Petunjuk teknis Pengisian Usulan Alat Kesehatan SOPHI.pptx
Bahan kuliah hidrologi (s1)
1. HIDROLOGI TERAPAN
LITERATUR / KEPUSTAKAAN :
1. DASAR-DASAR HIDROLOGI Penyusun : Ir. Joyce Matrtha dan Ir. Wanny
2. HIDROLOGI TEKNIK Penyusun : Ir. C D Sumarto
3. HIDROLOGI UNTUK PENGAIRAN Penyusun : Ir. Sujono Sosrodarsono
4. HIDROLOGI TERAPAN Penyusun : Dr. Sri harto
5. HIROLOGI UNTUK BANGUNAN AIR Penyusun : Ir. Iman Subarkah
6. HYDROLOGI FOR ENGINEERING Penyusun : Linsley
7. HAND BOOKS HYDROLOGI Penyusun : Ven T Cho.
8. STATISTIK HIDROLOGI Penyusun : Ir. Suwarno
9. HIDROLOGI TERAPAN Penyusun : Dr. Bambang Triatmojo
2. PENDAHULUAN
Pengertian Hidrologi : Berasal dari dua kata yaitu Hidro (air) dan Logi (ilmu),
sehingga secara singkat dapat dijelaskan bahwa ; Rekayasa
Hidrologi adalah salah satu Ilmu Teknik yang mempelajari
tentang proses kejadian atau keberadaan air serta
pergerakannya yang ada di bumi, baik di atas permukaan
maupun di bawah permukaan tanah serta menyangkut masalah
kuantitas maupun kualitasnya.
Sejarah Penemuan Hidrologi :
Sebelum Tahun Masehi telah ditemukan sumur-sumur purba di Arab, Reservoar
terbesar di Mesir, Sistem Irigasi di Cina. Semua design hidrologi
berdasarkan pengalaman dan pengamatan.
Tahun 1452 Masehi Leonardo De Vinci dan Bernard Pallissy menemukan Siklus
Hidrologi.
Tahun 1608 Masehi Pierre Perrault dan Edme Mariotte Melakukan Pengukuran aliran
sungai dan membandingkan dengan hujan dan penguapan.
Tahun 1700 Masehi Halley membuktikan bahwa penguapan (evaporasi) dari air laut
merupakan satu-satunya sumber hujan (Presipitasi).
Tahun 1850 -- 1900 M. ditemukan Hidrologi Modern dengan dilakukannya pengukuran
Debit sesaat dan hingga thn 1930 telah dilakukan penggunaan
rumus empiris dan pengumpulan data debit sungai.
Tahun 1930 – 1950 M. Penggunaan konsep secara rasional , Teori Infiltrasi, hydrograph
dan aliran air tanah dan hingga sekarang penggunaan Teori
Linear dan Non Linear dari sistem hydrologi.
3. Di Indonesia Hidrologi dikembangkan sekitar akhir abad 19 oleh A.P. Melchior dan J.P. der
Weduwen. Hingga abad 20 diperkenalkan rumus empiris untuk perhitungan debit banjir
berdasarkan data curah hujan pada daerah aliran sungai dengan luas tertentu.
Pada tahun 1970 perkembangan hidrologi di indonesia semakin maju dan terbukti sangat
dibutuhkan sehingga bermunculan beberapa disiplin ilmu dan organisasi yang terkait
misalnya :
1. Masalah Pengembangan Sumber daya air, Irigasi, Geografi , Kehutanan dan
pertanian.
2. Pertambahan Jumlah Pos pengamatan hidrologi yang terkait dengan Meteorologi dan
Geofisika.
3. Perkembangan Teori Model yang didukung dengan Mathematika dan Simulasi
menggunakan komputer.
4. Munculnya Oraganisasi yang terkait dengan pemerhati air dan Lingkungan.
5. Terbentuknya Masyarakat Hidrologi Indonesia (MHI).
6. Terbentuknya Organisasi profesi terkait seperti: himpunan ahli teknik hidraulik
Indonesia (HATHI) dan Himpunan Teknik tanah Indonesia (HATTI).
Melihat besarnya perhatian terhadap Rekayasa Hidrologi, maka secara singkat dapat
dikatakan bahwa untuk mengaplikasikan teori dari ilmuan – ilmuan hidrologi
Peluang bagi peneliti muda dan mahasiswa untuk mengembangkan lebih jauh, terutama
dalam menentukan spesifikasi, peralatan dalam pendataan Hidrologi dan sumber air di
Indonesia.
4. MAKSUD DAN TUJUAN HIDROLOGI TERAPAN
Maksud Mempelajari Hidrologi Terapan adalah : Untuk mengetahui secara jelas
tentang sirkulasi atau pergerakan air, jumlah, distribusinya serta kejadian
perulangannya baik secara teoritis maupun secara realitas.
Adapun Tujuannya adalah : Sebagai Dasar penunjang untuk perencanaan dan
pengelolaan bangunan air sehingga, sasaran yang akan diperoleh dalam mempelajari
Rekayasa hidrologi secara umum terbagi dua yaitu :
1. Hidrologi Pemeliharaan (Operation Hydrologi) menyangkut tata cara :
- Pemasangan dan pembacaan alat ukur hidrologi.
- Penentuan Jaringan Stasiun Pengamatan.
- Pengumpulan Data, Pengelolaan data mentah dan analisa.
2. Hidrologi Terapan ( Applied Hydrology) menyangkut analisa hidrologi untuk
pengendalian dan kebutuhan air yang sasaran hendak dicapai adalah :
- Mengetahui jumlah air permukaan.
- Mengetahui kehilangan – kehilangan air dan penyebabnya.
- Mengetahui kebutuhan air.
- Menghitung Banjir Rencana atau Design Flood.
- Menentukan kapasitas Reservoar, Tinggi muka air, serta besar aliran (debit).
5. MATERI UNTUK BAHAN KULIAH
Materi dasar untuk bahan kuliah dikutip dari Literatur dengan penggunaan teori
secara aplikatif dengan penggunaan rumusan yang empiris dan tidak analitis sebagai
penyajian untuk strata satu. Adapun uraian isi mata kuliah Rekayasa Hidrologi sebagai
berikut :
• Sirkulasi air (Siklus Hidrologi)
• Meteorologi: Elemen-elemen Meteorologi, pengamatan, pengukuran, pengumpulan
dan analisa data Presipitasi, infiltrasi dan evaporasi.
• Curah Hujan , Intensitas durasi dan frekuensi.
• Limpasan Permukaan (run Off).
• Hubungan curah hujan dengan Limpasan permukaan.
• Pengukuran Debit Banjir dan Limpasan.
• Dasar – dasar analisa frekuensi.
• Perhitungan debit banjir Rencana.
• Pengukuran aliran air sungai dan Hidrograf
6. SIRKULASI AIR (SIKLUS HIDROLOGI)
Uraian jumlah air yang terdistribusi dimuka bumi kurang lebih 1400 juta km3. dari jumlah tersebut
sebahagian besar merupakan air laut (asin). Jumlah banyaknya air tersebut kurang lebih 1370 juta km
kubik merupakan air bebas di atas kulit bumi yang luasnya 510 km persegi dengan ketebalan 2700 m.
Menurut Holman (1962) air di daratan menyebar seluas 136 juta km persegi dengan ketebalan rata-rata
60m. Secara singkat uraian volume air dapat dilihat pada tabel dibawah ini :
Tempat Volume (x103 km 3) (%)
Danau dan air tawar
Sungai
Lengas tanah
Air tanah
Danau air asin dan laut mati
Atmosfir
Kutub Es dan Sungai Es
Salju
Laut dan Lautan
125
1,25
65
8250
105
13
29.200
1.360.000
0,64
0,008
0,002
2,1
97,25
7.
8.
9.
10. Siklus Hidrologi : Merupakan Daur Ulang Kejadian keberadaan air atau pergerakan air ke
udara/ atmosfir dan berkondesasi dalam bentuk gumpalan H2O berupa awan yang kemudian jatuh
kepermukaan tanah dalam bentuk butiran air.
Siklus merupakan suatu peristiwa yang tidak sesederhana kita bayangkan akan tetapi
merupakan Daur yang terdiri dari empat kejadian yaitu :
- Daur dengan kejadian yang singkat dan pendek
Jatuhnya hujan kepermukaan kemudian mengalir kelaut dan menguap.
- Daur yang tidak mempunyai keseragaman waktu
Pada musim kemarau seakan-akan daur terhenti, sedangkan pada musim hujan
kembali bersiklus
- Daur yang tergantung pada letak geografis dan keadaan iklim suatu lokasi yang
mempengaruhi intensitas dan frekuensinya.
Siklus berjalan sesuai posisi matahari menurut meridiannya .
- Daur yang kompleks, dengan berbagai kejadian hidrologis
Siklus hanya dapat diamati pada bagian akhir suatu curah hujan di atas permukaan
tanah kemudian mencari alur / arah menuju ke laut sebagai posisi konsentrasi
kemudian menguap.
11.
12.
13. KESETIMBANGAN DAN NERACAAIR (WATER BALANCE)
Perkiraan air yang ada secara kuantitatif dengan siklus hidrologi dapat dinyatakan berdasar
prinsip konservasi massa atau neraca air. Pada siklus hidrologi, persamaan neraca air dapat
digambarkan dengan suatu sistim sirkulasi yang terdiri dari tampung (tank) dan aliran permukaan
misalnya waduk, danau dan sejenisnya. Aliran masuk dan keluar pada salah sistem dapat
dievaluasi dengan periode waktu tertentu. Dengan mengambil interval waktu yang singkat atau
dengan durasi yang panjang maka neraca air tersebut dapat digambarkan dengan persamaan :
P + Qi + Gi – E – T – Qo – Go – ΔS = 0
di mana : P = Presipitasi
Qi dan Qo = Aliran masuk dan aliran keluar
Gi dan Go = Aliran Air tanah masuk dan keluar
E = Penguapan (evaporasi)
T = Evapotranspirasi
ΔS = Perubahan volume tampungan
Imbangan Air untuk daerah aliran sungai dengan durasi panjang. Apabila evaluasi
dilakukan dalam waktu dengan periode yang panjang (siklus tahunan), variasi tampung relatif
seimbang sehingga ΔS diabaikan. Jika pada suatu daerah aliran sungai tidak terdapat aliran masuk
maka Qi = nol artinya tidak ada transpormasi air tanah dari suatu daerah aliran sungai ke daerah
aliran sungai yang lain didekatnya sehingga Gi = Go = Nol maka persamaan menjadi :
P – E – T – Q = 0 Q = debit sungai
14. Imbangan Air untuk Badan air dalam periode singkat, misalnya dalam waktu menit,
jam-jaman maka perubahan tampungan harus diperhitungkan, sedangkan evaporasi, presipitasi dan
aliran air tanah dapat diabaikan sehingga bentuk persamaan kesimbangan airnya adalah :
𝐐𝐢 − 𝐐𝐨 −
𝚫𝐒
𝚫𝐭
= 𝟎
Imbangan Air untuk aliran permukaan, hanya diperhitungkan air permukaan yang ada.
P – E – T – I – Q – Sd = 0 I = infiltrasi
Sd = Tampungan cekungan
Apabila Sd = Nol pada persamaan tersebut di atas maka : Q = P – E – T – I
Atau dinyatakan : Aliran permukaan sama dengan presipitasi dikurang kehilangan air
(jumlah Evaporasi, evapotranspirasi dan Infiltrasi).
Konsep ini adalah dasar untuk menghitung besar limpasan pada sungai sebagai
bagian dari debit sungai dengan periode waktu yang relatif panjang. Misalnya bulanan atau
setengah bulanan. Apabila jika terjadi hujan perkiraan, evaporasi dan evapotranspirasi yang
terjadi pada periode sigkat adalah kecil kemungkinan dan dapat saja diabaikan sehingga
persamaan menjadi Q = P – I .
Pada umumnya persamaan ini digunakan untuk perkiraan debit banjir dengan cara
hidrograph yang timbul akibat hujan deras dengan waktu / durasi singkat.
15. CONTOH :
Apabila diketahui luas sebuah DAS 1000 Km2 dengan hujan rata – rata tahunan 2500
mm dan kehilangan air akibat infiltrasi 750 mm/tahun, penguapan 1000 mm/tahun serta
tampungan cekungan 200 mm/tahun. Berapa debit rerataa tahunan ?
Jawaban : P – E – T – I – Sd = Q
Kedalaman Limpasan : 2500 – 1000 – 750 – 200 = 550 mm/tahun
Besar Limpasan pada DAS : 1000 km2 x 550 mm/tahun
𝟏𝟎𝟎𝟎 𝐱 𝟏𝟎 𝟔
𝐱 𝟎, 𝟓𝟓𝟎
𝟑𝟔𝟓 𝐱 𝟐𝟒 𝐱 𝟑𝟔𝟎𝟎
= 𝟏𝟕, 𝟒𝟒 𝒎 𝟑
/𝐝𝐞𝐭𝐢𝐤
Diketahui Luas Waduk 1,57 km2 dengan debit aliran masuk dan keluar 2,50 m3/detik dan
5 m3/detik hitung perubahan tampungan jika penguapan yang terjadi 5 mm/hari dan aliran air
tanah diabaikan.
Jawaban : Q masuk = 2,50 x 24 x 3600 = 216 000 m3/hari
Q keluar = 5,00 x 24 x 3600 = 432 000 m3/hari
Penguapan = 5/1000 x 1,57 x 106 = 7850 m3/hari
Gunakan persamaan : P + Qi + Gi – E – T – Qo – Go – ΔS = 0
ΔS = Qi – Qo – E 216 000 – 432 000 – 7850 = 223,850 m3/hari
Sebuah waduk dengan luas permukaan 1,57 km2 , Debit masuk akibat banjir sebesar 100
ΔS satu jam kemudian 125 m3/detik, Debit keluar melalui pelimpah pada saat yang sama adalah 20
m3/detik dan 25 m3/detik. Ditanyakan perubahaan tampungan dan elevasi muka air dalam satu jam.
Jawaban : Debit masuk rata – rata : Qi = (100 + 125)/2 = 112,5 m3/detik
Debit keluar rata – rata : Qo = (20 + 25)/2 = 22,50 m3/detik
Gunakan persamaan Qi-Qo- ΔS/Δt=0
(ΔS/Δt) = Qi – Qo 112,50 – 22,50 = 90 m3/detik
ΔS = 90 x 1 x 3600 = 324 000 m3/jam
Perubahan muka air waduk selama satu jam (ΔS/A) = 324 000/(1,57 x 106) = 0,206 m
16. METEREOLOGI DAN KLIMATOLOGI
Meteorologi : adalah ilmu yang mepelajari phenomena fisik dari atmosfir, yang termasuk di dalamnya
, Tekanan udara, Kelambaban absoluth dan relatif, Kelambaban Nisbi, Kejenuhan
pengembungan dan titik beku (Temperatur bola basah dan temperatur aktual).
Klimatologi : adalah ilmu yang membahas tentang iklim, cuaca termasuk interpretasi statistik record
cuaca untuk mendapatkan data rata – rata, trend waktu, gambaran lokal dari cuaca,
meliputi ; Perhitungan radiasi matahari, derajat hari, angin hujan, temperatur rata –
rata bulanan dan harian, temperatur maksimum dan minimum dan penguapan.
Pos klimatologi lengkap :
Pos yang mempunyai alat – alat pemantau iklim di suatu wilayah : penakar hujan
otomatis, penakar hujan biasa, thermometer maksimum, thermometer minimum,
thermometer bola kering, thermometer bola basah, thermohigrograf, panci penguapan
kelas A, alat ukur lamanya penyinaran matahari, alat ukur energi radiasi matahari, alat
ukur kecepatan angin, dan sangkar meteo.
17. Fungsi Alat dan Jenisnya
Sangkar meteo : Bangunan berbentuk rumah yang terbuar dari kayu, berdinding jalusi dan dicat putih
berfungsi untuk menyimpan alat termohigraf, thermometer maksimum, thermometer minimum,
thermometer bola kering, dan thermometer bola basah.
Psikrometer standar : Satu unit peralatan yang terdiri dari thermometer maksimum, thermometer
minimum, thermometer bola kering, thermometer bola basah.
Termohigrograf : Alat ukur suhu udara dan kelembaban relatif (RH) udara secara otomatis.
Thermometer maksimum : Alat ukur suhu udara maksimum yang terbuat dari gelas dengan bejana
berbentuk bola dan pada ujungnya berisi air raksa.
Thermometer minimum : Alat ukur suhu udara minimum yang terbuat dari gelas berbentuk garpu
dan pada ujungnya berisi alkohol.
Themometer bola kering : Alat ukur suhu udara yang terbuat dari gelas dengan bejana berbentuk
bola, berisi air raksa dan ujungnya dalam keadaan kering.
Thermometer bola basah : Alat ukur suhu udara yang terbuat dari gelas dengan bejana berbentuk
bola, berisi air raksa dimana pada ujungnya dibalut kain kasa yang ujung kain tersebut direndam
dalam air.
Pan A : Panci penguapan kelas “A” yang terbuat dari plat besi dan dilengkapi dengan talang
penenang, titik tinggi pedoman serta takaran penguapan berskala.
Titik tinggi pedoman : Batasan ketinggian air pada panci penguapan kelas “A”
18. Anemometer : Alat ukut kecepatan angin dalam satuan km/hari.
Aktinograf : Alat ukur energi radiasi matahari satuan cal/cma/hari.
Pencatat lamanya penyinaran matahari : Alat untuk mengukur lamanya penyinaran matahari dalam
satuan %.
Penakar curah hujan otomatis : Alat ukur untuk mengukur ketebalan curah hujan secara otomatis dalam
satuan mm.
Penakar curah hujan biasa : Alat ukur untuk mengukur ketebalan curah hujan secara manual dalam
satuan mm.
Depressi : Perbedaan suhu bola kering dengan suhu bola basah.
PENGUKURAN DAN PERHITUNGAN DATA KLIMATOLOGI
Ikhwal yang harus dipenuhi dalam mengolah data klimatologi adalah sebagai berikut :
a) Data harian, minimal tersedia data jam-jaman;
b) Data bulanan, minimal tersedia dara harian;
c) Data tahunan, minimal tersedia data bulanan;
d) Perhitungan manual atau menggunakan komputer dengan program perangkat lunak.
19. Suhu Rata – rata :
a. Suhu udara rata – rata harian (T), dihitung dengan rumus :
di mana T : adalah udara rata – rata harian (oC);
Tmax : adalah udara maksimum harian (oC);
Tmin : adalah udara minimum harian (oC).
b. Suhu udara rata – rata harian dalam satu bulan dihitung dengan rumus :
di mana T B : adalah suhu udara rata – rata harian dalam satu bulan (oC)
n : adalah jumlah hari dalam satu bulan.
c. Depresi (D), dihitung dengan rumus
D = Tbk – Tbb
di mana D = adalah depresi (oC).
Tbk = adalah temperatur bola kering (oC).
Tbb = adalah temperatur bola basah (oC)
Kelembaban Udara :
Salah satu fungsi kelembaban udara merupakan lapisan pelindung permukaan bumi dan dapat menurunkan
suhu dengan penyerapan dan pemantulan. Jika banyak uap air di udara yang bergerak akan mempengaruhi
besarnya curah hujan, intensitas dan durasi hujan. Banyaknya uap di dalam massa udara disebut
Kelembaban spesifik dan jika molekul – molekul air yang ada di udara menimbulkan tekanan setempar di
sebut tekanan uap aktual (Ea) dan dinyatakan dalam millbart (1MilB = 0,02953 inch Hg) sehingga
kelembaban spesifik (qs) dari udara sama dengan perbandingan dari massa uap air (gram) tehadap massa
udara yang lembab.
20. 𝑞𝑠 = 622.
𝐸𝑎
( 𝑝−0,378)
, oleh karena uap air relatif kecil maka, 𝑞𝑠 = 622.
𝐸𝑎
( 𝑝)
di mana ; Ea = Tekanan uap aktual ( milbart)
P = Tekanan Atmosfer (1 millbart = 100 dyne pada bidang 1 cm persegi)
( 1 p = 760 mm Hg = 1013,3 millbart)
Hubungan antara tekanan udara dan ketinggian dinyatakan dengan persamaan Laplace,
h = 18400.(1 + α.t) Log
𝜷𝒐
𝜷
Di mana ; h = Elevasi / ketinggian (selisih)
βo = Tekanan udara pada ketinggian awal (semula) satuan (mmHg).
β = Tekanan udara pada ketinggian h satuan (mm Hg)
α = Koefisien Pengembangan udara = 0,00367
t = Suhu rata – rata sampai ketinggian h meter satuan oCelsius.
Batas untuk banyaknya uap air yang terkandung di dalam suatu volume udara, di mana tekanan uap air dari
molekul – molekul pada batas tersebut meruapakan Tekanan uap jenuh (Es) sehingga :
Kelembaban Relatif (RH) merupakan perbandingan persentase dari uap air yang ada terhadap banyaknya uap
air yang dibutuhkan untuk membuat udara jenuh pada tekanan dan suhu yang sama :
RH = 100.
𝑬 𝒂
𝑬 𝒔
( dalam satuan % )
21. Kelembaban ditentukan dengan pembacaan dry buld dan wet buld phycrometer serta tekanan uap dihitung
dari : e = Es – 0,000367 p (t – tw) (1 -
𝒕𝒘−𝟑𝟐
𝟏𝟓𝟕𝟏
)
Di mana, t = suhu dry buld ( suhu udara ) oF
tw = suhu wet buld oF
Ea, Es dan p = Tekanan uap aktual, Tekanan uap jenuh dan tekanan atmosfir
Kelembaban relatif rata – rata harian (RH) dihitung dengan rumus :
𝐑𝐇 =
𝐑𝐇 𝐦𝐚𝐱+ 𝐑𝐇 𝐦𝐢𝐧
𝟐
Di mana : RH adalah kelembaban udara relatif rata – rata harian (%)
RH maks adalah kelembaban udara relatif maksimum harian (%)
RH min adalah kelembaban udara relatif minimum harian (%)
Kelembaban relatif rata- rata harian selama satu bulan (RHb) dihitung dengan menggunakan rumus :
𝐑𝐇 𝐁 =
𝐑𝐇
𝐧
n adalah jumlah hari dalam satu bulan yang dihitung
22. Pengukuran Kecepatan Angin :
Angin mempunyai pergerakan dan arah sehingga pengukuran di permukaan tanah dinyatakan dengan 16 arah
kompas (nata angin), Arah tersebut dinyatakan dengan satuan derajat dan kecepatan dinyatakan dalam satuan
mil/jam, Km/jam, m/det dan knot (1 knot = 1,852 km/jam atau = 1,51 mil/jam). Kecepatan angin harian,
dihitung dengan rumus : VA = (SP2 – SP1) x
𝑘1
𝒌𝟐
di mana : VA : adalah kecepatan angin, km/hari
SP1 : adalah pembacaan spidometer e 1 ( 1 hari sebelumnya)
SP2 : adalah pembacaan spidometer ke 2 ( saat pengamatan)
k1 : adalah koefiseian yang ditetapkan pada alat
k2 : adalah konversi dari satuan yang tertera pada alat,
Kecepatan angin rata – rata harian dalam satu bulan dihitung dengan menggunakan rumus:
VAB =
𝑽𝑨
𝒏
di mana : VAB = kecepatan angin rata – rata harian dalam satu bulan (km/hari)
n = jumlah hari dalam bulan yang dihitung;
Pengukuran Radiasi Matahari :
Radiasi matahari adalah sumber energi yang menentukan kondsi cuaca dan iklim. Dari sinar matahari
dipancarkan gelombang pendek (± 0,4 sampai 0,8 jam) dan sebaliknya bumi memantulkan kembali dengan
sinar glombang panjang (± 10 jam). Bagian yang sampai ke bumi disebut Insolasi. Sedangkan perbandingan
antara radiasi pantul dari bumi terhadap radiasi matahari disebut Albedo dan nilainya dinyatakan dalam
presentase
23. Durasi matahari dapat dihitung dengan rumus : DM = n/N x 100 %
di mana DM : Durasi penyinaran matahari (%)
n : Lamanya penyinaran matahari dari rekaman alat ukur.
N : Kemungkinan maksimum durasi penyinaran matahari dan
matahari terbit hingga terbenam (jam), sesuai posisi lokasi.
Perhitungkan radiasi matahari mingguan tipe OSK 726, dihitung dengan rumus :
RAM = A x 360 x C
di mana RAM : adalah energi radiasi matahari mingguan, cal/m2/hari
A : adalah luas bidang radiasi (hasil planimeter), cm2
360 : adalah konstanta
C : adalah koefisian alat
Perhitungan Radiasi matahari harian tipe Mikasa, dihitung dengan rumus :
RAh = A x 54,545 x C
di mana Rah : adalah energi radiasi matahari harian, cal/cm2/hari
A : adalah luas bidang radiasi (hasil planimeter), cm2
54,545: adalah konstanta
C : adalah koefisian alat
24.
25. PRESIPITASI
Suatu peristiwa Kejadian Jatuhnya cairan dari atmosfir ke permukaan bumi
Proses Presipitasi terbagi dalam dua bentuk :
- Presipitasi Climatologis : Proses Presipitasi di Udara.
- Presipitasi Hidrologis : Proses Presipitasi di darat.
Wujud Presipitasi terbagi dua :
- Presipitasi Cair : Hujan dan Embun
- Presipitasi Beku : Salju dan Hujan ES
Faktor – Faktor yang mempengaruhi terjadinya Presipitasi :
- Adanya Uap air di atmosfir.
- Faktor Meteorologi.
- Lokasi daerah, sehubungan dengan sistem siskulasi secara Umum.
- Rintangan yang sebabkan oleh pegunungan dan sebagainya.
Distribusi Presipitasi dalam bentuk curah hujan
- Daerah Equador ( 0 s/d 20 derajat ) hujannya rata-rata ± 150 sampai 300 mm/tahun
- Daerah yang letaknya 30 dan 40 derajat Bujur Timur hujannya rata-rata ± 400 sampai 800 mm/tahun
- Daerah Non Trofis hujannya rata-rata lebih kecil 200 mm/tahun hingga ± 10 mm/tahun.
- Daerah dengan garis lintang lebih besar 70 derajat hujannya tidak melebihi 200 mm/tahun.
26. PRESIPITASI DALAM BENTUK CURAH HUJAN
Data-data yang sangat penting dalam suatu analisa kejadian hujan dan merupakan
Parameter utama dalam perhitungan untuk suatu perencanaan dalam bidang keairan
adalah sebagai berikut :
Jumlah Presipitasi adalah :Banyaknya volume hujan, salju,es dan sejenisnya yang
jatuh kepermukaan atau areal-areal yang terke dan butuh akan air sesudah mencair
dalam keadaan terukur.
Apabila dilakukan pengukuran Presipitasi alam bentuk curah hujan akan diperoleh 5
(lima) unsur yaitu :
1. Tinggi Hujan (d) = banyaknya hujan yang dinyatakan dalam ketebalan air di atas
permukaan datar.
2. Intensitas (I) = Laju hujan atau tinggi kecepatan hujan dalam satu satuan waktu.
misalnya 30 mm/menit, 500mm/jam, 40cm/5jam .
4. Durasi atau lama waktu Hujan (t) = lamanya terjadi hujan dalam satu satuan waktu
misalnya satu jam, lima menit dst.
4. Frekuensi (T, Tr), = Kejadian ulang suatu peristiwa hujan yang dinyatakan dengan
waktu ulang atau Return Priode.
misalnya sekali setahun ( T=1), sepuluh kali dalam seratus tahun
(T=10) dst.
5. Catchman Area (Luas daerah Tamgkapan) = Luas geografis curah hujan yang
jatuh pada suatu areal hingga titik konsentrasi pengalirannya.
27. ANALISA CURAH HUJAN
CURAH HUJAN (PRESIPITASI)
- Curah hujan Lokal (Point Rain Fall)
Data diperoleh dari stasion yang berada pada daerah tangkap dalam sebuah wilayah perkotaan/
Daerah.
- Curah hujan Wilayah (Regional Rain Fall)
Diperoleh dari analisis distribusi curah hujan dari beberapa curah hujan lokal yang terjadi pada
wilayah atau daerah tangkapan dengan menggunakan metode-motode empiris seperti :
• Metode Arimathik atau cara aljabar .
Metode ini sangat simpel, digunakan apabila data catchman area tidak jelas dan keterbatasan
jumlah banyaknya stasiun pengamatan (point rain fall).
• Metode Poligon Thissien.
Metode ini lebih akurat bila dibandingkan dengan metode di atas, karena dapat menggambarkan
batasan tangkapan hujan dari masing-masing stasiun (point rain fall) yang ada dalam Catchman
area. Dengan menggunakan poligon dari garis hubungan tiap stasiun pengamatan tersebut.
Kelemahannya peta geografis hujan biasanya sulit ditemukan
• Metode Garis Isohiet.
Dibanding dengan kedua metode di atas, metode ini mempunyai tingkat ketelitian yang cermat oleh
karena adanya penggambaran peta topografi dan garis elevasi ketinggian hujan interval 10 mm
sampai 20 mm berdasarkan data curah hujan stasiun (point rain fall). Kelemahannya, sangat sulit
dalam penggambaran elevasi ketinggian hujan tiap stasiun dan memerlukan pengukuran garis
Isohiet.
28.
n
1i n
di
n
nd...2d1d
d
d1, d2, dn = tinggi curah hujan pada pos penakar 1, 2, ….n
n = banyaknya atau jumlah pos penakar hujan yang
diperhitungkan.
Tinggi curah hujan rata-rata
CARA RATA-RATA ALJABAR
31. MELENGKAPI DATA CURAH HUJAN YANG TIDAK TERCATAT ATAU HILAIIG
PADA STASIUN PENGAMATAN
Untuk pengisian kekosongan data yang tidak terekam atau tercatat diperlukan perkiraan
dengan dasar menggunakan data curah hujan dari dua atau tiga stasiun terdekat di sekitar
stasiun yang datanya tidak lengkap tersebut.
Apabila data curah hujan tahunan dari stasiun yang datanya hilang mempunyai selisih
kurang l0 % dari data tahunan tiga stasiun lainnya, maka perkiraaan data hilang dapat
dihitrmg dengan nilai rata - rata. Sebaliknya jika lebih besar dari 10 % maka di gunakan
beberapa metode empiris sebagai berikut :
32.
33. INTENSITAS DAN DURASI HUJAN
Intensitas hujan adalah ketinggian curah hujan yang terjadi dalam satu satuan waktu tertentu.
Besarnya intensitas hujan ini dapat dibaca dari kemiringan curva hasil pencatatan alat ukur curah
hujan otomatis.
Umumnya data curah hujan yang diperoleh dari stasiun penakar hujan baik manual
maupun otomatis merupakan curah hujan harian.
Dengan demikian dibutuhkan pengelolaan data yang merubah curah hujan harian menjadi
intensitas hujan yang berkaitan dengan lama dan kejadiannya (duration and frequency) yang
merupakan jangka waktu hujan yang pendek dengan berdasar pada curah hujan harian maksimum.
Pada perhitungan Intensitas hujan, lama curah hujan bervariasi misalnya 5 menit, 10 menit, 15
menit, 30 menit dan seterusnya.
Hasil perhitungan intensitas hujan akan digambarkan dalam bentuk grafik hubungan
intensitas dengan durasi berupa garis lengkung.
Pada grafik akan terbaca bahwa semakin pendek waktu hujan makin besar intensitas dan makin
lama waktu hujan makin kecil intensitasnya.
34. Pada penentuan intensitas hujan berdasarkan curah hujan jangka waktu pendek
dengan dasar curah hujan satu jam (60 menit), Umumnya digunakan dua cara yaitu :
Cara Pertama (I) yaitu Metode kombinasi Talbot, Sherman, Ishiguro.
Cara ini terdiri dari tiga rumus dengan nilai tetapan yang dapat diperoleh dengan
menggunakan persamaan Kwadrat terkecil (least square).
• Metode Prof. Talbot : I = a =
b =
• Metode Prof. Sherman : I = Log a =
n =
• Metode Dr. Ishiguro : I =
a =
b =
(i)(i))N(i
t)(i)(i)(it)(i
2
2.2
bt
a
(i)(i))N(i
.t)N(i(i)(i.t)
2
2
nt
a
t)t)(log(log)tN(log
t)i)(logt.log(log)ti)(log(log
2
2
t)t)(log(log)tN(log
i)t.logN(logt)i)(log(log
2
bt
a
(i)(i))N(i
)(i)t(i))(it(
2
22
(i)(i))N(i
t)(i)t(i)(i
2
2
35. di mana : I : Intensitas hujan ( mm/jam )
t : Lama terjadi hujan/durasi (menit, jam )
a , b & n : Konstanta (tetapan) ketergantungan hujan.
i : Curah hujan jangka waktu pendek t menit (mm/menit).
( i, tergantung t menit dan dapat diperoleh dengan rumus BELL bila mana,- Curah
hujan 60 menit /satu jam diketahui )
Untuk menghitung curah hujan jangka pendek dengan priode ulang tertentu dapat digunakan
metode rata-rata jam-jaman kejadian atau dasar durasi selain itu metode yang dikembang oleh
BELL sebagai berikut :
(60)
Pi = (0.21 ln T + 0,52)( 0,54 t0.25- 0,50 ) P (T)
Pi : Presipitasi/ Curah hujan jangka waktu pendek. satuan mm/ n. menit
T : Kala ulang (frekuensi hujan). satuan tahun
ln T : Logaritma naturalis dari kala ulang.
t : selang waktu curah hujan (durasi pendek). satuan menit, detik.
(60)
P(T) : Perkiraan curah hujan selama satu jam (60 menit) dengan kala ulang T tahun.
36. Cara kedua (II) Menggunakan Metode Mononobe , Metode ini berdasarkan curah hujan
harian (R24). Adapun perumusannya adalah sebagai berikut :
I =
dimana : I : Intensitas curah hujan (mm/jam)
R24 : Curah hujan maksimum dalam 24 jam
t : Lamanya curah hujan/durasi (jam).
24
R24
3/2
t
24
37.
38. EVAPORASI DAN EVAPORTRANSPIRASI
I. PENGERTIAN PROSES TERJADINYA EVAPORASI DAN EVAPORTRANSPIRASI
A. EVAPORASI
Proses atau peristiwa perubahan/pertukaran molekul air dari permukaan bumi
menjadi molekul uap di atmosfir yang diakibatka oleh suatu energi panas.
Faktor – faktor yang mempengaruhi terjadinya
evaporasi :
Faktor Meteorologi antara lain : Radiasi
Matahari, Suhu Udara Permukaan, Kelembaban,
Kecepatan Angin dan tekanan udara.
Faktor Geografis antara lain : Kualitas air
(Warna, Salinitas, Kesadahan), Siklus
pengaliran, Luas dan bentuk penampang air.
Faktor – faktor lain : Kandungan lengas tanah,
Karakteristik kapiler, siklus muka air tanah,
warna dan kualitas tanah, tipe kerapatan, tinggi
vegetasi dan ketesedian air.
39. B. EVAPORTRANSPIRASI
Selain penguapan langsung pada peristiwa evaporasi dikenal juga
penguapan tidak langsung yang disebut evaportranspirasi yang berasal dari dua
peristiwa atau kejadian penguapan yaitu Transpirasi dan evaporasi.
Transpirasi adalah proses berkurangnya molekul air di permukaan bumi melalui suatu
media tumbuh-tumbuhan dengan sistem sel stomata, sehingga setelah molekul air
meninggalkan tumbuhan dengan proses asimilasi pada daun maka peristiwa tersebut
menjadi evapo-transpirasi.
Faktor – faktor yang mempengaruhi
terjadinya transpirasi adalah:
Faktor Meteorologi antara lain : Radiasi
matahari (menyebabkan 90% transpirasi
berlangsung pada siang hari sedangkan
pada malam hari stomata tertutup)
Jenis tumbuh – tumbuhan : terjadinya
transpirasi oleh tumbuhan disebebkan
oleh terbatasnya persedian air untuk
kelembaban yang diperlukan untuk
tumbuh atau adanya titik layu serta
membesarnya stomata tumbuhan.
enis Tanah : Karena adanya kondisi
kadar air yang membatasi ketersedian air
untuk kebutuhan tanaman.
40. Evaportranspirasi atau Evaporasi Total, bertujuan untuk menghitung
kehilangan air dipermukaan baik pada tampungan maupun pada Daerah aliran
sungai sehingga kedua proses tersebut selalu memperhitungkan kondisi
dengan proses evapotranspirasi.
Pada perhitungan akan diperoleh dua parameter yang saling terikat yaitu:
Evaportranspirasi Potensial (PET/ETo) : Proses ini terjadi apabila
ketersedian air cukup (Baik dari presipitasi maupun dari aliran) untuk
memenuhi kebutuhan tanaman pada pertumbuhan yang optimum.
Manfaatnya adalah ; Untuk memperkirakan kebutuhan air pada Irigasi, dan
kebutuhan tumbuhan lainnya.
Evaportanspirasi Sesungguhnya (AET) : Besarnya penguapan aktual atau
sesungguhnya dimana kejadiannya akibat pemberian air seadanya pada
suatu analisa kebutuhan. Evapotranspirasi akan kecil apabila jumlah air
yang tersedia untuk kebutuhan berkurang oleh karena banyaknya evaporasi.
41. II. PENGUKURAN DAN PENETAPAN EVAPORASI DAN EVAPOTRANSPIRASI
Penentuan nilai evaporasi dan evapotranspirasi dapat ditentukan secara empiris
atau pendekatan dengan menggunakan alat ukur (Pengukuran Langsung) dan
perhitungan berdasarkan data-data klimatologi dan agroklimatologi (pengukuran
tidak langsung).
EVAPORASI :
1. Alat Pengukuran Evaprasi
Atmometer, terdiri dari jenis : Pitche, Livingstone, Black Belani alat ini tidak banyak
di gunakan di Indonesia.
Evaporigrafi, sebagai alat rekaman penguapan otomatis dan pencatatanya setiap
jam, alat ini harus dikontrol dengan panic penguapan.
PAN EVAPORASI (Panci Evaporasi) alat yang digunakan untuk mendapatkan
gambaran tentang besanrnya penguapan pada satu unit atau satuan permukaan
daerah aliran dengan memperhatikan faktor klimatologi. Penguapan alat ini sangat
tergantung pada kalibrasi koefisien PAN sehingga Penguapan Permukaan Bebas
dirumuskan Sbb:
42. C x Evap Panci.
dimana C = Koefisien Panci = atau
ew : Tekanan uap jenuh suhu udara permukaan air bebas
ea : Tekanan Uap actual pada suhu udara
ep : Tekanan uap jenuh udara pada suhu air di panic
Jenis – jenis panci Evaporasi dengan koefisen panci empirisnya :
Us Wather Bureau Class A Land Pan (Pan A)
Us Bureau of Plant Indstry Sunken Pan (BPI PAN)
USSR. GGI – 3000 Pan
Colorado Sunken Pan (Sunken in Ground) Koefisien panci untuk klas A
berkisar 0,60 – 0,80 rata-rata 0,70 sedangkan untuk type Colorado berkisar
0,75 – 0,86.
2. Perhitungan Evaporasi
Perhitungan laju penguapan muka air bebas (seperti pada waduk, danau) sebenarnya
tidak dapat di ukur secara langsung sehingga memerlukan perhitungan dengan rumus
empiris. Beberapa pendekatan dalam perkiraan laju penguapan bebas (evaporasi)
antara lain dengan metode-metode :
43. a. Metode Budget Air
Metode ini menggunakan metode kesetimbangan air atau neraca air (water
balance method) misalnya persamaan budget air untuk muka air waduk :
Eo = H + Qi + Qg – Qo – I – Pa
dimana ; Eo : Penguapan dari muka air danau.
H : Curah hujan yang langsung jatuh di danau
Qi : Aliran permukaan yang masuk ke danau
Qg : Aliran air tanah yang masuk ke danau
I : Rembesan atau Ifiltrasi di danau
Pa : Perubahan tampungan air dalam waduk.
b. Metode Budget Energi
Metode ini menggunakan basis perhitungan energi yang diterima dan energi
yang keluar dari sebuah tampungan dengan permukaan bebas seperti waduk
dan danau biasa juga disebut sebagai perhitungan neraca energi untuk merubah
suatu garam air pada temperature 20 derajat celcius dan kebutuhan energy
sekitar 586 kalori. Secara sederhana dapat dirumuskan sebgai berikut:
44. Energi yang diterima oleh tampungan Ri = Rs (1 – α) – Rb + Ra
dimana Rs: Radiasi global (kal/cm2/hari) gelombang pendek dari matahari
dan langit
.a : Albedo, Koefisien refleksi dari permukaan terhadap radiasi
gelombang pendek nilainya sekitar ; 0,10 – 0,30 untuk daerah
yang berevegetasi; 0,15 – 0,40 untuk daerah terbuka ; 0,05 –
0,07 untuk tampungan (Badan Air)
Rb : Radiasi gelombang panjang pada tampungan
Ra : Energi Bersih pada tampungan Energi yang keluar
Rb : Radiasi gelombang panjang pada tampungan
Ra : Energi Bersih pada tampungan
Energi yang keluar dari tampungan Ro = Rb + Re + Rt
dimana Ro : Perpindahan panas dari tampungan (badan air) ke udara oleh
karena konvensi (kal/m2/hari),
Re : Energi yang diperlukan untuk proses penguapan
Rt : Penambahan Energi Simpanan dalam tampungan
Apabila dari persamaan energy masuk, Ra = 0 dan pada persamaan energy
keluar Rt = 0 maka diperoleh hubungn energy yang diterima sama dengan
energy yang keluar :
Ri = Ro
Rs (1 – α) – Rb = Rh + Re
45. Energi yang digunakan untuk proses penguapan sebesar Ro adalah sebanding
dengan penguapan, oleh karena itu laju penguapan dari suatu tampungan (waduk
atau danau) akan setara dengan besarnya Ro dan dapat diperkirakan dengan
persamaan :
dimana Eo : Laju penguapan (cm/hari)
Ro : Energi yang diperlukan untuk proses penguapan
ρ : Rapat massa air (gram/m3)
L : Panas Laten penguapan
c. Metode Perpindahan Massa
Asumsi laju penguapan merupakan fungsi dari perbedaan antara nilai tekanan
uap jenuh (ea) pada temperature air (Ts) dengan nilai tekanan uap actual (ea)
udara diatas permuakan pada temperatus udara (Ta). Pemindahan uap terjadi
karena adanya angina yang memindahkan molekul air secara kontiu. Apabila
lapisan udara diatas permukaan air menjadi jenuh yang terjadi adalah kondensasi
bukan penguapan. Perhitungan dengan perpindajan massa ini dikenal dengan
hukum Dalton (Aerodynamik Method) menyatakan bahwa Penguapan permukaan
bebas akan sebanding dengan defisit kejenuhan (es – ea) dan fungsi dari
kecepatan angin f(U) sehingga persamaannya adalah : Eo = k (es – ea) f(U)
46. Nilai es dapat ditemukan berdasarkan data temperatur permukaan air sedangkan
nilai tekanan uap diatas muka air (ea) dihitung berdasarkan data es dikalikan nilai
kelembaban relatief (Rh). Pengembangan diri rumus di atas memunculkan
beberapa persamaan empiris antara lain:
Persamaan Mayer :
dimana Eo = Penguapan (inch/hari)
k = Koefisien untuk tampungan terbuka (danua)
Es = Tekanan uap jenuh pada temperatur air (Ts)
ea = Tekanan uap udara pada temperatur udara (Ta)
w = kecepatan angin harian rata-rata (mil/jam) pada ketinggian feet.
Persamaan Danau Hafiner :
dimana Eo = Penguapan muka air bebas (mm/hari)
es = Tekanan uap jenuh (mm Hg) pada temperatur air (Ts)
ea = Tekanan uap udara (mm Hg) pada temperatur udara (Ta)
Us = Kecepatan angina (m/det) pada ketinggian 8 meter di atas
Permukaan.
Persamaan Rohwer
Persamaan ini mengasumsikan bahwa angina adalah faktor yang
mempengaruhi evaporasi terbesar, E = a (ew – ea) (1 + bV)
47. Parameter a dan b diperoleh dari penilitian/penyilidikan, sehingga dari pengukuran
di Frot Collins (Colorado) terhadap PAN Evaporation maka persamaan Rohwer
menjadi : E = 0.484 ( 1 + 0,6 V) (ew – ea)
Dimana E = Evaporasi (mm/hari)
ew = Tekanan Uap jenuh dengan temperature air
ea = Tekanan Uap di udara
V = Kecepatan angina rata-rata dalam sehari.
Persamaan Orstom
Metode ini adalah salah satu mengacu pada hokum Dalton untuk daerah tropis
dan didasari oleh pengukuran 15 stasiun klimatologi di Afrika.
E = 0, 348 (1 + 0,588 V) (ew – ea)
Persamaan Penman
dimana E = Penguapan (mm/hari)
es = Tekanan uap jenuh pada suhu rata-rata harian
ea = Tekanan uap sebenarnya
V = Kecepatan angina ketinggian 2 meter diatas permukaan
(mil/hari)
48. EVAPOTRANSPIRASI
1. Alat Ukur Evapotranspirasi
Alat ukur yang digunakan untuk pengukuran evaportranpirasi umumnya berdasarkan
experiment atau percobaan.
Lysimeter, terbuat dari bejana berisi tanah dan diberi tumbuhan yang sesuai lahan
yang ditinjau, kondisi tanah harus diatas kondisi lapang atau disebut kapasitas
menahan air yaitu jumlah air yang ditahan dalam tanah setelah gravitasi yang
berlebih tertiris kelaur. Besanrnya evapotranspirasi potensial dan actual dapat
diperoleh dari pembacaan alat ini dengan melihat kesetimbangan air sebagai
berikut : ETo = hujan + Tambahan air – Perkolasi (drain)
Phytometer, alat ini digunakan untuk mengukur transpirasi dengan menggunakan
POT yang ditanami satu dua batang. Pohon atau tanaman yang dapat tumbuh
dalam pot serta permukaan ditutup sehingga tidak memungkingkan terjadi
penguaoan permukaan tanah, hanya terjadi transpirasi oleh batang, alat ini
menggunkan prinsip aliran masuk dan aliran keluar:
(jumlah Aliran yang masuk = Jumlah aliran yang keluar + perrubahan Simpanan).
49. 2. Perhitungan Evepotranspirasi
pada perhitungan evepotranspirasi menggunakan beberapa rumusan bedasarkan
parameter model dari klimatologi yaitu :
a. Model Temperatur, dinamakan model temperature oleh karena untuk
memperkirakan Eto hanya berbasis satu data iklim yaitu data temperatur.
Persamaan atau rumusan yang masuk model ini adalah : Thornthwaite, Hamon,
dan Blaney-Criddle.
b. Model Temperatur kelembaban Relatif, memperkirakan Eto menggunakan
persamaan yang dihitung berdasarkan temperatur dan kelembaban relatif dari
David dan prosecoott, ivanov dan Hargreaves ( di Indonesia penggunaanya
harus diteliti lebih lanjut).
c. Model Radiasi Global, model ini menggunakan data radiasi yang tercatat pada
stasiun klimatoligi termasuk data durasi penyiaran matahari yang terukur.
Beberapa perumusan yang termasuk metode ini adalah : Hargreaves RS,
Steaphen, Radiasi FAO tanpa koreksi, Makkink, dan metode Turc.
d. Model dan metode Radiasi Bersih, berdasar pada data radiasi bersih (Rn, net
solar radiation).
e. Model kombinasi, berdasarkan data kelembaban relative, lama penyinaran,
temperature, kecepatan angin. Rumus-rumus empiris yang digunakan metode
ini adalah : Penman, Penman FAO (modification), Standar FAO,
50. f. Model Regresi : menggunakan data sendiri yang membangdingkan dengan metode
yang kombinasi memakai faktor korelasi dari persamaan regresi.
Eto = ao + a1X1 + a2X2 + ……anXn
ao, a1,a2,…….an = Koefisien regresi
X1,X2,………..Xn = jenis atau variable iklim
Rumus-rumus perhitungan Evepotranspirasi
1. Metode Thornthwaite,
Digunakan pada daerah yang beriklim sedang dan berada pada posisi kira-kira
antara 290 LU hingga 430 LU denga vegetasi yang pendek dan padat,
suflay/ketersedian air yang cukup.
Eto = C. T a
dimana, Eto = evapotranspirasi (cm/bulan)
T = temperature rata-rata bulanan (0 C/bulan)
C dan a = Koefisien besarnya ketergantungan lokasi
a = (675.10 -9).I
3
– (771.10 -7
)I
2
+ (1792.10
-5
)I +0.49239
C = bervariasi sebagai 1/I
Dapat juga menggunakan table heatbulan dari Thornthwaite,
Sehingga : Evapotranspirasi bulanan standar
Evapotraspirasi bulanan yang disesuaikan kondisi
51. S = Jumlah hari dalam bulan
Tz = Jumlah jam rata-rata per hari
dapat menggunakan tabel rata-rata penyinaran 30 hari/12 jam
Untuk nilai i yang sederhana menurut SERRA ; i : 0,009 t
1,5
a : 0,016.I + 0,5
2. Metode Hamon;
Metode ini menghitung evapotransipirasi dengan nilai kerapatan jenuh
berdasarkan temperatur dan kemungkinan durasi jam penyinaran matahari
terhadap satuan 30 hari dan 12 jam/hari.
ETo = Ch x D 2 x Pt
ETo = evapotranspirasi (inch/hari)
Ch = Koefisien = 0,55
D = Durasi penyinaran matahari
Pt = Kerapatan uap air jenuh (gram/m2/100) sebagai fungsi temperatur
3. Metode Blaney dan Criddle;
Umumnya digunakan untuk memperkirakan kebutuhan air tanaman
.
ETo = K. p. (0,4572.t + 8,128 ) mm/hari
K = Koefisien tanaman tergantung pada tipe dan lokasi.
P = Porentasi jam penyinaran matahari per bulan dalam setahun atau j/J x 100
52. j = Rata-rata harian lamanya waktu siang hari untuk bulan tertentu.
J = Jumlah waktu lamanya siang dalam setahun
t = Temperatur rata-rata harian.
Saran untuk penggunaan nilai K adalah : K = 0,80 untuk daerah pantai
K = 0,85 untuk daerah kering
K = 0,75 untuk daerah tropis
Prosedur perhitungan ETo untuk suam bulan tertentu adalah sebagai berikut:
1. Can letak lintang daerah yang ditinjau.
2. Sesuai dengan letak lintang, cari nilai (P) melalui Tabel BC.1.
3. Cari data suhu rata-rata bulanan (t)
4. Dengan memakai nilai (p) yang didapat dari tabel BC.1 dan data terukur (t), hitung
ETo” = P (0,457.t + 8, 13). Untuk memudahakan pakai tabel BC.2 yang menyajikan
hubungan besaran ETo” dengan nilai (p) dan (t).
5. Sesuai dengan bulan yang ditinjau. Carilah nilai angka koreksi ( c ) melalui tabel BC.3.
6. Hitung ETo = c.ETo*
4. Metode Turc
Metode ini dapt digunakan apabila kelembaban relative (Rh) lebih besar dari 50 %
ETo = a ( lg + 50 ) (mm)
a : Koefisien yang merupakan fungsi jumlah hari perbulan
a : 0.40 untuk bulan dengan 31 hari
a : 0.39 untuk bulan dengan 30 hari
a : 0.37 untuk bulan Februari
t : temperature rata-rata tiap bulan (o C).
Ig : radiasi global selama 1 bulan (cal/cm2/hari) (Solar Radiation &
diffusion)
53. Apabila lg tidak diukur pada stasiun meteorologi, maka dapat ditentukan
untuk lgA : radiasi maksimum secara teoritis. (Tabel radiasi yang hanya tergantung
pada oLintang dari stasiun dan bulannya)
H : Lamanya penyinaran secra astronomis dalam 1 hari
H : Lamanya penyinaran matahari pada stasiun yang diukur oleh
heliograph Campbell atau Jordan.
h/H : adalah penyemuran relatif ( relative insolation) selama periode penelitian.
Apabila kelembaban relatif (Rh) lebih dari 50% maka persamaan TURC dikoreksi
menjadi:
5. Metode Penman
Metode ini dikembangkan berdasar pada keseimbangan energy yang emperhitungkan
volume air yang diubah di antara permukaan penguapan dan atmosfir.
IgA : Radiasi solar maksimum secara teoritis (cal/cm2)
a : Albedo ( koef pemantulan sinar) dari permukaan penguapan
a = 0,26 untuk permukaan pasir
a = 0,16 untuk permukan batu
a = 0,11 untuk hutan
a = 0,20 untuk tanaman hijau
a = 0,05 sampai 0,15 untuk permukaan air.
54. h : Lama penyinaran matahari pada stasiun ( sesungguhnya)
H : Lama penyinaran matahari dalam satu hari menurut Astronomi.
σ : Konstanta Stefan-Boltzman = 1,18 x 10-7 cal/cm2/hari/oK
T : Temperatur Udara di tempat teduh
e : Tekanan uap air di tempat teduh
ew : Tekanan uap maksimum pada temperatur T
FT : Kemiringan kurva hubungan tekanan uap air jenuh terhadap temperatur, pada
temperature air yang ditinjau.
γ : Konstanta psychrometric untuk tekanan 1015 mb -> j = 0,65
V : Kecepatan rata-rata angin (m/jam) diukur setinggi 10 meter dari
permukaan penguapan
6. Penman Modifikasi (FAO)
ETo = c . ET*
ET* = w (0,75 Rs – Rn1) + ( 1 – w ) f(u) (ea – ed)
w : faktor yang berhubungan dengan temperatur (t) dan elevasi daerah. Untuk daerah
Indonesia dengan elevasi antara 0 – 500 m, hubungan harga t dan w.
Rs : Rasia gelombang pendek dalam satuan evaporasi (mm/hari) = (0,25 + 0,54 n/N)Ra
Ra : Radiasi gelombang pendek yang memenuhi batas luar atmosfir (angka angot) yang
dipengaruhi oleh letak lintang daerah.
Rn1 : Radiasi bersih gelombang panjang (mm/hari) = f(t) . f (ed) . f (n/N)
f( t) : fungsi suhu = σ . Ta 4
.σ : Konstanta
Ta : Suhu (o K)
f(ed) : Fungsi tekanan uap = 0,34 – 0,44 . √( ed )
55. f(n/N): Fungsi kecerahan = 0,1 + 0,9 n/N
N : Jumlah jam yang sebenarnya dalam sehari matahari bersinar(jam)
N : Jumlah jam yang dimukingkan dalam satu hari matahari bersinar (jam)
f(u) : Fungsi dari kecepatan angin pada ketinggian 2 m (m/dt) = 0,27 (1 + 0,864 u)
U : kecepatan angin (m/dt)
(ea – ed) : Perbedaan tekanan uap jenuh dengan tekanan uap yang Sebenarnya.
Ed : ea - Rh
Rh : Kelebaban udara relatif (%)
Ea : Tekanan uap jenuh (mbar)
Ed : Tekanan uap sebenarnya (mbar)
C : angka koreksi Penman yang memasukkan harga perbedaan kondisi cuaca siang dan
malam.
Prosedur perhitungan ETo berdasar rumus Penman adalah sebagai berikut:
1. Cari data suhu rata-rata bulanan
2. Berdasar nilai (t) earl besaran (ea), <W>, (1-W) dan f(t) dengan menggunakan rumus PN.1
3. Cari data kelebaban relatif (RH).
4. Berdasar nilai (ea) dan (RH) earl (ed) dengan menggunakan tabel PN.4.
5. Berdasarkan nilai (ed) melalui Tabel PN.5 earl f(ead)
6. Cari letak lintang daerah yang ditinjau
7. Berdasar letak lintang earl nilai (Ra) melalui Tebal PN.2
8. Cari data kecerahan matahari (n/N)
9. Berdasar nilai (Ra) dan (n/N) hitung atau gunakan Tabel PN.3 untuk mencari besaran (Rs)
10. Berdasarkan nilai (n/N) cari f(n/N) melalu Tabel PN.6
11. Carai data kecepatan angin rata-rata bulanan (u).
12. Berdasar nilai (u) earl f(u) melalui Tabel PN.7.
13. Hitung besar Rnl = f(t).f(ed).f(n/N)
14. Cari besar angka koreksi (c) Tabel PN. 8
15. Berdasarkan besaran nilai W, (1-W), Rs, Rn1, f(u), ea dan ed yang telah didapat.
56.
57. INFILTRASI DAN PERKOLASI
INFILTRASI adalah proses meresapnya air atau lolosnya air dari permukaan tanah
kebawah permukaan
PERKOLASI adalah pergerakan air dalam tanah melalui pori menyebabkan kebasahan
pada lapisan tak jenuh atau soil moisture zone unsaturated zone
hingga mencapai muka air tanah (water tableground water) atau
pada lapisan jenuh (saturated zone).
58. Tujuan Praktis Infiltrasi :
Mengurangi banjir pada permukaan tanah.
Dapat mengurangi terjadinya erosi tanah
Memberikan dan dapat memenuhi kebutuhan air tanaman
Sebagai sumber pengisian ulang air tanah
Dapat berfungsi sebagai penyedia aliran pada sungai dimusim kemarau
Faktor-faktor yang mempengaruhi terjadinya infiltrasi :
1. Karakteristik hujan (hubungan intensitas dengan infiltrasi )
2. Kondisi permukaan tanah:
a) Hubungan ukuran tetesan hujan dengan kerasnya kepadatan tanah atau pemadatan
mekanik
b) Ukuran partikel tanah yang membentuk pori. (soil permeability zone)
c) Hubungan laju awal aliran permukaan dengan kenaikan retensi permukaan.
d) Kemiringan tanah secara tidak langsung
e) Penggolongan tanah (Terrasering,pembajakan,vegetasi dan cadangan permukaan).
3. Kondisi penutup permukaan lahan (hubungan Limpasan dengan Koefisien pengaliran
permukaan) termasuk banyaknya endapan ,tombuh-tumbuhan dan Humus
59. 4. Transmibility tanah,
a) Besar pori yang dilewati dengan gaya gravitasi .
b) Lengas tanah akibat infiltrasi terbalik atau beragam.
c) Tingginya genangan permukaan dan tebalnya lapisan permukaan yang jenuh
menimbulkan gaya – gaya terikatnya air antara lain:
Gaya Absorbsi : Terikatnya molekul air dan beradhesi pada permukaan partikel.
Gaya Osmotik : Terikatnya molekul air oleh bahan-bahan kimiawi terlarut
Gaya Kapiler : Proses adhesi dan kohesi yang terjadi.
5. Karakteristik air tanah
a) Suhu air termasuk mempercepat infiltrasi pada waktu panas
b) Kualitas air mempengaruhi laju aliran baik pada infiltrasi maupun pada perkolasi
6. Udara yang terdapat dalam tanah
Apabila permukaan tanah dan permukaan air tanah sejajar dan air yang meresap
membentuk bidang tebal maka kedalaman yang dapat dicapai sebagai bidang infiltrasi diisi
oleh udara dan dapat ditentukan dengan persamaan
60. Parameter-parameter Infiltrasi dan Perkolasi.
Untuk memperhitungkan besar pengaruh infiltrasi pada ketersediaan air digunakan parameter
yang terkait antara lain :
» Kapasitas Infiltrasi (fc)
yaitu kecepatan infiltrasi maksimum yang bisa terjadi. Kapasitas ini tergantung dari kondisi
permukaan,termasuk lapisan teratas di permukaan. Dan dinyatakan dalam satuan mm/jam
atau mm/hari. Sedangkan kecepatan maksimum diperoleh saat awal hujan yang lebat yang
nilainya makin lama makin kecil mendekati kecepatan infiltrasi constant dan rendah bila propil
tanah menjadi jenuh.
» Kecepatan infiltrasi (fa)
yaitu kecepatan infiltrasi yang terjadi sesungguhnya. Kecepatan ini dipengaruhi oleh intensitas
hujan dan kapasitas infiltrasi.
Jika fa ˂ fc apabila i (intensitas hujan) ˂ fp dan fa=fc apabila i ≥ fc
61. » Kapasitas perkolasi (Pp)
yaitu kecepatan perklasi maksimum sangat ditentukan oleh kondisi tanah dibawah permukaan
pada diantara permukaan tanah dan muka air tanah. Perkolasi tidak akan terjadi lagi apabila
mencapai kapasitas lapang (field capacity/specific retention)sehingga di definisikan :
Jumlah perkolasi(mm) = jumlah infiltrasi yang terjadi (mm) – jumlah air yang diperlukan
mengisi kelembaban tanah (mm)
» Kecepatan Perkolasi (Pa)
yaitu kecepatan perkolasi sesungguhnya terjadi. Tergantung pada kondisi tanah, baik
permukaan tanah maupun di bawah permukaan. Nilainya di pengaruhi oleh kecepatan infiltrasi
dan kapasitas perkolasi
Alat-alat yang digunakan untuk menentukan kapasitas infiltrasi :
1. Infiltrometer, type gelang,jenis tabung
2. Lysimeter
3. Simulator hujan (splingker Uniform Atrificial Rainfall in plot).
62. PERHITUNGAN INFILTRASI :
● Kapasitas Infiltrasi (fc)
Untuk menghitung besarnya infiltrasi dan perkolasi mengacu pada suatu eksperimen pada
lokasi yang ditinjau atu diteliti dengan memperoleh kurva kapasitas infiltrasi sehingga
digambarkan dalam tiga kasus yaitu :
Intensitas Hujan (i) yang sama atau lebih besar dari pada kapasitas infiltrasi (fc).
Intensitas Hujan berselang (i1,i2,dan i3 ) yang lebih besar dari pada kapasitas infiltrasi (fc)
Intensitas Hujan (i) yang kurang dari pada infiltrasi (fc)
Rumus – rumus yang dikembangkan dalam perhitungan secara empiris adalah sebagai
berikut :
1. Kotiakov dan Lewis, F =A.tn
F = Infiltrasi (mm) dengan massa kumulatif
t = Durasi/waktu (jam)
a,n = Konstanta, harga-harga ini dinilai dari
persamaan garis lurus yang disesuaikan dengan
floting F dengan logaritma waktu (t).
2. Horton, fc-fa =(fo-fa) ekt .i ≥ fc ;
.kt = Konstanta
Rumus ini dapat dipergunakan untuk mengembangkan keadaan i ˂ fc.
63. 63
CONTOH PENGGUNAAN RUMUS KOSTIAKOV dan HORTON
TINGGI AIR
(mm)
BEDA
TINGGI
(mm)
KUMU. IN
FILTRASI
(mm)
LAJU INFILTRASI.
(cm/jam)
210,0
196,0
184,0
165,5
150,5
137,5
116,0
98,0
81,0
14,0
12,0
18,5
15,0
13,0
21,5
18,0
17,0
0
14
26
44,5
59,5
72,5
94,0
112,0
129,0
15/60 X 1,4 cm = 5,6
15/60 X 1,2 cm = 4,8
30/60 X 1,85 cm = 3,7
30/60 X 1,5 cm = 3,0
30/60 X 1,3 cm = 2,6
60/60 X 21,5 cm =2,15
60/60 X 1,8 cm = 1,8
60/60 X 1,7 cm = 1,7
JAM
BEDA
WAKTU
(menit)
KUMU .
WAKTU
(menit)
06.00
06.15
06.30
07.00
07.30
08.00
09.00
10.00
11.00
15
15
30
30
30
60
60
60
15
30
60
90
120
180
240
300
DARI DATA HASIL PENGUKURAN INFILTRASI BERIKUT
64. F (mm)
dari data
kumulatif
inflitrasi
t (waktu) data kumulatif waktu
15 30 60 90 120 180 240 300
14
129
Nilai K
a = n/m
n = 109 - 14
m = 300 - 15
PARAMETER RUMUS KOSTIAKOV DIPEROLEH DARI DATA KUMULATIF
YANG DIPLOTKAN PADA GRAFIK DOUBLE LOG
65. 3. Holtan (fc-fa) = k. fc1,387
untuk i ˂ fc dapat dikembangkan dengan cara yang sama.
4. Philip, (fc-fa) = [ a ⁄ 2 t ]1/2
Untuk penggunaan praktis nilai-nilai k, Fc,dan a harus diketahui sebelumnya. Karakteristik
infiltrasi bervariasi sesuai ruang atau Daerah aliran sungai oleh karena itu harga konstanta
yang tetap ini meliputi kondisi tanah pada kawasan yang ditinjau maka rumus ini bisa saja
tidak praktis.
● Kecepatan atau laju Infiltrasi (fa)
Selain dengan cara eksperiment dari factor limpasan dengan menggunakan alat ukur seperti
infiltrometer, simulator hujan dan sejenisnya kecepatan atau laju infiltrasi dapat dihitung
dengan cara :
– cara alami .
Metode ini menggunakan dasar perbandingan laju suplai air hujan dan limpasan
permukaan .
prosedurnya dapat dilihat pada gambar :
67. 67
# PEMBUATAN KURVA KUMULATIF INFILTRASI
f
(mm/jam)
KURVA LAJU INFILTRASI
t (waktu, pukul)
6.00 6.15 6.30 7.00 7.30 8.00 9.00 10.00 11.00
6,0 -
DATA KUMULATIF INFILTRASI SETIAP KALI PENGUKURAN
DIPLOTKAN KEDALAM KERTAS GRAFIK MILIMITER BLOK
5,5 -
5,0 -
4,5 -
4,0 -
3,5 -
3,0 -
2,5 -
2,0 -
KIRA-KIRA KURVANYA SEPERTI INI
68. Perkiraan kehilangan total dimungkinkan dengan anggapan bahwa intensitas
kehilangan selama hujan tidak beragam dengan waktu (constant). Tanges α
yang menghasilkan indeks Ø. Sehingga pada Kurva F (infiltrasi kumulatif)
dianalisa dengan memperkirakan kehilangan-kehilangan air yang lain seperti
akibat Da (Detensi Permukaan Lapisan Air), Sd (Cadangan Defresi
Permukaan),Intersepsi dan Evapotranspirasi. Metode ini hanya dapat
digunakan pada daerah aliran sungai yang kecil sehingga ini merupakan
metode alternative saja, Untuk Daerah aliran yang besar dibutuhkan kurva
kapasitas infiltrasi pada segmen-segmen daerah aliran sungai besar dan
seragam.
73. FREKUENSI HUJAN (PERIODE ULANG KEJADIAN HUJAN)
Pengertian Frekuensi curah hujan adalah pengulangan suatu kejadian curah hujan dengan
intensitas tertentu.
Adapun tujuan dari analisa frekuensi adalah sebagai berikut :
• Menyimpulkan atau memberikan kesan tentang sifat-sifat populasi dengan menggunakan urutan
pengamatan hidrologi masa lalu.
• Menaksirkan (Estimation) atau memperkirakan besarnya suatu kejadian, untuk periode ulang rencana
yang lebih kecil atau lebih besar dari rentang waktu pencatatan.
• Meramalkan(Prediction) dan menentukan periode ulang (kala ulang) dari kejadian-kejadian ekstrem
hasil pencatatan (seperti kejadian banjir atau musim kering) dan nilai probabilitasnya.
Prinsip perhitungan frekuensi, mengasumsikan distribusi curah hujan dalam selang
waktu yang sama dan dinyatakan dengan histogram (Distribusi simetris) dan teori
kemungkinan terlampau dan kemungkinan tak terlampau (probability of exceedance
and non exceedance).
Sedangkan periode ulang (return period), adalah jika laju data mencapai suatu
harga tertentu atau kurang dari perkiraan dan terjadi sekali dalam T tahun, maka
T dianggap sebagai periode ulang dari data atau disebut data kemungkinan T
tahun.
Sedangkan Analisis Frekuensi curah hujan adalah suatu analisa statistik yang
digunakan untuk memperkirakan suatu kejadian baik yang bernilai maksimum
atau minimum dengan kemungkinan terjadi rata-rata sekali dalam periode ulang
tertentu. Analisa frekuensi menggunakan sebaran/distribusi
74. ANALISA DISTRIBUSI STATISTIK
Data hujan maksimum harian di analisis untuk mendapatkan pola sebaran yang
sesuai dengan distribusi statistik yang ada. Cara mengukur besarnya dispersi
tersebut menggunakan parameter berikut (Soewarno, 1995).
Deviasi Standar (S)
Koefisien Skewness (Cs)
Pengukuran Kurtosis (Ck)
Koefisien Variasi (Cv)
P = 1/T
Dimana;
P = Probabilas terjadi (%)
T = Periode Ulang (Tahun)
75. Ukuran sebaran yang paling banyak digunakan adalah deviasi standar. Apabila penyebaran
sangat besar terhadap nilai rata-rata maka nilai Sx akan besar, akan tetapi apabila
penyebaran data sangat kecil terhadap nilai rata-rata maka nilai Sx akan kecil. Jika
dirumuskan dalam suatu persamaan adalah sebagai berikut (Soewarno, 1995):
Standar Deviasi ( Sx )
dimana,
S = Standar Deviasi
Xi = curah hujan minimum (mm/hari)
= curah hujan rata-rata (mm/hari)
n = lamanya pengamatanKoefisien Skewness ( Cs )
Kemencengan ( skewness ) adalah ukuran asimetri atau penyimpangan kesimetrian suatu
distribusi. Jika dirumuskan dalam suatu persamaan adalah sebagai berikut (Soewarno,
1995) :
3
1
3
-
2-1-
∑ )XXi(
Sx)n)(n(
n
=Cs
n
=i
dimana,
Cs = koefisien kemencengan
Xi = nilai variat
= nilai rata-rata
n = jumlah data
Sx = standar deviasi
76. Kurtosis merupakan kepuncakan (peakedness) distribusi. Biasanya hal ini dibandingkan
dengan distribusi normal yang mempunyai Ck = 3 dinamakan mesokurtik, Ck < 3 berpuncak
tajam dinamakan leptokurtik, sedangkan Ck > 3 berpuncak datar dinamakan platikurtik.
Koefisien Kurtosis ( Ck )
Leptokurtik
Mesokurtik
Platikurtik
∑
1
4
4
2
-
3-n2-1-
n
=i
k )XXi(
Sx))(n)(n(
n
=C
77. PERHITUNGAN FREKUENSI HUJAN
Metode Gumbel
Rtr = R + K. .Sx
Rtr = R + . Sx
Sx =
Rtr : Curah hujan dengan kala ulang T tahun.
R : Rata-rata curah hujan dari n tahun.
Ytr : Nilai reduksi variate dari variabel yang diharapkan terjadi pada periode ulang T .
: - Ln dapat dilihat pada tabel 0.1
Yn : Nilai reduksi rata-rata (reduced Mean), nilainya tergantung
jumlah data (n). dapat dilihat pada tabel 0.2
Sn : Nilai reduksi standar diviasi (Reduced Standard Diviation),
nilainya tergantung Jumlah data (n) . diperoleh dari tabel. 0.3
Sx : Simpangan baku (standar diviasi) dari data.
Sn
YnYtr
2
1-n
RRi
n
1i
T
1T
Ln
79. Metode Log Pearson Type III
Log Rtr = Log R + k ( S Log R )
n
LogRi
n
1i
1-n
n
1i
2
LogRLogRi
3
2)(SLogR)1)(n(n
RLog-RiLog
n
1i
n
--
3
Cara penggunaan metode ini,
1. Logaritmakan semua data (Ri ) menjadi (Log Ri)
2. Hitung nilai rata-rata data. Log R =
3. Hitung nilai standar diviasi data (S Log R) =
4. Hitung nilai koefisien ketidak simetrisan (Skewness Coefisien)
Cs =
5. Tentukan nilai k berdasarkan nilai Cs dengan menggunakan tabel (tabell distribusi log pearson III).
Rtr : Curah hujan dengan kala ulang T tahun.
Ri : Seria data pengamatan curah hujan.
n : Jumlah /banyak seri data.
k : Faktor frekuensi , diperoleh dari tabel 0.4 dan 05
82. Metode Iway Kodoya
Metode ini merupakan distribusi asymmetris dan dapat dirubah atau diperkirakan mempunyai distribusi
normal. Dengan demikian cara ini adalah cara distribusi terbatas sepihak (one sided finite distribution).
Jika data distribusi curah hujan mempunyai pencatatan cukup panjang atau jumlah data tidak kurang dari
20 tahun (n>20) maka metode ini cocok digunakan.
Perumusan menurut Iway Kodoya sebagai berikut :
Cara penggunaan metode Iway Kodoya :
Urut data dari nilai terbesar hingga nilai terkecil kemudian logaritmakan.
Hitung Rata-rata Logaritma data
83. RTr : Curah hujan dengan kala ulang T tahun.
Ri : Serial data pengamatan curah hujan.
R : Rata–rata data pengamatan dari n tahun.
Rs : Nilai data pengamatan urutan terbesar
Rt : Nilai data pengamatan urutan terkecil
n : Jumlah Data
: Variabel Normal , Kemungkinan Kala Ulang T
Hitung nilai b
Hitung nilai 1/c
84.
85. LIMPASAN PERMUKAAN (SURFACE RUN OFF)
Yang dimaksud dengan Limpasan adalah Debit air yang mengalir secara tidak beraturan di atas permukaan
bebas tanpa penampang yang mengatur arah dan kecepatan pergerakannya.
Sedangkan Limpasan Permukaan adalah Besarnya Volume air yang bergerak secara menyeluruh dan menyebar
pada daerah tangkapannya ditinjau dari titik terjauh hingga titik konsentasi/berkumpul.
Besar volume air tersebut sangat tergantung dari parameter parameter hidrologi antara lain : Luas daerah
tangkapan, Curah hujan dan Intensitas serta penutup lahan atau karteristik lahan untuk menentukan koefsien
limpasannya. Proses Limpasan terjadi dengan dua bentuk yaitu Limpasan Langsung dan tidak langsung.
Untuk mengetahui debit limpasan tersebut dapat dianalisa berdasarkan perhitungan dengan beberapa
metode baik untuk limpasan langsung maupun tidak langsung. Hasil analisa dari perhitungan bertujuan untuk
menentukan debit puncak dan debit banjir rencana (Design Flood) pada perencanaan bangunan bangunan air.
Metode perhitungan Limpasan Langsung yang umum digunakan dan sudah terpakai di Indonesia
berdasarkan standar nasional (SNI) untuk berbagai perencanaan antara lain; Perncanaan Drainase perkotaaan ,
pengendalian banjir dan lain- lainnya adalah :
86. 1. Metode Rasional.
Perhitungan limpasan hujan dengan menggunakan metode rasional sangat tergantung pada luas areal
pengaliran dan tata guna lahan daerah perencanaan. Penggunaan metode ini dibatasi dengan luas areal
maksimum 1300 Ha untuk lahan terbuka (non land use).
Perumusan metode ini adalah sebagai berikut :
Q = C I A atau Q = k C I A
Dimana : Q : Debit Limpasan (banjir rencana) m3/detik.
A : Luas areal tangkapan hujan
k : Faktor proporsionalitas nilainya = 0,278 untuk A (dalam satuan Km2 )
= 0,00278 bila A (dalam Satuan Ha).
C : Koefisien limpasan (Run off coeficient).
I : Intensitas hujan dengan durasi/lama waktu konsentrasi (tc) mm/jam.
Metode Rasional Modifikasi
Metode ini memperhitungkan faktor tampungan sebagai berikut :
Q = k. C. Cs. I . A dalam satuan m3/detik.
Dimana : Cs : Koefisien Tampungan ( storage coeficient).
87. Uraian Tentang Perhitungan dan Analisa Metode Rasional
Penentuan Koefisien Limpasan ( Run off Coefisien )
Koefisien Limpasan adalah proporsi hujan yang dapat menghasilkan limpasan, atau perbandingan antara tinggi
aliran terhadap tinggi hujan dalam waktu yang cukup panjang. Nilai ini didefinisikan sebagai koefisien
limpasan.
KONDISI LAHAN C KARAKTERISTIK
PERMUKAAN
C
PERDAGANGAN :
- Pusat Perdagangan
- Lingkungan sekitarnya
PERUMAHAN :
- Rumah-rumah tunggal
- Kompleks perumahan
-Daerah pinggiran/kumuh
- Apartemen/Asrama
INDUSTRI :
- Kawasan berkembang
- Industri besar/berat
Kebun, Taman, Kuburan
Taman bermain
Terminal dan rel kereta
Lahan tidak berkembang
0,70 – 0,95
0,50 – 0,70
0,30 – 0,50
0,40 – 0,60
0,25 – 0,40
0,50 – 0,70
0,50 – 0,80
0,60 – 0,90
0,10 – 0,25
0,10 – 0,25
0,20 – 0,40
0,10 – 0,30
JALANAN :
- Lapisan Aspal
- Lapisan Beton
- Lapisan Bebatuan / Batu
merah
- Lapisan Ber-kerikil
Alur jalan setapak
Lahan Beratap/Terlindung.
LAHAN TANAH BERPASIR :
- Kemiringan 2 %
- Kemiringan 2 % sampai 7 %
- Bertrap ( 7%).
LAHAN TANAH LUAS, KERAS
:
- Kemiringan 2 %
- Kemiringan rata-rata 2% - 7%
- Bertrap ( 7 % ).
0,70 – 0,95
0,80 – 0,95
0,70 – 0,85
0,15 – 0,35
0,70 – 0,85
0,75 – 0,95
0,05 – 0,10
0,10 – 0,15
0,15 – 0,20
0,13 – 0,17
0,18 – 0,22
0,25 – 0,35
88. Penentuan Koefisien Tampungan
Efek tampungan pada permukaan terhadap puncak banjir semakin besar bila areal aliran semakin luas. Efek
tampungan ini diperhitungkan dengan menggunakan koefisien tampungan (Cs) atau :
Cs = non dimensional.
dimana : tc : lama waktu konsentrasi aliran (flow time Consentration).
td : lama waktu yang diperlukan oleh titik hujan untuk - mengalir
sepanjang penampang /rongga yang dilewati (time of flow drain).
td2.tc
2.tc
Analisis Waktu Konsentrasi ( Time Off Consentration).
Yang dimaksud dengan waktu konsentrasi adalah selang waktu yang diperlukan oleh limpasan air untuk mengalir,
dari titik terjauh sampai ke titik terendah /pengeluaran (outlet). Nilai waktu konsentrasi dapat dihitung dengan
rumus :
0,77 – 0,385
tc = 0,0195 L . s ( Kirpich 1940 )
dimana : tc : lama waktu konsentrasi aliran (satuan menit atau jam)
L : panjang jarak dari titik terjauh mulai terjadinya limpasan sampai tempat terjadinya
genangan atau sama dengan panjang lereng permukaan (satuan meter).
s : kemiringan permukaan lahan yang ditinjau atau perbandingan antara selisih
ketinggian titik terjauh hingga titik genangan terhadap panjang jaraknya.
89. Selain dengan rumus Kirpich di atas besar waktu konsentrasi aliran
dapat diperoleh dengan cara empiris yaitu :
tc = to + td (dalam satuan menit).
dimana : to : waktu yang diperlukan oleh titik air hujan di atas permukaan pada areal pengaliran sampai
titik rencana analisa. Nilai to dan td dapat diperkirakan dengan rumus :
to = b =
Lo : panjang overland flow (satuan feet).
C : Koefisien limpasan
i : intensitas hujan (dalam satuan inch/jam).
Cr : Koefisien hambatan (retordance coeficient).
So : Kemiringan permukaan lahan.
2/3
1/3
(C.i)
41.b.Lo
1/3
So
Cr0,007.i
JENIS PERMUKAAN NILAI Cr
Permukaan halus
Tanah gundul, tanah padat, tanpa batu
Permukaan rumput jarang,tanah agak
kasar
Permukaan rumput rata-rata
Permukaan rumput padat
0,02
0,10
0,20
0,40
0,80
90. Sedangkan nilai td dapat diperkirakan berdasarkan kecepatan aliran pada permukaan (Ditch flow time).
Penentuannya tergantung sifat hidrolis :
td =
Ls : analisa panjang limpasan
Vs : rencana kecepatan rata-rata aliran
Vs
Ls
KEMIRINGAN RATA-
RATA
SALURAN ,
KECEPATAN RATA-
RATA
( meter/ detik )
Kurang dari 1,00
1,00 sampai 2,00
2,00 sampai 4,00
4,00 sampai 6,00
6,00 sampai 10,00
10,00 sampai 15,00
0,40
0,60
0,90
1,20
1,50
2,40To dapat juga ditentukan dengan grafik BUDS
92. 2. Metode Hydrograf dari SCS (us Soil Conservation Service).
Metode ini digunakan untuk analisa debit banjir rencana pada areal yang luas (lebih besar dari 1300 Ha).
Penggunaan metode ini umumnya pada perencanaan drainase perkotaan yang berada dalam kawasan
daerah pengaliran sungai (DPS) atau dengan istilah wilayah perkotaan yang mendapat banjir kiriman. Adapun
perumusan metode SCS ini adalah :
Q = (dalam satuan m3/detik ).
q = (cm)
dimana : Q : Debit banjir rencana (m3 /det).
A : Luas areal pengaliran (Ha).
q : Aliran permukaan / Limpasan langsung (cm).
P : Hujan maksimum.
Ia : Abstraksi awal (untuk DAS di indonesia Ia = 2,5 mm atau Ia = 0,20 S)
S : Daya tampung maksimum (cm) = atau CN =
tp : Waktu puncak hidrograf aliran (jam)
= D/2 + Lag time atau antara 0,60 hingga 0,70 (tc).
D : Durasi hujan atau lama terjadi hujan (jam).
CN : Curva Number (dapat dilihat pada tabel atau dihitung).
tp
q0,02081.A.
SIa)(P
Ia)(P 2
CN
1000
S254
25400
93. CN CURAH HUJAN UNTUK WILAYAH PERKOTAAN
DISKRIPSI PERMUKAAN CN - UNTUK KELOMPOK TANAH
Tipe Permukaan & Kondisi Hidrologi Porsentase rata-rata
wilayah kedap
air
A B C D
WILAYAH KOTA TERBANGUN
Lahan kosong (lapangan,Taman,
Lapangan golf dan sebagainya)
- Lahan Kritis (rumput kering 50%).
- Lahan menengah ( rumput lebih 75 %)
- Lahan subur (rumput lebih 75 %).
WILAYAH KEDAP AIR
- Lantai Parkir, Atap, Jalanan
(tidak termasuk ROW)
- Jalan Raya, Tikungan dan Saluran.
(tidak termasuk ROW)
- Parit terbuka ( termasuk ROW).
- Kerikil (termasuk ROW).
WILAYAH PERKOTAAN
- Pusat Perdagangan .
- Industri.
WILAYAH HUNIAN DENGAN UKURAN
RATA-RATA
- Luas 500 m2 atau Kota besar
- 1000 m2
- 1350 m2
- 2000 m2
- 4000 m2
- 8000 m2
Wilayah-wilayah perkotaan yang sedang
berkembang (untuk wilayah kedap air
bukan vegetasi)
85
75
65
38
30
25
20
12
68
49
39
98
98
83
76
89
81
77
61
57
54
51
46
77
79
69
61
98
98
89
85
92
88
85
75
72
70
68
65
86
86
79
74
98
98
92
89
94
91
90
83
81
80
79
77
91
89
84
80
98
98
93
91
95
93
92
87
86
85
84
82
94
94. Klasifikasi kelompok jenis tanah berdasarkan kondisi hidrologi untuk menentukan potensi
daya tampung maksimum :
- Kelompok A : Terdiri dari tanah-tanah berpotensi rendah, daya resapan besar,
walaupun kondisi basah. Pada umumnya terdiri dari pasair sampai
kerikil yang cukup dalam dengan tingkat transmisi yang tinggi (cepat
mengering dengan baik ).
- Kelompok B : Terdiri dari tanah-tanah dengan laju penyusupan (infiltrasi) sedang pada
keadaaan basah. Umumnya semakin dalam semakin kering dengan
tekstur halus sampai kasar dan tingkat transmisi airnya rendah.
- Kelompok C : Terdiri dari tanah-tanah dengan daya laju penyusupan yang lambat pada
keadaan basah. Biasanya mempunyai lapisan tanah liat yang
menghambat proses pengeringan vertikal, tekstur agak halus sampai
cukup halus dengan transmisi lambat.
- Kelompok D : Terdiri dari tanah-tanah dengan potensi limpasan tinggi, mempunyai
daya laju penyusupan (infiltrasi) yang sangat lambat pada saat basah,
umumnya terdiri dari tanah liat dengan penyerapan air yang tinggi (daya
swelling) dimana permukaan air tanah (water table) sangat tinggi di atas
permukaan atau tanah-tanah dangkal, tingkat transmisi airnya sangat
lambat.
