10_Rekayasa hidrologi

MK. Hidrologi John Frans

1

BAB I SIKLUS HIDROLOGI

A. Pendahuluan Ceritakan proses terjadinya hujan !

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

neraca air.

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

a. Menjelaskan pengertian hidrologi dengan benar

b. Menjelaskan dan menggambar siklus hidrologi dengan baik dan benar.

c. Menjelaskan tentang sifat-sifat air dengan benar.

d. Menjelaskan hubungan antara sirkulasi air dan neraca air dengan baik.

B. Penyajian 1.1. Pengertian Hidrologi Hidrologi termasuk salah satu cabang ilmu geografi (ilmu bumi) dan sudah mulai

dikembangkan oleh para filsuf kuno, antara lain dari Yunani, Romawi, Cina dan Mesir. Dimana

air dianggap sebagai bagian dari unsur utama bersama-sama dengan bumi, udara dan api.

Secara harafiah hidrologi berasal dari bahasa Yunani, yakni hydro dan loge. Hydro

berarti sesuatu yang berhubungan dengan air dan loge berarti pengetahuan. Jadi hidrologi

adalah ilmu pengetahuan yang secara khusus mempelajari tentang kejadian, perputaran dan

penyebaran air di atmosfir dan permukaan bumi serta di bawah permukaan bumi. Secara luas

hidrologi meliputi pula berbagai bentuk air, termasuk transformasi antara keadaan cair, padat,

dan gas dalam atmosfir, di atas dan di bawah permukaan tanah. Di dalamnya tercakup pula air

laut yang merupakan sumber dan penyimpan air yang mengaktifkan kehidupan di planet bumi

ini.

Ruang lingkup hidrologi mencakup :

1. pengukuran, mencatat, dan publikasi data dasar.

2. deskripsi propertis, fenomena, dan distribusi air di daratan.

3. analisa data untuk mengembangkan teori-teori pokok yang ada pada hidrologi.

4. aplikasi teori-teori hidrologi untuk memecahkan masalah praktis.


2

Hidrologi bukanlah ilmu yang berdiri sendiri, tetapi ada hubungan dengan ilmu lain, seperti

meteorologi, klimatologi, geologi, agronomi kehutanan, ilmu tanah, dan hidrolika.

Menurut The International Association of Scientific Hydrology, hidrologi dapat dibagi menjadi:

1. Potamologi (Potamology), khusus mempelajari aliran permukaan (surface streams)

2. Limnologi (Limnology), khusus mempelajari air danau

3. Geohidrologi (Geohydrology), khusus mempelajari air yang ada di bawah permukaan

tanah (mempelajari air tanah = groundwater)

4. Kriologi (Cryology), khusus mempelajari es dan salju

5. Hidrometeorologi (Hydrometeorology), khusus mempelajari problema-problema yang

ada diantara hidrologi dan meteorologi.

Model Sederhana Siklus Hidrologi


3

1.2. Siklus Hidrologi a). Penguapan Proses perubahan air menjadi uap air disebut penguapan. Penguapan memerlukan energi

panas, misalnya api kompor. Penguapan di alam (penguapan air laut dan air yang ada di

daratan) terjadi dengan bantuan energi panas dari sinar matahari.

Pada penguapan air laut, garam yang terkandung dalam air laut tidak ikut diuapkan (tetap

tertinggal di laut). Jika uap air laut diembunkan akan diperoleh air tawar yang relatif murni.

b). Tingkat Penguapan

Tingkat penguapan bergantung pada dua faktor yang berbeda, yaitu:

Suhu udara Besar kandungan uap air yang terdapat di udara. Semakin tinggi suhu udara, semakin banyak uap air diserap oleh udara. Semakin kecil

persentase uap air di udara, semakin banyak uap air dapat diserap udara.

Suhu udara di padang pasir pada siang hari cukup tinggi, maka apa bila terdapat air permukaan

akan terjadi penguapan yang tinggi.

c). Bentuk Penguapan

Penguapan air dapat terjadi melalui tumbuhan maupun permukaan bumi. Penguapan air melalui

tumbuhan disebut transpirasi.

Dengan demikian terdapat dua bentuk penguapan air yang berbeda di alam:

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

Gambar 1.1. Proses Penguapan


4

d). Kondensasi Uap Air Kondensasi merupakan proses kebalikan dari penguapan. Kondensasi uap air berarti proses

perubahan uap air menjadi air (proses pengembunan).

Di udara, kondensasi uap air terjadi jika:

Udara yang sudah jenuh uap air ditambah uap air atau zat lain Suhu udara yang jenuh uap air turun Uap air yang mengembun di udara membentuk tetes-tetes air yang sangat kecil dan dapat

dilihat sebagai awan di langit.

1.2. Tingkat Penguapan

Gambar 1.3. Bentuk Penguapan


5

e. Transportasi oleh Angin Udara yang mengandung uap air atau awan dapat terbawa angin ke tempat lain. Oleh karena itu

angin memiliki peran penting dalam menentukan daerah dimana hujan akan terjadi.

f). Hujan Tetes-tetes air hasil kondensasi terlalu kecil untuk dapat jatuh ke bumi, tetes-tetes air yang

sangat kecil ini mungkin akan menguap kembali.

Dengan bantuan transportasi angin, maka dapat diperkirakan bahwa sampai satu juta tetes-

tetes air yang sangat kecil tadi akan bertumpuk dan membentuk satu tetes air yang lebih besar.

Tetes-tetes air besar inilah yang dapat jatuh sampai ke permukaan bumi sebagai tetesan hujan.

Di daerah iklim sedang dengan ketinggian tertentu, kristal-kristal es bertumpuk dengan tetes-

tetes air yang sangat kecil tadi dan membentuk satu gumpalan es. Gumpalan es ini akan

meleleh pada waktu jatuh dan sampai ke bumi sebagai tetesan hujan.

Hujan lebih banyak terjadi di daerah pegunungan dibandingkan dengan dataran rendah, karena

suhu udara jenuh uap air, akan mengalami penurunan suhu setelah dibawa oleh angin dari

dataran rendah ke pegunungan.

Besarnya curah hujan di pegunungan ditambah dengan pepohonan yang lebat menyebabkan

ketersediaan air bersih di pegunungan relatif banyak.

Gambar 1.4. Transportasi oleh Angin


6

g). Peresapan Air Air hujan yang jatuh ke tanah tidak seluruhnya langsung mengalir sebagai air permukaan, tetapi

ada yang terserap oleh tanah. Peresapan air ke dalam tanah pada umumnya terjadi melalui dua

tahapan, yaitu infiltrasi dan perkolasi (gambar 2.10). Infiltrasi adalah gerakan air menembus

permukaan tanah masuk ke dalam tanah. Perkolasi adalah proses penyaringan air melalui pori-

pori halus tanah sehingga air bisa meresap ke dalam tanah.

Kedalaman air yang masuk ke tanah bergantung dari beberapa faktor, yaitu: jumlah air hujan,

porositas tanah, jumlah tumbuh-tumbuhan serta lapisan yang tidak dapat ditembus oleh air. Air

yang tertahan oleh lapisan kedap air (misalnya batu) membentuk air tanah. Air tersebut dapat

dimanfaatkan untuk kebutuhan sehari-hari.

Di daerah perkotaan yang padat penduduknya peresapan air kecil sekali, karena sebagian

besar lahan tanah tertutup/dilapis aspal atau dibeton dan perumahan dibangun dimana-mana,

sehingga luas tanah terbuka semakin sempit sehingga semakin sedikit pula dapat menyerap air.

Seharusnya beberapa tempat di kota dibiarkan terbuka sebagai tanah resapan air hujan.

Gambar 1.5. Peristiwa Kondensasi

Gambar 1.6. Air Hujan


7

h). Sumber-sumber Air di Alam Terbentuknya sumber - sumber air di alam mengalami serangkaian proses. Air hujan jatuh ke

tanah kemudian meresap ke dalam tanah. Sampai di kedalaman tertentu, air tersebut tertahan

oleh lapisan batu-batuan (lapisan kedap air), yang membendung air sehingga tidak terus

meresap ke bawah. Dari celah-celah bebatuan tersebut dapat kita temukan sumber air yang

jernih dan tidak tercemar.

h.1). Air Permukaan Air permukaan adalah air yang menggenang atau mengalir di permukaan tanah, misalnya

danau, sungai dan rawa-rawa.

Sungai merupakan pengumpulan dari tiga jenis limpasan, yaitu: limpasan permukaan, limpasan

di bawah permukaan dan limpasan air tanah, yang akhirnya akan kembali ke laut.

Gambar 1.7. Infiltrasi dan Perkolasi


8

1.3. Daur Hidrologi Siklus air atau daur hidrologi adalah pola sirkulasi air dalam ekosistem.

Gerakan air laut ke udara, kemudian jatuh ke permukaan tanah, dan akhirnya mengalir

ke laut lagi disebut Siklus Hidrologi (CD. Soemarto, 1999) . Siklus ini dapat dilukiskan secara

skematik seperti terlihat pada Gambar 1.10 dan 1.11.

Proses-proses dalam Siklus Air, adalah sebagai berikut: a. Penguapan, yaitu proses perubahan air menjadi uap air dengan bantuan energi panas dari

sinar matahari

b. Transpirasi, yaitu proses penguapan air yang terjadi melalui tumbuhan c. Kondensasi, yaitu proses perubahan uap air menjadi tetes-tetes air yang sangat kecil

(pengembunan)

Gambar 1.8. Proses Terbentuknya Sumber-sumber Air di Alam

Gambar 1.9. Air Permukaan


9

d. Transportasi, yaitu proses pengangkutan awan/uap air oleh angin menuju ke daerah tertentu yang akan kejatuhan hujan

e. Hujan, yaitu proses jatuhnya tetes-tetes air besar (tumpukan tetes-tetes air kecil hasil

kondensasi) sampai ke permukaan bumi

f. Infiltrasi, yaitu gerakan air hujan menembus permukaan tanah kemudian masuk ke dalam

tanah (Peresapan)

g. Perkolasi, yaitu proses penyaringan air melalui pori-pori halus tanah sehingga air dapat

meresap dalam tanah (Peresapan)

h. Aliran Air Dalam Tanah, yaitu air hujan yang meresap ke dalam tanah dan mengalir di atas

lapisan kedap air sampai muncul kembali di permukaan tanah sebagai mata air, atau

mengalir hingga ke laut.

i. Aliran Air Permukaan, yaitu air hujan yang tidak meresap ke dalam tanah melainkan

menggenang atau mengalir di permukaan tanah.

Aliran Air Tanah

Hujan

Evaporasi dari laut

Evaporasi dari daratan

Limpasan Permukaan

Permukaan phreatik (muka air tanah)

Transpirasi

Evaporasi dari air permukaan

Awan

Gambar 1.10. Siklus Hidrologi


10

Gambar 1.11. Siklus Air


11

Siklus hidrologi merupakan suatu sistim yang tertutup, dalam arti bahwa pergerakan air

pada sistim tersebut selalu tetap berada di dalam sistimnya. Siklus hidrologi terdiri dari enam

sub sistim yaitu :

a. air di atmosfir

b. aliran permukaan

c. aliran bawah permukaan

d. aliran air tanah

e. aliran sungai/saluran terbuka

f. air di lautan dan air genangan

Air di lautan dan genangan (danau, rawa, waduk), oleh karena adanya radiasi matahari

maka air tersebut akan menguap ke dalam atmosfir. Uap air akan berubah menjadi hujan

karena proses pendinginan (kondensasi). Sebagian air hujan yang jatuh di permukaan bumi

akan menjadi aliran permukaan. Aliran permukaan sebagian meresap ke dalam tanah menjadi

aliran bawah permukaan melalui proses infiltrasi dan perkolasi, selebihnya akan berkumpul di

dalam jaringan alur (sungai alam atau buatan) menjadi aliran sungai atau saluran terbuka dan

mengalir kembali ke laut. Sebagian air hujan yang tertahan oleh tumbuh-tumbuhan dan

sebagian lagi yang jatuh langsung ke dalam laut dan danau akan menguap kembali ke atmosfir.

Sebagian dari air bawah permukaan kembali ke atmosfir melalui proses penguapan dan

transpirasi oleh tanaman dan sebagian lagi menjadi aliran air tanah melalui proses perkolasi,

dan mengalir ke lautan.

1.4. Sifat-Sifat Air Air berubah ke dalam tiga bentuk/sifat menurut waktu dan tempat, yakni air sebagai

bahan padat, air sebagai cairan dan air sebagai uap seperti gas. Umumnya benda menjadi kecil

jika suhu menjadi rendah. Tetapi air mempunyai volume yang minimum pada suhu 4 C. Lebih rendah dari 4C, volume air itu menjadi agak besar. Pada pembekuan, volume es menjadi 1/11 kali lebih besar dari volume air semula.

Mengingat es mengambang di permukaan air (karena es lebih ringan dari air), maka

keseimbangan antara air dan es dapat dipertahankan oleh pembekuan dan pencairan. Jika es

lebih berat dari air, maka es itu akan tenggelam ke dasar laut atau danau dan makin lama makin

menumpuk yang akhirnya akan menutupi seluruh dunia.


12

1.5. Siklus dan Neraca Air Proses sirkulasi air pada Gambar 1.2 merupakan hubungan antara aliran ke dalam

(inflow) dan aliran ke luar (outflow) pada suatu daerah dalam periode waktu tertentu. Hal ini

dapat dikatakan atau disebut dengan neraca air.

Hubungan Keseimbangan ini adalah sebagai berikut :

P = D + E + G + M ............................................................................... (1.1)

Dimana :

P = Presipitasi

D = Debit

E = Evaporasi

G = Penambahan (supply) air ke tanah

M = Penambahan kadar kelembababan tanah

Air Keluar

Presipitasi

Uap Air Curah Hujan

Air Permukaan

Kelembababan Tanah dan Air Tanah

Perkolasi

Evaporasi (penguapan)

Evaporasi (penguapan)

Presipitasi

Presipitasi

Limpasan

Perkolasi

Gambar 1.2. Sirkulasi Air


13

Pengenalan Istilah-istilah Hidrologi a. Presipitasi

Hujan (presipitasi) merupakan masukan utama dari daur hidrologi dalam DAS. Dampak kegiatan

pembangunan terhadap proses hidrologi sangat dipengaruhi intensitas, lama berlangsungnya,

dan lokasi hujan. Karena itu perencana dan pengelola DAS harus memperhitungkan pola

presipitasi dan sebaran geografinya.

b. Intersepsi

Hujan yang jatuh di atas tegakan pohon sebagian akan melekat pada tajuk daun maupun

batang, bagian ini disebut tampungan/simpanan intersepsi yang akhirnya segera menguap.

Besar kecilnya intersepsi dipengaruhi oleh sifat hujan (terutama intensitas hujan dan lama

hujan), kecepatan angin, jenis pohon (kerapatan tajuk dan bentuk tajuk). Simpanan intersepsi

pada hutan pinus di Italia utara sekitar 30% dari hujan (Allewijn, 1990). Intersepsi tidak hanya

terjadi pada tajuk daun bagian atas saja, intersepsi juga terjadi pada seresah di bawah pohon.

Intersepsi akan mengurangi hujan yang menjadi run off.

c. Throughfall, Crown drip, Steamflow

Hujan yang jatuh di atas hutan ada sebagian yang dapat jatuh langsung di lantai hutan melalui

sela-sela tajuk, bagian hujan ini disebut throughfall. Simpanan intersepsi ada batasnya,

kelebihannya akan segera tetes sebagai crown drip. Steamflow adalah aliran air hujan yang

lewat batang, besar kecilnya stemflow dipengaruhi oleh struktur batang dan kekasaran kulit

batang pohon.

d. Infiltrasi dan Perkolasi

Proses berlangsungnya air masuk ke permukaan tanah kita kenal dengan infiltrasi, sedang

perkolasi adalah proses bergeraknya air melalui profil tanah karena tenaga gravitasi. Laju

infiltrasi dipengaruhi tekstur dan struktur, kelengasan tanah, kadar materi tersuspensi dalam air

juga waktu.

e. Kelengasan Tanah

Kelengasan tanah menyatakan jumlah air yang tersimpan di antara pori-pori tanah. Kelengasan

tanah sangat dinamis, hal ini disebabkan oleh penguapan melalui permukaan tanah, transpirasi,


14

dan perkolasi. Pada saat kelengasan tanah dalam keadaan kondisi tinggi, infiltrasi air hujan

lebih kecil daripada saat kelengasan tanah rendah. Kemampuan tanah menyimpan air

tergantung dari porositas tanah.

f. Simpanan Permukaan (Surface Storage)

Simpanan permukaan ini terjadi pada depresi-depresi pada permukaan tanah, pada perakaran

pepohonan atau di belakang pohon-pohon yang tumbang. Simpanan permukaan menghambat

atau menunda bagian hujan ini mencapai limpasan permukaan dan memberi kesempatan bagi

air untuk melakukan infiltrasi dan evaporasi.

g. Runoff Runoff

Adalah bagian curahan hujan (curah hujan dikurangi evapotranspirasi dan kehilangan air

lainnya) yang mengalir dalam air sungai karena gaya gravitasi; airnya berasal dari permukaan

maupun dari subpermukaan (sub surface). Runoff dapat dinyatakan sebagai tebal runoff, debit

aliran (river discharge) dan volume runoff.

Komponen Runoff

C. Penutup Soal-Soal :

1. Jelaskan pengertian dari hidrologi !

2. Jelaskan tentang siklus hidrologi !

3. Jelaskan pengertian dari :

a. Kondensasi

b. Transpirasi

4. Sebutkan enam sub system dari siklus hidrologi!

5. Jelaskan hubungan antara sirkulasi air dan neraca air !


15

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

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

Listrik.

Daftar Istilah

Hidrologi

Siklus hidrologi

Presipitasi

Atmosfir

Kondensasi

Inflow

Outflow

Neraca Air

Debit

Evaporasi

Evapotranspirasi


15

BAB II ELEMEN-ELEMEN METEOROLOGI

A. Pendahuluan Pada bab ini akan dipelajari tentang pengertian dari presipitasi, proses terjadinya presipitasi,

cara pengamatan/pengukuran curah hujan serta proses terjadinya dan pengamatan/pengukuran

pada evaporasi dan evapotranspirasi.


a. Menjelaskan pengertian presipitasi dengan benar.

b. Menyebutkan dan menjelaskan cara pengukuran curah hujan dengan baik.

c. Menerangkan pengertian evaporasi dengan benar.

d. Menyebutkan dan menjelaskan cara pengukuran evaporasi dengan baik.

e. Menghitung besarnya evaporasi berdasarkan contoh soal dengan benar.

f. Menerangkan pengertian evapotranspirasi dengan benar.

g. Menyebutkan dan menjelaskan cara pengukuran evapotraspirasi dengan baik.

B. Penyajian 2.1. Presipitasi Presipitasi adalah nama umum dari uap yang mengkondensasi dan jatuh ke tanah

berupa salju, hujan, hujan es dan lain-lain. Presipitasi yang ada di bumi ini berupa :

a. Hujan , merupakan bentuk yang paling penting.

b. Embun, merupakan hasil kondensasi di permukaan tanah atau tumbuh-tumbuhan dan

kondesasi di dalam tanah.

c. Kondensasi, di atas lapisan es terjadi jika ada massa udara panas yang bergerak di atas

lapisan es.

d. Kabut, pada saat terjadi kabut, partikel-partikel air diendapkan di atas permukaan tanah

dan tumbuh-tumbuhan.

e. Salju dan es.

Salah satu bentuk presipitasi yang terpenting di Indonesia adalah hujan. Maka

pembahasan mengenai presipitasi ini selanjutnya hanya dibatasi pada hujan saja. Ada 5 buah

unsur yang ditinjau, yaitu :


16

a. Intensitas I, adalah laju curah hujan = tinggi per satuan waktu, misalnya mm/menit,

mm/jam, mm/hari.

b. Lama waktu atau durasi t, adalah lamanya curah hujan terjadi dalam menit atau jam.

c. Tinggi hujan d, adalah banyaknya atau jumlah hujan yang dinyatakan dalam ketebalan

air di atas permukaan datar, dalam mm.

d. Frekuensi, adalah frekuensi kejadian terjadinya hujan, biasanya dinyatakan dengan

waktu ulang (return period) T.

e. Luas, adalah luas geografis curah hujan A, dalam km2.

Hubungan antara intensitas, durasi dan tinggi hujan dinyatakan sebagai berikut :

d = =i

idti0

t (2.1)

Intensitas rata-rata i dirumuskan sebagai berikut :

tdi = (2.2)

2.2.1. Alat Ukur Sistem pengukuran di lapangan seringkali sulit dilakukan secara manual oleh manusia. Untuk

keperluan ini maka dibutuhkan suatu instrumentasi yang reliable untuk jangka waktu cukup lama

dengan melakukan pengukuran berulangulang secara periodik. Pengukuran parameter -

parameter yang berlainan dalam satu waktu bersamaan memerlukan suatu integrasi dari

keseluruhan sistem pengukuran kedalam suatu data kolektor. Pada sistem yang lebih luas data

ini harus digabungkan pada suatu sistem data base terpusat. Dengan sistem ini maka dapat

dihasilkan interpretasi untuk decision support system yang menyeluruh tentang data cuaca.

Implementasinya antara lain : menentukan pola cocok tanam sistem pengairan pada pertanian;

monitoring sistem irigasi dan bendungan; pemantauan muka air tanah perkotaan; pengendalian

banjir dan bencana; dan lain sebagainya.

Beberapa pengukuran parameter hidrologi antara lain :

1. Water level

2. Water flow

Beberapa pengukuran parameter klimatologi antara lain :

1. Precipitation

2. Evaporation


17

3. Air flow

4. Moist & Temperature

5. Radiation

1. Water level Pengukuran ketinggian permukaan air digunakan antara lain pada sungai, danau, laut dan

permukaan air tanah. Metoda yang digunakan antara lain :

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

pemberat.


18

1.2 Depth Level Ketinggian permukaan air diukur menggunakan sensor tekanan dengan asumsi hukum

Archimides, bahwa tekanan di bawah permukaan air (p) akan sebanding dengan kedalaman (h)

dari permukaan air (p = g h) dengan adalah berat jenis air.

2. Water flow Pengukuran kecepatan aliran air digunakan untuk mengukur besarnya debet air yang mengalir

pada suatu aliran air. Metoda yang digunakan antara lain :

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

kecepatan putaran.


19

2.2 Wing pressure Kecepatan aliran air diukur menggunakan sayap (wing) yang menyerupai bentuk sayap pada

pesawat terbang. Semakin cepat aliran fluida yang lewat melalui sayap, maka semakin kuat

tekanan ke atas yang dikenakan pada sayap ini. Sehingga kecepatan aliran dikonversikan

langsung oleh sensor tekanan.


20

2.3 Flow pressure Aliran air diarahkan oleh selinder berupa corong (guide).

Setelah aliran cukup constant dan rata (luminer), maka

kemudian aliran air ini dikonversikan oleh presure meter

dengan luas permukaan yang telah ditentukan.

3. Precipitation Pengukuran curah hujan digunakan untuk mengetahui besarnya kapasitas atau volume

penyediaan sumber air hujan selama kurun waktu tertentu. Metoda yang digunakan antara lain:

3.1 Water drop Kapasitas curah hujan diukur menggunakan penghitungan tetesan air. Sebelum tetesan air

dihitung, air hujan ini ditampung dalam suatu container dengan standar collecting surface.

Dibawah container ini terdapat water dropper sehingga besarnya tetesan air bisa dijaga tetap

konstan.

3.2 Tipping bucket Kapasitas curah hujan diukur menggunakan penghitungan jumlah tumpahan pada

penampung berayun (tipping bucket). Pada alat ini terdapat dua wadah yang diisi

bergantian. Setiap kali wadah terisi penuh maka alat ini akan tumpah pada satu sisinya.


21

3.3 Collector chamber Kapasitas curah hujan diukur menggunakan penghitungan jumlah pengurasan volume air

yang ditampung pada wadah (chamber) dengan volume tertentu. Setiap wadah tersebut

terisi penuh, air akan dibuang secara otomatis oleh gaya berat air pada penguras

(flusher).


22

4.1 Evaporation pan Kapasitas penguapan air diukur menggunakan penghitungan laju pengurangan volume air

dalam suatu bak (pan) standar akibat pemanasan global. Volume dan berat jenis air

dikonversikan oleh sensor ketinggian air untuk mengukur volume yang simultan dengan sensor

berat untuk mengukur berat air di dalam bak standar.

4.2 Blotting paper Kapasitas penguapan air diukur menggunakan penghitungan laju pengurangan volume air dalam

suatu gelas ukur yang diletakan diatas kertas serap (absorbent paper). Luas kertas serap yang digunakan

berfungsi sebagai media penguapan.

5. Wind Speed & Direction Pengukuran kecepatan dan arah angin digunakan untuk mengetahui probabilitas

klimatologi aliran kalor dan curah hujan. Metoda yang digunakan antara lain :


23

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

angin diukur menggunakan sirip pengarah (flap).

5.2 Ultrasonic array Kecepatan aliran udara (angin) diukur menggunakan sensor tekanan yang sensitif

terhadap aliran udara. Sensor ini menggunakan piezzo keramic sebagai sensor ultra

sonic. Empat buah sensor disusun secara aray dalam empat arah. Masing-masing arah

akan membentuk suatu vektor kecepatan.


24

6. Humidity & Temperature Pengukuran suhu dan kelembaban udara digunakan untuk mengetahui probabilitas klimatologi

aliran kalor dan curah hujan. Metoda yang digunakan antara lain :

6.1 Thermistor & Capacitive Suhu diukur menggunakan thermistor PT-100, yang memiliki respon cukup linear dalam jangka

pengukuran temperatur udara. Kelembaban diukur oleh sepasang keping logam sebagai

kapasitor yang dikonversikan oleh frekuensi pada suatu tangki osilator. Sensor-sensor ini

ditempatkan dalam sirip pelindung untuk mengeliminasi pengaruh atau ganguan cuaca dan

radiasi yang mempengaruhi sistem pengukuran

6.2 Integrated Chip Suhu dan kelembaban diukur menggunakan sensor yang sudah standard dan dengan ketelitian yang

cukup baik. Sensor ini sudah diproduksi dalam suatu chip dengan data keluaran berupa digital. Sehingga

pengukuran selanjutnya dapat dilakukan secara elektronik.


25

7. Radiation Pemantauan aktifitas penyinaran matahari digunakan untuk mengetahui pengaruh terhadap

cuaca yang berdampak secara umum. Metoda yang digunakan antara lain :

7.1 Photo Sensitive Intensitas cahaya diukur menggunakan sensor resistif atau semikonduktor peka cahaya.

Permukaan luar sensor dilapisi kaca lengkung untuk pelindung air, debu dan ganguan kotoran.


26

7.2 Thermocouples Radiasi panas diukur menggunakan thermocouple. Bagian atas digunakan untuk mengukur

radiasi global, sedangkan bagian bawah digunakan untuk mengukur radiasi pantul dari tanah.

Selain beberapa parameter pengukuran pada komponen air dan udara, seperti telah disebutkan

di atas, maka pada tanah pun dapat dilakukan beberapa pengukuran antara lain : Soil

temperature, Saturation Potential, Resistivity, Thermal Coductivity dan sebagainya dapat

ditambahkan sebagai data pelengkap pada sistem pengukuran global.

8. Data acquisition & Transmission Pengukuran beberapa parameter meteorologi, hidrology, klimatologi dan sebagainya dilakukan

oleh masing-masing sensor dengan menggunakan microcontroller sehingga data langsung

diubah menjadi data digital dengan standar komunikasi RS-485. Data ini dikirimkan menuju data

recorder (logger) melalui media kabel (wire) atau bahkan modem radio, tergantung jarak sensor

terhadap data recorder.


27

Seluruh instrumen pengukuran menggunakan power suplay dari battery 12V atau dapat pula

dengan bantuan sollar panel sebagai alat pengisi daya. Rekaman data pada data recorder

disimpan dalam memory card (MMC) atau dapat pula diambil melalui pheripheral USB sebagai

alat komunikasi yang cukup umum dipakai saat ini.

Secara optional, fasilitas pengambilan data dapat pula dilakukan secara telemetri. Cara ini

dilakukan dengan menggunakan sarana telepon (fix phone atau sellular) apabila di daerah titik

pengamatan sudah memiliki jaringan telepon. Jaringan telepon sellular yang digunakan

biasanya adalah jaringan GSM atau bahkan CDMA dan GPRS.


28

Selain untuk mendapatkan informasi data pengukuran, fasilitas ini pun digunakan untuk

memeriksa keadaan seluruh sistem pengukuran, yaitu untuk memonitor availability masing-

masing unit pengukuran. Contoh sederhana adalah mengetahui kondisi setiap battery, kabel,

dan sebagainya.

Penggunaan telemetri melalui telepon sellular ataupun fix phone (PSTN) dapat digunakan

secara simultan atau bergantian, tergantung cakupan jaringan yang tersedia di lokasi tempat

pengukuran.

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

hujan dan pencatat hujan.


29

a. Penakar hujan

1) Penakar hujan biasa

Penempatan alat ukur ini pada tempat terbuka yang tidak dipengaruhi oleh

pohon-pohon atau gedung-gedung. Gambar 2.1 memperlihatkan alat ukur curah

hujan biasa, yang pada bagian atas alat ini dipasang 20 cm lebih tinggi dari

permukaan tanah yang sekelilingnya ditanami rumput. Alat ini terdiri dari tabung,

corong penangkap hujan (diameter bukaan 20 cm), pengukur dan gelas ukur.

Gambar 2.1. Alat penakar hujan biasa

Air hujan masuk melalui corong penangkap dan masuk ke dalam gelas ukur yang

diletakkan di dalam tabung untuk menerima air hujan yang meluap. Ketelitian

dalam pembacaan 1/10 mm. Pembacaan dilakukan 1 x 24 jam dan hasil

pembacaan dicatat sebagai curah hujan terdahulu. Curah hujan kurang dari 0,1

mm dicatat 0,00 mm dan untuk membedakan tidak ada curah hujan, daftar curah

hujan ditandai dengan (-).

2) Penakar hujan rata tanah

Alat penakar hujan rata tanah, dibuat dengan tujuan penangkapan maksimum

seperti pada Gambar 2.2. Di sekitar alat penakar harus diberi grill dan brush.

Grill adalah semacam sarang terbuat dari logam yang gunanya untuk mencegah

tumbuhnya rumput atau tanaman penganggu. Sedangkan brush adalah lapisan

lunak yang terbuat dari pasir atau sintel, berupa bubukan sisa pembakaran batu

bara, gunanya untuk mencegah percikan (cipratan) air agar tidak masuk ke

dalam penakar. Luas penakar A dibuat sama luas dengan permukaan corong

biasa. Jenis ini berhasil baik digunakan sebagai pembanding terhadap penakar

biasa.

corong

penampung

keran

gelas ukur


30

Gambar 2.2. Penakar hujan rata tanah

b. Pencatat hujan

1) Pencatat jungkit (tipping bucket)

Pencatat jungkit dibagi dalam 2 ruangan yang diatur sedemikian rupa jika satu

terisi kemudian menjungkit dan menjadi kosong, lalu menyebabkan ruangan

lainnya berada di posisi yang akan diisi oleh corong. Setiap jungkit menunjukkan

suatu tinggi hujan d. Pencatatannya secara otomatis dan bertahap.

Gambar 2.3. Pencatat Jungkit

2) Pencatat pelampung

Curah hujan yang tertangkap corong (1) tertumpah ke dalam penanmpung (2).

Dengan terisinya penampung maka penampung (3) akan terangkat. Pelampung

dihubungkan dengan alat penulis yang dapat membuat grafik pada drum

pencatat yang diputar dengan pertolongan pegas jam (4). Jika pencatatannya

mencapai d = 10 m, air dalam penampung akan tersedot keluar oleh sifon (5),

sehingga penampung menjadi kosong yang sekaligus membawa alat penulis

turun ke posisi nol.

grill brush

corong

penampung

corong

sumbu


31

Gambar 2.4. Pencatat pelampung

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

cair ke dalam bentuk gas. Evaporasi sangat mempengaruhi debit sungai, besarnya kapasitas

waduk, besarnya kapasitas pompa untuk irigasi, penggunaan konsumtif untuk tanaman dan lain-

lain.

Besarnya faktor meteorologi yang mempengaruhi besarnya evaporasi adalah :

a. Radiasi matahari, perubahan dari keadaan cair menjadi gas ini memerlukan energi

berupa panas laten untuk evaporasi.

b. Angin, jika air menguap ke atmosfir maka lapisan batas antara permukaan tanah dan

udara menjadi jenuh oleh uap air sehingga proses penguapan berhenti. Agar proses

tersebut dapat berjalan terus, lapisan jenuh harus diganti dengan udara kering yang

terjadi jika ada angin.

c. Kelembaban relatif, jika kelembaban relatif naik maka kemampuan udara untuk

menyerap air akan berkurang sehingga laju evaporasinya menurun.

d. Suhu, jika suhu udara dan tanah cukup tinggi maka proses evaporasi berjalan lebih

cepat.

1

2

4

3

5

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


32

2.2.1. Pengukuran Evaporasi Ada beberapa alat ukur yang bisa digunakan antara lain :

a. Atmometer

Atmometer adalah alat standar untuk mengukur evaporasi dari permukaan basah. Alat

ini digunakan untuk tujuan-tujuan klimatologis guna mengetahui kemampuan mongering

udara. Permukaan basah diberikan oleh benda berpori yang dibasahi air, yang

ditempatkan dalam suatu wadah. Ada beberapa jenis atmometer yaitu :

1) Atmometer Piche

2) Atmometer Livingstone

3) Atmometer Black Bellani

b. Panci penguapan

Panci evaporasi dibuat untuk meniru kondisi evaporasi permukaan air bebas. Panci

evaporasi dapat dipasang dengan posisi sebagai berikut :

1) di atas permukaan tanah

2) ditanam dalam tanah

3) mengambang di atas air

c. Mengukur radiasi matahari

Kebanyakan stasiun pencatat meteorologi dilengkapi dengan radiometer untuk

mengukur gelombang pendek radiasi yang masuk dari matahari/angkasa dan radiasi

netto yang dipantulkan. Radiasi netto ini sangat penting untuk studi tentang evaporasi.

d. Mengukur kecepatan angin

Kecepatan angin diukur dengan anemometer, sedangkan arah angin dengan kipas.

2.2.2. Penghitungan Evaporasi Rumus empiris Penman untuk menghitung evaporasi :

)100

1)((35,0 VeeE da += (2.3) keterangan : E = evaporasi (mm/hari) ea = tekanan uap jenuh pada suhu rata-rata harian (mm/Hg)

ed = tekanan uap sebenarnya (mm/Hg)

V = kecepatan angin pada ketinggian 2 m di atas permukaan tanah (mile/hari)


33

Tabel 2.1. Tabel tekanan uap jenuh

0C p(mm/Hg) -60 -40 -20 -10 -1

0 (air+es+uap) 10 20 30 40 50 60 80

100 110 125 200 250 300 350

0,0008 0,096 0,783 1,964 4,220 4,580 9,21

17,55 31,86 55,40 92,6

149,6 355,4

760,0 (1 atm) 1074 1740

11650 29770 64300

123710

Contoh :

Suhu bola kering 30C, suhu bola basah 26C, kelembaban relatif 68% dan kecepatan angin 1 m/dt.

Penyelesaian :

Suhu bola kering 30C, dari Tabel 2.1 diperoleh tekanan uap jenuh pada suhu rata-rata harian, ea = 31,86 mm/Hg.

Tekanan uap sebenarnya, ed = 31,86 mm/Hg x 68% = 21,65 mm/Hg.

Kecepatan angin = {1 m/dt x 24 jam x 60 menit x 60 detik}/1600 m/mile = 54 mile/hari

Diperoleh besarnya evaporasi E :

harimmE

VeeE da

/5)100541)(65,2186,31(35,0

)100

1)((35,0

=+=

+=


34

2.3. Evapotranspirasi Evapotranspirasi (evapotranspiration) adalah penguapan yang terjadi dari permukaan

lahan yang tertutup dengan tumbuhan. Jumlah kadar air yang hilang dari tanah oleh

evapotranspirasi tergantung pada :

a. persediaan air yang cukup (hujan dan lain-lain)

b. faktor-faktor iklim seperti suhu, kelembaban dan lain-lain.

c. tipe dan cara kultivasi tumbuh-tumbuhan tersebut.

2.3.1. Penghitungan Evapotranspirasi Ada beberapa metode yang dipakai untuk menghitung besarnya evapotranspirasi atau

memperkirakan besarnya evapotranspirasi, antara lain :

a. Cara Blaney Criddle yang dirubah :

100)813.7,45(. += tPKU (2.4)

keterangan :

K = Kt x Kc

Kt = 0,0311t + 0,240

U = banyaknya evapotranspirasi bulanan (mm)

t = suhu udara rata-rata bulanan (C) Kc = koefisien tanaman bulanan

P = persentase jam siang bulanan dalam setahun (%)

b. Cara Thornthwaite

e = c. ta (2.5)

keterangan :

e = evapotranspirasi potensial bulanan (cm/bulan)

c dan a= koefisien yang tergantung dari tempat

t = suhu udara rata-rata bulanan (C) a = 0,000000675 I3 0,0000771 I2 + 0,01792 I + 0,49239 (2.6)

=

=12

1

514,1

5itI (2.7)

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


35

C. Penutup Soal Soal : 1. Jelaskan pengertian dari presipitasi !

2. Sebut dan jelaskan cara pengukuran curah hujan !

3. Jelaskan pengertian evaporasi dan evapotranspirasi !

4. jelaskan cara pengukuran/pengamatan evaporasi dengan panci evaporasi !

5. Diketahui suhu bola kering 20C, tekanan uap jenuh pada suhu rata-rata 17,55, suhu bola basah 27C, kelembaban relatif 64% dan kecepatan angin 1 m/dt. Hitung besarnya evaporasi !

Daftar Pustaka

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


Listrik.

Daftar Istilah Meteorologi

Uap

Gas

Frekuensi

Grill

Brush

Sifon

Transpirasi

Kelembaban

MK. Hidrologi JFK

36

BAB III. INFILTRASI DAN PERKOLASI

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

kapasitas infiltrasi.


a. Menjelaskan pengertian infiltrasi dan perkolasi dengan benar.

b. Menjelaskan faktor-faktor yang mempengaruhi daya infiltrasi dengan benar.

c. Menentukan kapasitas infiltrasi dengan benar.

B. Penyajian 3.1. Pengertian Infiltrasi dan Perkolasi Infiltrasi adalah perpindahan air dari atas ke dalam permukaan tanah. Kebalikan dari infiltrasi adalah rembesan (seepage).

Perkolasi adalah gerakan air ke bawah dari zona tidak jenuh, yang terletak di antara permukaan

tanah sampai ke permukaan air tanah (zona jenuh). Daya infiltrasi f adalah laju infiltrasi

maksimum yang dimungkinkan, yang ditentukan oleh kondisi permukaan, termasuk lapisan atas

tanah. Besarnya daya infiltrasi f dinyatakan dalam mm/jam atau mm/hari. Daya perkolasi p

adalah laju perkolasi maksimum yang dimungkinkan, yang besarnya dipengaruhi oleh kondisi

tanah dalam zona tidak jenuh, yang terletak di antara permukaan tanah dengan permukaan air

tanah.

Untuk memperjelas arti fp dan pp diperlihatkan pada Gambar 3.1. dan Gambar 3.2. di

bawah ini.

kerikil

Tanah liat

Muka air tanah

Tanah liat

kerikil

Muka air tanah

Gambar 3.1. Gambar 3.2.

MK. Hidrologi JFK

37

Gambar 3.1. akan menghasilkan daya infiltrasi yang besar, tetapi daya perkolasinya

kecil, karena lapisan atasnya terdiri dari lapisan kerikil yang mempunyai permeabilitas tinggi dan

lapisan bawahnya terdiri dari lapisan tanah liat yang relatif kedap air. Sedangkan Gambar 3.2.

akan menghasilkan daya infiltrasi yang kecil tetapi daya perkolasinya tinggi, karena lapisan

atasnya terdiri dari lapisan kedap air dan lapisan bawahnya tiris.

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

a. Dalamnya genangan di atas permukaan tanah dan tebal lapisan yang jenuh

b. Kelembaban tanah

c. Pemampatan oleh curah hujan

d. Penyumbatan oleh bahan-bahan yang halus

e. Pemampatan oleh orang dan hewan

f. Struktur tanah

g. Tumbuh-tumbuhan

h. Udara yang terdapat dalam tanah

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

ukur infiltrasi dan cara dengan menggunakan analisa dari hidrograf. Cara yang pertama adalah

cara mengukur laju infiltrasi. Air dituangkan pada suatu bidang pengujian yang kecil dengan

menggunakan alat ukur infiltrasi. Cara ini hanya cocok untuk pengujian perbandingan yang

dilaksanakan dengan membatasi beberapa buah factor yang mempengaruhi kapasitas

infiltrasi.Untuk cara kedua, jika terdapat data yang teliti mengenai variasi intensitas curah hujan

dan data yang kontinu dari limpasan yang terjadi, maka kapasitas infiltrasi dapat diperoleh

dengan ketelitian yang cukup tinggi. Dengan kapasitas infiltrasi yang diperoleh ini, maka

hidrograf dari dari limpasan yang disebabkan oleh suatu curah hujan yang terjadi pada kondisi

yang sama dalam daerah pengaliran itu dapat ditentukan dengan ketelitian yang baik.

Di sini diperlihatkan modifikasi cara perhitungan kurva f dalam daerah pengaliran yang

kecil antara 1 sampai 10 ha yang disarankan oleh Dr. W.W. Horner dan Dr. L.L. Loyd.

MK. Hidrologi JFK

38

Tabel 3.1. Data Curah Hujan

Waktu Jam (menit)

Curah Hujan (mm)

Intensitas Curah Hujan (mm/jam)

5.43 - 5.48 5 1.3 15.7 5.48 5.50 2 1.8 53.6 5.50 5.55 5 4.8 57.7 5.55 5.57 2 2.0 60.5 5.57 6.00 3 0.5 10.4 6.00 6.06 6 4.3 42.7 6.06 6.12 6 1.8 17.8 6.12 6.38 26 - -

Waktu Jam (menit)

Curah Hujan (mm)

Intensitas Curah Hujan (mm/jam)

6.38 6.44 6 5.2 52.1 6.44 6.50 6 1.5 15.0 6.50 7.00 10 0.8 4.8

Sumber : Sosrodarsono, Hidrologi,2003

Tabel 3.2. Data Pengukuran Debit

Waktu Debit (m3/dt)

Catatan Waktu Debit (m3/dt)

Catatan

5.55 0.00 Permulaan debit 6.29 0.001 .57 .015 .35 .001 .58 .033 .40 - Akhir debit

6.01 .062 Debit puncak .43 - Permulaan debit .03 .043 .44 .003 .05 .029 .46 .035 .06 .024 .47 .076 .07 .031 .49 .085 Puncak debit .08 .042 .51 .067 .10 .058 Debit puncak .54 .051 .12 .051 .57 .029 .13 .036 7.00 .020 .16 .023 .04 .010 .20 .007 .09 .005 .24 .003 .14 .001

Sumber : Sosrodarsono, Hidrologi,2003

MK. Hidrologi JFK

39

Contoh Soal Pengukuran Infiltrasi :

Percobaan infiltrasi dilakukan dari sebuah plot dengan ukuran 4 m x 12,5 m. Setelah tercapai

keseimbangan ternyata run-off telah konstan sebesar 0,5 liter/dtk. Intensitas hujan buatan 50

mm/jam.

Pertanyaan :

a. Berapakah run-off dalam mm/jam

b. Berapakah fc (ultimate infiltration capacity) dalam mm/jam

c. Berapakah detensi permukaan apabila run-off setelah hujan berhenti sebagai berikut

Waktu (menit) Run-off (ltr/dtk)

0 0,50

5 0,25

10 0,13

15 0,05

20 0,00

Asumsi : dapat dimisalkan bahwa perbandingan antara run-off dan infiltrasi sesudah hujan

berhenti = pada saat hujan berhenti.

Penyelesaian

Intensitas hujan buatan = 50 mm/jam

Luas plot = 4 x 12,5 = 50 m2

Debit hujan yang jatuh di atas plot = 50.10-3 m/jam x 50 m2

= 2,5 m3/jam

= 0,6944 ltr/dt

Setelah balance(seimbang) run-off = 0,5 ltr/dt

Maka :

a. Run-off = 6944,050,0

x 50 mm/jam = 36 mm mm/jam

b. Kapasitas infiltrasi = fc

= intensitas runoff

= 50 36 = 14 mm/jam

= 0,1944 ltr/dtk

MK. Hidrologi JFK

40

c. Detensi permukaan = jumlah runoff setelah hujan berhenti + jumlah infiltrasi setelah

hujan berhenti

= ketinggian air pada plot setelah balance

Gambar 3.4. Kurva hubungan antara kapasitas infiltrasi dengan waktu

Detensi permukaan = luas curve runoff + luas curve infiltrasi

Perhitungan luas dilakukan dengan pendekatan saja, yaitu tiap bagian dianggap trapezium.

Luas I = 60).05(2

)0972,025,0()1944,05,0( +++ x = 156,24 liter

Luas II = 60).510(2

)0505,013,0()0972,025,0( +++ x = 79,16 liter

Luas III = 60).1015(2

)0194,005,0()0505,013,0( +++ x = 37,49 liter

Luas IV = 60).152(2

0)0194,005,0( ++ x = 10,41 liter Luas total curve = 283,3 liter = 0,2833 m3

Detensi permukaan =502833,0

= 0,0057 m = 5,7 mm

Kurva Detensi Permukaan

00.10.20.30.40.50.60.70.8

0 5 10 15 20 25 30

t (menit)

fc (l

t/dt)

MK. Hidrologi JFK

41

C. Penutup

Soal-Soal 1. Jelaskan pengertian dari infiltrasi dan perkolasi !

2. Sebutkan faktor-faktor yang mempengaruhi daya infiltrasi !

3. Percobaan infiltrasi dilakukan dari sebuah plot dengan ukuran 5 m x 25 m. Setelah tercapai

keseimbangan ternyata run-off telah konstan sebesar 0,7 liter/dtk. Intensitas hujan buatan

60 mm/jam.

Pertanyaan :

a. Berapakah run-off dalam mm/jam

b. Berapakah fc (ultimate infiltration capacity) dalam mm/jam

c. Berapakah detensi permukaan apabila run-off setelah hujan berhenti sebagai berikut

Waktu (menit) Run-off (ltr/dtk)

0 0,40

5 0,20

10 0,10

15 0,05

20 0,00

Daftar Pustaka

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


Listrik.

Daftar Istilah

Zona

Laju

Hidrograf

Kurva

MK. Hidrologi JFK

42

Run-off

MK. Hidrologi JFK

27

BAB IV CURAH HUJAN

A. Pendahuluan Untuk memperdalam materi pada bab ini, diharapkan mahasiswa untuk mencari data curah

hujan dari beberapa stasiun pengamatan curah hujan yang ada di Nusa Tenggara Timur pada

Kantor Dinas Pekerjaan Umum Propinsi Nusa Tenggara Timur.

Data-data tersebut diolah dan diselesaikan untuk proses belajar mengajar pada bab ini.

Hubungan antara materi pada bab ini dengan bab-bab terdahulu, khususnya bab II adalah data-

data curah hujan yang telah dicatat oleh alat ukur curah hujan diolah untuk rancang bangun.


a. Menjelaskan macam-macam distribusi curah hujan dengan benar.

b. Menghitung curah hujan wilayah berdasarkan contoh soal dengan benar.

c. Menghitung intensitas curah hujan berdasarkan contoh soal dengan benar.

d. Menghitung konsistensi data curah hujan tahunan berdasarkan contoh soal dengan benar

e. Menghitung frekuensi curah hujan berdasarkan contoh soal dengan benar.

B. Penyajian 4.1. Distribusi Curah Hujan 4.1.1. Distribusi Curah Hujan secara Geografis

Faktor-faktor yang menentukan besarnya curah hujan rata-rata tahunan di suatu tempat :

- garis lintang

- posisi dan luas daerah

- jarak dari pantai

- suhu laut

- efek geografis

- altitude/ketinggian

Latitude berhubungan dengan sirkulasi atmosfer. Di equator terdapat tekanan rendah

sedangkan radiasi matahari memanasi udara secara intensif yang menyebabkan udara

mengembang dan naik ke atas. Angin yang mengandung lembab panas bertemu di

suatu daerah dan mengakibatkan terjadinya hujan.

MK. Hidrologi JFK

28

a. 30 arah utara dan selatan, terdapat tekanan tinggi yang menyebabkan udara kering dan panas menurun sehingga curah hujannya rendah,

b. 35 - 65 arah utara dan selatan, udara dingin kering dari kutub menimbulkan hujan tipe frontal dan menyebabkan hujan lebat,

c. 65 ke kutub, angin kutub kering bertambah banyak sehingga menyebabkan berkurangnya hujan.

4.1.2. Distribusi Curah Hujan menurut Waktu

Jatuhnya hujan terjadi menurut suatu pola dan suatu siklus tertentu. Terkadang

mengalami penyimpangan pada pola itu tetapi kembali lagi pada pola yang teratur. Data

curah hujan yang tersedia umumnya tidak cukup panjang untuk menyatakan fluktuasi-

fluktuasi jangka panjang sedang variasi-variasi jangka pendek adalah demikian tak

teratur sehingga terdapat banyak siklus. Dengan adanya variasi-variasi ini dikenal

adanya variasi musiman. Distribusi hujan menurut variasi musiman ini bisa terjadi hujan

konfektif, hujan orografik dan hujan cyclonic.

a. Hujan konfektif adalah hujan yang disebabkan oleh naiknya udara panas ke tempat

yang lebih dingin.

b. Hujan orografik adalah hujan yang disebabkan oleh naiknya udara karena ada

rintangan berupa pegunungan.

c. Hujan cyclonic adalah hujan yang disebabkan oleh naiknya udara yang terpusatkan

di suatu daerah dengan tekanan rendah.

Hujan yang terjadi di Indonesia sebagian besar adalah type hujan konfektif.

4.1.3. Distribusi Curah Hujan Wilayah/Daerah (regional distribution)

Curah hujan yang diperlukan untuk penyusunan suatu rancangan pemanfaatan air dan

rancangan pengendalian banjir adalah curah hujan rata-rata di seluruh daerah yang

bersangkutan, bukan curah hujan pada suatu titik tertentu. Curah hujan ini disebut curah

hujan wilayah/daerah dan dinyatakan dalam mm. Cara-cara perhitungan curah hujan

daerah dari pengamatan curah hujan di beberapa titik adalah sebagai berikut :

a. Cara rata-rata aljabar

Cara ini dipakai pada daerah yang datar dan banyak stasiun curah hujannya, dengan

anggapan bahwa di daerah tersebut sifat curah hujannya adalah seragam (uniform).

MK. Hidrologi JFK

29

Cara ini adalah perhitungan rata-rata secara aljabar curah hujan di dalam dan di

sekitar daerah yang bersangkutan.

)......(1 321 nRRRRnR ++++= (4.1.) Keterangan : R = curah hujan daerah (mm) n = jumlah titik-titik (pos) pengamatan

R1, R2, R3..Rn = curah hujan di tiap titik pengamatan (mm)

Keuntungan : cara ini lebih obyektif

Contoh : Hitunglah curah hujan rata-rata dengam metode rata-rata aljabar.

Gambar 4.1. Rata-rata Aljabar

Penyelesaian :

)453476585572659675745757(81 +++++++=R

R = 615,25 mm

b. Cara Thiessen

Jika titik-titik pengamatan di dalam daerah itu tidak tersebar merata, maka cara

perhitungan curah hujan rata-rata itu dilakukan dengan memperhitungkan daerah

pengaruh tiap titik pengamatan. Cara ini cocok untuk menentukan curah hujan rata-

rata apabila stasiun atau pos pengamatan tidak banyak.

n

nn

AAARARARAR +++

+++=..........

21

2211 (4.2)

453

476 572

675 585

659

745 757

Stasiun penakar hujan

MK. Hidrologi JFK

30

R = curah hujan daerah (mm) n = jumlah titik-titik (pos) pengamatan

R1, R2, R3..Rn = curah hujan di tiap titik pengamatan (mm)

A1, A2,.,An = bagian daerah yang mewakili tiap titik pengamatan

Keuntungan : hasil lebih teliti dari cara rata-rata aljabar

Kerugian : jika terjadi kekurangan pengamatan pada salah satu titik pengamatan

maka harus ditentukan kembali jaringan segitiga.

Cara untuk menentukan bagian atau luasan daerah A1, A2, An :

Hubungkan tiap titik pengamatan dengan garis lurus yang akan membentuk segitiga dan menutupi seluruh daerah.

Daerah tersebut dibagi dengan polygon-polygon yang diperoleh dengan menggambar garis tegak lurus pada tiap sisi segitiga. Luas polygon tersebut

diukur dengan planimeter.

Contoh : Hitunglah curah hujan rata-rata dengam metode Thiessen

Gambar 4.2. Thiessen Polygon

757 745

675

572

453

659 585

476

MK. Hidrologi JFK

31

Penyelesaian ditabulasikan dalam tabel :

Curah hujan (mm)

Luas *) (ha)

% luas Curah hujan tertimbang (mm)

453 476 572 585 659 675 745 755

2018101714122320

14,9213,43

7,4612,6910,45

8,9617,1614,93

67,59 63,93 42,67 74,24 68,87 60,48

127,84 112,72

Jumlah 134 100 618,34 *) angka perkiraan hitungan

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

c. Cara garis Isohiet

Peta isohyet digambar pada peta topografi dengan perbedaan (interval) 10 20 mm

berdasarkan data curah hujan pada titik-titik pengamatan di dalam dan di sekitar

daerah yang dimaksud. Luas bagian daerah antara dua garis isohyet yang

berdekatan diukur dengan planimeter. Metode ini cocok untuk menentukan curah

hujan rata-rata, apabila daerahnya pegunungan atau daerah berbukit-bukit. Metode

perhitungannya adalah jumlah perkalian curah hujan rata-rata diantara garis Isohyet

dengan luas antara kedua garis Isohyet tersebut, dibagi luas total.

Secara sistematis dapat ditulis :

2)(......

2)(

2)( 1322211 +++++++= nnn

RRA

ARRA

ARRA

AR (4.3)

Keterangan :

R = curah hujan rata-rata daerah (mm) A1, A2, An = luas bagian antara garis-garis Isohyet

R1, R2, Rn = curah hujan rata-rata pada bagian A1,A2,An

MK. Hidrologi JFK

32

Contoh : Hitunglah curah hujan rata-rata dengan metode Isohyet

Gambar 4.3. Peta Isohyet

Penyelesaian ditabulasikan dalam tabel:

Isohyet Curah Hujan (mm)

Luas *) (ha)

% Luas Curah hujan rata-rata (mm)

800 700 600 500 400

MK. Hidrologi JFK

33

a. Peta topografi b. Data lokasi semua stasiun

hujan pada dan disekitar DAS

Data hujan harian semua stasiun hujan pada dan disekitar DAS

Peta DAS

Pilih stasiun hujan yang memungkinkan untuk dipakai

Koreksi data hujan : a. Test konsistensi

(double-mass curve) b. Mengisi data yang hilang

( inserved square distance )

a. Poligon Thiessen b. Bobot poligon Thiessen

masing-masing sta Data terkoreksi

Dicari jaringan stasiun hujan yang representatif dengan cara Kagan

a. Poligon Thiessen b. Bobot poligon Thiessen

masing-masing sta

Hujan rata-rata DAS (cara Thiessen)

Pemilihan Data

Annual Series Annual Exc.Series Partial Series

Anal. Frk. Hujan

Hujan Rencana

Biasanya hasil jarang dipakai

MK. Hidrologi JFK

34

Flowchart 4.1. Hujan Rencana

4.1.4. Distribusi Curah Hujan dalam suatu Jangka Waktu Tertentu

Distribusi curah hujan berbeda-beda sesuai dengan jumlah waktu yang ditinjau yakni

curah hujan tahunan, curah hujan bulanan, curah hujan harian dan curah hujan perjam.

Harga atau nilai-nilai yang diperoleh dari curah hujan sesuai dengan waktu tersebut di

atas dapat digunakan untuk menentukan prospek bangunan yang berhubungan dengan

air.

4.2. Intensitas Curah Hujan Intensitas curah hujan adalah rata-rata dari hujan yang lamanya sama dengan lama

waktu konsentrasi (tc) dengan masa ulang tertentu. Atau dapat dikatakan intensitas curah hujan

adalah ketinggian curah hujan yang terjadi pada suatu kurun waktu tertentu dimana air tersebut

berkonsentrasi. Waktu konsentrasi adalah waktu yang dibutuhkan aliran dari titik terjauh ke

suatu tempat tertentu. Hubungan antara intensitas curah hujan dan lamanya hujan,

dikemukakan oleh beberapa ahli antara lain :

1). Prof. Talbot (1881)

bt

aI += (4.4)

))(()().().)(())(()(

))(.())(.(

2

2

2

22

IIINtINtIIb

IIINItIItIa

==

(4.5)

2). Prof. Sherman (1905)

))(log(log)(log)log.(log))(log(log

))(log(log)(log))(loglog.(log))(log(loglog

2

2

2

tttNItNtIn

tttNtIttIa

taI n

=

=

=

(4.6)

MK. Hidrologi JFK

35

3) Dr. Ishiguro (1953)

))(()().())((

))(()())(.())((

2

2

2

22

IIINtINtIIb

IIINItIItIa

btaI

==

+=

(4.7)

4) Mononobe

mt

RI )24(24

24= (4.8) Keterangan :

I = intensitas curah hujan (mm/jam)

t = lamanya curah hujan (menit) atau untuk Mononobe dalam (jam)

a,b,n,m = tetapan

R24 = curah hujan maksimum dalam 24 jam (mm)

4.2.1. Cara perhitungan intensitas curah hujan

1) Perhitungan dengan cara kuadrat terkecil (least square)

Contoh soal :

Penyelesaian : Tabel 4.1. Perhitungan tiga jenis rumus intensitas curah hujan

Lamanya curah hujan 5 10 20 30 40 60 80 120t (menit)

Intensitas curah 150 104 98.75 86.99 78.89 74.66 65.65 46.5hujan I (mm/jam)

1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13No t I I.t I2 I2t log t log I logt. Log I (log t)2 t I t I2 t1 5 150 750.00 22500.00 112500.00 0.70 2.18 1.52 0.49 2.24 335.41 50311.532 10 104 1040.00 10816.00 108160.00 1.00 2.02 2.02 1.00 3.16 328.88 34203.203 20 98.75 1975.00 9751.56 195031.25 1.30 1.99 2.59 1.69 4.47 441.62 43610.314 30 86.99 2609.70 7567.26 227017.80 1.48 1.94 2.86 2.18 5.48 476.46 41447.595 40 78.89 3155.60 6223.63 248945.28 1.60 1.90 3.04 2.57 6.32 498.94 39361.716 60 74.66 4479.60 5574.12 334446.94 1.78 1.87 3.33 3.16 7.75 578.31 43176.917 80 65.65 5252.00 4309.92 344793.80 1.90 1.82 3.46 3.62 8.94 587.19 38549.128 120 46.5 5580.00 2162.25 259470.00 2.08 1.67 3.47 4.32 10.95 509.38 23686.26

705.44 24841.90 68904.74 1830365.07 11.84 15.38 22.29 19.04 3756.21 314346.63jumlah

MK. Hidrologi JFK

36

[Jenis I-Talbot]

btaI +=

44.70544.70574.68904 844.705 07.183036574.68904 90.24841

xxxxa

= a 7846.49

44.705 44.70574.68904 807.1830365 890.24841 44.705

xxxxb

= b 53.77

[Jenis II-Sherman]

ntaI =

84.11 84.1104.19 8

84.11 29.2204.19 38.15logxxxxa

= log a = 2.383

a 241,5

84.11 84.1104.19 829.22 884.11 38.15

xxxxn

= n 0.31 [Jenis III-Ishiguro]

bt

aI +=

44.70544.70574.68904 8

44.705 63.31434674.68904 21.3756xx

xxa =

a 691.66

44.705 44.70574.68904 863.314346 821.3756 44.705

xxxxb

= b 2.52 Subtitusikan ke dalam masing-masing persamaan menjadi :

MK. Hidrologi JFK

37

77.5349.7846

+=+= tbtaI (i)

31.05.241

ttaI n == (ii)

52.2

66.691+=+= tbt

aI (iii)

Selanjutnya harus diadakan pemeeriksaan mengenai rumus yang paling cocok digunakan.

Harga-harga I dari rumus (i),(ii),(iii) yang didapat dengan menggantikan harga-harga t dalam

kolom 2 pada Tabel 4.2, tercantum dalam kolom 14, 16, 18 pada Tabel yang sama. Deviasi

antara harga-harga ini dengan data yang tercantum dalam kolom 3 tercantum berturut-turut

dalam kolom 15,17 dan 19 dalam Tabel yang sama. Demikian pula kurva-kurva yang

dihitung tercantum dalam Gambar 4.4.

Dengan menelaah deviasi rata-rata M(||)= dan Gambar 4.4 dapat ditentukan bahwa untuk keadaan ini, jenis II yakni I= a/tn memberikan hasil yang optimum sebagai rumus intensitas

curah hujan.

Tabel 4.2. Tabel perbandingan kecocokan rumus-rumus intensitas curah hujan

1 2 3 14 15 16 17 18 19No t I I(1) 1 I(2) 2 I(3) 31 5 150 133.51 -16.49 146.63 -3.37 145.43 -4.572 10 104 123.04 19.04 118.28 14.28 121.72 17.723 20 98.75 106.36 7.61 95.41 -3.34 98.92 0.174 30 86.99 93.67 6.68 84.14 -2.85 86.49 -0.505 40 78.89 83.68 4.79 76.96 -1.93 78.20 -0.696 60 74.66 68.97 -5.69 67.87 -6.79 67.37 -7.297 80 65.65 58.66 -6.99 62.08 -3.57 60.33 -5.328 120 46.5 45.15 -1.35 54.75 8.25 51.33 4.83

68.64 27.87 31.438.58 3.48 3.93

0.0020.0040.0060.0080.00

100.00120.00140.00160.00

0 50 100 150

lamanya curah hujan t (menit)

inte

nsita

s cu

rah

huja

n (m

m/ja

m)

I (1)I (2)I (3)

(||) M(||)

MK. Hidrologi JFK

38

Gambar 4.4. Tiga jenis kurva intensitas curah hujan

2) Perhitungan dengan cara koefisien spesifik

Cara yang dikemukakan dalam least square memerlukan data pengamatan curah hujan

yang panjang dan sekurang-kurangnya untuk 8 jenis lamanya curah hujan. Disamping itu

kesemuanya harus dibaca dari kertas-kertas alat ukur otomatis. Mengingat hal ini

memerlukan waktu yang lama (dimana angka-angkanya harus dibaca dari kurva yang

tercatat), maka ketelitiannya akan berkurang.

Cara yang dikemukakan di bawah ini adalah cara untuk mendapatkan rumus intensitas

curah hujan berdasarkan 2 jenis data curah hujan (umpama curah hujan 60 menit dan 10

menit). Jika data curah hujan 60 menit dan 10 menit atau lain-lain itu ada, maka rumus

pendekatan intensitas curah hujan itu dapat dihitung dengan mudah dan mempunyai

ketelitian yang tinggi.

Rumus intensitas yang digunakan :

IN = N . RN (4.9) Keterangan :

I = rumus intensitas curah hujan (mm/jam)

= koefisien spesifik R = curah hujan 1 jam (mm) atau intensitas curah hujan 1 jam (mm/jam)

Notasi N = kemungkinan dalam N tahun

Harga N dalam rumus (4.9) adalah sama seperti rumus (4.4), (4.6) dan (4.7) yang dikemukakan pada cara least square. Rumus (4.9) dalam Jenis I, jenis II, dan jenis III

berturut-turut akan menjadi :

[Jenis I]

NNNN RbtaRI +==

'. [Jenis II]

NnNNN RtaRI '. ==

[Jenis III]

NNNN RbtaRI +== .

MK. Hidrologi JFK

39

4.3. Koreksi Data Curah Hujan Jika terdapat data curah hujan tahunan dalam jangka waktu pengamatan yang panjang,

maka kurva massa ganda (double mass curve) dapat digunakan untuk memperbaiki kesalahan

pengamatan yang terjadi yang disebabkan oleh perubahan posisi atau cara pemasangan yang

tidak baik dari alat ukur curah hujan. Kesalahan-kesalahan pengamatan tidak dapat ditentukan

dari setiap data pengamatan. Data curah hujan tahunan jangka waktu yang panjang alat yang

bersangkutan itu harus dibandingkan dengan data curah hujan rata-rata sekelompok alat-alat

ukur dalam perioda yang sama. Untuk itu harus dipilih minimal 10 alat ukur yang mempunyai

kondisi topografi yang sama.

Contoh:

Pada sebuah daerah aliran sungai terdapat 25 stasiun yang mengukur hujan. Dari keduapuluh

lima stasiun salah satunya akan diselidiki konsistensi datanya. Untuk itu tersedia data

pengukuran curah hujan tahunan dari tahun 1921 s/d 1956 sebagai berikut :

Tabel 4.3. Data pengukuran hujan tahunan

MK. Hidrologi JFK

40

Dari data tersebut di atas diminta untuk menentukan apakah data pada stasiun X itu konsisten

atau tidak. Kalau tidak kapan terjadi penyimpangan dan koreksi data tersebut di atas.

Penyelesaian :

Tabel 4.4. Tabulasi data dengan double mass curve

Tahun Hujan Rata-rata Tahun Hujan Rata-rataSta. X 25 sta. Sta. X 25 sta.

1921 7.40 10.40 1939 8.80 14.201922 7.30 9.00 1940 6.80 9.201923 12.20 15.20 1941 11.10 13.101924 11.60 11.70 1942 8.60 9.301925 8.20 11.20 1943 9.70 9.901926 11.30 13.80 1944 11.20 11.201927 7.20 9.30 1945 19.00 14.201928 12.00 14.00 1946 12.60 11.101929 9.00 9.20 1947 10.80 10.701930 8.50 11.40 1948 12.70 10.801931 8.80 11.10 1949 17.20 11.901932 8.00 9.70 1950 15.30 13.801933 11.20 10.40 1951 12.00 9.001934 11.60 13.10 1952 12.60 12.301935 8.10 9.10 1953 12.90 11.101936 10.60 9.20 1954 12.10 12.401937 9.50 9.10 1955 11.90 11.001938 11.20 12.30 1956 16.30 13.50

Tahun Hujan Jumlah Rata-rata JumlahSta. X Kumulatif 25 Sta. Kumulatif

1956 16.30 16.30 13.50 13.501955 11.90 28.20 11.00 24.501954 12.10 40.30 12.40 36.901953 12.90 53.20 11.10 48.001952 12.60 65.80 12.30 60.301951 12.00 77.80 9.00 69.301950 15.30 93.10 13.80 83.101949 17.20 110.30 11.90 95.001948 12.70 123.00 10.80 105.801947 10.80 133.80 10.70 116.501946 12.60 146.40 11.10 127.601945 19.00 165.40 14.20 141.801944 11.20 176.60 11.20 153.001943 9.70 186.30 9.90 162.901942 8.60 194.90 9.30 172.201941 11.10 206.00 13.10 185.30

MK. Hidrologi JFK

41

Gambar 4.5. Kurva Massa Ganda

Setelah data yang ada ditabelkan secara kumulatif dan kemudian digambarkan dalam sebuah

kurva yang disebut double mass curve. Dari kurva tersebut di atas dapat dilihat bahwa ia bukan

merupakan garis lurus, ini berarti data yang kita peroleh tidak konsisten selama tahun 1921-

1940 6.80 212.80 9.20 194.501939 8.80 221.60 14.20 208.701938 11.20 232.80 12.30 221.001937 9.50 242.30 9.10 230.101936 10.60 252.90 9.20 239.301935 8.10 261.00 9.10 248.401934 11.60 272.60 13.10 261.501933 11.20 283.80 10.40 271.901932 8.00 291.80 9.70 281.601931 8.80 300.60 11.10 292.701930 8.50 309.10 11.40 304.101929 9.00 318.10 9.20 313.301928 12.00 330.10 14.60 327.901927 7.20 337.30 9.30 337.201926 11.30 348.60 13.80 351.001925 8.20 356.80 11.20 362.201924 11.60 368.40 11.70 373.901923 12.20 380.60 15.20 389.101922 7.30 387.90 9.00 398.101921 7.40 395.30 10.40 408.50

Tahun Hujan Jumlah Rata-rata JumlahSta. X Kumulatif 25 Sta. Kumulatif

0.00

100.00

200.00

300.00

400.00

500.00

0.00 100.00 200.00 300.00 400.00Hujan rata-rata 25 sta.

(jml. kumulatif)

Huja

n pa

da s

ta. X

(jm

l. ku

mul

atif)

1942

1921

1956

MK. Hidrologi JFK

42

1956. Penyimpangan terjadi pada tahun 1942. Kita menganggap data setelah tahun 1942 lebih

bisa dipercaya daripada tahun-tahun sebelumnya. Oleh karena itu data dari tahun 1921-1941

dikoreksi agar seluruh data menjadi konsisten.

Mencari faktor koreksi :

K1 = 13182,12.1729.194

sta.25 komulatif sta.X komulatif ==

Kemiringan kurva tahun 1921-1942 :

K2 = 848074,02.1725.4089.1943.395 =

Besarnya koreksi = K1/K2 = 1,334576 Jadi data tahun 1921 1941 harus dikali dengan 1,334576. Pengoreksian data ditabulasikan

pada tabel.

4.4. Analisis Frekuensi Curah Hujan dan Perioda Ulangnya

Cara perkiraan untuk mendapatkan frekuensi kejadian curah hujan dengan intensitas

tertentu digunakan dalam perhitungan pengendalian banjir, rancang drainase dan lain-lain

adalah hanya menggunakan data pengamatan yang lalu. Cara memperkirakan frekuensi

dengan menjumlahkan banyaknya tahun pengamatan paada titik-titik pengamatan dalam daerah

itu.

Misalnya jika terdapat data selama 20 tahun pada setiap 10 titik pengamatan, maka

dianggap bahwa harga maksimum dari data ini mempunyai frekuensi sekali dalam 20 x 10 = 200

tahun, yang kedua (maksimum) sekali dalam 200 x = 100 tahun, dan yang ketiga (maksimum)

sekali dalam 200 x 1/3 = 67 tahun. Cara ini adalah cara yang paling sederhana, tanpa

penyelesaian secara statistik. Penerapan cara ini khusus daerah yang mempunyai kondisi

meteorologi yang sama, bukan seperti daerah pegunungan.

Tujuan dari analisis frekuensi curah hujan dan banjir untuk memperkirakan besarnya

variasi-variasi yang masa ulangnya panjang. Ada beberapa ahli yang membuat pendekatan-

pendekatan untuk menganalisis frekuensi atau probabilitas antara lain Gauss, Poisson,

Pearson, Weibull, Gamma, Gumbel, Galton dan lain-lain.

Di bawah ini akan diberikan contoh pengolahan data curah hujan dengan menggunakan

metode Gumbel dan Log Pearson.

MK. Hidrologi JFK

43

4.4.1. Metode Gumbel Type I

Distribusi Gumbel Type I umumnya digunakan untuk analisis data maksimum, misal

untuk analisis frekuensi banjir.

Gumbel memberikan persamaan untuk kala ulang Tr

)45,078,0( += YSXX xTr (4.10)

1

)( 2

=

nXX

S ix (4.11)

=T

TY )1(lnln (4.12)

Keterangan :

XTr = besarnya curah hujan untuk periode Tr tahun

Sx = standar deviasi / simpangan baku

Y = perubahan reduksi

n = jumlah data

Bentuk lain dari persamaan Gumbel :

xTr SKXX .+=

n

nTr

SYYK = (4.13)

Keterangan :

YTr = reduksi sebagai fungsi dari probabilitas. (Lampiran 1.a)

Yn, Sn = besaran yang merupakan fungsi dari jumlah pengamatan. (Lampiran 1.b

dan 1.c.)

Contoh :

Data curah hujan harian maksimum pada sebuah stasiun meteorologi di Nunbaun terlihat

pada Tabel 4.5 berikut dimana banyaknya pengamatan 10 tahun. Hitunglah besarnya

curah hujan harian maksimum pada periode ulang 10 tahun, dan kemungkinan yang

terjadi pada 20 tahun mendatang.

Tabel 4.5. Data curah hujan harian maksimum

MK. Hidrologi JFK

44

No Tahun Curah hujan , X (mm)

1 2 3 4 5 6 7 8 9

10

1994 1995 1996 1997 1998 1999 2000 2001 2002 2003

103 115 84

121 84

303 72 96

177 145

Penyelesaian :

Urutkan data dari kecil ke besar.

Tabel 4.6. Tabulasi data untuk Gumbel Type I

No Tahun X (mm) X2 (X- X )2 1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

2000

1995

1998

2001

1994

1995

1997

2003

2002

1999

72

84

84

96

103

115

121

145

177

303

5184

7056

7056

9216

10609

13225

14641

21025

31329

91809

3364

2116

2116

1156

729

225

81

225

2209

29929

1300 211150 42150

Dari tabel 4.6. diperoleh nilai-nilai sebagai berikut :

Rata-rata, mean, 13010

1300 ==X

MK. Hidrologi JFK

45

Standar deviasi = Sx = 43,68110

42150 = Jumlah data n = 10, dari lampiran 1.a, 1.b.,1.c didapat :

Yn = 0,4952 Sn= 0,9496 Ytr = 2,2502

Nilai K = 848,19496,0

4952,02502,2 =

Jadi besarnya curah hujan harian maksimum pada periode ulang 10 tahun adalah :

X10 = 130 + (1,848 x 68,43) = 256,46 mm

Kemungkinan yang terjadi pada 20 tahun mendatang :

Untuk n = 20, maka

Yn = 0,5236 Sn = 1,0628 Ytr = 2,9606

Nilai K = 2930,20628,1

5236,09606,2 =

Jadi besarnya curah hujan harian maksimum pada periode ulang 20 tahun adalah :

X20 = 130 + (2,2930 x 68,43) = 286,91 mm

4.4.2. Metode Log Pearson III

Distribusi Log Pearson type III banyak digunakan dalam analisis hidrologi, terutama

dalam analisis data maksimum (banjir) dan minimum (debit minimum) dengan nilai

ekstrim.

Persamaan-persamaan yang digunakan dalam distribusi Log Pearson Type III, sebagai

berikut :

Harga atau nilai untuk berbagai masa ulang atau nilai curah hujan untuk masa ulang tertentu.

)(loglog log xTrTr SKXX += (4.14) Rata-rata (mean)

n

XX = loglog (4.15)

Standar deviasi (simpangan baku)

1

)log(log 2log

= n

XXS iX (4.16)

Koefisien asimetris / Skewness (Cs)

MK. Hidrologi JFK

46

3log

3

))(2)(1()log(log

Xs Snn

XXnC

= (4.17) Koefisien Variasi (Cv)

X

SC Xv

log= (4.18)

Kurtosis (Ck)

4log

42

))(3)(2)(1()log(log

Xk Snnn

XXnC

= (4.19) Faktor penyimpangan K untuk kala ulang tertentu, dan dengan memakai nilai SlogX

atau Cs dapat dilihat pada Lampiran 1.d.

Contoh :

Data curah hujan pada Tabel 4.5. hitunglah dengan menggunakan Log Pearson III.

Penyelesaian :

Tabel 4.7. Tabulasi data untuk Log Pearson Type III

No Tahun X (mm) log X (logX-log X )2 (logX-log X )3 1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

2000

1995

1998

2001

1994

1995

1997

2003

2002

1999

72

84

84

96

103

115

121

145

177

303

1,86

1,92

1,92

1,98

2,01

2,06

2,08

2,16

2,25

2,48

0,0441

0,0225

0,0225

0,0081

0,0036

0,0001

0,0001

0,0081

0,0324

0,1681

-0,0093

-0,0034

-0,0034

-0,0007

-0,0002

0,0000

0,0000

0,0007

0,0058

0,0689

1300 20,72 0,3096 0,0584

Dari tabel 4.7 diperoleh :

MK. Hidrologi JFK

47

Rata-rata (mean) = 072,210

72,20 =

Standar deviasi , SlogX = 185,09

3096,0 =

Koefisien asimetris (Cs) = 287,10063,0890584,010 =

xxx

Dengan n = 10 dan Cs = 1,287 dari Lampiran 1.d. diperoleh K = 1,339

Harga atau nilai untuk berbagai masa ulang atau nilai curah hujan untuk masa ulang

10 tahun :

LogX10 = 2,07 + (1,339)(0,185) = 2,317 X10 = 207,83 mm Jadi curah hujan untuk kala ulang 10 tahun = 207,83 mm

4.4.3. Uji Kecocokan

Uji kecocokan atau uji penyimpangan dimaksudkan untuk mengetahui ada tidaknya

perbedaan yang nyata antara besarnya curah hujan harian maksimum hasil pengamatan

lapangan dengan hasil perhitungan.

Ada 2 (dua) cara uji penyimpangan, yakni :

(1) Chi square atau chi kuadrat

Prosedur uji Chi Square (2) : Urutkan data pengamatan (dari kecil ke besar atau sebaliknya). Kelompokkan data menjadi K sub-group. Jumlahkan data pengamatan sebesar Oi tiap-tiap sub-group. Jumlahkan data dari persamaan distribusi yang digunakan sebesar Ei. Tiap-tiap sub-group hitung : (Oi Ei)2 dan (Oi Ei)2/Ei Jumlahkan seluruh K sub-group harga (Oi Ei)2/Ei untuk menentukan harga chi

square (2). Tentukan derajat kebebasan dk = G - R -1 ( R = anggap 0, G = interval kelas). Interpretasi hasilnya :

Apabila peluang lebih dari 5%, maka persamaan distribusi teoritis yang digunakan dapat diterima (2tabel > 2hitung) 2tabel dapat dilihat pada Lampiran 2.

MK. Hidrologi JFK

48

Apabila peluang lebih kecil 1%, maka persamaan distribusi teoritis yang digunakan tidak dapat diterima.

Apabila peluang berada antara 1-5% adalah tidak mungkin untuk mengambil keputusan.

Contoh

Dengan menggunakan data curah hujan harian maksimum pada contoh untuk

distribusi Gumbel dan Log Pearson Type III. Penyelesaian ditabulasikan seperti tabel

4.8.

Tabel 4.8. Perhitungan chi square

Interval kelas Nomor

pengamatan (Oi)

Nomor harapan

(Ei)

Oi-Ei

EiEiOi 2)(

56-105

106-155

156-205

206-255

256-305

5

3

1

-

1

2

2

2

2

2

3

1

-1

-2

-1

4,50

0,50

0,50

2,00

0,50

10 10 2= 8,00

Dari Tabel 4.8., 2 hitung = 8,00 . Berdasarkan tabel chi kuadrat di Lampiran 2.a, dengan dk = 4 dan nilai chi kuadrat sama atau lebih besar dari 8,00 kurang lebih

pada peluang 30% (lebih besar dari 5%). Maka distribusi Gumbel dan Log Pearson

III dapat diterima.

(2) Smirnov Kolmogrov

Untuk mengetahui apakah data tersebut sesuai dengan jenis sebaran teoritis yang

dipilih, maka dilakukan pengujian kesesuaian distribusi (testing of goodness of fit).

Prosedurnya adalah :

Urutkan data (dari besar ke kecil atau sebaliknya) dan tentukan besarnya peluang dari masing-masing data tersebut.

Tentukan nilai masing-masing peluang teoritis dari hasil penggambaran data (persamaan distribusinya).

MK. Hidrologi JFK

49

Dari kedua nilai peluang tersebut tentukan selisih terbesarnya antara peluang pengamatan dengan peluang teoritis.

Dengan membandingkan probabilitas masing-masing variasi dari distribusi

empiris dan teoritisnya akan terdapat perbedaan tertentu. Berdasarkan persamaan Smirnov Kolmogrov sebagai berikut :

P {max (p (x) P (xi) /> cr = } Apabila max yang terbaca pada kertas probabilitas < cr ( kritis) yang

didapat dari tabel, maka penyimpangan yang terjadi hanya karena

kesalahan-kesalahan yang terjadi secara kebetulan.

4.4.4. Pemilihan Jenis Sebaran

Metode analisis hidrologi dipilih berdasarkan jenis sebaran. Adapun jenis sebaran dan

syarat-sayarat yang biasa digunakan adalah sebagai berikut :

Tabel 4.9. Syarat untuk Jenis Sebaran

Sebaran Syarat

Normal Log Normal Log Pearson III Gumbel

Cs 0 Ck 3 Cs/Cv 3 Cs = (+)/(-) Cs = 1,1396 Ck = 5,4002

Data hujan beberapa stasiun

Areal rainfall

Dipilih yang besar-besar

Annual Series Partial Series Annual Exced. Series

Data hujan maksimum

Diurutkan/diranking

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

MK. Hidrologi JFK

50

Flowchart 4.2. Analisa Frekuensi Curah Hujan Keterangan :

Annual series : diambil harga maksimum tiap tahun.

Partial series/ threshold method :

Ditentukan batas bawah dimana diatas batas atas tersebut sudah terjadi

banjir, rangkaian data yang diambil yang lebih besar sama dengan

batas bawah.

Annual excedence method :

Diambil beberapa data terbesar dimana jumlah data sama dengan

jumlah tahun data.

C. Penutup Soal-Soal : 1. Sebutkan faktor-faktor yang menentukan besarnya curah hujan rata-rata tahunan !

2. Apa yang dimaksud dengan :

a. hujan konfektif

MK. Hidrologi JFK

51

b. hujan orografik

c. hujan cyclonic

d. intensitas curah hujan

3. Sebut dan jelaskan metode-metode yang digunakan untuk menghitung curah hujan rata-rata

di suatu daerah !

4. Buatlah data curah hujan pada suatu daerah, minimal 10 pos pengamatan dan hitunglah

rata-rata curah hujan dengan metode-metode yang disebutkan pada no. 3 !

5. Data curah hujan harian maksimum pada sebuah stasiun meteorology di Kupang terlihat

pada tabel berikut berikut dimana banyaknya pengamatan 10 tahun. Hitunglah besarnya

curah hujan harian maksimum pada periode ulang 10 tahun, dan kemungkinan yang terjadi

pada 50 tahun mendatang dengan Metode Gumbel type I dan Log Pearson III.

No Tahun Curah hujan , X (mm)

1 2 3 4 5 6 7 8 9

10

1994 1995 1996 1997 1998 1999 2000 2001 2002 2003

106 196 87 98

106 145 138 100 98

206

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

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

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

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

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

Listrik.

Daftar Istilah

MK. Hidrologi JFK

52

Latitude

Atitude

Hujan konfektif

Hujan orografik

Hujan cyclonic

Double Mass Curve

Intensitas

Probabilitas

Mk. Hidrologi JFK

50

BAB V LIMPASAN PERMUKAAN

A. Pendahuluan Pada bab ini akan dipelajari tentang faktor-faktor yang mempengaruhi limpasan (run-off) dan

luas daerah aliran sungai serta metode-metode yang digunakan untuk menghitung besarnya

limpasan curah hujan.


a. Menjelaskan faktor-faktor yang mempengaruhi limpasan dengan benar.

b. Menjelaskan daerah aliran sungai dengan baik dan benar.

c. Menentukan besarnya debit sungai berdasarkan contoh soal dengan benar.

d. Menganalisa limpasan permukaan berdasarkan contoh soal dengan benar.

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

elemen-elemen meteorologi dan elemen-elemen daerah pengaliran.

a. Elemen-elemen meteorologi

- Jenis presipitasi, tergantung pada jenis presipitasi yakni hujan atau salju.

- Intensitas curah hujan, pengaruh intensitas curah hujan pada limpasan

permukaan tergantung dari kapasitas infiltrasi.

- Lamanya curah hujan.

- Distribusi curah hujan dalam daerah pengaliran.

- Arah pergerakan curah hujan.

- Curah hujan dan kelembaban udara.

- Kondisi meteorologi lainnya.

b. Elemen daerah pengaliran

- Kondisi penggunaan lahan/tanah.

- Daerah pengaliran, semakin besar daerah pengaliran, makin lama limpasan

itu mencapai tempat titik pengamatan/pengukuran.

- Kondisi topografi dalam daerah pengaliran.

- Jenis tanah.

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

dimana semua airnya mengalir ke dalam suatu sungai yang dimaksudkan. Daerah ini

umumnya dibatasi oleh batas topografi, yang berarti ditetapkan berdasarkan aliran air

Mk. Hidrologi JFK

51

permukaan. Batas ini tidak ditetapkan berdasar air air bawah tanah karena permukaan air

tanah selalu berubah sesuai dengan musim dan tingkat kegiatan pemakaian.

Nama sebuah DAS ditandai dengan nama sungai yang bersangkutan dan dibatasi

oleh titik kontrol, yang umumnya merupakan stasiun hidrometri. Memperhatikan hal tersebut

berarti sebuah DAS dapat merupakan bagian dari DAS lain.

Gambar 5.1. Daerah Aliran Sungai (DAS)

Sungai adalah torehan di permukaan bumi yang merupakan penampungan dan penyalur alamiah aliran air dan material yang dibawanya dari bagian hulu ke bagian hilir

suatu daerah pengaliran ke tempat yang lebih rendah dan akhirnya bermuara ke laut.

Ditinjau dari segi hidrologi, sungai mempunyai fungsi utama menampung curah hujan dan

mengalirkannya samapi ke laut. Daerah dimana sungai memperoleh air merupakan daerah

tangkapan hujan yang biasanya disebut Daerah Aliran Sungai atau Daerah Pengaliran

Sungai.

5.2.1. Pola Aliran

Sungai di dalam semua DPS mengikuti suatu aturan yaitu bahwa aliran sungai

dihubungkan oleh suatu jaringan satu arah dimana cabang dan anak sungai mengalir

ke dalam sungai induk yang lebih besar dan membentuk suatu pola aliran. Pola itu

tergantung dari kondisi topografi, geologi, iklim, vegetasi yang terdapat didalam DPS

tersebut. Secara keseluruhan kondisi tersebut akan menentukan karakteristik sungai

di dalam bentuk polanya.Beberapa pola aliran yang terdapat di Indonesia antara lain :

a. Radial

hulu

hilir

Mk. Hidrologi JFK

52

Pola ini biasanya dijumpai di daerah lereng gunung berapi atau daerah dengan

topografi bebrbentuk kubah, misal sungai lereng Gunung Semeru di Jawa Timur,

Gunung Merapi di DI Yogyakarta, Gunung Ijen di Jawa Timur, Gunung Slamet di

Jawa Tengah.

b. Rektangular

Terdapat di daerah batuan kapur, misal Gunung Kidul di DI Yogyakarta.

c. Trellis

Biasanya dijumpai pada daerah dengan lapisan sedimen di daerah pegunungan

lipatan, misal di daerah pegunungan lipatan Sumatera Barat dan Jawa Tengah.

d. Dendritik

Pola ini pada umumnya terdapat pada daerah dengan batuan sejenis dan

penyebarannya luas. Misalnya suatu daerah ditutupi oleh endapan sedimen yang

luas dan terletak pada suatu bidang horizontal di daerah dataran rendah bagian

timur Sumatera dan Kalimantan.

a. Tipe Radial

b. Tipe Rektangular

G. Merapi

Kali Opak

Kali Dengkeng

Kali Progo

Kali Oyo

Mk. Hidrologi JFK

53

c. Tipe Trellis

d. Tipe Dendritik

Gambar 5.2. Pola Aliran Sungai

5.2.2. Bentuk Daerah Aliran Sungai

Pola sungai menentukan bentuk suatu DPS. Bentuk DPS mempunyai arti penting

dalam hubungannya dengan aliran sungai, yaitu berpengaruh terhadap kecepatan

terpusatnya aliran.

Setelah DPS ditentukan garis batasnya, maka bentuk DPSnya dapat diketahui. Pada

umumnya DPS dapat dibagi menjadi empat bentuk, yakni :

a. Memanjang

Biasanya induk sungai akan memanjang dengan anak-anak sungai langsung

masuk ke induk sungai. Kadang-kadang berbentuk seperti bulu burung. Bentuk ini

biasanya akan menyebabkan debit banjir relatif kecil karena perjalanan banjir dari

anak-anak sungai berbeda waktunya.

b. Radial

Bentuk ini terjadi karena arah alur sungai seolah-olah memusat pada suatu titik

sehingga menggambarkan adanya bentuk radial, kadang-kadang gambaran

tersebut berbentuk kipas atau lingkaran. Sebagai akibat dari bentuk tersebut

Way Rarem

Mk. Hidrologi JFK

54

maka waktu yang diperlukan aliran yang datang dari segala penjuru arah alur

sungai memerlukan waktu yang hampir bersamaan. Apabila terjadi hujan yang

sifatnya merata di seluruh DPS akan menyebabkan terjadinya banjir besar.

c. Pararel

DPS ini dibentuk oleh dua jalur sub DPS yang bersatu di bagian hilirnya. Apabila

terjadi banjir di daerah hilirnya biasanya setelah di sebelah hilir titik pertemuan

kedua alur sungai sub DPS tersebut.

d. Kompleks

Merupakan gabungan dasar dua atau lebih bentuk DPS.

5.2.3. Alur Sungai

Secara sederhana alur sungai dapat dibagi menjadi tiga bagian yaitu :

a. Bagian hulu

Bagian hulu merupakan daerah sumber erosi karena pada umumnya alur sungai

melalui daerah pegunungan, perbukitan atau daerah gunung berapi yang

terkadang mempunyai cukup ketinggian dari muka laut, sebagai akibat keadaan

ini maka bentuk kontur akan relatif rapat yang menunjukkan miringnya

permukaan bumi yang cukup besar. Apabila hujan turun, sebagian besar air akan

merembes dan sebagian lain akan mengalir membawa partikel-partikel tanah

sehingga menimbulkan erosi. Alur sungai yang terjadi biasanya mempunyai

lembah yang curam dan biasanya melalui banyak terjunan dan jeram.

Penampang melintang bentuk V dengan material alur sungai berupa batuan

cadas, kerikil dan tanah. Bentuk penampang memanjang tidak beraturan karena

ada yang curam dan ada yang datar tergantung dari jenis batuan yang dilewati

alur sungainya. Alur sungai di bagian hulu biasanya mempunyai kecepatan aliran

yang cukup besar daripada bagian hilir, sehingga pada saat banjir material hasil

erosi yang diangkut tidak saja partikel sedimen yang halus akan tetapi juga pasir,

kerikil bahkan batu.

b. Bagian tengah

Merupakan daerah peralihan dari bagian hulu dan hilir. Kemiringan dasar sungai

lebih landai sehingga kecepatan aliran relatif

10_Rekayasa hidrologi

Documents

Transcript of 10_Rekayasa hidrologi