BAB II

TINJAUAN PUSTAKA

2.1. HIDROLOGI KUANTITATIF

Dapat terjadi kebetulan bahwa suatu data aliran sungai didapatkan oleh ahli hidrologi

pada letak suatu proyek yang direncanakan. Yang lebih sering terjadi adalah didapatkannya

data terdekat pada bagian lain dari sungai yang bersangkutan atau bahkan pada sungai yang

berdekatan. Oleh karenanya, ahli hidrologi haruslah siap untuk mengalihkan data yang

didapatkan dengan cara semacam ini kepada permasalahannya dengan penyesuaian yang tepat

dalam mengangani perbedaan-perbedaan sifat hidrologis antara kedua DAS yang

bersangkutan. Di samping transposisi ruang, ahli hidrologi dapat pula diminta untuk

memperkirakan besarnya suatu kejadian yang lebih besar daripada yang pernah teramati

(ekstra polisi waktu). Berbagai cara, sebagian bersifar empiris, sebagian rasional, telah

digunakan untuk memecahkan masalah penyesuaian ruang dan waktu ini.

2.1.1. Imbuhan dan Limpasan DAS

Bila hujan jatuh ke atas permukaan tanah, sebagian daripadanya akan tersadap oleh

daun dan batang tumbuh-tumbuhan. Air yang tertahan dengan cara semacam ini, yang disebut

sadapan (interception), bersama-sama dengan limpasan air pada cekungan (depression

storage) serta lengas tanah, membentuk apa yang biasa disebut imbuhan DAS (basin

recharge), yaitu bagian dari presipitasi yang tidak menjadi bagian dari aliran sungan atau air

tanah. Simpanan air pada cekungan meliputi pula air yang tertahan sebagai kubangan pada

cekungan permukaan tanah. Lengas tanah terikat sebagai air kapiler di dalam ruang pori-pori

kecil di dalam tanah atu sebagai air higroskopis yang terserap oleh permukaan partikel-

partikel tanah.

Air hujan yang tidak termasuk bagian dari imbuhan DAS, mungkin akan menempuh

tiga jalur menuju ke sungai. Satu bagian akan mengalir sebagai aliran permukaan tanah atau

limpasan permukaan ke dalam tanah dan mengalir ke kiri kanannya di dalam tanah bagian

atas menuju ke alur sungai sebagai aliran-antara (interflow). Suatu lapisan yang kedap air

mungkin berperkolasi jauh ke dalam tanah hingga mencapai lapisan air tanah. Perkolasi

vertikal dari air hujan akan menghasilkan tambahan air tanahhanya bila tanahnya sangat lulus

air atau bila air tanahnya dekat ke permukaan. Tanah yang kedap air memungkinkan

terjadinya aliran permukaan tanah, sedangkan lapisan tanah yang tebal, walaupun lulus air,

dapat menahan air banyak sekali sehingga tidak ada yang dapat mencapai laipsan air tanah.

Membicarakan imbuhan atau limpasan seolah-olah limpasan baru mulai bila imbuhan

pada DAS yang bersangkutan selesai sepenuhnya adalah mudah tetapi tidak teliti. Bila laju

(rate) potensial untuk terjadinya imbuhan bersifat maksimum pada awal terjadinya hujan,

imbuhan pada umumnya berlangsung dengan laju yang menurun selama terjadinya hujan.

Terjadinya kejenuhan yang sempurna, yaitu dimana kapasitas simpanan lengas dari DAS

sepenuhnya terpakai, sangat jarang terjadi. Perbedaan antara ketiga jenis aliran seperti

disebutkan diatas juga bersifat agak artifisial. Air yang mengalir di permukaan tanah mungkin

meresap dan menjadi aliran-antara atau air tanah, sedangkan air yang meresap dapat

menembus permukaan dan akhirnya mencapai suatu alur sebagai aliran permukaan.

Bagaimanapun, pengertian-pengertian ini memungkinkan pendekatan yang rasional kepada

hidrologi.

Aliran permukaan tanah serta aliran-aliran sering digabungkan sebagai limpasan

langsung (direct runoff). Air semacam ini mencapai sungai segera setelah jatuh sebagai hujan

besar dari aliran sungan pada waktu air rendah didatkan dari air tanah. Alur sungai yang

alirannya abadi terletak di bawah permukaan air tanah dan disebut sungai yang lancar

(effluent streams). Ada sungai yang berisai hanya sebentar-sebentar, yang menjadi kering

bila terjadi jarak waktu yang panjang antara curah hujan satu dengan lainnya, pada umumnya

disebut sungai yang tidak lancar (influent sreams), yaitu karena alurnya terletak di atas

permukaan air tanah, sehingga peresapan dari palung sungai ke dalam lapisan air tanah

terjadi. Hampir semua DAS memiliki sungai-sungai yang termasuk dalam kedua jenis itu.

Suatu sungai mungkin lancar atau tidak lancar, tergantung kepada jumlah aliran serta

kedudukan permukaan air tanahnya.

2.1.2. Analisa Hidrograf

Karakteristik limpasan langsung dan aliran air tanah sangat berbeda satu sama lain,

sehingga masing-masing harus ditangani secara terpisah dalam masalah-masalah yang

bersangkutan dengan limpasan yang berwaktu pendek. Tidak ada cara yang praktis yang dapat

memisahkan air tanah dan limpasan langsung setelah keduanya bercampur di dalam sungai,

sehingga teknik-teknik analisis hidrograf sebenarnya bersifat sembarang. Hidrograf khas yang

berasal dari satu kali hujan (Gambar 2-1) terdiri dari sisi naik, puncak dan sisi turun. Sisi

turun menunjukkan menyurutnya simpanan air di dalam alur sungai. Puncak kembar kadang-

kadang terjadi karena keadaan geografis DAS yang bersangkutan, tetapi lebih sering

merupakan hasil dari dua kali (atau lebih) hujan yang dipisahkan oleh gerimis atau tidak ada

hujan sama sekali.

Gambar 2-1. Hidrograf banjir khas yang menunjukkan metode pemisahan limpasan langsung

dan air tanah.

Berbagai cara untuk mengadakan pemisahan hidrograf telah digunakan. Metode yang

dilukiskan oleh ABC dalam Gambar 2-1 bersifat sederhana dan mudah diterima seperti

diperpanjang hingga titik B di bawah puncak hidrograf. Garis lurus BC kemudian ditarik

hingga memotong sisi turun hidrograf pada hari ke N setelah puncuk. Nilai N tidaklah bersifat

kritis dan dapat dipilih secara sembarang dengan melihat kepada melihat kepada berbagai

hidrograf dari DAS yang bersangkutan. Waktu N akan lebih besar bila ukuran DAS-nya lebih

besar, karena air memerlukan waktu yang lebih panjang untuk menyusuri DAS yang besar

daripada untuk DAS yang kecil. Suatu pedoman kasar untuk pemilihan nilai N (dalam hari)

adalah

N=Ad0,2 (2-1)

dimana Ad luas DAS dalam mil persegi. Bila Ad dalam kilometer persegi, maka nilai N yang

diperoleh harus dikurangi dengan kira-kira 20 persen. Tetapi penyimpangan yang jauh dari

Persamaan (3.-1) mungkin saja terjadi.

2.2. MEMPERKIRAKAN VOLUME LIMPASAN

Pembahasan pada Bagian 2-1 menyarankan persamaan

R=P−L−G (2-2)

di mana R adalah limpasan langsung (yaitu luas ABCD dalam Gambar 2-1), P adalah

presipitasi, L adalah imbuhan, DAS, dan G adalah penambahan air tanah, semuanya dalam

satuan tebal air di atas DAS-nya.Perkiraan nilai R yang teliti oleh karenanya akan tergantung

kepada perkiraan imbuhan DAS L serta pertambahan air tanah G.

Tabel 2-1. Nilai-nilai koefisien K [Persamaan (2-3)] untuk berbagai permukaan

Permukaan Nilai K

Pemukiman kota

Rumah-rumah tunggal

Apartermen kebun

Industri dan perdagangan

Hutan, tergangung jenih tanahnya

Taman, lahan pertanian, padang

rumput

Aspal atau lantai beton

0,30

0,50

0,90

0,05 – 0,20

0,05 – 0,30

0,85 – 1,0

Sumber: Teknik Sumber Daya Air, Linsley, 1989

2.2.1. Koefisien Limpasan

Di dalam perencanaan saluran drainasi serta proyek pengendalian air yang kecil,

volume limpasan biasanya dianggap merupakan persentase dari curah hujan. Bila Persamaan

(2-2) benar, maka suatu persamaan yang berbentuk

R=kP (2-3)

tidak akan cukup rasional, karena koefisien limpasan k haruslah berubah-ubah menurut

perubahan imbuhan DAS dan presipitasinya. Keterandalan Persamaan (2-3) akan meningkat

bila persentase daerah yang kedap air lebih luas, sehingga nilai k mendekati satu. Pemecahan

masalah dengna cara persentase atau koefisien ini paling cocok untuk drainasi perkotaan

dimana jumlah daerah yang kedap air cukup luas. Untuk curah hujan yang sedang, semua

limpasan mungkin berasal dari daerah kedapa air, sehingga nilai k akan sama dengan

persentase daerah kedap air itu, daerah kedap air itu harus berhubungan dengan tata

drainasinya seperti atap, teras dan lapangan parkir yang mengalirkan airnya ke atas tanah,

tidak boleh dimasukkan. Nilai-nilai k yang biasa dipakai disajikan pada Tabel 2-1. Pendekatan

koefisien tidak boleh digunakan pada daerah perdesaan atau untuk analisis hujan yang besar.

2.2.2. Peresapan

Peresapan (infiltrasi) adalah gerakan air menembus permukaan tanah dan masuk ke

dalam tanah. Kapasitas peresapan (kapasitas infiltrasi) suatau tanah pada suatu saat adalah

kecepatan maksimum bagi air untuk menembus tanah itu. Kapasitas peresapan tergantung

pada berbagai faktor. Suatu tanah yang renggang dan lulus air akan mempunyai kapasitas

yang lebih besar dibandingkan dengan tanah lempung yang ketat. Bila sebagian besar dari

ruang pori-porti telah terisi air, kapasitas peresapan biasanya menjadi lebih kecil daripada bila

tanahnya masih kering.

Bila ruang pori-pori tanah permukaan telah sepenuhnya terisi air, maka gerakan air

lebih ke bawah lagi akan tergantung pada permeabilitas tanah bagian bawah. Suatau hutan

yang lebat mungkin mengumpulkan dan mendorong debu-debu di permuaan tanah masuk ke

dalam pori-pori tanah dan mengurangi peresapan. Tumbuh-tumbuhan penutup yang baik akan

merupakan perlindungan terhadap tumbuhan butir-butir hujan. Di samping itu, akar tumbuh-

tumbuhan dan sampah tanaman organic membantu peningkatan peresapan. Secara teoritis,

bila kapasitas peresapan suatu tanah tertentu telah diketahui, maka volume limpasan yang

berasal dari curah hujan tertentu dapat dihitung dengan mengurangkan peresapan dan

genangan permukaan (yaitu sadapa ditambah simpanan air pada cekungan ) dari curah hujan

keseluruhan.

Laju peresapan adalah kecepatan yang digunakan oleh air pada waktu benar-benar

menembus tanah selama berlangsungnya hujan; kecepatan ini haruslah sama dengan kapasitas

peresapan atau laju curah hujan, yaitu mana yang lebih kecil diantara keduanya. Laju atau

kapasitas peresapan diperkirakan dengan percobaan, yaitu dengan mengukur limpasan

permukaan dari suatu daerah yang kecil yang disieram dengan hujan buatan atau hujan

sebenarnya. Bila daerah itu disiram dengan hujan yang lajunya lebih tinggi dibandingkan

dengan kapasitas peresapan, maka kapasitas itu akan berubah-ubah selama percobaan, yaitu

seperti yang terlihat pada Gambar 2-2. Lengkung kapasitas yang berbeda-beda akan

didapatkan untuk berbagai nilai awal lengas tanah.

Gambar 2-2 Lengkung peresapan khas yang ditumpangkan ke atas diagram curah hujan untuk

menggambarkan metode perhitungan limpasan

Beribu-ribu percobaan peresapan telah dilaksanakan. Alat pengukur peresapan

mungkin terdiri dari petak-petak tanah kecil yang disiram air sebagai hujan tiruan atau

tabung-tabung yang dibenamkan ke dalam sebagian dan diisi dengan air. Percobaan-

percobaan ini telah menunjukkan bahwa kapasitas peresapan tanah yang gundul pada musim

panas setelah hujan 1 jam akan berkisar antara 0,01 inci/jam (0,25 mm/jam) untuk tanah

lempung berat hingga 1,0 inci/jam (25 mm/jam) untuk tanah berpasir yang renggang. Hutan

atau rumput yang keadaanya baik akan menyebabkan naiknya kapasitas peresapan tanah yang

ditutupinya, dari tiga hingga tujuh kali.

Hujan dengan berbagai intensitas, baik yang kurang ataupun yang lebih dari kapasitas

peresapan pada waktu yang bersangkutan, memberikan hasil yang menyimpang dari lengkung

waktu-kapasitas. Berkurangknya kapasitas peresapan selama periode dengan hujan yang

lajunya kurang dari kapasitas peresapan tidak akan begitu besar sebagaimana bila peresapan

terjadi dengan laju yang sama dengan kapasitas. Sering ada anggapan bahwa kapasitas

peresapan pada suatu saat tergantung pada besarnya massa yang telah meresap hingga saat itu.

Dengan demikian, bila hujan dimulai dengan laju rendah dan curah hujan pada jam pertama

menjadi satu setengah kali kapasitas peresapan, maka kapasitas pada akhir jam itu akan

diambil kira-kira pada 0,5 jam pada lengkung waktu kapasitas yang digunakan.

2.2.3. Indeks Peresapan

Penggunaan lengkung peresapan secara langsung sebagaimana diuraikan pada bagian

sebelumnnya untuk dareah yang heterogen dan luas adalah sulit. Pada suatu saat, baik

kapasitas peresapan maupun laju curah hujan antara satu tempat dan tempat lainnya dapat

berbeda besar. Lebih dari itu, aliran-aliran seringkali merupakan bagian penting dari limpasan

total; sedangkan karena aliran-antara juga merupakan bagian dari peresapan, pada umumnya

tidak dimasukkan dalam limpasan yang dihitung dengan lengkung peresapan yang didapat

dari hasil petak percobaan. Perkiraan volume limpasan dari daerah yang luas kadang-kadang

dikerjakan dengan menggunakan indeks peresapan.

Salah satu indeks yang umum adalah laju peresapan rata-rata atau laju kehilangan

(indeks W) yang dihitung dengan

W =P−RtR

(2-4)

dimana tR adalah durasi curah hujan dalam jam. Indeks yang kedua adalah indeks Ф, yang

didefinisikan sebagai laju curah hujan yang bila dilampaui maka volume curah hujannya akan

sama dengan volume limpasan (Gambar 2-3). Bila intensitas curah hujan cukup seragam atau

bila curah hujannya besar, kedua indeks itu akan hamper sama besar. Dalam hal yang biasa,

yaitu bila curah hujan sedang dan intensitasnya tidak seragam, maka indeks Ф akan sedikit

lebih besar dibandingkan terhadap indkes W. Indeks-indeks ini akan berubah tergantung pada

lengas tanah awal, perubahan simpanan air di cekungan, kapasitas peresapan daerahnya, serta

jumlah presipitasinya. Laju kehilangan air rata-rata biasanya meningkat dengan naiknya

intensitas curah hujan pada kisaran intensitas rendah. Indeks peresapan bukanlah laju

peresapan, tetapi lebih merupakan petunuk tentang imbuhan DAS potensial.

Gambar 2-3 Diagram bagan yang menunjukan arti indeks Ф

2.2.4. Korelasi curah hujan-limpasan

Korelasi yang paling sederhana antara curah hujan dan limpasan adalah berupa suatu

plot curah hujan rata-rata terhadap limpasan yang diakibatkannya (Gambar 2.4). Hubungan ini

secara khas agak melengkung, menunjukkan peningkatan persentase limpasan pada curah

hujan yang lebih lebat. Hubungan sederhana semacam ini tidak memperhitungkan berbagai

kemungkinan keadaan awal yang mungkin mempengaruhi besarnya limpasan, sehingga

biasanya terdapat titik-titik yang berserakan disekitar garis rata-rata.

Variabel ketiga yang dapat menjelaskan penyimpangan dari hubungan yang sederhana

dapat pula disertakan. Hal ini dapat dikerjakan dengan memplot curah hujan terhadap

limpasan dengan mencantumkan nilai-nilai variable ketiga tersebut untuk tiap-tiap titik. Garis-

garis ketepatan tertinggi kemudian digambarkan untuk berbagai nilai variable ketiga itu. Pada

daerah lembab, aliran awal di dalam sungai mencerminkan keadaan sebelumnya sehingga

sering merupakan parameter yang efektif (Gambar 2-5). Pareameter lain adalah presipitasi

sebelumnya, yang dapat berfungsi sebagai petunjuk tentang keadaan lengas tanah, maka inilai

persipitasi yang digunakan dalam indeks presipitasi sebelumnya haruslah diratakan menurut

waktu kejadiannya. Hal ini dapat dicapai dengan mudah dengan dasar anggapan bahwa nilai

indeks PaN pada akhir hari ke N dapat dihitung dari

PaN=b PaN−1+PN (2-5)

dimana PaN-1 adalah indeks persopitasi pada hari sebelumnya, PN adalah presipitasi yang

tercatat pada hari ke N, dan b adalah suatu koefisien. Bila tidak terjadi hujan selama t hari,

maka Persamaan (2-5) menjadi

PaN +1=PaN b t (2-6)

Beban yang ditetapkan untuk curah hujan selama t hari sebelum waktu yang dihitung

adalah bt. Nilai b biasanaya berkisar antara 0,85 dan 0,95. Pengukuran lengas tanah yang

seenarnya mungkin akan lebih baik daripada parameter-parameter yang dibahas di atas, tetapi

pencatatan lengas tanah yang sistematis sulit dicapai untuk daerah yang luas.

Lengas tanah bukanlah merupakan satu-satunya faktor yang mempengaruhi keadaan

imbuhan DAS, dan indeks presipitasi sebelumnya atau indeks aliran-awal tidaklah selalu

dapat sepenuhnya menjelaskan mengapa titik-titik pada grafik curah hujan limpasan

berserakan.

Minggu-minggu dalam suatu tahun telah terbukti merupakan suatau parameter yang

berguna kerena dapat merupakan petunjuk tentang tahap pertumbuhan tanaman, yaitu hal

yang mempengaruhi sadalan (intersepsi) serta keadaan permukaan tanah akibat pengaruh

usaha pertanian. Minggu-minggu tersebut mencerminkan pula keadaan evapotranspirasi yang

khas, yang menetapkan besarnya lengas tanah bersama-sama dengan presipitasi sebelumnya.

Hubungan semacam ini diperlihatkan pada gambar 2-6.

Durasi curah hujan telah pula terbukti merupkan hal yang berguna dalam beberapa

korelasi, sebagaimana diharapkan dari kenyataan bahwa peresapan merupakan gejala waktu.

Hubungan curah hujan-limpasan yang sederahan, indeks-indeks peresapan, dan koefisien-

koefisien limpasan pada umumnya berlaku hanya untuk suatu DAS tunggal yang berukuran

kecil. Hubungan curah hujan-limpasan yang lebih ruwet telah digunakan untuk daerah-daerah

yang luas, meliputi beberapa buah DAS.

Gambar 2-6 Hubungan curah hujan-limpasan bersumbu terpadu untuk berbagai daerah anak

sungai.

2.2.5. Prosedur Perhitungan Lengas

Persamaan (2-2) menunjukkan bahwa limpasan mungkin berdasarkan prosedur lengas

yang diturunkan dari Persamaan (2-7)

R+Go=P−Eact−∆ M (2-7)

dimana P adalah presipitasi, R adalah limpasan permukaan, Go adalah aliran bawah tanah

yang keluar, Eact adalah evapotranspirasi yang sebenarnya, dan M adalah perubahan

limpasan lengas.

Eact=E pot

M akt

M maks

Seharusnya prosedur tersebut memperhitungkan suatu urutan nilai lengas tanah yang

terjadi, dan kemudian berdasarkan aturan yang tepat membagi setiap pertambahan curah

hujan ke dalam limpasan dan imbuhan DAS. Hal yang belakangan ini menuntuk

dinyatakannya peresapan sebagai fungsi dari lengas tanah. Proses seperti ini akan sangat

membosankan bila dikerjakan secara manual, tetapi hasil-hasil yang baik telah dicapai dengan

menggunakan computer digital untuk pelaksanaan perhitungan dan untuk menetapkan

konstanta-konstanta yang penting. Gambar 2-7 melukiskan bagian alir yang dipergunakan

dalam model semacam ini.

Gambar 2-7 Model untuk penetapan limpasan berdasarkan perhitungan lengas tanah (Sumber:

Teknik Sumber Daya Air,Linsley, 1989)

2.3. Hidrograf Aliran Keluar DAS

Untuk tujuan-tujuan tertentu, sautu perkiraan volume limpasan total dari DAS untuk

suatu jangka waktu tertentu akan sudah mencukupi kebutuhan. Walaupun demikian, sering

terjadi di bawah perkiraan laju aliran-puncak yang bersifat sesaat dibutuhkan untuk

perencanaan dan dalam berbagai hal dibutuhkan pula hidrograf yang lengkap. Metode-metode

hidrologi karenanya haruslah meliputi pula teknik-teknik untuk megubah perkiraan volume

limpasan menjadi perkiraan laju aliran.

2.3.1. Metode Rasional

Bila hujan jatuh dengan jumlah per satuan waktu yang tetap pada suatu permukaan

kedap air, maka laju limpasan dari permukaan tanah itu akan sama dengan laju curah

hujannya. Waktu yang dibutuhkan untuk mencapai keseimbangan ini disebut waktu

konsentrasi tc. Untuk daerah yang luasnya kecil dan kedap air, dapat dianggap bahwa hujan

tetap berlangsung dengan jumlah yang seragam untuk jangka waktu yang sama dengan tc,

maka puncak limpasan akan sama dengan laju curah hujan per satuan waktu. Ini adalah dasar

dari rumus rasional atau persamaan Mulvaney.

QP=i Ad (2-9a)

dimana QP adalah laju puncak dari limpasan dalam acre-inci per jam, adalah intensitas curah

hujan dalam inci per jam untuk durasi yang sama dengan tc, dan Ad adalah luas DAS dalam

acre. Karena satu acre-inci/jam sama dengan 1008 cfs, maka Persamaan (2-9a) pada umunya

dianggap memberikan aliaran puncak dalam ft3/detik. Untuk QP dalam m3/detik, dalam

millimeter per jam, dan Ad dalam hektar, persamaan itu menjadi

QP=i Ad

360 (2-9b)

Rumus rasional digunakan untuk merangcang saluran drainasi hujan, gorong-gorong,

dan beberapa bangunan yang mengalirkan limpasan dari dareah yang tidak luas, walaupun

sebenarnya persamaan tersebut mengandung kelemahan-kelemahan yang berat.

Penggunaannya harus pula dibatasi hanya untuk daerah-daerah sempit yang kedap air.

Untuk petak-petak kecil tanpa alur yang jelas dan limpasannya berupa aliran di atas

permukaan yang bersifat laminar, Izzard mendapatkan waktu untuk mencapai keseimbangan

te dalam menit, yaitu

t e=41 b L0

1 /3

i2/3 (2-10)

dimana L0 adalah panjang aliran di atas permukaan dalam feet Bila L0 dalam meter dan i dalam

millimeter per jam, maka konstantanya adalah 526. Sedangkan koefisien b dihitung dari

b=0,0007 i+cr

S01 /3

(2-11)

dimana S0 adalah kemiringan permukaan air dan Cr adalah koefisien hambatan (Tabel 2-2).

Dalam satuan metric SI, bilangan pengali untuk i adalah 2,8 x 10-5. Persamaan-persamaan (2-

10) dan (2-11) berlaku hanya bila hasil perkalian iL0 kurang dari 500 dalam satuan Inggris

atau 4000 dalam satuan metrik SI.

Tabel 2-2 Nilai-nilai koefisien hambatan Cr dalam Persamaan (2-11)

Permukaan Nilai Cr

Permukaan aspal licin

Perkerasan beton

Perkerasan ter atau kerikil

Lempengan rumput rapat

Tanah berumput biru

rapat

0,007

0,012

0,017

0,046

0,060

Waktu konsentrasi untuk suatu DAS kecil adalah sama dengan gabungan yang

terpanjang antara waktu untuk aliran di atas permukaan dan waktu untuk aliaran dalam

saluran yang terdapat dimana pun dalam DAS itu. Waktu untuk aliran dalam saluran pada

umumnya diambil sama dengan panjang alur yang terpanjang dibagi dengan kecepatan aliran

rata-rata.

2.3.2. Hidrograf Satuan

Bila dua buah badai hujan yang identik dapat terjadi pada dua buah DAS yang

kondisi-kondisinya (sebelum terjadi hujan) identik pula, maka hidrograf limpasan dari kedua

badai hujan itu dapat diharapkan akan sama. Ini adalah dasar dari konsep hidrograf satuan.

Sebenarnya terjadinya hujan-hujan yang identik adalah sangat jarang. Badai hujan bervariasi

dalam hal durasi, jumlah serta distribusi ruang dan curah hujannya. Suatu hidrograf satuan

adalah suatu hidrograf yang volume limpasannya 1 inci (25 mm) yang bersala dari badai

hujan yang durasi dan pola penyebarannya terterntu. Hidrograf dari hujan-hujan lain yang

durasi dan polanya sama dianggap mempunyai dasar waktu yang sama, tetapi ordinat-

ordinatnya sebanding dengan volume limpasannya.

Suatu hidrograf satuan dapat dibuat dari data curah hujannya cukup seragam dan tanpa

keruwetan akibat adanya hujan sebelumnya atau sesudahnya. Langkah pertama dalam

penurunanhidrograf satuan adalah pemisahan aliran air tanah dari limpasan langsung. Volume

limpasan (daerah ABCD pada Gambar 2-11) ditetapkan, kemudianordinat-ordinat hidrograf

satuan didapatkan dengan cara membagi ordinat-ordinat limpasan langsung dengan volume

limpasan langsung dalam inci. Hidrograf satuan yang dihasilkan haruslah mewakili suatu

volume satuan (1 inci atau 1 cm) limpasan.

Gambar 2-11 Penurunan sebuah hidrograf satuan

Langkah terakhir adalah penetapan suatu durasi hujan efektif dari suatu penelaahan

data curah hujan. Periode curah hujan yang kecil pada awal dan akhir dari terjadinya hujan

dihilangkan apabila tidak memberikan sumbangan yang berarti kepada limpasan.

Penggunaan hidrograf satuan untuk menghitung aliran sungai akibat hujan yang

durasinya sama diperlihatkan dalam Gambar 2-.12. Aliran yang ada sebelum terjadinya hujan

digunakan sebagai titik wasal untuk membuat garis ABC yang mewakili lairan air tanah yang

diperkirakan berlangsung selama terjadinya hujan.

Ordinat-ordinat hidrograf satuan yang dikalikan dengan volume llimpasan, langsung

hasil perhitungan kemudian ditambahkan ke aliran air tanah ini untuk mendapatkan hidrograf

total, yaitu ABC.

Gambar 2-12 Penggunaan hidrograf satuan untuk membuat suatu hidrograf yang

dihasilkan oleh curah hujan dengan durasi satuan

Jumlah hidrograf satuan untuk suatu DAS secara teoritis tidak terbatas, karena selalu

mungkin dibentuk satu buah untuk setiap durasi curah hujan serta untuk setiap pola

penyebaran yang mungkin terjadi. Secara praktis, hanya jumlah yang terbatas yang dapat

digunakan, karena pengabaian variasi pola penyebaran curah hujan dalam suatu DAS sudah

merupakan hal yang umum. Pengabaian ini cukup masuk akal untuk DAS yang kecil, tetapi

tidak tepat tuntuk daerah yang luas. DAS tertentu mungkin sedemikian luasnya sehingga

hujan hanya turun pada satu bagian saja dari DAS tersebut. Karenanya tidak disarankan untuk

menggunakan hidrograf satuan untuk DAS yang luasnya lebih dari 2000 mil2 (5000 km2),

kecuali bila hasil yang diharapkan cukup hanya bersifat perkiraan.

Pada umumnya lebih disukai penyelesaian dengan cara membagi DAS yang luas

menjadi beberapa bagian, kemudian menggunakan hidrograf satuan untuk masing-masing

bagian secara terpisah dan menggabungkan hidrograf-hidrograf yang dihasilkan berdasarkan

teknik penelusuran.

Pemanfaatan hidrograf satuan 6-jam pada Gambar 2-11 untuk hujan yang durasinya

lebih lama disajikan dalam Gambar 2-1. Curah hujannya dibagi dua bagian, kemudian

hidrograf masing-masing bagian dihitung secara terpisah dan dijumlahkan. Hidrograf untuk

bagian kedua dimulai 6 jam sesudah hidrograf untuk baigan pertama. Contoh ini

memperlihatkan bagaimana beberapa buah hidrograf satuan yang durasinnya berbeda-beda

dapat digunakan untuk menyusun hidrograf suatu hujan yang durasinya panjang. Toleransi

hingga 25 persen di sekitra durasi hidrograf satuan yang diambil biasanya dapat diterima

tanpa mengakibatkan kesalahan yang besar. Dengan demikian, hidrograf satuan yang

berdurasi 6 jam dapat digunakan untuk hujan-hujan yang durasinya berkisar antara 4,5 hingga

7,5 jam. Sebaliknya, suatu hidrograf satuan yang kisarannya sama dengan hidrograf satuan

lain dapat dirata-ratakan. Hasil hidrograf satuan rata-rata ini pada umumnya lebih disukai

daripada yang diperoleh hanya dari satu buah kejadian hujan.

Gambar 3.13 Penggunaan hidrograf satuan untuk membuat suatu hidrograf yang dihasilkan

dari dua periode curah hujan

Perbedaan-perbedaan intensitas curah hujan yang besar selama periode satuan yang

bersangkutan akan sangat mempengaruhi ketelitian cara pendekatan hidrograf satuan ini.

Kesalahan-kesalahan karena sebab ini dapat diperkecil dengan menggunakan hidrograf satuan

untuk periode waktu yang relative pendek. Hidrograf satuan berperiode pendek ini dapat

digunakan untuk membuat hidrograf uang diakibatkan oleh hujan yang lama yang

intensitasnya bervariasi dengan cara seperti tertulis dalam gambar 2-13. Pengalaman telah

menunjukkan bahwa periode satuan yang terbaik adalah kira-kira serperempat dari waktu “lag

DAS” (basin lag), yaitu jangka waktu dari pusat massa curah hujan hingga puncak hidrograf.

Dasar dari pendekatan hidrograf satuan adalah anggapan tentang kelinearan. Terdapat

bukti-bukti cukup bahwa anggapan ini tidak sepenuhnya benar. Secara umum, hidrograf

satuan selalu cenderung mempunyai puncak yang lebih tinggi dan lebih awak bila volume

limpasannya lebih besar. Hal ini mungkin merupakan akibat dari berbedanya proporsi antara

aliran-antara dan limpasan permukaan serta meningkatnya efisiensi hidrolik alur pada waktu

aliran besar. Kecenderungan ini mungkin akan terbalik pada banjir besar yang melimpah ke

luar tebing sungai. Pada kisaran data yang umumnya dapat dijumpai, pengaruh-pengaruh tak

linear mungkin tidak diketahui, sehingga prosedur hidrograf satuan dapat digunakan dengan

berhasil selama tidak diekstrapolasikan ke luar dari kisaran data yang digunakan untuk

membuat hidrograf satuan yang bersangkutan. penggunaan hidrograf satuan untuk

menghitung banjir rencana bangunanan pelimpah banjir atau kejadian-kejadian yang luar

biasa mungkin menghasilkan kesalahan-kesalahan besar. Simulasi dengan computer

disarankan untuk hal ini.

2.3.3. Perhitungan hidrograf tahunan

Kadang-kadang diperlukan perhitungan untuk mendapatkan hidrograf lengkap untuk

satu tahun atau periode yang terdiri dari beberapa tahun. Persoalan semacam ini mungkin

dihadapi bila banjir atau musim kering yang luar biasa diketahui telah pernah terjadi sebelum

awal pengamatan. Dalam beberapa hal, volume aliran bulanan yang dihitung dari hubungan

presipitasi-limpasan mungkin telah cukup. Suatu hubungan kasar antara limpasan tahunan

atau musiman dan aliran puncak tahunan mungkin bisa didapatkan untuk sungai-sungai yang

puncak tahunannya merupakan akibat pencairan salju atau banjir musiman pada sungai yang

besar. Dalam beberapa hal mungkin pula dibentuk hubungan antara volume aliran tahunan

dan musiman dan aliran terendah pada tahun yag bersangkutan. Semua hubugnan tersebut

diatas tidak dapat diharapkan mencapai tingkat ketelitian yang tinggi. Teknik-teknik simulasi

biasanya akan memberikan jawaban yang paling dapat dipercaya.

Gambar 2-14 Hubungan antara debit harian rata-rata tertinggi dan aliran

2.4. Penelusuran Simpanan Air

Suatu hidrograf sebenarnya adalah catatan tentang gelombang yang bergerak melalui

suatu stasiun pengamatan. Bila gelombang tersebut bergerak ke hilir, bentuknya akan brubah

karena adanya tambahan aliran dari anak-anak sungai dan juga karena berbedanya kecepatan

aliran di sepanjang alur gelombang. Tanpa adanya aliran tambahan, maka perubahan

bentuknya akan berupa pemipihan atau perpanjangan dasar waktu gelombang itu (Gambar 2-

15) serta penurunan aliran puncak. Dengan adanaya aliran tambahan, pengaruh pemipihan

masih ada, tetapi meningkatnya volume total akan mebuatnya kurang berarti.

Gambar 2-15 Penampang gelombang banjir yang berturutan, menunjukan perubahan-

perubahan bentuk

2.4.1. Proses penelusuran

Perhitungan teoritis tentang perubahan bentuk gelombang banjir berdasarkan

mekanika gelombang (aliran tidak tunak-unsteady flow) akan sulit bila diterapkan pada alur

alamiah yang tidak beraturan, tetapi pemecahan persamaan-persamaan diferernsial yang

bersangkutan secara numeric dapat dikerjakan dengan komputer.

Untuk perhitungan secara manual, pemecahan yang didasarkan atas prinsip kontinuitas

yang diterapkan pada bagian sungai yang jaraknya pendek biasa dilakukan. Azas tersebut

dinyatakan dalam persamaan simpanan

I ∆ t−∆ s=O ∆t (2-12)

dimana I dan O adalah nilai rata-rata dari aliran masuk serta aliran keluar. Untuk interval

waktu ∆ t , dan ∆ s adalah perubahan volume air di dalam alur yang terletak antara

penampang aliran masuk dan keluar selama waktu ∆ t . Karena I adalah aliran masuk yang

diukur, maka pemecahan persamaan tersebut untuk mendapatkan 0 adalah tergantung pada

penetapan ∆ s.

Bila laju rata-rata selama periode waktu tertentu sama dengan aliran rata-rata pada

awal dan akhir periode tersebut, maka Persamaan (2-12) dapat ditulis

I 1+ I 2

2∆ t−

O1+¿O 2

2∆ t=s2−s1 ¿ (2-

13)

dimana subskrip 1 dan 2 menunjukkan awal dan akhir periode ∆ t . Anggapan tentang suatu

variasi linear dalam pola aliran selama periode tertentu akan cukup memuaskan bila ∆ t cukup

pendek. Dalam soal-soal prakterk, aliran masuk I 1 dan I 2, dan awal aliran keluar dan

simpanan awal O1 dan s1, diketahui atau dapat diperkirakan dengan kesalahan kecil. Karena

masih ada dua hal yang belum diketahui, yaitu O2 dan s2 dibutuhkan persamaan lain.

Persamaan ini harus menghubungkan simpanan terhadap suatu parameter yang dapat diukur.

2.4.2. Penelusuran melalui waduk tanpa pintu air

Sauatu waduk adalah alur sungai yag membesar, sehingga simpanan air pada waduk

mungkin akan lebih mengubah bentuk suatu gelombang banjir daripada alur alamiah yang

panjangnya sepadan. Bila waduk yang bersangkutan tanpa pintu air, debit akan mengalir

melalui suatu ambang atau corong yang tidak diatur dengan cara sedemikian rupa sehingga 0

akan merupakan fungsi dari permukaan waduk. Singkatnya, pada waduk yang dalam, yang

kecepatan airnya rendah, permukaan air akan hamper datar dan volume air di dalam waduk

akan langsung tergantung pada elevasi waduk. Dengan demikian hubungan simpanan dan

aliran keluar dengan mudah diketahui (Gambar 2-16). Volume simpanan air di dalam waduk

dapat ditetapkan dari pengukuran peta kontur daerah waduk dengan planimeter. Persamaan

(2-13) kemudian dapat ditulis kembali menjadi

I 1+ I 2+2 s2

∆ t−O1=

2 s2

∆ t+O2 (2-14)

Untuk pemecahan hubungan yang kedua dibutuhkan grafik nilai-nilai (2s/∆ t ) 0 sebagai

fungsi dari 0 (Gambar 2-17). Pada awal periode penelusuran (waktu 1) semua unsure pada

bagian kiri Persamaan (2-14) telah diketahui, sehingga nilai-nilai untuk unsur-unsur disebelah

kanan dapat dihitung (Tabel 2-3).

Dengan memasukkan nilai ini ke dalam Gambar 2-17, maka nilai O2, srta nilai (2s/∆ t )

– 0 yang bersangkutan dapat diketahui.

Bila permukaan waduk memiliki kemiringan yang cukup besar, maka simpanan air

sakan merupakan fungsi dari aliran masuk maupun aliran keluar, sehingga lengkung aliran

keluar-simpanan air seperti terlihat dalam Gambar 2-16 haruslah diganti dengan kelompok

lengkung yang bersandar pada aliran masuk parameter. Sesuai dengan itu maka lengkung-

lengkung penelusuran pada Gambar 2-17 harus pula diganti dengan kelompok lengkung yang

menggunakan aliran masuk sebagai parameter. Pelaksanaan penelusurannya tetap, tidak

berubah.

2.4.3. Penelusuran pada waduk yang berpintu air

Hubungan antara simpanan air dan aliran keluar untuk waduk yang berpintu air pada

bangunan perlimpahnya atau dilengkapi dengan pintu katup pembuang banjir tergantung pada

jumlah pintu air atau katup yang dibuka. Penyelesaian soalnya akan mirip dengan waduk yang

permukaan airnya miring. Dalam hal bangunan pelimpah berpintu air, bila semua pintunya

berukuran sama, maka lengkung elevasi-debit dapat diwakili oleh sekelompok lengkung yang

bersandar pada jumlah pintu air yang terbuka sebagai parameter. Dengan demikian lengkung-

lengkung yang menghubungkan (2s/∆ t ) 0 dengan 0 haruslah digantikan dengan kelompok

legkung yang bersandar pada jumlah pintu air yang tebua sebagai parameternya. Pelaksanaan

penelusurannya akan mirip dengan terlihat pada Tabel 2-3 degan perkecualian bahwa jumlah

air yang terbuka harus disusun dalam satu kolom.

Gambar 2-16 hubungan antar aelevasi permukaan waduk, simpanan air, dan debit pelimpah

banjir untuk suatu waduk yang pelimpahannya tidak berpintu air

Gambar 2-17 Lengkung-lengkung penerlusuran untuk suatu waduk yang berpintu air

Tabel 2-3 penelusuran dengan lengkung (2s/∆ t ) 0 dari Gambar 2-17

Tanggal Waktu I 1 cfs 2 s∆ t

−O1

cfs

2 s∆ t

+O1

cfs

O1cfs

1/8 Tengah hari

Tengah malam

2000

2800

8,500

8,900

12,500

13,300

2000

2200

1/9 Tengah hari

Tengah malam

4000

5200

10,900

13,700

15,700

20,100

2400

3200

1/10 Tengah hari

Tengah malam

6000

5700

17,300

20,000

24,900

29,000

3800

4500

Catatan: Nilai-nilai hasil perhitungan dicetak miring. Juga 2s/∆ t -0 i= (2s/∆ t+0)-20

dan nilai (2s/∆ t ) 0 diinterpolasikan dari lengkung-lengkung ini sesuai dengan nilai-nilai

tersebut. Seandainya tidak terjadi perubahan dalam pengaturan pembukaan pintu air selama

masa penelitian, maka prosedurnya akan identik dengan yang terlihat pada Tabel 2-3 karena

semua nilai dapat dibaca dari pasangan-pasangan lengkung yang mewakili pembukaan pintu

air secara tetap.

2.4.4. Penelusuran simpanan air pada alur alamiah

Volume air yang berada dalam suatu alur sungai pada suatu saat disebut simpanan

alur, s. Penentuan s yang paling langsung adalah dengan pengukuran volume alur dari peta

topografi. Walaupun demikian, tidak cukupnya peta-peta terinci serta perlunya anggapan atau

perhitungan penmapang muka-air untuk seitap keadaan aliran yang mungkin terjadi di dalam

alur telah mengakibatkan tidak memuaskannya pendekatan ini secara umum. Karena

Persamaan (2-12) menyangkut hanya ∆ s, maka nilai-nilai mutlak dari simpanan tidak perlu

diketahui. Nilai-nilai ∆ s, hanya bias didapatkan dengan menyelesaikan Persamaan (2-12),

dengan memasukkan nilai-nilai aliran masuk dan aliran keluar yang sebenarnya (Gambar 2-

18). Hidrograf aliran masuk dan aliran dek, nilai rata-rata I dan 0 ditetapkan untuk masing-

masing waktu, kemudian nilai-nilai ∆ s dihitung dengan mengurangkan O dan I . Volume

simpanan dihitung dengan cara menjumlahkan pertambahan simpanan dari suatu titik nol

yang ditetapkan sembarang.

Bila nilai-nilai s yang dihitung seperti diuraikan di atas digambarkan terhadap aliran

keluar yang bersamaan (Gambar 2-19), biasanya terlihat bahwa simpanan akan lebih tinggi

pada tahap naik dibandingkan terhadap tahap turun. Bila bagian depan gelombang melewati

panjang alur tertentu, maka pertambahan simpanan akan terjadi sebelum bertambahnya aliran

keluar. setelah puncak gelombang memasuki bagian alur tersebut, tampungan air akan mulai

berkurang walaupun aliran keluarnya masih tetap meningkat. Hampir semua metode

penelusuran aliran sungai menghubungkan jumlah simpanan dengan aliran masuk kelompok

lengkung yang menghubungkan simpanan, aliran keluar, dan aliran masuk dibuat; selanjutnya

persamaan penelusuran dikerjakan dengan cara yang sama seperti untuk waduk yang

permukaan airnya tidak datar.

Anggapan lain yang digunakan secara luas adalah bahwa simpanan air merupakan

fungsi dari aliran masuk dan aliran keluar yang disesuaikan, dinyatakan sebagai

s=K [xI +(1−x )O ] (2-15)

Gambar 2-18 Hidrograf aliran masuk dan aliran keluar untuk suatu bagian memanjang sungai,

menunjukkan metode perhitungan simpanan di dalam alur.

Gambar 2-19 Hubungan antara aliran keluar dan simpanan untuk data pada Gambar 2-18

dimana s, I, dan 0 adalah masing-masing nilai simpanan air, aliran masuk, dan aliran keluar, x

adalah suatu konstanta tanpa dimensi yang menunjukkan peranan nisbi dari I dan 0 terhadap

besarnya simpanan, sedangkan K adalah konstanta simpanan yang berdimensi waktu. Nilai K

mendekati waktui perjalanan gelombang sepanjang bagian alur yang bersangkutan. Kontanta

x berkisar antara 0 higga 0,5. Karen ads/dt = I – 0, maka bila Persamaan (2-15)

didiferensialkan akan menjadi

I−O=ds

d t

=K [x dIdt

+(1−x)dO

d t] (2-16)

Bila I = 0, maka

x=d0/d t

d0/d t−d I /d t

(2-17)

yang memungkinkan peretapan x dari data aliran masuk dan aliran keluar yang ada. Untuk

suatu waduk dimana 0=f(s), ds/dt, do/dt haruslah nol bila I=0. Oleh karena itu x untuk hal

semacam ini akan bernilai nol. Nilai nol menunjukan bahwa lairan keluar sajalah yang

mempernagaruhi besarna simpanan (sebagaiman ahalnya dengan waduk). Bila x = 0,5 aliran

masuk dan aliran keluar akan mempunyai pengaruh yang sama besar terhadap besarnya

simpanan. Pada alur-alur alamiah, x biasanya berkisar antara 0,1 dan 0,3. Persamaan (2-15)

adalah dasar dari metode Muskingum untuk penelusuran. Nilai K dan x untuk suatu bagian

memanjang sungai biasanaya ditetapkan melalui percobaan. Nilai x ditentukan dulu,

kemudian besarnya simpanan diplot terhadap xI+(1-x)0. Setelah itu dipilih nilai x yang paling

mendekati garis lurus yang biasa didapatkan dari data yang ada. (Gambar 2-20). Faktor K

adalah kemiringan garis yang menggambarkan hubungan antara s dan sI+(1-x)0.

Persamaan penelusuran Muskingum diperoleh dengan memasukkan nilai s1dan s2 dari

Persamaan (2-15) ke dalam Persamaan (2-14) dan menyusunnya untuk mendapatkan 02.

O2=c0 I 2+c1 I1+c2 I1 (2-18)

c0=−K x−0,5 ∆ t

K−K x+0,5 ∆ t (2-19a)

c1=K x+0,5 ∆ t

K−K x+0,5 ∆ t (2-19b)

c2=K−K x−0,5 ∆t

K−K x+0,5 ∆ t (2-19c)

c0+c1+c2=1 (2-19d)

Gambar 2-20 Metode untuk menetapkan K dan x utnuk penelusuran dengan metode

Muskingum

Arti penting dari Persamaan (2-19d) dapat dilihat bila diingat bahwa, untuk aliran

tunak (I1= I2=O1= O2), Persamaan (2-18) hanya akan benar bila jumlah konstanta-konstanta

adalah satu. Penting pula diingat bahwa K dan ∆ t harus dalam satuan yang sama bila

digunakan dalam Persamaan (2-19). Bila simpanan air dihitung dalam ft3, makan satuan K dan

t harus dalam detik.

Penggunaan metode Muskingum digambarkan pada Tabel 2-4. Nilai-nilai c0, c1, dan c2

dihitung dengan memasukkan K = 0,82 hari, x = 0,3 (Gambar 2-20), dan ∆ t=6 jam ke dalam

Persamaan (2-19a, b, c). Nilai-nilai I disusun dalam satu komlom dan hasil perkalian c0I2 serta

c1I1 dihiting. Dengan nilai awal 0 yang diberikan atau ditetapkan terlebih dahulu, hasil

perkalian c201 dihitung dan ketiga hasil perkalian tersebut dijumlahkan untuk mendapatkan 02.

Nilai 02 hasil perhitungan menjadi 01 untuk masa penelusuran selanjutnya sehingga nilai baru

lagi untuk 0 daoat ditetapkan. Proses tersebut berlangsung terus selama nilai-nilai I masih

diketahui. Penelusuran semacam ini dapat dikerjakan dengan mudah dengan computer digital.

Dalam bentuk seperti yang diuraikan di atas, penelusuran kinematik akan tergantung

pada semua anggapan yang digunakan dalam penelusuran hidrologik, sedangkan keuntungan

utamanya adalah kemampuannya untuk menyelesaikan masalah hubungan simpanan tinggi

muka air yang tidak linear berdasarkan penampang hasil pengukusan. Keandalan penelusuran

kinematik dan hidrologik kira-kira sama. Tidak satu pun dari keduanya dapat memberikan

hasil yang baik untuk kemiringan yang sangat datar di mana unsure-unsur tingkat-dua dalam

persamaan energy mungkin melampaui kemiringan dasar sungai, ataupun pada kemiringan

yang sangat taham dimana terjadi aliran superkritis.

Panjangnya atau pendeknya penyelesaian akan tergantung pada ketepatan pemilihan

nilai O2 dalam percobaan pertama. Berbagai anggapan mungkin diterapkan, misalnya O2 = O1

atau O2 = O1+(O1−O0). Kemungkinan lain adalah pengambilan periode penelusuran yang

pendek, sehingga ∆0 bernilai kecil dan proses pengulangan dapat dihindari. Terdapat cara

penelusuran kinematik yang dimodifikasi, yaitu yang menghitung kemiringan perbedaan

tinggi permukaan air pada kedua ujung bagian sungai yang bersangkutan dibagi dengan L.

Dalam hal ini, kemiringan energy dianggap sama dengan Sb+d y /dx, yang merupakan

penyempurnaan terhadap anggapan kinematik yang sederhana.

2.4.5. Aliran masuk setempat

Pada hampir semua sungai terdapat aliran masuk tambahan dari anak-anak sungai

yang memasuki sungai induk pada tempat-tempat di antara aliran masuk dan aliran keluar

yang ditelaah. Kadang-kadang aliran masuk setempat ini cukup kecil untuk dapat diabaikan,

tapai sringkali harus diperhitungkan. Prosedur yang konvensional adalah (1) tambahkan aliran

masuk setempat ke dalam aliran masuk sungai induk, dan anggaplah jumlahnya sebagai I

yang digunakan dalam pelaksanaan penelusuran, atau (2) telusurlah aliran masuk sungai

induk sepanjang bagian sungai termaksud, kemudian tambahkan lah perkiraan aliran masuk

setempat kedalam aliran keluar hasil perhitungan. Metode pertama digunakan bila aliran

masuk setempat memasuki bagian sungai di dekat ujung hulunya, sedangkan metode yang

kedua akan dipilih bila sebagian besar aliran anak sungai bergabung ke dalam sungai induk di

bagian hilir. Aliran masuk setempat dapat pula dipisahkan menjadi dua bagian, satu bagian

digabungkan ke dalam aliran masuk sungai induk dan sisanya ditambahkan kedalam aliran

keluar hasil perhitungan.

Hidrograf aliran masuk setempat dapat dihitung dengan membandingkan dengan dua

aliran sungai pada anak-anak sungai atau dengan hubungan curah hujan-limpasan serta

hidrograf satuan. Bila menggunakan data dari waktu yang lalu, volume total aliran masuk

setempat harus disesuaikan agar saa dengan selisih antara aliran masuk dan aliran keluar pada

bagian panjang sungai yang bersangkutan, dengan candangan yang tepat untuk setiap

perubahan dalam besarnya simpanan dalam alur sungai selama periode perhitunga. Karena

aliran masuk setempat mungkin hanya merupakan angka yang kecil di antara dua buah angka

yang besar, maka kesalahan kecil dalam pencatatan aliran sungai mungkin mengakibatkan

kesalahan besar pada lairan masuk setempat, bahkan mungkin sampai kepada hal yang luar

biasa, yaitu didapatkannya aliran masuk setempat yang negatif.

2.4.6. Simulasi komputer

Komputer digital telah memungkinkan suatu pendekatan baru kepada hidrologi yang

disebut simulasi komputer. Karena cepatnya perhitungan dengan komputer modern, maka

dapat disusun program untuk daur limpasan (Gambar 2-7) dalam keseluruhan dan

menyelesaikannya secara terus-menerus berdasarkan pertambahan-pertambahan waktu yang

pendek. Yang penting adalah menuliskan fungsi-fungsi yang menggambarkan setiap langkah

dalam daur tersebut dan menetapkan parameter-parameter dari fungsi-fungsi ini. Stanford

Watershed Model, yaitu program simulasi yang paling awal, menggunakan curah hujan jam-

jaman serta evapotranspirasi potensial sebagai data masukan. Sadapan, genangan permukaan,

peresapan, aliran permukaan tanah aliran-antara, aliran masuk ke dalam alur-alur sungai,

kemudian penelusuran diterapkan untuk mensimulasikan system alur yang bersangkutan.

DAS-nya mungkin dibagi-bagi ke dalam segmen-segmen yang curah hujan atau ciri-ciri

lainnya berbeda-beda. Ordinat jam-jaman dari hidrograf, aliran harian rata-rata, serta jumlah

bulanan dari neraca air akan merupakan keluarannya.

Model tersebut harus dikalibrasikan pada DAS tertentu dengan cara coba-coba

sehingga aliran hasil pengamatan dapat dihitung dengan teliti. Hampir semua parameter

masukan ditetapkan dari peta-peta dan data lain tentang DAS-nya. Hanya empat buah

parameter utaman yang harus ditetapkan dari percobaan. Secara umum, kalibrasi yang baik

dapat diperoleh dengan cara yang panjangnya 3 hingga 5 tahun. Nilai simulasi komputer

terletak pada (1) kemampuan untuk membuat perhitungan terinci untuk interval waktu yang

pendek, sehingga memungkinkan dilakukannya penilaian lengkap terhadap proses limpasan

yang ruwet, dan (2) pemanfaatan seluruh data yang ada. Hal yang kedua ini sangat penting.

Analisis hidrologi konvensional didasarkan atas curah hujan tertentu yang dipilih, sehingga

sejumlah besar data lainnya diabaikan. Dengan memanfaatkan seluruh kisaran data, simulasi

menafsirkan ketaklinearan pada tahap-tahap lahan maupun alur dan karenanya akan

memberikan dasar yang lebih aman untuk ekstrapolasi.

Telah terdapat berbagai program yang memungkinkan simulasi satu kali curah hujan

(HEC-1, SWMM, STORM). Program-program ini didasarkan pada anggapan bahwa

probabilitas banjir yang dihitung sama besar dan probabilitas curah hujan yang menjadi

masukan, yang biasanya merupakan kesalahan. Simulasi kontinu yang benar mencakup

perhitungan air sehingga variasi-variasi dalam peresapan dan proses-proses lain dapat

disimulasikan secara kontinu untuk jangka waktu yang lama. Hal ini memungkinkan simulasi

data yang panjang untuk digunakan dalam perhitungan probabilitas banjir, kekeringan, atau

aliran air rendah. Suatu program simulasi yang lengkap dapat pula meliputi algoritma untuk

simulasi erosi dan pengangkutan sedimen serta untuk pengangkutan dan perubahan bentuk

(transfromasi) sebagian besar zat pencemar air.