TINJAUAN PUSTAKA Daerah aliran Sungai Daerah aliran sungai yang diartikan sebagai bentang lahan yang dibatasi oleh pembatas topografi (to pography divide) yang menangkap, menampung dan mengalirkan air hujan ke suatu titik patusan (outlet) telah secara luas diterima sebagai satuan (unit) pengelolaan sumberdaya alam yang ada di dalam DAS (Tim IPB 2002). DAS sebagai sistem hidrologi dimana titik patusan merupakan titik kajian hasil air (water yield) menjelaskan lebih lanjut bahwa air di titik patusan tidak hanya berasal dari aliran di permukaan tanah (surface flow) tetapi juga berasal dari aliran di dalam tanah, yaitu aliran bawah permukaan (sub surface flow) dan aliran bumi (ground water flow). Pergerakan aliran bawah permukaan dan aliran bumi dipengaruhi oleh sifat tanah dan jenis serta struktur batuan (geology) yang terdapat disuatu DAS. Dengan melihat sistem hidrologi tersebut, batas s uatu DAS tidak hanya batas di permukaan tanah saja tetapi juga terdapat batas di dalam tanah, di mana batas keduanya tidak selalu bersesuaian (coincide). Batas di dalam tanah (di bawah permukaan tanah) relatif lebih sulit ditetapkan dan cenderung bersifat dinamis, sehingga dalam kegiatan praktis, batas suatu DAS hanya menggunakan batas di permukaan tanah, yang bersifat definitif untuk aliran permukaan dan bersifat indikatif untuk aliran di dalam tanah dan untuk keseluruhan sistem hidrologi DAS tersebut (Putro et al. 2003). Mengacu kepada pengertian DAS dalam uraian di atas, maka di dalam suatu DAS terdapat berbagai komponen sumberdaya, baik sumberdaya alam (natural capital), yaitu udara (atmosphere), tanah dan batuan penyusunnya, vegetasi, satwa, sumberdaya manusia (human capital) beserta pranata institusi formal maupun informal masyarakat (social capital), maupun sumberdaya buatan (man made capital) yang satu sama lain saling berinteraksi (interaction). Komponenkomponen sumberdaya tersebut adalah khas untuk suatu DAS sehingga menjadi karakteristik dari DAS tersebut (Putro et al. 2003). Daerah Aliran Sungai (DAS) sebagai satuan perencanaan terkecil mempunyai karakter yang spesifik yang sangat dipengaruhi oleh jenis tanah,
5
topografi, geologi, geomorfologi, vegetasi dan tataguna lahan (Seyhan 1977). Istilah “one river, one plan, one management” yang populer mengindikasikan pentingnya DAS dikelola sebagai suatu kesatuan utuh ekosistem sumberdaya alam (Tim IPB 2002). Cakupan luas suatu DAS bervariasi mulai dari beberapa puluh meter persegi sampai dengan ratusan ribu hektar yang memiliki komponen-komponen masukan yaitu curah hujan, komponen output yaitu debit aliran dan polusi/sedimen, dan komponen proses yaitu manusia, vegetasi, tanah, iklim, dan topografi, sehingga Asdak (2002), menyatakan bahwa pengelolaan DAS adalah suatu proses formulasi dan implementasi kegiatan atau program yang bersifat manipulasi sumberdaya alam dan manusia yang terdapat di DAS untuk memperoleh manfaat produksi dan jasa tanpa menyebabkan terjadinya kerusakan sumberdaya tanah dan air. Morfometri Daerah Aliran Sungai Istilah morfometri secara umum diaplikasikan pada pengukuran bentuk dan pola. Terkait dengan morfometri DAS maka yang dimaksud dengan morfometri DAS adalah pengukuran bentuk dan pola DAS dari suatu peta.
Dikarenakan
adanya saling hubungan antar faktor, salah satu (biasanya yang paling mudah diukur) seringkali dapat dijadikan sebagai pewakil untuk faktor yang lainnya. Faktor-faktor yang terpilih dapat dipergunakan untuk menduga respon hidrologi dari suatu daerah aliran sungai atau DAS terhadap masukan curah hujan di kawasan tersebut. Selain itu morfometri DAS juga dapat dijadikan sebagai faktor pembeda antara satu DAS dengan DAS lainnya untuk tujuan pembandingan maupun klasifikasi (Gordon et al. 1992). Parameter daerah tangkapan baik itu parameter topografi maupun parameter morfometri telah dikenal mempunyai pengaruh terhadap proses alih ragam hujan menjadi aliran/debit. Terdapat beberapa persamaan aliran yang kebanyakan persamaan empiris dan sintetik yang dibangun dengan menggunakan parameter DAS dikarenakan oleh ketiadaan data aliran (Sri Harto 2000a). Kontribusi dari aliran interflow yang tertunda dan aliran air tanah (ground water) ke sungai utamanya tergantung kepada variabel iklim dan topografi DAS.
6
Faktor topografi yang dominan adalah kelerengan DAS dan kerapatan Drainase (Mazvimavi et al. 2004). Hidrograf Hidrograf dapat digambarkan sebagai penyajian grafis antara salah satu unsur aliran dengan waktu (Sri Harto
1993).
Sedangkan hidrogaf limpasan
didefinisikan sebagi grafik yang kontinyu yang menunjukkan sifat-sifat dari aliran sungai berkaitan dengan waktu.
Normalnya diperoleh dari garis pencatatan
kontinyu yang mengindikasikan debit dengan waktu (Viessman et al. 1989). Hidrograf memberikan gambaran mengenai berbagai kondisi (karakteristik) yang ada di DAS secara bersama-sama, sehingga apabila karakteristik DAS berubah maka akan menyebabkan perubahan bentuk hidrograf (Sosrodarsono & Takeda
1983).
Hidrograf juga menunjukkan tanggapan menyeluruh DAS
terhadap masukan tertentu. Sesuai dengan sifat dan perilaku DAS yang bersangkutan, hidrograf aliran selalu berubah sesuai dengan besaran dan waktu terjadinya masukan (Sri Harto 1993). Linsley et al. (1982) menyatakan terdapat 3 (tiga) komponen penyusun hidrograf, yaitu : (1) aliran di atas tanah (overland flow/surface runoff), ialah air yang dalam perjalannya menuju saluran melalui permukaan tanah; (2) aliran bawah permukaan (interflow/ subsurface storm flow), ialah sebagian air yang memasuki permukaan tanah dan bergerak ke samping melalui lapisan atas tanah sampai saluran sungai. Kecepatan pergerakan aliran bawah permukaan ini lebih lambat dibandingkan dengan aliran permukaan; dan (3) aliran air tanah (groundwater flow) yang juga disebut sebagai aliran dasar. Sedangkan Viessman et al. (1989) menambahkan satu komponen lagi sebagai penyusun hidrograf. Sehingga menurutnya komponen hidrograf terdiri dari : (1) aliran permukaan langsung, (2) aliran antara (inter flow), (3) air tanah atau aliran dasar, dan (4) presipitasi di saluran air (channel precipitation). Wilson (1990) mengemukakan bahwa mula-mula yang ada hanya aliran dasar yaitu aliran yang berasal dari air tanah dan akuifer-akuifer yang berbatasan dengan sungai yang mengalir terus menerus secara perlahan-lahan sepanjang waktu.
Segera setelah hujan mulai turun, terdapat suatu periode awal dari
intersepsi dan infiltrasi sebelum setiap limpasan terukur mencapai aliran
7
sungai/anak sungai dan selama per iode turunnya hujan kehilangan tersebut akan terus berlangsung tetapi dalam jumlah yang semakin kecil. Apabila kehilangan awal telah terpenuhi, maka limpasan permukaan akan mulai terjadi dan akan berlanjut terus hingga mencapai suatu nilai puncak yang terjadi pada waktu TP. Kemudian limpasan permukaan akan turun sepanjang sisi turun (recession limb) sampai hilang sama sekali. Bentuk Hidrograf Bentuk hidrograf pada umumnya dapat sangat dipengaruhi oleh sifat hujan yang terjadi, akan tetapi juga dapat dipengaruhi oleh sifat DAS yang lain (Sri Harto
1993; Viessman et al. 1989).
Seyhan (1977) mengemukakan bahwa
hidrograf periode pendek terdiri atas cabang naik, puncak (maksimum) dan cabang turun. Sedangkan untuk hidrograf jangka panjang dibedakan menjadi 3 (tiga) yaitu Hidrograf bergigi, hidrograf halus dan hidrograf yang ditunjukkan oleh sungai- sungai besar (Ward 1967, diacu dalam Seyhan 1977). Perbedaan antara jangka pendek dan jangka panjang tersebut tergantung pada panjang waktu dari tujuan pengamatan yang dilakukan (Kobatake 2000). Seyhan (1977), Viessman et al. (1989) dan Sri Harto (1993) membagi hidrograf menjadi 3 (tiga) bagian yaitu sisi naik (rising limb), Puncak (crest ) dan sisi resesi (recession limb). Oleh sebab itu bentuk hidrograf dapat ditandai dari tiga sifat pokoknya, yaitu waktu naik (time of rise), debit puncak (peak discharge) dan waktu dasar (base time). Waktu naik adalah waktu yang diukur dari saat hidrograf mulai naik sampai terjadinya debit puncak. Debit puncak (Qp) adalah debit maksimum yang terjadi dalam kejadian hujan tertentu.
Waktu dasar (Tb) adalah waktu yang
diukur saat hidrograf mulai naik sampai waktu dimana debit kembali pada suatu besaran yang ditetapkan (Sri Harto 1993). Karakter kontribusi air tanah pada aliran banjir sangat berbeda dari limpasan permukaan, maka kontribusi air tanah harus dianalisis secara terpisah, dan oleh karenanya salah satu syarat utama dalam analisis hidrograf ialah memisahkankedua hal tersebut (Wilson 1990).
8
Tp = waktu naik Qp = debit puncak Tb = waktu dasar
QP
Debit (m3/detik) TP
Sisi Naik/Lengkung Naik Sisi Resesi/Lengkung Resesi TB
Waktu (jam) Gambar 1. Bentuk Hidrograf Hidrograf Satuan Hidrograf satuan merupakan hidrograf limpasan langsung (direct runoff hydrograph) yang dihasilkan oleh hujan efektif yang terjadi secara merata di seluruh DAS dan dengan intensitas tetap dalam satuan waktu yang ditetapkan (Sherman 1932, diacu dalam Sri Harto 1993). Bentuk hidrograf satuan yang benar untuk DAS tertentu dapat diperkirakan dengan suatu rata -rata dari sejumlah hidrograf satuan yang diperoleh untuk DAS yang sama atau dengan hidrograf satuan tunggal dari suatu hujan badai yang hebat, yang terpusatkan dan terdistribusi dengan baik (Banes 1952; Gray 1973, diacu dalam Seyhan 1977). Namun demikian Sri Harto (1993) mengemukakan bahwa tidak pernah terdapat petunjuk tentang berapa jumlah kasus yang diperlukan untuk memperoleh hidrograf satuan ini. Semakin sedikit jumlah kasus banjir yang dipergunakan, makin besar nilai debit puncak yang diperoleh dibandingkan dengan menggunakan jumlah kasus banjir yang banyak. Wilson (1990) menekankan bahwa korelasi yang dicari adalah antara hujan bersih atau hujan ef ektif (yaitu sisa hujan dalam bentuk limpasan sesudah semua kehilangan akibat evaporasi, intersepsi dan infiltrasi telah diperhitungkan) dan limpasan permukaan (yaitu hidrograf limpasan dikurangi aliran dasar). Metode ini meliputi 3 (tiga) prinsip, yaitu :
9
a. Pada hujan bersih intensitas seragam pada suatu daerah aliran tertentu, intensitas hujan yang berbeda tetapi mempunyai durasi yang sama menghasilkan limpasan dengan periode yang sama, meskipun jumlahnya berbeda b. Pada hujan bersih intensitas seragam pada suatu daerah aliran tertentu, intensitas hujan yang berbeda tetapi mempunyai durasi yang sama menghasilkan hidrograf limpasan, dimana ordinatnya pada setiap waktu sembarang memiliki proporsi yang sama terhadap satu sama lain seperti intensitas hujan. Ini berarti bahwa hujan sebanyak n kali lipat dalam suatu waktu tertentu akan menghasilkan suatu hidrograf dengan ordinat sebanyak n kali lipat. Prinsip superposisi dipakai pada hidrograf yang dihasilkan oleh hujan bersih berintensitas seragam yang memiliki pe riode -periode yang berdekatan dan atau tersendiri. Soemarto (1987) mengemukakan 4 (empat) dalil dalam teori klasik tentang hidrograf satuan, yang menganggap bahwa teori hidrograf satuan merupakan penerapan dari teori sistem linier dalam bidang hidrologi. Keempat dalil tersebut adalah sebagai berikut : a.
Dalil I (Prinsip merata) : hidrograf satuan ditimbulkan oleh satu satuan hujan lebih yang terjadi merata di seluruh DAS, selama waktu yang ditetapkan.
b.
Dalil II (prinsip waktu dasar konstan) : dalam suatu DAS, hidrograf satuan yang dihasilkan oleh hujan-hujan efektif dalam waktu yang sama akan mempunyai waktu dasar yang sama, tanpa melihat intensitas hujannya (Gambar 2).
c.
Dalil III (prinsip linearitas) : besarnya limpasan langsung pada suatu DAS berbanding lurus terhadap tebal hujan efektif, yang berlaku bagi semua hujan dengan waktu yang sama (Gambar 2).
d.
Dalil IV (prinsip superposisi): total hidrograf limpasan langsung yang disebabkan oleh beberapa kejadian hujan yang terpisah merupakan penjumlahan dari tiap-tiap hidrograf satuan (Gambar 3).
10
Hujan (Masukan)
Hidrograf Satuan (Keluaran) Q2 = d2 Q1 = d1
Gambar 2. Hidrograf Satuan Bebas Terhadap Waktu Dan Limpasannya Berbanding Lurus Dengan Tebal Hujan Efektif (Soemarto 1987)
Hujan (Masukan)
Qh1 = Q11 + 0 Qh2 = Q12 + Q 21 Qh3 = Q13 + Q 22
Gambar 3. Hidrograf Satuan Memenuhi Prinsip Superposisi (Soemarto 1987)
11
Schulz (1980) mengemukakan bahwa aplikasi dari konsep hidrograf satuan dari suatu hidrograf aliran permukaan membutuhkan analisis pemisahan aliran permukaan dari aliran dasar terhadap hidrograf hasil pencatatan. Analisis hidrograf satuan dari perekaman aliran membutuhkan pengisolasian aliran permukaan dari total aliran. Terdapat tiga metode yang umum digunakan untuk memisahkan aliran dasar (base flow) dari total hidrograf yang tercatat, yaitu : a. Straight line method b. Fixed Base Length Method c. Variab le Slope Method 0.2
T Days = (DA) DA = Luas DAS (mil 2) T
T itik Infleksi
Days
Debit
1 = Straight Line Method 2 = Fixed Base Lenght Method 3 = Variable Slope Method 1
3 2
Waktu Gambar 4. Metode Pemisahan Aliran Dasar (Base Flow) dari Hidrograf Aliran Total Hidrograf satuan pengukuran dapat diperoleh jika tersedia data rekaman AWLR (automatic water level recorder), pengukuran debit yang cukup dan data hujan (manual dan otomatis). Untuk memudahkan analisis, dipilih kasus hidrograf yang terpisah (isolated ) dan mempunyai satu puncak (single peak) serta distribusi hujan yang cukup (Sri Harto 1993). Sesudah hidrograf satuan ditentukan untuk suatu lokasi tertentu, adalah mungkin untuk menaksir limpasan permukaan dari suatu curah hujan dengan berbagai lama hujan dan intensitas. Hal ini dapat diketahui dengan memanfaatkan informasi kedalaman hujan dan lama hujan efektif yang ditentukan (Seyhan
1977).
12
Untuk mengatasi kendala tidak
tersedianya data yang cukup dikarenakan oleh kurangnya stasiun pengukuran pada sejumlah sungai, maka dikembangkanlah beberapa hidrograf satuan sintetik (Veissman et al. 1989).
Penentuan Hidrograf Satuan Pengukuran Untuk me nurunkan hidrograf satuan dari suatu hujan yang sederhana dapat dilakukan dengan cara membagi nilai aliran langsung kurva debit dengan besarnya kedalaman hujan efektif sehingga diperoleh hidrograf satuan.
Waktu
dasar (Tb) diasumsikan konstan untuk hujan denan durasi yang sama (Bedient & Huber 1989). Persamaan Konvolusi diskret, seperti yang tersebut di bawah, merupakan kegunaan dari hidrograf satuan untuk menentukan aliran langsung (direct runoff) Qn, dengan hujan efektif tertentu Pm, dan hidrograf satuan Un-m+1 (Wilson 1990). Q1 = Q2 = Q3 = ........ QM = QM+1 = ........ QN-1 = QN =
P1U1 + P2U1 + P3U1 +
P1U 2 + P2U 2 +
P1U3
PMU1 + 0+
PM-1U2 PMU 2
+ ....... + + ....... +
P1UM P2UM
P1UM+1
0+ 0+
0+ 0+
+ ....... + + ....... +
0+ 0+
0+ 0+
+ ....... + + ....... +
PMU N- M+1 0+
PM-1UN-M+1 PMU N- M+1
Jika terdapat M denyut (pulse) hujan efektif dan N denyut (pulse) aliran langsung dari sutau hujan yang dipertimbangkan untuk dipergunakan dalam menetapkan hidrograf satuan, maka terdapat sebanyak N persamaan yang dapat dibuat untuk menentukan besarnya Qn, dengan n = 1, 2,3, ..., N. Persamaan tersebut akan terdiri dari N-M +1 nilai yang belum diketahui dari hidrograf satuan. Beberapa persamaan akan berulang karena terdapat lebih banyak persamaan (N) daripada yang tidak diketahui (N-M + 1).
Proses kebalikannya disebut dengan
Dekonvolusi, yaitu dipergunakan untuk menurunkan hidrograf satuan dari data hujan efektif Pm tertentu dan aliran langsung Qn tertentu. Besaran hidrograf satuan pada U1 dan U 2 dapat dicari dengan cara seperti berikut : U1 = Q1/P 1 U2 = (Q 2 – P 2U1)/P 1 demikian seterusnya, sehingga diperoleh hasil hidrograf satuan dari data pengukuran.
13
Penentuan Tebal Hujan Efektif Hujan kotor
(gross rainfall) yang jatuh
dalam suatu kawasan akan
terdistribusi dalam beberapa komponen. Komponen tersebut adalah Evaporasi, infiltrasi, depression storage, detention storage, dan direct runoff/aliran langsung (Bedient & Huber 1989). Dengan demikian Hujan lebih atau hujan efektif adalah sisa hujan dalam bentuk limpasan sesudah kehilangan akibat evaporasi, intersepsi dan infiltrasi (Wilson 1990). Hujan lebih (volume dari limpasan) untuk suatu kejadian hujan dapat ditentukan dengan menggunakan sala h satu dari persamaan infiltrasi yang sudah dikembangkan (Ward 1995). Viessman et al. (1989) mengemukakan bahwa salah satu metode untuk mengetahui tebal hujan yang menyebabkan direct runoff (DRO) ditentukan dengan persamaan sebagai berikut : Tebal Hujan efektif =
∑ (DROx∆ t ) ................................................................. A
(1)
Dimana : DRO : Aliran langsung yang terukur (m 3/s)
∆t
: Interval waktu pengukuran (jam)
A
: Luas DAS (m2) Schulz (1980) mengemukakan bahwa manakala hidrograf pengukuran dan
hujan dianalisis, perbedaan antara volume hujan dengan volume runoff dapat didefinisikan sebagai indeks phi (F). Indeks phi (F) merupakan laju hujan rata-rata dimana diatas indeks ini besarnya volume runoff sama dengan volume hujan. Jika volume infiltrasi desebut dengan basin recharge, maka indeks phi (F) dapat dihitung dengan persamaan sebagai berikut : φ=
Basin Recharge F = .................................................................. (2) Lama Hujan t
Konsep indeks phi (F ) adalah sebagaimana yang disajikan pada Gambar 5. Perkiraan indeks infiltrasi juga dapat dilakukan dengan mempertimbangkan pengaruh parameter DAS yang secara hidrologik dapat diketahui pengaruhnya terhadap indeks infiltrasi. Persamaan pendekatannya (Harto 1993) adalah sebagai berikut : F = 10,4903 – 3,859 . 10 -6 A2 + 1,6985 . 10-13 (A/SN)4
14
.......... (3)
Dimana : A =
luas DAS (dalam km 2)
SN =
perbandingan antara jumlah orde sungai tingkat satu dengan jumlah orde
Intensitas Hujan (mm/Jam)
sungai semua tingkat
7
Intensistas Hujan
Indeks Phi
6 5 4 Hujan yang menjadi DRO
3 2
Basin Recharge
1
F
0
1
2
3
4
5
6
7
8
Waktu (Jam)
Gambar 5. Konsep Indeks Phi (F)
Hidrograf Satuan Sintetik Seyhan (1977) mengemukakan bahwa beberapa parameter fisik DAS berperan dalam menentukan bentuk hidrograf satuan selain karakteristik hujan. Parameter fisik DAS tersebut adalah luas DAS, kemiringan, pola drainase, dan lainlain.
Parameter-parameter fisik DAS itulah yang akan dipergunakan untuk
menetapkan besarnya hidrograf satuan dari DAS yang bersangkutan dengan metode hidrograf satuan sintetik. Keuntungan dari penggunaan hidrograf satuan sintetik adalah bisa mensintesasikan hidrograf dari DAS yang terukur dan menggunakannya untuk DAS yang tidak terukur (Seyhan 1977). Kelemahan dari hidrograf satuan sintetik adalah karena persamaan hidrograf satuan sintetik dibuat secara empiris dengan data yang diperoleh pada tempat-tempat lokal. Oleh karena itu, persamaan tersebut terbatas pada kawasan dengan kondisi geografis yang serupa dengan kawasan dimana persamaan tersebut diperoleh (Seyhan 1977; Sri Harto 1993).
15
Hidrograf satuan sintetik yang memanfaatkan parameter DAS dan sudah umum dikenal adalah metode yang dikembangkan oleh Snyder tahun 1938. Metode ini didasarkan pada pemikiran bahwa pengalihragaman hujan menjadi aliran baik pengaruh translasi maupun tampungannya dapat dijelaskan dipengaruhi oleh sistem DAS-nya (Seyhan 1977; Linsley et al. 1982; Veissman et al. 1989; Sri Harto 1993). Model- model hidrograf satuan sintetik yang telah dikembangkan diantaranya adalah : Model Snyder Persamaan-persamaan yang diturunkan dengan menggunakan metode Snyder (Seyhan 1977; Linsley et al. 1982; Veissman et al. 1989; Sri Harto 1993) adalah: Ct (L . Lc)0,3
tl
=
............................................................. (4)
tr
=
tl /5,5
Qp
=
(640 Cp.A)/t l ................................................................(6)
T
=
3 + tl/8
tlR
=
tl + 0,25 (tR – tl) ...............................................................(8)
tl
=
time lag atau waktu capai puncak dari pusat hujan (jam)
Ct
=
tetapan yang berkisar antara 0,7 -1,0
L
=
panjang sungai utama (mil)
Lc
=
panjang sungai diukur sampai titik terdekat dengan titik berat
.............................................................. (5) ................................................................(7)
Dengan :
DAS (mil) tr
=
lama hujan lebih (jam)
Cp
=
tetapan berkisar antara 0,35-0,5
tlR
=
waktu capai puncak bila lama hujan tidak sama dengan tr
T
=
time base atau waktu dasar (jam)
A
=
luas DAS (dalam mil persegi)
Qp
=
debit puncak (kaki kubik per detik atau cfs)
Model US SCS US SCS mengembangkan rumus dengan koefisien-koefisien empirik yang menghubungkan unsur-unsur hidrograf satuan dengan karakteristik DAS. Hidrograf satuan model US SCS terdiri dari 4 variabel pokok yaitu tL (time lag),
16
Qp (m3/detik), T p (jam), dan Tb (jam). Persamaan-persamaan yang dikembangkan dari model ini adalah sebagai berikut (Wanielista et al. 1997): 1. Persamaan time lag (tL) L0 ,8 ⋅ (S + 1) 1900 ⋅ Y0 , 5
0 ,7
tL
=
................................................................................... (9)
dimana : tL = waktu tenggang (time lag) antara terjadinya hujan lebih sampai terjadinya aliran puncak (jam) L = panjang aliran sungai utama (ft) S = retensi maksimum (inchi), S = 1000/CN – 10 CN= bilangan kurva (curve number), yaitu suatu indeks yang menyatakan pengaruh bersama tanah, penggunaan tanah, perlakuan terhadap tanah pertanian, keadaan hidrologi, dan kandungan air tanah sebelumnya. Y = kemiringan lereng (%) 2. Persamaan time to peak (Tp)
Tp
D + t L ................................................................................... (10) 2
=
dimana : Tp = waktu yang diperlukan untuk mencapai laju aliran puncak (jam) tL = waktu tenggang (time lag) antara terjadinya hujan lebih sampai terjadinya aliran puncak (jam) 3. Persam aan peak discharge (Qp) Qp
=
484 ⋅ A ................................................................................... (11) Tp
dimana : Qp = debit puncak/laju puncak aliran permukaan (cfs) Tp = waktu yang diperlukan untuk mencapai laju aliran puncak (jam) A = luas DAS (mil 2) 4. Persamaan time base (Tb)
Tb
= 2,67 ⋅ Tp ................................................................................... (12)
dimana:
17
Tb = waktu dasar (jam) T p = waktu yang diperlukan untuk mencapai laju aliran puncak (jam) Pada penggambaran kurva hidrograf satuan sintetik, sering pula untuk DAS kecil diambil nilai T b = 3 ~ 5 Tp. i
D
tL Qp
Tp
t
Tb
Gambar 6. Bentuk Hidrograf Satuan Sintetik US SCS
Hidrograf Satuan Sintetik (HSS) Gama 1 Untuk kasus di Indonesia, Sri Harto (1993) mengembangkan metode penentuan hidrograf satuan sintetik yang dikembangkan berdasarkan data empiris hasil penelitiannya terhadap beberapa parameter morfometri DAS. Parameter DAS yang diperlukan dalam membuat hubungan antara pengalihragaman hujan menjadi debit adalah : 1.
Faktor-sumber (SF) yaitu perbandingan antara jumlah panjang sungaisungai tingkat satu dengan jumlah panjang sungai-sungai semua tingkat. Penetapan tingkat-tingkat sungai dilakukan dengan metode Strahler yaitu: a) Sungai-sungai paling ujung adalah sungai-sungai tingkat satu. b) Apabila dua buah sungai dengan tingkat yang sama bertemu akan terbentuk sungai satu tingkat lebih tinggi c) Apabila sebuah sungai dengan suatu tingkat bertemu dengan sungai lain dengan tingkat yang lebih rendah maka tingkat sungai pertama tidak berubah.
18
Gambar 7. Penetapan Tingkat-Tingkat Sungai Menurut Strahler 2.
Frekuensi-sumber (SN) yaitu perbandingan antara jumlah orde sungaisungai tingkat satu dengan jumlah orde sungai-sungai semua tingkat
3.
Faktor-lebar (WF) yaitu perbandingan antara lebar DAS yang diukur pada titik di sungai yang berjarak 0,75 L dengan lebar DAS yang diukur pada titik di sungai yang berjarak 0,25 L dari stasiun hidrometri (Gambar 8).
4.
Rasio luas DAS bagian hulu atau Relatif Upper Area (RUA) adalah per ba nd in ga n antara luas DAS yang d iu ku r di hu lu ga ris yan g dit ar ik tegak lur us garis h ub un g an tara stasiun h idr ome tri de ngan t itik yan g pa lin g de kat den ga n t it ik ber at D AS di su ngai, melew at i t itik terseb ut (Au) de ngan lu as total DAS (A) (Gambar 9).
5.
Faktor-simetri (SIM) yaitu hasil kali antara faktor -lebar (WF) dengan luas DAS bagian hulu (RUA). D
WU C
WL
A
B
A–D = L A – B = 0,25 L A – C = 0,75 L WF = W U/WL SIM = WF . RUA
Gambar 8. Penentuan Faktor Lebar DAS
19
Au
= Titik Berat DAS
RUA = Au/A
Gambar 9.
6.
Penetapan Relatif Upper Area (RUA) suatu DAS
Jumlah pertemuan sungai (JN) adalah jumlah semua pertemuan sungai di dalam DAS tersebut. Jumlah ini tidak lain adalah jumlah orde sungai tingkat satu dikurangi satu.
7.
Kerapatan jaringan drainase (D) yaitu jumlah panjang sungai semua tingkat tiap satuan luas DAS.
8.
Kemiringan rata-rata DAS/Slope (S) yaitu perbandingan selisih antara ketinggian titik tertinggi dan ketinggian titik keluaran (outlet) pada sungai utama, dengan panjang sungai utama yang terletak pada kedua titik tersebut.
9.
Panjang Sungai Utama (L) yaitu panjang sungai utama yang diukur mulai dari outlet sampai ke hulu
10. Luas total DAS (A) Komponen hidrograf satuan sintetik (HSS) Gama 1 terdiri dari 4 (empat) variabel pokok yaitu : waktu-naik/time to rise (TR), debit-puncak/peak-discharge (QP), waktu dasar/time to base (TB) dan koefisien tampungan (K), dengan persamaan-persamaan (Sri Harto 1993) sebagai berikut : TR = 0,43 (L/100 SF)3 + 1,0665 SIM + 1,2775
............................... (13)
QP = 0,1836 A 0,5886 TR-0,4008 JN 0,2381
................................(14)
TB = 27,4132 TR 0,1457 S -0,0986 SN0,7344 RUA0,2574 ................................(15) Sedangkan untuk koefisien tampungan dipergunakan untuk menetapkan kurva resesi hidrograf satuan sintetik yang didekati dengan persamaan berikut : K = 0,5617 A 0,1798 S-0,1446 SF -1,0897 D 0,0452
20
..................................... (16)
Sisi resesi dinyatakan dalam bentuk persamaan eksponensial sebagai berikut: = Qp e-t/k
Qt
............................................................................. (17)
Dimana : Qt
= debit dihitung pada waktu t jam setelah Qp, da lam m3/detik
Qp
= debit puncak (dengan waktu pada saat debit puncak dianggap t = 0), dalam m3/detik
K =
koefisien tampungan
Sri Harto (2000b) mengemukakan bahwa dari hasil penelitian yang pernah dilakukan selama ini, model Nakayasu juga cukup baik untuk dipergunakan di Indonesia meskipun memerlukan koreksi. Apabila karena suatu alasan Model HSS Gama 1 tidak dapat dipergunakan, maka disarankan untuk menggunakan model Nakayasu dengan koreksi untuk waktu capai puncak (time to peak) dikalikan dengan 0,75 dan debit puncak dikalikan dengan 1,25. Selain metode hidrograf satuan sintetik tersebut, masih terdapat beberapa model hidrograf satuan sintetik yang telah dikembangkan.
Diantaranya adalah
model Distribusi Gamma, Metode Gray, Espey 10 -minute Synthetic Unit Hydrograph, Clark’s Instantaneous Unit Hydrograph (IUH) Time-Area Method, Nash’s Synthetic IUH, Colorado Unit-Hydrograph Procedure/CUHP (Veissman et al. 1989).
21
