhi oleh kondisi tanah dalam zona tidak jenuh, yang terletak di antara permukaan tanah dengan permukaan air tanah. Untuk memperjelas arti fp dan pp diperlihatkan pada Gambar 3.1. dan Gambar 3.2. di bawah ini.kerikil Tanah liat Muka air tanah Tanah liat kerikil Muka air tanah

Gambar 3.1.

Gambar 3.2. 36

MK. Hidrologi JFK

Gambar 3.1. akan menghasilkan daya infiltrasi yang besar, tetapi daya perkolasinya kecil, karena lapisan atasnya terdiri dari lapisan kerikil yang mempunyai permeabilitas tinggi dan lapisan bawahnya terdiri dari lapisan tanah liat yang relatif kedap air. Sedangkan Gambar 3.2. akan menghasilkan daya infiltrasi yang kecil tetapi daya perkolasinya tinggi, karena lapisan atasnya terdiri dari lapisan kedap air dan lapisan bawahnya tiris.

3.2.

Faktor-faktor yang Mempengaruhi Infiltrasi Faktor-faktor yang mempengaruhi infiltrasi adalah :

a. Dalamnya genangan di atas permukaan tanah dan tebal lapisan yang jenuh b. Kelembaban tanah c. Pemampatan oleh curah hujan d. Penyumbatan oleh bahan-bahan yang halus e. Pemampatan oleh orang dan hewan f. Struktur tanah

g. Tumbuh-tumbuhan h. Udara yang terdapat dalam tanah

3.3.

Penentuan Kapasitas Infiltrasi Untuk penentuan kapasitas infiltrasi dapat digunakan cara dengan menggunakan alat

ukur infiltrasi dan cara dengan menggunakan analisa dari hidrograf. Cara yang pertama adalah cara mengukur laju infiltrasi. Air dituangkan pada suatu bidang pengujian yang kecil dengan menggunakan alat ukur infiltrasi. Cara ini hanya cocok untuk pengujian perbandingan yang dilaksanakan dengan membatasi beberapa buah factor yang mempengaruhi kapasitas infiltrasi.Untuk cara kedua, jika terdapat data yang teliti mengenai variasi intensitas curah hujan dan data yang kontinu dari limpasan yang terjadi, maka kapasitas infiltrasi dapat diperoleh dengan ketelitian yang cukup tinggi. Dengan kapasitas infiltrasi yang diperoleh ini, maka hidrograf dari dari limpasan yang disebabkan oleh suatu curah hujan yang terjadi pada kondisi yang sama dalam daerah pengaliran itu dapat ditentukan dengan ketelitian yang baik. Di sini diperlihatkan modifikasi cara perhitungan kurva f dalam daerah pengaliran yang kecil antara 1 sampai 10 ha yang disarankan oleh Dr. W.W. Horner dan Dr. L.L. Loyd.

37

MK. Hidrologi JFK

Tabel 3.1. Data Curah Hujan Waktu 5.43 - 5.48 5.48 5.50 5.50 5.55 5.55 5.57 5.57 6.00 6.00 6.06 6.06 6.12 6.12 6.38 Waktu 6.38 6.44 6.44 6.50 6.50 7.00 Jam (menit) 5 2 5 2 3 6 6 26 Jam (menit) 6 6 10 Curah Hujan (mm) 1.3 1.8 4.8 2.0 0.5 4.3 1.8 Curah Hujan (mm) 5.2 1.5 0.8 Intensitas Curah Hujan (mm/jam) 15.7 53.6 57.7 60.5 10.4 42.7 17.8 Intensitas Curah Hujan (mm/jam) 52.1 15.0 4.8

Sumber : Sosrodarsono, Hidrologi,2003

Tabel 3.2. Data Pengukuran Debit Waktu 5.55 .57 .58 6.01 .03 .05 .06 .07 .08 .10 .12 .13 .16 .20 .24 Debit (m3/dt) 0.00 .015 .033 .062 .043 .029 .024 .031 .042 .058 .051 .036 .023 .007 .003 Catatan Permulaan debit Waktu 6.29 .35 .40 .43 .44 .46 .47 .49 .51 .54 .57 7.00 .04 .09 .14 Debit (m3/dt) 0.001 .001 .003 .035 .076 .085 .067 .051 .029 .020 .010 .005 .001 Catatan

Debit puncak

Akhir debit Permulaan debit

Puncak debit

Debit puncak

Sumber : Sosrodarsono, Hidrologi,2003

38

MK. Hidrologi JFK

Contoh Soal Pengukuran Infiltrasi : Percobaan infiltrasi dilakukan dari sebuah plot dengan ukuran 4 m x 12,5 m. Setelah tercapai keseimbangan ternyata run-off telah konstan sebesar 0,5 liter/dtk. Intensitas hujan buatan 50 mm/jam. Pertanyaan : a. Berapakah run-off dalam mm/jam b. Berapakah fc (ultimate infiltration capacity) dalam mm/jam c. Berapakah detensi permukaan apabila run-off setelah hujan berhenti sebagai berikut Waktu (menit) 0 5 10 15 20 Run-off (ltr/dtk) 0,50 0,25 0,13 0,05 0,00

Asumsi : dapat dimisalkan bahwa perbandingan antara run-off dan infiltrasi sesudah hujan berhenti = pada saat hujan berhenti.

Penyelesaian Intensitas hujan buatan = 50 mm/jam Luas plot = 4 x 12,5 = 50 m2 Debit hujan yang jatuh di atas plot = 50.10-3 m/jam x 50 m2 = 2,5 m3/jam = 0,6944 ltr/dt Setelah balance(seimbang) run-off Maka : a. Run-off = = 0,5 ltr/dt

0,50 x 50 mm/jam = 36 mm mm/jam 0,6944= fc = intensitas runoff = 50 36 = 14 mm/jam = 0,1944 ltr/dtk

b. Kapasitas infiltrasi

39

MK. Hidrologi JFK

c. Detensi permukaan

= jumlah runoff setelah hujan berhenti + jumlah infiltrasi setelah hujan berhenti = ketinggian air pada plot setelah balance

Kurva Detensi Permukaan0.8 0.7 0.6 0.5 0.4 0.3 0.2 0.1 0 0 5 10 15 20 25 30

fc (lt/dt)

t (menit)

Gambar 3.4. Kurva hubungan antara kapasitas infiltrasi dengan waktu

Detensi permukaan = luas curve runoff + luas curve infiltrasi Perhitungan luas dilakukan dengan pendekatan saja, yaitu tiap bagian dianggap trapezium. Luas I = Luas II = Luas III = Luas IV =

(0,5 + 0,1944) + (0,25 + 0,0972) x(5 0).60 2

= 156,24 liter = 79,16 liter = 37,49 liter = 10,41 liter

(0,25 + 0,0972) + (0,13 + 0,0505) x(10 5).60 2 (0,13 + 0,0505) + (0,05 + 0,0194) x(15 10).60 2 (0,05 + 0,0194) + 0 x(2 15).60 2 0,2833 = 0,0057 m = 5,7 mm 50

Luas total curve = 283,3 liter = 0,2833 m3 Detensi permukaan =

40

MK. Hidrologi JFK

C. Penutup

Soal-Soal 1. Jelaskan pengertian dari infiltrasi dan perkolasi ! 2. Sebutkan faktor-faktor yang mempengaruhi daya infiltrasi ! 3. Percobaan infiltrasi dilakukan dari sebuah plot dengan ukuran 5 m x 25 m. Setelah tercapai keseimbangan ternyata run-off telah konstan sebesar 0,7 liter/dtk. Intensitas hujan buatan 60 mm/jam. Pertanyaan : a. Berapakah run-off dalam mm/jam b. Berapakah fc (ultimate infiltration capacity) dalam mm/jam c. Berapakah detensi permukaan apabila run-off setelah hujan berhenti sebagai berikut Waktu (menit) 0 5 10 15 20 Run-off (ltr/dtk) 0,40 0,20 0,10 0,05 0,00

Daftar Pustaka

Soemarto,C.D.,1999, Hidrologi Teknik , Erlangga, Jakarta

Sosrodarsono, 2003, Hidrologi untuk Pengairan, Departemen pekerjaan Umum dan Tenaga Listrik.

Daftar Istilah

Zona Laju Hidrograf Kurva

41

MK. Hidrologi JFK

Run-off

42

MK. Hidrologi JFK

BAB IV CURAH HUJAN

A. Pendahuluan Untuk memperdalam materi pada bab ini, diharapkan mahasiswa untuk mencari data curah hujan dari beberapa stasiun pengamatan curah hujan yang ada di Nusa Tenggara Timur pada Kantor Dinas Pekerjaan Umum Propinsi Nusa Tenggara Timur. Data-data tersebut diolah dan diselesaikan untuk proses belajar mengajar pada bab ini.

Hubungan antara materi pada bab ini dengan bab-bab terdahulu, khususnya bab II adalah datadata curah hujan yang telah dicatat oleh alat ukur curah hujan diolah untuk rancang bangun.

Tujuan yang ingin dicapai (TIK) setelah mengikuti materi ini adalah mahasiswa akan dapat : a. Menjelaskan macam-macam distribusi curah hujan dengan benar. b. Menghitung curah hujan wilayah berdasarkan contoh soal dengan benar. c. Menghitung intensitas curah hujan berdasarkan contoh soal dengan benar. d. Menghitung konsistensi data curah hujan tahunan berdasarkan contoh soal dengan benare. Menghitung frekuensi curah hujan berdasarkan contoh soal dengan benar.

B. Penyajian 4.1. Distribusi Curah Hujan 4.1.1. Distribusi Curah Hujan secara Geografis Faktor-faktor yang menentukan besarnya curah hujan rata-rata tahunan di suatu tempat : garis lintang posisi dan luas daerah jarak dari pantai suhu laut efek geografis altitude/ketinggian

Latitude berhubungan dengan sirkulasi atmosfer. Di equator terdapat tekanan rendah sedangkan radiasi matahari memanasi udara secara intensif yang menyebabkan udara mengembang dan naik ke atas. Angin yang mengandung lembab panas bertemu di suatu daerah dan mengakibatkan terjadinya hujan.

27

MK. Hidrologi JFK

a. 30 arah utara dan selatan, terdapat tekanan tinggi yang menyebabkan udara kering dan panas menurun sehingga curah hujannya rendah, b. 35 - 65 arah utara dan selatan, udara dingin kering dari kutub menimbulkan hujan tipe frontal dan menyebabkan hujan lebat, c. 65 ke kutub, angin kutub kering bertambah banyak sehingga menyebabkan berkurangnya hujan.

4.1.2. Distribusi Curah Hujan menurut Waktu Jatuhnya hujan terjadi menurut suatu pola dan suatu siklus tertentu. Terkadang mengalami penyimpangan pada pola itu tetapi kembali lagi pada pola yang teratur. Data curah hujan yang tersedia umumnya tidak cukup panjang untuk menyatakan fluktuasifluktuasi jangka panjang sedang variasi-variasi jangka pendek adalah demikian tak

teratur sehingga terdapat banyak siklus. Dengan adanya variasi-variasi ini dikenal adanya variasi musiman. Distribusi hujan menurut variasi musiman ini bisa terjadi hujan konfektif, hujan orografik dan hujan cyclonic. a. Hujan konfektif adalah hujan yang disebabkan oleh naiknya udara panas ke tempat yang lebih dingin. b. Hujan orografik adalah hujan yang disebabkan oleh naiknya udara karena ada rintangan berupa pegunungan. c. Hujan cyclonic adalah hujan yang disebabkan oleh naiknya udara yang terpusatkan di suatu daerah dengan tekanan rendah. Hujan yang terjadi di Indonesia sebagian besar adalah type hujan konfektif.

4.1.3. Distribusi Curah Hujan Wilayah/Daerah (regional distribution) Curah hujan yang diperlukan untuk penyusunan suatu rancangan pemanfaatan air dan rancangan pengendalian banjir adalah curah hujan rata-rata di seluruh daerah yang bersangkutan, bukan curah hujan pada suatu titik tertentu. Curah hujan ini disebut curah hujan wilayah/daerah dan dinyatakan dalam mm. Cara-cara perhitungan curah hujan daerah dari pengamatan curah hujan di beberapa titik adalah sebagai berikut : a. Cara rata-rata aljabar Cara ini dipakai pada daerah yang datar dan banyak stasiun curah hujannya, dengan anggapan bahwa di daerah tersebut sifat curah hujannya adalah seragam (uniform).

28

MK. Hidrologi JFK

Cara ini adalah perhitungan rata-rata secara aljabar curah hujan di dalam dan di sekitar daerah yang bersangkutan.

R=

1 ( R1 + R2 + R3 + ...... + Rn ) n

(4.1.)

Keterangan :

Rn R1, R2, R3..Rn

= curah hujan daerah (mm) = jumlah titik-titik (pos) pengamatan = curah hujan di tiap titik pengamatan (mm)

Keuntungan : cara ini lebih obyektif Contoh : Hitunglah curah hujan rata-rata dengam metode rata-rata aljabar.

453 476 572 585 675 659 757 745

Stasiun penakar hujan

Gambar 4.1. Rata-rata Aljabar Penyelesaian :

1 R = (757 + 745 + 675 + 659 + 572 + 585 + 476 + 453) 8

R = 615,25 mmb. Cara Thiessen Jika titik-titik pengamatan di dalam daerah itu tidak tersebar merata, maka cara perhitungan curah hujan rata-rata itu dilakukan dengan memperhitungkan daerah pengaruh tiap titik pengamatan. Cara ini cocok untuk menentukan curah hujan ratarata apabila stasiun atau pos pengamatan tidak (4.2) banyak.

R=

A1R1 + A2 R2 + ..... + An Rn A1 + A2 + ..... + An

29

MK. Hidrologi JFK

Rn R1, R2, R3..Rn A1, A2,.,An Kerugian

= curah hujan daerah (mm) = jumlah titik-titik (pos) pengamatan = curah hujan di tiap titik pengamatan (mm) = bagian daerah yang mewakili tiap titik pengamatan

Keuntungan : hasil lebih teliti dari cara rata-rata aljabar : jika terjadi kekurangan pengamatan pada salah satu titik pengamatan

maka harus ditentukan kembali jaringan segitiga. Cara untuk menentukan bagian atau luasan daerah A1, A2, An : Hubungkan tiap titik pengamatan dengan garis lurus yang akan membentuk segitiga dan menutupi seluruh daerah. Daerah tersebut dibagi dengan polygon-polygon yang diperoleh dengan menggambar garis tegak lurus pada tiap sisi segitiga. Luas polygon tersebut diukur dengan planimeter.

Contoh : Hitunglah curah hujan rata-rata dengam metode Thiessen

453

476

572 585 675 659

745 757

Gambar 4.2. Thiessen Polygon

30

MK. Hidrologi JFK

Penyelesaian ditabulasikan dalam tabel : Curah hujan Luas *) (ha) (mm) 20 453 18 476 10 572 17 585 14 659 12 675 23 745 20 755 Jumlah 134 * ) angka perkiraan hitungan % luas 14,92 13,43 7,46 12,69 10,45 8,96 17,16 14,93 100 Curah hujan tertimbang (mm) 67,59 63,93 42,67 74,24 68,87 60,48 127,84 112,72 618,34

Jadi curah hujan rata-rata metode Thiessen = 618,34 mm

c. Cara garis Isohiet Peta isohyet digambar pada peta topografi dengan perbedaan (interval) 10 20 mm berdasarkan data curah hujan pada titik-titik pengamatan di dalam dan di sekitar daerah yang dimaksud. Luas bagian daerah antara dua garis isohyet yang berdekatan diukur dengan planimeter. Metode ini cocok untuk menentukan curah hujan rata-rata, apabila daerahnya pegunungan atau daerah berbukit-bukit. Metode perhitungannya adalah jumlah perkalian curah hujan rata-rata diantara garis Isohyet dengan luas antara kedua garis Isohyet tersebut, dibagi luas total. Secara sistematis dapat ditulis :

R=

A1 ( R1 + R2 ) A ( R2 + R3 ) A ( Rn + Rn +1 ) + 2 + ...... + n A 2 A 2 A 2

(4.3)

Keterangan :

R

= curah hujan rata-rata daerah (mm)

A1, A2, An = luas bagian antara garis-garis Isohyet R1, R2, Rn = curah hujan rata-rata pada bagian A1,A2,An

31

MK. Hidrologi JFK

Contoh : Hitunglah curah hujan rata-rata dengan metode Isohyet

400 500 447 453 600 542 558 700 675 800 745 755 625 Isohyet dalam mm

Gambar 4.3. Peta Isohyet

Penyelesaian ditabulasikan dalam tabel: Curah Hujan (mm) 850 800 750 700 650 600 550 500 450 400 350 2hitung) 2tabel dapat dilihat pada Lampiran 2.

47

MK. Hidrologi JFK

Apabila peluang lebih kecil 1%, maka persamaan distribusi teoritis yang digunakan tidak dapat diterima. Apabila peluang berada antara 1-5% adalah tidak mungkin untuk mengambil keputusan.

Contoh Dengan menggunakan data curah hujan harian maksimum pada contoh untuk distribusi Gumbel dan Log Pearson Type III. Penyelesaian ditabulasikan seperti tabel 4.8.

Tabel 4.8. Perhitungan chi squareInterval kelas Nomor pengamatan (Oi) 56-105 106-155 156-205 206-255 256-305 5 3 1 1 10 Nomor harapan (Ei) 2 2 2 2 2 10 3 1 -1 -2 -1 Oi-Ei

(Oi Ei) 2 Ei4,50 0,50 0,50 2,00 0,50 2= 8,00

Dari Tabel 4.8., 2 hitung = 8,00 . Berdasarkan tabel chi kuadrat di Lampiran 2.a, dengan dk = 4 dan nilai chi kuadrat sama atau lebih besar dari 8,00 kurang lebih pada peluang 30% (lebih besar dari 5%). Maka distribusi Gumbel dan Log Pearson III dapat diterima.

(2) Smirnov Kolmogrov Untuk mengetahui apakah data tersebut sesuai dengan jenis sebaran teoritis yang dipilih, maka dilakukan pengujian kesesuaian distribusi (testing of goodness of fit). Prosedurnya adalah : Urutkan data (dari besar ke kecil atau sebaliknya) dan tentukan besarnya peluang dari masing-masing data tersebut. Tentukan nilai masing-masing peluang teoritis dari hasil penggambaran data (persamaan distribusinya).

48

MK. Hidrologi JFK

Dari kedua nilai peluang tersebut tentukan selisih terbesarnya antara peluang pengamatan dengan peluang teoritis. Dengan membandingkan probabilitas masing-masing variasi dari distribusi empiris dan teoritisnya akan terdapat perbedaan tertentu. Berdasarkan persamaan Smirnov Kolmogrov sebagai berikut : P {max (p (x) P (xi) /> cr = }

Apabila max yang terbaca pada kertas probabilitas < cr ( kritis) yang didapat dari tabel, maka penyimpangan yang terjadi hanya karena

kesalahan-kesalahan yang terjadi secara kebetulan. 4.4.4. Pemilihan Jenis Sebaran Metode analisis hidrologi dipilih berdasarkan jenis sebaran. Adapun jenis sebaran dan syarat-sayarat yang biasa digunakan adalah sebagai berikut : Tabel 4.9. Syarat untuk Jenis Sebaran Sebaran Normal Log Normal Log Pearson III Gumbel Cs 0 Ck 3 Cs/Cv 3 Cs = (+)/(-) Cs = 1,1396 Ck = 5,4002 Syarat

Data hujan beberapa stasiun

Areal rainfall

Dipilih yang besar-besar

Annual Series

Partial Series

Annual Exced. Series

Data hujan maksimum

Diurutkan/diranking

Analisa cara statistik (S, X, Cv, Cs, Ck)

49

MK. Hidrologi JFK

Flowchart 4.2. Analisa Frekuensi Curah Hujan Keterangan : Annual series : diambil harga maksimum tiap tahun. Partial series/ threshold method :

Ditentukan batas bawah dimana diatas batas atas tersebut sudah terjadi banjir, rangkaian data yang diambil yang lebih besar sama dengan batas bawah. Annual excedence method :

Diambil beberapa data terbesar dimana jumlah data sama dengan jumlah tahun data. C. Penutup Soal-Soal : 1. Sebutkan faktor-faktor yang menentukan besarnya curah hujan rata-rata tahunan ! 2. Apa yang dimaksud dengan : a. hujan konfektif

50

MK. Hidrologi JFK

b. hujan orografik c. hujan cyclonic d. intensitas curah hujan 3. Sebut dan jelaskan metode-metode yang digunakan untuk menghitung curah hujan rata-rata di suatu daerah ! 4. Buatlah data curah hujan pada suatu daerah, minimal 10 pos pengamatan dan hitunglah rata-rata curah hujan dengan metode-metode yang disebutkan pada no. 3 ! 5. Data curah hujan harian maksimum pada sebuah stasiun meteorology di Kupang terlihat pada tabel berikut berikut dimana banyaknya pengamatan 10 tahun. Hitunglah besarnya curah hujan harian maksimum pada periode ulang 10 tahun, dan kemungkinan yang terjadi pada 50 tahun mendatang dengan Metode Gumbel type I dan Log Pearson III. No 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 Daftar Pustaka Gupta,Ram S., 1989, Hydrology and Hydraulic Systems, Prentice Hall, New Jersey Tahun 1994 1995 1996 1997 1998 1999 2000 2001 2002 2003 Curah hujan , X (mm) 106 196 87 98 106 145 138 100 98 206

Raudkivi,Arved J.,1979, Hydrology, Pergamon Press,New York

Soemarto,C.D, 1999, Hidrologi Teknik, Erlangga, Jakarta

Soewarno, 1995, Hidrologi (Aplikasi Metode Statistik untuk Analisa Data),Nova, Bandung

Sosrodarsono,2003, Hidrologi untuk Pengairan, Departemen Pekerjaan Umum dan Tenaga Listrik.

Daftar Istilah

51

MK. Hidrologi JFK

Latitude Atitude Hujan konfektif Hujan orografik Hujan cyclonic Double Mass Curve Intensitas Probabilitas

52

Mk. Hidrologi JFK

BAB V LIMPASAN PERMUKAAN

A. Pendahuluan Pada bab ini akan dipelajari tentang faktor-faktor yang mempengaruhi limpasan (run-off) dan luas daerah aliran sungai serta metode-metode yang digunakan untuk menghitung besarnya limpasan curah hujan. Tujuan yang ingin dicapai (TIK) setelah mengikuti materi ini adalah mahasiswa akan dapat : a. Menjelaskan faktor-faktor yang mempengaruhi limpasan dengan benar. b. Menjelaskan daerah aliran sungai dengan baik dan benar. c. Menentukan besarnya debit sungai berdasarkan contoh soal dengan benar. d. Menganalisa limpasan permukaan berdasarkan contoh soal dengan benar.

5.1.

Faktor-faktor yang Mempengaruhi Limpasan Faktor-faktor yang mempengaruhi limpasan dibagi dalam dua kelompok, yakni

elemen-elemen meteorologi dan elemen-elemen daerah pengaliran. a. Elemen-elemen meteorologi Jenis presipitasi, tergantung pada jenis presipitasi yakni hujan atau salju. Intensitas curah hujan, pengaruh intensitas curah hujan pada limpasan permukaan tergantung dari kapasitas infiltrasi. Lamanya curah hujan. Distribusi curah hujan dalam daerah pengaliran. Arah pergerakan curah hujan. Curah hujan dan kelembaban udara. Kondisi meteorologi lainnya.

b. Elemen daerah pengaliran Kondisi penggunaan lahan/tanah. Daerah pengaliran, semakin besar daerah pengaliran, makin lama limpasan itu mencapai tempat titik pengamatan/pengukuran. Kondisi topografi dalam daerah pengaliran. Jenis tanah.

5.2.

Daerah Aliran Sungai Daerah Aliran Sungai (DAS) (catchment, basin, watershed) merupakan daerah

dimana semua airnya mengalir ke dalam suatu sungai yang dimaksudkan. Daerah ini umumnya dibatasi oleh batas topografi, yang berarti ditetapkan berdasarkan aliran air

50

Mk. Hidrologi JFK

permukaan. Batas ini tidak ditetapkan berdasar air air bawah tanah karena permukaan air tanah selalu berubah sesuai dengan musim dan tingkat kegiatan pemakaian. Nama sebuah DAS ditandai dengan nama sungai yang bersangkutan dan dibatasi oleh titik kontrol, yang umumnya merupakan stasiun hidrometri. Memperhatikan hal tersebut berarti sebuah DAS dapat merupakan bagian dari DAS lain.

hulu

hilir

Gambar 5.1. Daerah Aliran Sungai (DAS)

Sungai adalah torehan di permukaan bumi yang merupakan penampungan dan penyalur alamiah aliran air dan material yang dibawanya dari bagian hulu ke bagian hilir suatu daerah pengaliran ke tempat yang lebih rendah dan akhirnya bermuara ke laut. Ditinjau dari segi hidrologi, sungai mempunyai fungsi utama menampung curah hujan dan mengalirkannya samapi ke laut. Daerah dimana sungai memperoleh air merupakan daerah tangkapan hujan yang biasanya disebut Daerah Aliran Sungai atau Daerah Pengaliran Sungai.

5.2.1. Pola Aliran Sungai di dalam semua DPS mengikuti suatu aturan yaitu bahwa aliran sungai dihubungkan oleh suatu jaringan satu arah dimana cabang dan anak sungai mengalir ke dalam sungai induk yang lebih besar dan membentuk suatu pola aliran. Pola itu tergantung dari kondisi topografi, geologi, iklim, vegetasi yang terdapat didalam DPS tersebut. Secara keseluruhan kondisi tersebut akan menentukan karakteristik sungai di dalam bentuk polanya.Beberapa pola aliran yang terdapat di Indonesia antara lain : a. Radial

51

Mk. Hidrologi JFK

Pola ini biasanya dijumpai di daerah lereng gunung berapi atau daerah dengan topografi bebrbentuk kubah, misal sungai lereng Gunung Semeru di Jawa Timur, Gunung Merapi di DI Yogyakarta, Gunung Ijen di Jawa Timur, Gunung Slamet di Jawa Tengah. b. Rektangular Terdapat di daerah batuan kapur, misal Gunung Kidul di DI Yogyakarta. c. Trellis Biasanya dijumpai pada daerah dengan lapisan sedimen di daerah pegunungan lipatan, misal di daerah pegunungan lipatan Sumatera Barat dan Jawa Tengah. d. Dendritik Pola ini pada umumnya terdapat pada daerah dengan batuan sejenis dan penyebarannya luas. Misalnya suatu daerah ditutupi oleh endapan sedimen yang luas dan terletak pada suatu bidang horizontal di daerah dataran rendah bagian timur Sumatera dan Kalimantan.G. Merapi

Kali Dengkeng Kali Progo

Kali Opak

a. Tipe Radial

Kali Oyo

b. Tipe Rektangular

52

Mk. Hidrologi JFK

c. Tipe Trellis

Way Rarem

d. Tipe Dendritik Gambar 5.2. Pola Aliran Sungai

5.2.2. Bentuk Daerah Aliran Sungai Pola sungai menentukan bentuk suatu DPS. Bentuk DPS mempunyai arti penting dalam hubungannya dengan aliran sungai, yaitu berpengaruh terhadap kecepatan terpusatnya aliran. Setelah DPS ditentukan garis batasnya, maka bentuk DPSnya dapat diketahui. Pada umumnya DPS dapat dibagi menjadi empat bentuk, yakni : a. Memanjang Biasanya induk sungai akan memanjang dengan anak-anak sungai langsung masuk ke induk sungai. Kadang-kadang berbentuk seperti bulu burung. Bentuk ini biasanya akan menyebabkan debit banjir relatif kecil karena perjalanan banjir dari anak-anak sungai berbeda waktunya. b. Radial Bentuk ini terjadi karena arah alur sungai seolah-olah memusat pada suatu titik sehingga menggambarkan adanya bentuk radial, kadang-kadang gambaran tersebut berbentuk kipas atau lingkaran. Sebagai akibat dari bentuk tersebut

53

Mk. Hidrologi JFK

maka waktu yang diperlukan aliran yang datang dari segala penjuru arah alur sungai memerlukan waktu yang hampir bersamaan. Apabila terjadi hujan yang sifatnya merata di seluruh DPS akan menyebabkan terjadinya banjir besar. c. Pararel DPS ini dibentuk oleh dua jalur sub DPS yang bersatu di bagian hilirnya. Apabila terjadi banjir di daerah hilirnya biasanya setelah di sebelah hilir titik pertemuan kedua alur sungai sub DPS tersebut. d. Kompleks Merupakan gabungan dasar dua atau lebih bentuk DPS.

5.2.3. Alur Sungai Secara sederhana alur sungai dapat dibagi menjadi tiga bagian yaitu : a. Bagian hulu Bagian hulu merupakan daerah sumber erosi karena pada umumnya alur sungai melalui daerah pegunungan, perbukitan atau daerah gunung berapi yang terkadang mempunyai cukup ketinggian dari muka laut, sebagai akibat keadaan ini maka bentuk kontur akan relatif rapat yang menunjukkan miringnya permukaan bumi yang cukup besar. Apabila hujan turun, sebagian besar air akan merembes dan sebagian lain akan mengalir membawa partikel-partikel tanah sehingga menimbulkan erosi. Alur sungai yang terjadi biasanya mempunyai lembah yang curam dan biasanya melalui banyak terjunan dan jeram. Penampang melintang bentuk V dengan material alur sungai berupa batuan cadas, kerikil dan tanah. Bentuk penampang memanjang tidak beraturan karena ada yang curam dan ada yang datar tergantung dari jenis batuan yang dilewati alur sungainya. Alur sungai di bagian hulu biasanya mempunyai kecepatan aliran yang cukup besar daripada bagian hilir, sehingga pada saat banjir material hasil erosi yang diangkut tidak saja partikel sedimen yang halus akan tetapi juga pasir, kerikil bahkan batu. b. Bagian tengah Merupakan daerah peralihan dari bagian hulu dan hilir. Kemiringan dasar sungai lebih landai sehingga kecepatan aliran relatif lebih kecil dari pada bagian hulu. Umumnya penampang sungai berbentuk peralihan V dan bentuk U sehingga daya tampungnya biasanya masih mampu menerima banjir. Bagian tengah merupakan daerah keseimbangan antara proses erosi dan pengendapan yang sangat bervariasi dari musim ke musim. c. Bagian hilir

54

Mk. Hidrologi JFK

Biasanya melalui dataran yang terbentuk dari endapan pasir halus sampai kasar seperti lumpur, endapan organik dan jenis endapan lain yang sangat labil.

erosi

endapan

laut hulu tengah hilir

Gambar 5.4. Sketsa profil memanjang alur sungai

5.2.4. Bentuk Sungai Bentuk sungai dapat diklasifikasikan seperti berikut : meandering, lurus dan braided. Namun sesungguhnya banyak kondisi transisi dari klasifikasi yang disebutkan di atas. a. Bentuk meandering Seperti telah diuraikan, karena proses erosi dan pengendapan yang berlangsung terus-menerus pada sungai maka pada sungai akan terjadi perubahan bentuk tampang. Untuk menyatakan perubahan tersebut istilah indeks tampang ( r ) sering digunakan.

r=

d A = 2 B Bd= A B

(5.1)

dengan

A = luas tampang basah B = lebar muka air Pada umumnya pengaliran di sungai adalah tidak permanen (unsteady). Fluktuasi muka air akibat perubahan debit jauh lebih kecil daripada fluktuasi yang terjadi pada tampang basah alur yang kaku (fixed dan non-erodible). Untuk keperluan analisis geometri tampang secara keseluruhan, beberapa kelompok debit kadang perlu dipisahkan dari kelompok debit yang lain, karena pengaruhnya terhadap perubahan geometri tampang relatif kecil. Sungai yang berbentuk meander adalah sungai yang mempunyai belokan yang secara (kurang lebih) teratur membentuk fungsi sinus pada bidang datarannya.

55

Mk. Hidrologi JFK

Biasanya terdiri dari beberapa seri belokan yang dihubungkan oleh bagian yang lurus yang disebut dengan crossing. Umumnya meander sungai akan mempunyai kemiringan dasar yang sangat landai. Dasar sungai pada sisi luar belokan umumnya akan lebih dalam karena adanya kecepatan yang lebih besar pada sisi luar belokan tersebut. Kemudian gaya centrifugal pada belokan akan menyebabkan timbulnya arus melintang sungai yang selanjutnya bersama-sama dengan aliran utamanya akan membentuk aliran helicoidal. Dengan demikian erosi akan terjadi pada sisi luar belokan dan pengendapan akan terjadi pada sisi dalam belokan. Teori tentang aliran yang terjadi pada belokan saluran dapat digambarkan secara skematik sebagai berikut :Sisi dalam belokan

Sisi luar belokan

z Vx Vy

V2/2g E

E=konstans

y z 0Gambar 5.5. Skematik aliran di belokan

Vx Vy

Kemiringan muka air pada arah transversal adalah : dz V 2 iy = dr gr

(5.2)

dengan r adalah jari-jari kelengkungan dari belokan sungai, dan V adalah kecepatan rata-rata pada tempat yang ditinjau (arah vertikal). Menurut Bernoulli, total energi harus konstan, dapat ditulis : V2 E=z+ = kons tan 2g Dideferensiasi ke r :

(5.3)

dz V dV + =0 dr g dr

(5.4)

b. Bentuk lurus Sungai lurus biasanya juga merupakan penghubung dari meander-meander (crossing), sehingga seolah-olah merupakan bagian transisi dari meander satu ke

56

Mk. Hidrologi JFK

meander berikutnya. Kedalaman air pada crossing relatif lebih dangkal dibandingkan dengan kedalaman air pada bagian meander. Sebagian material hasil erosi pada sisi luar belokan kadang juga terbawa ke crossing oleh arus melintang, karena pengaruh arus melintang masih terasa/belum hilang pada saat memasuki bagian lurus. Perlu diingat bahwa sesungguhnya arus melintang (biasa juga disebut arus sekunder), dapat terjadi pada sembarang bentuk saluran/sungai. Sebab-sebab terjadinya arus melintang pada bagian sungai lurus masih menjadi obyek spekulasi ilmiah. Ada yang menyatakan bahwa arus melintang pada sungai lurus timbul karena perbedaan konsentrasi sedimen dan temperatur air. Seberapa jauh pengaruhnya masih terbuka untuk diperdebatkan, namun untuk keperluan praktis, hal tersebut mungkin kurang penting.

c. Bentuk braided Bentuk sungai semacam ini adalah sedemikian kompleksnya sehingga pada debit kecil alur sungai kadang-kadang akan terdiri dari satu atau lebih alur sungai yang dipisahkan oleh pulau-pulau kecil di dalam sungai tersebut. Sungai biasanya lebar, alur-alur kecil serta formasi garis sedimen sering berubah dengan berubahnya besar debit yang lewat, dan sulit untuk diprediksikan. Sungai semacam ini biasanya mempunyai kemiringan yang relatif terjal serta membawa sedimen dengan konsentrasi tinggi. Gambar 5.6. Pola alur sungai

A

A

B

B

C

C

Pola lurus dibagian tengah

Pola lurus di bagian hulu

D

D E E Pola berbelok (meander)

57

Mk. Hidrologi JFK

5.2.5. Morfologi Sungai Sungai sebagai aliran terbuka, dengan ukuran geometrik (tampang lintang, profil memanjang dan kemiringan lembah) berubah dengan waktu, tergantung pada debit, material dasar dan tebing, serta jumlah dan jenis dari sedimen yang diangkut oleh air. Debit sungai sangat tergantung pada kejadian-kejadian metereologi, dengan proses stokastik yang sangat bervariasi. Sedangkan jenis pengaliran pada alur buatan lebih banyak di bawah kendali manusia, dapat tidak beraturan (non-uniform), sebagian besar merupakan aliran permanen (steady). Sungai akan leluasa dalam menyesuaikan ukuran-ukuran dan bentuknya, sebagai reaksi adanya perubahan kondisi hidraulik dari aliran. Dengan demikian maka bagian dasar dan tebing sungai akan dibentuk oleh material yang diangkut oleh aliran sungai berasal dari pelapukan geologi pada periode yang panjang. Ukuran dan bentuk sungai tersebut selanjutnya disebut morfologi sungai.

5.2.6. Morfometri Sungai Morfometri sungai adalah istilah yang dipakai untuk menyatakan keadaan jaringan alur sungai secara kuantitatif. Keadaan yang dimaksud untuk analisa aliran sungai antara lain : a. luas b. panjang dan lebar c. kemiringan d. orde dan tingkat percabangan sungai e. kerapatan sungai

5.3.

Analisa Limpasan Permukaan Limpasan permukaan adalah bagian air yang sisa, setelah dikurangi bagian yang

meresap ke dalam tanah sebanyak sesuai dengan keadaan porous dan permeabilitas tanah. Semua cara untuk perkiraan limpasan permukaan (debit banjir) yang berdasarkan curah hujan lebat, dapat diklasifikasikan dalam 4 cara seperti berikut : a. cara dengan rumus empiris b. cara dengan rumus rasionil c. cara statistik atau kemungkinan d. cara dengan unit hidrograf 5.3.1. Rumus Empiris

58

Mk. Hidrologi JFK

Jika tidak terdapat data hidrologi yang cukup, maka perkiraan debit banjir dihitung dengan rumus-rumus empiris yang telah banyak dikemukakan. Cara dengan rumus empiris biasanya digunakan sebagai alat terakhir, yakni jika tidak terdapat data yang cukup atau digunakan untuk memeriksa hasil yang didapat dengan cara yang lain. Tabel 5.1. Rumus-rumus empiris yang digunakan No1

Pembuat Rumus

RumusQ=(10-70)A0,5 Qa=150A0,5 Qa=24,12A0,516

Catatanc.h sedang, A=3000160000km2 Hujan lebat, A=4003000 km2 A=15200000 km2 A=100012000 km2 A kurang dari 1000 km2

Nama NegaraPerancis

SatuanM

2

Perancis

M

3 4 5 Whistler Pangliaro

Jerman Itaila Italia

M M M

Qm={1.538/(A+259)+0,054}A Qm=2900h/(A+90) Qm=20000A0.5

6 7 8 9 10 11 12 13 Inglis Ryues Ryues Bransby Williams U.S Geological Myer Baird&McIllwraith

Q=7000A/(A+4) Q=675A0.67 Qa=560A0.67 Q=4600A0.52 Q=1400A0.476 Q=10000A0.5 Qm=131000A/(107+A)0.78

DPS bentuk kipas

New Zealand India India India Inggris USA

E E E E E E

A lebih dari 10 mil2 A=100024000mil2 Debit maks seluruh dunia bjr di

Australia

E

14 15

Baird&McIllwraith Fanning

Qm=222000A/(185+A)0,5 Q=200A5/6Qa : Debit banjir rata-rata (tahunan)

Australia USA

E E

Q & Qm ; Debit banjir maksimum Sumber : Hidrologi, Sosrodarsono S.

59

Mk. Hidrologi JFK

Data AWLR / Pengamatan peil scale

Pengukuran debit

Stage hydrograph H vs t

Rating curveH vs Q

Discharge hydrographQ vs t

Didapat beberapa debit puncak

Annual series

Partial series

Annual Exced. Series

Data debit maksimum Diurutkan Analisa cara statistik (S, x, Cv, Cs, CK)

Pemilihan jenis sebaran Plotting pada kertas prob.

Pengujian Sebaran yang dipilih/gambar pada kertas prob. Bisa dipakai

Banjir Rencana

Flowchart 5.1. Analisa Frekuensi Banjir

60

Mk. Hidrologi JFK

Hujan Rencana Menjadi Debit RencanaAnalisa frekuensi hujan Analisis data hujan jam-jaman dari penakar hujan otomatik Hujan rencana

Distribusi hujan jam-jaman

Hujan didistribusi jam-jaman

Rumus-rumus empiris

Model hidrologi

Parameter DAS

Parameter DAS Hydrograph satuan

Hydrograph hujan penyebab hidrograph

Hidrograph banjir

Debit rencana

Debit rencana

Debit rencana = debit puncak hidrograph (sudah termasuk aliran dasar)

Keterangan : Periode ulang banjir dianggap sama dengan periode ulang hujan

Flowchart 5.2. Hujan Rencana menjadi Debit Rencana

61

Mk. Hidrologi JFK

5.2.1. Rumus Rasionil a) Rumus Rasional Praktis Rumus ini adalah rumus yang tertua dan yang terkenal di antara rumus-rumus empiris. Rumus ini banyak digunakan untuk sungai-sungai biasa dengan daerah pengaliran hingga 50 km2= 5000 ha dan juga untuk perencanaan drainase pengaliran yang relatif sempit. Penerapan metode rasional pada DPS yang luasnya lebih dari 50 km2 adalah : Intensitas curah hujan merata di seluruh DPS untuk waktu curah hujan tertentu, Waktu hujan sama dengan waktu konsentrasi DPS, Puncak banjir dan intensitas hujan mempunyai kala ulang yang sama.

Bentuk umum rumus rasionil adalah sebagai berikut:

Q=Q f r A

1 f .r. A = 0,277. f .r. A 3,6

(5.5)

= debit banjir maksimum (m3/dt) = koefisien pengaliran/limpasan (lihat Lampiran 3.a) = intensitas curah hujan rata-rata selama waktu tiba dari banjir (mm/jam) = daerah pengaliran (km2)

b) Metode Melchior, der Weduwen dan Haspers (1) Metode Melchior Menurut Melchior, koefisien aliran berkisar antara 0,42 ; 0,52 dan 0,62. Nilai ini tergantung pada kemiringan tanah, vegetasi, keadaan tanah, temperatur, angin, penguapan dan lamanya hujan yang bersangkutan. Untuk perhitungan debit banjir dianjurkan = 0,52. Koefisien reduksi adalah perbandingan antara hujan rata-rata dan hujan maksimum yang terjadi di suatu daerah pengaliran pada waktu yang sama, dan dapat dihitung dengan rumus sebagai berikut :

f =

1970 3960 + 1720 0,12

(5.6)

Waktu konsentrasi ditentukan terlebih dahulu untuk mempercepat curah hujan maksimum dengan rumus :

tc =

1000 L 3600V

(5.7) (5.8)

V = 1,31 5 .q. f .I 2

63

Mk. Hidrologi JFK

I=

H 0,9 L

(5.9) (5.10)

Q maks = ..q. f Keterangan : tc L V f q H = waktu konsentrasi (jam) = panjang sungai (km) = kecepatan air rata-rata (m/dtk)

Qmaks = debit maksimum (m3/dtk) = koefisien aliran = koefisien reduksi = luas daerah pengaliran (km2) = hujan maksimum (m3/km2/dtk) = beda tinggi antara dasar sungai di mulut DPS dengan dasar sungai di titik 0,9 L ke arah hilir Maka T = 0,186.L.Q-0,2.i-0,4 (5.11)

(2) Metode der Weduwen Koefisien aliran dihitung dengan rumus :

= 1

4,1 .q + 7 t +1 f t +9 120 + f

(5.8)

Koefisien reduksi () dihitung dengan rumus :

=

120 +

(5.9)

Waktu konsentrasi tc dihitung dengan rumus : tc = 0,125L. Q-0,125.i-0,25 Hujan maksimum (q) dihitung dengan rumus : (5.10)

q=

67,65 t + 1,45

(5.11)

keterangan : t = 1/6 sampai dengan 12 jam f 100 km2 Pada penerapan metode Weduwen, pertama-tama ditentukan harga t perkiraan untuk menghitung harga ,kemudian harga q dan , kemudian hitung harga t perhitungan dengan persamaan sebagai berikut :

64

Mk. Hidrologi JFK

t=

0,475 xf 0,375 (q) 0,125 .I 0, 25

(5.12)

dengan ketentuan : Apabila harga t perkiraan belum sama dengan t perhitungan maka tentukan harga t yang lain, Apabila harga t perkiraan sudah sama dengan t perhitungan maka debit puncak banjirnya dapat dihitung.

(3) Metode Haspers Koefisien aliran () dihitung dengan rumus :

=

1 + 0,012. f 0, 7 1 + 0,075. f

(5.13)

Koefisien reduksi () dihitung dengan rumus :

1

= 1+

t + (3,7.10 0, 4t ) f 3 / 4 12 (t 2 + 15)

(5.14)

Waktu konsentrasi dihitung dengan rumus : tc = 0,1.L0,9.i-0,3 Hujan maksimum dihitung dengan rumus : (5.15)

q=

Rt 3,6.t

(5.16) (5.17)

Rt = R + Sx.U Keterangan : t q R Sx Sx R1 R2 U tm n m Rt = waktu curah hujan (jam) = hujan maksimum( m3/km2/dtk) = curah hujan maksimum rata-rata (mm) = simpangan baku =

R1 Ra R2 Ra + U2 U1

(5.18)

= hujan absolut maksimum ke 1 = hujan absolut maksimum ke 2 = variable simpangan untuk kala ulang T tahun (Lihat Lampiran 3.b) = (n+1)/m = jumlah tahun pengamatan = rank (1 dan 2) = curah hujan dengan kala ulang T tahun (mm) (5.19)

65

Mk. Hidrologi JFK

Berdasarkan Haspers ditentukan : a. Untuk t < 2 jam

Rt =

t.R24 t + 1 0,0008(260 R24 )(2 t ) 2

(5.20)

b. Untuk 2 jam < t < 19 jam

Rt =

t.R24 t +1

(5.21)

c. Untuk 19 jam < t < 30 hari

Rt = 0,707.R24 t + 1Contoh :

(5.22)

Pada suatu pos duga air sungai, dengan luas DPS 50 km2 mempunyai aliran puncak banjir dengan tinggi muka air 2,50 m. Puncak banjir tersebut terjadi pada curah hujan maksimum yang tercatat pada 4 lokasi pos penakar curah hujan otomatis sebesar 140, 142, 132, dan 146 mm. Panjang sungai utama 12,5 km dengan kemiringan sungai 0,071. Hitung debit puncak banjir dengan cara Melchior, Weduwen, dan Haspers! Penyelesaian : a. Melchior Luas DPS, f Luas elips,F (1/4..f.b) = 50 km2 = 82 km2 ( b = sumbu pendek 2/3 dari sumbu panjang) Kemiringan,I Koefisien aliran, Koefisien reduksi, Curah hujan maksimum rata-rata Prosedur hitungan : Asumsi besarnya curah hujan maksimum sehari q1 = 10,9 m3/km2/dtk Kecepatan aliran rata-rata, V = 1,31. 5 0,92.10,9.50.0,0712 = 1,57 m/dt Waktu konsentrasi, t c = = 0,071 = 0,52 = 0,92 = 140 mm

10 x12,5 = 2,2 jam 36 x1,57

Lihat lampiran 3.c. didapatkan prosentase 43% dari perbandingan luas elips dan lama curah hujan, sehingga : Rt = 0,43.R24

66

Mk. Hidrologi JFK

q=

.R24 maks36.t

=

0,43.200 36.2,2Q1 = .q.f. (Rrata-rata/R24maks) Q1 = 0,52 x 10,9 x 50 x (140/200)= 182 m3/dt

= 10,9 m3/km2/dt cocok dengan asumsi di atas Debit puncak banjir =

b. Weduwen Pertama kita asumsikan t = 2,94 maka ,

120 + Harga koefisien reduksi, = Harga curah hujan maksimum, q = Harga koefisien aliran, = 1 t=

3,94 50 11,94 = 0,80 170 67,65 = 15,4 2,94 + 1,45

4,1 = 0,79 0,80 x15,4 + 7

0,476 x50 0,375 = 3,00 jam (kurang 0,06 jam3,6 menit (0,79 x0,80 x15,4) 0,125 .(0,071) 0, 25

untuk mendekati 2,94 jam, berarti tidak sama tperkiraan dengan tperhitungan). Namun karena selisihnya hanya 3,6 menit maka dianggap untuk kasus ini sudah memenuhi. Jadi debit puncak banjirnya : Q = ..q.f Q = 0,79 x 0,80 x 15,4 x 50 x c. Haspers Hitung besar koefisien aliran , =

140 = 340,648 m3/dt 200

1 + (0,012 x50 0, 7 ) = 0,55 1 + (0,075 x50 0,7 )

Hitung waktu konsentrasi, t = 0,1 x 12,50,8 x 0,071-0,3 = 1,65 jam Harga koefisien reduksi, Jadi = 0,83 Curah hujan selama t jam untuk t = 1,65 jam,

1

= 1+

1,65 + (3,7 x10 0, 4 x1, 65 ) 50 3 / 4 x = 1,20 12 1,65 2 + 15

Rt =

1,65 x140 = 87,66mm 1,65 + 1 (0,0008(260 140)(2 1,65) 2 )

Rt = 0,63 R24

67

Mk. Hidrologi JFK

Curah hujan maksimum

q=

87,6 = 14,7 m 3 / km 2 / dt 3,6 x1,65

Debit puncak banjir Q = 0,55 x 0,83 x 14,7 x 50 = 336 m3/dt (Perhitungan bisa pula dilakukan dengan tabel pada Lampiran 3.d)

Tabel 5.2. Debit maksimum hasil perhitungan beserta unsure-unsurnya Unsur t

Melchior0,52 0,92 2,2 jam 0,43 10,9 m3/km2/dt 182 m3/dt

Weduwen0,79 0,80 2,94 jam 0,68 15,4 m3/km2/dt 340,648 m3/dt

Haspers0,55 0,83 1,65 jam 0,63 14,7 m3/km2/dt 336 m3/dt

Rt R24q Q

5.2.2. Cara Statistik atau Kemungkinan Sebelum analisa limpasan dengan cara hidrograf satuan dikembangkan, penelitian banjir telah dilakukan dengan cara statistik dan cara kemungkinan yang banyak digunakan orang. Cara ini telah digunakan sebelum cara hidrograf satuan

diterapkan. Cara ini sangat teoritis dan mempunyai suatu keuntungan yang besar sebagai cara peramalan yang berdasarkan data-data yang lalu. Salah satu cara adalah Metode Institute of Hydrology Wallingford (IOH).

5.2.3.

Cara Unit Hidrograf Cara ini dapat diterapkan pada : daerah-daerah pengaliran yang kurang dari 25 km2 sampai daerah pengaliran sebesar 5.000 km2. daerah pengaliran yang lebih besar dari 5.000 km2 cara ini dapat juga digunakan jika telah dibuatkan hidrograf satuan yang bersangkutan dengan corak curah hujan dalam daerah pengaliran itu. anak-anak sungai utama dalam daerah pengaliran yang lebih besar dari 20.000 km2. Untuk membuat hidrograf banjir pada sungai-sungai yang tidak ada atau sedikit sekali dilakukan observasi hidrograf banjirnya, maka perlu dicari karakteristik atau parameter daerah pengaliran tersebut terlebih dahulu, misalnya untuk mencapai puncak hidrograf, lebar dasar, luas, kemiringan, panjang alur terpanjang, koefisien

68

Mk. Hidrologi JFK

limpasan dan sebagainya. Ada 2 macam hidrograf satuan sintetik yang akan dibahas pada buku ini yakni : a. Hidrograf satuan sintetik SNYDER Rumus yang digunakan di Indonesia adalah:

t p = Ct .( L.Lc ) n te =

(5.23) (5.24)

p5,5

Hubungan te, tp, tr dan Tp adalah sebagai berikut :

-

Bila te > tr maka tp = tp (te tr) sehingga Tp = tp + 0.5 Bila te < tr maka Tp = tp + 0.5 qp = 0.278 qp Qp tp Tp

Cp Tp

dan Qp = qp A untuk hujan 1 mm/jam.

= puncak hidrograf satuan (m3/dtk/mm/km2) = debit puncak (m3/dtk/mm) = waktu antara titik berat curah hujan hingga puncak (time lag) dalam jam. = waktu yang diperlukan antara permulaan hujan hingga mencapai puncak hidrograf.

Snyder hanya membuat rumus empirik untuk menghitung debit puncak Qp dan waktu yang diperlukan untuk mencapai puncak dari suatu hidrograf saja, sehingga untuk mendapatkan lengkung hidrografnya memerlukan waktu untuk mengkalibrasi parameter-parameternya. Untuk mempercepat pekerjaan tersebut diberikan rumus ALEXEJEV, yang memberikan bentuk hidrograf satuannya. Persamaan ALEXEJEV adalah sebagai berikut : 1). Q = f(t) 2). Y =

Q t dan X = Qp Tpa

(1 x ) 2x

3). Y = 10

dengan a diperoleh dari persamaan berikut ini :

=

Q p .Tp h. A(5.25)

dan h = tinggi hujan = 1 mm a = 1,32.2 + 0,15. + 0,045 Untuk menghitung kehilangan dimasukkan rumus HORTON, yaitu : fp = fc + (fo fc ) e-kt (5.26)

69

Mk. Hidrologi JFK

Dengan : fp = daya infiltrasi pada saat t f0 = daya infiltrasi mula fc = nilai akhir f k = konstanta e = bilangan alam = 2,718218 Untuk mendapatkan fp, f0, dan k dilakukan kalibrasi. fp tergantung pada tinggi curah hujan, sedangkan f0 akan mempunyai nilai yang berbeda untuk masing-masing keadaan banjir. Dalam beberapa pengujian untuk beberapa buah sungai di Pulau Jawa, ternyata bahwa persamaan-persamaan Snyder menunjukkan penyimpangan yang besar, baik dalam besaran waktu capai puncak maupun debit puncak. Hal ini dapat dipahami karena memenag cara ini mengandung koefisien empirik yang dikembangkan di daerah Appalachian di Amerika yang kurang sesuai dengan keadaan di Indonesia.

b. Hidrograf satuan sintetik NAKAYASU Rumus yang digunakan adalah :

Qp =dengan Qp R0 Tp

C. A.R0 3,6.(0,3.Tp + T0,3 )

(5.27)

= debit puncak banjir (m3/dt) = hujan satuan (mm) = tenggang waktu (time lag) dari permulaan hujan sampai puncak banjir (jam)

T0,3 = waktu yang diperlukan oleh penurunan debit, dari puncak sampai menjadi 30% dari debit puncak

t Qa = Q p T dengan Qa t

2, 4

(5.28)

= limpasan sebelum debit puncak = waktu (jam)

Bagian lengkung turun (decreasing limb)

70

Mk. Hidrologi JFK

0,8tr tg Lengkung naik Lengkung turun

Qp 0,3 Qp

0,32 Qp t

Tp

T0,3

1,5 T0,3

Gambar 5.2. Grafik Hidrograf Nakayasut T p

Qd > 0,3. Qp

: Qd = Q p .0,3

T0 , 3

t T p + 0 , 5T0 , 3

0,3.Qp > Qd > 0,3.Qp : Qd = Q p .0,3 0,3 Qp > Qd Tenggang waktu Untuk L < 15 km L > 15 km L = panjang alur sungai (km) tg= waktu konsentrasi (jam) tr = 0,5 tg sampai tg T0,3 = . tg Untuk2

1, 5T0 , 3

t T p +1, 5T0 , 3

: Qd = Q p .0,3 T = tg + 0,8. tr

2T0 , 3

t = 0,21. L0,7 t = 0,4 + 0,058 L

(5.29)

Daerah pengaliran biasa = 2. Bagian naik hidrograf yang lambat dan bagian menurun yang cepat = 1,5. Bagian naik hidrograf yang cepat dan bagian yang menurun yang lambat = 3.

71

Mk. Hidrologi JFK

Contoh : Luas daerah pengaliran suatu sungai sampai ke pelepasannya (outlet) adalah 2400 km2. Panjang L = 75 km. Hujan efektif dalam daerah pengaliran adalah sebagai berikut : t = 1 20 2 40 3 10 jam mm/jam

Hujan=

Penyelesaian : L tr Tp T0,3 Qp = 75 km > 15 km maka tg = 0,4 +0,058 x 75 = 4,75 jam = diambil 0,75 x tg = 3,56 jam = tg + 0,8 x tr = 4,75 + 0,8 x 3,56 = 7,6 jam = a. tg = 2 x 4,75 = 9,50 jam =

A.R0 2400.1 = 3,6(0,3T p + T0,3 ) 3,6(0,3 x7,6 + 9,5)

= 56,69 m3/dt Perhitungan selanjutnya dilakukan pada Tabel 5.3. berikut ini : 0 t Tp

t Qa =Qp T p

2, 4

t = 56,69 2,4 7,6 t T p T0 , 3

Tp t (Tp + T0,3)

Qd 1 = Q p x0,3

= 56,69 x0,3

t 7,6 9,5

t T p + 0 , 5T0 , 3

t 2 ,85

(Tp + T0,3) t (Tp + T0,3 + 1,5. T0,3) t (Tp + T0,3 + 1,5.T0,3)

Qd 2 = Q p x0,3t T p +1, 5.T0 , 3 2.T0 , 3

1, 5.T0 , 3

= 56,69 x0,3 14, 25t + 6 , 65 19

Qd 3 = Q p x0,3

= 56,69 x0,3

Dengan memberikan nilai t dalam kolom 1 maka akan didapat nilai-nilai Q dalam kolom 2 pada Tabel 5.3 dengan menggunakan rumus-rumus yang telah dimasukkan nilai-nilai Qp. Tp, dan T0,3 yang merupakan variable tunggal t saja.

72

Mk. Hidrologi JFK

Tabel 5.3. Tabulasi perhitungan data dengan Metode Nakayasut (jam) 0 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17 18 19 20 21 22 23 24 25 26 27 28 29 30 31 32 33 34 35 U(t,1) (m3/dt) 0 0.4361 2.3016 6.0904 12.1478 20.7530 32.1453 46.5360 53.8878 47.4734 41.8226 36.8444 32.4587 28.5951 25.1913 22.1928 19.5511 17.2239 15.7617 14.4847 13.3112 12.2327 11.2417 10.3309 9.4939 8.7247 8.0178 7.3683 6.7713 6.2227 5.7185 5.2552 4.8962 4.5956 4.3134 4.0486 Akibat hujan 40 10 (m3/dt) (m3/dt) 0 0 0 8.72 0 0 46.03 17.44 0 121.81 92.06 4.36 242.96 243.62 23.02 415.06 485.91 60.90 642.91 830.12 121.48 930.72 1285.81 207.53 1077.76 1861.44 321.45 949.47 2155.51 465.36 836.45 1898.94 538.88 736.89 1672.90 474.73 649.17 1473.77 418.23 571.90 1298.35 368.44 503.83 1143.80 324.59 443.86 1007.65 285.95 391.02 887.71 251.91 344.48 782.04 221.93 315.23 688.96 195.51 289.69 630.47 172.24 266.22 579.39 157.62 244.65 532.45 144.85 224.83 489.31 133.11 206.62 449.67 122.33 189.88 413.24 112.42 174.49 379.76 103.31 160.36 348.99 94.94 147.37 320.71 87.25 135.43 294.73 80.18 124.45 270.85 73.68 114.37 248.91 67.71 105.10 228.74 62.23 97.92 210.21 57.19 91.91 195.85 52.55 86.27 183.82 48.96 80.97 172.54 45.96

20 (m3/dt)

Total 0 8.72 63.47 218.23 509.59 961.88 1594.50 2424.06 3260.65 3570.34 3274.27 2884.52 2541.17 2238.69 1972.22 1737.46 1530.65 1348.45 1199.70 1092.40 1003.23 921.95 847.26 778.61 715.53 657.56 604.28 555.33 510.33 468.99 430.99 396.07 365.32 340.31 319.05 299.46

Ket

Qa

Qd1

Qd2

Qd3

Hasil perhitungan tersebut di atas dapat digambarkan seperti berikut :

73

Mk. Hidrologi JFK

Hidrograf Satuan Nakayasu4000 3500

debit Q (m3/dtk)

3000 2500 2000 1500 1000 500 0 0 5 10 15 20 25 30 35 40

40 mm/jam 20 mm/jam 10 mm/jam total

waktu t (jam)

Gambar 5.3. Grafik Hidrograf Nakayasu

C. Penutup

Soal-Soal

1. Sebut dan jelaskan faktor-faktor yang mempengaruhi limpasan ! 2. Sebut dan jelaskan beberapa pola aliran yang ada di Indonesia ! 3. Sebut dan jelaskan bentuk daerah aliran sungai! 4. Apa yang anda ketahui tentang sungai bentuk meander dan braided? Jelaskan ! 5. Diketahui data-data sebagai berikut : - Luas DPS - Panjang sungai - Kemiringan = 48 km2 = 13 km = 0,0075

- Curah hujan maksimum = 145 mm Hitunglah debit banjir (Q) dengan metode Melchior, Weduwen, dan Haspers ! 6. Luas daerah pengaliran suatu sungai sampai ke pelepasannya (outlet) adalah 2500 km2. Panjang L = 75 km. Hujan efektif dalam daerah pengaliran adalah sebagai berikut :

74

Mk. Hidrologi JFK

t

=

1 25

2 50

3 30

jam mm/jam

Hujan =

Buatlah grafik hidrograf satuan sintetik Nakayasu !

Daftar Pustaka

Gupta,Ram S., 1989, Hydrology and Hydraulic Systems, Prentice Hall, New Jersey

Joesron Loebis, 1992, Banjir Rencana untuk Bangunan Air, Departemen Pekerjaan Umum, Jakarta

Raudkivi,Arved J.,1979, Hydrology, Pergamon Press,New York

Soemarto,C.D, 1999, Hidrologi Teknik, Erlangga, Jakarta

Soewarno, 1995, Hidrologi (Aplikasi Metode Statistik untuk Analisa Data),Nova, Bandung

Sri Harto Br., 1993, Analisis Hidrologi, PT. Gramedia Pustaka Utama, Jakarta

Sosrodarsono,2003, Hidrologi untuk Pengairan, Departemen Pekerjaan Umum dan Tenaga Listrik

75

Mk. Hidrologi JFK

BAB VI. AIR TANAHA. Pendahuluan Dalam bab ini akan dipelajari pengetahuan dasar tentang air tanah, keadaan air tanah, pergerakan air tanah, jenis air tanah, kerugian akibat pemanfaatan air tanah, konservasi air tanah dan besarnya air yang keluar. Bab ini berhubungan dengan bab-bab yang terdahulu, khusunya bab III tentang infiltrasi dan perkolasi. Tujuan yang hendak dicapai (TIK) pada bab ini adalah mahasiswa akan dapat : a. Menjelaskan pengertian air tanah dengan benar. b. Menjelaskan kerugian akibat pemanfaatan air tanah dengan benar. c. Menjelaskan konservasi air tanah dengan baik d. Menganalisis kapasitas aliran air tanah berdasarkan contoh soal dengan benar. B. Penyajian

6.1. Pengertian Air Tanah Air tanah adalah air yang terkandung dalam pori-pori atau retak-retak tanah/batuan di bawah permukaan tanah.

Garis pizometrik ArtesisMuka air tanah bebas

Aquifer bebas

Lapisan kedap (impermeable)

Aquifer tertekan

Gambar 6.1. Corak dari permukaan air tanah

76

Mk. Hidrologi JFK

Aliran air tanah pada lapisan pembawa air tersebut mengalir dari tempat yang mempunyai kedudukan lebih tinggi ke arah yang lebih rendah. Muka air tanah bebas umumnya mengikuti kenampakan dari permukaan tanah (topografi).

Beberapa istilah tentang Air Tanah Aquifer adalah suatu lapisan tanah/formasi batuan pembawa air tanah. Lapisan tanah/batuan tersebut tersusun sedemikian rupa sehingga dapat menyimpan air dalam jumlah yang signifikan. Misalkan : lapisan pasir, kerikil, batu pasir, batu gamping yang mempunyai rekah-rekah. Lapisan kedap air adalah formasi batuan yang bisa menyimpan air tanah tetapi tidak dapat mengalirkan air tanah dalam jumlah yang berarti. Misalkan : lempung, lumpur, fur halus. Aquifuge adalah formasi batuan kebal air yang tidak mengandung dan mengalirkan air tanah. Misalkan : batu granit dan batu beku. Hidrogeologi adalah ilmu yang mempelajari tentang air tanah dan menekankan pada geologi. Geohidrologi adalah ilmu yang mempelajari air tanah yang menekankan pada hidrologi.

6.1.1.

Jenis Aquifer Ada 2 jenis aquifer : a. Aquifer bebas (unconfined aquifer) : terdapat pada bagian atas lapisan kedap dan disebut juga air tanah dangkal. b. Aquifer tertekan (confined aquifer) : lapisan yang biasanya te

rekayasa hidrologi

Documents