DEFINISI HIDROLOGI Hidrologi: ilmu yg mempelajari · PDF filedipasang pada alat ukur....

HidrologiIrDarmadiMM 2/24/2016

1

2/24/2016 Ir.Darmadi,MM 1

DEFINISI HIDROLOGI

• Hidrologi: ilmu yg mempelajari masalah air,sifat2 air & perilaku air di atmosfir, dipermukaan dan di dalam bumi.

• Ilmu Hidrologi yg berkaitan dgn ilmu2mekanika fluida, hidrolika & meteorologi.

2 Pendahuluan -


2

Hidrologi:• ilmu yg mempelajari asal air, distribusi,

gerakan dan perilaku air di permukaanbumi serta reaksinya thd lingkungan &hub dgn kehidupan makhluk hidup

3 Pendahuluan -

PEMAKAIAN HIDROLOGI:

1. Dimensi struktur & hidrolis bangunan air,misal: pengend banjir, & penged. erosi

4 Pendahuluan -


3

Pemakaian Hidrologi….2. Penyediaan air bersih utk keb. industri &

rumah tangga

3. Penyed air utk irigasi, & PLTA

5 Pendahuluan -

Pemakaian Hidrologi….4. Mengurangi pencemaran

6 Pendahuluan -


4

Siklus Hidrologi & Neraca Air - AdhiMuhtadi

7

SIKLUS HIDROLOGI

Proses :

1. Penguapan (evaporasi) air laut & airpermukaan ke atmosfer ;

2. Tumbuhan juga menguapkan air (transpirasi)

3. Hasil penguapan menjadi awan jenuh / awanpenyebab hujan

4. Terjadi hujan (presipitasi)

5. Sebagian kecil air hujan diuapkan kembali

Siklus Hidrologi & Neraca Air - 8


5

6. Air hujan yg sampai permukaan tanah sebag akanmeresap ke dlm tanah (infiltrasi).

7. Sebag lagi mengisi cekungan, kubangan(deficiensi) & sisanya lagi mengalir di permukaantanah (overland flow)

8. Proses infiltrasi akan menjadikan air mengalir dibawah permukaan tanah (interflow)

9. Sebagian air infiltrasi akan tetap tinggal di dalamtanah (moisture content) bila tdp banyak hutan

10. Sisanya lagi akan mengalir scr vertikal akibatgravitasi (perkolasi) & masuk jauh ke dlm tanah.

11. Pergerakan air tanah yg lambat skl ke tempat yglbh rendah, shg bila tdp patahan bumi akankeluar sbg mata air, bila bertemu palung sungaiakan mengalir bersama surface run off. &Kembali ke proses 1.


Daerah Aliran Sungai adalah:(Catchment area, Drainage Basin,Watershed)

• Daerah pengaliran suatu sungai

• Daerah yg dibatasi oleh punggung perbukitandimana air hujan yg jatuh di daerah tsb akanmengalir ke sungai2 daerah itu



6


SISTEM ALAMI AIR & SUMBER AIRSISTEM ALAMI AIR & SUMBER AIR

BATAS DAS BERBEDA DENGAN BATAS WILAYAH ADMINISTRASI

Kab D

Kab B

Kota A

Kab C

SUNGAI

DANAU


7

Berbagai bentuk daerah aliran:

13

WILAYAH SUNGAIWILAYAH SUNGAI


8

• EVAPORASI DAN TRANSPIRASI• Definisi

Evaporasi : proses pertukaran (transfer) air

menjadi molekul uap air di atmosfir, yang berasal dari

air permukaan bebas (free water surface), muka

tanah atau air yang tertahan diatas

permukaan bangunan .

Misalnya : lautan, danau, sungai, waduk dll

Transpirasi : proses pertukaran (transfer) air

menjadi molekul uap air di atmosfir yang berasal dari

proses pernafasana tumbuhan / tanaman,

biasanya pada siang hari


9

PENGAMATAN & PENGUKURAN

Gambar 2a. Panci evaporasi Kelas A, 2b. Panci evaporasi Sunken Colorado,2c. Instalasi panci evaporasi dg anemometer

a.

b.

c.


10

Tipping Bucket Rain Gauge

Rainfall

Measurement of Atmospheric Water

Alat ukur hujan otomatis(automatic raingauge)

Data yang diperoleh darihasil pengukuran denganmenggunakan alat iniberupa data pencatatansecara terus menerus padakertas pencatat yangdipasang pada alat ukur.Berdasarkan data ini akandapat dilakukan analisisuntuk memperoleh besaranintensitas hujan.


11

Infiltrasi adalah proses air masuk (penetration) ke dalam tanah.

Faktor-faktor yang mempengaruhi infiltrasi:

1. Curah hujan

2. Jenis tanah

3. Kelembaban tanah

4. Tanaman penutup (vegetation cover)

5. Kelandaian tanah (ground slope)

INFILTRASI DAN PERKOLASI

IV. MEMPERKIRAKAN LAJU INFILTRASI

• Laju infiltrasi adalah laju pada saat air masuk kedalam permukaan tanah, yang biasanyadinyatakan dalam satuan cm/jam atau mm/jam.

Terdapat beberapa metode (persamaan) untukmemperkirakan besarnya laju infiltrasi, diantaranyaadalah metode:

1. Horton

2. Φ-indeks (phi-indeks)


12

IV. MEMPERKIRAKAN LAJU INFILTRASI1. Persamaan Horton (1940)

Gambar 9. Ilustrasi pengembangan persamaan Horton

ft: kapasitas infiltrasi pada waktu t (mm/jam)f0: kapasitas infiltrasi awal (mm/jam)fc: kapasitas infiltrasi akhir (mm/jam)K: konstanta emipiris (jam-1)t: waktu dalam jam


Total infiltrasi (infiltrasi kumulatif) selama waktuT dirumuskan sebagai berikut:

kTcc

ckT

cc

Tktcc

Tkt

cc

T

t

effk

TfF

kffkeffTfkefftfF

dtefffdtfF

11

///

0

0000

0

0

0

……. (13)


13


Contoh 2:

Diketahui kapasitas infiltrasi awal f0 dari suatu luastangkapan hujan adalah 4,5 mm/jam, konstantawaktu K adalah 0,35/jam, dan kapasitas infiltrasiakhir fc sebesar 0,4 mm/jam. Gunakan persamaanHorton untuk menentukan kapasitas infiltrasi pada t= 10 menit, 30 menit, 1 jam, 2 jam, dan 6 jam.Tentukan pula infiltrasi total selama selang waktu 6jam tsb. Diasumsikan kondisi permukaan tanahtergenang secara kontinyu.


Penyelesaian:

Dari persamaan Horton:

Dengan demikian, kapasitas infiltrasi untuksetiap waktu t adalah:

t

t

ktcct

ef

effff35,0

0

4,05,44,0

t (jam) 1/6 1/2 1 2 6

ft (mm/jam) 4,27 3,84 3,29 2,44 0,90


14


f0 = 4,50 mm/jam

fc = 0,40 mm/jam

Pers. Horton : ft = 0,40 + (4,50 – 0,40) e-0,35t


Penyelesaian:

Infiltrasi total selama selang waktu T = 6 jamadalah:

mm7,12

14,05,435,0

164,0

11

635,0

0

F

exF

effk

TfF

x

kTcc


15


2. Metode Φ-indeks

Pada metode Φ-indeks diasumsikan nilai ft tidakbervariasi terhadap waktu.

Gambar 11. ilustrasi pengembanganmetode Φ-indeks


Menentukan nilai Φ-indeks

Persamaan yang digunakan:

Vol. limpasan langsung = Vol. hujan efektif

VLL = Pef . A

A index

t (jam)

Hujan

I(m

m/ja

m)

P efektif

tt (jam)

Hidrograf di A

Q(m

3/d

t)

HLL

Base flow


16


Contoh 3:

Sebuah daerah tangkapan hujan dengan luas (A)0,25 km2 terjadi hujan dengan profil sebagaiberikut:

Jika volume limpasan langsung (VLL) adalah8.250 m3, tentukan nilai Φ-indeks.

Waktu (jam) 1 2 3 4 5 6

Curah hujan (mm) 7 18 25 12 10 3


Penyelesaian:

Tinggi limpasan langsung ( Pef) dalam mm:

VLL/A = 8.250/0,25x106 = 0,033 m = 33 mm

Nilai Φ-indeks ditentukan dengan cara coba-banding.

Pemisalan 1:

Misal 3 mm/jam < Φ-indeks < 7 mm/jam

Φ-indeks=[(7+18+25+12+10)-33]/5=7,8 mm/jam

Anggapan tidak benar, Φ-indeks > 7 mm/jam


17


Pemisalan 2:

Misal 7 mm/jam < Φ-indeks < 10 mm/jam

Φ-indeks = [(18+25+12+10)-33]/4 = 8 mm/jam

Anggapan benar, 7 mm/jam < Φ-indeks < 10mm/jam

Φ-indeks = 8 mm/jam

Parameter Hujan yang penting:1) Curah/tinggi hujan (Ch)2) Waktu/lamanya hujan (Wh)3) Intensitas hujan (I)4) Frekuensi hujan (f)

Ch: tinggi hujan dlm 1 hari, bulan atau thn dalam mm, cm.Misal:24 mm/hr, 462 mm/bln, 2158 mm/th

Wh: lama terjadinya hujan, mis: 42 menit, 2 jamI : banyak hujan yg jatuh dlm periode tertentu,

misal: 48mm/jam dlm 15’, 72mm/jam dlm 30’F : kemungkinan terjadinya besaran hujan yg melampaui

suatu tinggi hujan tertentu,mis: ch 115 mm/hr akan terjadi atw dilampaui 1x dlm 30th, 2500 mm/th akan tjd atw dilampaui dlm 10 th


18

HUJAN RATA2 DAERAH ALIRAN

• CARA ARITHMATIC MEAN

• CARA THIESSEN POLYGON

• CARA ISOHYET

HUJAN RERATA

Dalam analisis hidrologi sering diperlukanpenentuan hujan rerata pada daerahtersebut.

Terdapat 3 metode :

Aritmatik

Poligon Thiessen

Isohiet


19

1. Metode rerata aritmatik (aljabar) Metode ini adalah metode yang paling sederhana.

Pengukuran dengan metode ini dilakukan denganmerata-ratakan hujan di seluruh DAS.

Hujan DAS dengan cara ini dapat diperoleh denganpersamaan:

dengan:p = hujan rerata di suatu DASpi = hujan di tiap-tiap stasiunn = jumlah stasiun

n

p

p

n

ii

1

n

ppppp n

.....321

2. Metode Thiessen Metode ini digunakan untuk menghitung bobot masing-

masing stasiun yang mewakili luasan di sekitarnya. Metode inidigunakan bila penyebaran hujan di daerah yang ditinjau tidakmerata.

Prosedur hitungan ini dilukiskan pada persamaan danGambar berikut ini.

Dimana: P = curah hujan rata-rata, P1,..., Pn = curah hujan pada setiap setasiun, A1,..., An = luas yang dibatasi tiap poligon.

total

nn

A

PAPAPAP

......... 2211

n

nn

AAAA

PAPAPAPAP

.....

..........

321

332211


20

A1

A2

A3

A4

3. Metode Isohiet Pada prinsipnya isohiet adalah garis yang menghubungkan titik-titik

dengan kedalaman hujan yang sama, Kesulitan dari penggunaanmetode ini adalah jika jumlah stasiun di dalam dan sekitar DASterlalu sedikit. Hal tersebut akan mengakibatkan kesulitan dalammenginterpolasi.

Hujan DAS menggunakan Isohiet dapat dihitung denganpersamaan:

n

ii

n

i

iii

A

IIA

p 1

1

2

n

nnn

AAA

IIA

IIA

IIA

p

.....2

.....22

21

1322

211

Dengan:p = hujan rerata kawasanAi = luasan dari titik iIi = garis isohiet ke i


21

I1=100

I2=95

I3=90

I4=85

I5=80

A1

A2

A3

A4

Melengkapi Data

Jika ada data hilang atau tidak lengkap

C

C

B

B

A

A

rR

Rr

R

Rr

R

Rr

31

dengan:R = curah hujan rata-rata setahun di tempat pengamatan Rdatanya harus lengkaprA = curah hujan ditempat pengamatan RARA = curah hujan rata-rata setahun di A


22

Kala Ulang Hujan

Suatu data hujan akan mencapai suatuharga tertentu atau disamai atau kurangdari atau dilampaui dari dan diperkirakanterjadi dalam kurun waktu T tahun.

0 5 10 15 20 25

III. ANALISIS FREKUENSI

• Tujuan analisis frekuensi data hidrologi adalahberkaitan dengan besaran peristiwa-peristiwaekstrim yang berkaitan dengan frekuensikejadiannya melalui penerapan distribusikemungkinan.

• Data hidrologi yang dianalisis diasumsikantidak bergantung (independent) danterdistribusi secara acak dan bersifat stokastik.


23


• Frekuensi hujan adalah besarnya kemungkinan suatubesaran hujan disamai atau dilampaui.

• Sebaliknya, periode ulang/kala ulang adalah waktuhipotetik dimana hujan dengan suatu besaran tertentuakan disamai atau dilampaui.

• Dalam hal ini tidak terkandung pengertian bahwakejadian tsb akan berulang secara teratur setiapperiode ulang tsb. Misal, hujan dengan periode ulang10 thn, tidak berarti akan terjadi setiap 10 thn, akantetapi ada kemungkinan dalam jangka waktu 1000 thnakan terjadi 100 kali kejadian hujan 10 tahunan. Adakemungkinan selama kurun waktu 10 thn terjadi hujan10 tahunan lebih dari satu kali, atau sebaliknya tidakterjadi sama sekali.


• Analisis frekuensi memerlukan seri data hujan ygdiperoleh dari pos penakar hujan, baik yg manualmaupun yg otomatis.

• Analisis frekuensi ini didasarkan pada sifatstatistik data kejadian yang telah lalu untukmemperoleh probabilitas besaran hujan di masayg akan datang. Dengan anggapan bahwa sifatstatistik kejadian hujan yang akan datang masihsama dengan sifat statistik kejadian hujan masalalu.


24


• Ada dua macam seri data yang dipergunakan dalam analisisfrekuensi, yaitu Data harian maksimum dalam setahun

• Dalam analisis frekuensi, hasil yg diperoleh tergantungpada kualitas dan panjang data. Makin pendek data ygtersedia, makin besar penyimpangan yang terjadi.

• Dalam ilmu statistik dikenal beberapa macam distribusifrekuensi dan empat jenis distribusi yg banyak digunakandalam bidang hidrologi adalah:1. Distribusi Normal,2. Distribusi Log Normal,3. Distribusi Log-Pearson III,4. Distribusi Gumbel.

III. ANALISIS FREKUENSIA. Distribusi Normal


25


III. Tabel Distribusi NormalNo. Periode ulang, T (tahun) Peluang KT

1 1.001 0.999 -3.052 1.005 0.995 -2.583 1.010 0.990 -2.334 1.050 0.952 -1.64

5 1.110 0.901 -1.286 1.250 0.800 -0.847 1.330 0.752 -0.678 1.430 0.699 -0.529 1.670 0.599 -0.25

10 2.000 0.500 011 2.500 0.400 0.2512 3.330 0.300 0.52

13 4.000 0.250 0.6714 5.000 0.200 0.8415 10.000 0.100 1.2816 20.000 0.050 1.6417 50.000 0.020 2.0518 100.000 0.010 2.3319 200.000 0.005 2.5820 500.000 0.002 2.88

Tabel 3. Nilaivariabel

reduksi Gauss


26

III. CONTOH ANALISIS FREKUENSIA. Distribusi Normal

Contoh 6:

Dari data debit puncak banjir tahunan KaliGarang di Bendung Simongan, seperti padaTabel 4, hitung debit puncak banjir pada periodeulang 2, 5, 20, dan 50 tahunan denganmenggunakan distribusi normal.


No Tahun Debit (m3/det) No Tahun Debit (m3/det)

1 1960 345.07 19 1981 482.25

2 1961 511.47 20 1982 371.27

3 1962 270.42 21 1983 294.62

4 1963 903.72 22 1984 270.42

5 1964 180.83 23 1985 511.47

6 1965 294.62 24 1986 294.62

7 1969 224.13 25 1987 371.27

8 1970 202.09 26 1988 398.1

9 1971 202.09 27 1989 345.07

10 1972 180.83 28 1990 903.72

11 1973 294.62 29 1991 541.26

12 1974 398.1 30 1992 482.25

13 1975 224.13 31 1993 798.84

14 1976 798.84 32 1994 319.51

15 1977 319.51 33 1995 371.27

16 1978 319.51 34 1996 425.55

17 1979 246.91 35 1997 541.26

18 1980 665.89 36 1998 425.55

Tabel 4. Data debitpuncak banjir Kaligarang di Bendung

Simongan


27


III. ANALISIS FREKUENSIB. Distribusi Log Normal


28




29

Tabel k untuk log normal




30


III. ANALISIS FREKUENSIC. Distribusi Gumbel

• Persamaan distribusi Gumbel

keterangan:XT = besarnya curah hujan yang terjadidengan kala ulang T tahunX = rata-rata x maksimum dari seri data Xik = faktor frekuensi


31




32

III. ANALISIS FREKUENSID. Distribusi Log Pearson III

• Distribusi fungsi log Pearson-3


33

Memperkirakan Debit RENCANA

(DESIGN DISCHARGE)Ada beberapa metode untuk memperkirakan laju aliran puncak(debit banjir). Metode yang dipakai pada suatu lokasi lebihbanyak ditentukan oleh ketersediaan data. Dalam praktek,perkiraan debit banjir dilakukan dengan beberapa metoda dandebit banjir rencana ditentukan berdasarkan pertimbangan teknis(engineering judgement).

Secara umum, metode yang umum dipakai adalah(1) metode rasional dan(2) metode hidrograf banjir.


34

Metoda yang digunakan dalammemperkirakan debit berdasarkanketersediaan data

METODE RASIONALMetode Rasional merupakan rumus yang tertua dan yang terkenal di antara rumus-rumusempiris. Metode Rasional dapat digunakan untuk menghitung debit puncak sungai atausaluran dengan daerah pengaliran yang terbatas. Coldman (1986) dalam Suripin (2004), Metode Rasional dapat digunakan untuk daerah

pengaliran < 300 ha. Ponce (1989) dalam Bambang T (2008), Metode Rasional dapat digunakan untuk daerah

pengaliran < 2,5 Km2. Departemen PU, SKSNI M-l8-1989-F (1989), dijelaskan bahwa Metode Rasional dapat

digunakan untuk ukuran daerah pengaliran < 5000 Ha. Asdak (2002), dijelaskan jika ukuran daerah pengaliran > 300 ha, maka ukuran daerah

pengaliran perlu dibagi menjadi beberapa bagian sub daerah pengaliran kemudianRumus Rasional diaplikasikan pada masing-masing sub daerah pengaliran.

Montarcih (2009) dijelaskan jika ukuran daerah pengaliran ) 5000 Ha maka koefisienpengaliran (C) bisa dipecah-pecah sesuai tata guna lahan dan luas lahan yangbersangkutan.

Suripin (2004) dijelaskan penggunaan Metode Rasional pada daerah pengaliran denganbeberapa sub daerah pengaliran dapat dilakukan dengan pendekatan nilai C gabunganatau C rata-rata dan intensitas hujan dihitung berdasarkan waktu konsentrasi yangterpanjang.


35

Q = 0,278 . C . I . ADimana:

Q : debit puncak limpasan permukaan (m3/det).C : angka pengaliran (tanpa dimensi).A : luas daerah pengaliran (Km2).I : intensitas curah hujan (mm/jam).

Metode Rasional di atas dikembangkan berdasarkan asumsi sebagaiberikut:1. Hujan yang terjadi mempunyai intensitas seragam dan merata di

seluruh daerah pengaliran selama paling sedikit sama denganwaktu konsentrasi (t.) daerah pengaliran.

2. Periode ulang debit sama dengan periode ulang hujan.3. Koefisien pengaliran dari daerah pengaliran yang sama adalah

tetap untuk berbagai periode ulang.

Koefisien pengaliran (C), didefinisikan sebagai nisbah antara puncak aliran permukaanterhadap intensitas hujan. Perkiraan atau pemilihan nilai C secara tepat sulit dilakukan,karena koefisien ini antara lain bergantung dari:

Kehilangan air akibat infiltrasi, penguapan, tampungan permukaan

lntensitas dan lama hujan.

Dalam perhitungan drainase permukaan, penentuan nilai C dilakukan melalui pendekatanyaitu berdasarkan karakter permukaan. Kenyataan di lapangan sangat sulit menemukandaerah pengaliran yang homogen. Dalam kondisi yang demikian, maka nilai C dihitungdengan cara berikut:


36

Koefisien pengaliran (C) untuk Rumus Rasional

Perhitungan intensitas hujan (i) menggunakanRumus Mononobe.


37

Menghitung waktu konsentrasi (tc )to

td

tc =to + td


38

Tabel 4.1. Angka Kekasaran Permukaan Lahan

UJI KECOCOKAN FREKWENSI

• Untuk menilai jenis frekwensi mana yangcocok digunakan dalam menetapkan hujanrancangan atau debit rancangan, maka dapatdigunakan uji kecocokan sebagai berikut.

• 1. Uji Deskriptor Statistik

• 2. UJI CHI- KUADRAT

• 3. UJI SMIRNOV-KOLMOGOROV

ir.darmadi.mm 76


39

UJI DESKRIPTIF ANALISIS FREKUENSI

UJI DESKRIPTIF ANALISIS FREKUENSI


40


C. Distribusi GumbelCiri khas statistik distribusi Gumbel adalah:

• Cs ≡ 1,396• Ck ≡ 5,4002

D. Distribusi Log Pearson IIISifat statistik distribusi ini adalah:

• Jika tidak menunjukkan sifat-sifat seperti padaketiga distribusi sebelumnya

• Garis teoritik probabilitasnya berupa garislengkung.

1. UJI DESKRIPTOR STATISTIK

ir.darmadi.mm 80

Tabel 3.9 Nilai Acuan Uji Deskriptor Dari Beberapa Metode

METODE CV CK CS

Normal 3 0

Gumbel TipeI

5,402 1,139

Log PearsonTipe III

0,3

Log Normal2 perameter

Log Normal3 perameter

3,8 0,702

V

V

V

V

32

13

321

124

nn

n

S

LogXLogXi

nnn

nn 3

3

21 LogXSnn

LogXLogXn

316156 2468 CvCvCvCv 33 CvCv


41

Tabel 3.12. Parameter Statistik DataNilai Rata-rata (X) 174.45

Standar Deviasi (S) 84.36

Koefisien Variasi (Cv) 0.48

Koefisien Kurtosis (Ck) 2.72

Koefisien Skewness (Cs) 1.92

Tabel 3.13. Parameter Statistik DataMetode Cv Ck Cs

Normal 0.484 2.72 1.92

Gumbel Tipe I 0.484 5.402 1.139

Log Person Tipe III 0.3 1.062 1.273

Log Normal 2 Parameter 0.075 3.091 0.226

Log Normal 3 Parameter 0.075 3.8 0.702

Tabel 3.14. Nilai Deskriptor Statistik Masing-masing Metode

Perhitungan NormalGumbel Tipe

ILog Person

Tipe IIILog Normal2 Parameter

Log Normal 3Parameter

Cv 0.484 0.484 0.484 0.3 0.075 0.075

Ck 2.720 3 5.402 1.062 3.091 3.8

Cs 1.922 0 1.139 1.273 0.226 0.702

ir.darmadi.mm 81

2. UJI CHI-KUADRAT

ir.darmadi.mm 82


42

2. UJI CHI-KUADRAT

ir.darmadi.mm 83

2. UJI CHI-KUADRAT

ir.darmadi.mm 84


43

2. UJI CHI-KUADRAT

ir.darmadi.mm 85

ir.darmadi.mm 86


44

2. UJI CHI-KUADRAT

ir.darmadi.mm 87

2. UJI CHI-KUADRAT

ir.darmadi.mm 88


45

2. UJI CHI-KUADRAT

ir.darmadi.mm 89

ir.darmadi.mm 90


46

2. UJI CHI-KUADRAT

ir.darmadi.mm 91

2. UJI SMIRNOV-KOLMOGOROV

ir.darmadi.mm 92

pengujian dengan Smirnov-Kolmogorov ini adalah merupakan pengujian non

parametrik. Tahapan pengujian sebagai berikut;

Urutkan data pengamatan (dari besar ke kecil atau kecil ke besar) dan temukan

besarnya peluang dari masing-masing data tersebut

Tentukan nilai masing-masing peluang teoritis dari persamaan distribusinya

Dari kedua nilai peluang tersebut tentukan selisih terbesarnya antara peluang teoritis

dan peluang pengamatan

Berdasarkan tabel nilai kritis Smirnov-Kolmogorov tentukan harga DO

Keputusan

a. Apabila Dmax < Do maka teoritis yang digunakan untuk menentukan persamaan

distribusi maka persamaan distribusi teoritis yang digunakan dapat diterima

b. Apabila Dmax > Do, maka persamaan distribusi teoritis yang digunakan tidak

dapat diterima atau ditolak.


47


ir.darmadi.mm 93


ir.darmadi.mm 94


48


ir.darmadi.mm 95

ir.darmadi.mm 96


49


ir.darmadi.mm 97

DEFINISI HIDROLOGI Hidrologi: ilmu yg mempelajari · PDF filedipasang pada alat ukur....

Documents

Transcript of DEFINISI HIDROLOGI Hidrologi: ilmu yg mempelajari · PDF filedipasang pada alat ukur....