HIDROLOGI
BAB
I
KONSEP DASAR,
TUJUAN DAN ANALISA HIDROLOGI.
1.1.
Definisi/Pengertian
Hidrologi adalah Ilmu yang mempelajari tentang
terjadinya, pergerakan dan distribusi air di bumi, baik di atas, pada maupun
dibawah permukaan bumi, tentang sifat physic, kimi air serta reaksinya terhadap
lingkungan dan hubungan dengan kehidupan. Secara umum dapat dikatakan bahwa
hidrologi adalah ilmu yang menyangkut masa Kuantitas dan Kualitas air di bumi,
dapat dikategorikan menjadi 2 bagian :
1. Hidrologi
pemeliharaan/Operational Hyidrologie
Menyangkut pemasangan alat-alat ukur berikut
penentuan jaringan stasiun pengamatannya, pengumpulan data Hidrologi (termasuk
kegiatan pengamatan hidrologi), pengolahan data mentah dan publikasih data.
2. Hidrologi Terapan/Applied Hyidrologie
(Ilmu terapan adalah ilmu yang langsung
berhubungan dengan penggunaan hukum-hukum yang berlaku menurut ilmu-ilmu
murni/pure science pada kejadian praktis dalam kehidupan)
Menyangkut analisa Hidrologi.
Contoh :
Pada kegiatan perencanaan reservoir yang
bertujuan untuk mengendalikan banjir dan mengatasi kebutuhan air, tercakup
beberapa step analisa hidrologi adalah :
-
Memperkirakan
jumlah air permukaan yang tersediah.
-
Memperkirakan
kehilangan air (akibat penguapan, rembesan dan sebagainya).
-
Memperkirakan
kebutuhan air (domestic, pertanian, perindustrian).
-
Memperkirakan
banjir rencana/design flood.
-
Memperkirakan
kapasitas/volume reservoir dan tinggi M.A. max dalam reservoir.
Setelah itu baru di lanjutkan dengan perencanaan
bangunan air yaitu :
-
Merencanakan
bangunan pengendalian banjir.
-
Merencanakan
bangunan drainase pada daerah perkotaan atau daerah aliran.
-
Merencanakan/menentukan
bentuk dan ukuran konteruksi dan lain-lain.
1.2.
Ilmu-ilmu Penunjang Lain.
Karena
kompleksnya sistem sirkulasi air serta luasnya ruang lingkup kehidupan, maka di
dalam melakukan analisa hidrologi diperlukan pula ilmu-ilmu pengetahuan lain
seperti :
- Meteorology.
Mempelajari
phenomena phisyk dari atmosphereyang termasuk dalam meteorology yakni tekanan
gas, kelembaban nisbi, kejenuhan titik pengembunan titik baku. Temperatur
(temperature bola basah dan temperature sesungguhnya).
- Klimatologi.
Membahas
segala sesuatu yang berhubungan dengan cuaca termasuk interpretasi statistik
record-record cuaca jangka panjang untuk mendapatkan harga rata-rata trend
terhadap waktu, gambaran lokal dari cuaca perhitungan-perhitungan radiasi
matahari, derajat hari, angin hujan, temperature, rata-rata bulanan serta
harian, temperature max/min, penguapan.
- Geografi
Dan Agronomi. Untuk
mengetahui ciri-ciri Fhysik dari permukaan bumi dan duni tumbuh-tumbuhan, yang
besar pengaruhnya terhadap distribusi air hasil presipitasi setelah mencapai
tanah dan penguapannya.
- Geologi
dan ilmuh tanah. Mempelajari
komposisi dari gerak bumi yang berperanan pada distribusi air permukaan, air
bawah permukaan dan air dalam tanah.
- Hidrolika.
Adalah ilmu
(hukum) yang mempelajari gerak air beraturan dalam sistem sederhana.
- Oceanografi
Dan Limnologi. Berkaitan
dengan laut dan danau.
- Statistik
Adalah ilmu
yang mempelajari tentang teknik memproses data numerik menjadi informasi yang
berguna dalam penelitian ilmiah, pengembalian keputusan dan sebagainya.
Statistik di perlukan dalam menganalisa data Hidrologi.
1.3. Persediaan
Atau Jumlah Air Bumi
Dari uraian di atas jelas bagi kita ukuran
peristiwa yang sedang di bahas. Tabel menyusun perkiraan jumlah air yang
terlibat dalam siklus hidrologis dan proporsi (dalam persentase) dari total air
bumi yang terlibat dalam setiap bagian siklus tersebut.
Dari 0.6% air total yang tersedia
sebagai air tewar kira-kira setengahnya berada di dalam kedalaman 800 m dan
praktis tidak ada di permukaan tanah. Ini berarti persediaan air tawar bumi di
peroleh untuk penggunaan manusia kira-kira 4 Juta
dan terutama berada dalam tanah. Bila di sebut
permukaan tanah air ini akan kira-kira 30 m dalamnya.
Tabel.
Perkiraan Persediaan Air Bumi
|
Lokasi
|
Volume
(
)
|
Persentase
Total Air
|
|
|
Danau air tawar
Sungai
Lengas tanah
Air tanah
Danau air asin dan laut mati
Atmosfir
Tudung kutub es, sungai es dan salju
Laut dan lautan
|
125
1.25
65
8.250
105
13
29.200
1.320.000
|
0,62
0,008
0,001
2,1
97,25
|
|
|
Total
|
1. 360. 000
Atau 1,36 x
m3
|
100,0
|
|
Yang
terutama di perhatikan oleh ahli hidrologi ada empat proses yaitu presipitasi,
evaporasi dan transpirasi, aliran limpasan permukaan atau aliran sungai, dan
aliran air tanah ia harus mampu menginterpirasi data tentang keempat hal di
atas dan meramalkan hasil dari studinya mengenai kuantitas yang mungkin terjadi
pada khasus banjir tertinggi dan kekeringan. Ia juga harus mampu menyatakan pendapatnya tentang
kemungkinan frekuensi sesuatu peristiwa yang akan terjadi, karena pada
frekuensi nilai-nilai tertentu dari peristiwa ekstremlah kebanyakan desain
teknik hidrolika di dasarkan.
1.4.
Uraian Tentang Daur Ulang Hidrologi Lengkap
Dengan Gambarnya
|
1.
Intersepsi
2.
Evaporasi hujan yang sedang
jatuh
3.
evapotranspirasi
4.
Transpirasi
5.
Awan dan uap air
6.
Evaporasi
7.
Evaporasi dari tanah
8.
Evaporasi dari sungai-
sungai dan danau
9.
Evaporasi dari laut
10.
Pengamatan debit
11.
Pengamatan kualitas
12.
Pengamatan evaporasi
|
|
13.
Awan dan uap air di udara.
14.
Hujan
15.
Hujan es di danau
16.
Salju
17.
Limpasan permukaan
18.
Perkulasi air
19.
Alat ukur salju
20.
Alat ukur hujan
21.
Sumur pengamatan
22.
Air tanah
23.
Presipitasi
24.
Salju yang mencair
25.
Lain-lain
|
Jika terjadi sirkulasi yang kurang, maka
kekurangan air ini harus di tambah dalam suatu usaha pemanfaatan air.
Berdasarkan hal-hal tersebut di atas, maka berkembanglah
ilmu Hidrologi, yakni ilmu yang mempelajari sirkulasi air itu, jadi dapat
dikatakan, hidrologi adalah ilmu untuk mempelajari :
1. Presipitasi (precipitation)
2. Evaporasi dan transpirasi (evaporation)
3. Aliran permukaan (surface stream flow) dan
4. Air tanah (ground water)
Sirkulasi air/siklus Hidrologi dan Neraca Air (Water Balance)
Sirkulasi air hubungan-hubungannya secara
singkat telah dilukis pada gambar 1-1 dalam proses sirkulasi air, penjelasan
mengenai hubungan aliran kedalam (inflow)
dan aliran kelur (outflow) di
suatu daerah untuk suatu periode tertentu tersebut neraca air (water balance).
Umumnya terdapat hubungan
keseimbangan sebagai berikut:
P = D + E + G + M ………………………..……………………(1.1)
Dimana :
P = presipitasi
D = debit
E = evaportranspirasi
G = penambahan
(supply)
M = penambahan kadar kelembaban
tanah (moisture content)
Dalam hal-hal tertentu, berapa buah suku dalam
persamaan 1.1 dapat di abaikan yang tergantung dari periode perhitungan deraca
air atau sifat-sifat dari daerah itu. Jika periode perhitungan neraca di ambil
1 tahun dan daerah yang di pelajari itu
luas, maka mengingat variasi meteorology itu berulang dalam siklus 1 tahun,
kadar kebasahan tanah itu juga berulang dalam siklus 1 tahun. Harga M dalam persamaan (1.1) akan menjadi Nol
dan persamaan menjadi :
P = D + E + G …………………………….…………………...…..(1.2)
Jika semua supply air tanah itu telah keluar
kepermukaan di sebelah atas tempat pengukuran dan mengalir kebawah, maka
persamaan neraca air tahunan menjadi :
P = D + E ……………………………………………………..(1.3)
Jika perhitungan neraca itu di adakan pada suatu
daerah tertentu yang terbatas maka aliran kedalam (inflow) dan alikan keluar (out
flow) dari D dan G kira-kira akan berbeda. Persamaan
(1.1) menjadi :
P = (D2 + D1) + E + (G2
– G1) + H.Pa M ……………………………..(1.4)
Dimana :
D1 = Air
permukaan dari bagian hulu yang mengalir kedalam daerah yang di tinjau.
D2 = Air
permukaan yang mengalir keluar dari daerah yang di tinjau kebagian hilir.
G1 = Air tanah yang mengalir dari bagian hulu
kedalam daerah yang di tinjau.
G2 = Air tanah yang mengalir keluar dari daerah
yang di tinjau kebagian hilir.
H
= Perubahan/variasi muka air tanah
rata-rata daerah yang di tinjau.
P2 = Laju
menahan udara rata-rata (mean air holding rate) di bagian lapisan variasi air
tanah.
Dalam
persamaan ini, P,
,
,
dan H dapat di ukur,
,
and
dapat di hitung dengan mengunakan pengukuran
variasi muka air tanah.
M dan
adalah harga-harga yang di peroleh dari profil
tanah pada titik-titik tertentu yang di pilih di daerah pengairan. Dalam
perhitungan neraca air dipergunakan irigasi, variasi kuantatif berdasarkan
faktor-faktor alamiah seperti presipitasi, pembekuan, evavorasi, transpirasi,
aliran keluar (outflow) air permukaan tanah air tanah dll, beserta
faktor-faktor buatan seperti pengambilan air untuk irigasi, drainase air
kelebihan, jenis dan cara penanaman dan lain-lain harus di perinci dengan
jelas.
1.5.
Penggunaan Hidrologi Dalam Merencanakan
Teknik
Bagi insinyur praktisi yang melibatkan diri dengan
perencanaan dan pembangunan bangunan hidrolika, ilmu Hidrologi adalah sarana
yang sangat di perlukan. Misalkan sebagai contoh, sebuah kota ingin
meningkatkan atau memperbaiki penyediaan airnya. Tugas pertama dari seorang
insinyur adalah mencapai sumber-sumber persediaan airnya, setelah menemukan
suatu daerah tangkapan (catchment area)* pegunungan yang tidak ada penduduknya,
ia harus membuat suatu perkiraan kemampuan persediaan airnya. Berapa banyak
hujan yang jatuh pada daerah itu? Apakah
proyek suatu waduk penyimpanan air lebih baik dari pada abstraksi (penempaan).
Aliran air tanah dari sumur-sumur yang terdekat ke kota?
Pertanyaan-pertanyaan yang
harus dijawab tidak berhenti di situ saja. Jika sebuah dam akan dibangun,
berapa kapasitas saluran limpah (spillway)
yang mesti di buat? Berapa besar diameter pipa penyedia yang harus di sediakan?
Apakah penghijauan daerah aliran akan menguntungkan pada proyek atau tidak?
Untuk
semua pertanyaan ini dan banyak lagi yang lain yang mungkin timbul, maka ahli
hidrologi harus mampu menyediakan jawabannya. Sering jawaban mereka berkualitas
dan sering pula memberikan nilai-nilai kemungkinan/perkiraan, dengan
kemungkinan adanya perbedaan-perbedaan dalam waktu tertentu. Hal ini di
sebabkan karna hidrologi bukanlah ilmu eksakta. Seorang kontraktor boleh jadi membangun sebuah bendungan elak (cofferdam) di sebuah sungai dan
nilai-nila hidrologinya mungkin menjelaskan
kepadanya bahwa, bila bendung elak tersebut di bangun pada suatu tinggi
tertentu, bendung itu merupakan bangunan akan terlimpas, rata-rata skali dalam
100 tahun. Jika bendungan itu merupakan bangunan sementara yang di bangun
mungkin hanya untuk 2 tahun pelayanan, konteraktor tadi mungkin menetapkan hal
ini sebagai suatu resiko cakupan. Hal itu memang suatu resiko. Bolehjadi dalam
2 tahun tersebut akan terjadi banjir yang akan di ramaikan tadi, sekali dalam
100 tahun, dan hidrologi belum mampu meramalkan ini.
Dalam bidang teknologidengan skala
yang lebih besar, yang berkembang secara pasat, pengembangan sumber-smber air
yang meliputi keseluruhan wilayah sungai dan geografis beleh jadi di
pertimbangkan. Dalam hal-hal semacam ini peranan ahli hidrologi sangat lah
penting. Dalam keadaan ini pandangan dan pengalaman seorang ahli hidrologi
adalah takar-kritik tidak hanya dalam bidang bangunan teknik yang menyangkut
penyediaan air, tetapi juga dalam bentuk dan luasnya pertanian yang akan
dilaksanakan, di bidang pengoleksian indistri, jumlah penduduk yang di tunjang,
di bidang navigasi pelayanan sungai dan danau di bidang pengembangan pelabuhan
dan pemeliharaan kesenangan manusia.
Peradaban manusia khususnya sangat tergantung pada persediaan air. Apabila kecenderungan
berkembang perkembangan kota-kota besar dan peningkatan industrialisasi
berlangsung terus, maka peranan ahli hidrologipun akan bertambah penting dan memenuhi
kebutuhan-kebutuhan penduduk yang semakin padat akan air yakni untuk air minum,
irigasi, industri dan pembangkit tenaga listrik.
1.6. Pegukuran Klimatologi
1.6.1.
Lay out stasiun
klimatologi.
Selai pengukuran hujan, maka pengukuran radiasi mata hari, derajat hari,
angin, temperature, kelembaban udara serta penguapan seringkali di butuhkan
unutk mendapatkan gambaran lokal tentang cuaca di suatu daerah :
Di dalam suatu stasiun klimatologi sering di temui alat-alat pengukur
cuaca seperti terlihat dalam gambar berikut ini.
Lay Out Stasiun Klimatologi
1.6.2.
Pengertian
1.
Penyinaran Matahari
Lamanya penyinaran matahari, sering di ukur dengan alat ukur sinar
matahari Jordan. Lamanya penyinaran itu dapat diketahui, kerena sinar matahari
yang masuk kealat melalui sebuah lubang yang kecil, tercatat pada sebuah kertas
yang pekak dalam alat itu.
Jumlah jam selama matahari bersinar di sebut jam penynaran matahari.
Jumlah jam penyinaran yang dapat terjadi dalam sehari adalah tetap yang
tergantung pada musim dan jarak lintang kekutub. Perbandingan antara jumlah jam
penyinaran yang dapat terjadi ini di sebut laju radiasi matahari. Makin besar
harga perbandinga ini, makin baik keadaan cuaca.
2.
Temperatur Udara
Temperatur udara dicatatoleh termometer yang disimpang dalam kotak
berkisi-kisi terbuka diketahui sebagau saringan Stevenson di pasang setinggi
kira-kira 1,25 m dari permukaan tanah. Termometer ini perlu terlindung dari
persipitasi dan cahaya langsung dari matahari.
Pada umumnya observasi temperatur dilakukan dengan menggunakan termometer maksimum dan minimum. Termometer-termometer ini mencatat temperatur
maksimum dan minimum pada ½-3 jam sesudah matahari mencapai titik puncaknya,
dan sesudah itu temperatur akan terus turun hingga malam hari sampai keesokan
harinya lagi berdasarkan keadaan ini, observasi-observasi temperatur maksimum
dan minimum sebaiknya dilakukan dalam waktu antara jam 8 sampai jam 9 pagi,
sesudah terjadi temperatur minimum.
Temperatur harian rata-rata adalah nilai rata-rata maksimum dan minimum dan sesungguhnya
yang tercatat secara terus-menerus yang biasanya berada dalam tingkatan
rata-rata.
Temperatur di ukur dalam derajat
Celcius umumnya disebut centigrade. Skala Fahrenheit juga bisa dipakai. Graiden tenperatur vertikal. Tingkat
perubahan temperatur di atmosfer menurut ketinggiannya di sebut “tingkat hilang” (lapse rate). Artinya
temperatur akan berkurang
C setiap penambahan ketinggian 1000 m. tingkat perubahan ini
bervariasi, khususnya didekat permukaan tanah, dimana temperatur bisa menjadi
sangat panas sepanjang siang hari, memberikan tingkat hilang rendah.
3.
Kelembaban udara
Udara sangat mudah menyerap embun dalam bentuk uap air. Jumlah air yang
terserap tergantung pada temperatur udara air. Makin tinggi temperatur udara,
makin banyak uap air yang terjadi. Uap air mempunyai tekanan sebagai (partial pressure) yang biasanya diukur dengan bar (1 bar = 100 kN/m2 ; 1
milibar = 102 N/m2) atau mm tinggi kolom air raksa (Hg)
(1 mm hg = 1,33 mbr).
Misalkan suatu bidang permukaan penguapan berada pada suatu sistem yang
tertutup dan terbungkus di udara, jika suatu sumber energi panas tersedia pada
sisterm tersebut, penguapan air ke udara akan berlangsung sampai mencapai titik
keseimbangan tertentu dimana udara akan jenuh terhadap embun atau dengan kata
lain tidak terjadi penyerapan lagi. Melekul-melekul uap air akhirnya akan
mempunyai tekanan yang disebut tekanan
uap jenuh (saturation vapour
pressure), atau
pada temperatur
tertentu dari sistem tersebut.
Harga
berubah-ubah terhadap
tenperatur sebagai mana di tunjukkan dalam tabel 2.1 harga-harga tersebut juga
digunakan sebagai kurva hubungan antara
dan temperatur (oC)
seperti yang terlihat dalam gambar 2.1.
Dengan memperhatikan gambar 2.1. pertimbangkanlah apa yang terjadi
terhadap massa atsmosfer udara P yang
temperaturnya t tekanan uapnya
.
Karena P berada di bawah kurva tekanan uap jenuh, hal itu berarti bahwa
massa udara dapat menyerah banyak uap air dan bila proses ini berlangsung pada tempertur yang konstan, maka letak P akan bergerak vertikal mengikuti garis
putus-putus (1) hingga udara menjadi jenuh. Tekana uap
yang bersesuaian dari P dari posisi
baru ini menjadi
. Kenaikan (
- ℯ)
dikenal dengan defisit kejenuhan (saturation
deficit).
Kemungkinan lain, jika tidak ada
perubahan yang terjadi dalam kelembaban udara ketitik telah mendingin, maka P
akan bergerak ke kiri sepanjang garis
(2) hingga memotong garis jenuh
lagi. Pada titik ini, P akan
menjadi jenuh pada temperatur baru td . yang di sebut titik
embun (dew point). Pendinginan udara
yang melebihi titik embun ini akan mengakibatkan kondensasi atau sebentuknya
kabut.
Jika air di biarkan menguap bebas
kemassa udara, tidak satupun dari kedua kemungkinan diatas akan terjadi. Hal
ini di sebabkan karena penguapan itu sendiri memerlukan panas, yang di peroleh
dari udara itu sendiri. Panas ini di sebut panas
penguapan terpendam (head of evaporation), hr yang
dinyatakan dengan persamaan :
hr = 606,5 – 0,695 t cal/g
Temperatur (oC)
Gambar 2.1. Tekanan uap jenuh di udara
Kelembaban udara relatif (retative
humidity) dinyatakan dengan :
h = ℯ/
atau dalam persentase, h = 100 ℯ/
%
Dan merupakan kapasitas udara pada
temperatur yang ada untuk menyerap uap lebuh lanjut. Kelembaban relatif di ukur
dengan meniupkan udara kedalam 2 buah termometer, yang satu bolanya dibungkus
dengan kain kasa basah dan yang satu lagi dengan kain kasah kering. Udara yang
mengalir melalui bola basah dan kedua termometer itu dapat berputar
mengelilingi suatu senar atau lebih tepat lagi memiliki aliran udara yang
dihasilkan oleh kipas yang berputar searah jarum jam. Alat ini disebut psychrometer.
Harga ℯ pada temperatur t
dapat di peroleh dari persamaan
(
- ℯ) = g (t
-
)
Dengan :
= temperatur bola basah
t =
temperatur bola kering
=
tekanan sebagai pada
(dari Tabel 2.1)
g = konstanta psychrometer (dengan asumsi bahwa kecepatan
udara melalui bola adalah lebih dari 3 m/detik dan t di ukur dalam oC, maka:
Untuk ℯ dalam mbar, g = 0,660
Untuk ℯ dalam mmHg, g = 0,485).
4.
Kecepatan Angin
Kecepatan dan arah angin masing-masing dapat diukur dengan anometer dan baling-baling angin
Anometer yang konvensional adalah berupa mangkok
anometer, yang terdiri dari 3 atau 4 mangkok yang berputar mengelilingi
sumbu vertikal. Kecepatan rotasi mengukur kecepatan angin dan total putaran
pada sumbu vertikal. Kecepatan rotasi mengukur kecepatan angin dan total
putaran memberikan ukuran lari angin
(wind run) yaitu jarak sekolompok angin yang bergerak dalam waktu tertentu.
Oleh pengaruh friksional dari permukaan tanah atau permukaan air tempat
berikutnya angin, adalah sangat penting untuk menentukan pada setiap observasi
angin. Ketinggian alat di atas permukaan tanah dimana alat tersebut di pasang.
Hubungan empiris antara kecepatan angin dan ketinggian yang lazim di pakai
adalah:
=
0,15
Dengan
= Kecepatan angin
pada pesawat anometer pada ketinggian
= Kecepatan angin
pada beberapa permukaan z yang lebih
tinggi
Dalam
beberapa tahunterakhir ini telah banyak dilakukan usaha untuk
menstandarisasi ketinggian observasi, dan di Eropa kecepatan angin
biasanya di observasi pada ketinggian 2 meter di atas permukaan tana.
5.
Evaporasi Dan Transpirasi
Pengukuran
evaporasi dan transpirasi membrikan evaporasi permukaan air b ebas dan permukaan tanah serta
memperkirakan transpirasi dari tanaman adalah penting dalam studi hidrologi.
Misalkan : perkiraan evaporasi
kritis (maksimum) sangat penting dalam menentukan kelayakan lokasi suatu
perencanaan reservoir.
Syarat penampilan stasiun evaporasi adalah lokasi stasiun harus datar
bebas dari halangan (jarak alat terhadap obyek terdekat harus cukup).
1.6.3.
Fungsi
1.
Fungsi penyinaran matahari yaitu mennyinari alat “Campbell
stokes Recorder” yang di pasang di atas pasangan bata. Dan alat ini terdiri
dari bola gelas yang padat dengan diameter 4 inches (= 10,1 cm).
2. Fungsi temperatur udara Yaitu udara harus di ukur 2 meter di atas permukaan tanah/air. Supaya
Pengamatan/pencatatan temperatur kontinu patut di harapkan, tetapi bila tidak
ada maka pencatat temperatur dengan interval waktu 1 jam 2 jam atau 6 jam dapat
di anggap cukup. Di dalam mengukur temperatur udara, termometer harus
terlindung dari sinar matahari dengan pertukaran udara bebas/ventilasi yang
tidak terbatas. Pengukuran temperatur udara dan radiasi matahari bisanya di
lakukan pada lokasi yang sama. Temperatur udara di ukur dengan sepasang
termometer (maksimum dan minimum) yang di pasang dalam sangkar meteo.
3.
Kelembaban udara berfungsi untuk
mencatat temperatur bola basah dan temperatur bola kering yang memberikan hasil
yang memadai, dan bola basah itu di bungkus dengan kain tipis dan dibasahi
dengan air bersih.
4.
Kecepatan Angin berfungsi untuk pengukuran kecepatan angin yang terbaik dan alat ini dilengkapi dengan
gaya torsi pemula yang besar, dengan sistem rantai dan counter penjumlah atau
hubungan/peralatan elektris yang berfungsi untuk mencatat gerakan angin.
Pembacaan countur pada amometer harus dilakukan dengan interval tertentu.
5.
Evaporasi dan Transpirasi berfungsi untuk memberikan
evaporasi permukaan air bebas dan permukaan tanah serta memperkirakan
transpirasi dari tanaman adalah penting dalam studi hidrologi.
1.6.4.
Cara pengambilan data
1.6.4.1.
Penyinaran matahari
Cara Pengambilan Datanya kartu dipasang dalam
saluran di bidang cekung tersebut. Sinar
matahari yang difokuskan akan membakar kartu dan membentuk tanda. Penyetelan
alat ini harus dilakukan terhadap keadaan horizontal garis lintang (latitude)
tempat stasiun, kedudukan pusat bola dengan pusat bidang cekungnya terdapat
bidang meridian (garis bujur) pos klimatologi.
1.6.4.2.
Temperatur udara
THERMOMETERS
Cara pengambilan data termometer minimum diisi cairan
alkohol dengan bejana alkohol berbentuk garpu atau bola dan dapat menunjukkan
suhu minimum selama waktu pemasangan
sampai pembacaan dan termometer harus terlindung dari sinar matahari dengan
pertukaran udara bebas/ventilasi yang tidak terbatas.
1.6.4.3.
Kelembaban udara
Cara Pengambilan Data yaitu Psychmeter di gantungkan dibagian belakang dari rumah/sangkar termometer supaya
terlindung dari penyinaran matahari dan ada ventilasi yang memadai (terutama
untuk termometer bola basah).
1.6.4.4.
Kecepatan angin
Cara Pengambilan Data yaitu Kecepatan angin diukur dekat dengan pengukuran
evaporasi, pada ketinggian 2 meter di atas permukaan air/tanah. Bangian tipe
anometer dipakai untuk menentukan kecepatan angin rata-rata harian.
1.6.2.
Pengukuran Lama Penyinaran Matahari
Dengan alat “Campbell stokes Recorder” ini dipasang di atas pasangan bata.
Alat ini terdiri dari bola gelas padat dengan diameter 4 inches (= 10,1 cm)
yang di dalam suatu bidang cekung berbentuk bola dengan diameter sedemikian
sehingga sinar matahari di fokuskan denga tajam.
Kartu dipasang dalam saluran di bidang
cekung tersebut. Sinar matahari yang difokuskan akan membakar kartu dan membentuk tanda.
Penyetelan alat ini harus dilakukan terhadap keadaan horizontal garis lintang (latitude).
tempat stasiun, kedudukan pusat bola
dengan pusat bidang cekungnya terdapat bidang meridian (garis bujur) pos
klimatologi.
1.6.3.
Pengukuran Temperatur Udara
Temperatur udara harus di ukur 2 meter di atas permukaan
tanah/air. Pengamatan/pencatatan temperatur kontinu patut di harapkan, tetapi
bila tidak ada maka pencatat temperatur dengan interval waktu 1 jam 2 jam atau
6 jam dapat di anggap cukup. Di dalam mengukur temperatur udara, termometer
harus terlindung dari sinar matahari dengan pertukaran udara bebas/ ventilasi
yang tidak terbatas. Pengukuran temperatur udara dan radiasi matahari bisanya
di lakukan pada lokasi yang sama. Temperatur udara di ukur dengan sepasang
termometer (maksimum dan minimum) yang di pasang dalam sangkar meteo.
Termometer maksimum dapat mencatat tempetratur tertinggi
dalam hari itu, karena dengan adanya penyempitan pada pipa kapiler di atas
bajana/bola air raksa. Air raksa di dalam bola/bejana yang berkembang akibat
suhu udara naik, akan terdorong keluar melalui bagian penyempitan ke pipa
kapiler. Keadaan ini tidak dapat kembali walaupun suhu udara menurun.
Termometer minimum berisi cairan alkohol dengan bejana
alkohol berbentuk garpu atau bola dapat menunjukkan suhu minimum selama waktu pemasangan sampai pembacaan.
Temperatur rata-rata harian =
1.6.4.
Pengukuran Kelembaban Udara
Pengukuran kelembapan dilakukan pada lokasi yang sama dengan pengukuran
temperetur udara. Kelembapan udara dinyatakan oleh tekanan uap (banyaknya uap
air di udara) oleh koevisien hidrometrik atau kelembaban relatif atau
temperatur titik embun sebab sesungguhnya tekanan uap tidak cukup kelembaban
sebenarnya.
Titik embun adalah temperetur dimana udara menjadi jenuh dengan uap air
temperatur ini akan di lampaui oleh keadaan air (udara lembab) yang sedang
didinginkan sehingga zat air akan mulai berkondensasi.
Kelembaban relatif : adalah persentasi uap air maksimum
di dalam udara pada saat pencatatan. Kelembaban di ukur dengan psychrometer
yang di lengkapi dengan 2 termometer yang serupa (Thermometer Thermocouple).
Thermometer Thermocouple ini berfungsi untuk mencatat temperatur
bola basah dan temperatur bola kering yang membersihkan hasil memadai.
Sedang pada thermometer bola kering di biarkan tetap kering. Penurunan
temperatur bola basah yang di sebabkan oleh penguapan airnya tergantung pada
keadaan uap air di udara.
Psychmeter di gantungkan dibagian
belakang dari rumah/sangkar termometer supaya terlindung dari penyinaran
matahari dan ada ventilasi yang memadai (terutama untuk termometer bola basah).
1.6.5.
Pengukuran Kecepatan Angin
Kecepatan angin diukur dekat dengan pengukuran evaporasi, pada ketinggian
2 meter di atas permukaan air/tanah. Bangian tipe anometer dipakai untuk
menentukan kecepatan angin rata-rata harian. Rotor dengan 3 mangkuk atau
anometer fan adalah pengukuran kecepatan angin yang terbaik. Alat ini dilengkapi
dengan gaya torsi pemula yang besar, dengan sistem rantai dan counter penjumlah
atau hubungan/peralatan elektris yang berfungsi untuk mencatat gerakan angin.
Pembacaan countur pada amometer harus dilakukan dengan interval tertentu,
misalkan harian.
1.7. Fungsi Dan Cara Pengambilan Data
BAB II
CURAH HUJAN
2.1 Distribusi Curah Hujan
2.1.1 Distribusi curah hujan wilayah/daerah
(regional distributon)
Curah hujan yang
diperlukan untuk penyusunan suatu rancangan pemanfaatan air dan rancangan pengendalian
banjir adalah curah hujan rata-rata diseluruh daearah yang bersangkutan, bukan
curah hujan pada suatu titik tertentu. Curah hujan ini disebut curah hujan
wilayah atau daerah dan dinyatakan dalam mm.
Curah hujan daerah
ini harus diperhatikan dari beberapa titik pengamatan curah hujan. Cara-cara
perhitungan curah hujan daerah dari pengamatan curah hujan di beberapa titik
adalah sebagai berikut :
1.
Cara rata-rata aljabar
Cara ini adalah perhitungan rata-rata secara aljabar curah hujan di dalam dan di sekitar daerah yang bersangkutan.
Cara ini adalah perhitungan rata-rata secara aljabar curah hujan di dalam dan di sekitar daerah yang bersangkutan.
Dimana :
R =
Curah hujan daerah (mm)
n
= Jumlah titik-titik (pos-pos)
pengamatan
R1,R2,… R3
= Curah hujan ditiap titik
pengamatan (mm)
Hasil
yang diperoleh dengan cara ini tidak
berbeda jauh dari hasil yang didapat dengan cara lain, jika titik pengamatan
itu banyak dan terbesar merata di seluruh daerah itu. Keuntungan cara ini
aialaah bahwa cara ini adalah obyektif yang berbeda dengan umpama cara isohiet,
di mana factor subyektif turut menentukan.
2.
Cara Thiessen
Jika titik-titik pengamatan di dalam daerah itu tidak
tersebar merata , maka cara perhitungan curah hujan rata-rata itu di lakukan
dengan memperhitungkan daerah pengaruh tiap titik pengamatan.
Dimana :
R =
Curah hujan daerah (mm)
R1, R2,..........Rn = Curah
hujan tiap titik pengamatan dan
n adalah
jumlah
pengamatan
A1,A2,…………An = bagian daerah yang mewakili
tiap titik pengamatan
W1,W2,………Wn :
Bagian-bagian suatu daerah
A1, A2, .……An
ditentukan dengan cara
seperti berikut :
1.
Cantumkan titik-titik pengamatan
di dalam dan disekitar daerah itu pada peta topografi skala 1 : 50.000,
kemudian hubungkan tiap-tiap titik yang berdekatan dengan sebuah garis lurus
(dengan demikian akan terlukis jaringan segi tiga yang menutupi seluruh
daerah).
2.
Daerah yang bersangkutan itu di
bagi dalam poligon-poligon yang dapat dengan menggambar garis bagi tegak lurus pada
tiap sigi tiga tersebut. Curah hujan
dalam tiap polygon itu di anggap mewakili oleh curah hujan dari titik
pengamatan dalam tiap polygon itu.
Cara Thiesen ini memberikan hasil yang lebih teliti
dari pada cara Aljabar rata-rata. Akan tetapi, penentuan titik pengamatan dan
pemelihaan ketinggian akan mempengaruhi ketelitian hasil yang didapat. Kerugian
yang lain ialah umpamanya untuk penentuan kembali jaringan segitiga jika
terdapat kekurangan pengamatan pada salah satu titik pengamatan.
2.1.2 Distribusi curah hujan wilayah dengan jangka
waktu
Hal yang penting
dalam pembuatan rancangan dan rencana adalah distribusi curah hujan. Distribusi
curah hujan adalah berbeda - beda sesuai
dengan jangka waktu yang di tinjau
yakni curah hujan tahunan atau
jumlah curah hujan dalam setahun, curah hujan bulanan (jumlah curah hujan
bulanan), curah hujan harian (jumlah curah hujan 24 jam), curah hujan perjam.
Harga-harga yang diperoleh ini dapat digunakan untuk menentukan prospek
dikemudian hari dan akhirnya untuk perencanaan sesuai dengan tujuan yang
dimaksud.
Di bawa ini akan dikemukakan perhitungan curah hujan sungai
dengan daerah pengaliran yang kecil, yakni cara pemikiran
dan cara perhitungan curah hujan jangka waktu pendek untuk penentuan
volume debit konstruksi - konstruksi seperti gorong-gorong, saluran samping dan
lain-lain.
(1)
Intensitas Curah Hujan
Cara hujan jangka pendek dinyatakan dalam intensitas
per jam yang disebut intensitas curah hujan (mm/jam). Intensitas curah hujan
rata-rata dalam t jam (It)
dinyatakan dalam rumus sebagai berikut:
It =
Dimana :
Rt = Curah hujan selama
t jam.
Besarnya intensitas curah hujan itu berbeda-beda yang
disebabkan oleh lamanya curah hujan atau frekuensi kejadiannya. Beberapa rumus
intensitas curah hujan yang dihubungkan dengan hal-hal ini, telah disusun
sebagai rumus-rumus eksperimentil. Satu diantaranya digunakan di Jepang adalah
sebagai berikut:
1.
Rumus ini dikemukakan oleh Prof. Talbot pada tahun 1881 dan disebut jenis
Talbot. Rumus ini banyak digunakan karena mudah diterapkan dimana
tetapan-tetapan a dan b ditentukan dengan harga-harga yang diukur.
2.
Rumus ini dikemukakan oleh Prof. Sherman
dalam tahun 1905 dan disebut jenis Sherman.
Rumus ini mungkin cocok untuk jangka waktu curah hujan yang lamanya lebih dari
2 jam.
3.
Rumus ini dikemukakan oleh Dr. Ishiguro dalam tahun 1953.
4.
Rumus ini disebut rumus Mononobe dan merupakan sebuah
variasi dari rumus poin (2). Rumus (1) sampai (3) adalah rumus-rumus intensitas
curah hujan untuk curah hujan jangka pendek. Rumus (4) digunakan untuk
menghitung curah hujan setiap waktu berdasarkan data curah hujan harian.
Dalam 1 sampai 4:
I = Intensitas curah hujan (mm/jam)
t = lamanya curah
hujan (menit), atau untuk 4 dalam (jam)
a,b,n,m: tetapan
R24 = curah hujan
maksimum dalam 24 jam (mm).
Kurva frekwensi intensitas – lamanya (frekuensi I-t)
adalah diagram persamaan-persamaan tersebut diatas dengan t sebagai absis dan I sebagai
kordinat. Kurva ini digunakan untuk perhitungan limpasan (run-off) dengan rumus rasional dan untuk perhitungan debit puncak
dengan menggunakan intensitas curah hujan yang sebanding dengan waktu
pengaliran curah hujan dan titik paling
atas ke titik yang ditinjau di bagian hilir daerah pengaliran itu (waktu tiba =
arrival time). Kurva itu menandakan
besarnya kemungkinan terjadinya intensitas curah hujan yang berlaku untuk
lamanya curah hujan sembarangan, dapat dilihat bahwa rumus-rumus intensitas
curah hujan mempunyai tetapan - tetapan
yang berbeda, yang berhubungan
dengan frekwuensi kejadiannya. Jadi untuk perhitungan limpasan
(hujan) diperlukan rumus
intensitas curah hujan tersendiri sesuai dengan kemungkinan tahun kejadian yang
diperhitungkan.
(2)
Cara perhitungan Intensitas curah hujan
(a)
Perhitungan dengan cara kuadrat
terkecil (least square): cara ini adalah cara untuk
menentukan tetapan-tetapan a, b, dan n dalam rumus-rumus pada poin yang ke (1), (2), dan (3) yang dikemukakan dalam (1)
berdasarkan cara kuadrat terkecil dengan menggunakan data curah hujan. Cara
perhitungan adalah sebagai berikut.
1.
Pertama-tama diambil 8 jenis
lamanya curah hujan t (menit), 5, 10,
20, 30, 40, 60, 80 dan 120 menit. Semua curah hujan yang bersangkutan dengan ke
delapan hal ini disusun bersama data curah hujan sebuah stasiun pengamatan.
2.
Harga-harga tersebut digunakan
dalam perhitungan kemungkinan lebih (excess
probability) dengan cara awal dan lain-lain yang dikemukakan dalam 3.2.2.
Kemudian diadakan perhitungan intensitas curah hujan I (mm/jam) yang bersangkutan
dengan ke 8 harga t untuk setiap
tahun kemungkinan (probable year).
3.
dengan menggunakan ke 8 harga t dalam setiap tahun kemungkinan itu, maka
diadakan perhitungan tetapan-tetapan untuk setiap rumus intensitas curah hujan
adalah sebagai berikut:
[Jenis I]
a dan b …..………….(3.12)
[Jenis II]
……..……..(3.13)
[Jenis III]
……………(3.14)
Dimana :
[ ] = Jumlah angka-angka dalam tiap siku.
N = Banyaknya
data.
Cara ini membutuhkan perhitungan dan pekerjaan yang banyak
seperti pembacaan dan penyusunan data curah hujan untuk setiap t pada kertas-kertas pencatatan curah
hujan otomatis sepanjang pengamatan yang lalu.
Data curah hujan untuk setiap lamanya curah hujan t menit disusun dengan menggunakan data
curah hujan tahun-tahun yang telah lalu dari sebuah stasiun pengamatan.
Kemudian diadakan perhitungan kemungkinan lebih (perhitungan ini tidak
dicantumkan di sini). Harga-harga dalam tabel di bawa ini adalah harga-harga
dengan kemungkinan 10 tahun. Dengan harga-harga ini, maka dihitung harga-harga
intensitas curah hujan sesuai dengan rumus pada poin (1), (2), dan (3). dari
hasil-hasil ini dapat ditentukan rumus mana yang paling cocok.
(b)
Rumus intensitas curah
hujan dengan cara koefisien spesifik (Probable
rainfall-intensity-farmula by spesificent method):
cara yang dikemukakan dalam (a) memerlukan data
pengamatan curah hujan yang penjang dan sekurang-kurangnya untuk 8 jenis
lamanya curah hujan. Disamping itu kesemuanya harus dibaca dari kertas-kertas
alat ukur otomatis.
2.1.3 Cara memperkirakan kemungkinan curah hujan
Hal-hal utama yang telah dikemukakan adalah analisa
frekuensi data hidrologi, bagaimana dalam perhitungan dan penggambaran distribusi
asyimetris dari kurva
kemungkinan kerapatan dan
bagaimana halnya harga kemungkinan terlampau.
Penyelidikan yang banyak mengenai distribusi curah
hujan telah berlangsung terus. Penyelidikan-penyelidikan itu dapat
diklasifikasikan sebagai berikut:
(1)
Cara yang menggunakan distribusi Normal:
cara ini adalah untuk menyelesaikan atau menghitung distribusi normal yang
dapat dengan mengubah variabel distribusi asyimetris di dalam logaritma atau
kedalam akar pangkat n . Cara Iwai adalah salah satu cara untuk hal yang
pertama.
(2)
Cara mempergunakan langsung kurva asyimetris kemungkinan
kerapatan: Cara-cara yang dipergunakan
adalah jenis distribusi eksponensial dan distribusi harga ekstrim.
(3)
Cara yang mengkombinasikan cara 1 dan 2: Cara Iwai adalah cara yang banyak digunakan di Jepang. Cara
perhitungan sederhana yang menggunakan kertas kemungkinan logaritmis akan
dikemukakan di bawa ini.
Cara Iwai seperti dikemukakan di atas, kurva
kemungkinan kerapatan dari curah hujan harian maksimum atau curah hujan
maksimum dalam 1 tahun, tidak merupakan sebuah kurva distribusi yang
asyimetris. Dengan merubah variabel (x) dari kurva distribusi itu ke logaritma
x atau log x, maka kurva itu dapat dirubah menjadi kurva distribusi normal.
Jadi, kemungkinan terlampau W(x) dapat diperoleh dengan asumsi bahwa data
hidrologi itu mempunyai distribusi log-normal.
BAB III
ANALISIS CURAH HUJAN RENCANA
3.1 Umum
Pada dasarnya curah hujan rencana adalah curah hujan
maksimum yang didasarkan pada kala ulang tertentu. Perhitungan curah hujan
rencana dipergunakan untuk mengetahui berapa besar curah hujan rencana pada
suatu sungai.
3.2 Analisa Frekuensi
3.2.1 Curah
Hujan Harian Maksimum
Curah hujan harian maksimum tahunan dihitung dengan
mengambil nilai rata-rata curah hujan harian maksimum yang terjadi pada hari
yang dari serial data tahunan yang sama dari masing-masing stasiun yang
dianggap memberi pengaruh. Jika kondisi letak stasiun penakar curah hujan di
sekitar lokasi tidak memungkingkan untuk menentukan hujan rata-rata daerah dengan
metode Thieseen Poligon, maka metode yang digunakan adalah rata-rata aljabar.
Dari hasil perhitungan curah hujan harian maksimum
rerata dari suatu daerah yang kita tinjau maka dapat dilakukan analisa
frekwensi untuk menghitung curah hujan rencana dengan metode Gumbel dan
Log-Person Type III dengan periode ulang tertentu
3.2.2 Analisa Curah Hujan Dengan Metode Gumbel
Metode Gumbel menggunakan
teori harga ekstrim
untuk menunjukkan bahwa deret
harga - harga ekstrim X1, X2, … .………..Xn, dimana
sample - sampelnya sama besar dan X merupakan variabel berdistribusi eksponensial. Rumus
perhitungan yang akan
digunakan adalah sebagai
berikut :
X = X + Sx (0.78y – 0.45)
Y = -ln (-ln (t-1) / t))
Dimana:
X = X rata-rata tahunan
Sx = Simpangan baku
Y = Perubahan reduksi
n = Jumlah data
Xi = Seri data maksimum setiap tahun
T = Kala ulang dalam tahun
Dalam bentuk rumus lain dapat di situliskan sebagai derikut
:
Xt = Xr + Sx . K
K = (yt – yn) / Sn
Dimana:
Xt = Besarnya curah hujan rencana untuk periode
ulang t
Sr = Harga rata-rata dari data curah hujan
maksimum
F = Faktor frekuensi
Yn = Reduce mean sebagai fungsi dari banyak data
(n)
Sn = Reduce standard deviasi sebagai fungsi dari
banyaknya data (n)
Yt = Reduce Variate
t = Kala ulang
Tabel : Nilai Yt
sebagai fungsi dari nilai t
|
T
|
Yt
|
t
|
Yt
|
|
1.01
|
-1.53
|
20
|
2.97
|
|
1.58
|
0.00
|
50
|
3.90
|
|
2.00
|
0.37
|
100
|
4.60
|
|
5.00
|
1.50
|
200
|
5.30
|
|
10.00
|
2.25
|
|
|
Sumber : Metode Perhitungan
Curah hujan SK-SNI-M-18-1989-F Hal. 17
Tabel : Simpangan Baku Tereduksi
Sn
|
N
|
0
|
1
|
2
|
3
|
4
|
5
|
6
|
7
|
8
|
9
|
|
10
20
30
40
50
60
70
80
90
100
|
0.94
1.06
1.11
1.14
1.16
1.17
1.18
1.19
1.20
1.20
|
0.98
1.06
1.11
1.14
1.16
1.17
1.18
1.19
1.20
|
0.98
1.07
1.11
1.14
1.16
1.17
1.18
1.19
1.20
|
0.99
1.08
1.12
1.14
1.16
1.17
1.18
1.19
1.20
|
1.00
1.08
1.12
1.14
1.16
1.17
1.18
1.19
1.20
|
1.02
1.08
1.12
1.14
1.16
1.17
1.18
1.19
1.20
|
1.03
1.09
1.13
1.15
1.17
1.18
1.19
1.19
1.20
|
1.03
1.10
1.13
1.15
1.17
1.18
1.19
1.19
1.20
|
1.04
1.10
1.13
1.15
1.17
1.18
1.19
1.19
1.20
|
1.05
1.10
1.13
1.15
1.17
1.18
1.19
1.19
1.20
|
Sumber : Metode Perhitungan
Curah hujan SK-SNI-M-18-1989-F Hal. 17
Tabel : Simpangan Baku Tereduksi
Yn
|
N
|
0
|
1
|
2
|
3
|
4
|
5
|
6
|
7
|
8
|
9
|
|
10
20
30
40
50
60
70
80
90
100
|
0.495
0.523
0.536
0.543
0.548
0.552
0.554
0.556
0.558
0.560
|
0.449
0.525
0.537
0.544
0.549
0.552
0.555
0.557
0.558
|
0.503
0.526
0.538
0.544
0.549
0.552
0.555
0.557
0.558
|
0.507
0.528
0.538
0.545
0.549
0.553
0.555
0.557
0.559
|
0.510
0.529
0.539
0.545
0.550
0.553
0.555
0.557
0.559
|
0.512
0.530
0.510
0.546
0.550
0.553
0.555
0.558
0.559
|
0.515
0.532
0.541
0.546
0.550
0.553
0.555
0.558
0.559
|
0.518
0.533
0.541
0.547
0.551
0.554
0.556
0.558
0.559
|
0.520
0.534
0.542
0.547
0.551
0.554
0.556
0.558
0.559
|
0.522
0.535
0.543
0.547
0.551
0.554
0.556
0.558
0.559
|
Sumber : Metode Perhitungan
Curah hujan SK-SNI-M-18-1989-F Hal. 17
Hasil perhitungan analisa frekuensi curah hujan rencana
dengan metode Gumbel terdapat pada lampiran perhitungan berikut (depan)
3.2.3 Analisa Curah Hujan Rencana Metode Log Person
Tipe III
Langkah-langkah
perhitungan curah hujan dengan metode Log Person III adalah sebagai berikut :
1. Nilai Rata-rata :
2. Standar Deviasi :
3. Koefisien Kepencengan
[Scewness] :
4. Curah Hujan Rencana :
X = Anti
Log X
Dimana:
Log X = Logarima curah hujan yang di cari
= Logarima rerata dari curah hujan
Log Xi = Logarima curah hujan tahun ke i
G = Konstanta Log
Person III berdasarkan koefisien kepencenangan besarya yang telah di sajikan
Sx = Simpangan Baku
n = Jumlah Data
Hasil perhitungan analisa frekuensi curah hujan rencana
dengan metode Log Person III dapat lihat pada lampiran berikutnya (depan)
3.2.4 Uji Kesesuaian Distribusi
Uji kesesuaian ini
di lakukan untuk mengetahui apakah hipotesa tersebut benar sesuai dengan
distribusi teoritis yang dipilih, sehingga dapat ditentukan bahwa distribusi
tersebut dapat atau tidak dapat untuk di gunakan untuk proses untuk perhitungan
selanjutnya. Dalam uji kesesuaian ini digunakan Smirnov-Kolmogorop dan Uji
Chi-Kuadrat (Chi-Square)
4 Uji Sminov-Kolmogrov
Metode ini
digunakan untuk menguji simpangan secara mendatar. Uji ini dilakukan mengikuti
tahapan sebagai berikut :
1.
Data curag hujan disusun dengan
urutan data terkecil hingga data terbesar.
2.
Menghitung besarnya harha
probabilitas dengan persamaan weibull sebagai berikut :
Dimana :
P = Probabilitas (%)
m = Nomor urut data
n = Jumlah data
3.
Dari grafik pengeplotan data
curah hujan dikertas probabilitas di dapat perbedaan yang maksimum antara
distribusi empiris yang disebut dengan
. Kemudian dibandingkan dengan
. Yang didapat dari tabel untuk dereajat tertentu (
). Dalam desain bangunan-bangunan pengairan nilai
diambil5%
3.
Bila harga
< cr, maka dapat disimpulkan bahwa penyimpangan
yang terjadi masih dalam batas-batas yang diizingkan.
Tabel : Nilai Kritis (
) Dari Sminor-Kolmogorof
Sumber : Hidrologi Soewarno, 1995 hal 199
4
Uji Chi-Kuadrat
Uji kesesuaian
distribusi dengan metode Chi-Kuadrat merupakan satu ukuran mengenai perbedaan
yang terdapat antara frekuensi yanmg diamati demgan yang diharapkan. Uji ini
digunakan untuk menguji simpangan secara tegak lurus. Misalnya terdapat K kelas
frekuensi, maka rumus Chi-Square (X2) adalah :
Dimana :
X2hit = Parameter
Chi-Kuadrat terhitung
Ej = Frekuensi teoritis
Oj = Frekuensi
pengamatan
Langkah-langkah pengujian Chi-Kuadrat dilakukan sebagai
berikut :
1. Nilai X2 cr didapat dari Tabel : 3 – 11, dengan taraf
signifikan (
) dan derajat kebebasan (DK), dengan
DK = n – (m + 1)
Dimana :
DK = Nilai derajat
bebas
n = Jumlah data
m = Jumlah parameter
untuk X2 hit
2. Bila nialai X2 hit
< X2 cr, maka dapat disimpulkan bahwa penyimpangan yang terjadi
masih dalam batas-batas yang diizingkan.
Ploting data pada kertas probabilitas dan hasil
perhitungan Uji-Smirnov kolmogrov dan
Uji Chi-Kuadrat (X2 – Tes) dari analisa frekuensi untuk
masing-masing metode Gumbel dan Log Person Type III disajikan pada tabel serta gambar. Dan
Rekapitulasi besaran curah hujan rencana untuk masing-masing metode.
3.3 Analisa Curah hujan Rencana
3.3.1 Metode Hidrograp Satuan Sinetik Nakayasu
4 Intensitas curah hujan dan pola
disribusi
Perhitungan Curah
Hujan dan pola distribusi hujan jam – jaman adalah
untuk mengetahui atau menghitung intensitas curah hujan setiap waktu
berdasarkan curah
hujan harian digunakan rumus dari Mononobe(Sosrodarsono -
Takeda 1987).
Rt = (R24/24) (24/t)
Dimana :
Rt = Rerata hujan
dari awal sampai ke t (mm/jam)
R24 = Tinggi hujan
maksimum dalam 24 jam (mm/jam)
t = Waktu hujan dari awal sampai jam ke t (jam)
Hidrograf satuan
sinetik Nakayasu merupakan salah satu hidrograf satuan sinetik yang telah
dikembangkan. HSS ini dihasilkan berdasarkan pengamatan emperis di Jepang.
Parameter-parameter dari hidrograf satuan senetis ini meliputi :
- Tenggang waktu dari permulaan hujan sampai puncak hidrograf.
- Tenggang waktu dari titik berat hujan sampai titik berat hidrograf.
- Tenggang waktu hidrograf
- Luad daerah pengaliran
- Panjang alur sungai utama terpanjang
- Koefisien pengaliran.
4
Hujan Efektif
Hujan efektif
ditentukan dengan rumus sebagai berikut :
Rn = c . Rh
Dimana :
Rn = Curah hujan
efektif (mm/jam)
Rh = Curah hujan
maksimum dalam (mm/jam)
c = Koefisien
pengaliran sungai
4
Hidrograf Satuan
Rumus hidrograf
satuan sintetik Nakayasu dapat diuraikan sebagai berikut :
Dimana :
Qp = Debit puncak
banjir (m3/det)
Ro = Hujan satuan (mm)
Tp = Tenggang waktu
dari permulaan hujan sampai puncak banjir (jam)
T0.3 = Waktu yang diperlukan
oleh penerunan debit, dari debit puncak sapai menjadi 30% dari puncak (jam)
Untuk menghitung Tp
dan T0.3 digunakan rumus :
Tp = Tg + 0.8 tr
T0.3 =
Maka dengan demikian :
- Jika panjang sungai > 15 Km maka:
Tg = 0.4 + 0.058 L
- Jika Panjang sungai < 15 Km maka:
Tp = 0.21 L0.7
Dimana :
Tg = Waktu antara
hujan sampai debit puncak banjir (jam)
= Parameter hidrograf
Tr = Satuan waktu
hujan (1jam)
Persamaan hidrograf satuanya adalah sebagai berikut :
- Waktu naik (0 ≤ t < Tp)
Qt = Qmaks
- Waktu turun :
a.
0 ≤ t < (Tp + T0.3)
Qt = Qmaks
. *
b.
(Tp + T0.3) ≤ t < (Tp + T0.3
+ T0.32)
Qt = Qmaks
. *
c.
t ≥ (Tp + T0.3 + 1.5
T0.3 )
Qt = Qmaks
. *
3.3.2 Metode Hidrograp Satuan Sinetik Snyder
Hidrograf satuan
sintetik (HSS) Snyder pertama kali dikembangkan oleh Synder (1983) di Amerika
Serikat. Synder mengembangkan rumus emperis dengan koefisien-koefisien yang
menghubungkan unsure-unsur hidrograf satuan dengan karakteristik daerah
pengaliran. Pendekatan asli yang dikemukakan oleh Synder memilih tiga parameter
yaitu : lebar dasar hidrograf, debit puncak, dan kelambatan lembah yang
dianggap cukup memadai untuk mendefinisikan hidrograf satuan.
Hidrograf tersebut
ditentukan secara cukup baik dengan tinggi d = 1 cm, dan dengan ketiga unsure
yang lain yaitu Qp (m/dt), Tb, serta tr (jam). Unsure-unsur hidrograf tersebut
dihubungkan dengan luas daerah pengaliran A (Km2), panjang aliran
utama L (Km), dan jarak antara titik berat daerah pengaliran dengan pelepasan
LC (Km) yang diukur sepanjang aliran utama.
Dengan unsure-unsur
tersebut di atas, Synder membuat rumusan sebagai berikut :
tp = Ct (L Lc)n n = 0.3
Dimana :
L = Panjang Sungai (Km)
Lc = Panjang sungai
dari titik berat basin ketitik tinjau (Km)
tp = Tenggang waktu
dari titik berat hujan efektif ke punca
unit hidrograf.
Ct, n = Koefisien yang
tergantung dari slope basisnya.
qp = 275 x (Cp/p)
Dimana :
Qp = Debit maksimum
hidrograf satuan (m3/det/km2)
Cp = Koefisien karaterisrik basin
te = P/5.5
Dimana :
te = Lamanya curah
hujan efektif
Jika te > tr (tr = 1 mm), maka :
T’p = tp + 0.25 (tr – te)
Sehingga didapat waktu untuk mencapai debit maksimum
Tp = t’p = 0.25 tr
Jika te < tr, maka
Tp = tp = 0.5 tr
Dimana :
Tp = Debit maksimum
hidrograf satuan (m3/det/km2)
tr = Koefisien karaterisrik basin
Qp =
Dimana :
Qp = Debit maksimum
total (m3/det)
A = Luas DAS hujan efektif (Km2)
h = Curah hujan (1 mm)
Waktu dasarnya adalah sebagai berikut :
Tb = 72 + 3 tp
Koefisien-koefisien Ct dan Cp harus
ditentukan secara empiris, karena besarnya berubah-ubah antara daerah yang satu dengan daerah yang
lainya. Besarnya adalah Ct = 0.75 – 3.00
sedangkan Cp = 0.90 – 1.40.
Hidrograf yang
didapatkan dari perhitungan ini adalah hidrograf satuan tak berdemensi,
sehingga untuk proses perhitungan hidrograf satuanya digunakan persamaan
Alexeyev, sebagai berikut :
Q = f (t)
Y = q/Qp dan X = t/Tp
Y =
A = 1.32
+ 0.15
+ 0.045
=
h = Tinggi hujan (1 mm)
Dimana semua parameter seperti taksrif.
3.3.3 Metode Hidrograp Satuan Sinetik FSR
Metode yang diberikan FSR (ood StudyRepotr)
merupakan metode sintesa hidrograf satuan 1 jam bagi bagi daearah aliran tak
terukur dan pemilihan hujan rancangan yang cocok diaplikasikan pada daerah
tujuan. Metode ini juga menggunakan tiga parameter, yaitu : waktu terjadinya
debiot puncak, dan lebar dasar hidrograf. Akan tetapi parameter-parameter
tersebut menggunakan takrif yang agak berbeda.
Menurut Wilson
(1993), waktu sampai terjadinya debit puncak
adalah waktu sampai terjadinya puncak dari suatu hidrograf satuan 1 jam yang di ukur mulai dari permulaan
limpasan reaksi (Standar of response
runoff). Tp (jam), dapat dihitung dengan rumus :
Tp = 46.6(MSL)0.14 (S 1085)-0.38
(1 + URBAN)-1.99 (RSMD)-0.40
Dimana :
Tp = Waktu
puncak
MSL = Panjang sungai utama (Km), yang diukur dari
peta 1 : 50.000
S 1085 = Kemiringan yang diperoleh dengan
mengidentifikas dua titik pada jarak 10% dan
80% dari panjang sungai utamadari titik lepas daerah aliran sebagaiman
di tunjukkan pada peta bersakala 1 : 50.000 dan menetapkan perbedaan elevasinya
dan panjang sungai antara kedua titik tersebut.
URBAN = Bagian daerah
aliran dalam pengembangan daerah perkotaan.
RSMD = Curah hujan
M5 1-hari, dikurangi deficit lengas tanah rerata efektif
Puncak hidrograf satuan Qp dalam satruan m3 dalam satuan m3/det/Km2 dapat dihitung
dengan :
Qp = 220 / Tp
Dimana :
QTp Debit puncak banjir
(m3/det)
A = Waktu puncak (Km2)
Sedangkan lebar dasar hidrologi dihitung dengan :
Tb = 2.52 . Tp
Dimana :
Tb = Waktu dasar
Tp = Waktu puncak
Ketiga parameter, Tp, Qp dan Tb, memungkinkan digambarnya
hidrograf satuan yang merupakan hidrograf satuan 1-jam. Untuk perhitungan
hidrograf satuanya digunakan persamaan Alexejev, Persamaan (2-19) sampai (2-23)
3.3.4 Metode Hidrograp Satuan Sinetik SCS (Soil
Consevation Service)
Hidrograf satuan sinetik Metode SCS adalah hidrograf yag
mana debit diekspresikan sebagai perbandingan antara debit q dengan debit
puncak qp, dan waktu merupakan perbandingan dari waktu t dengan tenggang waktu
naik dari hidrograf Tp. Diberikan debit puncak dan waktu kelambatan atau
tenggang waktu dari titik berat hujan sampai titik berat hidrograf (time log)
untuk durasi dari hujan efektif, hidrograf satuan dapat diestimasi dari
hidrograf sintetik tak berdemensi untuk suatu DPS.
SCS menganjurkan waktu resesi (time of recession) dapat perkirakan sebesar 1.67 Tp. Sebagaimana
luas dibawah hidrograf satuan akan sesuai denagn suatu limpasan langsung
sebesar 1 cm. sehingga dapat dilihat bahwa :
Sedangkan
Dimana :
c = Koefisien
karakter basin SCS = 2.08
A = Luas DAS (Km2)
Dari beberapa
penelitian yang telah dilakukan pada DAS basar maupun kecil menunjukkan bahwa
kelembatan basin tp = 0.6 Tc. Sedangkan
waktu naik Tp dapat dieksprensiksn dengan :
Hidrograf dapat dikonversi ke dalam dimensi yang dibutuhkan
dengan menggunakan persamaan Alexejev seperti pada metode HSS Synder, persamaan
(2-9) sampai dengan (2-23)
Untuk perhitungan waktu konsentrasi Tc digunakan rumus yang
telah direkomendasikan untuk digunakan di Indonesia (Hoesein, et al, 1992)
sebagai berikut :
Dimana :
Tc =Waktu konsentrasi (jam) L = Panjang sungai terpanjang (Km)
3.3.5 Metode Hidrograp Satuan Sinetik GAMA I
Seperti yang di
jelaskan sebelumnya bahwa HSS Nakayasu dan Snyder yang penelianya dilakukan di
Negara lain, maka sudah barang tentu parameternya tidak dapat langsung
diaplikasikan pada DAS yang berada di Indonesia, karena menunjukkan
penyimpangan yang cukup besar dibangdingkan dengan hidrograf terukur.
Untuk mengatasi
penyimpangan-penyimpangan tersebut, maka sri harto (1985) menyelesaikan dengan
memanfaatkan parameter-parameter DAS lain yang ternyata sangat
menentukanpengalihragaman hujan menjadi banjir :
Adapun parameter-parameter tersebut didefenisikan sebagai berikut :
1.
Sumber-sumber (SF) yaitu
perbandingan antara jumlah panjang sungai-sungai tingkat I dengan jumlah panjang sungai-sungai semua
tingkat
2.
Frekuensi sumber (SN) yaitu
perbandingan antara jumlah pangsa sungai-sungai tingkat I dengan jumlah pangsa
sungai-sungai semua tingkat.
Komentar
Posting Komentar