BUKU HIDROLOGI DWIdosen.univpancasila.ac.id/dosenfile/... · 2018. 3. 30. · 6,./86 +,'52/2*, +rz...
Transcript of BUKU HIDROLOGI DWIdosen.univpancasila.ac.id/dosenfile/... · 2018. 3. 30. · 6,./86 +,'52/2*, +rz...
![Page 1: BUKU HIDROLOGI DWIdosen.univpancasila.ac.id/dosenfile/... · 2018. 3. 30. · 6,./86 +,'52/2*, +rz wr +\gurorjlfdo &\foh lq 7kh (duwk +lgurorjl dgdodk lopx whqwdqj dlu \dqj dgd gl](https://reader033.fdocuments.mx/reader033/viewer/2022053113/6089ca67410dd4227c4d1cb1/html5/thumbnails/1.jpg)
UNIVERSITAS PANCASILA
2015
HIDROLOGI Dwi Ariyani, ST.MT
2015
B U A T K A L A N G A N S E N D I R I
![Page 2: BUKU HIDROLOGI DWIdosen.univpancasila.ac.id/dosenfile/... · 2018. 3. 30. · 6,./86 +,'52/2*, +rz wr +\gurorjlfdo &\foh lq 7kh (duwk +lgurorjl dgdodk lopx whqwdqj dlu \dqj dgd gl](https://reader033.fdocuments.mx/reader033/viewer/2022053113/6089ca67410dd4227c4d1cb1/html5/thumbnails/2.jpg)
DAFTAR ISI
DAFTAR ISI ........................................................................................................... ii DAFTAR TABEL .................................................................................................. iv DAFTAR GAMBAR .............................................................................................. v BAB 1 PENDAHULUAN ................................................................................ 1
1.1. Umum ........................................................................................................ 1 1.2. Common Unit ............................................................................................ 1 1.3. Distribusi Air di Bumi ............................................................................... 2
BAB 2 SIKLUS HIDROLOGI ......................................................................... 3 2.1. How to Hydrological Cycle in The Earth .................................................. 3 2.2. Latihan ....................................................................................................... 5
BAB 3 HYDROMETEOROLOGY .................................................................. 7 3.1. Iklim dan Cuaca ......................................................................................... 7 3.2. Latihan ....................................................................................................... 9
BAB 4 LIMPASAN HUJAN DAN HIDROMETRI ...................................... 10 4.5 Tipe Sungai .............................................................................................. 11 4.6 Jenis Aliran .............................................................................................. 14 4.7 Pengukuran Debit Secara Langsung ........................................................ 15 4.8 Rumus Geometri ...................................................................................... 18 4.9 Latihan ..................................................................................................... 18
BAB 5 CATCHMENT AREA ........................................................................ 20 5.1. Definisi .................................................................................................... 20
BAB 6 PRECIPITATION ............................................................................... 22 6.1. Definisi .................................................................................................... 22 6.2. Alat Penakar Hujan .................................................................................. 23 6.3. Latihan ..................................................................................................... 26 6.4. Pengelolahan Data Hujan ........................................................................ 27 6.4.1. Data Hujan yang Hilang .......................................................................... 27 6.4.2. Latihan ..................................................................................................... 28 6.4.3. Uji Konsisitensi Data ............................................................................... 29 6.4.4. Latihan ..................................................................................................... 31 6.4.5. Curah Hujan Wilayah .............................................................................. 31 6.4.6. Latihan ..................................................................................................... 35 6.4.7. Curah Hujan Efektif ................................................................................. 35 6.4.8. Latihan ..................................................................................................... 36
BAB 7 EVAPOTRANSPIRASI ..................................................................... 37 7.1. Metode Penman Modifikasi ..................................................................... 38 7.2. Metode Blaney Cridle .............................................................................. 41 7.3. Latihan ..................................................................................................... 45
BAB 8 BANJIR RENCANA .......................................................................... 46 8.1. Kala Ulang ............................................................................................... 46 8.2. Perhitungan Curah Hujan Rencana (Hujan Rancangan) ......................... 48 8.2.1. Perhitungan Dispersi................................................................................ 48 8.2.2. Pemilihan Jenis Sebaran .......................................................................... 49 8.2.3. Uji Kesesuaian Distribusi ........................................................................ 54 8.3. Distribusi Hujan Jam-jaman .................................................................... 57
![Page 3: BUKU HIDROLOGI DWIdosen.univpancasila.ac.id/dosenfile/... · 2018. 3. 30. · 6,./86 +,'52/2*, +rz wr +\gurorjlfdo &\foh lq 7kh (duwk +lgurorjl dgdodk lopx whqwdqj dlu \dqj dgd gl](https://reader033.fdocuments.mx/reader033/viewer/2022053113/6089ca67410dd4227c4d1cb1/html5/thumbnails/3.jpg)
8.4. Debit Banjir Rencana ............................................................................... 60 8.4.1. Debit Banjir Rencana Metode Nakayasu ................................................. 60 8.4.2. Debit Banjir Rencana Metode Gamma I ................................................. 63 8.5. Latihan ..................................................................................................... 67
BAB 9 DEBIT ANDALAN ............................................................................ 68 9.1. Metode Mock ........................................................................................... 68 9.2. Latihan ..................................................................................................... 69
DAFTAR PUSTAKA ........................................................................................... 70
![Page 4: BUKU HIDROLOGI DWIdosen.univpancasila.ac.id/dosenfile/... · 2018. 3. 30. · 6,./86 +,'52/2*, +rz wr +\gurorjlfdo &\foh lq 7kh (duwk +lgurorjl dgdodk lopx whqwdqj dlu \dqj dgd gl](https://reader033.fdocuments.mx/reader033/viewer/2022053113/6089ca67410dd4227c4d1cb1/html5/thumbnails/4.jpg)
DAFTAR TABEL
Tabel 1.1. Distribusi jumlah air di bumi (chow, et al., 1988) ................................ 2
Tabel 6.1. Nilai Q/n0,5 dan R/n0,5 .......................................................................... 30
Tabel 7.1. Hubungan suhu (t) dengan nilai ea (mbar, w, (1-w) dan f(t) .............. 43
Tabel 7.2. angka koreksi Penmann ...................................................................... 44
Tabel 7.3. Besaran nilai angot (Ra) dalam evaporasi ekivalen dalam hubungannya
dengan letak lintang (mm/hari) (untuk daerah Indonesia, antara 50LU sampai
100LS) ................................................................................................................... 44
Tabel 8.1. Kriteria pemilihan kala ulang banjir rancangan ................................... 47
Tabel 8.2. criteria pemilihan banjirrancangan sebagai control kapasitas pelimpah
berdasarkan hazard clasification .......................................................................... 47
Tabel 8.3. Nilai Koefisien Untuk Distribusi Normal ............................................ 50
Tabel 8.4. Tabel Reduced Mean (Yn) ................................................................... 51
Tabel 8.5. Tabel Reduced Standart Deviasi (Sn) .................................................. 51
Tabel 8.6. Tabel Reduced Variasi (Yt) ................................................................. 51
Tabel 8.7. nilai DCR ............................................................................................... 55
Tabel 8.8. Nilai Kritis (Dcr) untuk Uji Smirnov Kolmogorov ............................. 56
Tabel 8.9. Lengkung Hidograf Nakayasu ............................................................. 62
![Page 5: BUKU HIDROLOGI DWIdosen.univpancasila.ac.id/dosenfile/... · 2018. 3. 30. · 6,./86 +,'52/2*, +rz wr +\gurorjlfdo &\foh lq 7kh (duwk +lgurorjl dgdodk lopx whqwdqj dlu \dqj dgd gl](https://reader033.fdocuments.mx/reader033/viewer/2022053113/6089ca67410dd4227c4d1cb1/html5/thumbnails/5.jpg)
DAFTAR GAMBAR
Gambar 1.1. Siklus Hidrologi ................................................................................. 1
Gambar 2.1. distribusi air hujan .............................................................................. 5
Gambar 4.1. Zona Sungai ..................................................................................... 11
Gambar 4.2. Bentuk Marfologi Sungai ................................................................. 12
Gambar 4.3. Profil Distribusi Air .......................................................................... 15
Gambar 5.1. Catchment Water Balance ................................................................ 20
Gambar 6.1. Penakar Hujan Manual ..................................................................... 25
Gambar 6.2. Alat Penakar Hujan Otomatis ........................................................... 26
Gambar 6.3. Daerah Poligon (a 1, a2, a3, a4) yang dibatasi garis putus-putus pada
wilayah A .............................................................................................................. 33
Gambar 7.1. Major Climatic Factor Influencing Corp Water Need ..................... 37
Gambar 8.1. Gambar Hidograf satuan sintetik Gamma -1 ( Triatmodjo, 2008) ... 63
Gambar 8.2. Sketsa Penentapan WF ( Triatmodjo, 2008) .................................... 64
Gambar 8.3. Sketsa Penentapan RUA ( Triatmodjo, 2008) .................................. 64
![Page 6: BUKU HIDROLOGI DWIdosen.univpancasila.ac.id/dosenfile/... · 2018. 3. 30. · 6,./86 +,'52/2*, +rz wr +\gurorjlfdo &\foh lq 7kh (duwk +lgurorjl dgdodk lopx whqwdqj dlu \dqj dgd gl](https://reader033.fdocuments.mx/reader033/viewer/2022053113/6089ca67410dd4227c4d1cb1/html5/thumbnails/6.jpg)
1
BAB 1
PENDAHULUAN
1.1. Umum
Air merupakan hal yang sangat penting bagi eksistensi umat manusia,
seiring dengan peningkatan populasi di bumi dan meningkatnya kepadatan
penduduk menyebabkan kebutuhan akan air terus bertambah baik itu di bidang
pertanian dan industry, dan doomestik. Hal ini menjadi faktor penyebab
tingkat kekritisan jumlah air di berbagai daerah.
Gambar 1.1. Siklus Hidrologi
1.2. Common Unit
. Debit pada aliran dan sungai selalu dinyatakan dalam cubic metres
per second (m3/second) atau cubic feet per second (cfs). Pengukuran volume
dinyatakan dalam cubic meter, gallons dan liter,curah hujan selalu dinyatakan
dalam inch atau millimeter (mm). laju curah hujan dinyatakan dalam inchi
atau centimeter per jam. Laju evaporasi, transpirasi dan infiltrasi dinyatakan
dalam millimeter/hari atau bisa dinyatakan dalam periode tertentu.
Beberapa unit satuan dalam hydrologi :
![Page 7: BUKU HIDROLOGI DWIdosen.univpancasila.ac.id/dosenfile/... · 2018. 3. 30. · 6,./86 +,'52/2*, +rz wr +\gurorjlfdo &\foh lq 7kh (duwk +lgurorjl dgdodk lopx whqwdqj dlu \dqj dgd gl](https://reader033.fdocuments.mx/reader033/viewer/2022053113/6089ca67410dd4227c4d1cb1/html5/thumbnails/7.jpg)
2
1 inch = 0,254 meter = 25.4 mm
1 foot = 0,3048 meter
1 gallon = 0,003785 m3
1 mile = 1,609 km
1.3. Distribusi Air di Bumi
Estimasi jumlah total air yang ada dibumi dapat dilihat pada tabel 1,
dapat dilihat bahwa jumlah ketersediaan air terbesar adalah air laut yaitu 96,5
%, air tawar hanya 2,5 % dan sebagian besar berupa es.
Tabel 1.1. Distribusi jumlah air di bumi (chow, et al., 1988)
![Page 8: BUKU HIDROLOGI DWIdosen.univpancasila.ac.id/dosenfile/... · 2018. 3. 30. · 6,./86 +,'52/2*, +rz wr +\gurorjlfdo &\foh lq 7kh (duwk +lgurorjl dgdodk lopx whqwdqj dlu \dqj dgd gl](https://reader033.fdocuments.mx/reader033/viewer/2022053113/6089ca67410dd4227c4d1cb1/html5/thumbnails/8.jpg)
3
BAB 2
SIKLUS HIDROLOGI
2.1. How to Hydrological Cycle in The Earth
Hidrologi adalah ilmu tentang air yang ada di bumi, yaitu keterdapatannya,
sifat-sifat fisis dan kimiawinya, sirkulasi dan penyebarannya, serta reaksinya
terhadap lingkungan, termasuk hubungannya dengan kehidupan.
Focus dari hidrologi adalah kejadian dan pergerakan air baik di permukaan
maupun di bawah permukaan bumi. Yang merupakan pergerakan secara terus
menerus dari satu bentuk ke bentuk lain atau pergerakan dari suatu lokasi
storage ke yang lain, akan tetapi jumlah air yang tinggal di permukaan dan
dibawah permukaan tetap. System ini disebut sisten tertutup yang tidak
mempunyai permulaan dan akhiran, karenanya ini disebut siklus hidrology.
Energy yang digunakan untuk menjalankan siklus ini adalah solar radiation
(radiasi matahari )
![Page 9: BUKU HIDROLOGI DWIdosen.univpancasila.ac.id/dosenfile/... · 2018. 3. 30. · 6,./86 +,'52/2*, +rz wr +\gurorjlfdo &\foh lq 7kh (duwk +lgurorjl dgdodk lopx whqwdqj dlu \dqj dgd gl](https://reader033.fdocuments.mx/reader033/viewer/2022053113/6089ca67410dd4227c4d1cb1/html5/thumbnails/9.jpg)
4
Dalam daur hidrologi komponen masukan utama berupa air hujan, air
hujan yang jatuh di permukaan akan tertahan sementara di sungai, danau, dalam
tanah sehingga dapat dimanfaatkan oleh manusia. (Asdak, 1995). Konsep siklus
hidrologi merupakan hal yang sangat penting, karena air (baik air permukaan
maupun air tanah) bagian dari siklus hidrologi. Siklus hidrologi dimulai dengan
terjadinya panas matahari yang sampai pada permukaan bumi, sehingga
menyebabkan penguapan. Akibat penguapan ini terkumpul massa uap air, yang
dalam kondisi atmosfer tertentu dapat membentuk awan. Akibat dari berbagai
sebab klimatologi awan tersebut dapat menjadi awan yang potensial menimbulkan
hujan. Sebagian air hujan tersebut akan tertahan oleh butiran-butiran tanah,
sebagian akan bergerak dengan arah horisontal sebagai limpasan (run off),
sebagian akan bergerak vertikal ke bawah sebagai infiltrasi, sebagian kecil akan
kembali ke atmosfer melalui penguapan. Air yang terinfiltrasi ke tanah mula-mula
akan mengisi pori-pori tanah sampai mencapai kadar air jenuh. Apabila kondisi
tersebut telah tercapai, maka air tersebut akan bergerak dalam dua arah, arah
horisontal sebagai interflow dan arah vertikal sebagai evaporasi dan
evapotranspirasi akibat adanya energi panas matahari dapat menyebabkan air yang
ada di permukaan, dalam vegetasi, dalam lengas tanah serta laut mengalami
penguapan dan menjadi uap air di atmosfer yang akan menyebabkan terjadinya
hujan. Uap air yang jatuh sebagai hujan akan menempati ruang-ruang
dipermukaan. Air hujan sebagian akan menjadi aliran permukaan (runoff),
meresap kedalam tanah (infiltrasi), tertahan pada vegetasi, dan langsung pada
tubuh air (sungai/laut).
![Page 10: BUKU HIDROLOGI DWIdosen.univpancasila.ac.id/dosenfile/... · 2018. 3. 30. · 6,./86 +,'52/2*, +rz wr +\gurorjlfdo &\foh lq 7kh (duwk +lgurorjl dgdodk lopx whqwdqj dlu \dqj dgd gl](https://reader033.fdocuments.mx/reader033/viewer/2022053113/6089ca67410dd4227c4d1cb1/html5/thumbnails/10.jpg)
5
Gambar 2.1. distribusi air hujan
Air hujan yang ada di permukaan akan mengalir sesuai dengan
topografi dari tempat yang tinggi menuju pada tempat yang rendah. Aliran
permukaan tersebut ada yang mengalir secara bebas (overlandflow) dan
mengalir secara langsung (runoff). Apabila pada permukaan terdapat suatu
cekungan maka aliran air akan tertampung sementara untuk kemudian
mengalir pada system sungai menuju ke hilir/laut. Air permukaan yang
melalui peresapan ke dalam tanah (infiltrasi) sebagian akan menjadi aliran
antara dan sebagian yang ter-perkolasi akan menjadi air tanah
2.2. Latihan
1. jelaskan secara kualitatif bagaimana siklus hidrologi terjadi di bumi?
2. jelaskan apa yang dimaksud dengan evapotranspirasi, dan fungsi dari
evapotranspirasi didalam analisa hidrologi?
![Page 11: BUKU HIDROLOGI DWIdosen.univpancasila.ac.id/dosenfile/... · 2018. 3. 30. · 6,./86 +,'52/2*, +rz wr +\gurorjlfdo &\foh lq 7kh (duwk +lgurorjl dgdodk lopx whqwdqj dlu \dqj dgd gl](https://reader033.fdocuments.mx/reader033/viewer/2022053113/6089ca67410dd4227c4d1cb1/html5/thumbnails/11.jpg)
6
3. jelaskan kenapa ketersediaan air di bumi semakin berkurang dari waktu
ke waktu, apa kaitannya dengan siklus hidrologi?
4. jelaskan apa yang dimaksud dengan
a. Precipitation?
b. Run Off
c. infiltration
d. sub surface flow
e. direct run off/strom flow
f. base flow
g. perkolasi
h. interflow
i. ground water
j. transpirasi
k. evaporasi
![Page 12: BUKU HIDROLOGI DWIdosen.univpancasila.ac.id/dosenfile/... · 2018. 3. 30. · 6,./86 +,'52/2*, +rz wr +\gurorjlfdo &\foh lq 7kh (duwk +lgurorjl dgdodk lopx whqwdqj dlu \dqj dgd gl](https://reader033.fdocuments.mx/reader033/viewer/2022053113/6089ca67410dd4227c4d1cb1/html5/thumbnails/12.jpg)
7
BAB 3
HYDROMETEOROLOGY
Hydrometeorology merupakan ilmu yang mempelajari tentang
atmospheric process, yang berpengaruh pada karakter hidrologi di suatu wilayah.
Udara terdiri dari bermacam-macam gas, yaitu :
- Nitrogen (78 %)
- Oxygen (21 %)
- Inert gas (1 %)
Bentuk dari variable diatas bisa berupa padat, cair atau gas. Air termasuk
ke dalam variable pengisi udara/atmosphere, yang jumlahnya 4% di atmosphere,
humidity atau kelembaban merupakan bentuk air yang berada di atmosfer dalam
bentuk gas. Air, ozon (O3) dan karbon dioxide (CO2) berada di atmosphere
dengan proporsi yang bervariasi.
3.1. Iklim dan Cuaca
- CUACA adalah Keadaan atmosfer secara keseluruhan pada suatu saat
termasuk perubahan, perkembangan dan menghilangnya suatu fenomena
(World Climate Conference, 1979). Keadaan variable atmosfer secara
keseluruhan disuatu tempat dalam selang waktu yang pendek (Glen T.
Trewartha, 1980). Keadaan atmosfer yang dinyatakan dengan nilai
berbagai parameter, antara lain suhu, tekanan, angin, kelembaban dan
berbagai fenomena hujan, disuatu tempat atau wilayah selama kurun
waktu yang pendek (menit, jam, hari, bulan, musim, tahun) (Gibbs, 1987)
Ilmu yang mempelajari seluk beluk tentang cuaca disebut meteorologi
- IKLIM adalah Kejadian cuaca selama kurun waktu yang panjang, yang
secara statistik cukup dapat dipakai untuk menunjukkan nilai statistik yang
berbeda dengan keadaan pada setiap saatnya (World Climate Conference,
1979). Konsep abstrak yang menyatakan kebiasaan cuaca dan unsur-unsur
atmosfer disuatu daerah selama kurun waktu yang panjang (Glenn T.
![Page 13: BUKU HIDROLOGI DWIdosen.univpancasila.ac.id/dosenfile/... · 2018. 3. 30. · 6,./86 +,'52/2*, +rz wr +\gurorjlfdo &\foh lq 7kh (duwk +lgurorjl dgdodk lopx whqwdqj dlu \dqj dgd gl](https://reader033.fdocuments.mx/reader033/viewer/2022053113/6089ca67410dd4227c4d1cb1/html5/thumbnails/13.jpg)
8
Trewartha, 1980). Peluang statistik berbagai keadaan atmosfer, antara
lain suhu, tekanan, angin kelembaban, yang terjadi disuatu daerah selama
kurun waktu yang panjang (Gibbs,1987). Ilmu yang mempelajari seluk
beluk tentang iklim disebut klimatologi.
- UNSUR YANG BERPENGARUH Temperatur, Tekanan, Kelembaban,
Curah Hujan
- TEKANAN UDARA Besarnya tekanan udara di setiap tempat pada suatu
saat berubah-ubah. Makin tinggi suatu tempat dari permukaan laut, makin
rendah tekanan udaranya. Garis khayal dalam peta yang menghubungkan
tempat- tempat yang mempunyai tekanan udara sama disebut isobar.
- ANGIN Ada beberapa hal penting yang perlu diketahui tentang angin
antara lain : Kecepatan Angin, kecepatan angin dapat diukur, dengan
suatu alat yang disebut Anemometer Kekuatan Angin, Arah Angin
- KELEMBABAN UDARA Kelembaban udara adalah banyaknya uap air
yang terkandung dalam massa udara pada saat dan tempat tertentu. Alat
untuk mengukur kelembaban udara disebut psychrometer atau hygrometer
Kelembaban udara dapat dibedakan menjadi : Kelembaban mutlak atau
kelembaban absolut, yaitu kelembaban yang menunjukkan berapa gram
berat uap air yang terkandung dalam satu meter kubik (1 m3) udara
Kelembaban nisbi atau kelembaban relatif, yaitu perbandingan
antara uap air di udara dan berapa banyak udara dapat menahannya pada
suhu tertentu, missal, pada kelembaban relative 65%, udara mempunyai 65
% uap air yang dapat ditahan pada suhu tertentu, jika kelembaban relative
100 % udara dikatakan jenuh. Jika uap air melebihi kondisi jenuh , akan
terbentuk awan dank abut. Awan terbentuk jika kelembaban naik akibat
perbedaan ketinggian di daerah pegunungan, pada saat udara dingin
bersinggungan dengan uap air, atau jika udara hangat naik ke daerah yang
lebih dingin.
![Page 14: BUKU HIDROLOGI DWIdosen.univpancasila.ac.id/dosenfile/... · 2018. 3. 30. · 6,./86 +,'52/2*, +rz wr +\gurorjlfdo &\foh lq 7kh (duwk +lgurorjl dgdodk lopx whqwdqj dlu \dqj dgd gl](https://reader033.fdocuments.mx/reader033/viewer/2022053113/6089ca67410dd4227c4d1cb1/html5/thumbnails/14.jpg)
9
3.2. Latihan
1. Jelaskan apa yang dimaksud dengan hydrometeorology ?
2. Komponen-komponen apa saja dalam hydrometeorology yang paling
berpengaruh terhadap analisa hidrologi ? jelaskan ?
3. Apa yang dimaksud dengan kelembaban relative (RH) ?
4. Jelaskan proses terjadinya hujan?
5. Apa pengaruh perubahan iklim terhadap siklus hidrlogi dan terhadap
sumber daya air di bumi?
![Page 15: BUKU HIDROLOGI DWIdosen.univpancasila.ac.id/dosenfile/... · 2018. 3. 30. · 6,./86 +,'52/2*, +rz wr +\gurorjlfdo &\foh lq 7kh (duwk +lgurorjl dgdodk lopx whqwdqj dlu \dqj dgd gl](https://reader033.fdocuments.mx/reader033/viewer/2022053113/6089ca67410dd4227c4d1cb1/html5/thumbnails/15.jpg)
10
BAB 4
LIMPASAN HUJAN DAN HIDROMETRI
Air aliran permukaan atau run off adalah bagian dari curah hujan yang
mengalir di atas perkaan tanah yang menuju ke sungai, danau dan lautan.
Sebagian dari air tidak sempat meresap ke dalam tanah dan oleh karena itu
mengalir menuju kedaerah yang lebih rendah. Ada pula air yang telah masuk
kedalam tanah kemudian keluar lagi karena tanah telah jenuh terhadap air dan
mengalir ke tempat yang lebih rendah.
Limpasan akibat hujan ini dapat terjadi dengan cepat dan dapat pula
setelah beberapa jam setelah terjadinya hujan. Lama waktu kejadian hujan
puncak dan aliran puncak sangat dipengaruhi oleh kondisi wilayah tempat
jatuhnya hujan. Makin besar perbedaan waktu kejadian hujan puncak dan
debit puncak, makin baik kondisi wilayah tersbut dalam menyimpan air di
dalam tanah.
Debit aliran merupakan komponen yang paling diperhatikan dalam
analisis banjir. Pada sebagian besar studi hidrograf analisis tidak dilakukan
dengan melakukan pemisahan seperti diatas tetapi analisis dilakukan dengan
memisahkan aliran cepat (Quickflow) dan aliran lambat (baseflow): aliran air
pada musim kemarau ketika tidak ada curah hujan yang ikut membentuk debit
aliran.
Ada juga beberapa faktor yang mempengaruhi distribusi run off pada
musim hujan antara lain
1. Faktor Meteorologi
a. Faktor Presipitasi: tipe, intensitas, durasi, distribusi
b. Faktor Cuaca : suhu, kelembaban, angin, keasaman
2. Faktor DAS
a. Topografi : bentuk, lereng, aspek DAS
b. Geologi : Struktur batuan
c. Jenis tanah : struktur dan tekstur
d. Vegetasi/liputan lahan
e. Jaringan sungai
3. Faktor Manusia
![Page 16: BUKU HIDROLOGI DWIdosen.univpancasila.ac.id/dosenfile/... · 2018. 3. 30. · 6,./86 +,'52/2*, +rz wr +\gurorjlfdo &\foh lq 7kh (duwk +lgurorjl dgdodk lopx whqwdqj dlu \dqj dgd gl](https://reader033.fdocuments.mx/reader033/viewer/2022053113/6089ca67410dd4227c4d1cb1/html5/thumbnails/16.jpg)
11
a. Bangunan air
b. Teknik pertanian/pengolahan sawah
c. Urbanisasi
d. Penggunaan lahan
aliran permukaan akibat kejadian hujan pada suatu daerah dapat
dinyatakan dengan rumus
R = P – I, Dimana, R; run off, P; curah hujan, dan I ; infiltrasi (mm)
4.5 Tipe Sungai
Aliran sungai merupakan salah satu unsur dalam suatu siklus air di bumi,
ahli teknik keairan, mengelola sungai untuk keperluan reservoir/ tampungan, per
dan penanggulangan daya rusak air perencanaan bangunan air, ahli bidang
pertaian mengelola sungai untuk keperluan irigasi, ahli bidang lingkungan
meneliti sedimen sungai yang berasal dari buangan limbah dan bagaimana
pengaruhnya ke lingkungan. Untuk keperluan tersebut maka diperlukan
pengetahuan tentang sungai dan pengalirannya, ex, marfologi sungai, pola
pengaliran sungai dll.
Gambar 4.1. Zona Sungai
![Page 17: BUKU HIDROLOGI DWIdosen.univpancasila.ac.id/dosenfile/... · 2018. 3. 30. · 6,./86 +,'52/2*, +rz wr +\gurorjlfdo &\foh lq 7kh (duwk +lgurorjl dgdodk lopx whqwdqj dlu \dqj dgd gl](https://reader033.fdocuments.mx/reader033/viewer/2022053113/6089ca67410dd4227c4d1cb1/html5/thumbnails/17.jpg)
12
Gambar 4.2. Bentuk Marfologi Sungai
1. Sungai Lurus (Straight)
Sungai lurus umumnya berada pada daerah bertopografi terjal mempunyai
energi aliran kuat atau deras. Energi yang kuat ini berdampak pada intensitas erosi
vertikal yang tinggi, jauh lebih besar dibandingkan erosi mendatarnya. Kondisi
seperti itu membuat sungai jenis ini mempunyai pengendapan sedimen yang
lemah, sehingga alirannya lurus tidak berbelok-belok (low sinuosity). Karena
kemampuan sedimentasi yang kecil inilah maka sungai tipe ini jarang yang
meninggalakan endapan tebal. Sungai tipe ini biasanya dijumpai pada daerah
pegunungan, yang mempunyai topografi tajam. Sungai lurus ini sangat jarang
dijumpai dan biasanya dijumpai pada jarak yang sangat pendek.
2. Sungai berkelok (Meandering)
Sungai kekelok adalah sungai yang alirannya berkelok-kelok atau
berbelok-belok . Leopold dan Wolman (1957) dalam Reineck dan Singh (1980)
menyebut sungai meandering jika sinuosity-nya lebih dari 1.5. Pada sungai tipe ini
erosi secara umum lemah sehingga pengendapan sedimen kuat. Erosi
horisontalnya lebih besar dibandingkan erosi vertikal, perbedaan ini semakin
besar pada waktu banjir. Hal ini menyebabkan aliran sungai sering berpindah
tempat secara mendatar. Ini terjadi karena adanya pengikisan tepi sungai oleh
aliran air utama yang pada daerah kelokan sungai pinggir luar dan pengendapan
pada kelokan tepi dalam. Kalau proses ini berlangsung lama akan mengakibatkan
![Page 18: BUKU HIDROLOGI DWIdosen.univpancasila.ac.id/dosenfile/... · 2018. 3. 30. · 6,./86 +,'52/2*, +rz wr +\gurorjlfdo &\foh lq 7kh (duwk +lgurorjl dgdodk lopx whqwdqj dlu \dqj dgd gl](https://reader033.fdocuments.mx/reader033/viewer/2022053113/6089ca67410dd4227c4d1cb1/html5/thumbnails/18.jpg)
13
aliran sungai semakin bengkok. Pada kondisi tertentu bengkokan ini terputus,
sehingga terjadinya danau bekas aliran sungai yang berbentuk tapal kuda atau
oxbow lake.
3. Sungai Teranyam (Braided)
Sungai teranyam umumnya terdapat pada daerah datar dengan energi arus
alirannya lemah dan batuan di sekitarnya lunak. Sungai tipe ini bercirikan debit air
dan pengendapan sedimen tinggi. Daerah yang rata menyebabkan aliran dengan
mudah belok karena adanya benda yang merintangi aliran sungai utama.
Tipe sungai teranyam dapat dibedakan dari sungai kekelok dengan
sedikitnya jumlah lengkungan sungai, dan banyaknya pulau-pulau kecil di tengah
sungai yang disebut gosong. Sungai teranyam akan terbentuk dalam kondisi
dimana sungai mempunyai fluktuasi dischard besar dan cepat, kecepatan pasokan
sedimen yang tinggi yang umumnya berbutir kasar, tebing mudah tererosi dan
tidak kohesif (Cant, 1982). Biasanya tipe sungai teranyam ini diapit oleh bukit di
kiri dan kanannya. Endapannya selain berasal dari material sungai juga berasal
dari hasil erosi pada bukit-bukit yang mengapitnya yang kemudian terbawa masuk
ke dalam sungai. Runtunan endapan sungai teranyam ini biasanya dengan
pemilahan dan kelulusan yang baik, sehingga bagus sekali untuk batuan waduk
(reservoir).
Umumnya tipe sungai teranyam didominasi oleh pulau-pulau kecil
(gosong) berbagai ukuran yang dibentuk oleh pasir dan krikil. Pola aliran sungai
teranyam terkonsentrasi pada zona aliran utama. Jika sedang banjir sungai ini
banyak material yang terbawa terhambat pada tengah sungai baik berupa batang
pepohonan ataupun ranting-ranting pepohonan. Akibat sering terjadinya banjir
maka di sepanjang bantaran sungai terdapat lumpur yang mendominasi hampir di
sepanjang bantaran sungai.
4. Sungai Anastomasing
Sungai anastomasing terjadi karena adanya dua aliran sungai yang
bercabang-cabang, dimana cabang yang satu dengan cabang yang lain bertemu
![Page 19: BUKU HIDROLOGI DWIdosen.univpancasila.ac.id/dosenfile/... · 2018. 3. 30. · 6,./86 +,'52/2*, +rz wr +\gurorjlfdo &\foh lq 7kh (duwk +lgurorjl dgdodk lopx whqwdqj dlu \dqj dgd gl](https://reader033.fdocuments.mx/reader033/viewer/2022053113/6089ca67410dd4227c4d1cb1/html5/thumbnails/19.jpg)
14
kembali pada titik dan kemudian bersatu kembali pada titik yang lain membentuk
satu aliran. Energi alir sungai tipe ini rendah. Ada perbedaan yang jelas antara
sungai teranyam dan sungai anastomosing. Pada sungai teranyam (braided), aliran
sungai menyebar dan kemudian bersatu kembali menyatu masih dalam lembah
sungai tersebut yang lebar. Sedangkan untuk sungai anastomasing adalah
beberapa sungai yang terbagi menjadi beberapa cabang sungai kecil dan bertemu
kembali pada induk sungai pada jarak tertentu . Pada daerah onggokan sungai
sering diendapkan material halus dan biasanya ditutupi oleh vegetasi.
4.6 Jenis Aliran
Dua proses penting dalam sungai adalah erosi dan pengendapan, yang dipengaruhi
oleh jenis aliran air dalam sungai yaitu:
a. aliran laminer: jika air mengalir dengan lambat, partikel akan bergerak ke
dalam arah paralel terhadap saluran.
b. aliran turbulen: jika kecepatan aliran berbeda pada bagian atas, tengah, bawah,
depan dan belakang dalam saluran, sebagai akibat adanya perubahan friksi, yang
mengakibatkan perubahan gradien kecepatan. Kecepatan maksimum pada aliran
turbulen umunya terjadi pada kedalaman 1/3 dari permukaan air terhadap
kedalaman sungai.
Sungai seringkali dikendalikan atau dikontrol supaya lebih bermanfaat atau
mengurangi dampak negatifnya terhadap kegiatan manusia.
Berdasarkan kemanfaatan bangunan penyusun sungai, bagian sungai dapat
dikelompokkan menjadi beberapa komponen yaitu:
a. Bendung dan bendungan dibangun untuk mengontrol aliran, menyimpan air
atau menghasilkan energi.
b. Tanggul dibuat untuk mencegah sungai mengalir melampaui batas dataran
banjirnya.
c. Kanal-kanal dibuat untuk menghubungkan sungai-sungai untuk mentransfer air
maupun navigasi
![Page 20: BUKU HIDROLOGI DWIdosen.univpancasila.ac.id/dosenfile/... · 2018. 3. 30. · 6,./86 +,'52/2*, +rz wr +\gurorjlfdo &\foh lq 7kh (duwk +lgurorjl dgdodk lopx whqwdqj dlu \dqj dgd gl](https://reader033.fdocuments.mx/reader033/viewer/2022053113/6089ca67410dd4227c4d1cb1/html5/thumbnails/20.jpg)
15
d. Badan sungai dapat dimodifikasi untuk meningkatkan navigasi atau diluruskan
untuk meningkatkan rerata aliran.
Gambar 4.3. Profil Distribusi Air
4.7 Pengukuran Debit Secara Langsung
Debit sungai adalah volume air yang mengalir melalui suatu penampang
lintang pada suatu titik tertentu per satuan waktu, pada umumnya dinyatakan
m3/detik. Debit sungai diperoleh setelah mengukur kecepatan air dengan alat
pengukur atau pelampung untuk mengetahui data kecepatan aliran sungai dan
kemudian mengalirkannya dengan luas melintang (luas potongan lintang sungai)
pada lokasi pengukuran kecepatan tersebut (Sosrodarsono dan Tominaga, 1984)
Menurut Asdak (1995), debit adalah laju aliran air (dalam bentuk volume air)
yang melewati suatu penampang melintang sungai per satuan waktu. Rumus
umum yang biasa digunakan adalah:
Q = v x A …………………….(5.2)
Keterangan:
Q = Debit aliran sungai (m3/detik)
A = Luas bagian penampang basah (m2)
v = Kecepatan aliran (m/detik)
Menurut Soewarno (1991), pengukuran debit dapat dilakukan secara langsung
(direct) atau tidak langsung (indirect). Pengukuran debit dikatakan langsung
0,2 d
0,6 d
0,8 d
![Page 21: BUKU HIDROLOGI DWIdosen.univpancasila.ac.id/dosenfile/... · 2018. 3. 30. · 6,./86 +,'52/2*, +rz wr +\gurorjlfdo &\foh lq 7kh (duwk +lgurorjl dgdodk lopx whqwdqj dlu \dqj dgd gl](https://reader033.fdocuments.mx/reader033/viewer/2022053113/6089ca67410dd4227c4d1cb1/html5/thumbnails/21.jpg)
16
apabila kecepatan alirannya diukur secara langsung dengan alat ukur kecepatan
aliran.
Berbagai alat ukur kecepatan aliran adalah sebagai berikut:
1. Pengukuran kecepatan aliran dengan pelampung (floating method);
Menurut Sosrodarsono dan Tekeda (1993), dari cara-cara pengukuran debit di atas
cara menghitung debit dengan pengukuran kecepatan dan luas penampang
melintang yang paling sering digunakan adalah metode pelampung. Cara tersebut
dapat dengan mudah digunakan meskipun aliran permukaan tinggi. Cara ini sering
digunakan karena tidak dipengaruhi oleh kotoran atau kayu-kayuan yang hanyut
dan mudah dilaksanakan..
Kecepatan rerata vertikal perlu dikalikan dengan faktor K:
K = 0,85
K = 0,60 untuk kedalaman kurang dari 0,5 m
K = 0,90 – 0,95 untuk kedalaman lebih dari 4 m
2. Pengukuran menggunakan alat ukur arus (current meter);
V merupakan kecepatan aliran air sungai
Dengan menggunakan alat current meter digital maka didapatkan
angka kecepatan aliran air sungai dengan satuan km/detik, yang
kemudian dikonversikan ke m2/detik untuk mendapatkan debit aliran air
sungai.
Pengukuran vertikal pada dua titik 0,2H dan 0,8H (H=kedalaman);
V = (V0,2 +V0,8)/2…………………………………...................(5)
Pengukuran vertikal pada tiga titik:
V = ½ (V0,6 + (V0,2 +V0,8)/3)…………………………………..(6)
Pengukuran vertikal pada empat dan lima titik:
dengan:
V 0,2 = Vpada kedalaman 0,2 dari permukaan air (m/det)
V 0,6 = V pada kedalaman 0,6 dari permukaan air (m/det)
V 0,8 = V pada kedalaman 0,8 dari permukaan air (m/det)
V p = V pada permukaan air (m/det)
![Page 22: BUKU HIDROLOGI DWIdosen.univpancasila.ac.id/dosenfile/... · 2018. 3. 30. · 6,./86 +,'52/2*, +rz wr +\gurorjlfdo &\foh lq 7kh (duwk +lgurorjl dgdodk lopx whqwdqj dlu \dqj dgd gl](https://reader033.fdocuments.mx/reader033/viewer/2022053113/6089ca67410dd4227c4d1cb1/html5/thumbnails/22.jpg)
17
V d = V pada dasar sungai (m/det)
Cara Menghitung debit aliran suatu penampang:
a. Mean Area Method
b. Mid Area Method
dengan:
B = lebar penampang basah pada pias
Vn = kecepatan rata-rata aliran pada penampang pias
Hn = tinggi penampang basah pada pias
Bilangan Froude :
Fr = √
(Pengaruh gravitasi lebih berperan)
Pengukuran debit dikatakan secara tidak langsung apabila kecepatan alirannya
tidak diukur langsung, akan tetapi dihitung berdasarkan rumus hidraulis debit
dengan rumus Manning, Chezy, serta Darcy Weisbach. Salah satu rumusnya yaitu
rumus Manning dinyatakan dalam bentuk persamaan sebagai berikut:
v = 1/n. R2/3.S1/2
Q = A.v
Keterangan:
Q : debit air (m3/detik)
A : luas penampang (m2)
v : kecepatan aliran (m/s)
R : jari-jari hidrolik (m)
BHHVV
Q nnnn
2211
BVHQ nn ..
![Page 23: BUKU HIDROLOGI DWIdosen.univpancasila.ac.id/dosenfile/... · 2018. 3. 30. · 6,./86 +,'52/2*, +rz wr +\gurorjlfdo &\foh lq 7kh (duwk +lgurorjl dgdodk lopx whqwdqj dlu \dqj dgd gl](https://reader033.fdocuments.mx/reader033/viewer/2022053113/6089ca67410dd4227c4d1cb1/html5/thumbnails/23.jpg)
18
S : Slope/kemiringan (m/m)
n : koefisien dasar saluran (0,01)
4.8 Rumus Geometri
4.9 Latihan
1. Bagaimana ciri aliran air sungai di hulu, tengah dan hilir?
2. Jelaskan bagaimana pengukuran debit aliran sungai dengan pelampung?
3. Jelaskan bagaimana pengukuran debit aliran sungai dengan current meter?
4. Jika diketahui saluran segiempat, dengan debit sebesar 0,4 m2/s, kemiringan
saluran 0,0005m, dan lebar saluran 5 m, berapa tinggi saluran tersebut ?
5. suatu saluran segiempat dengan lebar 5 m , dan diukur kecepatan aliran nya
dengan alat current meter, sehingga didapatkan nilai v 0,2 = 1,2 m2/s, v 0,6 =
0,8 m2/s, v 0,8 = 0,65 m2/s, maka berapa debit aliran sungai tersebut?
Bagaimana jenis alirannya?
6. suatu saluran trapesium dengan tinggi air 4 m , dan diukur kecepatan aliran
nya dengan pelampung, pada tiga titik :
titik 1. L = 500 cm, t = 20 detik,
![Page 24: BUKU HIDROLOGI DWIdosen.univpancasila.ac.id/dosenfile/... · 2018. 3. 30. · 6,./86 +,'52/2*, +rz wr +\gurorjlfdo &\foh lq 7kh (duwk +lgurorjl dgdodk lopx whqwdqj dlu \dqj dgd gl](https://reader033.fdocuments.mx/reader033/viewer/2022053113/6089ca67410dd4227c4d1cb1/html5/thumbnails/24.jpg)
19
titik 2. L = 500 cm, t = 30 detik,
titik 3. L = 500 m, t = 30 detik,
maka berapa debit aliran sungai tersebut?bagaimana jenis alirannya?
![Page 25: BUKU HIDROLOGI DWIdosen.univpancasila.ac.id/dosenfile/... · 2018. 3. 30. · 6,./86 +,'52/2*, +rz wr +\gurorjlfdo &\foh lq 7kh (duwk +lgurorjl dgdodk lopx whqwdqj dlu \dqj dgd gl](https://reader033.fdocuments.mx/reader033/viewer/2022053113/6089ca67410dd4227c4d1cb1/html5/thumbnails/25.jpg)
20
BAB 5
CATCHMENT AREA
5.1. Definisi
Catchment (juga disebut drainage basin, river basin, watershed), merupakan
daratan dimana air yang berasal dari hujan atau salju yang mencair mengalir
ke permukaan yang lebih rendah ke badan air seperti sungai, danau, waduk,
muara, rawa, dan laut.
Gambar 5.1. Catchment Water Balance
Catchment area (daerah tangkapan air) merupakan suatu wilayah daratan
yang merupakan satu kesatuan dengan sungai dan anak-anak sungainya, yang
berfungsi menampung, menyimpan, dan mengalirkan air yang berasal dari curah
hujan ke danau atau ke laut secara alami, yang batas di darat merupakan pemisah
topografis yang dapat berupa punggung-punggung bukit atau gunung dan batas di
laut sampai dengan daerah perairan yang masih terpengaruh aktivitas daratan.
Catchment area dapat dikatakan menjadi suatu ekosistem dimana terdapat banyak
aliran sungai, daerah hutan dan komponen penyusun ekosistem lainnya termasuk
sumber daya alam. Namun,komponen yang terpenting adalah air, yang merupakan
![Page 26: BUKU HIDROLOGI DWIdosen.univpancasila.ac.id/dosenfile/... · 2018. 3. 30. · 6,./86 +,'52/2*, +rz wr +\gurorjlfdo &\foh lq 7kh (duwk +lgurorjl dgdodk lopx whqwdqj dlu \dqj dgd gl](https://reader033.fdocuments.mx/reader033/viewer/2022053113/6089ca67410dd4227c4d1cb1/html5/thumbnails/26.jpg)
21
zat cair yang terdapat di atas, ataupun di bawah permukaan tanah, termasuk
dalam pengertian ini air permukaan, air tanah, air hujan, dan air laut yang berada
di darat. Catchment area erat kaitannya dengan Daerah Aliran Sungai (DAS).
Catchment area merupakan suatu informasi yang sangat penting dalam
analisa hidrologi, untuk menentukan, stasiun hujan mana yang berpengaruh untuk
mendapatkan curah hujan rata-rata/wilayah di suatu daerah. Untuk mennetuka
catchment area dapat dilihat dari kontur daerah pengaliran tersebut.
![Page 27: BUKU HIDROLOGI DWIdosen.univpancasila.ac.id/dosenfile/... · 2018. 3. 30. · 6,./86 +,'52/2*, +rz wr +\gurorjlfdo &\foh lq 7kh (duwk +lgurorjl dgdodk lopx whqwdqj dlu \dqj dgd gl](https://reader033.fdocuments.mx/reader033/viewer/2022053113/6089ca67410dd4227c4d1cb1/html5/thumbnails/27.jpg)
22
BAB 6
PRECIPITATION
6.1. Definisi
Presipitasi adalah istilah umum dari semua bentuk air yang jatuh ke
permukaan, bentuk ini bisa berupa butiran-butiran es, salju dan cairan air.
Untuk daerah tropik seperti Indonesia, bentuk presipitasi adalah pada
umumnya berbentuk cairan dan biasa disebut hujan. Hujan berasal dari
perpadatan dan kondensasi uap, yang selalu ada dalam atmosfir. Gerakan
udara atau angin mempunyai saham besar dalam pembentukan hujan,
berdasarkan atas gerakan udara ini hujan dapat dibagi dalam :
1) Hujan (presipitasi) convective ialah presipitation yang disebabkan oleh
naiknya udara panas, lapisan udara naik ini kemudian bergerak ke daerah
yang lebih dingin (terjadi perpadatan dan kondensasi) dan terjadi hujan.
2) Hujan (presipitasi) cyclonic, berasal dari naiknya udara terpusatkan dalam
daerah dengan tekanan rendah.
3) Hujan (presipitasi) orografic, ini disebabkan oleh udara naik terkena
rintangan - rintangan antara lain gunung-gunung.
Presipitasi termasuk faktor pengontrol yang mudah diamati dalam
sirkulasi hidrologi pada suatu DAS (Daerah Pengaliran Sungai = Catchment
Area).
Seorang perencana/hidrologist harus dapat menentukan variasi
karakteristik hujan di suatu DAS, dari hasil pengumpulan, perhitungan /
analisa data, serta dapat menentukan bagaimana pengukurannya maupun car
a menganalisa data hasil pengukuran. Karena selain tergantung pada
data yang tersedia, maka kebutuhan akan data hujan tergantung pula pada
kebutuhan lebih lanjut, apakah akan seteliti data harian, bulanan atau harus
data tahunan.
Jenis-jenis hujan berdasarkan besarnya curah hujan (definisi BMKG):
- hujan sedang, 20 – 50 mm per hari
![Page 28: BUKU HIDROLOGI DWIdosen.univpancasila.ac.id/dosenfile/... · 2018. 3. 30. · 6,./86 +,'52/2*, +rz wr +\gurorjlfdo &\foh lq 7kh (duwk +lgurorjl dgdodk lopx whqwdqj dlu \dqj dgd gl](https://reader033.fdocuments.mx/reader033/viewer/2022053113/6089ca67410dd4227c4d1cb1/html5/thumbnails/28.jpg)
23
- hujan lebat, 50-100 mm per hari
- hujan sangat lebat, di atas 100 mm per hari
6.2. Alat Penakar Hujan
Data-data tinggi hujan atau besarnya hujan hanya bisa ditentukan dengan
pengukuran langsung dengan alat pengukur hujan atau juga disebut takaran hujan
rain gauge, ada dua jenis alat pengukur curah hujan :
a. Alat pengukur/penakar hujan biasa
b. Alat pengukur/penakar hujan automatis (automatic rain gauge/recorder)
Istilah presipitasi selanjutnya, hanya diartikan sebagai jumlah air hujan yang
terukur/ tertampung dalam alat pencatat hujan. Satuan hujan dalam : mm atau
inch. Tujuan pengukuran : mengukur banyaknya dan intensitas hujan yang turun
pada permukaan datar tanpa memperhatikan adanya infiltrasi, pengaliran atau
penguapan.
1) Alat penakar hujan biasa
Pada dasarnya alat ini terdiri dari : corong dengan diameter tertentu
(umumnya 8") diperlengkapi dengan cincin bibir tajam agar ada batas yang tajam
antara air yang masuk dalam corong dan yang tidak diukur, cincin bibir terbuat
dari lembaga atau kuningan agar tidak mudah berkarat, dengan adanya pipa pada
corong, diharapkan kemungkinan penguapan dapat di perkecil dan dapat
diabaikan dalam menentukan
tinggi hujan. Botol penampung air hujan, penopang corong dan sebuah
gelas ukur. Tiap hari / pagi hari, corong penangkap hujan diangkat, botol diambill
dan diganti yang kosong. Air di dalam botol penampung diukur dengan memakai
gelas ukur, untuk mengukur jumlah hujan yang dinyatakan dalam mm atau (inch)
tiap 1 hari atau 24 jam,misalnya h = 15 mm/24 jam. Sebelum pengukuran
dilakukan harus sudah mempunyai data komulatif sebelumnya (hujan kumulatif
untuk periode 24 jam). Sedangkan untuk berbagai keperluan dan analisa
dibutuhkan intensitas hujan yang terjadi dalam satuan waktu tertentu (mm/jam).
Kerugian alat pengukur hujan biasa
• Pada hujan lebat, kemungkinan air berada pada tabung luber, sehingga hasil
pengukuran tidak memperlihatkan keadaan sebenarnya.
![Page 29: BUKU HIDROLOGI DWIdosen.univpancasila.ac.id/dosenfile/... · 2018. 3. 30. · 6,./86 +,'52/2*, +rz wr +\gurorjlfdo &\foh lq 7kh (duwk +lgurorjl dgdodk lopx whqwdqj dlu \dqj dgd gl](https://reader033.fdocuments.mx/reader033/viewer/2022053113/6089ca67410dd4227c4d1cb1/html5/thumbnails/29.jpg)
24
• Sejumlah air(± 1%) tidak merupakan pengaruh hujan, misal proses kohesi.
• Intensitas (jumlah hujan/satuan waktu) tidak bisa didapat dengan merata-
ratakan jumlah hujan dalam 1 hari/24 jam, karena pada umumnya hujan tidak
turun terus- menerus selama 24 jam dan nilai kederasan serta intensitas
penuangan air yang berbeda memberi pengaruh yang berbeda. Syarat-syarat
penempatan alat pengukur hujan biasa (operational hydrologis).
• Harus diletakan di tempat yang bebas halangan, supaya tidak ada pengaruh
hujan tidak langsung misalnya : pengaruh air tumbuh-tumbuhan yang terbawa
angin. Umumnya 45% terhadap horizontal tidak ada halangan,atau alat
tersebut di tempatkan pada jarak antara 2 sampai 4 x tinggi objek terdekat.
Mulut penakar diletakkan + 120 cm dari permukaan tanah, untuk mencegah
adanya air hujan yang terpantul dan tidak boleh miring, sebab dengan
miringnya mulut penakar berarti lebih sedikit air yang tertampung dan makin
tinggi mulut penakar makin banyak koreksi yang harus dilakukan terhadap
hasil pengukuran.
Alat pengukur hujan tidak pernah di etakkan pada tepi atau di atas bukit,
apabila masih bisa memilih lokasi yang datar, pilihan lokasi pada tepi/di atas
bukit dapat dilakukan asal di tempat terlindung dari angin kencang/puyuh.
Harus dipagari, supaya tidak terganggu oleh binatang/manusia. Jarak alat
terhadap pagar lebih kurang 2 sampai 4 kali tinggi pagar.
Diusahakan dekat dengan tenaga pengamat.
Syarat-syarat teknis alat harus dipenuhi (harus standard).
![Page 30: BUKU HIDROLOGI DWIdosen.univpancasila.ac.id/dosenfile/... · 2018. 3. 30. · 6,./86 +,'52/2*, +rz wr +\gurorjlfdo &\foh lq 7kh (duwk +lgurorjl dgdodk lopx whqwdqj dlu \dqj dgd gl](https://reader033.fdocuments.mx/reader033/viewer/2022053113/6089ca67410dd4227c4d1cb1/html5/thumbnails/30.jpg)
25
Gambar 6.1. Penakar Hujan Manual
2) Alat Penakar Hujan Automatik
Alat perekam hujan ini , d apat dipakai juga untuk menentukan kecepatan
atau kederasan hujan untuk suatu jangka waktu pendek. Prinsip kerja :
1. Bucket atau cawan atau tempat penampungan air diletakkan di atas pegas yang
dapat bergerak turun apabila dibebani (air hujan).
2. Pinsil atau alat tulis dikaitkan pada bucket dandihubungkan dengan gulungan
kertas grafik.
3. Gulungan kertas grafis dapat selalu berputar dari tenaga baterai/accu.
4. Bila terjadi hujan, bucket akan bergerak turun karena beban air dan pinsil akan
menggores kertas grafis sehingga membentuk garis gratis turun sesuai dengan
tingkat kederasan hujan.
5. Intensitas hujan adalah perbandingan antara tinggi hujan dengan waktu hujan
Intensitas hujan a = A h / A t ( mm/jam )
Sebab- sebab Kesalahan dalam merekam pengukuran (alat penakar hujan
automatic)
1. Kesalahan dalam membaca skala.
2. Kehilangan air hujan yang tidak terukur akibat percikan air dan akibat angin.
![Page 31: BUKU HIDROLOGI DWIdosen.univpancasila.ac.id/dosenfile/... · 2018. 3. 30. · 6,./86 +,'52/2*, +rz wr +\gurorjlfdo &\foh lq 7kh (duwk +lgurorjl dgdodk lopx whqwdqj dlu \dqj dgd gl](https://reader033.fdocuments.mx/reader033/viewer/2022053113/6089ca67410dd4227c4d1cb1/html5/thumbnails/31.jpg)
26
3. Kemiringan mulut penakar/collector mempengaruhi jumlah air yang
tertangkap beda 10% kemiringan menyebabkan 1,5 % pengurangan air hujan.
Keuntungan alat Ukur hujan automatic
1. Hujan direkam secara otomatis, sehingga tidak perlu ditunggui terus menerus
dan dapat di letakkan pada lokasi yang jauh dari pengamat.
2. Hasil rekaman memberikan gambaran terhadap nilai itensitas setiap saat.
3. 3.Dapat memperkecil kesalahan pembacaan.
Gambar 6.2. Alat Penakar Hujan Otomatis
6.3. Latihan
1. Jelaskan pengertian pertisipasi dan berikan contohnya yang terjadi dibumi!
2. Bagaimana cara menentukan catchment area?
3. Sebutkan alat penakar hujan Automatik yang saudara ketahui dan jelaskan
prinsip cara bekerjanya.
4. Jelaskan cara-cara penempatan Pos Meteorologi dan alat penakar hujan
dilapangan dan berikan sketsanya.
5. Jelaskan keuntungan dan kerugian masing-masing dari pemakaian alat
penakar
6. hujan biasa dan alat penakar hujan automatik.
7. Jelaskan kriteria pemilihan pemakaian alat penakar hujan yang saudara
rencanakan dan berikan pertimbangannya
![Page 32: BUKU HIDROLOGI DWIdosen.univpancasila.ac.id/dosenfile/... · 2018. 3. 30. · 6,./86 +,'52/2*, +rz wr +\gurorjlfdo &\foh lq 7kh (duwk +lgurorjl dgdodk lopx whqwdqj dlu \dqj dgd gl](https://reader033.fdocuments.mx/reader033/viewer/2022053113/6089ca67410dd4227c4d1cb1/html5/thumbnails/32.jpg)
27
6.4. Pengelolahan Data Hujan
Pengelolahan data hujan bertujuan sebagai analisa pendahuluan dalam analisa
hidrologi, untuk mengetahui hujan maksimum, rata-rata hujan harian, bulanan dan
tahunan, hujan rencana dan mengetahui probabilitas hujan.
6.4.1. Data Hujan yang Hilang
Dalam suatu analisa hidrologi, data merupakan hal yang paling penting,
untuk mendapatkan hasil yang maksimal dan rasional. Untuk melengkapi data
curah hujan yang tidak tersedia karena faktor kesalahan pengukuran, atau human
eror, maka data yang hilang tersebut dapat dilengkapi dengan beberapa metode
diantaranya :
1. Metode rata-rata aritmatik
Bila semua pos hujan mempunyai karakteristik sama dan curah hujan normal,
tahunanndari pos A, B, C lebih kecil dari 10% berbeda dengan pos hujan X,
maka data hujan dari pos X pada periode kosong dapat dihitung dengan
rumus:
CHx = 1/n (Cha + CHb + CHc
CHx, Cha, CHb, dan CHc adalah curah hujan di pos X, A, B dan C
n adalah jumlah stasiun hujan
2. Normal Ratio Method. Metode ini digunakan jika besar perbedaan antara
curah hujan rata-rata tahunan dari stasiun pengamatan dengan curah hujan
rata-rata dari alat yang akan diperkirakan lebih dari 10 %. Metode perkiraan
adalah sebagai berikut :
Dengan rumus :
=
+
+ ⋯ +
………………………(4.1)
Dimana :
• Px : data hujan yang hilang (mm)
• Nx : hujan tahunan normal pada stasiun X (pada stasiun yang dicari)
• PA, PB, dan Pn : data hujan yang diketahui pada stasiun A, B, sampai N
• NA, NB, dan Nn : hujan tahunan normal pada stasiun A, B, sampai N
• N : jumlah stasiun hujan yang data hujannya tersedia
![Page 33: BUKU HIDROLOGI DWIdosen.univpancasila.ac.id/dosenfile/... · 2018. 3. 30. · 6,./86 +,'52/2*, +rz wr +\gurorjlfdo &\foh lq 7kh (duwk +lgurorjl dgdodk lopx whqwdqj dlu \dqj dgd gl](https://reader033.fdocuments.mx/reader033/viewer/2022053113/6089ca67410dd4227c4d1cb1/html5/thumbnails/33.jpg)
28
6.4.2. Latihan
1. Hitunglah data curah hujan bulanan yang hilang dari stasiun hujan berikut ini!!! (satuan dalam mm/bulan)
Stasiun Sungai Penuh Year Jan Feb March Apr Mei Jun Jul Aug Sept Okt Nov Dec 1965 495 458 202 251 234 103 119 107 157 160 402 1966 580 207 271 231 248 105 134 250 371 179 55 1967 34 60 117 228 126 140 126 186 1968 457 224 442 440 77 44 149 82 157 170 503 559 1969 734 519 529 391 199 112 173 146 83 208 173 1970 245 374 278 309 235 201 422 511 287 1971 90 342 74 216 190 110 228 258 445 585 614 115 1972 257 155 148 387 205 79 13 26 34 20 55 195 1973 247 170 353 358 274 228 222 271 237 497 170 273 1974 61 134 97 191 185 47 94 105 371 118 143 72 1975 95 140 176 183 108 136 97 105 159 83 167 66 1976 207 204 387 31 100 73 111 125 200 149 303 1977 230 344 312 379 293 117 74 80 24 54 269 393 1978 77 114 460 88 91 23 27 50 99 250 199 161 1979 318 204 104 232 59 229 217 140 97 250 199 161 1980 272 182 236 224 91 195 146 137 312 392 141
Stasiun Menggala Year Jan Feb March Apr Mei Jun Jul Aug Sept Okt Nov Dec 1965 166 262 214 141 129 54 57 30 83 206 288 1966 544 202 295 406 73 55 57 44 190 500 256 343 1967 307 187 400 298 136 32 80 10 1 200 278 452 1968 197 242 310 362 211 102 194 207 83 94 499 397 1969 282 163 284 98 61 248 62 320 192 1970 268 181 456 362 111 111 274 49 248 207 368 1971 449 175 241 311 98 90 74 51 7 121 230 358 1972 320 432 545 121 188 6 21 41 5 2 141 243 1973 164 316 362 145 431 199 26 189 285 105 213 336 1974 168 285 426 236 17 88 163 114 219 158 305 387 1975 444 284 216 270 171 46 148 146 185 288 217 308 1976 277 264 344 162 174 11 111 258 12 381 354 358 1977 306 338 295 354 147 228 43 20 178 80 531 1978 410 475 553 182 111 157 208 198 175 283 337 359 1979 301 268 332 272 162 44 116 101 222 113 156 527 1980 126 423 181 156 132 205 109 192 415 385
![Page 34: BUKU HIDROLOGI DWIdosen.univpancasila.ac.id/dosenfile/... · 2018. 3. 30. · 6,./86 +,'52/2*, +rz wr +\gurorjlfdo &\foh lq 7kh (duwk +lgurorjl dgdodk lopx whqwdqj dlu \dqj dgd gl](https://reader033.fdocuments.mx/reader033/viewer/2022053113/6089ca67410dd4227c4d1cb1/html5/thumbnails/34.jpg)
29
Stasiun Muaro Bungo Year Jan Feb March Apr Mei Jun Jul Aug Sept Okt Nov Dec 1965 95 300 192 195 140 165 190 270 75 150 305 275 1966 550 300 390 621 234 140 190 270 460 1967 103 192 441 154 18 150 100 45 265 490 215 1968 400 766 453 367 57 270 100 270 100 220 150 295 1969 300 520 420 300 30 150 40 35 280 55 525 220 1970 626 421 463 326 324 391 31 87 600 314 196 156 1971 500 208 340 355 51 178 203 181 260 165 1972 247 90 284 450 300 50 10 72 140 80 210 270 1973 156 187 422 517 230 101 97 160 240 205 240 336 1974 203 219 298 107 175 270 252 275 365 1975 272 350 290 240 210 100 135 305 150 290 325 195 1976 117 222 183 311 64 187 145 90 88 521 347 208 1977 481 87 131 84 167 127 238 99 1978 195 447 338 239 170 72 220 323 210 341 1979 292 125 168 232 183 112 89 126 303 263 254 1980 129 185 264 452 216 228 174 149 393 474 240
6.4.3. Uji Konsisitensi Data
Uji konsistensi data adalah untuk menguji kebenaran dari data yang kita miliki,
data hujan disebut konsisten apabila data yang terukur dan dihitung adalah teliti
dan benar serta sesuai dengan fenomena saat hujan terjadi.
Data yang tidak konsisten disebabkan karena :
a. Penggantian jenis dan spesifikasi alat
b. Perkembangan lingkungan sekitar pos hujan
c. Pemindahan lokasi hujan
Metode yang digunakan :
a. Observasi lapangan
b. Observasi ke kantor pengolahan data
c. Membandingkan data hujan dengan data untuk iklim yang sama
d. Analisa kurva massa ganda
e. Analisa statistik
Analisa statistik merupakan analisa yang paling sering digunakan dalam analisa
uji konsistensi data, salah satu metodenya adalah metode RAPS
![Page 35: BUKU HIDROLOGI DWIdosen.univpancasila.ac.id/dosenfile/... · 2018. 3. 30. · 6,./86 +,'52/2*, +rz wr +\gurorjlfdo &\foh lq 7kh (duwk +lgurorjl dgdodk lopx whqwdqj dlu \dqj dgd gl](https://reader033.fdocuments.mx/reader033/viewer/2022053113/6089ca67410dd4227c4d1cb1/html5/thumbnails/35.jpg)
30
Metode RAPS (Rescaled Adjusted Partial Sums), merupakan pengujian
konsistensi data dengan menggunakan data dari stasiun itu sendiri, yaitu pengujian
dengan kumulatif penyimpangan terhadap nilai rata-rata dibagi dengan akar
kumulatif rerata penyimpangan kuadrat terhadap nilai reratanya (Buishand, 1982
dalam Harto, 1993: 59).
Adapun rumus yang digunakan (Harto, 1993: 59) :
Sk* : ∑ ( − )
dengan :
k : 1,2,3,…….,n
Sk** = ∗
Dy2 = ∑ ( )
Nilai statistik Q dan R hitung,
Q : maks | ∗∗| untuk 0 ≤ ≤
R : maks Sk** – min Sk**
Dimana :
Sk* : simpangan mutlak
Sk** : nilai konsistensi data
n : jumlah data
Dy : simpangan rata-rata
Q : nilai statistik Q untuk 0 ≤ ≤
R : nilai statistik (range)
Bila nilai Q/n0,5 dan R/n0,5 hitung lebih kecil dari tabel 4.4., maka data dinyatakan
konsisten (bisa diterima).
Tabel 6.1. Nilai Q/n0,5 dan R/n0,5
n Q/n0.5 R/n0.5 90% 95% 99% 90% 95% 99%
10 1.05 1.14 1.29 1.21 1.28 1.38 20 1.1 1.22 1.42 1.34 1.43 1.6 30 1.12 1.24 1.48 1.4 1.5 1.7 40 1.14 1.27 1.52 1.44 1.55 1.78 100 1.17 1.29 1.55 1.5 1.62 1.85 1.22 1.36 1.63 1.62 1.75 2
Sumber : Harto, 1993
![Page 36: BUKU HIDROLOGI DWIdosen.univpancasila.ac.id/dosenfile/... · 2018. 3. 30. · 6,./86 +,'52/2*, +rz wr +\gurorjlfdo &\foh lq 7kh (duwk +lgurorjl dgdodk lopx whqwdqj dlu \dqj dgd gl](https://reader033.fdocuments.mx/reader033/viewer/2022053113/6089ca67410dd4227c4d1cb1/html5/thumbnails/36.jpg)
31
6.4.4. Latihan
1. Dari data hujan yang sudah dilengkapi di stasiun Sungai Penuh, Menggala dan Muara bungo, tentukan apakah data yang ada konsisten atau tidak!!!
2. Berikan Penjelasan dan kesimpulan dari hasil point 1 !
6.4.5. Curah Hujan Wilayah
Karakteristik hujan yang perlu ditinjau dalam analisis dan perencanaan hidrologi
antara lain :
1. Tinggi hujan (d) = jumlah atau kedalaman hujan yang terjadi selama durasi
hujan dan dinyatakan dalam ketebalan air di atas permukaan datar (mm).
2. Lama waktu / durasi (t) = adalah lama waktu hujan turun dalam satuan waktu
(menit/jam).
3. Intensitas hujan (I) = laju hujan atau tinggi air per satuan waktu (mm/menit,
mm/jam).
4. Frekuensi = jumlah kejadian hujan yang terjadi dan biasanya dinyatakan
dengan kala ulang (return period), misalnya sekali dalam 2, 5, 10, 20, 50, 100
tahun
5. Luas (A), adalah luas geografis daerah sebaran hujan.
polygon thiessen isohayet Rerata aljabar
![Page 37: BUKU HIDROLOGI DWIdosen.univpancasila.ac.id/dosenfile/... · 2018. 3. 30. · 6,./86 +,'52/2*, +rz wr +\gurorjlfdo &\foh lq 7kh (duwk +lgurorjl dgdodk lopx whqwdqj dlu \dqj dgd gl](https://reader033.fdocuments.mx/reader033/viewer/2022053113/6089ca67410dd4227c4d1cb1/html5/thumbnails/37.jpg)
32
Untuk keperluan analisis hujan rancangan, diperlukan data hujan daerah aliran
sungai atau hujan kawasan harian maksimum tahunan. Hujan kawasan dapat
ditentukan berdasarkan hujan titik dengan berbagai cara yang ada, yakni Rerata
Aljabar, Poligon Thiessen, atau Isohiet. Dari 3 cara yang disebutkan, cara Isohiet
menghasilkan ketelitian paling tinggi, tetapi kurang didukung dengan ketersediaan
data. Cara Poligon Thiessen lebih umum digunakan dalam beragam analisis.
Persamaan tiap cara untuk mendapatkan hujan wilayah adalah sebagai berikut:
ada 3 metode dalam menghitung curh hujan wilayh, di suatu DAS atau WS, yaitu:
1. Aritmatika/ rata-rata Aljabar
Cara ini berdasarkan asumsi bahwa semua alat penakar curah hujan memiliki
pengaruh yang setara, sehingga cocok untuk kawasan dengan topografi datar
dengan sebaran alat penakar curah hujan yang merata dan harga individual
curah hujannya tidak terlalu jauh dari harga rata–ratanya.
= ∑
Dimana :
P = hujan wilayah
∑ P = jumlah curah hujan pada n stasiun
=jumlah stasiun pencatat hujan
Contoh Perhitungan !
Untuk mengukur rata-rata curah hujan yang mewakili suatu daerah X
diperlukan 4 (empat buah) penakar hujan yaitu pada stasiun A, B, C dan D.
Tercatat selama waktu tertentu di stasiun A sebesar 10 cm, di B (25 cm), di C
(15 cm) dan di D (17 cm).
Maka : Rata-rata CH = (10+25+15+17)/4 =…….. cm
2. Poligon Thiessen
Cara ini dikenal juga sebagai cara rata–rata timbang (weighted mean). Cara ini
memberikan proporsi luasan daerah pengaruh pos penakar hujan untuk
mengakomodasi ketidakseragaman jarak. Daerah pengaruh dibentuk dengan
menggambarkan garis–garis sumbu tegak lurus terhadap garis yang
![Page 38: BUKU HIDROLOGI DWIdosen.univpancasila.ac.id/dosenfile/... · 2018. 3. 30. · 6,./86 +,'52/2*, +rz wr +\gurorjlfdo &\foh lq 7kh (duwk +lgurorjl dgdodk lopx whqwdqj dlu \dqj dgd gl](https://reader033.fdocuments.mx/reader033/viewer/2022053113/6089ca67410dd4227c4d1cb1/html5/thumbnails/38.jpg)
33
menghubungkan dua pos penakar terdekat. Diasumsikan bahwa variasi hujan
antara pos yang satu dengan lainnya adalah linier dan sembarang pos dianggap
dapat mewakili kawasan terdekat.
=1
.
Dimana : A = Luas wilayah AN = Luas masing-masing polygon
Contoh Perhitungan !
Gambar 6.3. Daerah Poligon (a 1, a2, a3, a4) yang dibatasi garis putus-putus pada
wilayah A
Daerah Luas Daerah (ha)
Rasio Luas % Luas
a1 1500 0.143 14.286 a2 2500 0.238 23.810 a3 1500 0.143 14.286 a4 5000 0.476 47.619 Jumlah 10500 1 100
Stasiun Curah Hujan koefisien Curah Hujan
Hujan (cm) Thiessen di Daerah A a1 10 0.143 1.429 a2 25 0.238 5.952 a3 15 0.143 2.143 a4 17 0.476 8.095 Curah Hujan Rata-rata di Wilayah A 17.619 cm
3. Isohyet
Isohet adalah garis pada peta yang menunjukkan tempat -tempat dengan curah
hujan yang sama
![Page 39: BUKU HIDROLOGI DWIdosen.univpancasila.ac.id/dosenfile/... · 2018. 3. 30. · 6,./86 +,'52/2*, +rz wr +\gurorjlfdo &\foh lq 7kh (duwk +lgurorjl dgdodk lopx whqwdqj dlu \dqj dgd gl](https://reader033.fdocuments.mx/reader033/viewer/2022053113/6089ca67410dd4227c4d1cb1/html5/thumbnails/39.jpg)
34
=1
.
Dimana :
Ai = luas antara dua garis isohyet
Dalam metode Isohyet, wilayah dibagi dalam daerah-daerah yang masing-
masing dibatasi oleh dua garis Isohyet yang berdekatan, misalnya isohyets 1
dan 2 atau (I1 – I2). Jadi curah hujan rata-rata untuk daerah I1 – I2 adalah (7 cm
+ 6 cm)/2 = 6,75 cm
Daerah Antara Luas Daerah
% Luas antara CH Rata-rata Curah
Hujan dua Isohyet
antara dua isohyet (ha)
dua Isohyet
antara dua isohyet (cm)
di daerah A
I1 - I2 2500 34.247 6.75 2.312 I2 - I3 2300 31.507 6 1.890 I3 - I4 1500 20.548 5 1.027 I4 - I5 1000 13.699 4.25 0.582 Jumlah 7300 100.000 5.812
Jadi dengan cara isohyets didapati curah hujan rata-rata di wilayah A sebesar
5,81 cm
![Page 40: BUKU HIDROLOGI DWIdosen.univpancasila.ac.id/dosenfile/... · 2018. 3. 30. · 6,./86 +,'52/2*, +rz wr +\gurorjlfdo &\foh lq 7kh (duwk +lgurorjl dgdodk lopx whqwdqj dlu \dqj dgd gl](https://reader033.fdocuments.mx/reader033/viewer/2022053113/6089ca67410dd4227c4d1cb1/html5/thumbnails/40.jpg)
35
6.4.6. Latihan
1. Berikut tabel stasiun hujan dan luas wilayah masing-masing stasiun
STASIUN LUAS (km2)
STA sungai Penuh 44.770 STA Menggala 106.138 STA Muaro Bungo 26.419
JUMLAH 217.601 Data curah hujan bulanan tersedia di masing-masing stasiun, selama 16 tahun, dari
tahun 1965 s/d 1980
Hitung curah hujan wilayah metode polygon thiessen dan rata-rata aljabar !
Home Work !!!
1. Cari peta Daerah aliran sungai, dengan masing-masing stasiun hujan yang ada
pada Daerah aliran sungai tersebut, minimal 3 stasiun hujan!
2. Cari data hujan harian dari stasiun hujan (point 1) selama 10 tahun!
3. Analisis data hujan harian menjadi curah hujan bulanan!
4. Uji Konsisitensi Datanya!
5. Gambar polygon thiessen nya!
6. Cari curah hujan wilayah metode aritmatik/rata-rata aljabar, dan metode
polygon thiessen!
6.4.7. Curah Hujan Efektif
Hujan yang diharapkan terjadi selama satu musim tanam berlangsung disebut
curah hujan efektif. Masa hujan efektif untuk suatu lahan persawahan dimulai dari
pengolahan tanah sampai tanaman dipanen, tidak hanya selama masa
pertumbuhan (Pasandaran dan Taylor, 1984). Curah hujan efektif untuk tanaman
lahan tergenang berbeda dengan curah hujan efektif untuk tanaman pada lahan
kering dengan memperhatikan pola periode musim hujan dan musim kemarau.
Perhitungan curah hujan efektif dilakukan atas dasar prinsip hubungan antara
keadaan tanah, cara pemberian air dan jenis tanaman (Handayani, 1992).
Besarnya curah hujan efektif diperoleh dari pengolahan data curah hujan
harian hasil pengamatan pada stasiun curah hujan yang ada di daerah
irigasi/daerah sekitarnya dimana sebelum menentukan curah hujan efektif terlebih
![Page 41: BUKU HIDROLOGI DWIdosen.univpancasila.ac.id/dosenfile/... · 2018. 3. 30. · 6,./86 +,'52/2*, +rz wr +\gurorjlfdo &\foh lq 7kh (duwk +lgurorjl dgdodk lopx whqwdqj dlu \dqj dgd gl](https://reader033.fdocuments.mx/reader033/viewer/2022053113/6089ca67410dd4227c4d1cb1/html5/thumbnails/41.jpg)
36
dahulu ditentukan nilai curah hujan andalan yakni curah hujan rata-rata setengah
bulanan (mm/15 hari) dengan kemungkinan terpenuhi 80% dan kemungkinan tak
terpenuhi 20% dengan menggunakan rumus analisis (Chow, 1994):
=5
+ 1
= 0,7
Dimana : R80 = Curah hujan andalan tengah bulan (mm/hari) Re = Curah hujan
efektif (mm/hari) n = Jumlah tahun pengamatan curah hujan.
Curah hujan efektif dapat juga dihitung dengan rumus:
Re = Rtot (125 – 0,2 Rtot)/125 ; Rtot < 250 mm
Re = 125 + 0,1 Rtot ; Rtot > 250 mm
Dimana : Rtot adalah jumlah curah hujan bulanan (mm/hari)
6.4.8. Latihan
1. Dari data curah hujan harian yang telah kalian dapatkan, hitunglah curah
hujan efektifnya !
![Page 42: BUKU HIDROLOGI DWIdosen.univpancasila.ac.id/dosenfile/... · 2018. 3. 30. · 6,./86 +,'52/2*, +rz wr +\gurorjlfdo &\foh lq 7kh (duwk +lgurorjl dgdodk lopx whqwdqj dlu \dqj dgd gl](https://reader033.fdocuments.mx/reader033/viewer/2022053113/6089ca67410dd4227c4d1cb1/html5/thumbnails/42.jpg)
37
BAB 7
EVAPOTRANSPIRASI
Evapotranspirasi adalah kombinasi proses kehilangan air dari suatu lahan
bertanaman melalui evaporasi dan transpirasi. Evaporasi adalah proses dimana
air diubah menjadi uap air (vaporasi, vaporization) dan selanjutnya uap air
tersebut dipindahkan dari permukaan bidang penguapan ke atmosfer (vapor
removal). Evaporai terjadi pada berbagai jenis permukaan seperti danau, sungai
lahan pertanian, tanah, maupun dari vegetasi yang basah. Transpirasi adalah
vaporisasi di dalam jaringan tanaman dan selanjutnya uap air tersebut
dipindahkan dari permukaan tanaman ke atmosfer (vapor removal). Pada
transpirasi, vaporisasi terjadi terutama di ruang antar sel daun dan selanjutnya
melalui stomata uap air akan lepas ke atmosfer. Hamper semua air yang diambil
tanaman dari media tanam (tanah) akan ditranspirasikan, dan hanya sebagian
kecil yang dimanfaatkan tanaman (Allen et al. 1998).
Gambar 7.1. Major Climatic Factor Influencing Corp Water Need
Sumber : http://www.fao.org
![Page 43: BUKU HIDROLOGI DWIdosen.univpancasila.ac.id/dosenfile/... · 2018. 3. 30. · 6,./86 +,'52/2*, +rz wr +\gurorjlfdo &\foh lq 7kh (duwk +lgurorjl dgdodk lopx whqwdqj dlu \dqj dgd gl](https://reader033.fdocuments.mx/reader033/viewer/2022053113/6089ca67410dd4227c4d1cb1/html5/thumbnails/43.jpg)
38
Evapotranspirasi terbagi atas beberapa jenis, yaitu Evapotranspirasi
Potensial, Evapotranspirasi standar, Evapotranspirasi Tanaman, Evapotranspirasi
actual. Biasanya untuk menganalisa debit andalan untuk mengetahui ketersediaan
air, dipengaruhi oleh evapotranspirasi potensial. Adapun metode yng digunakan
untuk mencari nilai evapotranspirasi potensial adalah metode penman yang telah
dimodifikasi dan metode blaney cridle
7.1. Metode Penman Modifikasi
Perhitungan ETo berdasarkan rumus Penmann yang telah dimodifikasi
untuk perhitungan pada daerah-daerah di Indonesia adalah sebagai berikut :
ETo = ETo* . c
ETo* = W(0,7Rs – Rn1) + (1 – W).f(u).(ea-ed)
Data terukur yang diperlukan adalah :
t = suhu bulanan rata-rata (C)
RH = kelembaban relatif bulanan rata-rata (%)
n/N = kecerahan matahari bulanan (%)
u = kecepatan angin bulanan rata-rata (m/dt)
LL = letak lintang daerah yang ditinjau
c = angka koreksi
Data terukur tambahan yang dibutuhkan untuk perhitungan menggunakan
rumus Penmann modifikasi adalah :
W = faktor yang berhubungan dengan suhu dan elevasi
Rs = radiasi gelombang pendek, dalam setahun evaporasi ekivalen
(mm/hari) = (0,25 + 0,54 n/N).Ra
R = radiasi gelombang pendek yang memenuhi batas luar atmosfer atau
angka angot (mm/hari)
Rn1 = radiasi bersih gelombang panjang (mm/hari)
= f(t).f(ed).f(n/N)
f(t) = fungsi suhu = . Ta4
f(n/N) = 0,1 + 0,9n/N
f(u) = fungsi kecepatan angin pada ketinggian 2,00m (m/dt)
= 0,27 (1+0,864.u)
![Page 44: BUKU HIDROLOGI DWIdosen.univpancasila.ac.id/dosenfile/... · 2018. 3. 30. · 6,./86 +,'52/2*, +rz wr +\gurorjlfdo &\foh lq 7kh (duwk +lgurorjl dgdodk lopx whqwdqj dlu \dqj dgd gl](https://reader033.fdocuments.mx/reader033/viewer/2022053113/6089ca67410dd4227c4d1cb1/html5/thumbnails/44.jpg)
39
ea = perbedaan tekanan uap jenuh dengan tekanan uap sebenarnya
ed = ea.RH
RH = kelembaban udara relatif (%)
Setelah harga ETo* didapat, besar harga evapotranpirasi potensial (ETo) dapat
dihitung dari :
Eto = Eto* . c
dengan :
c = angka koreksi Penmann yang besarnya mempertimbangkan perbedaan
kecepatan angin (u) siang dan malam.
Prosedur perhitungan ETo berdasarkan rumus Penmann adalah sebagai berikut :
1. Mencari data suhu bulanan rata-rata (t)
2. Mencari besaran (ea), (W), (1-W) dan f(t) dari tabel PN.1, berdasarkan nilai
suhu rerata bulanan (t)
3. Mencari data kelembaban relatif (RH)
4. Mencari besaran (ed) berdasar nilai (ea) dan (RH)
5. Mencari besaran (ea-ed)
6. Mencari besaran f(ed) berdasarkan nilai ed
7. Mencari data letak lintang daerah yang ditinjau
8. Mencari besaran (Ra) dari tabel PN.2, berdasarkan data letak lintang
9. Mencari data kecerahan matahari(n/N)
10. Mencari besaran (Rs) dari perhitungan, berdasarkan (Ra) dan (n/N)
11. Mencari besaran f(n/N) berdasarkan nilai (n/N)
12. Mencari data kecepatan angin rata-rata bulanan (u)
13. Mencari besaran f(u) berdasar nilai u
14. Menghitung besar Rn1 = f(t). f(ed). f(n/N)
15. Mencari besar angka koreksi (c) dari tabel PN.3
16. Menghitung besar ETo*
ETo* = W(0,75 Rs-Rn1) + (1-W).f(u).(ea-ed)
17. Menghitung ETo = c.ETo*
![Page 45: BUKU HIDROLOGI DWIdosen.univpancasila.ac.id/dosenfile/... · 2018. 3. 30. · 6,./86 +,'52/2*, +rz wr +\gurorjlfdo &\foh lq 7kh (duwk +lgurorjl dgdodk lopx whqwdqj dlu \dqj dgd gl](https://reader033.fdocuments.mx/reader033/viewer/2022053113/6089ca67410dd4227c4d1cb1/html5/thumbnails/45.jpg)
40
Contoh Perhitungan Evapotranspirasi Metode Penmann
Prosedur perhitungan Eto sebagai contoh perhitungan pada bulan Januari
berdasarkan rumus Penmann :
Data yang diketahui :
Perbedaan siang dan malam (u) = 4.70
1. Letak Lintang (LL) = 9o LS
2. Kelembaban Relatif (RH) = 67,25 %
3. Kecerahan matahari (n/N) = 72,00
Perhitungan :
1. Suhu rerata didapat sebesar 26,43
2. Dari tabel PN. 1 diperoleh :
ea = 34,493
W = 0,755
1-W = 0,245
f(t) = 15,986
3. Menghitung nilai ed dari ea x RH
ed = 34,493 x 0,6725
= 23,197 mbar
4. Mencari f(ed) = 0,34 – 0,044 x (ed)0,5
F(ed) = 0,34 – 0,044 x 23,1970,5
= 0,319 mbar
5. Dari tabel Penmann 3.4.a., berdasarkan letak lintang didapat harga Ra = 16,25
6. Mencari harga Rs = (0,25 + (0,54 x n/N))x Ra
Rs = (0,25 + (0,54 x 0,72)) x 16,25
= 10,381 mbar
7. Mencari besaran f(n/N) dari tabel Penmann 3.5.k. atau dengan rumus:
F(n/N) = 0,1 + (0,9 x n/N)
= 0,1 + (0,9 x 0.72)
= 0,649
8. Mencari besar f(u) berdasarkan harga u :
F(u) = 0,27 x (1+(0,864 x u))
= 0,27 x (1+ (0,864 x 4,70))
![Page 46: BUKU HIDROLOGI DWIdosen.univpancasila.ac.id/dosenfile/... · 2018. 3. 30. · 6,./86 +,'52/2*, +rz wr +\gurorjlfdo &\foh lq 7kh (duwk +lgurorjl dgdodk lopx whqwdqj dlu \dqj dgd gl](https://reader033.fdocuments.mx/reader033/viewer/2022053113/6089ca67410dd4227c4d1cb1/html5/thumbnails/46.jpg)
41
= 1,366
9. Menghitung besarnya Rn1 dengan rumus :
Rn1 = f(t) x f(ed) x f(n/N)
= 15,986 x 0,319 x 0,649 = 3,308 mm/hari
10. Menghitung ETo*
ETo* = (W x ((0,75 x Rs)-Rn1)) + ((1-W) x f(u) x (ea-ed))
= 0,755 x (0,75 x 10,381 – 3,308) + (0,245 x 1,366 x 11,269)
= 6,352 mm/hari
11. Menghitung ET = ETo* x c
ETo = 6,352 x 1,09
= 6,898
Jadi nilai evapotranspirasi potensial metode penman modifikasi adalah 6,898 cm
7.2. Metode Blaney Cridle
Data terukur yang diperlukan dalam perhitungan rumus ini adalah letak
lintang, suhu udara dan angka koreksi.
Blaney Criddle (1950), menghitung ETo dengan rumus :
ETo = c . ETo*
ETo* = p.(0,475t+8,13)
dimana :
p = prosentase rata-rata jam siang harian, yang besarnya tergantung
letak lintang (LL)
t = suhu udara
Perhitungan ETo* umumnya menggunakan periode waktu rata-rata
keadaan iklim pada suatu bulan tertentu.
Prosedur perhitungan ETo untuk suatu bulan tertentu adalah sebagai
berikut:
1. Mencari data letak lintang daerah yang ditinjau
2. Mencari nilai (p) dari data BC.1, berdasarkan letak lintang
3. Mencari data suhu rata-rata bulanan (t)
4. Menghitung besar ETo* = p(0,475t+8,13)
![Page 47: BUKU HIDROLOGI DWIdosen.univpancasila.ac.id/dosenfile/... · 2018. 3. 30. · 6,./86 +,'52/2*, +rz wr +\gurorjlfdo &\foh lq 7kh (duwk +lgurorjl dgdodk lopx whqwdqj dlu \dqj dgd gl](https://reader033.fdocuments.mx/reader033/viewer/2022053113/6089ca67410dd4227c4d1cb1/html5/thumbnails/47.jpg)
42
5. Mencari angka koreksi dari tabel BC.3, sesuai dengan bulan yang
ditinjau
6. Menghitung ETo =c. ETo*
Contoh Perhitungan Evapotranspirasi Metode Blaney-Criddle
Data yang diketahui :
Letak lintang = 9o LS
Perhitungan pada bulan Januari :
Mencari nilai p dari tabel BC.1 berdasarkan letak lintang. Maka diperoleh :
p = 0,29
Menghitung a = 0,0043 Rh min – n/N – 1,41
= 0,0043 53,20 – 0,72 – 1,41
= -1,19
Menghitung b = 0,82 – 0,0041 Rh min + 1,07 n/N + 0,066 u -0,006.
Rh min.u
= 0,82 – 0,0041 53,20 + 1,07 0,72 + 0,066 4,70 -
0,006 53,20 42,70
= 0,77
Menghitung f = p(0,46 t + 8,13)
= 0,29 x (0,46 x 26,43 + 8,13)
= 5,88 mm/hari
Menghitung Eto = a + b ( p( 0,46 t + 8,13 ))
= 3,33 mm/hari
![Page 48: BUKU HIDROLOGI DWIdosen.univpancasila.ac.id/dosenfile/... · 2018. 3. 30. · 6,./86 +,'52/2*, +rz wr +\gurorjlfdo &\foh lq 7kh (duwk +lgurorjl dgdodk lopx whqwdqj dlu \dqj dgd gl](https://reader033.fdocuments.mx/reader033/viewer/2022053113/6089ca67410dd4227c4d1cb1/html5/thumbnails/48.jpg)
43
Tabel 7.1. Hubungan suhu (t) dengan nilai ea (mbar, w, (1-w) dan f(t)
Suhu ea w (1-w) f(t)
('C) (mbar) el. 0-250 m 24.00 29.85 0.74 0.27 15.40 24.20 30.21 0.74 0.26 15.45 24.40 30.57 0.74 0.26 15.50 24.60 30.94 0.74 0.26 15.55 24.80 31.31 0.74 0.26 15.60
25.00 31.69 0.75 0.26 15.65 25.20 32.06 0.75 0.25 15.70 25.40 32.45 0.75 0.25 15.75 25.60 32.83 0.75 0.25 15.80 25.80 33.22 0.75 0.25 15.85 26.00 33.62 0.76 0.25 15.90 26.20 34.02 0.76 0.24 15.94 26.40 34.42 0.76 0.24 15.98 26.60 34.83 0.76 0.24 16.02 26.80 35.25 0.76 0.24 16.06 27.00 35.66 0.77 0.24 16.10 27.20 36.09 0.77 0.23 16.14 27.40 36.50 0.77 0.23 16.18 27.60 36.94 0.77 0.23 16.22 27.80 37.37 0.77 0.23 16.26 28.00 37.81 0.78 0.23 16.30 28.20 38.25 0.78 0.22 16.34 28.40 38.70 0.78 0.22 16.38 28.60 39.14 0.78 0.22 16.42 28.80 39.61 0.78 0.22 16.46 29.00 40.06 0.79 0.22 16.50
![Page 49: BUKU HIDROLOGI DWIdosen.univpancasila.ac.id/dosenfile/... · 2018. 3. 30. · 6,./86 +,'52/2*, +rz wr +\gurorjlfdo &\foh lq 7kh (duwk +lgurorjl dgdodk lopx whqwdqj dlu \dqj dgd gl](https://reader033.fdocuments.mx/reader033/viewer/2022053113/6089ca67410dd4227c4d1cb1/html5/thumbnails/49.jpg)
44
Tabel 7.2. angka koreksi Penmann
Bulan Angka C
Jan 1.1 Feb 1.1 Mar 1.0 Apr 0.9 Mei 0.9 Jun 0.9
Jul 0.9 Ags 1.0 Sep 1.1 Okt 1.1 Nov 1.1 Des 1.1
Tabel 7.3. Besaran nilai angot (Ra) dalam evaporasi ekivalen dalam hubungannya
dengan letak lintang (mm/hari) (untuk daerah Indonesia, antara 50LU sampai
100LS)
Bulan Lintang Utara (LU)
Lintang Selatan (LS)
5 4 2 0 2 4 6 8 10
Januari 13.0 14.3 14.7 15.0 15.3 15.5 15.8 16.1 16.1 Pebruari 14.0 15.0 15.3 15.5 15.7 15.8 16.0 16.1 16.0 Maret 15.0 15.5 15.6 15.7 15.7 15.6 15.6 15.5 15.3 April 15.1 15.5 15.3 15.3 15.1 14.9 14.7 14.4 14.0 Mei 15.3 14.9 14.6 14.4 14.1 13.8 13.4 13.1 12.6 Juni 15.0 14.4 14.2 13.9 13.5 13.2 12.8 12.4 12.6 Juli 15.1 14.6 14.3 14.1 13.7 13.4 13.1 12.7 11.8 Agustus 15.3 15.1 14.9 14.8 14.5 14.3 14.0 13.7 12.2 September 15.1 15.3 15.3 15.3 15.2 15.1 15.0 14.9 13.3 Oktober 15.7 15.1 15.3 15.4 15.5 15.6 15.7 15.8 14.6 Nopember 14.3 14.5 14.8 15.1 15.3 15.5 15.8 16.0 15.6 Desember 14.6 14.1 14.4 14.8 15.1 15.4 15.7 16.0 16.0
Minimum 13.0 14.1 14.2 13.9 13.5 13.2 12.8 12.4 11.8 Maksimum 15.7 15.5 15.6 15.7 15.7 15.8 16.0 16.1 16.1 Rata-rata 14.8 14.9 14.9 14.9 14.9 14.8 14.8 14.7 14.2
![Page 50: BUKU HIDROLOGI DWIdosen.univpancasila.ac.id/dosenfile/... · 2018. 3. 30. · 6,./86 +,'52/2*, +rz wr +\gurorjlfdo &\foh lq 7kh (duwk +lgurorjl dgdodk lopx whqwdqj dlu \dqj dgd gl](https://reader033.fdocuments.mx/reader033/viewer/2022053113/6089ca67410dd4227c4d1cb1/html5/thumbnails/50.jpg)
45
7.3. Latihan
1. Dari Data Klimatologi berikut, tentukan nilai evapotranspirasi dengan metode
Pennman Modifikasi dan Blaney Cridle, banding kan nilai keduanya, dan beri
kesimpulan !!!!
Uraian Sat Bulan
Jan Peb Mar Apr Mei Jun Jul Agt Sep Okt Nop Des
Temperatur Udara oC 26.50 26.79 26.84 26.97 26.93 26.76 26.63 26.21 25.86 26.34 26.47 26.11 Kecepatan Angin km/hr 120.01 93.34 155.57 173.35 151.12 164.46 168.90 235.57 284.46 306.69 240.02 235.57 Kelembaban Udara % 83.57 83.14 83.00 84.29 83.57 82.29 82.57 81.00 81.43 84.43 85.14 85.71 Penyinaran Matahari % 48.00 55.00 66.00 77.00 75.00 67.00 66.00 86.00 76.00 71.00 72.00 71.00
![Page 51: BUKU HIDROLOGI DWIdosen.univpancasila.ac.id/dosenfile/... · 2018. 3. 30. · 6,./86 +,'52/2*, +rz wr +\gurorjlfdo &\foh lq 7kh (duwk +lgurorjl dgdodk lopx whqwdqj dlu \dqj dgd gl](https://reader033.fdocuments.mx/reader033/viewer/2022053113/6089ca67410dd4227c4d1cb1/html5/thumbnails/51.jpg)
46
BAB 8
BANJIR RENCANA
Analisa debit banjir digunakan untuk menentukan besarnya debit banjir rencana
pada suatu DAS. Debit banjir rencana merupakan debit maksimum rencana di
sungai atau saluran alamiah dengan periode ulang tertentu yang dapat dialirkan
tanpa membahayakan lingkungan sekitar dan stabilitas sungai.Data untuk
penentuan debit banjir rencana adalah data curah hujan, dimana curah hujan
merupakan salah satu dari beberapa data yang dapat digunakan untuk
memperkirakan besarnya debit banjir rencana baik secara rasional, empiris
maupun statistik.
Adapun langkah-langkah dalam analisis debit banjiradalah sebagai berikut :
1. Menentukan DAS beserta luasnya
2. Menentukan curah hujan maksimum tiap tahunnya dari data curah hujan yang
ada
3. Menganalisis curah hujan rencana dengan periode ulang T tahun
4. Menghitung debit banjir rencana berdasarkan curah hujan rencana pada
periode ulang T tahun.
8.1. Kala Ulang
Berbagai macam bangunan-bangunan air memerlukan perhitungan hidrologi yang
merupakan bagian dari perencanaan bangunan-bangunan tersebut. Pemilihan kala
ulang (return period) banjir rancangan untuk bangunan air adalah suatu masalah
yang sangat bergantung pada analisa statistik dari urutan kejadian banjir baik
berupa debit air di sungai maupun curah hujan badai. Untuk mempermudah
pemecahan masalah, pertimbangan ekonomi diabaikan sehingga hanya
berdasarkan teori kemungkinan yang sering disebut juga dengan resiko kegagalan
(risk of failure), atau kemungkinan terjadinya banjir rancangan sekali atau lebih
selama umur bangunan (life time) suatu bangunan air. Resiko kegagalan tersebut
digambarkan dengan rumus sebagai berikut:
= 1 − exp −
![Page 52: BUKU HIDROLOGI DWIdosen.univpancasila.ac.id/dosenfile/... · 2018. 3. 30. · 6,./86 +,'52/2*, +rz wr +\gurorjlfdo &\foh lq 7kh (duwk +lgurorjl dgdodk lopx whqwdqj dlu \dqj dgd gl](https://reader033.fdocuments.mx/reader033/viewer/2022053113/6089ca67410dd4227c4d1cb1/html5/thumbnails/52.jpg)
47
Dengan :
P : resiko kegagalan
L : umur rencana (design Life)
T : tahun berulangnya
Pemilihan suatu teknik analisa penentuan banjir rancangan tergantung dari data-
data yang tersedia dan macam dari bangunan air tersebut. Kriteria pemilian banjir
dengan hanya meninjau kemungkinan terjadinya banjir yang lebih besar atau sama
dengan banjir rencana, sekali atau lebih selama bangunan air tersebut berdiri.
Kriteria lain yang dapat menjadi bahan pertimbangan dalam pemilihan banjir
rancangan sebagai berikut:
Tabel 8.1. Kriteria pemilihan kala ulang banjir rancangan
Tabel 8.2. criteria pemilihan banjirrancangan sebagai control kapasitas pelimpah
berdasarkan hazard clasification
![Page 53: BUKU HIDROLOGI DWIdosen.univpancasila.ac.id/dosenfile/... · 2018. 3. 30. · 6,./86 +,'52/2*, +rz wr +\gurorjlfdo &\foh lq 7kh (duwk +lgurorjl dgdodk lopx whqwdqj dlu \dqj dgd gl](https://reader033.fdocuments.mx/reader033/viewer/2022053113/6089ca67410dd4227c4d1cb1/html5/thumbnails/53.jpg)
48
8.2. Perhitungan Curah Hujan Rencana (Hujan Rancangan)
Untuk mendapatkan debit banjir rencana maka perlu
diperhitungkan terlebih dahulu besarnya hujan rencana di suatu wilayah
sungai tersebut. Setelah mendapatkan curah hujan rata-rata dari beberapa
stasiun yang berpengaruh di DAS, selanjutnya dianalisis secara statistik
untuk mendapatkan pola sebaran hujan yang sesuai.
8.2.1. Perhitungan Dispersi
Pada kenyataannya tidak semua varian dari data hidrologi sama
dengan nilai rata-ratanya. Variasi atau dispersi adalah besarnya varian
disekitar nilai rata-ratanya. Variable statistik dalam menentukan sebaran
curah hujan rencana adalah sebagai berikut :
a. Deviasi Standarta (S)
b. Koefisien Skewness (Cs)
c. Pengukuran Kurtosis (Ck)
d. Koefisien Variasi (Cv)
a. Standart Deviasi
Ukuran sebaran yang paling banyak digunakan adalah standart deviasi.
Untuk mencari standart deviasi menggunakan rumus :
=∑ ( − )
− 1
Dimana :
S : Standart Deviasi
Xi : Curah Hujan (mm/hari)
X : Curah Hujan rata-rata
n : jumlah data hujan
b. Koefisien Skewness (Cs)
Koefisien kemencengan adalah penyimpangan kesimetrisan suatu
distribusi, jika dirumuskan dalam suatu persamaan adalah sebagai berikut :
=( − 1)( − 2)
( − )
![Page 54: BUKU HIDROLOGI DWIdosen.univpancasila.ac.id/dosenfile/... · 2018. 3. 30. · 6,./86 +,'52/2*, +rz wr +\gurorjlfdo &\foh lq 7kh (duwk +lgurorjl dgdodk lopx whqwdqj dlu \dqj dgd gl](https://reader033.fdocuments.mx/reader033/viewer/2022053113/6089ca67410dd4227c4d1cb1/html5/thumbnails/54.jpg)
49
c. Koefisien Kurtosis (Ck)
Kurtosis merupakan kepuncakan (peakness) distribusi. Rumus koefisien
kurtosis menurut Soewarno, 1995)
=( − 1)( − 2)( − 3)
( − )
d. Koefisien variasi (Cv)
Koefisien variasi adalah nilai perbandingan antara deviasi standart dengan
nilai rata-rata hitung dari suatu distribusi. Untuk menghitung koefisien
variasi menggunakan rumus sebagai berikut :
=
8.2.2. Pemilihan Jenis Sebaran
Dalam statistik dikenal beberapa jenis distribusi, diantaranya yang banyak
digunakan dalam hidrologi adalah :
a. Distribusi Normal
b. Distribusi Log Normal
c. Distribusi Gumbel
d. Distribusi Log Pearson Type III
Dengan mengikuti pola sebaran yang sesuai selanjutnya dihitung curah
hujan rencana dengan beberapa metode ulang yang akan digunakan untuk
mendapatkan debit banjir rencana.
a. Metode Distribusi Normal
Dalam analisis hidrologi distribusi normal banyak digunakan untuk
menganalisis frekuensi curah hujan, analisis statistik dari distribusi curah hujan
tahunan, debit rata-rata tahunan. Distribusi normal atau kurva normal disebut
pula distribusi Gauss.
= + .
Dimana :
Xt : curah hujan rencana (mm/hari)
![Page 55: BUKU HIDROLOGI DWIdosen.univpancasila.ac.id/dosenfile/... · 2018. 3. 30. · 6,./86 +,'52/2*, +rz wr +\gurorjlfdo &\foh lq 7kh (duwk +lgurorjl dgdodk lopx whqwdqj dlu \dqj dgd gl](https://reader033.fdocuments.mx/reader033/viewer/2022053113/6089ca67410dd4227c4d1cb1/html5/thumbnails/55.jpg)
50
: curah hujan rata-rata (mm/hari)
Sd : simpangan baku/standart deviasi
a : koefisien distribusi normal (tabel …..)
Tabel 8.3. Nilai Koefisien Untuk Distribusi Normal
Kala Ulang (Tahun)
2 5 10 25 50 100
0,00 0,84 1,28 1,71 2,05 2,33
(Sumber : Ir C.D Soemarto,1999)
b. Metode Distribusi Log Normal
Distribusi Log Normal, merupakan hasil transformasidari distribusi Normal,
yaitu dengan merubah varian X menjadi nilai Logaritmik varian X.
Rumus yang digunakan dalam perhitungan metode ini adalah sebagai berikut :
= + .
Dimana :
Kt : standart variable untuk Kala Ulang (nilainya sama dengan Tabel 9.3)
c. Distribusi Gumbel
Menurut Gumbel (1941), persoalan tertua adalah berhubungan dengan nilai –
nilai ekstrim dating dari persoalan banjir. Tujuan teori statistic nilai ekstrim
adalah untuk menganalisis hasil pengamatan nilai – nilai ekstrim tersebut untuk
memperkirakan nilai ekstrim berikutnya
= + .
=( − )
Dimana :
Xt : curah hujan rencana dengan periode ulang T tahun (mm/hari)
: curah hujan rata-rata hasil pengamatan (mm/hari)
: reduced variable, parameter gumbel untuk periode T tahun
: reduced standart deviasi, merupakan fungsi dari banyaknya data (n)
: Standart deviasi
: curah hujan maksimum (mm)
: lamanya pengamatan
![Page 56: BUKU HIDROLOGI DWIdosen.univpancasila.ac.id/dosenfile/... · 2018. 3. 30. · 6,./86 +,'52/2*, +rz wr +\gurorjlfdo &\foh lq 7kh (duwk +lgurorjl dgdodk lopx whqwdqj dlu \dqj dgd gl](https://reader033.fdocuments.mx/reader033/viewer/2022053113/6089ca67410dd4227c4d1cb1/html5/thumbnails/56.jpg)
51
Tabel 8.4. Tabel Reduced Mean (Yn)
Tabel 8.5. Tabel Reduced Standart Deviasi (Sn)
Tabel 8.6. Tabel Reduced Variasi (Yt)
![Page 57: BUKU HIDROLOGI DWIdosen.univpancasila.ac.id/dosenfile/... · 2018. 3. 30. · 6,./86 +,'52/2*, +rz wr +\gurorjlfdo &\foh lq 7kh (duwk +lgurorjl dgdodk lopx whqwdqj dlu \dqj dgd gl](https://reader033.fdocuments.mx/reader033/viewer/2022053113/6089ca67410dd4227c4d1cb1/html5/thumbnails/57.jpg)
52
Contoh hasil perhitungan Curah hujan Rancangan metode Gumbel
No. Tahun Tinggi Hujan (R)
R - Rrerata (R - Rrerata)2
1 1990 250.3928 26.0084 676.4353 2 1991 196.1410 -28.2434 797.6897 3 1992 277.9360 53.5516 2867.7713 4 1993 210.6983 -13.6861 187.3097 5 1994 203.6528 -20.7316 429.8000 6 1995 176.9442 -47.4402 2250.5708 7 1996 258.7392 34.3548 1180.2520 8 1997 214.5187 -9.8657 97.3322 9 1998 154.4089 -69.9755 4896.5750 10 1999 216.1724 -8.2120 67.4366 11 2000 274.2694 49.8850 2488.5127
12 2001 258.7392 34.3548 1180.2520
Jumlah 2692.6130 17119.9371
Rerata 224.3844 1426.6614
Standart Deviasi 37.771172
Daeri tabel diatas didapati nilai :
n = 12
R rerata = 224,38
Dari tabel hubungan Yn dan Sn Gumbel didapati :
Yn = 0,5035
Sn = 0,9833
Tabel Hujan Rancangan dengan Kala Ulang
Tr YT K SD . K R rancangan
2 0.3665 -0.139326757 -5.262535 219.1219 5 1.4999 1.013322486 38.274378 262.6588 10 2.2504 1.776568697 67.103082 291.4875 25 3.1985 2.740770874 103.52213 327.9065 50 3.9019 3.456117157 130.5416 354.9260 100 4.5001 4.064476762 153.52005 377.9045 200 5.2958 4.873690634 184.08501 408.4694
1000 6.9073 6.512559748 245.98701 470.3714
Dari tabel Gumbel diperoleh:
Yn = 0.5035
Sn = 0.9833
![Page 58: BUKU HIDROLOGI DWIdosen.univpancasila.ac.id/dosenfile/... · 2018. 3. 30. · 6,./86 +,'52/2*, +rz wr +\gurorjlfdo &\foh lq 7kh (duwk +lgurorjl dgdodk lopx whqwdqj dlu \dqj dgd gl](https://reader033.fdocuments.mx/reader033/viewer/2022053113/6089ca67410dd4227c4d1cb1/html5/thumbnails/58.jpg)
53
X = 224,38
.Tr = 2, dari tabel Gumbel diperoleh Yt = 0.3665
Sd = 39,4517
K = Sn
YnYt
= 9833,0
5035.03655.0
= -0,139
Hujan Rancangan
X = SdKX .
= 224,38 + (-0,139 x 39,4517)
= 219 mm
d. Log Pearson Type III
Untuk menghitung banjir perencanaan dalam praktek, The Hidrology
Commite of the Water Resources Council, USA, menganjurkan, pertama kali
mentransformasi data ke nilai – nilai logaritmanya, kemudian menghitung
parameter- parameter statistiknya. Karena transformasi tersebut, maka cara ini
disebut Log Pearson III.
Garis besar cara tersebut adalah sebagai berikut :
Ubah data banjir tahunan sebanyak n buah X1, X2, X3, ….Xn menjadi log X1,
log X2, log X3, … log Xn
Hitung nilai Standar deviasinya dengan rumus berikut ini
Sd = )1(
)log(log1
2
n
xXin
i
Hitung koefisien kemencengannya dengan rumus:
![Page 59: BUKU HIDROLOGI DWIdosen.univpancasila.ac.id/dosenfile/... · 2018. 3. 30. · 6,./86 +,'52/2*, +rz wr +\gurorjlfdo &\foh lq 7kh (duwk +lgurorjl dgdodk lopx whqwdqj dlu \dqj dgd gl](https://reader033.fdocuments.mx/reader033/viewer/2022053113/6089ca67410dd4227c4d1cb1/html5/thumbnails/59.jpg)
54
Cs = 2).2).(1(
)log(log.
Sdnn
xXin
Hitung logaritma debit dengan waktu balik yang dikehendaki dengan rumus:
Log Q = log SdKX .
3
3
).2).(1(
)log(log.
Sdnn
xXinK
Cari antilog dar log Q untuk mendapatkan debit banjir rancangan
Dimana :
Log Xi : logaritma curah hujan dalam periode ulang T (mm/hari)
Log : jumlah pengamatan
n : jumlah pengamatan
Cs : koefisien kemencengan
8.2.3. Uji Kesesuaian Distribusi
Uji kesesuaian distribusi dimaksudkan untuk menetapkan apakah persamaan
distribusi peluang yang telah dipilih dapat mewakili dari distribusi statistik sample
data yang dianalisa. Ada dua jenis uji keseuaian distribusi yaitu Chi square dan
Smirnov Kolmogorov.
a. Uji Keseuaian dengan metode Chi Square
=( − )
∶
f2 : harga chi kuadrat
Of : Jumlah nilai pengamatan pada sub kelompok ke –i
Ef : Jumlah nilai teoritis pada sub kelompok ke –i
Dari hasil pengamatan yang didapat, dicari pengamatannya dengan chi
kuadrat kritis (diadapat dari tabel nilai kritis untuk distribusi Chi Kuadrat)
paling kecil. Untuk suatu nilai nyata tertentu (level of significant) yang sering
diambil 5 %. Rumus umum derajat kebebasan :
Dk = n-3
![Page 60: BUKU HIDROLOGI DWIdosen.univpancasila.ac.id/dosenfile/... · 2018. 3. 30. · 6,./86 +,'52/2*, +rz wr +\gurorjlfdo &\foh lq 7kh (duwk +lgurorjl dgdodk lopx whqwdqj dlu \dqj dgd gl](https://reader033.fdocuments.mx/reader033/viewer/2022053113/6089ca67410dd4227c4d1cb1/html5/thumbnails/60.jpg)
55
Dimana; Dk : derajat kebebasan, dan n : banyaknya data
Tabel 8.7. nilai DCR
b. Uji Keseuaian dengan metode SmirnovKolmogorov
Dengan membandingkan probabilitas untuk tiap variable dari distribusi
empiris dan teoritis didapat perbedaan (Dcr) tertentu.
Uji ini digunakan untuk menguji simpangan secara horizontal, yaitu
merupakan selisih simpangan maksimum antara distribusi teoritis dan empiris
(Do). Dengan pemeriksaan uji ini akan diketahui :
1. Kebenaran antara hasil pengamatan dengan model distribusi yang
diharapkan atau yang diperoleh secara teoritis.
2. Kebenaran hipotesa diterima atau ditolak.
![Page 61: BUKU HIDROLOGI DWIdosen.univpancasila.ac.id/dosenfile/... · 2018. 3. 30. · 6,./86 +,'52/2*, +rz wr +\gurorjlfdo &\foh lq 7kh (duwk +lgurorjl dgdodk lopx whqwdqj dlu \dqj dgd gl](https://reader033.fdocuments.mx/reader033/viewer/2022053113/6089ca67410dd4227c4d1cb1/html5/thumbnails/61.jpg)
56
Uji kesesuaian Smirnov-Kolmogorov, sering juga disebut uji kecocokan non
parametrik (non parametric test), karena pengujiannya tidak menggunakan
fungsi distribusi tertentu.
Langkah-langkah pengujian Smirnov-Kolmogorof adalah sebagai berikut
(Soewarno, 1995: 198) :
1. Mengurutkan data (dari besar ke kecil atau sebaliknya) dan juga besarnya
peluang dari masing-masing data tersebut.
2. Menentukan nilai masing-masing peluang teoritis dari hasil penggambaran
data (persamaan distribusinya).
3. Dari kedua nilai peluang ditentukan selisih terbesarnya antara peluang
pengamatan dengan peluang teoritis.
4. Berdasarkan tabel nilai kritis (Smirnov-Kolmogorov Test) dapat ditentukan
harga Dcr.
Apabila Do lebih kecil dari Dcr maka distribusi teoritis yang digunakan untuk
menentukan persamaan distribusi dapat diterima, apabila Do lebih besar dari
Dcr maka distribusi teoritis yang digunakan untuk menentukan persamaan
distribusi tidak dapat diterima. Nilai Dcr untuk uji Smirnov-Kolmogorov
tersebut dapat dilihat pada Tabel 1 berikut ini
Tabel 8.8. Nilai Kritis (Dcr) untuk Uji Smirnov Kolmogorov
![Page 62: BUKU HIDROLOGI DWIdosen.univpancasila.ac.id/dosenfile/... · 2018. 3. 30. · 6,./86 +,'52/2*, +rz wr +\gurorjlfdo &\foh lq 7kh (duwk +lgurorjl dgdodk lopx whqwdqj dlu \dqj dgd gl](https://reader033.fdocuments.mx/reader033/viewer/2022053113/6089ca67410dd4227c4d1cb1/html5/thumbnails/62.jpg)
57
8.3. Distribusi Hujan Jam-jaman
Intensitas curah hujan adalah jumlah curah hujan yang dinyatakan dalam
tinggi hujan atau volume hujan tiap satuan waktu, yang terjadi pada satu kurun
waktu air hujan terkonsentrasi (Wesli, 2008). Besarnya intensitas curah hujan
berbeda-beda tergantung dari lamanya curah hujan dan frekuensi kejadiannya.
Intensitas curah hujan yang tinggi pada umumnya berlangsung dengan durasi
pendek dan meliputi daerah yang tidak luas. Hujan yang meliputi daerah luas,
jarang sekali dengan intensitas tinggi, tetapi dapat berlangsung dengan durasi
cukup panjang. Kombinasi dari intensitas hujan yang tinggi dengan durasi panjang
jarang terjadi, tetapi apabila terjadi berarti sejumlah besar volume air bagaikan
ditumpahkan dari langit. (Suroso, 2006)
Intensitas curah hujan didefinisikan sebagai ketinggian curah hujan yang
terjadi pada kurun waktu dimana air hujan berkonsentrasi. Analisa intensitas curah
hujan ini dapat diproses berdasarkan data curah hujan yang telah terjadi pada
tahun - tahun sebelumnya. Perhitungan besarnya intensitas curah hujan dapat
dipergunakan beberapa rumus empiris dalam hidrologi. Rumus Mononobe dipakai
apabila data hujan jangka pendek tidak tersedia, yang ada hanya data hujan harian
1. Metode pertama intensitas hujan jam-jaman dengan rumus Mononobe
Menghitung intensitas rencana dengan rumus mononobe, harus tersedia
data hujan harian, bentuk umum dari rumus mononobe adalah :
I =R24
24t
/
Dimana :
I = intensitas curah hujan (mm/jam)
R24 = curah hujan maksimum harian (selama 24 jam)
t = lamanya hujan (24 jam)
Contoh kasusnya seperti ini, jika anda ingin mengetahui intensitas curah
hujan dari data curah hujan harian selama 5 menit, pengerjaannya adalah
sebagai berikut (jika diketahui curah hujan selama satu hari bernilai 56
mm/hari) :
I =R24
24t
![Page 63: BUKU HIDROLOGI DWIdosen.univpancasila.ac.id/dosenfile/... · 2018. 3. 30. · 6,./86 +,'52/2*, +rz wr +\gurorjlfdo &\foh lq 7kh (duwk +lgurorjl dgdodk lopx whqwdqj dlu \dqj dgd gl](https://reader033.fdocuments.mx/reader033/viewer/2022053113/6089ca67410dd4227c4d1cb1/html5/thumbnails/63.jpg)
58
I =/
/ = 101,76 mm/jam
Ket : ubah waktu dari menit menjadi jam, contoh durasi selama 5 menit,
maka durasi hujannya menjadi 5/60, atau selama 0,833 jam
2. Metode kedua adalah Metode Van Breen
Berdasarkan penelitian Ir. Van Breen di Indonesia, khususnya di
Pulau Jawa, curah hujan terkonsentrasi selama 4 jam dengan jumlah curah
hujan sebesar 90% dari jumlah curah hujan selama 24 jam (Anonim dalam
Melinda, 2007).
Perhitungan intensitas curah hujan dengan menggunakan Metode
Van Breen adalah sebagai berikut :
I =54R + 0,07R
t + 0,3R
Dimana :
IT : Intensitas curah hujan pada suatu periode ulang (T tahun)
RT : Tinggi curah hujan pada periode ulang T Tahun (mm/hari)
Dengan nilai yang sama dengan nilai yang digunakan dalam metode
mononobe, maka perhitungan intensitas curah hujan dengan metode Van
Breen, didapatan nilai sebagai berikut :
I =54R + 0,07R
t + 0,3R
I =54 x 56 + 0,07(56)
5 + 0,3 x 56
= 148,78 mm/jam
3. Metode ketiga adalah Metode Haspers dan Der Weduwen
Metode ini berasal dari kecenderungan curah hujan harian yang
dikelompokkan atas dasar anggapan bahwa curah hujan memiliki
distribusi yang simetris dengan durasi curah hujan lebih kecil dari 1 jam
dan durasi curah hujan lebih kecil dari 1 sampai 24 jam ( Melinda, 2007 )
Perhitungan intensitas curah hujan dengan menggunakan Metode Haspers
& der Weduwen adalah sebagai berikut :
![Page 64: BUKU HIDROLOGI DWIdosen.univpancasila.ac.id/dosenfile/... · 2018. 3. 30. · 6,./86 +,'52/2*, +rz wr +\gurorjlfdo &\foh lq 7kh (duwk +lgurorjl dgdodk lopx whqwdqj dlu \dqj dgd gl](https://reader033.fdocuments.mx/reader033/viewer/2022053113/6089ca67410dd4227c4d1cb1/html5/thumbnails/64.jpg)
59
R = X1218t + 54
X (1 − t) + 1272t
Dimana :
t : durasi curah hujan dalam satu jam
Xt : Curah hujan maksimum yang terpilih
I =Rt
Untuk 1 ≤ t < 24 jam :
R = 11300tt + 3,12
Xi100
Dimana :
t : durasi curah hujan dalam satuan waktu
R,Rt : curah hujan maksimum yang terpilih
t : Durasi curah hujan (jam)
Xt : Curah hujan harian maksimum yang terpilih (mm/hari)
Dengan nilai contoh yang sama, akan tetapi ditambah dengan durasi 60
menit
Durasi 5 menit
R = X1218t + 54
X (1 − t) + 1272t
= 55,35
Untuk 1 ≤ t < 1 jam
R = 11300tt + 3,12
Ri100
= 32,87
I =Rt
= 394,46mm/jam
Durasi 60 menit
R = X1218t + 54
X (1 − t) + 1272t
![Page 65: BUKU HIDROLOGI DWIdosen.univpancasila.ac.id/dosenfile/... · 2018. 3. 30. · 6,./86 +,'52/2*, +rz wr +\gurorjlfdo &\foh lq 7kh (duwk +lgurorjl dgdodk lopx whqwdqj dlu \dqj dgd gl](https://reader033.fdocuments.mx/reader033/viewer/2022053113/6089ca67410dd4227c4d1cb1/html5/thumbnails/65.jpg)
60
= 56
Untuk 1 ≤ t < 24 jam
R = 11300tt + 3,12
Ri100
= 29,33
I =Rt
= 29,33 mm/jam
8.4. Debit Banjir Rencana
8.4.1. Debit Banjir Rencana Metode Nakayasu
Penggunaan metode ini, memerlukan beberapa karakteristik
parameter daerah alirannya, seperti :
A. Tenggang waktu dari permukaan hujan sampai puncak hidrograf (time of
peak)
B. Tenggang waktu dari titik berat hujan sampai titik berat hidrograf (time
lag)
C. Tenggang waktu hidrograf (time base of hydrograph)
D. Luas daerah aliran sungai
E. Panjang alur sungai utama terpanjang (length of the longest channel)
Koefisien pengaliran
Penggunaan metode ini memerlukan beberapa karakteristik parameter
daerah pengalirannya,seperti:
R = 1 – (1 – P)n = 1-(1tenggang waktu dari permulaan hujan sampai
puncak hidrograf (time of peak)
R = 1 – (1 – P)n = 1-(1tenggang waktu dari titik berat hujan sampai titik
berat hidrograf (time lag)
R = 1 – (1 – P)n = 1-(1tenggang waktu hidrograf (time base of hidrograph)
R = 1 – (1 – P)n = 1-(1luas daerah aliran sungai
![Page 66: BUKU HIDROLOGI DWIdosen.univpancasila.ac.id/dosenfile/... · 2018. 3. 30. · 6,./86 +,'52/2*, +rz wr +\gurorjlfdo &\foh lq 7kh (duwk +lgurorjl dgdodk lopx whqwdqj dlu \dqj dgd gl](https://reader033.fdocuments.mx/reader033/viewer/2022053113/6089ca67410dd4227c4d1cb1/html5/thumbnails/66.jpg)
61
R = 1 – (1 – P)n = 1-(1panjang alur sungai utama terpanjang (length of the
longest channel)
Rumus dari hidrograf satuan Nakayasu adalah:
)3,0(6,3
..
3,0TTp
RoACQp
dengan :
Qp = debit puncak banjir (m3/dt)
Ro = hujan satuan (mm)
Tp = tenggang waktu dari permulaan hujan sampai puncak
banjir (jam)
T0,3 = waktu yang diperlukan oleh penurunan debit, dari puncak sampai
30% dari debit puncak (jam)
A = luas daerah pengaliran sampai outlet (km2)
Untuk menentuka Tp dan T0,3 digunakan perumusan sebagai berikut
Tp = tg + 0,8 tr
T0,3 = α tg
Tr = 0,5 tg sampai tg
tg adalah time lag yaitu waktu antara hujan sampai debit puncak banjir
(jam). tg dihitung dengan ketentuan sebagai berikut :
sungai dengan panjang alur L > 15 km : tg =0,4 + 0,058 L
sungai dengan panjang alur L < 15 km : tg = 0,21 L0,7
perhitungan T0,3 menggunakan ketentuan
α = 2 pada daerah pengaliran biasa
![Page 67: BUKU HIDROLOGI DWIdosen.univpancasila.ac.id/dosenfile/... · 2018. 3. 30. · 6,./86 +,'52/2*, +rz wr +\gurorjlfdo &\foh lq 7kh (duwk +lgurorjl dgdodk lopx whqwdqj dlu \dqj dgd gl](https://reader033.fdocuments.mx/reader033/viewer/2022053113/6089ca67410dd4227c4d1cb1/html5/thumbnails/67.jpg)
62
α = 1,5 pada bagian naik hidrograf lambat, dan turun cepat
α = 3 pada bagian naik hidrograf cepat, dan turun lambat
Pada waku naik : 0 < t < Tp
Qa = (t/Tp)2,4
dimana Qa adalah limpasan sebelum mencapai debit puncak (m3/dt)
Pada kurva turun (decreasing limb)
a. selang nilai : 0 ≤ t ≤ (Tp + T0,3)
Qd1 =
3,03,0. T
Tpt
Qp
b. selang nilai : (Tp + T0,3) ≤ t ≤ (Tp + T0,3 + 1,5 T0,3)
Qd2 =
3,0
3,0
5,1
5,0
3,0. T
TTpt
Qp
c. selang nilai : t > (Tp + T0,3 + 1,5 T0,3)
Qd3 =
3,0
3,0
2
5,1
3,0. T
TTpt
Qp
Hidrograf satuan sintetik NAKAYASU ini banyak dipakai dalam
perencanaan bendungan-bendungan dan perbaikan sungai di proyek Brantas (Jawa
– Timur ), antara lain untuk menetukan debit perencanaan bendungan-bendungan
Lahor, Wlingi, Widas, Kesamben, Sengguruh, Wonorejo, dan perbaikan Sungai
Brantas bagian tengah.
Tabel 8.9. Lengkung Hidograf Nakayasu
Karakteristik Notasi Persamaan Awal Akhir
Notasi Nilai Notasi Nilai
Lengkung Naik Qa Qp . (t/Tp)2,4 0 0 Tp 3.0 Lengkung Turun Tahap 1 Qd1 Qp . 0,3^[(t-Tp)/T0,3] Tp 3.0 Tp + T0,3 9 Lengkung Turun Tahap 2 Qd2 Qp . 0,3^[(t-Tp+0,5T0,3)/1,5T0,3] Tp + T0,3 9 Tp + T0,3 + 1,5T0,3 13 Lengkung Turun Tahap 3 Qd3 Qp . 0,3^[(t-Tp+1,5T0,3)/2T0,3] Tp + T0,3 + 1,5T0,3 13 ~ ~
![Page 68: BUKU HIDROLOGI DWIdosen.univpancasila.ac.id/dosenfile/... · 2018. 3. 30. · 6,./86 +,'52/2*, +rz wr +\gurorjlfdo &\foh lq 7kh (duwk +lgurorjl dgdodk lopx whqwdqj dlu \dqj dgd gl](https://reader033.fdocuments.mx/reader033/viewer/2022053113/6089ca67410dd4227c4d1cb1/html5/thumbnails/68.jpg)
63
8.4.2. Debit Banjir Rencana Metode Gamma I
Hidrograf satuan sintetik Gama I dikembangkan oleh Sri Harto (1993, 2000)
berdasar perilaku hidrologis 30 DAS di Pulau Jawa. Meskipun diturunkan dari
data DAS di pulau Jawa, ternyata hidrograf satuan sintetik Gama I juga berfungsi
baik untuk berbagai daerah lain di Indonesia (Triatmodjo, 2008). HSS Gama I
terdiri dari tiga bagian pokok yaitu sisi naik (rising limb), puncak (crest) dan sisi
turun / resesi (recession limb). Gambar 2-2 menunjukan HSS Gama I. Dalam
gambar tersebut tampak ada patahan dalam sisi resesi. Hal ini disebabkan sisi
resesi mengikuti persamaan eksponensial yang tidak memungkinkan debit sama
dengan nol. Meskipun pengaruhnya sangat kecil namun harus diperhitungkan
bahwa volume hidrograf satuan harus tetap satu.
Gambar 8.1. Gambar Hidograf satuan sintetik Gamma -1 ( Triatmodjo, 2008)
HSS Gama I terdiri dari empat variabel pokok, yaitu waktu naik (time of rise -
TR), debit puncak (Qp), waktu dasar (TB), dan sisi resesi yang ditentukan oleh
nilai koefisien tampungan (K) (Triatmodjo, 2008).
a. Waktu mencapai puncak
= , .
+ , . + ,
![Page 69: BUKU HIDROLOGI DWIdosen.univpancasila.ac.id/dosenfile/... · 2018. 3. 30. · 6,./86 +,'52/2*, +rz wr +\gurorjlfdo &\foh lq 7kh (duwk +lgurorjl dgdodk lopx whqwdqj dlu \dqj dgd gl](https://reader033.fdocuments.mx/reader033/viewer/2022053113/6089ca67410dd4227c4d1cb1/html5/thumbnails/69.jpg)
64
Dimana :
TR : waktu naik (jam)
L : panjang Sungai (km)
SF : faktor sumber yaitu perbandingan antara jumlah semua panjang sungai
tingkat 1 dengan jumlah semua panjang sungai semua tingkat
Gambar 8.2. Sketsa Penentapan WF ( Triatmodjo, 2008)
Gambar 8.3. Sketsa Penentapan RUA ( Triatmodjo, 2008)
Wu : lebar DTA pada 0,75 L
Wi : Lebar DTA pada 0,25 L
Wf : Wu/Wi
![Page 70: BUKU HIDROLOGI DWIdosen.univpancasila.ac.id/dosenfile/... · 2018. 3. 30. · 6,./86 +,'52/2*, +rz wr +\gurorjlfdo &\foh lq 7kh (duwk +lgurorjl dgdodk lopx whqwdqj dlu \dqj dgd gl](https://reader033.fdocuments.mx/reader033/viewer/2022053113/6089ca67410dd4227c4d1cb1/html5/thumbnails/70.jpg)
65
SIM : faktor simetri ditetapkan sebagai hasil kali antara faktor lebar
(Wf) dengan luas relative DTA sebelah Hulu (RUA)
b. Debit Puncak
Qp = 0,1836 . A0,5886 . TR-0,4008 . JN0,2381
Dimana :
Qp : debit puncak (m3/detik)
JN : jumlah pertemuan Sungai
A : Luas DTA (km2)
TR : waktu Naik (jam)
c. Waktu Dasar
TB = T27,4132 . TR0,1457 . S-0,0986 . SN 0,7344 . RUA 0,2574
Dimana :
TB : waktu dasar (jam)
S : landai sungai rata-rata (slope rata-rata)
SN : frekuensi sumber yaitu perbandingan antara jumlah segment sungai-
sungai tingkat 1 dengan jumlah segment sungai semua tingkat.
RUA : perbandingan antara luas DTA yang diukur di hulu garis yang ditarik
tegak lurus garis hubung antara stasiun pengukuran dengan titik yang paling dekat
dengan titik berat DTA melewati titik tersebut dengan luas DTA total
RUA : AU/A
d. Indeks
0,43903 - 3,859x106 . A2 + 1,6985x10-13 (A/SN)4
Dimana :
![Page 71: BUKU HIDROLOGI DWIdosen.univpancasila.ac.id/dosenfile/... · 2018. 3. 30. · 6,./86 +,'52/2*, +rz wr +\gurorjlfdo &\foh lq 7kh (duwk +lgurorjl dgdodk lopx whqwdqj dlu \dqj dgd gl](https://reader033.fdocuments.mx/reader033/viewer/2022053113/6089ca67410dd4227c4d1cb1/html5/thumbnails/71.jpg)
66
indeks infiltrasi (mm/jam)
A : luas DTA
SN : frekuensi sumber yaitu perbandingan antara jumlah segment sungai-
sungai tingkat 1 dengan jumlah segment ungai semua tingkat
e. Aliran Dasar
Qb = 0,4751. A0,6444 . D0,9430
dimana :
Qb : aliran dasar (m³/det).
D : kerapatan jaringan kuras (drainage density) atau indeks kerapatan sungai
yaitu perbandingan jumlah panjang sungai semua tingkat dibagi dengan luas
DTA.
f. Waktu Kosentrasi
= 0,871000
,
dimana :
tc : waktu konsentrasi (jam)
L : panjang saluran utama (km)
S : kemiringan rata-rata saluran utama.
g. Faktor Tampungan
k = 0,5617.A0,1798 .S −0,1446 .SF −1,0897 .D0,0452
dimana :
k : koefisien tampungan.
A : luas DTA (km²).
S : landai sungai rata-rata.
SF : faktor sumber yaitu perbandingan antara jumlah semua panjang sungai
tingkat 1 dengan jumlah semua panjang sungai semua tingkat.
![Page 72: BUKU HIDROLOGI DWIdosen.univpancasila.ac.id/dosenfile/... · 2018. 3. 30. · 6,./86 +,'52/2*, +rz wr +\gurorjlfdo &\foh lq 7kh (duwk +lgurorjl dgdodk lopx whqwdqj dlu \dqj dgd gl](https://reader033.fdocuments.mx/reader033/viewer/2022053113/6089ca67410dd4227c4d1cb1/html5/thumbnails/72.jpg)
67
D : kerapatan jaringan kuras (drainage density) atau indeks kerapatan sungai
yaitu perbandingan jumlah panjang sungai semua tingkat dibagi dengan
luas DTA.
h. Debit yang diukur dalam Jam ke –t sesudah debit pncak dalam
Q1 = Qp. e-t/k
dimana :
Qt : debit yang diukur dalam jam ke-t sesudah debit puncak dalam (m³/det)
Qp : debit puncak dalam (m³/det)
t : waktu yang diukur dari saat terjadinya debit puncak (jam)
k : koefisien tampungan (jam)
i. Hidograf satuan sintetik Gama-1
Analisis hidrograf banjir untuk kala ulang dapat dihitung dengan persamaan
sebagai berikut :
Qtotal = U1.Rei + U2.Rei-1 + U3.Rei-2 + ....... + Un.Rei-(n+1) + Qb
Di mana :
Qtotal : debit banjir rancangan untuk periode ulang T tahun.
Un : ordinat unit HSS gama-I.
Rei : hujan efektif pada jam ke i.
Qb : aliran dasar(base flow).
8.5. Latihan
1. Dari data hujan harian periode waktu 10 tahun yang sudah kalian dapatkan,
hitunglah hujan rencana dengan semua metode, bandingkan hasilnya! Dan
berikan kesimpulan nya !!!!
2. Setelah didapatkan hujan rencananya hitunglah debit banjir rencananya!!!!
![Page 73: BUKU HIDROLOGI DWIdosen.univpancasila.ac.id/dosenfile/... · 2018. 3. 30. · 6,./86 +,'52/2*, +rz wr +\gurorjlfdo &\foh lq 7kh (duwk +lgurorjl dgdodk lopx whqwdqj dlu \dqj dgd gl](https://reader033.fdocuments.mx/reader033/viewer/2022053113/6089ca67410dd4227c4d1cb1/html5/thumbnails/73.jpg)
68
BAB 9
DEBIT ANDALAN
Debit andalan adalah besarnya debit yang tersedia untuk memenuhi kebutuhan air
dengan resiko kegagalan yang telah diperhitungkan. Dalam perencanaan proyek–
proyek penyediaan air terlebih dahulu harus dicari debit andalan (dependable
discharge), yang tujuannya adalah untuk menentukan debit perencanaan yang
diharapkan selalu tersedia di sungai (Soemarto, 1987).
Debit tersebut digunakan sebagai patokan ketersediaan debit yang masuk ke
waduk pada saat pengoperasiannya. Untuk menghitung debit andalan tersebut,
dihitung peluang 80 % dari debit infow sumber air pada pencatatan debit pada
periode tertentu.
= + 1
100%
Dengan ;
P = peluang (%)
m = nomor urut data
n = jumlah data
perencanaan teknik sumber daya air membutuhkan nilai probabilitas debit
diandalkan :
Penyediaan air minum dengan debit andalan 99 %
Pembangkit tenaga listrik dengan debit andalan 85 – 90 %
Perencanaan irigasi dengan debit andalan 70% - 85%
9.1. Metode Mock
Dikembangkan oleh FJ Mock (1973) berdasarkan daur hidrologi, menjelaskan
hubungan rainfall-runoff
Data yang diperlukan :
- Data hujan rerata bulanan
- Data klimatologi (penyinaran matahari, kec. Angin, kelembaban relative,
temperature
- Luas dan tataguna lahan DAS
Prinsip
![Page 74: BUKU HIDROLOGI DWIdosen.univpancasila.ac.id/dosenfile/... · 2018. 3. 30. · 6,./86 +,'52/2*, +rz wr +\gurorjlfdo &\foh lq 7kh (duwk +lgurorjl dgdodk lopx whqwdqj dlu \dqj dgd gl](https://reader033.fdocuments.mx/reader033/viewer/2022053113/6089ca67410dd4227c4d1cb1/html5/thumbnails/74.jpg)
69
- Memperhitungkan volume air yang masuk (hujan) keluar (infiltrasi,
perkolasi dan evapotranspirasi) dan yang disimpan dalam tanah (soil
storage)
- Dalam system mengacu pada water balance, volume air total yang ada
dibumi tetap, hanya sirkulasi dan distribusi yang bervariasi.
Hubungan antara inflow dan outflow pada suatu DAS untuk periode tertentu
disebut neraca air (water balance)
9.2. Latihan
Tentukan debit andalan dengan metode FJ Mock dari data Cuah hujan yag telah
kalian dapatkan pada bab sebelumnya !!!!
![Page 75: BUKU HIDROLOGI DWIdosen.univpancasila.ac.id/dosenfile/... · 2018. 3. 30. · 6,./86 +,'52/2*, +rz wr +\gurorjlfdo &\foh lq 7kh (duwk +lgurorjl dgdodk lopx whqwdqj dlu \dqj dgd gl](https://reader033.fdocuments.mx/reader033/viewer/2022053113/6089ca67410dd4227c4d1cb1/html5/thumbnails/75.jpg)
70
DAFTAR PUSTAKA
1. Anonim, 1986, Standar Perencanaan Irigasi KP-O1, Ditjen Pengairan
Departemen Pekerjaan Umum, Jakarta. 2. Anonim, 1987, Pedoman Keamanan Bendungan, Yayasan Badan Penerbitan
Pekerjaan Umum, Departemen Pekerjaan Umum, Jakarta. 3. Mengenal dasar dasar hidrologi, fr. Joice Martha, I r. Wanny Adidarma Dipl.
H. Nova, Bandung. 4. Hidrologi & Pemakaiannya, jilid I, Prof. Ir. Soemad yo, diktat kuliah ITS.
1976 5. Hidrologi Teknik Ir. CD. Soemarto, Dipl. HE 6. Anonim, 1987, Pedoman Perencanaan Hidrologi dan Hidraulika untuk
Bangunan di Sungai, Yayasan Badan Penerbitan Pekerjaan Umum, Departemen Pekerjaan Umum, Jakarta.
7. Anonim, 1991, Peraturan Pemerintah Republik Indonesia Nomor 35 Tahun 1991 Tentang SUNGAI, Direktorat Sungai, Ditjen Pengairan Departemen Pekerjaan Umum, Jakarta.
8. Anonim, 1993, Pembuatan Model Hujan Aliran PLN-PPE Release 01, Fakultas Teknik Universitas Gadjah Mada, Yogyakarta.
9. Bras, R.L., 1990, Hydrology, An Introduction to Hydrologic Science, Addison- Wesley Publishing Company, Canada.
10. Chow, V.T., D.R., Maidment dan L.W., Mays, 1988, Applied Hydrology, McGraw-Hill Book Company, New York.
11. Haan, C.T., 1977, Statistical Methods in Hydrology, The Iowa State University Press, Ames, Iowa.
12. Iman Subarkah, 1980, Hidrologi untuk Perencanaan Bangunan Air, Idea Dharma Bandung, Bandung.
13. Joyce Martha, W. dan Wanny Adidarma, 1982, Mengenal Dasar-dasar Hidrologi, Nova, Bandung.
14. 10. Hidrologi Untuk Pengairan, Ir. Suyono Sosrodarsono, Kensaku Takeda, PT. Pradnya Paramita, Jakarta , 1976.
15. Hydrotogi for Engineers, Ray K. Linsley Ir. Max. A. Kohler, Joseph L.H. Apaulhus.Mc.Grawhill, 1986.
16. Sri Harto Br., 1984, Mengenal Dasar Hidrologi Terapan, Biro Penerbit KMTS FT
17. UGM, Yogyakarta. 18. Sri Hat-to Br., 1993, Analisis Hidrologi, PT Gramedia Pustaka Utama,
Jakarta.