BAB I PENDAHULUAN
1.1 Kondisi Secara Umum Daerah Aliran Sungai Jangkok
Sungai Jangkok merupakan salah satu sungai besar yang terdapat di Pulau Lombok. Sungai ini mengalir dari lereng Gunung Rinjani bagian barat melewati daerah Narmada Lombok Barat sampai dengan hilir di pantai Ampenan. Secara administratif daerah aliran Sungai Jangkok terletak di Kabupaten Lombok Barat (bagian hulu dan kota Mataram (bagian hilir). Gambaran umum Sungai Jangkok seperti dikutip di dalam Laporan Data Base Sungai tahun 2005 diuraikan di bawah ini.
Luas daerah aliran sungai
: 155,55 km
Panjang sungai
: 46,70 km
Kemiringan rata-rata
: Hulu
= 0,06
Tengah
= 0,02
Hilir
= 0,004
Tipe
: Kipas
Lebar sungai bagian hilir
: 26,8 m
1.2 Lokasi Lokasi Administrasi dan Geografis
Secara geografis posisi daerah aliran Sungai Jangkok terletak antara 116° 04’ 00” BT s/d 116° 23’ 00” BT dan 8° 24’ 00” LS s/d 8° 35’ 00” LS, yang berarti dekat dengan khatulistiwa menyebabkan tidak adanya perbedaan iklim yang mencolok sepanjang tahunnya.
1.3 Curah Hujan
Untuk daerah aliran Sungai Jangkok data curah hujan diambil berdasarkan pencatatan di 4 buah stasiun stasi un penakar hujan, yaitu Stasiun Selaparang, Stasiun Sesaot, Stasiun Lingkok Lime dan Stasiun Santong. Hujan tahunan untuk
1
kawasan Jangkok berkisar antara 1.339 mm sampai dengan 2.729 mm, dengan curah hujan maksimum adalah 63 mm sampai dengan 116 mm.
Tabel 1.1 Hujan Maksimum Tahunan Pada DAS Jangkok J angkok (Metode Thiessen) No.
Tahun
Curah Hujan Maksimum (mm)
1
2006
63
2
2005
110
3
2004
84
4
2003
69
5
2002
75
6
2001
73
7
2000
81
8
1999
116
9
1998
81
10
1997
47
Sumber : Hasil Perhitungan
2
kawasan Jangkok berkisar antara 1.339 mm sampai dengan 2.729 mm, dengan curah hujan maksimum adalah 63 mm sampai dengan 116 mm.
Tabel 1.1 Hujan Maksimum Tahunan Pada DAS Jangkok J angkok (Metode Thiessen) No.
Tahun
Curah Hujan Maksimum (mm)
1
2006
63
2
2005
110
3
2004
84
4
2003
69
5
2002
75
6
2001
73
7
2000
81
8
1999
116
9
1998
81
10
1997
47
Sumber : Hasil Perhitungan
2
Tabel 1.2 Hujan Total Tahunan Pada DAS J angkok (Metode Thiessen) No.
Tahun
Curah Hujan Tahunan (mm)
1
2006
2,042
2
2005
2,729
3
2004
2,460
4
2003
2,749
5
2002
1,387
6
2001
1,820
7
2000
2,202
8
1999
2,490
9
1998
2,045
10
1997
1,339
Sumber : Hasil Perhitungan BAB II ANALISA HIDROLOGI
2.1
ANALISA HIDROLOGI
2.1.1 PENGERTIAN
Analisa hidrologi merupakan satu bagian analisa awal dalam perancangan bangunan-bangunan hidrolik. Pengertian yang terkandung di dalamnya adalah bahwa informasi dan besaran-besaran yang diperoleh dalam analisa hidrologi merupakan masukan penting dalam analisa selanjutnya. Sebelum diperoleh informasi yang jelas dari analisa hidrologi, hampir tidak mungkin dilakukan analisa untuk menetapkan berbagai sifat dan besaran hidroliknya.
2.2 HIDROKLIMATOLOGI 2.2.1 CURAH HUJAN RERATA DAERAH
Hujan merupakan komponen masukan yang paling penting dalam proses hidrologi, karena nilai curah hujan ini yang diproses menjadi aliran di sungai, baik melalui limpasan permukaan (runoff ( runoff ), ), aliran antara (interflow (interflow))
3
maupun aliran air tanah ( groundwater flow). Data hujan yang digunakan adalah data hujan rerata daerah yaitu hujan yang berpengaruh terhadap suatu DAS yang diperoleh dari satu atau lebih stasiun penakar hujan yang terdapat di sekitar DAS. Untuk menghitung besaran hujan rerata daerah dapat ditempuh dengan berbagai cara yang lazim digunakan, yaitu :
Rerata Hujan
Merupakan cara perhitungan yang paling sederhana, namun hasil yang diberikan tidak teliti. Hal ini dikarenakan setiap stasiun dianggap memiliki bobot yang sama. Cara ini hanya dapat digunakan bila hujan yang terjadi pada suatu DAS adalah homogen dan variasi tahunannya tidak terlalu besar.
Rumus cara rerata adalah : P=
(P1 + P2 +…+Pn)
Dengan : P
: hujan rerata daerah (mm)
P1 ,P2,Pn
: curah hujan masing-masing stasiun (mm)
n
: jumlah stasiun hujan
karena curah hujan di Indonesia sangat bersifat setempat dengan variasi ruang yang sangat besar, maka cara ini tidak dapat digunakan.
Polygon Thiessen Prinsip dari cara poligon thiessen adalah memberikan bobot tertentu
untuk setiap stasiun hujan dengan pengertian bahwa setiap stasiun
hujan
dianggap mewakili hujan dalam suatu daerah dengan luas tertentu. Luas tersebut merupakan faktor koreksi (weighing factor ) bagi hujan di stasiun yang bersangkutan.
Perhitungan curah hujan daerah dengan cara ini dirumuskan sebagai berikut:
4
=
R =
P
R = W1.R 1+W2.R 2+…+Wn.R n dengan : R
: Curah hujan daerah
R 1,R 2, …,R n
: Curah hujan di tiap titik pengamatan dan n adalah jumlah titik- titik pengamatan
A1,A2, …,An : Bagian daerah yang mewakili tiap titik pengamatan W1,W2, …,Wn : A1/A,A2/A, …An/A
Cara ini dipandang cukup baik karena memberikan koreksi terhadap kedalaman hujan sebagai fungsi luas daerah yang mewakili. Kelemahan dari cara ini adalah tidak nampaknya pengaruh topografi dan juga bila salah satu stasiun tidak berfungsi misalnya rusak atau data yang tercatat tidak benar, maka bentuk polygon thiessen harus diubah.
Isohyet Isohyet adalah garis yang menghubungkan tempat-tempat yang memiliki curah
hujan yang sama pada saat yang bersamaan. Pada dasarnya cara perhitungannya sama dengan cara poligon thiessen, kecuali dalam penetapan besaran faktor koreksinya. Hujan ditetapkan sebagai hujan rerata antara dua buah isohyet. Faktor koreksi dihitung sebagai luas relatif bagian DAS yang dibatasi oleh isohyes derhadap luas DAS. Kesulitan dari cara ini adalah kesulitan dalam setiap kali harus menggambar kan garis isohyet dan juga masuknya unsur subyektifitas dalam penggambaran isohyet. Dalam perakteknya, cara yang terbaik yang digunakan dalam penghitungan curah hujan rerata daerah adalah dengan cara poligon thiessen karena cara ini mempertimbangkan/memperhitungkan
daerah
pengaruh
tiap-tiap
titik
5
pengamatan yang notabene tiap titik pengamatan didalam daerah studi tidak tersebar merata.
2.2.2 UJI DATA HUJAN
Jika data hujan tidak konsisten yang diakibatkan oleh berubahnya atau terganggunya lingkungan di sekitar tempat di mana alat ukur
penakar
hujan di pasang, misalnya antara lain karena terlindungi oleh pohon, terletak berdekatan dengan gedung tinggi, perubahan cara penakaran dan pencatatannya, pemindahan letak penakar hujan dan sebagainya, maka seolah-olah terjadi penyimpangan terhadap trend data hujan yang semula atau sebenarnya.
Pengujian data hujan dapat diselidiki dengan menggunakan metode sebagai berikut:
Metode Rescaled Adjusted Partial Sums (RAPS) Dipakai untuk mengatasi ketidakkonsistenan suatu data hujan dari
suatu stasiun dengan data hujan dari stasiun itu sendiri, dengan cara mendeteksi pergeseran nilai rata-rata (mean). Data hujan yang tidak konsisten sering terjadi akibat beberapa hal seperti : Alat diganti dengan alat yang berspesifikasi lain Perubahan lingkungan yang mendadak Lokasi pencatatan data hujan dipindahkan
Sk = ∑ (Yi – Yrerata)2 Sk ** = Sk / Dy Dy2 = ∑ (Yi – Yrerata)2 / n Q
= / Sk ** maks/
R
= Sk ** maks - Sk ** min
6
Tabel berikut ini merupakan batasan yang diberikan untuk metode RAPS, yakni menunjukkan hubungan antara jumlah runtun data “ n “ (tahun) dengan nilai Q/n0.5 dan R/n0.5.
Tabel 2.1 Hubungan Antara Jumlah Runtun Data dengan Nilai Q/n
0.5
dan
0.5
R/n Q/n
n
0.5
0.5
R/n
90%
95%
99%
90%
95%
99%
10
1.050
1.140
1.290
1.210
1.280
1.380
20
1.100
1.220
1.420
1.340
1.430
1.600
30
1.120
1.240
1.480
1.400
1.500
1.700
40
1.140
1.270
1.520
1.440
1.550
1.780
100
1.170
1.290
1.550
1.500
1.620
1.850
Hasil uji
konsistensi data dengan metode Rescalled Adjusted Partial Sums (RAPS) untuk data hujan pada DAS Jangkok adalah seperti ditabelkan berikut ini.
Tabel 2.2 Hasil perhitungan uji konsistensi data pada DAS jangkok (metode RAPS) Hasil Uji No.
Uraian
C.H. Total
C.H. Max.
Tahunan
Tahunan
1
Jumlah data (n)
10
10
2
Dy
476.95
19.57
7
3
Sk ** mak
1.306
1.829
4
Sk ** min
-1.651
-1.693
5
Q
1.306
1.829
6
R
2.957
0.136
7
Q/n0.5 hitung
0.413
0.578
8
R/n0.5 hitung
0.935
0.136
9
Q/n0.5 kritis
1.05
1.05
10
Q/n0.5 kritis
1.21
1.21
diterima
diterima
Keputusan
Dari hasil pengujian terlihat bahwa data hujan total tahunan dan maksimum tahunan dapat diterima karena nilai hitung lebih kecil daripada nilai kritis, sehingga data tersebut dinyatakan tidak mengalami penyimpangan terhadap nilai rata-ratanya dan bisa digunakan sebagai dasar perhitungan selanjutnya.
Metode Uji F
Uji F dengan analisa variansi yang bersifat dua arah,dengan hipotesa sebagai berikut : Hipotesa 1 :
Hipotesa 2 :
H0
= hujan homogen dari bulan ke bulan
H1
= hujan tidak homogen dari bulan ke bulan
H0
= hujan homogen dari tahun ke tahun
H1
= hujan tidak homogen dari tahun ke tahun
Terdapat dua nilai F yang dihitung dengan rumus-rumus berikut: F1 =
[(n-1).∑n(X’i - X’)2] / [ ∑(Xij-X’i-X’ j+X’)2]
F2 =
[(k-1).∑k(X’ j - X’)2] / [ ∑(Xij-X’i-X’ j+X’)2]
dengan : X’i
: harga rata-rata untuk bulan i
X’ j
: harga rata-rata untuk tahun j
8
X’
: harga rata-rata untuk keseluruhan
Xij
: harga pengamatan untuk bulan i pada tahun j
n
: banyaknya pengamatan perbulan (tahun)
k
: banyak bulan
H0 diterima jika harga F hitung < F kritis H0 ditolak jika harga F hitung > F kritis
Hasil uji konsistensi data dengan metode uji F untuk data hujan pada DAS jangkok ditabelkan berikut ini :
Tabel 2.3 Hasil perhitungan uji-F terhadap data hujan pada DAS jangkok No.
Uraian
1
Hasil Uji C.H. Total Tahunan
C.H. Max. Tahunan
Jumlah tahun (n)
10
10
2
Jumlah bulan (k)
12
12
3
a
0.05
0.05
4
F1 hitung
17.02
18.17
5
F2 hitung
2.60
21.99
6
F kritis
3.10
3.10
antar tahun Keputusan
data homogen
antar bulan
antar tahun
antar bulan
data tidak data tidak
data tidak
homogen
homogen
homogen
Hasil uji-F sebagaimana terlihat pada tabel di atas menunjukkan bahwa data curah hujan total tahunan adalah tidak homogen untuk data anyar bulan sedangkan untuk data antar tahunannya adalah homogeny. Untuk data curah hujan maksimum tahunan bahwa baik data antar tahun maupaun antar bulannya merupakan data yang tidak homogen.
9
Sebagai kesimpulan bahwa data hujan untuk semua stasiun hujan dapat digunakan sebagai dasar perencanaan sebagaimana telah disimpulkan pada pengujian RAPS.
2.3
DEBIT BANJIR RANCANGAN
2.3.1 UMUM
Banjir rencana pada daerah aliran sungai mudah diselesaikan apabila mempunyai pola banjir ( flood patterns) dan data debit maksimum dalam jangka panjang (minimal 10 tahun) yang didapat dari alat pencatat fluktuasi aliran otomatis. Seperti diketahui bahwa pada Daerah Aliran sungai Jangkok pemasangan alat ini tidak ada, hingga kini yang terpenuhi adalah pencatat curah hujan harian yaitu oleh lima buah stasiun hujan. Dalam keadaan demikian banjir rencana untuk Daerah Aliran Sungai Jangkok diformulasikan memakai data hujan harian maksimum kemudian diubah menjadi denit banjir yang dipengaruhi oleh pola hujan pada daerah aliran yang bersangkutan. 2.3.2 CURAH HUJAN RANCANGAN A. Analisa Frekuensi
Analisa frekuensi dilakukan dengan tujuan untuk mengetahui kemungkinan curah hujan harian maksimum yang terjadi. Analisa frekuensi dapat dihitung denganmenggunakan dua metode yaitu Metode E. J. Gumbel dan Metode Log Pearson Type III.
Metode E.J.Gumbel Persamaan Metode Gumbel adalah :
̅ Dengan :
Xt = Variate yang diekstrapolasi dari besarnya hujan rancangan
̅
untuk periode ulang T tahun = harga rerata dari data =
∑
10
δ
= standar deviasi
K = factor frekuensi yang merupakan fungsi dari periode ulang (return periode) dan tipe distribusi frekuensi.
dengan,
Yt = reduced variate sebagai fungsi periode ulang T = - Ln (- Ln (T-1) / T) Yn = reduced mean sebagai fungsi banyaknya data n Sn = reduced standart deviasi sebagai fungsi dari banyaknya data
Dengan mensubstitusikan persamaan di atas maka diperoleh :
̅ δ/
Jika :
1/a = Sx / Sn dan b = Xrt – (Sx / Sn) . Yn Persamaan di atas menjadi : Xt = b + (1/a) . Yt Dengan menggunakan persamaan di atas, maka dapat dihitung besarnya curah hujan dalam suatu daerah pengaliran sungai dengan periode ulang yang diperlukan.
Metode Log Pearson III Metode yang dianjurkan dalam pemakaian distribusi Log Pearson adalah dengan mengkonversikan rangakaian data menjadi bentuk logaritmis.
̅ ̅ Atau dengan cara :
11
Koefisien asimetri :
̅ ̅
Nilai x dibagi setiap tingkat probablitas daihitung dari persamaan :
Dstribusi frekuensi kumulatif akan tergambar sebagai garis lurus pada kertas log normal jika koefisien asimetri Cs = 0 Pada table di bawah ini disajikan hasil perhitungan curah hujan rancangan dari kedua metode tersebut di atas. Tabel 2.4 Curah Hujan Rancangan Daeraah Sliran Sungai Jangkok Curah Hujan Rancangan (mm) No
Kala Ulang (tahun)
E.J. Gumbel
Log Pearson III
1
2
76.996
78.214
2
5
101.612
96.745
3
10
117.910
107.484
4
25
138.503
119.755
5
50
153.780
128.128
6
100
168.944
135.928
7
200
184.052
143.322
8
500
203.985
149.153
9
1000
219.050
159.405
Sumber : Hasil Perhitungan
B.
Uji Kesesuaian Distribusi Frekuensi
Uji kesesuaian distribusi frekuensi didapat dengan menggunakan dua metode yaitu Metode Smirnov – Kolmogorof dan Metode Chi – Square.
Metode Smirnov – Kolmogorof
12
Pemeriksaan uji kesesuaian ini dimaksudkan untuk mengetahui suatu kebenaran hipotesa distribusi frekuensi. Dengan pemeriksaan uji ini akan diketahui :
Kebenaran antara hasil pengamatan dengan model distribusi yang diharapkan atau yang diperoleh secara teoritis.
Kebenaran hipotesa (diterima/ditolak)
Hipotesa adalah perumusan sementara terhadap suatu hal untuk menjelaskan hal tersebut, ke arah penyelidikan selanjutnya. Untuk mengadakan pemeriksaan uji diawali dengan ploting data dari hasil pengamatan pada kertas probabilitas dan durasi yang sesuai. Tahapan plotting data dan garis durasi pada kertas probabilitas sebagai berikut :
Data hujan maksimum harian rerata tiap tahun disusun dari kecil ke besar.
Probabilitas dihitung dengan Persamaan Weibul.
Dengan, P
=
probabilita(%)
m =
nomor urut data dari seri data yan telah disusun
n
jumlah data
=
Plot data hujan Xi dan probabilitas
Plot persamaan analisis frekuensi yang sesuai
Metode Chi – Square. Dari distribusi Chi – Square, dengan penjabaran seperlunya, dapat diturunkan persamaan :
dengan,
13
= harga Chi – Square frekuensi (banyaknya pengamatan) yang diharapkan, sesuai dengan pembagian kelasnya.
Of = frekuensi yang terbaca pada kelas yang sama Nilai
yang didapat, harus lebih kecil dari harga
kritis untuk
suatu derajat nyata tertentu (level og significance), yang diambil sebsar 5%. Derajat kebebasan ini secara umun dapat dihitung dengan persamaan :
dengan: DK
=
Derajat kebebasan
K
=
Banyak kelas
P
=
Banyaknya keterikatan atau parameter, untuk sebaran Chi-Square
Disarankan agar banyaknya kelas tidak kurang dari lima dan frekuensi absolute tiap kelas tidak kurang dari lima pula. Apabila ada kelas yang frekuensinya kurang dari lima, maka dapat dilakukan penggabungan dengan kelas yang lain. Berikut ini ditampilkan hasil pengujian kesesuaian distribusi frekuensi.
Tabel 2.5 Hasil Pengujian Distribusi Curah Hujan Rancangan Smirnov-Kolmogorov No.
1
Uraian
E. J. Gumbel
Log Pearson
0.798
Uraian
Type III
Hitung
maksimum,
Chi-Square
0.399
Chi-Square hitung
E. J. Gumbel
7.00
Log Pearson Type III
1.00
Pmax
14
2
Derajat
5%
5%
0.410
0.410
signifikan, a 3
Kritis,
Pkritis
Chi-Square hitung Derajat bebas, v
4
Derajat signifikasi, a Keputusan
ditolak
diterima
Keputusan
5.991
5.991
1
1
5%
5%
ditolak
diterima
Sumber: Hasil Perhitungan
Dari hasil pengujian terlihat bahwa curah hujan rancangan untuk metode E.J.Gumbel tidak dapat diterima atau dipakai dalam perhitungan debit banjir rancangan.
2.3.3
DISTRIBUSI HUJAN TIAP JAM
Untuk mengubah curah hujan rancangan menjadi debit banjir rancangan, diperlukan curah hujan jam-jaman. Pada umumnya data hujan tersedia pada stasiun meteorologi adalah data hujan harian, artinya data yang tercatat secara kumulatif selama 24 jam.
Pada perencanaan banjir rancangan untuk pekerjaan ini dipilih adalah Metode Nakayasu, sehingga distribusi hujan yang dipakai adalah metode rasional supaya waktu terjadinya puncak banjir sesuai dengan hasil perhitungan.
Rumus rasional yang dipakai untuk menghitung distribusi hujan jam jaman adalah sebagai berikut:
dengan: R t
=
rata-rata hujan awal sampai dengan jam ke t (mm)
15
T
=
waktu hujan dari permulaan hujan sampai jam ke (jam)
R 24
=
besarnya hujan selama 24 jam (mm)
(Angka 4, merupakan lamanya hujan terpusat di DAS Jangkok).
Tabel 2.6 Rasio Distribusi Hujan Tiap Jam Pada DAS Jangkok Jam Ke-
Rasio (%)
Komulatif rasio (%)
1
63.00
63.00
2
16.37
79.37
3
11.49
90.86
4
9.14
100.00
Sumber: Hasil Perhitungan
2.3.4
KOEFISIEN PENGALIRAN
Berdasarkan kriteria Dr. Mononobe, kondisi DAS Jangkok termasuk dalam katagori tanah berelief berat dan berhutan kayu sehingga harga koefisien pengaliran (C) berkisar antara 0,5 sampai dengan 0,75 sedangkan menurut kriteria Dr. Kawakami bahwa untuk kondisi DAS dalam katagori sungai biasa, maka angka koefisien pengaliran (f) menurut Dr. Kawakami adalah:
dengan:
Rt = besarnya curah hujan rancangan pada kala ulang 1 tahun.
Dalam hal ini, koefisien pengaliran akan mengikuti ketentuan dari Dr. Kawakami karena selain memperhatikan kondisi sungai, nilai koefisiennya tidak konstan atau terdapat perubahan dimasing-masing kala ulang tergantung dari besarnya hujan rancangan pada kala ulang tersebut.
16
Tabel berikut ini menunjukkan besarnya nilai koefisien pengaliran untuk Daerah Aliran Sungai Jangkok.
Tabel 2.7 Nilai Koefisien Pengaliran DAS Jangkok No.
Kala Ulang
Koef. Pengaliran
(Tahun)
(f)
1
2
0.361
2
5
0.426
3
10
0.455
4
25
0.484
5
50
0.501
6
100
0.515
7
200
0.528
8
500
0.537
9
1000
0.552
Sumber: Hasil Perhitungan
2.3.5
HUJAN NETTO
Berdasarkan harga koefisien limpasan diperoleh besarnya hujan netto yang merupakan bagian dari hujan total yang menghasilkan limpasan langsung (direct run off ). Limpasan langsung ini terdiri atas limpasan permukaan ( surface run off ) dan air yang masuk dalam limpasan tipis di bawah permukaan tanah dengan permeabilitas rendah, yang keluar lagi di tempat yang lebih rendah dan berubah menjadi limpasan permukaan.
Dengan menganggap bahwa proses perubahan hujan menjadi limpasan langsung mengikuti proses linier dan tidak berubah oleh waktu, maka
17
besarnya hujan netto (Rn) adalah koefisien pengaliran (f) dikalikan dengan intesitas hujan (R) pada masing-masing kala ulang.
Hujan netto/efektif untuk Daerah Aliran Sungai Jangkok dapat ditabelkan sebagai berikut.
Tabel 2.8 Hujan Netto Daerah Aliran Sungai Jangkok Kala Ulang
Hujan netto
(Tahun)
(mm)
1
2
28.246
2
5
41.172
3
10
48.908
4
25
57.926
5
50
64.174
6
100
70.056
7
200
75.682
8
500
80.151
9
1000
88.070
No.
Sumber: Hasil Perhitungan
2.3.6
PERHITUNGAN DEBIT BANJIR RANCANGAN
Debit banjir rancangan pada DAS Jangkok dihitung dengan menggunakan metode
Nakayasu.
Pemilihan
metode
telah
disesuaikan
dengan
karakteristik daerah tangkapan hujan pada sungai.
Data fisik Daerah Aliran Sungai Jangkok adalah sebagai berikut: Luas DAS
: 155.549 km 2
Panjang Sungai Utama
: 46.699 km
18
Karakteristik daerah pengaliran sungai yang diperlukan dalam metode Nakayasu adalah: 1. Tenggang waktu dari permulaan hujan sampai puncak hidrograf ( time to peak magnitude). 2. Tenggang waktu dari titik berat hujan sampai titik berat hidrograf. 3. Tenggang waktu hidrograf (time base of hydrograph). 4. Panjang alur sungai utama yang terpanjang ( length of the longest channel ). 5. Koefisien pengaliran.
Persamaan dari Hidrograf Satuan Sintetik Nakayasu adalah sebagai berikut: (CD. Soemarto, Ir. 1983, Hidrologi Teknik, FT Unibraw)
( ) dengan: Q p
=
Debit puncak banjir (m /dt)
R o
=
Hujan satuan (mm)
T p
=
Tenggang waktu dari permulaan hujan sampai puncak banjir (jam)
T0,3
=
Waktu yang diperlukan oleh penurunan debit dari debit puncak sampai menjadi 30% dari debit puncak.
Untuk menentukan T p dan T0,3 digunakan persamaan:
Tg adalah time log, yaitu waktu antara hujan sampai dengan debit puncak banjir (jam).
Tg dapat dihitung berdasarkan atas: 1. Sungai dengan panjang lebih dari 15 km
19
2. Sungai dengan panjang kurang dari 15 km
Persamaan hidrograf satuan adalah: 1. Pada kurva naik
(⁄) [(()]) ( ) ( ) ([()())] [()()]
2. Pada kurva turun Untuk,
maka
Untuk,
Untuk,
maka
maka
Hasil perhitungan debit banjir rancangan untuk berbagai kala ulang pada Daerah Aliran Sungai Jangkok dapat dilihat pada table berikut.
Tabel 2.9 Debit Banjir Rancangan Untuk Berbagai Kala Ulang Pada Daerah Aliran Sungai Jangkok . Kala Ulang
Q Banjir
(Tahun)
Rancangan (m /dt)
1
2
125.037
2
5
182.030
3
10
216.136
4
25
255.895
5
50
283.443
No.
3
20
6
100
309.378
7
200
334.182
8
500
353.887
9
1000
388.803
10
PMP
1139.173
Sumber: Hasil Perhitungan
BAB III ANALISA HIDROLIKA
3.1
PERHITUNGAN SUNGAI
3.1.1 UMUM
Dalam ilmu hidrolika, diketahui bahwa jumlah energi dalam kaki per pon air dan setiap aliran yang melalui suatu penampang dapat dinyatakan sebagai jumlah tinggi air dalam kaki, yang setara dengan jumlah dari ketinggian di atas suatu bidang persamaan, tinggi tekanan dan tinggi kecepatan. Umumnya setiap arus yang melalui suatu penampang akan mempunyai kecepatan yang berbeda-beda berdasarkan dietribusi kecepatan yang tidak seragam dalam aliran yang terjadi sesungguhnya. Hanya dalam suatu aliran ideal sejajar dan distribusi kecepatannya seragam, tinggi kecepatan dapat benar-benar sama untuk setiap titik pada penampang melintangnya. Namun untuk aliran berubah beraturan dianggap bahwa tinggi kecepatan adalah sama, dan untuk mengoreksi semua pengaruh yang di akibatkan oleh distribusi kecepatan yang tidak seragam dipakai suatu koefisien energy.
21
Dasar perhitungan yang ideal untuk mengetahui profil aliran ini adalah dengan mengacu pada teori bahwa kehilangan tinggi tekan pada suatu penampang sama seperti pada aliran seragam dengan kecepatan dan jari-jari hidrolik yang sama. Namun, kelemahan dari anggapan ini adalah jika pada suatu section penampang mengalami suatu penurunan kecepatan yang di akibatkan oleh besar kecilnya penampang sungai ataupun teejadi ketidak seragaman elevasi dasar sungai, maka anggapan ini akan menyebabkan kesuliatan seorang perancana dalam menganalisa profil aliran.
3.1.2 CIRI-CIRI PROFIL ALIRAN
Persamaan dianamis aliran berubah lambat laun dipengaruhi juga oleh kemiringan dasar sungai, oleh sebab itu kemiringan sungai dapat digunakan untuk menggambarkan cirri-ciri sebagai porfil aliran atau profil permukaan air dari aliran. Profil aliran akan menunjukkan lengkung permukaaan (surface curve) aliran. Bila kedalaman aliran bertambah dalam arah aliran, akan menggambarkan lengkung alir baik, dan bila kedalamannnya berkurang maka arah aliran akan menggambarkan lengkung surut muka air.
3.1.3 METODE-METODE PERHITUNGAN
Perhitungan profill aliran lambat laun pada dasarnya meliputi penyelesaian persamaan dinamis dari aliran berubah lambat laun. Sasaran utama dri perhitungan ini adalah menentukan bentuk profil aliran. Bila di golongkan secara umum, ada tiga metode peritungan , yakni metode integrasi grafis, metode integrasi langsung dam metode pentahapan ataupun lebih di kenal dengan metode tahap standart. Dalam pekerjaan ini, perhitungan aliran sungai dilakukan dengan menggunakan Metode
Pentahapan (Tahapan Standart). Metode tahapan
standart dapat dipakai pada penampang ynag tidsk prismatic yna gsama unsure hidrolik tergantung pada jarak di sepanjang section pengamatan.
22
Pada saluran alam (sungai) biasanya perlu dilakuakan penelitian lapangan untuk mengumpulkan data yang di perluakan pada setiap penampang yang perlu dihitung. Perhitungan di lakukan tahap demi tahap dari suatu pos pengmat ke pos berikutnunya yang sifat-sifat hidroliknya telah di tetapkan. Dalam hal ini jarak setiap pos diketahui dan dilakukan penentuan kedalaman aliran di tiap pos. cara seperti ini biasanya dibuat dengan melakukan perhitungan coba-coba (trial and eror ). Untuk menjelasakan hal ini dianggap bahwa permukaan air terletak pada suatu ketinggian dari bidang datar.
Gambar 3.1 Pola Aliran Pada Penampang Sungai.
Dari Gambar 3.1 di atas, tinggi muka air diatas bidang pada kedua ujung penampang adalah : Z1 = So ∆x + y 1 + z2 dan Z2 = y1 + z2 Kehilangan tekanan akibat gesekan adalah : h1 = Sf ∆x = 0.5 (S 1 + S2 ) ∆x dengan kemiringan gesekan S f diambil sebagai kemirngan rata-rata pada kedua ujung penampang, atau S f .
23
Persamaan di atas dapat digabungkan dengan ditulis
sebagai berikut :
Z1 + β1 (V12/2g) = Z2+ β2 (V22/2g) + hf + he Dengan he ditambahkan untuk kehilangan tekanan akibat pusaran, yang cukup besar pada saluran tak prismatic. Sampai kini belum ada metode rasional untuk menghitung kehilangan tekanan akibat pusaran . untuk mempermudah perhitungan , h e dianggap seagai bagian dari kehilangan tekanan akibat gesekan dan nilai n dari manning akan meningkat pula dalam menghitung h f. lalu dalam menghitung h e di ambil nol. Tinggi tekanan total pada kedua ujung penampang adalah : H1 = Z1 + β1 (V12/2g) dan H2 = Z2+ β2 (V22/2g) Maka persamaan tersebut menjadi : H1 = H2 + hf + he
3.1.4 HASIL PERHITUNGAN
Hasil perhtiungan yang di dapat adalah aliran pada sungai dengan dua kondisi yang berbeda yaitu kondisi yang eksisting dan kondisi sungai setelah dinormalkan. Dan adapun pelakunya yaitu dengan input nilai debit rancanagan dengan berbagai kala ulang yaitu 10 tahun dan 25 tahun. Nilai hasil perhitungan yang di peroleh dapat dilihat pada tabel-tabel yang ada di lampiran.
3.2
PENELUSURAN BANJIR PADA SUNGAI (CHANNEL ROUTING)
Penulusuran banjir pada sungai cukup kompleks karena pengaliran keluar dari penampungan sungai tidak hanya merupakan fungsi penampungan saja. Di sungai pengaliran ke luar merupakan fungsi penampungan dan pengaliran masuk. Pendekatan penelusuran banjir melalui sungai dapat dihitung dengan persamaan seri dan persamaan penampungan, yang dalam studi ini memakai cara Muskingum. Cara ini berasal dari rumus kontinuitas, kemudian dimodifikasi seperti persamaan berikut:
24
Mengingat debit dan besarnya penampungan dapat dinyatakan sebagai fungsi dari dalamnya air, maka hubungan antara besarnya penampungan “S” dan debit “Q” dinyatakan sebagai berikut: S=K.Q
Umpamanya angka perbandingan aliran masuk dan aliran keluar yang mempengaruhi besarnya penampungan itu berturut-turut X dan (1-X), maka: S= K . {X + (1 – X) . O}
Pada sungai alam, 0 < X < 0,50 Biasanya pada X berkisar antara 0,1 s/d 0,3, kadang-kadang harga X menunjukkan harga negatif, yang mana makin curam kemiringan sungai maka makin besar harga X nya. Apabila per mulaan dan akhir waktu adalah “t” dan besarnya penampungan adalah “S1” dan “S2”, maka : S1= K . {X . I1+(1-X).O 1} S2= K . {X . I2+(1-X).O 2}
Dengan menghilangkan S 1 dan S2, didapat : Q2 = Co . I2 + C1 . I1 + C2 . Q
dengan :
K adalah harga satuan waktu sebagai koefisien penampungan yang kira-kira sama dengan waktu perpindahan banjir dalam bagian sungai. Harga K dan X dapat diperoleh dari harga-harga debit I dan O yang diukur Berhubung kelangkaan data-data debit otomatis pada daerah studi, maka waktu
perambatan banjir dianggap sama dengan periode hujan yang akan menyebabkan debit banjir, dengan rumus t = K.
25
T= L / V dengan : L = Panjang sungai (m) V = Kecepatan perambatan (m/dt) T = K = Waktu perambatan banjir (detik) Berikut ini disajikan hasil perhitungan penelusuran banjir untuk Sungai Jangkok.
Langkah-langkah perhitungan: 1. Dicari Nilai K dan X 2. Hitung nilai C 0, C1, dan C2 dengan rumus berikut :
3. Selanjutnya Kontrol : C0 + C1 + C2 = 1 4. Selanjutnya hitung (Co . I2) , (C1 . I1) dan (C2 . Q2) 5. Selanjutnya hitung (Outflow) Q 2 = Co . I2 + C1 . I1 + C2 . Q2
Nilai hasil perhitungan yang diperoleh dapat dilihat pada tabel-tabel yang ada di lampiran.
3.3
PERHITUNGAN POTENSI DEBIT/DEBIT ALIRAN RENDAH
3.3.1.UMUM
Untuk mengetahui besarnya debit minimum yang mengalir pada suatu sungai tertentu dapat diketuhi dengan menggunakan alat ukur pencatat muka air dan dengan beberapa formula maka akan diketahui hubungan antara tinggi muka air dan besarnya debit yang mengalir pada sungai tersebut, alat pencatat tersebut biasa dinamakan AWLR (Automatic Water Level Record). Alat ini sudah banyak dipasang di beberapa sungai besar di Indonesia.
26
Akan tetapi pada beberapa sungai, seperti pada lokasi embung, tidak didapatkan alat tersebut. Maka untuk mengetahui besaran debit yang mengalir maka bisa dilakukan perhitungan secara empiris. Di indonesi metode yang sering dilakukan adalah metode dari DR. FJ Mock, metode NRECA dan metode Tanki (Tank model). Metode DR FJ Mock paling sering digunakan terutama di daerah dengan intensitas tinggi sampai sedang seperti daerah Sumatera, Kalimantan, Jawa dan Bali. Sedangkan metode NRECA banyak dilakukan di daerah dengan curah hujan rendah seperti di daerah nusa tenggara. Sedangkan metode Tanki jarang digunakan karena dibutuhkan data yang sangat komplek/detail terutama mengenai jenis tanah dan vegetasinya. Dalam analisa ini dipakai metode dari DR FJ Mock.
Metode Simulasi Mock
Metode
simulasi
mock
ini
memperhitungkan
data
curah
hujan,
evapotranspirasi, dan karakteristik hidrologi daerah pengaliran sungai, dengan asumsi dan data yang diperlukan sebagai berikut: 1. Evapotranspirasi terbatas
Evapotranspirasi terbatas adalah evapotraspirasi aktual dengan mempertimbangkan kondisi vegetasi dan permukaan tanah serta curah hujan. Untuk menghitung evapotranspirasi terbatas ini diperlukan data: - Curah hujan setengah bulanan (P) - Jumlah hari hujan setengah bulanan (n) - Jumlah permukaan kering setengah bulanan (d), dihitung dengan asumsi bahwa tanah dalam satu hari hanya mampu menahan air 12 mm dan selalu menguap sebesar 4 mm. - Exposed surface (m %), ditaksir dari peta tata guna tanah, atau dengan asumsi: m = 0% untuk lahan dengan hutan lebat m = 0% pada akhir musim hujan dan bertambah 10% setiap bulan kering untuk lahan sekunder m = 10-40% untuk lahan yang terisolasi m = 20-50% untuk lahan pertanian yang diolah. Persamaan Evapotranspirasi terbatas sebagai berikut: Et = E p – E
………………….(1)
Er = E p (d/30)
………………….(2)
Dari data n dan d stasiun hujan disekitar proyek akan diperoleh persamaan sebagai berikut:
27
d = an+b
………………….(3)
Dimana a dan b adalah konstanta akibat hubungan n (jumlah hari hujan) dan d (jumlah permukaan kering) Substitusi dari persamaan (3) dan (2), diperoleh: Er /E p = m/30 . (a.n + b) ……….(4) 2. Keseimbangan Air di permukaan Tanah
Keseimbangan air tanah dipengaruhi oleh jumlah air yang masuk ke dalam permukaan tanah dan kondisi tanah itu sendiri. Data yang diperlukan adalah:
P – Et , adalah perubahan air yang akan masuk ke permukaan tanah.
Soil storage, adalah perubahan volume air yang ditahan oleh tanah yang besarnya tergantung pada (P-Et), soil storage bulan sebelumnya. Soil Moisture, adalah volume air untuk melembabkan tanah yang besarnya
tergantung (P-Et), soil storage, dan soil moisture bulan sebelumnya. Kapasitas soil moisture, adalah volume air yang diperlukan untuk mencapai
kapasitas kelengasan tanah. Water Surplus, adalah volume air yang akan masuk kepermukaan tanah,
yaitu water surplus = (P-Et) – soil storage, dan 0 jika (P-Et)< soil storage. 3. Ground Water Storage
Nilai run off dan ground water besarnya tergantung dari keseimbangan air dan kondisi tanahnya. Data yang diperlukan adalah:
Koefisien infiltrasi = I diambil 0,2 – 0,5
Faktor resesi aliran air tanah = k, diambil 0,4-0,7
Initial storage, adalah volume air tanah yang tersedia di awal perhitungan.
Persamaan: In
= Water Surplus x I
V
= k. V(n-1) + 0,5 (1+k) In
A
= Vn – Vn-1
dimana: In
= infiltrasi volume air yang masuk ke dalam tanah
V
= volume air tanah
dVn = perubahan volume air tanah bulan ke-n V(n-1)= volume air tanah bulan ke (n-1) I
= koefisien infiltrasi
A
= volume tampungan per bulan
28
4. Aliran sungai
Interflow
= Infiltrasi – Volume air tanah (mm)
Direct Run Off = Water Surplus – Infiltrasi (mm)
Base Flow
= Aliran sungai yang selalu ada sepanjang tahun (m3/dt)
Run Off
= Interflow + Direct Run Off + Base Flow (m3/dt)
BAB IV PERMASALAHAN UMUM PADA DAS
Permasalahan yang terjadi di Sungai Jangkok, antara lain :
Umumnya sungai-sungai di Indonesia yang melewati wilayah perkotaan adalah penyempitan wilayah bantaran sungai oleh perkembangan daerah pemukiman.
Kondisi
ini
menyebabkan
kapasitas
tampang
sungai
berkurang, sehingga rawan terhadap bahaya banjir.
Penyempitan daerah bantaran sungai juga terjadi akibat sedimentasi yang cukup besar karena gerusan pada lereng sungai.
Permasalahan umum yang lainnya yaitu masalah sampah dan limbah industri rumah tangga yang dibuang di sungai sehingga menimbulkan pencemaran air sungai serta penyumbatan aliran.
Tidak adanya penyuluhan dan sosialisasi dari pemerintah/pemerhati lingkungan sehingga menyebabkan berkurangnya kesadaran masyarakat terhadap keadaan sungai Jangkok.
29
