UNIVERSITAS PANCASILA

2015

HIDROLOGI Dwi Ariyani, ST.MT

2015

B U A T K A L A N G A N S E N D I R I

DAFTAR ISI

DAFTAR ISI ........................................................................................................... ii DAFTAR TABEL .................................................................................................. iv DAFTAR GAMBAR .............................................................................................. v BAB 1 PENDAHULUAN ................................................................................ 1

1.1. Umum ........................................................................................................ 1 1.2. Common Unit ............................................................................................ 1 1.3. Distribusi Air di Bumi ............................................................................... 2

BAB 2 SIKLUS HIDROLOGI ......................................................................... 3 2.1. How to Hydrological Cycle in The Earth .................................................. 3 2.2. Latihan ....................................................................................................... 5

BAB 3 HYDROMETEOROLOGY .................................................................. 7 3.1. Iklim dan Cuaca ......................................................................................... 7 3.2. Latihan ....................................................................................................... 9

BAB 4 LIMPASAN HUJAN DAN HIDROMETRI ...................................... 10 4.5 Tipe Sungai .............................................................................................. 11 4.6 Jenis Aliran .............................................................................................. 14 4.7 Pengukuran Debit Secara Langsung ........................................................ 15 4.8 Rumus Geometri ...................................................................................... 18 4.9 Latihan ..................................................................................................... 18

BAB 5 CATCHMENT AREA ........................................................................ 20 5.1. Definisi .................................................................................................... 20

BAB 6 PRECIPITATION ............................................................................... 22 6.1. Definisi .................................................................................................... 22 6.2. Alat Penakar Hujan .................................................................................. 23 6.3. Latihan ..................................................................................................... 26 6.4. Pengelolahan Data Hujan ........................................................................ 27 6.4.1. Data Hujan yang Hilang .......................................................................... 27 6.4.2. Latihan ..................................................................................................... 28 6.4.3. Uji Konsisitensi Data ............................................................................... 29 6.4.4. Latihan ..................................................................................................... 31 6.4.5. Curah Hujan Wilayah .............................................................................. 31 6.4.6. Latihan ..................................................................................................... 35 6.4.7. Curah Hujan Efektif ................................................................................. 35 6.4.8. Latihan ..................................................................................................... 36

BAB 7 EVAPOTRANSPIRASI ..................................................................... 37 7.1. Metode Penman Modifikasi ..................................................................... 38 7.2. Metode Blaney Cridle .............................................................................. 41 7.3. Latihan ..................................................................................................... 45

BAB 8 BANJIR RENCANA .......................................................................... 46 8.1. Kala Ulang ............................................................................................... 46 8.2. Perhitungan Curah Hujan Rencana (Hujan Rancangan) ......................... 48 8.2.1. Perhitungan Dispersi................................................................................ 48 8.2.2. Pemilihan Jenis Sebaran .......................................................................... 49 8.2.3. Uji Kesesuaian Distribusi ........................................................................ 54 8.3. Distribusi Hujan Jam-jaman .................................................................... 57

8.4. Debit Banjir Rencana ............................................................................... 60 8.4.1. Debit Banjir Rencana Metode Nakayasu ................................................. 60 8.4.2. Debit Banjir Rencana Metode Gamma I ................................................. 63 8.5. Latihan ..................................................................................................... 67

BAB 9 DEBIT ANDALAN ............................................................................ 68 9.1. Metode Mock ........................................................................................... 68 9.2. Latihan ..................................................................................................... 69

DAFTAR PUSTAKA ........................................................................................... 70

DAFTAR TABEL

Tabel 1.1. Distribusi jumlah air di bumi (chow, et al., 1988) ................................ 2

Tabel 6.1. Nilai Q/n0,5 dan R/n0,5 .......................................................................... 30

Tabel 7.1. Hubungan suhu (t) dengan nilai ea (mbar, w, (1-w) dan f(t) .............. 43

Tabel 7.2. angka koreksi Penmann ...................................................................... 44

Tabel 7.3. Besaran nilai angot (Ra) dalam evaporasi ekivalen dalam hubungannya

dengan letak lintang (mm/hari) (untuk daerah Indonesia, antara 50LU sampai

100LS) ................................................................................................................... 44

Tabel 8.1. Kriteria pemilihan kala ulang banjir rancangan ................................... 47

Tabel 8.2. criteria pemilihan banjirrancangan sebagai control kapasitas pelimpah

berdasarkan hazard clasification .......................................................................... 47

Tabel 8.3. Nilai Koefisien Untuk Distribusi Normal ............................................ 50

Tabel 8.4. Tabel Reduced Mean (Yn) ................................................................... 51

Tabel 8.5. Tabel Reduced Standart Deviasi (Sn) .................................................. 51

Tabel 8.6. Tabel Reduced Variasi (Yt) ................................................................. 51

Tabel 8.7. nilai DCR ............................................................................................... 55

Tabel 8.8. Nilai Kritis (Dcr) untuk Uji Smirnov Kolmogorov ............................. 56

Tabel 8.9. Lengkung Hidograf Nakayasu ............................................................. 62

DAFTAR GAMBAR

Gambar 1.1. Siklus Hidrologi ................................................................................. 1

Gambar 2.1. distribusi air hujan .............................................................................. 5

Gambar 4.1. Zona Sungai ..................................................................................... 11

Gambar 4.2. Bentuk Marfologi Sungai ................................................................. 12

Gambar 4.3. Profil Distribusi Air .......................................................................... 15

Gambar 5.1. Catchment Water Balance ................................................................ 20

Gambar 6.1. Penakar Hujan Manual ..................................................................... 25

Gambar 6.2. Alat Penakar Hujan Otomatis ........................................................... 26

Gambar 6.3. Daerah Poligon (a 1, a2, a3, a4) yang dibatasi garis putus-putus pada

wilayah A .............................................................................................................. 33

Gambar 7.1. Major Climatic Factor Influencing Corp Water Need ..................... 37

Gambar 8.1. Gambar Hidograf satuan sintetik Gamma -1 ( Triatmodjo, 2008) ... 63

Gambar 8.2. Sketsa Penentapan WF ( Triatmodjo, 2008) .................................... 64

Gambar 8.3. Sketsa Penentapan RUA ( Triatmodjo, 2008) .................................. 64

1

BAB 1

PENDAHULUAN

1.1. Umum

Air merupakan hal yang sangat penting bagi eksistensi umat manusia,

seiring dengan peningkatan populasi di bumi dan meningkatnya kepadatan

penduduk menyebabkan kebutuhan akan air terus bertambah baik itu di bidang

pertanian dan industry, dan doomestik. Hal ini menjadi faktor penyebab

tingkat kekritisan jumlah air di berbagai daerah.

Gambar 1.1. Siklus Hidrologi

1.2. Common Unit

. Debit pada aliran dan sungai selalu dinyatakan dalam cubic metres

per second (m3/second) atau cubic feet per second (cfs). Pengukuran volume

dinyatakan dalam cubic meter, gallons dan liter,curah hujan selalu dinyatakan

dalam inch atau millimeter (mm). laju curah hujan dinyatakan dalam inchi

atau centimeter per jam. Laju evaporasi, transpirasi dan infiltrasi dinyatakan

dalam millimeter/hari atau bisa dinyatakan dalam periode tertentu.

Beberapa unit satuan dalam hydrologi :

2

1 inch = 0,254 meter = 25.4 mm

1 foot = 0,3048 meter

1 gallon = 0,003785 m3

1 mile = 1,609 km

1.3. Distribusi Air di Bumi

Estimasi jumlah total air yang ada dibumi dapat dilihat pada tabel 1,

dapat dilihat bahwa jumlah ketersediaan air terbesar adalah air laut yaitu 96,5

%, air tawar hanya 2,5 % dan sebagian besar berupa es.

Tabel 1.1. Distribusi jumlah air di bumi (chow, et al., 1988)

3

BAB 2

SIKLUS HIDROLOGI

2.1. How to Hydrological Cycle in The Earth

Hidrologi adalah ilmu tentang air yang ada di bumi, yaitu keterdapatannya,

sifat-sifat fisis dan kimiawinya, sirkulasi dan penyebarannya, serta reaksinya

terhadap lingkungan, termasuk hubungannya dengan kehidupan.

Focus dari hidrologi adalah kejadian dan pergerakan air baik di permukaan

maupun di bawah permukaan bumi. Yang merupakan pergerakan secara terus

menerus dari satu bentuk ke bentuk lain atau pergerakan dari suatu lokasi

storage ke yang lain, akan tetapi jumlah air yang tinggal di permukaan dan

dibawah permukaan tetap. System ini disebut sisten tertutup yang tidak

mempunyai permulaan dan akhiran, karenanya ini disebut siklus hidrology.

Energy yang digunakan untuk menjalankan siklus ini adalah solar radiation

(radiasi matahari )

4

Dalam daur hidrologi komponen masukan utama berupa air hujan, air

hujan yang jatuh di permukaan akan tertahan sementara di sungai, danau, dalam

tanah sehingga dapat dimanfaatkan oleh manusia. (Asdak, 1995). Konsep siklus

hidrologi merupakan hal yang sangat penting, karena air (baik air permukaan

maupun air tanah) bagian dari siklus hidrologi. Siklus hidrologi dimulai dengan

terjadinya panas matahari yang sampai pada permukaan bumi, sehingga

menyebabkan penguapan. Akibat penguapan ini terkumpul massa uap air, yang

dalam kondisi atmosfer tertentu dapat membentuk awan. Akibat dari berbagai

sebab klimatologi awan tersebut dapat menjadi awan yang potensial menimbulkan

hujan. Sebagian air hujan tersebut akan tertahan oleh butiran-butiran tanah,

sebagian akan bergerak dengan arah horisontal sebagai limpasan (run off),

sebagian akan bergerak vertikal ke bawah sebagai infiltrasi, sebagian kecil akan

kembali ke atmosfer melalui penguapan. Air yang terinfiltrasi ke tanah mula-mula

akan mengisi pori-pori tanah sampai mencapai kadar air jenuh. Apabila kondisi

tersebut telah tercapai, maka air tersebut akan bergerak dalam dua arah, arah

horisontal sebagai interflow dan arah vertikal sebagai evaporasi dan

evapotranspirasi akibat adanya energi panas matahari dapat menyebabkan air yang

ada di permukaan, dalam vegetasi, dalam lengas tanah serta laut mengalami

penguapan dan menjadi uap air di atmosfer yang akan menyebabkan terjadinya

hujan. Uap air yang jatuh sebagai hujan akan menempati ruang-ruang

dipermukaan. Air hujan sebagian akan menjadi aliran permukaan (runoff),

meresap kedalam tanah (infiltrasi), tertahan pada vegetasi, dan langsung pada

tubuh air (sungai/laut).

5

Gambar 2.1. distribusi air hujan

Air hujan yang ada di permukaan akan mengalir sesuai dengan

topografi dari tempat yang tinggi menuju pada tempat yang rendah. Aliran

permukaan tersebut ada yang mengalir secara bebas (overlandflow) dan

mengalir secara langsung (runoff). Apabila pada permukaan terdapat suatu

cekungan maka aliran air akan tertampung sementara untuk kemudian

mengalir pada system sungai menuju ke hilir/laut. Air permukaan yang

melalui peresapan ke dalam tanah (infiltrasi) sebagian akan menjadi aliran

antara dan sebagian yang ter-perkolasi akan menjadi air tanah

2.2. Latihan

1. jelaskan secara kualitatif bagaimana siklus hidrologi terjadi di bumi?

2. jelaskan apa yang dimaksud dengan evapotranspirasi, dan fungsi dari

evapotranspirasi didalam analisa hidrologi?

6

3. jelaskan kenapa ketersediaan air di bumi semakin berkurang dari waktu

ke waktu, apa kaitannya dengan siklus hidrologi?

4. jelaskan apa yang dimaksud dengan

a. Precipitation?

b. Run Off

c. infiltration

d. sub surface flow

e. direct run off/strom flow

f. base flow

g. perkolasi

h. interflow

i. ground water

j. transpirasi

k. evaporasi

7

BAB 3

HYDROMETEOROLOGY

Hydrometeorology merupakan ilmu yang mempelajari tentang

atmospheric process, yang berpengaruh pada karakter hidrologi di suatu wilayah.

Udara terdiri dari bermacam-macam gas, yaitu :

- Nitrogen (78 %)

- Oxygen (21 %)

- Inert gas (1 %)

Bentuk dari variable diatas bisa berupa padat, cair atau gas. Air termasuk

ke dalam variable pengisi udara/atmosphere, yang jumlahnya 4% di atmosphere,

humidity atau kelembaban merupakan bentuk air yang berada di atmosfer dalam

bentuk gas. Air, ozon (O3) dan karbon dioxide (CO2) berada di atmosphere

dengan proporsi yang bervariasi.

3.1. Iklim dan Cuaca

- CUACA adalah Keadaan atmosfer secara keseluruhan pada suatu saat

termasuk perubahan, perkembangan dan menghilangnya suatu fenomena

(World Climate Conference, 1979). Keadaan variable atmosfer secara

keseluruhan disuatu tempat dalam selang waktu yang pendek (Glen T.

Trewartha, 1980). Keadaan atmosfer yang dinyatakan dengan nilai

berbagai parameter, antara lain suhu, tekanan, angin, kelembaban dan

berbagai fenomena hujan, disuatu tempat atau wilayah selama kurun

waktu yang pendek (menit, jam, hari, bulan, musim, tahun) (Gibbs, 1987)

Ilmu yang mempelajari seluk beluk tentang cuaca disebut meteorologi

- IKLIM adalah Kejadian cuaca selama kurun waktu yang panjang, yang

secara statistik cukup dapat dipakai untuk menunjukkan nilai statistik yang

berbeda dengan keadaan pada setiap saatnya (World Climate Conference,

1979). Konsep abstrak yang menyatakan kebiasaan cuaca dan unsur-unsur

atmosfer disuatu daerah selama kurun waktu yang panjang (Glenn T.

8

Trewartha, 1980). Peluang statistik berbagai keadaan atmosfer, antara

lain suhu, tekanan, angin kelembaban, yang terjadi disuatu daerah selama

kurun waktu yang panjang (Gibbs,1987). Ilmu yang mempelajari seluk

beluk tentang iklim disebut klimatologi.

- UNSUR YANG BERPENGARUH Temperatur, Tekanan, Kelembaban,

Curah Hujan

- TEKANAN UDARA Besarnya tekanan udara di setiap tempat pada suatu

saat berubah-ubah. Makin tinggi suatu tempat dari permukaan laut, makin

rendah tekanan udaranya. Garis khayal dalam peta yang menghubungkan

tempat- tempat yang mempunyai tekanan udara sama disebut isobar.

- ANGIN Ada beberapa hal penting yang perlu diketahui tentang angin

antara lain : Kecepatan Angin, kecepatan angin dapat diukur, dengan

suatu alat yang disebut Anemometer Kekuatan Angin, Arah Angin

- KELEMBABAN UDARA Kelembaban udara adalah banyaknya uap air

yang terkandung dalam massa udara pada saat dan tempat tertentu. Alat

untuk mengukur kelembaban udara disebut psychrometer atau hygrometer

Kelembaban udara dapat dibedakan menjadi : Kelembaban mutlak atau

kelembaban absolut, yaitu kelembaban yang menunjukkan berapa gram

berat uap air yang terkandung dalam satu meter kubik (1 m3) udara

Kelembaban nisbi atau kelembaban relatif, yaitu perbandingan

antara uap air di udara dan berapa banyak udara dapat menahannya pada

suhu tertentu, missal, pada kelembaban relative 65%, udara mempunyai 65

% uap air yang dapat ditahan pada suhu tertentu, jika kelembaban relative

100 % udara dikatakan jenuh. Jika uap air melebihi kondisi jenuh , akan

terbentuk awan dank abut. Awan terbentuk jika kelembaban naik akibat

perbedaan ketinggian di daerah pegunungan, pada saat udara dingin

bersinggungan dengan uap air, atau jika udara hangat naik ke daerah yang

lebih dingin.

9

3.2. Latihan

1. Jelaskan apa yang dimaksud dengan hydrometeorology ?

2. Komponen-komponen apa saja dalam hydrometeorology yang paling

berpengaruh terhadap analisa hidrologi ? jelaskan ?

3. Apa yang dimaksud dengan kelembaban relative (RH) ?

4. Jelaskan proses terjadinya hujan?

5. Apa pengaruh perubahan iklim terhadap siklus hidrlogi dan terhadap

sumber daya air di bumi?

10

BAB 4

LIMPASAN HUJAN DAN HIDROMETRI

Air aliran permukaan atau run off adalah bagian dari curah hujan yang

mengalir di atas perkaan tanah yang menuju ke sungai, danau dan lautan.

Sebagian dari air tidak sempat meresap ke dalam tanah dan oleh karena itu

mengalir menuju kedaerah yang lebih rendah. Ada pula air yang telah masuk

kedalam tanah kemudian keluar lagi karena tanah telah jenuh terhadap air dan

mengalir ke tempat yang lebih rendah.

Limpasan akibat hujan ini dapat terjadi dengan cepat dan dapat pula

setelah beberapa jam setelah terjadinya hujan. Lama waktu kejadian hujan

puncak dan aliran puncak sangat dipengaruhi oleh kondisi wilayah tempat

jatuhnya hujan. Makin besar perbedaan waktu kejadian hujan puncak dan

debit puncak, makin baik kondisi wilayah tersbut dalam menyimpan air di

dalam tanah.

Debit aliran merupakan komponen yang paling diperhatikan dalam

analisis banjir. Pada sebagian besar studi hidrograf analisis tidak dilakukan

dengan melakukan pemisahan seperti diatas tetapi analisis dilakukan dengan

memisahkan aliran cepat (Quickflow) dan aliran lambat (baseflow): aliran air

pada musim kemarau ketika tidak ada curah hujan yang ikut membentuk debit

aliran.

Ada juga beberapa faktor yang mempengaruhi distribusi run off pada

musim hujan antara lain

1. Faktor Meteorologi

a. Faktor Presipitasi: tipe, intensitas, durasi, distribusi

b. Faktor Cuaca : suhu, kelembaban, angin, keasaman

2. Faktor DAS

a. Topografi : bentuk, lereng, aspek DAS

b. Geologi : Struktur batuan

c. Jenis tanah : struktur dan tekstur

d. Vegetasi/liputan lahan

e. Jaringan sungai

3. Faktor Manusia

11

a. Bangunan air

b. Teknik pertanian/pengolahan sawah

c. Urbanisasi

d. Penggunaan lahan

aliran permukaan akibat kejadian hujan pada suatu daerah dapat

dinyatakan dengan rumus

R = P – I, Dimana, R; run off, P; curah hujan, dan I ; infiltrasi (mm)

4.5 Tipe Sungai

Aliran sungai merupakan salah satu unsur dalam suatu siklus air di bumi,

ahli teknik keairan, mengelola sungai untuk keperluan reservoir/ tampungan, per

dan penanggulangan daya rusak air perencanaan bangunan air, ahli bidang

pertaian mengelola sungai untuk keperluan irigasi, ahli bidang lingkungan

meneliti sedimen sungai yang berasal dari buangan limbah dan bagaimana

pengaruhnya ke lingkungan. Untuk keperluan tersebut maka diperlukan

pengetahuan tentang sungai dan pengalirannya, ex, marfologi sungai, pola

pengaliran sungai dll.

Gambar 4.1. Zona Sungai

12

Gambar 4.2. Bentuk Marfologi Sungai

1. Sungai Lurus (Straight)

Sungai lurus umumnya berada pada daerah bertopografi terjal mempunyai

energi aliran kuat atau deras. Energi yang kuat ini berdampak pada intensitas erosi

vertikal yang tinggi, jauh lebih besar dibandingkan erosi mendatarnya. Kondisi

seperti itu membuat sungai jenis ini mempunyai pengendapan sedimen yang

lemah, sehingga alirannya lurus tidak berbelok-belok (low sinuosity). Karena

kemampuan sedimentasi yang kecil inilah maka sungai tipe ini jarang yang

meninggalakan endapan tebal. Sungai tipe ini biasanya dijumpai pada daerah

pegunungan, yang mempunyai topografi tajam. Sungai lurus ini sangat jarang

dijumpai dan biasanya dijumpai pada jarak yang sangat pendek.

2. Sungai berkelok (Meandering)

Sungai kekelok adalah sungai yang alirannya berkelok-kelok atau

berbelok-belok . Leopold dan Wolman (1957) dalam Reineck dan Singh (1980)

menyebut sungai meandering jika sinuosity-nya lebih dari 1.5. Pada sungai tipe ini

erosi secara umum lemah sehingga pengendapan sedimen kuat. Erosi

horisontalnya lebih besar dibandingkan erosi vertikal, perbedaan ini semakin

besar pada waktu banjir. Hal ini menyebabkan aliran sungai sering berpindah

tempat secara mendatar. Ini terjadi karena adanya pengikisan tepi sungai oleh

aliran air utama yang pada daerah kelokan sungai pinggir luar dan pengendapan

pada kelokan tepi dalam. Kalau proses ini berlangsung lama akan mengakibatkan

13

aliran sungai semakin bengkok. Pada kondisi tertentu bengkokan ini terputus,

sehingga terjadinya danau bekas aliran sungai yang berbentuk tapal kuda atau

oxbow lake.

3. Sungai Teranyam (Braided)

Sungai teranyam umumnya terdapat pada daerah datar dengan energi arus

alirannya lemah dan batuan di sekitarnya lunak. Sungai tipe ini bercirikan debit air

dan pengendapan sedimen tinggi. Daerah yang rata menyebabkan aliran dengan

mudah belok karena adanya benda yang merintangi aliran sungai utama.

Tipe sungai teranyam dapat dibedakan dari sungai kekelok dengan

sedikitnya jumlah lengkungan sungai, dan banyaknya pulau-pulau kecil di tengah

sungai yang disebut gosong. Sungai teranyam akan terbentuk dalam kondisi

dimana sungai mempunyai fluktuasi dischard besar dan cepat, kecepatan pasokan

sedimen yang tinggi yang umumnya berbutir kasar, tebing mudah tererosi dan

tidak kohesif (Cant, 1982). Biasanya tipe sungai teranyam ini diapit oleh bukit di

kiri dan kanannya. Endapannya selain berasal dari material sungai juga berasal

dari hasil erosi pada bukit-bukit yang mengapitnya yang kemudian terbawa masuk

ke dalam sungai. Runtunan endapan sungai teranyam ini biasanya dengan

pemilahan dan kelulusan yang baik, sehingga bagus sekali untuk batuan waduk

(reservoir).

Umumnya tipe sungai teranyam didominasi oleh pulau-pulau kecil

(gosong) berbagai ukuran yang dibentuk oleh pasir dan krikil. Pola aliran sungai

teranyam terkonsentrasi pada zona aliran utama. Jika sedang banjir sungai ini

banyak material yang terbawa terhambat pada tengah sungai baik berupa batang

pepohonan ataupun ranting-ranting pepohonan. Akibat sering terjadinya banjir

maka di sepanjang bantaran sungai terdapat lumpur yang mendominasi hampir di

sepanjang bantaran sungai.

4. Sungai Anastomasing

Sungai anastomasing terjadi karena adanya dua aliran sungai yang

bercabang-cabang, dimana cabang yang satu dengan cabang yang lain bertemu

14

kembali pada titik dan kemudian bersatu kembali pada titik yang lain membentuk

satu aliran. Energi alir sungai tipe ini rendah. Ada perbedaan yang jelas antara

sungai teranyam dan sungai anastomosing. Pada sungai teranyam (braided), aliran

sungai menyebar dan kemudian bersatu kembali menyatu masih dalam lembah

sungai tersebut yang lebar. Sedangkan untuk sungai anastomasing adalah

beberapa sungai yang terbagi menjadi beberapa cabang sungai kecil dan bertemu

kembali pada induk sungai pada jarak tertentu . Pada daerah onggokan sungai

sering diendapkan material halus dan biasanya ditutupi oleh vegetasi.

4.6 Jenis Aliran

Dua proses penting dalam sungai adalah erosi dan pengendapan, yang dipengaruhi

oleh jenis aliran air dalam sungai yaitu:

a. aliran laminer: jika air mengalir dengan lambat, partikel akan bergerak ke

dalam arah paralel terhadap saluran.

b. aliran turbulen: jika kecepatan aliran berbeda pada bagian atas, tengah, bawah,

depan dan belakang dalam saluran, sebagai akibat adanya perubahan friksi, yang

mengakibatkan perubahan gradien kecepatan. Kecepatan maksimum pada aliran

turbulen umunya terjadi pada kedalaman 1/3 dari permukaan air terhadap

kedalaman sungai.

Sungai seringkali dikendalikan atau dikontrol supaya lebih bermanfaat atau

mengurangi dampak negatifnya terhadap kegiatan manusia.

Berdasarkan kemanfaatan bangunan penyusun sungai, bagian sungai dapat

dikelompokkan menjadi beberapa komponen yaitu:

a. Bendung dan bendungan dibangun untuk mengontrol aliran, menyimpan air

atau menghasilkan energi.

b. Tanggul dibuat untuk mencegah sungai mengalir melampaui batas dataran

banjirnya.

c. Kanal-kanal dibuat untuk menghubungkan sungai-sungai untuk mentransfer air

maupun navigasi

15

d. Badan sungai dapat dimodifikasi untuk meningkatkan navigasi atau diluruskan

untuk meningkatkan rerata aliran.

Gambar 4.3. Profil Distribusi Air

4.7 Pengukuran Debit Secara Langsung

Debit sungai adalah volume air yang mengalir melalui suatu penampang

lintang pada suatu titik tertentu per satuan waktu, pada umumnya dinyatakan

m3/detik. Debit sungai diperoleh setelah mengukur kecepatan air dengan alat

pengukur atau pelampung untuk mengetahui data kecepatan aliran sungai dan

kemudian mengalirkannya dengan luas melintang (luas potongan lintang sungai)

pada lokasi pengukuran kecepatan tersebut (Sosrodarsono dan Tominaga, 1984)

Menurut Asdak (1995), debit adalah laju aliran air (dalam bentuk volume air)

yang melewati suatu penampang melintang sungai per satuan waktu. Rumus

umum yang biasa digunakan adalah:

Q = v x A …………………….(5.2)

Keterangan:

Q = Debit aliran sungai (m3/detik)

A = Luas bagian penampang basah (m2)

v = Kecepatan aliran (m/detik)

Menurut Soewarno (1991), pengukuran debit dapat dilakukan secara langsung

(direct) atau tidak langsung (indirect). Pengukuran debit dikatakan langsung

0,2 d

0,6 d

0,8 d

16

apabila kecepatan alirannya diukur secara langsung dengan alat ukur kecepatan

aliran.

Berbagai alat ukur kecepatan aliran adalah sebagai berikut:

1. Pengukuran kecepatan aliran dengan pelampung (floating method);

Menurut Sosrodarsono dan Tekeda (1993), dari cara-cara pengukuran debit di atas

cara menghitung debit dengan pengukuran kecepatan dan luas penampang

melintang yang paling sering digunakan adalah metode pelampung. Cara tersebut

dapat dengan mudah digunakan meskipun aliran permukaan tinggi. Cara ini sering

digunakan karena tidak dipengaruhi oleh kotoran atau kayu-kayuan yang hanyut

dan mudah dilaksanakan..

Kecepatan rerata vertikal perlu dikalikan dengan faktor K:

K = 0,85

K = 0,60 untuk kedalaman kurang dari 0,5 m

K = 0,90 – 0,95 untuk kedalaman lebih dari 4 m

2. Pengukuran menggunakan alat ukur arus (current meter);

V merupakan kecepatan aliran air sungai

Dengan menggunakan alat current meter digital maka didapatkan

angka kecepatan aliran air sungai dengan satuan km/detik, yang

kemudian dikonversikan ke m2/detik untuk mendapatkan debit aliran air

sungai.

Pengukuran vertikal pada dua titik 0,2H dan 0,8H (H=kedalaman);

V = (V0,2 +V0,8)/2…………………………………...................(5)

Pengukuran vertikal pada tiga titik:

V = ½ (V0,6 + (V0,2 +V0,8)/3)…………………………………..(6)

Pengukuran vertikal pada empat dan lima titik:

dengan:

V 0,2 = Vpada kedalaman 0,2 dari permukaan air (m/det)

V 0,6 = V pada kedalaman 0,6 dari permukaan air (m/det)

V 0,8 = V pada kedalaman 0,8 dari permukaan air (m/det)

V p = V pada permukaan air (m/det)

17

V d = V pada dasar sungai (m/det)

Cara Menghitung debit aliran suatu penampang:

a. Mean Area Method

b. Mid Area Method

dengan:

B = lebar penampang basah pada pias

Vn = kecepatan rata-rata aliran pada penampang pias

Hn = tinggi penampang basah pada pias

Bilangan Froude :

Fr = √

(Pengaruh gravitasi lebih berperan)

Pengukuran debit dikatakan secara tidak langsung apabila kecepatan alirannya

tidak diukur langsung, akan tetapi dihitung berdasarkan rumus hidraulis debit

dengan rumus Manning, Chezy, serta Darcy Weisbach. Salah satu rumusnya yaitu

rumus Manning dinyatakan dalam bentuk persamaan sebagai berikut:

v = 1/n. R2/3.S1/2

Q = A.v

Keterangan:

Q : debit air (m3/detik)

A : luas penampang (m2)

v : kecepatan aliran (m/s)

R : jari-jari hidrolik (m)

BHHVV

Q nnnn

2211

BVHQ nn ..

18

S : Slope/kemiringan (m/m)

n : koefisien dasar saluran (0,01)

4.8 Rumus Geometri

4.9 Latihan

1. Bagaimana ciri aliran air sungai di hulu, tengah dan hilir?

2. Jelaskan bagaimana pengukuran debit aliran sungai dengan pelampung?

3. Jelaskan bagaimana pengukuran debit aliran sungai dengan current meter?

4. Jika diketahui saluran segiempat, dengan debit sebesar 0,4 m2/s, kemiringan

saluran 0,0005m, dan lebar saluran 5 m, berapa tinggi saluran tersebut ?

5. suatu saluran segiempat dengan lebar 5 m , dan diukur kecepatan aliran nya

dengan alat current meter, sehingga didapatkan nilai v 0,2 = 1,2 m2/s, v 0,6 =

0,8 m2/s, v 0,8 = 0,65 m2/s, maka berapa debit aliran sungai tersebut?

Bagaimana jenis alirannya?

6. suatu saluran trapesium dengan tinggi air 4 m , dan diukur kecepatan aliran

nya dengan pelampung, pada tiga titik :

titik 1. L = 500 cm, t = 20 detik,

19

titik 2. L = 500 cm, t = 30 detik,

titik 3. L = 500 m, t = 30 detik,

maka berapa debit aliran sungai tersebut?bagaimana jenis alirannya?

20

BAB 5

CATCHMENT AREA

5.1. Definisi

Catchment (juga disebut drainage basin, river basin, watershed), merupakan

daratan dimana air yang berasal dari hujan atau salju yang mencair mengalir

ke permukaan yang lebih rendah ke badan air seperti sungai, danau, waduk,

muara, rawa, dan laut.

Gambar 5.1. Catchment Water Balance

Catchment area (daerah tangkapan air) merupakan suatu wilayah daratan

yang merupakan satu kesatuan dengan sungai dan anak-anak sungainya, yang

berfungsi menampung, menyimpan, dan mengalirkan air yang berasal dari curah

hujan ke danau atau ke laut secara alami, yang batas di darat merupakan pemisah

topografis yang dapat berupa punggung-punggung bukit atau gunung dan batas di

laut sampai dengan daerah perairan yang masih terpengaruh aktivitas daratan.

Catchment area dapat dikatakan menjadi suatu ekosistem dimana terdapat banyak

aliran sungai, daerah hutan dan komponen penyusun ekosistem lainnya termasuk

sumber daya alam. Namun,komponen yang terpenting adalah air, yang merupakan

21

zat cair yang terdapat di atas, ataupun di bawah permukaan tanah, termasuk

dalam pengertian ini air permukaan, air tanah, air hujan, dan air laut yang berada

di darat. Catchment area erat kaitannya dengan Daerah Aliran Sungai (DAS).

Catchment area merupakan suatu informasi yang sangat penting dalam

analisa hidrologi, untuk menentukan, stasiun hujan mana yang berpengaruh untuk

mendapatkan curah hujan rata-rata/wilayah di suatu daerah. Untuk mennetuka

catchment area dapat dilihat dari kontur daerah pengaliran tersebut.

22

BAB 6

PRECIPITATION

6.1. Definisi

Presipitasi adalah istilah umum dari semua bentuk air yang jatuh ke

permukaan, bentuk ini bisa berupa butiran-butiran es, salju dan cairan air.

Untuk daerah tropik seperti Indonesia, bentuk presipitasi adalah pada

umumnya berbentuk cairan dan biasa disebut hujan. Hujan berasal dari

perpadatan dan kondensasi uap, yang selalu ada dalam atmosfir. Gerakan

udara atau angin mempunyai saham besar dalam pembentukan hujan,

berdasarkan atas gerakan udara ini hujan dapat dibagi dalam :

1) Hujan (presipitasi) convective ialah presipitation yang disebabkan oleh

naiknya udara panas, lapisan udara naik ini kemudian bergerak ke daerah

yang lebih dingin (terjadi perpadatan dan kondensasi) dan terjadi hujan.

2) Hujan (presipitasi) cyclonic, berasal dari naiknya udara terpusatkan dalam

daerah dengan tekanan rendah.

3) Hujan (presipitasi) orografic, ini disebabkan oleh udara naik terkena

rintangan - rintangan antara lain gunung-gunung.

Presipitasi termasuk faktor pengontrol yang mudah diamati dalam

sirkulasi hidrologi pada suatu DAS (Daerah Pengaliran Sungai = Catchment

Area).

Seorang perencana/hidrologist harus dapat menentukan variasi

karakteristik hujan di suatu DAS, dari hasil pengumpulan, perhitungan /

analisa data, serta dapat menentukan bagaimana pengukurannya maupun car

a menganalisa data hasil pengukuran. Karena selain tergantung pada

data yang tersedia, maka kebutuhan akan data hujan tergantung pula pada

kebutuhan lebih lanjut, apakah akan seteliti data harian, bulanan atau harus

data tahunan.

Jenis-jenis hujan berdasarkan besarnya curah hujan (definisi BMKG):

- hujan sedang, 20 – 50 mm per hari

23

- hujan lebat, 50-100 mm per hari

- hujan sangat lebat, di atas 100 mm per hari

6.2. Alat Penakar Hujan

Data-data tinggi hujan atau besarnya hujan hanya bisa ditentukan dengan

pengukuran langsung dengan alat pengukur hujan atau juga disebut takaran hujan

rain gauge, ada dua jenis alat pengukur curah hujan :

a. Alat pengukur/penakar hujan biasa

b. Alat pengukur/penakar hujan automatis (automatic rain gauge/recorder)

Istilah presipitasi selanjutnya, hanya diartikan sebagai jumlah air hujan yang

terukur/ tertampung dalam alat pencatat hujan. Satuan hujan dalam : mm atau

inch. Tujuan pengukuran : mengukur banyaknya dan intensitas hujan yang turun

pada permukaan datar tanpa memperhatikan adanya infiltrasi, pengaliran atau

penguapan.

1) Alat penakar hujan biasa

Pada dasarnya alat ini terdiri dari : corong dengan diameter tertentu

(umumnya 8") diperlengkapi dengan cincin bibir tajam agar ada batas yang tajam

antara air yang masuk dalam corong dan yang tidak diukur, cincin bibir terbuat

dari lembaga atau kuningan agar tidak mudah berkarat, dengan adanya pipa pada

corong, diharapkan kemungkinan penguapan dapat di perkecil dan dapat

diabaikan dalam menentukan

tinggi hujan. Botol penampung air hujan, penopang corong dan sebuah

gelas ukur. Tiap hari / pagi hari, corong penangkap hujan diangkat, botol diambill

dan diganti yang kosong. Air di dalam botol penampung diukur dengan memakai

gelas ukur, untuk mengukur jumlah hujan yang dinyatakan dalam mm atau (inch)

tiap 1 hari atau 24 jam,misalnya h = 15 mm/24 jam. Sebelum pengukuran

dilakukan harus sudah mempunyai data komulatif sebelumnya (hujan kumulatif

untuk periode 24 jam). Sedangkan untuk berbagai keperluan dan analisa

dibutuhkan intensitas hujan yang terjadi dalam satuan waktu tertentu (mm/jam).

Kerugian alat pengukur hujan biasa

• Pada hujan lebat, kemungkinan air berada pada tabung luber, sehingga hasil

pengukuran tidak memperlihatkan keadaan sebenarnya.

24

• Sejumlah air(± 1%) tidak merupakan pengaruh hujan, misal proses kohesi.

• Intensitas (jumlah hujan/satuan waktu) tidak bisa didapat dengan merata-

ratakan jumlah hujan dalam 1 hari/24 jam, karena pada umumnya hujan tidak

turun terus- menerus selama 24 jam dan nilai kederasan serta intensitas

penuangan air yang berbeda memberi pengaruh yang berbeda. Syarat-syarat

penempatan alat pengukur hujan biasa (operational hydrologis).

• Harus diletakan di tempat yang bebas halangan, supaya tidak ada pengaruh

hujan tidak langsung misalnya : pengaruh air tumbuh-tumbuhan yang terbawa

angin. Umumnya 45% terhadap horizontal tidak ada halangan,atau alat

tersebut di tempatkan pada jarak antara 2 sampai 4 x tinggi objek terdekat.

Mulut penakar diletakkan + 120 cm dari permukaan tanah, untuk mencegah

adanya air hujan yang terpantul dan tidak boleh miring, sebab dengan

miringnya mulut penakar berarti lebih sedikit air yang tertampung dan makin

tinggi mulut penakar makin banyak koreksi yang harus dilakukan terhadap

hasil pengukuran.

Alat pengukur hujan tidak pernah di etakkan pada tepi atau di atas bukit,

apabila masih bisa memilih lokasi yang datar, pilihan lokasi pada tepi/di atas

bukit dapat dilakukan asal di tempat terlindung dari angin kencang/puyuh.

Harus dipagari, supaya tidak terganggu oleh binatang/manusia. Jarak alat

terhadap pagar lebih kurang 2 sampai 4 kali tinggi pagar.

Diusahakan dekat dengan tenaga pengamat.

Syarat-syarat teknis alat harus dipenuhi (harus standard).

25

Gambar 6.1. Penakar Hujan Manual

2) Alat Penakar Hujan Automatik

Alat perekam hujan ini , d apat dipakai juga untuk menentukan kecepatan

atau kederasan hujan untuk suatu jangka waktu pendek. Prinsip kerja :

1. Bucket atau cawan atau tempat penampungan air diletakkan di atas pegas yang

dapat bergerak turun apabila dibebani (air hujan).

2. Pinsil atau alat tulis dikaitkan pada bucket dandihubungkan dengan gulungan

kertas grafik.

3. Gulungan kertas grafis dapat selalu berputar dari tenaga baterai/accu.

4. Bila terjadi hujan, bucket akan bergerak turun karena beban air dan pinsil akan

menggores kertas grafis sehingga membentuk garis gratis turun sesuai dengan

tingkat kederasan hujan.

5. Intensitas hujan adalah perbandingan antara tinggi hujan dengan waktu hujan

Intensitas hujan a = A h / A t ( mm/jam )

Sebab- sebab Kesalahan dalam merekam pengukuran (alat penakar hujan

automatic)

1. Kesalahan dalam membaca skala.

2. Kehilangan air hujan yang tidak terukur akibat percikan air dan akibat angin.

26

3. Kemiringan mulut penakar/collector mempengaruhi jumlah air yang

tertangkap beda 10% kemiringan menyebabkan 1,5 % pengurangan air hujan.

Keuntungan alat Ukur hujan automatic

1. Hujan direkam secara otomatis, sehingga tidak perlu ditunggui terus menerus

dan dapat di letakkan pada lokasi yang jauh dari pengamat.

2. Hasil rekaman memberikan gambaran terhadap nilai itensitas setiap saat.

3. 3.Dapat memperkecil kesalahan pembacaan.

Gambar 6.2. Alat Penakar Hujan Otomatis

6.3. Latihan

1. Jelaskan pengertian pertisipasi dan berikan contohnya yang terjadi dibumi!

2. Bagaimana cara menentukan catchment area?

3. Sebutkan alat penakar hujan Automatik yang saudara ketahui dan jelaskan

prinsip cara bekerjanya.

4. Jelaskan cara-cara penempatan Pos Meteorologi dan alat penakar hujan

dilapangan dan berikan sketsanya.

5. Jelaskan keuntungan dan kerugian masing-masing dari pemakaian alat

penakar

6. hujan biasa dan alat penakar hujan automatik.

7. Jelaskan kriteria pemilihan pemakaian alat penakar hujan yang saudara

rencanakan dan berikan pertimbangannya

27

6.4. Pengelolahan Data Hujan

Pengelolahan data hujan bertujuan sebagai analisa pendahuluan dalam analisa

hidrologi, untuk mengetahui hujan maksimum, rata-rata hujan harian, bulanan dan

tahunan, hujan rencana dan mengetahui probabilitas hujan.

6.4.1. Data Hujan yang Hilang

Dalam suatu analisa hidrologi, data merupakan hal yang paling penting,

untuk mendapatkan hasil yang maksimal dan rasional. Untuk melengkapi data

curah hujan yang tidak tersedia karena faktor kesalahan pengukuran, atau human

eror, maka data yang hilang tersebut dapat dilengkapi dengan beberapa metode

diantaranya :

1. Metode rata-rata aritmatik

Bila semua pos hujan mempunyai karakteristik sama dan curah hujan normal,

tahunanndari pos A, B, C lebih kecil dari 10% berbeda dengan pos hujan X,

maka data hujan dari pos X pada periode kosong dapat dihitung dengan

rumus:

CHx = 1/n (Cha + CHb + CHc

CHx, Cha, CHb, dan CHc adalah curah hujan di pos X, A, B dan C

n adalah jumlah stasiun hujan

2. Normal Ratio Method. Metode ini digunakan jika besar perbedaan antara

curah hujan rata-rata tahunan dari stasiun pengamatan dengan curah hujan

rata-rata dari alat yang akan diperkirakan lebih dari 10 %. Metode perkiraan

adalah sebagai berikut :

Dengan rumus :

=

+

+ ⋯ +

………………………(4.1)

Dimana :

• Px : data hujan yang hilang (mm)

• Nx : hujan tahunan normal pada stasiun X (pada stasiun yang dicari)

• PA, PB, dan Pn : data hujan yang diketahui pada stasiun A, B, sampai N

• NA, NB, dan Nn : hujan tahunan normal pada stasiun A, B, sampai N

• N : jumlah stasiun hujan yang data hujannya tersedia

28

6.4.2. Latihan

1. Hitunglah data curah hujan bulanan yang hilang dari stasiun hujan berikut ini!!! (satuan dalam mm/bulan)

Stasiun Sungai Penuh Year Jan Feb March Apr Mei Jun Jul Aug Sept Okt Nov Dec 1965 495 458 202 251 234 103 119 107 157 160 402 1966 580 207 271 231 248 105 134 250 371 179 55 1967 34 60 117 228 126 140 126 186 1968 457 224 442 440 77 44 149 82 157 170 503 559 1969 734 519 529 391 199 112 173 146 83 208 173 1970 245 374 278 309 235 201 422 511 287 1971 90 342 74 216 190 110 228 258 445 585 614 115 1972 257 155 148 387 205 79 13 26 34 20 55 195 1973 247 170 353 358 274 228 222 271 237 497 170 273 1974 61 134 97 191 185 47 94 105 371 118 143 72 1975 95 140 176 183 108 136 97 105 159 83 167 66 1976 207 204 387 31 100 73 111 125 200 149 303 1977 230 344 312 379 293 117 74 80 24 54 269 393 1978 77 114 460 88 91 23 27 50 99 250 199 161 1979 318 204 104 232 59 229 217 140 97 250 199 161 1980 272 182 236 224 91 195 146 137 312 392 141

Stasiun Menggala Year Jan Feb March Apr Mei Jun Jul Aug Sept Okt Nov Dec 1965 166 262 214 141 129 54 57 30 83 206 288 1966 544 202 295 406 73 55 57 44 190 500 256 343 1967 307 187 400 298 136 32 80 10 1 200 278 452 1968 197 242 310 362 211 102 194 207 83 94 499 397 1969 282 163 284 98 61 248 62 320 192 1970 268 181 456 362 111 111 274 49 248 207 368 1971 449 175 241 311 98 90 74 51 7 121 230 358 1972 320 432 545 121 188 6 21 41 5 2 141 243 1973 164 316 362 145 431 199 26 189 285 105 213 336 1974 168 285 426 236 17 88 163 114 219 158 305 387 1975 444 284 216 270 171 46 148 146 185 288 217 308 1976 277 264 344 162 174 11 111 258 12 381 354 358 1977 306 338 295 354 147 228 43 20 178 80 531 1978 410 475 553 182 111 157 208 198 175 283 337 359 1979 301 268 332 272 162 44 116 101 222 113 156 527 1980 126 423 181 156 132 205 109 192 415 385

29

Stasiun Muaro Bungo Year Jan Feb March Apr Mei Jun Jul Aug Sept Okt Nov Dec 1965 95 300 192 195 140 165 190 270 75 150 305 275 1966 550 300 390 621 234 140 190 270 460 1967 103 192 441 154 18 150 100 45 265 490 215 1968 400 766 453 367 57 270 100 270 100 220 150 295 1969 300 520 420 300 30 150 40 35 280 55 525 220 1970 626 421 463 326 324 391 31 87 600 314 196 156 1971 500 208 340 355 51 178 203 181 260 165 1972 247 90 284 450 300 50 10 72 140 80 210 270 1973 156 187 422 517 230 101 97 160 240 205 240 336 1974 203 219 298 107 175 270 252 275 365 1975 272 350 290 240 210 100 135 305 150 290 325 195 1976 117 222 183 311 64 187 145 90 88 521 347 208 1977 481 87 131 84 167 127 238 99 1978 195 447 338 239 170 72 220 323 210 341 1979 292 125 168 232 183 112 89 126 303 263 254 1980 129 185 264 452 216 228 174 149 393 474 240

6.4.3. Uji Konsisitensi Data

Uji konsistensi data adalah untuk menguji kebenaran dari data yang kita miliki,

data hujan disebut konsisten apabila data yang terukur dan dihitung adalah teliti

dan benar serta sesuai dengan fenomena saat hujan terjadi.

Data yang tidak konsisten disebabkan karena :

a. Penggantian jenis dan spesifikasi alat

b. Perkembangan lingkungan sekitar pos hujan

c. Pemindahan lokasi hujan

Metode yang digunakan :

a. Observasi lapangan

b. Observasi ke kantor pengolahan data

c. Membandingkan data hujan dengan data untuk iklim yang sama

d. Analisa kurva massa ganda

e. Analisa statistik

Analisa statistik merupakan analisa yang paling sering digunakan dalam analisa

uji konsistensi data, salah satu metodenya adalah metode RAPS

30

Metode RAPS (Rescaled Adjusted Partial Sums), merupakan pengujian

konsistensi data dengan menggunakan data dari stasiun itu sendiri, yaitu pengujian

dengan kumulatif penyimpangan terhadap nilai rata-rata dibagi dengan akar

kumulatif rerata penyimpangan kuadrat terhadap nilai reratanya (Buishand, 1982

dalam Harto, 1993: 59).

Adapun rumus yang digunakan (Harto, 1993: 59) :

Sk* : ∑ ( − )

dengan :

k : 1,2,3,…….,n

Sk** = ∗

Dy2 = ∑ ( )

Nilai statistik Q dan R hitung,

Q : maks | ∗∗| untuk 0 ≤ ≤

R : maks Sk** – min Sk**

Dimana :

Sk* : simpangan mutlak

Sk** : nilai konsistensi data

n : jumlah data

Dy : simpangan rata-rata

Q : nilai statistik Q untuk 0 ≤ ≤

R : nilai statistik (range)

Bila nilai Q/n0,5 dan R/n0,5 hitung lebih kecil dari tabel 4.4., maka data dinyatakan

konsisten (bisa diterima).

Tabel 6.1. Nilai Q/n0,5 dan R/n0,5

n Q/n0.5 R/n0.5 90% 95% 99% 90% 95% 99%

10 1.05 1.14 1.29 1.21 1.28 1.38 20 1.1 1.22 1.42 1.34 1.43 1.6 30 1.12 1.24 1.48 1.4 1.5 1.7 40 1.14 1.27 1.52 1.44 1.55 1.78 100 1.17 1.29 1.55 1.5 1.62 1.85 1.22 1.36 1.63 1.62 1.75 2

Sumber : Harto, 1993

31

6.4.4. Latihan

1. Dari data hujan yang sudah dilengkapi di stasiun Sungai Penuh, Menggala dan Muara bungo, tentukan apakah data yang ada konsisten atau tidak!!!

2. Berikan Penjelasan dan kesimpulan dari hasil point 1 !

6.4.5. Curah Hujan Wilayah

Karakteristik hujan yang perlu ditinjau dalam analisis dan perencanaan hidrologi

antara lain :

1. Tinggi hujan (d) = jumlah atau kedalaman hujan yang terjadi selama durasi

hujan dan dinyatakan dalam ketebalan air di atas permukaan datar (mm).

2. Lama waktu / durasi (t) = adalah lama waktu hujan turun dalam satuan waktu

(menit/jam).

3. Intensitas hujan (I) = laju hujan atau tinggi air per satuan waktu (mm/menit,

mm/jam).

4. Frekuensi = jumlah kejadian hujan yang terjadi dan biasanya dinyatakan

dengan kala ulang (return period), misalnya sekali dalam 2, 5, 10, 20, 50, 100

tahun

5. Luas (A), adalah luas geografis daerah sebaran hujan.

polygon thiessen isohayet Rerata aljabar

32

Untuk keperluan analisis hujan rancangan, diperlukan data hujan daerah aliran

sungai atau hujan kawasan harian maksimum tahunan. Hujan kawasan dapat

ditentukan berdasarkan hujan titik dengan berbagai cara yang ada, yakni Rerata

Aljabar, Poligon Thiessen, atau Isohiet. Dari 3 cara yang disebutkan, cara Isohiet

menghasilkan ketelitian paling tinggi, tetapi kurang didukung dengan ketersediaan

data. Cara Poligon Thiessen lebih umum digunakan dalam beragam analisis.

Persamaan tiap cara untuk mendapatkan hujan wilayah adalah sebagai berikut:

ada 3 metode dalam menghitung curh hujan wilayh, di suatu DAS atau WS, yaitu:

1. Aritmatika/ rata-rata Aljabar

Cara ini berdasarkan asumsi bahwa semua alat penakar curah hujan memiliki

pengaruh yang setara, sehingga cocok untuk kawasan dengan topografi datar

dengan sebaran alat penakar curah hujan yang merata dan harga individual

curah hujannya tidak terlalu jauh dari harga rata–ratanya.

= ∑

Dimana :

P = hujan wilayah

∑ P = jumlah curah hujan pada n stasiun

=jumlah stasiun pencatat hujan

Contoh Perhitungan !

Untuk mengukur rata-rata curah hujan yang mewakili suatu daerah X

diperlukan 4 (empat buah) penakar hujan yaitu pada stasiun A, B, C dan D.

Tercatat selama waktu tertentu di stasiun A sebesar 10 cm, di B (25 cm), di C

(15 cm) dan di D (17 cm).

Maka : Rata-rata CH = (10+25+15+17)/4 =…….. cm

2. Poligon Thiessen

Cara ini dikenal juga sebagai cara rata–rata timbang (weighted mean). Cara ini

memberikan proporsi luasan daerah pengaruh pos penakar hujan untuk

mengakomodasi ketidakseragaman jarak. Daerah pengaruh dibentuk dengan

menggambarkan garis–garis sumbu tegak lurus terhadap garis yang

33

menghubungkan dua pos penakar terdekat. Diasumsikan bahwa variasi hujan

antara pos yang satu dengan lainnya adalah linier dan sembarang pos dianggap

dapat mewakili kawasan terdekat.

=1

.

Dimana : A = Luas wilayah AN = Luas masing-masing polygon

Contoh Perhitungan !

Gambar 6.3. Daerah Poligon (a 1, a2, a3, a4) yang dibatasi garis putus-putus pada

wilayah A

Daerah Luas Daerah (ha)

Rasio Luas % Luas

a1 1500 0.143 14.286 a2 2500 0.238 23.810 a3 1500 0.143 14.286 a4 5000 0.476 47.619 Jumlah 10500 1 100

Stasiun Curah Hujan koefisien Curah Hujan

Hujan (cm) Thiessen di Daerah A a1 10 0.143 1.429 a2 25 0.238 5.952 a3 15 0.143 2.143 a4 17 0.476 8.095 Curah Hujan Rata-rata di Wilayah A 17.619 cm

3. Isohyet

Isohet adalah garis pada peta yang menunjukkan tempat -tempat dengan curah

hujan yang sama

34

=1

.

Dimana :

Ai = luas antara dua garis isohyet

Dalam metode Isohyet, wilayah dibagi dalam daerah-daerah yang masing-

masing dibatasi oleh dua garis Isohyet yang berdekatan, misalnya isohyets 1

dan 2 atau (I1 – I2). Jadi curah hujan rata-rata untuk daerah I1 – I2 adalah (7 cm

+ 6 cm)/2 = 6,75 cm

Daerah Antara Luas Daerah

% Luas antara CH Rata-rata Curah

Hujan dua Isohyet

antara dua isohyet (ha)

dua Isohyet

antara dua isohyet (cm)

di daerah A

I1 - I2 2500 34.247 6.75 2.312 I2 - I3 2300 31.507 6 1.890 I3 - I4 1500 20.548 5 1.027 I4 - I5 1000 13.699 4.25 0.582 Jumlah 7300 100.000 5.812

Jadi dengan cara isohyets didapati curah hujan rata-rata di wilayah A sebesar

5,81 cm

35

6.4.6. Latihan

1. Berikut tabel stasiun hujan dan luas wilayah masing-masing stasiun

STASIUN LUAS (km2)

STA sungai Penuh 44.770 STA Menggala 106.138 STA Muaro Bungo 26.419

JUMLAH 217.601 Data curah hujan bulanan tersedia di masing-masing stasiun, selama 16 tahun, dari

tahun 1965 s/d 1980

Hitung curah hujan wilayah metode polygon thiessen dan rata-rata aljabar !

Home Work !!!

1. Cari peta Daerah aliran sungai, dengan masing-masing stasiun hujan yang ada

pada Daerah aliran sungai tersebut, minimal 3 stasiun hujan!

2. Cari data hujan harian dari stasiun hujan (point 1) selama 10 tahun!

3. Analisis data hujan harian menjadi curah hujan bulanan!

4. Uji Konsisitensi Datanya!

5. Gambar polygon thiessen nya!

6. Cari curah hujan wilayah metode aritmatik/rata-rata aljabar, dan metode

polygon thiessen!

6.4.7. Curah Hujan Efektif

Hujan yang diharapkan terjadi selama satu musim tanam berlangsung disebut

curah hujan efektif. Masa hujan efektif untuk suatu lahan persawahan dimulai dari

pengolahan tanah sampai tanaman dipanen, tidak hanya selama masa

pertumbuhan (Pasandaran dan Taylor, 1984). Curah hujan efektif untuk tanaman

lahan tergenang berbeda dengan curah hujan efektif untuk tanaman pada lahan

kering dengan memperhatikan pola periode musim hujan dan musim kemarau.

Perhitungan curah hujan efektif dilakukan atas dasar prinsip hubungan antara

keadaan tanah, cara pemberian air dan jenis tanaman (Handayani, 1992).

Besarnya curah hujan efektif diperoleh dari pengolahan data curah hujan

harian hasil pengamatan pada stasiun curah hujan yang ada di daerah

irigasi/daerah sekitarnya dimana sebelum menentukan curah hujan efektif terlebih

36

dahulu ditentukan nilai curah hujan andalan yakni curah hujan rata-rata setengah

bulanan (mm/15 hari) dengan kemungkinan terpenuhi 80% dan kemungkinan tak

terpenuhi 20% dengan menggunakan rumus analisis (Chow, 1994):

=5

+ 1

= 0,7

Dimana : R80 = Curah hujan andalan tengah bulan (mm/hari) Re = Curah hujan

efektif (mm/hari) n = Jumlah tahun pengamatan curah hujan.

Curah hujan efektif dapat juga dihitung dengan rumus:

Re = Rtot (125 – 0,2 Rtot)/125 ; Rtot < 250 mm

Re = 125 + 0,1 Rtot ; Rtot > 250 mm

Dimana : Rtot adalah jumlah curah hujan bulanan (mm/hari)

6.4.8. Latihan

1. Dari data curah hujan harian yang telah kalian dapatkan, hitunglah curah

hujan efektifnya !

37

BAB 7

EVAPOTRANSPIRASI

Evapotranspirasi adalah kombinasi proses kehilangan air dari suatu lahan

bertanaman melalui evaporasi dan transpirasi. Evaporasi adalah proses dimana

air diubah menjadi uap air (vaporasi, vaporization) dan selanjutnya uap air

tersebut dipindahkan dari permukaan bidang penguapan ke atmosfer (vapor

removal). Evaporai terjadi pada berbagai jenis permukaan seperti danau, sungai

lahan pertanian, tanah, maupun dari vegetasi yang basah. Transpirasi adalah

vaporisasi di dalam jaringan tanaman dan selanjutnya uap air tersebut

dipindahkan dari permukaan tanaman ke atmosfer (vapor removal). Pada

transpirasi, vaporisasi terjadi terutama di ruang antar sel daun dan selanjutnya

melalui stomata uap air akan lepas ke atmosfer. Hamper semua air yang diambil

tanaman dari media tanam (tanah) akan ditranspirasikan, dan hanya sebagian

kecil yang dimanfaatkan tanaman (Allen et al. 1998).

Gambar 7.1. Major Climatic Factor Influencing Corp Water Need

Sumber : http://www.fao.org

38

Evapotranspirasi terbagi atas beberapa jenis, yaitu Evapotranspirasi

Potensial, Evapotranspirasi standar, Evapotranspirasi Tanaman, Evapotranspirasi

actual. Biasanya untuk menganalisa debit andalan untuk mengetahui ketersediaan

air, dipengaruhi oleh evapotranspirasi potensial. Adapun metode yng digunakan

untuk mencari nilai evapotranspirasi potensial adalah metode penman yang telah

dimodifikasi dan metode blaney cridle

7.1. Metode Penman Modifikasi

Perhitungan ETo berdasarkan rumus Penmann yang telah dimodifikasi

untuk perhitungan pada daerah-daerah di Indonesia adalah sebagai berikut :

ETo = ETo* . c

ETo* = W(0,7Rs – Rn1) + (1 – W).f(u).(ea-ed)

Data terukur yang diperlukan adalah :

t = suhu bulanan rata-rata (C)

RH = kelembaban relatif bulanan rata-rata (%)

n/N = kecerahan matahari bulanan (%)

u = kecepatan angin bulanan rata-rata (m/dt)

LL = letak lintang daerah yang ditinjau

c = angka koreksi

Data terukur tambahan yang dibutuhkan untuk perhitungan menggunakan

rumus Penmann modifikasi adalah :

W = faktor yang berhubungan dengan suhu dan elevasi

Rs = radiasi gelombang pendek, dalam setahun evaporasi ekivalen

(mm/hari) = (0,25 + 0,54 n/N).Ra

R = radiasi gelombang pendek yang memenuhi batas luar atmosfer atau

angka angot (mm/hari)

Rn1 = radiasi bersih gelombang panjang (mm/hari)

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

f(t) = fungsi suhu = . Ta4

f(n/N) = 0,1 + 0,9n/N

f(u) = fungsi kecepatan angin pada ketinggian 2,00m (m/dt)

= 0,27 (1+0,864.u)

39

ea = perbedaan tekanan uap jenuh dengan tekanan uap sebenarnya

ed = ea.RH

RH = kelembaban udara relatif (%)

Setelah harga ETo* didapat, besar harga evapotranpirasi potensial (ETo) dapat

dihitung dari :

Eto = Eto* . c

dengan :

c = angka koreksi Penmann yang besarnya mempertimbangkan perbedaan

kecepatan angin (u) siang dan malam.

Prosedur perhitungan ETo berdasarkan rumus Penmann adalah sebagai berikut :

1. Mencari data suhu bulanan rata-rata (t)

2. Mencari besaran (ea), (W), (1-W) dan f(t) dari tabel PN.1, berdasarkan nilai

suhu rerata bulanan (t)

3. Mencari data kelembaban relatif (RH)

4. Mencari besaran (ed) berdasar nilai (ea) dan (RH)

5. Mencari besaran (ea-ed)

6. Mencari besaran f(ed) berdasarkan nilai ed

7. Mencari data letak lintang daerah yang ditinjau

8. Mencari besaran (Ra) dari tabel PN.2, berdasarkan data letak lintang

9. Mencari data kecerahan matahari(n/N)

10. Mencari besaran (Rs) dari perhitungan, berdasarkan (Ra) dan (n/N)

11. Mencari besaran f(n/N) berdasarkan nilai (n/N)

12. Mencari data kecepatan angin rata-rata bulanan (u)

13. Mencari besaran f(u) berdasar nilai u

14. Menghitung besar Rn1 = f(t). f(ed). f(n/N)

15. Mencari besar angka koreksi (c) dari tabel PN.3

16. Menghitung besar ETo*

ETo* = W(0,75 Rs-Rn1) + (1-W).f(u).(ea-ed)

17. Menghitung ETo = c.ETo*

40

Contoh Perhitungan Evapotranspirasi Metode Penmann

Prosedur perhitungan Eto sebagai contoh perhitungan pada bulan Januari

berdasarkan rumus Penmann :

Data yang diketahui :

Perbedaan siang dan malam (u) = 4.70

1. Letak Lintang (LL) = 9o LS

2. Kelembaban Relatif (RH) = 67,25 %

3. Kecerahan matahari (n/N) = 72,00

Perhitungan :

1. Suhu rerata didapat sebesar 26,43

2. Dari tabel PN. 1 diperoleh :

ea = 34,493

W = 0,755

1-W = 0,245

f(t) = 15,986

3. Menghitung nilai ed dari ea x RH

ed = 34,493 x 0,6725

= 23,197 mbar

4. Mencari f(ed) = 0,34 – 0,044 x (ed)0,5

F(ed) = 0,34 – 0,044 x 23,1970,5

= 0,319 mbar

5. Dari tabel Penmann 3.4.a., berdasarkan letak lintang didapat harga Ra = 16,25

6. Mencari harga Rs = (0,25 + (0,54 x n/N))x Ra

Rs = (0,25 + (0,54 x 0,72)) x 16,25

= 10,381 mbar

7. Mencari besaran f(n/N) dari tabel Penmann 3.5.k. atau dengan rumus:

F(n/N) = 0,1 + (0,9 x n/N)

= 0,1 + (0,9 x 0.72)

= 0,649

8. Mencari besar f(u) berdasarkan harga u :

F(u) = 0,27 x (1+(0,864 x u))

= 0,27 x (1+ (0,864 x 4,70))

41

= 1,366

9. Menghitung besarnya Rn1 dengan rumus :

Rn1 = f(t) x f(ed) x f(n/N)

= 15,986 x 0,319 x 0,649 = 3,308 mm/hari

10. Menghitung ETo*

ETo* = (W x ((0,75 x Rs)-Rn1)) + ((1-W) x f(u) x (ea-ed))

= 0,755 x (0,75 x 10,381 – 3,308) + (0,245 x 1,366 x 11,269)

= 6,352 mm/hari

11. Menghitung ET = ETo* x c

ETo = 6,352 x 1,09

= 6,898

Jadi nilai evapotranspirasi potensial metode penman modifikasi adalah 6,898 cm

7.2. Metode Blaney Cridle

Data terukur yang diperlukan dalam perhitungan rumus ini adalah letak

lintang, suhu udara dan angka koreksi.

Blaney Criddle (1950), menghitung ETo dengan rumus :

ETo = c . ETo*

ETo* = p.(0,475t+8,13)

dimana :

p = prosentase rata-rata jam siang harian, yang besarnya tergantung

letak lintang (LL)

t = suhu udara

Perhitungan ETo* umumnya menggunakan periode waktu rata-rata

keadaan iklim pada suatu bulan tertentu.

Prosedur perhitungan ETo untuk suatu bulan tertentu adalah sebagai

berikut:

1. Mencari data letak lintang daerah yang ditinjau

2. Mencari nilai (p) dari data BC.1, berdasarkan letak lintang

3. Mencari data suhu rata-rata bulanan (t)

4. Menghitung besar ETo* = p(0,475t+8,13)

42

5. Mencari angka koreksi dari tabel BC.3, sesuai dengan bulan yang

ditinjau

6. Menghitung ETo =c. ETo*

Contoh Perhitungan Evapotranspirasi Metode Blaney-Criddle

Data yang diketahui :

Letak lintang = 9o LS

Perhitungan pada bulan Januari :

Mencari nilai p dari tabel BC.1 berdasarkan letak lintang. Maka diperoleh :

p = 0,29

Menghitung a = 0,0043 Rh min – n/N – 1,41

= 0,0043 53,20 – 0,72 – 1,41

= -1,19

Menghitung b = 0,82 – 0,0041 Rh min + 1,07 n/N + 0,066 u -0,006.

Rh min.u

= 0,82 – 0,0041 53,20 + 1,07 0,72 + 0,066 4,70 -

0,006 53,20 42,70

= 0,77

Menghitung f = p(0,46 t + 8,13)

= 0,29 x (0,46 x 26,43 + 8,13)

= 5,88 mm/hari

Menghitung Eto = a + b ( p( 0,46 t + 8,13 ))

= 3,33 mm/hari

43

Tabel 7.1. Hubungan suhu (t) dengan nilai ea (mbar, w, (1-w) dan f(t)

Suhu ea w (1-w) f(t)

('C) (mbar) el. 0-250 m 24.00 29.85 0.74 0.27 15.40 24.20 30.21 0.74 0.26 15.45 24.40 30.57 0.74 0.26 15.50 24.60 30.94 0.74 0.26 15.55 24.80 31.31 0.74 0.26 15.60

25.00 31.69 0.75 0.26 15.65 25.20 32.06 0.75 0.25 15.70 25.40 32.45 0.75 0.25 15.75 25.60 32.83 0.75 0.25 15.80 25.80 33.22 0.75 0.25 15.85 26.00 33.62 0.76 0.25 15.90 26.20 34.02 0.76 0.24 15.94 26.40 34.42 0.76 0.24 15.98 26.60 34.83 0.76 0.24 16.02 26.80 35.25 0.76 0.24 16.06 27.00 35.66 0.77 0.24 16.10 27.20 36.09 0.77 0.23 16.14 27.40 36.50 0.77 0.23 16.18 27.60 36.94 0.77 0.23 16.22 27.80 37.37 0.77 0.23 16.26 28.00 37.81 0.78 0.23 16.30 28.20 38.25 0.78 0.22 16.34 28.40 38.70 0.78 0.22 16.38 28.60 39.14 0.78 0.22 16.42 28.80 39.61 0.78 0.22 16.46 29.00 40.06 0.79 0.22 16.50

44

Tabel 7.2. angka koreksi Penmann

Bulan Angka C

Jan 1.1 Feb 1.1 Mar 1.0 Apr 0.9 Mei 0.9 Jun 0.9

Jul 0.9 Ags 1.0 Sep 1.1 Okt 1.1 Nov 1.1 Des 1.1

Tabel 7.3. Besaran nilai angot (Ra) dalam evaporasi ekivalen dalam hubungannya

dengan letak lintang (mm/hari) (untuk daerah Indonesia, antara 50LU sampai

100LS)

Bulan Lintang Utara (LU)

Lintang Selatan (LS)

5 4 2 0 2 4 6 8 10

Januari 13.0 14.3 14.7 15.0 15.3 15.5 15.8 16.1 16.1 Pebruari 14.0 15.0 15.3 15.5 15.7 15.8 16.0 16.1 16.0 Maret 15.0 15.5 15.6 15.7 15.7 15.6 15.6 15.5 15.3 April 15.1 15.5 15.3 15.3 15.1 14.9 14.7 14.4 14.0 Mei 15.3 14.9 14.6 14.4 14.1 13.8 13.4 13.1 12.6 Juni 15.0 14.4 14.2 13.9 13.5 13.2 12.8 12.4 12.6 Juli 15.1 14.6 14.3 14.1 13.7 13.4 13.1 12.7 11.8 Agustus 15.3 15.1 14.9 14.8 14.5 14.3 14.0 13.7 12.2 September 15.1 15.3 15.3 15.3 15.2 15.1 15.0 14.9 13.3 Oktober 15.7 15.1 15.3 15.4 15.5 15.6 15.7 15.8 14.6 Nopember 14.3 14.5 14.8 15.1 15.3 15.5 15.8 16.0 15.6 Desember 14.6 14.1 14.4 14.8 15.1 15.4 15.7 16.0 16.0

Minimum 13.0 14.1 14.2 13.9 13.5 13.2 12.8 12.4 11.8 Maksimum 15.7 15.5 15.6 15.7 15.7 15.8 16.0 16.1 16.1 Rata-rata 14.8 14.9 14.9 14.9 14.9 14.8 14.8 14.7 14.2

45

7.3. Latihan

1. Dari Data Klimatologi berikut, tentukan nilai evapotranspirasi dengan metode

Pennman Modifikasi dan Blaney Cridle, banding kan nilai keduanya, dan beri

kesimpulan !!!!

Uraian Sat Bulan

Jan Peb Mar Apr Mei Jun Jul Agt Sep Okt Nop Des

Temperatur Udara oC 26.50 26.79 26.84 26.97 26.93 26.76 26.63 26.21 25.86 26.34 26.47 26.11 Kecepatan Angin km/hr 120.01 93.34 155.57 173.35 151.12 164.46 168.90 235.57 284.46 306.69 240.02 235.57 Kelembaban Udara % 83.57 83.14 83.00 84.29 83.57 82.29 82.57 81.00 81.43 84.43 85.14 85.71 Penyinaran Matahari % 48.00 55.00 66.00 77.00 75.00 67.00 66.00 86.00 76.00 71.00 72.00 71.00

46

BAB 8

BANJIR RENCANA

Analisa debit banjir digunakan untuk menentukan besarnya debit banjir rencana

pada suatu DAS. Debit banjir rencana merupakan debit maksimum rencana di

sungai atau saluran alamiah dengan periode ulang tertentu yang dapat dialirkan

tanpa membahayakan lingkungan sekitar dan stabilitas sungai.Data untuk

penentuan debit banjir rencana adalah data curah hujan, dimana curah hujan

merupakan salah satu dari beberapa data yang dapat digunakan untuk

memperkirakan besarnya debit banjir rencana baik secara rasional, empiris

maupun statistik.

Adapun langkah-langkah dalam analisis debit banjiradalah sebagai berikut :

1. Menentukan DAS beserta luasnya

2. Menentukan curah hujan maksimum tiap tahunnya dari data curah hujan yang

ada

3. Menganalisis curah hujan rencana dengan periode ulang T tahun

4. Menghitung debit banjir rencana berdasarkan curah hujan rencana pada

periode ulang T tahun.

8.1. Kala Ulang

Berbagai macam bangunan-bangunan air memerlukan perhitungan hidrologi yang

merupakan bagian dari perencanaan bangunan-bangunan tersebut. Pemilihan kala

ulang (return period) banjir rancangan untuk bangunan air adalah suatu masalah

yang sangat bergantung pada analisa statistik dari urutan kejadian banjir baik

berupa debit air di sungai maupun curah hujan badai. Untuk mempermudah

pemecahan masalah, pertimbangan ekonomi diabaikan sehingga hanya

berdasarkan teori kemungkinan yang sering disebut juga dengan resiko kegagalan

(risk of failure), atau kemungkinan terjadinya banjir rancangan sekali atau lebih

selama umur bangunan (life time) suatu bangunan air. Resiko kegagalan tersebut

digambarkan dengan rumus sebagai berikut:

= 1 − exp −

47

Dengan :

P : resiko kegagalan

L : umur rencana (design Life)

T : tahun berulangnya

Pemilihan suatu teknik analisa penentuan banjir rancangan tergantung dari data-

data yang tersedia dan macam dari bangunan air tersebut. Kriteria pemilian banjir

dengan hanya meninjau kemungkinan terjadinya banjir yang lebih besar atau sama

dengan banjir rencana, sekali atau lebih selama bangunan air tersebut berdiri.

Kriteria lain yang dapat menjadi bahan pertimbangan dalam pemilihan banjir

rancangan sebagai berikut:

Tabel 8.1. Kriteria pemilihan kala ulang banjir rancangan

Tabel 8.2. criteria pemilihan banjirrancangan sebagai control kapasitas pelimpah

berdasarkan hazard clasification

48

8.2. Perhitungan Curah Hujan Rencana (Hujan Rancangan)

Untuk mendapatkan debit banjir rencana maka perlu

diperhitungkan terlebih dahulu besarnya hujan rencana di suatu wilayah

sungai tersebut. Setelah mendapatkan curah hujan rata-rata dari beberapa

stasiun yang berpengaruh di DAS, selanjutnya dianalisis secara statistik

untuk mendapatkan pola sebaran hujan yang sesuai.

8.2.1. Perhitungan Dispersi

Pada kenyataannya tidak semua varian dari data hidrologi sama

dengan nilai rata-ratanya. Variasi atau dispersi adalah besarnya varian

disekitar nilai rata-ratanya. Variable statistik dalam menentukan sebaran

curah hujan rencana adalah sebagai berikut :

a. Deviasi Standarta (S)

b. Koefisien Skewness (Cs)

c. Pengukuran Kurtosis (Ck)

d. Koefisien Variasi (Cv)

a. Standart Deviasi

Ukuran sebaran yang paling banyak digunakan adalah standart deviasi.

Untuk mencari standart deviasi menggunakan rumus :

=∑ ( − )

− 1

Dimana :

S : Standart Deviasi

Xi : Curah Hujan (mm/hari)

X : Curah Hujan rata-rata

n : jumlah data hujan

b. Koefisien Skewness (Cs)

Koefisien kemencengan adalah penyimpangan kesimetrisan suatu

distribusi, jika dirumuskan dalam suatu persamaan adalah sebagai berikut :

=( − 1)( − 2)

( − )

49

c. Koefisien Kurtosis (Ck)

Kurtosis merupakan kepuncakan (peakness) distribusi. Rumus koefisien

kurtosis menurut Soewarno, 1995)

=( − 1)( − 2)( − 3)

( − )

d. Koefisien variasi (Cv)

Koefisien variasi adalah nilai perbandingan antara deviasi standart dengan

nilai rata-rata hitung dari suatu distribusi. Untuk menghitung koefisien

variasi menggunakan rumus sebagai berikut :

=

8.2.2. Pemilihan Jenis Sebaran

Dalam statistik dikenal beberapa jenis distribusi, diantaranya yang banyak

digunakan dalam hidrologi adalah :

a. Distribusi Normal

b. Distribusi Log Normal

c. Distribusi Gumbel

d. Distribusi Log Pearson Type III

Dengan mengikuti pola sebaran yang sesuai selanjutnya dihitung curah

hujan rencana dengan beberapa metode ulang yang akan digunakan untuk

mendapatkan debit banjir rencana.

a. Metode Distribusi Normal

Dalam analisis hidrologi distribusi normal banyak digunakan untuk

menganalisis frekuensi curah hujan, analisis statistik dari distribusi curah hujan

tahunan, debit rata-rata tahunan. Distribusi normal atau kurva normal disebut

pula distribusi Gauss.

= + .

Dimana :

Xt : curah hujan rencana (mm/hari)

50

: curah hujan rata-rata (mm/hari)

Sd : simpangan baku/standart deviasi

a : koefisien distribusi normal (tabel …..)

Tabel 8.3. Nilai Koefisien Untuk Distribusi Normal

Kala Ulang (Tahun)

2 5 10 25 50 100

0,00 0,84 1,28 1,71 2,05 2,33

(Sumber : Ir C.D Soemarto,1999)

b. Metode Distribusi Log Normal

Distribusi Log Normal, merupakan hasil transformasidari distribusi Normal,

yaitu dengan merubah varian X menjadi nilai Logaritmik varian X.

Rumus yang digunakan dalam perhitungan metode ini adalah sebagai berikut :

= + .

Dimana :

Kt : standart variable untuk Kala Ulang (nilainya sama dengan Tabel 9.3)

c. Distribusi Gumbel

Menurut Gumbel (1941), persoalan tertua adalah berhubungan dengan nilai –

nilai ekstrim dating dari persoalan banjir. Tujuan teori statistic nilai ekstrim

adalah untuk menganalisis hasil pengamatan nilai – nilai ekstrim tersebut untuk

memperkirakan nilai ekstrim berikutnya

= + .

=( − )

Dimana :

Xt : curah hujan rencana dengan periode ulang T tahun (mm/hari)

: curah hujan rata-rata hasil pengamatan (mm/hari)

: reduced variable, parameter gumbel untuk periode T tahun

: reduced standart deviasi, merupakan fungsi dari banyaknya data (n)

: Standart deviasi

: curah hujan maksimum (mm)

: lamanya pengamatan

51

Tabel 8.4. Tabel Reduced Mean (Yn)

Tabel 8.5. Tabel Reduced Standart Deviasi (Sn)

Tabel 8.6. Tabel Reduced Variasi (Yt)

52

Contoh hasil perhitungan Curah hujan Rancangan metode Gumbel

No. Tahun Tinggi Hujan (R)

R - Rrerata (R - Rrerata)2

1 1990 250.3928 26.0084 676.4353 2 1991 196.1410 -28.2434 797.6897 3 1992 277.9360 53.5516 2867.7713 4 1993 210.6983 -13.6861 187.3097 5 1994 203.6528 -20.7316 429.8000 6 1995 176.9442 -47.4402 2250.5708 7 1996 258.7392 34.3548 1180.2520 8 1997 214.5187 -9.8657 97.3322 9 1998 154.4089 -69.9755 4896.5750 10 1999 216.1724 -8.2120 67.4366 11 2000 274.2694 49.8850 2488.5127

12 2001 258.7392 34.3548 1180.2520

Jumlah 2692.6130 17119.9371

Rerata 224.3844 1426.6614

Standart Deviasi 37.771172

Daeri tabel diatas didapati nilai :

n = 12

R rerata = 224,38

Dari tabel hubungan Yn dan Sn Gumbel didapati :

Yn = 0,5035

Sn = 0,9833

Tabel Hujan Rancangan dengan Kala Ulang

Tr YT K SD . K R rancangan

2 0.3665 -0.139326757 -5.262535 219.1219 5 1.4999 1.013322486 38.274378 262.6588 10 2.2504 1.776568697 67.103082 291.4875 25 3.1985 2.740770874 103.52213 327.9065 50 3.9019 3.456117157 130.5416 354.9260 100 4.5001 4.064476762 153.52005 377.9045 200 5.2958 4.873690634 184.08501 408.4694

1000 6.9073 6.512559748 245.98701 470.3714

Dari tabel Gumbel diperoleh:

Yn = 0.5035

Sn = 0.9833

53

X = 224,38

.Tr = 2, dari tabel Gumbel diperoleh Yt = 0.3665

Sd = 39,4517

K = Sn

YnYt

= 9833,0

5035.03655.0

= -0,139

Hujan Rancangan

X = SdKX .

= 224,38 + (-0,139 x 39,4517)

= 219 mm

d. Log Pearson Type III

Untuk menghitung banjir perencanaan dalam praktek, The Hidrology

Commite of the Water Resources Council, USA, menganjurkan, pertama kali

mentransformasi data ke nilai – nilai logaritmanya, kemudian menghitung

parameter- parameter statistiknya. Karena transformasi tersebut, maka cara ini

disebut Log Pearson III.

Garis besar cara tersebut adalah sebagai berikut :

Ubah data banjir tahunan sebanyak n buah X1, X2, X3, ….Xn menjadi log X1,

log X2, log X3, … log Xn

Hitung nilai Standar deviasinya dengan rumus berikut ini

Sd = )1(

)log(log1

2

n

xXin

i

Hitung koefisien kemencengannya dengan rumus:

54

Cs = 2).2).(1(

)log(log.

Sdnn

xXin

Hitung logaritma debit dengan waktu balik yang dikehendaki dengan rumus:

Log Q = log SdKX .

3

3

).2).(1(

)log(log.

Sdnn

xXinK

Cari antilog dar log Q untuk mendapatkan debit banjir rancangan

Dimana :

Log Xi : logaritma curah hujan dalam periode ulang T (mm/hari)

Log : jumlah pengamatan

n : jumlah pengamatan

Cs : koefisien kemencengan

8.2.3. Uji Kesesuaian Distribusi

Uji kesesuaian distribusi dimaksudkan untuk menetapkan apakah persamaan

distribusi peluang yang telah dipilih dapat mewakili dari distribusi statistik sample

data yang dianalisa. Ada dua jenis uji keseuaian distribusi yaitu Chi square dan

Smirnov Kolmogorov.

a. Uji Keseuaian dengan metode Chi Square

=( − )

∶

f2 : harga chi kuadrat

Of : Jumlah nilai pengamatan pada sub kelompok ke –i

Ef : Jumlah nilai teoritis pada sub kelompok ke –i

Dari hasil pengamatan yang didapat, dicari pengamatannya dengan chi

kuadrat kritis (diadapat dari tabel nilai kritis untuk distribusi Chi Kuadrat)

paling kecil. Untuk suatu nilai nyata tertentu (level of significant) yang sering

diambil 5 %. Rumus umum derajat kebebasan :

Dk = n-3

55

Dimana; Dk : derajat kebebasan, dan n : banyaknya data

Tabel 8.7. nilai DCR

b. Uji Keseuaian dengan metode SmirnovKolmogorov

Dengan membandingkan probabilitas untuk tiap variable dari distribusi

empiris dan teoritis didapat perbedaan (Dcr) tertentu.

Uji ini digunakan untuk menguji simpangan secara horizontal, yaitu

merupakan selisih simpangan maksimum antara distribusi teoritis dan empiris

(Do). Dengan pemeriksaan uji ini akan diketahui :

1. Kebenaran antara hasil pengamatan dengan model distribusi yang

diharapkan atau yang diperoleh secara teoritis.

2. Kebenaran hipotesa diterima atau ditolak.

56

Uji kesesuaian Smirnov-Kolmogorov, sering juga disebut uji kecocokan non

parametrik (non parametric test), karena pengujiannya tidak menggunakan

fungsi distribusi tertentu.

Langkah-langkah pengujian Smirnov-Kolmogorof adalah sebagai berikut

(Soewarno, 1995: 198) :

1. Mengurutkan data (dari besar ke kecil atau sebaliknya) dan juga besarnya

peluang dari masing-masing data tersebut.

2. Menentukan nilai masing-masing peluang teoritis dari hasil penggambaran

data (persamaan distribusinya).

3. Dari kedua nilai peluang ditentukan selisih terbesarnya antara peluang

pengamatan dengan peluang teoritis.

4. Berdasarkan tabel nilai kritis (Smirnov-Kolmogorov Test) dapat ditentukan

harga Dcr.

Apabila Do lebih kecil dari Dcr maka distribusi teoritis yang digunakan untuk

menentukan persamaan distribusi dapat diterima, apabila Do lebih besar dari

Dcr maka distribusi teoritis yang digunakan untuk menentukan persamaan

distribusi tidak dapat diterima. Nilai Dcr untuk uji Smirnov-Kolmogorov

tersebut dapat dilihat pada Tabel 1 berikut ini

Tabel 8.8. Nilai Kritis (Dcr) untuk Uji Smirnov Kolmogorov

57

8.3. Distribusi Hujan Jam-jaman

Intensitas curah hujan adalah jumlah curah hujan yang dinyatakan dalam

tinggi hujan atau volume hujan tiap satuan waktu, yang terjadi pada satu kurun

waktu air hujan terkonsentrasi (Wesli, 2008). Besarnya intensitas curah hujan

berbeda-beda tergantung dari lamanya curah hujan dan frekuensi kejadiannya.

Intensitas curah hujan yang tinggi pada umumnya berlangsung dengan durasi

pendek dan meliputi daerah yang tidak luas. Hujan yang meliputi daerah luas,

jarang sekali dengan intensitas tinggi, tetapi dapat berlangsung dengan durasi

cukup panjang. Kombinasi dari intensitas hujan yang tinggi dengan durasi panjang

jarang terjadi, tetapi apabila terjadi berarti sejumlah besar volume air bagaikan

ditumpahkan dari langit. (Suroso, 2006)

Intensitas curah hujan didefinisikan sebagai ketinggian curah hujan yang

terjadi pada kurun waktu dimana air hujan berkonsentrasi. Analisa intensitas curah

hujan ini dapat diproses berdasarkan data curah hujan yang telah terjadi pada

tahun - tahun sebelumnya. Perhitungan besarnya intensitas curah hujan dapat

dipergunakan beberapa rumus empiris dalam hidrologi. Rumus Mononobe dipakai

apabila data hujan jangka pendek tidak tersedia, yang ada hanya data hujan harian

1. Metode pertama intensitas hujan jam-jaman dengan rumus Mononobe

Menghitung intensitas rencana dengan rumus mononobe, harus tersedia

data hujan harian, bentuk umum dari rumus mononobe adalah :

I =R24

24t

/

Dimana :

I = intensitas curah hujan (mm/jam)

R24 = curah hujan maksimum harian (selama 24 jam)

t = lamanya hujan (24 jam)

Contoh kasusnya seperti ini, jika anda ingin mengetahui intensitas curah

hujan dari data curah hujan harian selama 5 menit, pengerjaannya adalah

sebagai berikut (jika diketahui curah hujan selama satu hari bernilai 56

mm/hari) :

I =R24

24t

58

I =/

/ = 101,76 mm/jam

Ket : ubah waktu dari menit menjadi jam, contoh durasi selama 5 menit,

maka durasi hujannya menjadi 5/60, atau selama 0,833 jam

2. Metode kedua adalah Metode Van Breen

Berdasarkan penelitian Ir. Van Breen di Indonesia, khususnya di

Pulau Jawa, curah hujan terkonsentrasi selama 4 jam dengan jumlah curah

hujan sebesar 90% dari jumlah curah hujan selama 24 jam (Anonim dalam

Melinda, 2007).

Perhitungan intensitas curah hujan dengan menggunakan Metode

Van Breen adalah sebagai berikut :

I =54R + 0,07R

t + 0,3R

Dimana :

IT : Intensitas curah hujan pada suatu periode ulang (T tahun)

RT : Tinggi curah hujan pada periode ulang T Tahun (mm/hari)

Dengan nilai yang sama dengan nilai yang digunakan dalam metode

mononobe, maka perhitungan intensitas curah hujan dengan metode Van

Breen, didapatan nilai sebagai berikut :

I =54R + 0,07R

t + 0,3R

I =54 x 56 + 0,07(56)

5 + 0,3 x 56

= 148,78 mm/jam

3. Metode ketiga adalah Metode Haspers dan Der Weduwen

Metode ini berasal dari kecenderungan curah hujan harian yang

dikelompokkan atas dasar anggapan bahwa curah hujan memiliki

distribusi yang simetris dengan durasi curah hujan lebih kecil dari 1 jam

dan durasi curah hujan lebih kecil dari 1 sampai 24 jam ( Melinda, 2007 )

Perhitungan intensitas curah hujan dengan menggunakan Metode Haspers

& der Weduwen adalah sebagai berikut :

59

R = X1218t + 54

X (1 − t) + 1272t

Dimana :

t : durasi curah hujan dalam satu jam

Xt : Curah hujan maksimum yang terpilih

I =Rt

Untuk 1 ≤ t < 24 jam :

R = 11300tt + 3,12

Xi100

Dimana :

t : durasi curah hujan dalam satuan waktu

R,Rt : curah hujan maksimum yang terpilih

t : Durasi curah hujan (jam)

Xt : Curah hujan harian maksimum yang terpilih (mm/hari)

Dengan nilai contoh yang sama, akan tetapi ditambah dengan durasi 60

menit

Durasi 5 menit

R = X1218t + 54

X (1 − t) + 1272t

= 55,35

Untuk 1 ≤ t < 1 jam

R = 11300tt + 3,12

Ri100

= 32,87

I =Rt

= 394,46mm/jam

Durasi 60 menit

R = X1218t + 54

X (1 − t) + 1272t

60

= 56

Untuk 1 ≤ t < 24 jam

R = 11300tt + 3,12

Ri100

= 29,33

I =Rt

= 29,33 mm/jam

8.4. Debit Banjir Rencana

8.4.1. Debit Banjir Rencana Metode Nakayasu

Penggunaan metode ini, memerlukan beberapa karakteristik

parameter daerah alirannya, seperti :

A. Tenggang waktu dari permukaan hujan sampai puncak hidrograf (time of

peak)

B. Tenggang waktu dari titik berat hujan sampai titik berat hidrograf (time

lag)

C. Tenggang waktu hidrograf (time base of hydrograph)

D. Luas daerah aliran sungai

E. Panjang alur sungai utama terpanjang (length of the longest channel)

Koefisien pengaliran

Penggunaan metode ini memerlukan beberapa karakteristik parameter

daerah pengalirannya,seperti:

R = 1 – (1 – P)n = 1-(1tenggang waktu dari permulaan hujan sampai

puncak hidrograf (time of peak)

R = 1 – (1 – P)n = 1-(1tenggang waktu dari titik berat hujan sampai titik

berat hidrograf (time lag)

R = 1 – (1 – P)n = 1-(1tenggang waktu hidrograf (time base of hidrograph)

R = 1 – (1 – P)n = 1-(1luas daerah aliran sungai

61

R = 1 – (1 – P)n = 1-(1panjang alur sungai utama terpanjang (length of the

longest channel)

Rumus dari hidrograf satuan Nakayasu adalah:

)3,0(6,3

..

3,0TTp

RoACQp

dengan :

Qp = debit puncak banjir (m3/dt)

Ro = hujan satuan (mm)

Tp = tenggang waktu dari permulaan hujan sampai puncak

banjir (jam)

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

30% dari debit puncak (jam)

A = luas daerah pengaliran sampai outlet (km2)

Untuk menentuka Tp dan T0,3 digunakan perumusan sebagai berikut

Tp = tg + 0,8 tr

T0,3 = α tg

Tr = 0,5 tg sampai tg

tg adalah time lag yaitu waktu antara hujan sampai debit puncak banjir

(jam). tg dihitung dengan ketentuan sebagai berikut :

sungai dengan panjang alur L > 15 km : tg =0,4 + 0,058 L

sungai dengan panjang alur L < 15 km : tg = 0,21 L0,7

perhitungan T0,3 menggunakan ketentuan

α = 2 pada daerah pengaliran biasa

62

α = 1,5 pada bagian naik hidrograf lambat, dan turun cepat

α = 3 pada bagian naik hidrograf cepat, dan turun lambat

Pada waku naik : 0 < t < Tp

Qa = (t/Tp)2,4

dimana Qa adalah limpasan sebelum mencapai debit puncak (m3/dt)

Pada kurva turun (decreasing limb)

a. selang nilai : 0 ≤ t ≤ (Tp + T0,3)

Qd1 =

3,03,0. T

Tpt

Qp

b. selang nilai : (Tp + T0,3) ≤ t ≤ (Tp + T0,3 + 1,5 T0,3)

Qd2 =

3,0

3,0

5,1

5,0

3,0. T

TTpt

Qp

c. selang nilai : t > (Tp + T0,3 + 1,5 T0,3)

Qd3 =

3,0

3,0

2

5,1

3,0. T

TTpt

Qp

Hidrograf satuan sintetik NAKAYASU ini banyak dipakai dalam

perencanaan bendungan-bendungan dan perbaikan sungai di proyek Brantas (Jawa

– Timur ), antara lain untuk menetukan debit perencanaan bendungan-bendungan

Lahor, Wlingi, Widas, Kesamben, Sengguruh, Wonorejo, dan perbaikan Sungai

Brantas bagian tengah.

Tabel 8.9. Lengkung Hidograf Nakayasu

Karakteristik Notasi Persamaan Awal Akhir

Notasi Nilai Notasi Nilai

Lengkung Naik Qa Qp . (t/Tp)2,4 0 0 Tp 3.0 Lengkung Turun Tahap 1 Qd1 Qp . 0,3^[(t-Tp)/T0,3] Tp 3.0 Tp + T0,3 9 Lengkung Turun Tahap 2 Qd2 Qp . 0,3^[(t-Tp+0,5T0,3)/1,5T0,3] Tp + T0,3 9 Tp + T0,3 + 1,5T0,3 13 Lengkung Turun Tahap 3 Qd3 Qp . 0,3^[(t-Tp+1,5T0,3)/2T0,3] Tp + T0,3 + 1,5T0,3 13 ~ ~

63

8.4.2. Debit Banjir Rencana Metode Gamma I

Hidrograf satuan sintetik Gama I dikembangkan oleh Sri Harto (1993, 2000)

berdasar perilaku hidrologis 30 DAS di Pulau Jawa. Meskipun diturunkan dari

data DAS di pulau Jawa, ternyata hidrograf satuan sintetik Gama I juga berfungsi

baik untuk berbagai daerah lain di Indonesia (Triatmodjo, 2008). HSS Gama I

terdiri dari tiga bagian pokok yaitu sisi naik (rising limb), puncak (crest) dan sisi

turun / resesi (recession limb). Gambar 2-2 menunjukan HSS Gama I. Dalam

gambar tersebut tampak ada patahan dalam sisi resesi. Hal ini disebabkan sisi

resesi mengikuti persamaan eksponensial yang tidak memungkinkan debit sama

dengan nol. Meskipun pengaruhnya sangat kecil namun harus diperhitungkan

bahwa volume hidrograf satuan harus tetap satu.

Gambar 8.1. Gambar Hidograf satuan sintetik Gamma -1 ( Triatmodjo, 2008)

HSS Gama I terdiri dari empat variabel pokok, yaitu waktu naik (time of rise -

TR), debit puncak (Qp), waktu dasar (TB), dan sisi resesi yang ditentukan oleh

nilai koefisien tampungan (K) (Triatmodjo, 2008).

a. Waktu mencapai puncak

= , .

+ , . + ,

64

Dimana :

TR : waktu naik (jam)

L : panjang Sungai (km)

SF : faktor sumber yaitu perbandingan antara jumlah semua panjang sungai

tingkat 1 dengan jumlah semua panjang sungai semua tingkat

Gambar 8.2. Sketsa Penentapan WF ( Triatmodjo, 2008)

Gambar 8.3. Sketsa Penentapan RUA ( Triatmodjo, 2008)

Wu : lebar DTA pada 0,75 L

Wi : Lebar DTA pada 0,25 L

Wf : Wu/Wi

65

SIM : faktor simetri ditetapkan sebagai hasil kali antara faktor lebar

(Wf) dengan luas relative DTA sebelah Hulu (RUA)

b. Debit Puncak

Qp = 0,1836 . A0,5886 . TR-0,4008 . JN0,2381

Dimana :

Qp : debit puncak (m3/detik)

JN : jumlah pertemuan Sungai

A : Luas DTA (km2)

TR : waktu Naik (jam)

c. Waktu Dasar

TB = T27,4132 . TR0,1457 . S-0,0986 . SN 0,7344 . RUA 0,2574

Dimana :

TB : waktu dasar (jam)

S : landai sungai rata-rata (slope rata-rata)

SN : frekuensi sumber yaitu perbandingan antara jumlah segment sungai-

sungai tingkat 1 dengan jumlah segment sungai semua tingkat.

RUA : perbandingan antara luas DTA yang diukur di hulu garis yang ditarik

tegak lurus garis hubung antara stasiun pengukuran dengan titik yang paling dekat

dengan titik berat DTA melewati titik tersebut dengan luas DTA total

RUA : AU/A

d. Indeks

0,43903 - 3,859x106 . A2 + 1,6985x10-13 (A/SN)4

Dimana :

66

indeks infiltrasi (mm/jam)

A : luas DTA

SN : frekuensi sumber yaitu perbandingan antara jumlah segment sungai-

sungai tingkat 1 dengan jumlah segment ungai semua tingkat

e. Aliran Dasar

Qb = 0,4751. A0,6444 . D0,9430

dimana :

Qb : aliran dasar (m³/det).

D : kerapatan jaringan kuras (drainage density) atau indeks kerapatan sungai

yaitu perbandingan jumlah panjang sungai semua tingkat dibagi dengan luas

DTA.

f. Waktu Kosentrasi

= 0,871000

,

dimana :

tc : waktu konsentrasi (jam)

L : panjang saluran utama (km)

S : kemiringan rata-rata saluran utama.

g. Faktor Tampungan

k = 0,5617.A0,1798 .S −0,1446 .SF −1,0897 .D0,0452

dimana :

k : koefisien tampungan.

A : luas DTA (km²).

S : landai sungai rata-rata.

SF : faktor sumber yaitu perbandingan antara jumlah semua panjang sungai

tingkat 1 dengan jumlah semua panjang sungai semua tingkat.

67

D : kerapatan jaringan kuras (drainage density) atau indeks kerapatan sungai

yaitu perbandingan jumlah panjang sungai semua tingkat dibagi dengan

luas DTA.

h. Debit yang diukur dalam Jam ke –t sesudah debit pncak dalam

Q1 = Qp. e-t/k

dimana :

Qt : debit yang diukur dalam jam ke-t sesudah debit puncak dalam (m³/det)

Qp : debit puncak dalam (m³/det)

t : waktu yang diukur dari saat terjadinya debit puncak (jam)

k : koefisien tampungan (jam)

i. Hidograf satuan sintetik Gama-1

Analisis hidrograf banjir untuk kala ulang dapat dihitung dengan persamaan

sebagai berikut :

Qtotal = U1.Rei + U2.Rei-1 + U3.Rei-2 + ....... + Un.Rei-(n+1) + Qb

Di mana :

Qtotal : debit banjir rancangan untuk periode ulang T tahun.

Un : ordinat unit HSS gama-I.

Rei : hujan efektif pada jam ke i.

Qb : aliran dasar(base flow).

8.5. Latihan

1. Dari data hujan harian periode waktu 10 tahun yang sudah kalian dapatkan,

hitunglah hujan rencana dengan semua metode, bandingkan hasilnya! Dan

berikan kesimpulan nya !!!!

2. Setelah didapatkan hujan rencananya hitunglah debit banjir rencananya!!!!

68

BAB 9

DEBIT ANDALAN

Debit andalan adalah besarnya debit yang tersedia untuk memenuhi kebutuhan air

dengan resiko kegagalan yang telah diperhitungkan. Dalam perencanaan proyek–

proyek penyediaan air terlebih dahulu harus dicari debit andalan (dependable

discharge), yang tujuannya adalah untuk menentukan debit perencanaan yang

diharapkan selalu tersedia di sungai (Soemarto, 1987).

Debit tersebut digunakan sebagai patokan ketersediaan debit yang masuk ke

waduk pada saat pengoperasiannya. Untuk menghitung debit andalan tersebut,

dihitung peluang 80 % dari debit infow sumber air pada pencatatan debit pada

periode tertentu.

= + 1

100%

Dengan ;

P = peluang (%)

m = nomor urut data

n = jumlah data

perencanaan teknik sumber daya air membutuhkan nilai probabilitas debit

diandalkan :

Penyediaan air minum dengan debit andalan 99 %

Pembangkit tenaga listrik dengan debit andalan 85 – 90 %

Perencanaan irigasi dengan debit andalan 70% - 85%

9.1. Metode Mock

Dikembangkan oleh FJ Mock (1973) berdasarkan daur hidrologi, menjelaskan

hubungan rainfall-runoff

Data yang diperlukan :

- Data hujan rerata bulanan

- Data klimatologi (penyinaran matahari, kec. Angin, kelembaban relative,

temperature

- Luas dan tataguna lahan DAS

Prinsip

69

- Memperhitungkan volume air yang masuk (hujan) keluar (infiltrasi,

perkolasi dan evapotranspirasi) dan yang disimpan dalam tanah (soil

storage)

- Dalam system mengacu pada water balance, volume air total yang ada

dibumi tetap, hanya sirkulasi dan distribusi yang bervariasi.

Hubungan antara inflow dan outflow pada suatu DAS untuk periode tertentu

disebut neraca air (water balance)

9.2. Latihan

Tentukan debit andalan dengan metode FJ Mock dari data Cuah hujan yag telah

kalian dapatkan pada bab sebelumnya !!!!

70

DAFTAR PUSTAKA

1. Anonim, 1986, Standar Perencanaan Irigasi KP-O1, Ditjen Pengairan

Departemen Pekerjaan Umum, Jakarta. 2. Anonim, 1987, Pedoman Keamanan Bendungan, Yayasan Badan Penerbitan

Pekerjaan Umum, Departemen Pekerjaan Umum, Jakarta. 3. Mengenal dasar dasar hidrologi, fr. Joice Martha, I r. Wanny Adidarma Dipl.

H. Nova, Bandung. 4. Hidrologi & Pemakaiannya, jilid I, Prof. Ir. Soemad yo, diktat kuliah ITS.

1976 5. Hidrologi Teknik Ir. CD. Soemarto, Dipl. HE 6. Anonim, 1987, Pedoman Perencanaan Hidrologi dan Hidraulika untuk

Bangunan di Sungai, Yayasan Badan Penerbitan Pekerjaan Umum, Departemen Pekerjaan Umum, Jakarta.

7. Anonim, 1991, Peraturan Pemerintah Republik Indonesia Nomor 35 Tahun 1991 Tentang SUNGAI, Direktorat Sungai, Ditjen Pengairan Departemen Pekerjaan Umum, Jakarta.

8. Anonim, 1993, Pembuatan Model Hujan Aliran PLN-PPE Release 01, Fakultas Teknik Universitas Gadjah Mada, Yogyakarta.

9. Bras, R.L., 1990, Hydrology, An Introduction to Hydrologic Science, Addison- Wesley Publishing Company, Canada.

10. Chow, V.T., D.R., Maidment dan L.W., Mays, 1988, Applied Hydrology, McGraw-Hill Book Company, New York.

11. Haan, C.T., 1977, Statistical Methods in Hydrology, The Iowa State University Press, Ames, Iowa.

12. Iman Subarkah, 1980, Hidrologi untuk Perencanaan Bangunan Air, Idea Dharma Bandung, Bandung.

13. Joyce Martha, W. dan Wanny Adidarma, 1982, Mengenal Dasar-dasar Hidrologi, Nova, Bandung.

14. 10. Hidrologi Untuk Pengairan, Ir. Suyono Sosrodarsono, Kensaku Takeda, PT. Pradnya Paramita, Jakarta , 1976.

15. Hydrotogi for Engineers, Ray K. Linsley Ir. Max. A. Kohler, Joseph L.H. Apaulhus.Mc.Grawhill, 1986.

16. Sri Harto Br., 1984, Mengenal Dasar Hidrologi Terapan, Biro Penerbit KMTS FT

17. UGM, Yogyakarta. 18. Sri Hat-to Br., 1993, Analisis Hidrologi, PT Gramedia Pustaka Utama,

Jakarta.