Dasar Teori

BAB II LANDASAN TEORI

B. Dasar Teori

1. Siklus Hidrologi

Siklus hidrologi diberi batasan sebagai suksesi tahapan yang dilalui oleh air dari atmosfer ke bumi dan kembali lagi ke atmosfer. Siklus hidrologi berguna untuk memberi konsep pengantar mengenai bagaimana air bersirkulasi secara umum dan proses-proses yang terlibat di dalamnya.

Presipitasi dalam segala bentuk (salju, hujan batu es, hujan, dan lain-lain) jatuh ke atas vegetasi, batuan gundul, permukaan tanah, permukaan air dan saluran-saluran air (presipitasi saluran). Air yang jatuh pada permukaan tanah mungkin diintersepsi yang kemudian berevaporasi mencapai permukaan tanah selama suatu waktu atau secara langsung jatuh pada tanah khususnya pada kasus hujan dengan intensitas tinggi dan lama. Sebagian presipitasi berevaporasi selama perjalanannya dari atmosfer dan sebagian pada permukaan tanah. Sebagian presipitasi membasahi permukaan tanah berinfiltrasi ke dalam permukaan tanah dan menurun sebagai perkolasi di bawah muka air tanah. Air ini secara perlahan berpisah melalui akuifer ke aliran sungai. Air yang berinfiltrasi bergerak menuju sungai tanpa mencapai

7 muka air tanah sebagai aliran bawah permukaan. Air yang berinfiltrasi juga memberikan kehidupan pada vegetasi sebagai lengas tanah.

Selaput air tipis yang disebut detensi permukaan, dibentuk pada permukaan tanah, setelah bagian presipitasi yang pertama membasahi permukaan tanah dan berinfiltrasi, Detensi permukaan akan menjadi lebih tebal dan aliran air mulai dalam bentuk laminer yang akan berubah menjadi turbulen dengan bertambahnya kecepatan. Aliran ini yang disebut limpasan permukaan. Limpasan disimpan dalam bentuk cadangan depresi, selama perjalanannya mencapai saluran sungai dan menambah debit sungai. Air pada sungai mungkin berevaporasi secara langsung ke atmosfer atau mengalir kembali ke laut dan selanjutnya berevaporasi, kemudian air ini kembali ke permukaan bumi sebagai presipitasi.

2. Limpasan

a. Komponen-Komponen Limpasan Limpasan dapat dibagi menjadi tiga komponen, yaitu:

1). Limpasan permukaan (surface runoff) adalah air yang mengalir di atas permukaan tanah.

2). Aliran antara (interflow) adalah air yang berinfiltrasi ke permukaan tanah dan bergerak secara lateral melalui lapisan tanah. Gerakannya lebih lambat dibandingkan surface runoff.

3). Aliran bawah tanah (baseflow) adalah air hujan yang berperkolasi ke bawah sungai mencapai muka air tanah..

8 b. Faktor yang Mempengaruhi Limpasan Permukaan

Volume limpasan sangat dipengaruhi oleh karakteristik hujan di daerah tersebut yaitu intensitas hujan, durasi hujan dan distribusi hujan. Disamping faktor utama tersebut, ada beberapa faktor lain yang mempengaruhi volume limpasan antara lain:

1

1). Jenis tanah )

Kapasitas infiltrasi tergantung dari permeabilitas tanah yang menentukan kapasitas air simpanan dan mempengaruhi kemampuan air untuk masuk ke lapisan yang lebih dalam. Pada daerah permeable, limpasan mungkin hanya terjadi jika intensitas hujan melampaui daya resap setempat. Sebaliknya pada daerah yang impermeable, limpasan dapat terjadi pada intensitas hujan yang lebih rendah atau sedang.

2

2). Vegetasi )

Pengaruh vegetasi pada suatu daerah tergantung dari tingkat kerapatan vegetasi pada daerah tersebut. Semakin rapat vegetasi pada suatu daerah, semakin kecil limpasan yang dihasilkan, sebaliknya semakin gersang suatu daerah, limpasan yang dihasilkan semakin besar.

3

3). Kemiringan dan ukuran daerah tangkapan )

Kemiringan yang tajam menghasilkan limpasan yang lebih besar dibandingkan kemiringan yang landai. (Sharma ,1987)

Pada daerah yang kecil, limpasan yang terjadi juga lebih besar dibandingkan pada daerah yang luas. Hal ini disebabkan oleh rendahnya

9 kecepatan aliran dan lamanya waktu yang dibutuhkan air untuk mencapai tempat keluaran.

4

4)). Koefisien limpasan .

Disamping faktor-faktor tersebut perlu diperhatikan bahwa kondisi fisik dari suatu daerah tangkapan tidak homogen. Setiap daerah tangkapan mempunyai limpasan dan respon terhadap hujan yang berbeda.

Pada daerah rural dimana hanya ada sedikit bagian yang kedap air koefisien limpasan bukan merupakan faktor konstan, sebaliknya nilainya bersifat variabel dan tergantung pada faktor spesifik daerah dan karakteristik hujan.

Runoff (mm) = K x Rainfall (mm) (2.1)

Pola limpasan menurut daerah dapat menimbulkan variasi dalam bentuk hidrograf. Bila daerah yang limpasannya tinggi terletak dekat dengan basin outlet, maka biasanya akan dihasilkan kenaikan yang cepat dan puncak yang tajam. Sebaliknya limpasan yang lebih tinggi di bagian hulu daerah aliran tersebut menghasilkan kenaikan yang lambat dan puncak yang lebih rendah dan lebar (Linsley, 1989).

Besarnya limpasan dapat diperoleh dengan rumus:

=

∫

t

qdt RO

0

dengan : RO = tinggi limpasan (mm), q = laju limpasan (mm/min), dt = selisih waktu (min).

10 3. Hujan

Hujan adalah salah satu bentuk presipitasi yang terpenting dalam hidrologi. Data hujan memiliki lima unsur yang harus diperhatikan yaitu:

a. Intensitas hujan

Intensitas hujan adalah laju hujan atau tinggi air per satuan waktu. (mm/jam, mm/min, mm/det).

b. Lama waktu atau durasi hujan

Durasi hujan adalah lamanya curah hujan dalam menit atau jam. c. Tinggi hujan

Tinggi hujan adalah jumlah atau banyaknya hujan yang dinyatakan dalam ketebalan air diatas permukaan datar.

d. Frekuensi kejadian dinyatakan dalam waktu ulang T. e. Luas geografis curah hujan.

Hubungan intensitas, durasi dan tinggi hujan dinyatakan dalam:

=

∫

t

idt P

0

dengan: P = tinggi hujan (mm),

i = intensitas hujan (mm/min), dt = selisih waktu (min). Intensitas rata-rata :

(2.3)

t P

11 4. Infiltrasi

Infiltrasi adalah proses masuknya air ke permukaan tanah. Proses ini merupakan bagian yang sangat penting dalam proses hidrologi maupoun dalam proses pengalihragaman hujan menjadi aliran sungai.

Infiltrasi mempunyai arti penting terhadap: a. Proses Limpasan

Daya infiltrasi menentukan besarnya air hujan yang dapat diserap ke dalam tanah. Daya infiltrasi yang semakin besar menyebabkan mengecilnya perbedaan antara curah hujan dengan daya infiltrasi. Hal ini mengakibatkan limpasan permukaan juga makin kecil, sehingga debit puncaknya juga semakin kecil.

b. Pengisian lengas tanah (soil moisture) dan air tanah

Pengisian kembali air tanah atau recharge, sama dengan perkolasi dikurangi kenaikan kapiler, jika ada. Besarnya daya infiltrasi membatasi besarnya perkolasi. Jadi daya infiltrasi menentukan besarnya recharge.

Faktor-faktor yang mempengaruhi daya infiltrasi (fp) :

1). Dalamnya genangan di atas permukaan tanah (surface detention) dan tebal lapisan jenuh.

Laju infiltrasi dalam tanah adalah jumlah perkolasi dan air yang memasuki tampungan (storage) diatas permukaan air tanah. Jika tanah belum jenuh pada awal terjadinya hujan, sehingga pengisian tampungan akan terus dan berlangsung dalam waktu yang lama. Daya infiltrasi akan menurun terus pada hujan yang menerus.

12 2). Kadar air dalam tanah

Jika saat permulaan hujan tanah masih sangat kering akan terjadi tarikan kapiler searah dengan gravitasi sehingga memberikan daya infiltrasi yang tinggi, sebaliknya jika tanah sudah lembab daya infiltrasi akan lebih rendah.

3). Pemampatan oleh curah hujan

Gaya pukulan butir-butir air hujan terhadap permukaan tanah akan mengurangi daya infiltrasi. Butir-butir tanah yang lebih halus di lapisan permukaan akan terpencar dan masuk ke dalam ruang-ruang antara sehingga terjadi efek pemampatan. Efek pemampatan pada jenis tanah yang berbeda juga memberikan pengurangan daya infiltrasi yang berbeda pula.

4). Tumbuh-tumbuhan

Lindungan tumbuhan yang padat cenderung menaikkan daya infiltrasi, karena lindungan tumbuh-tumbuhan menghindarkan permukaan tanah dari pukulan butir-butir hujan dan dengan transpirasi tumbuhan mengambil air dari dalam tanah sehingga memberikan ruang bagi proses infiltrasi berikutnya.

5). Lain-lain seperti rekahan-rekahan tanah akibat kekeringan, udara yang terperangkap diantara butir-butir air tanah, kekentalan air tanah yang dipengaruhi oleh suhu tanah.

13 5. Model Hujan dan Limpasan

Salah satu masalah dalam hidrologi adalah untuk mendapatkan debit dari suatu daerah pengaliran akibat curah hujan yang diketahui. Berbagai cara telah dikembangkan, antara lain hidrograf satuan, aliran air tanah tidak tunak, gerakan air tanah dan analisa sistem.

Daerah pengaliran sungai adalah sistem yang mengubah curah hujan atau input kedalam debit atau output di outlet (pelepasan). Transformasi dari hujan menjadi limpasan terdiri atas proses-proses yang jumlahnya hampir tak terhingga dalam alur-alur permukaan besar dan kecil. Kita dapat menghitung aliran air mulai dari curah hujan dan menelusurinya melalui subsystem, tetapi suatu saat sistemnya terlalu kompleks dan data mengenai karakteristik hidroliknya tidak dapat diperoleh Ini berarti tidak ada rumus yang diturunkan untuk aliran air sebagai fungsi hujan, karakteristik daerah pengaliran dan kondisi permukaan, sehingga perlu adanya pendekatan sistem. Pendekatan ini tidak bermaksud untuk menelaah terlalu dalam apa sebenarnya yang terjadi dalam sistem tersebut (box), tetapi lebih mengarah terhadap besarnya konversi diagram input ke diagram output.

Model hidrologi adalah sebuah sajian sederhana (simple representation) dari sebuah sistem hidrologi yang kompleks. Konsep dasar yang dipakai dalam setiap model hidrologi adalah daur hidrologi (hydrologic cycle). Titik berat analisis dalam penyusunan model hidrologi adalah proses pengalihragaman (transformation) hujan menjadi debit dalam suatu DAS. Hubungan hujan dan limpasan, sebagaimana kita ketahui tidaklah langsung.

14 Berbagai bentuk kehilangan, seperti evaporasi, intersepsi, cadangan depresi, cadangan salju dan infiltrasi ada diantara keduanya, yang terjadi sesuai karakteristik-karakteristik suatu daerah seperti ukuran, kemiringan, bentuk, ketinggian, tata guna lahan geologi dan sebagainya. Plotting langsung dari curah hujan dan limpasan untuk hujan individual biasanya tidaklah menghasilkan korelasi yang memuaskan, karena alasan yang tersebut sebelumnya. Model hujan – limpasan termasuk salah satu dari model hidrologi.

Berbagai bentuk model telah dikemukakan oleh para ahli. Semua model tersebut pada dasarnya baik, tergantung :

a. darimana dan dengan kondisi apa model tersebut dikembangkan, b untuk tujuan apa model tersebut dikembangkan,

c. pendekatan mana (empirik, matematik, statistik) yang digunakan, dan d. dalam batas mana model tersebut berlaku.

Secara umum model hidrologi dapat terbagi dalam tiga kategori yaitu:

a. Model fisik (physical model), dibuat sebagai model dengan skala tertentu untuk menirukan prototipenya.

b. Model analog, disusun dengan menggunakan rangkaian resistor-kapasitor untuk memecahkan persamaan-persamaan deferensial yang mewakili proses hidrologi. Dasar analoginya adalah:

Hidrologi Listrik

I = O +dS/dt; S = kO E = V + Rc dV/dt; S = RcV

15

O = keluaran V = tegangan keluaran

S = tampungan R = tahanan

c = kapasitor

c. Model matematik (mathematical model), menyajikan sistem dalam rangkaian persamaan.

Model matematik dalam hidrologi dapat dibagi 4 yaitu: 1). Deterministik konseptual

2). Deterministik empiris 3). Stokastik konseptual 4). Stokastik empiris

Masing-masing model diatas dapat dibagi menjadi 2 yaitu linier dan non linier dalam pengertian sistem.

Model yang dipakai dalam penelitian ini adalah model deterministik non linier, karena sebagaimana diakui oleh para ahli hidrologi hubungan curah hujan dan limpasan yang benar-benar linier tidak pernah ada. Sumber dari non-linieritas ini terletak pada prosedur kehilangan (losses) dan pengisian (recharge) daerah pengaliran serta dalam memperoleh curah hujan netto yang menjadi overland flow dan meninggalkan daerah pengaliran sebagai limpasan permukaan di pelepasannya (outlet).

6. Lengkung Pengosongan

Lengkung pengosongan adalah hidrograf yang terjadi selama waktu tidak ada hujan, yang debitnya didapat dari aliran outflow air tanah melalui akuifer.

16 Lengkung pengosongan merupakan aliran keluar air tanah. Proses ini diuraikan dengan teori aliran air tanah tidak tunak. Jika tidak ada pengisian (infiltrasi), permukaan air tanah yang tinggi lambat laun akan menurun. Pada pendekatan pertama, Q dianggap merupakan fungsi eksponensial yang menurun menurut waktu yang dirumuskan sebagai berikut:

t 0 t Q .e

Q = ^−α

dengan :

Qt = debit limpasan pada saat t Q0 = debit limpasan pada saat t0

α = parameter geometrik yang besarnya tergantung karakteristik Catchment Area

(CD Soemarto, 1995)

7. Kalibrasi Model

Model dan pendekatan apapun yang digunakan, keluaran dari suatu model (calculated output) dari model dengan masukan yang sama dengan masukan yang terjadi dalam proses sebenarnya harus sama. Kenyataannya hampir tidak mungkin proses alami yang terjadi dapat disamai dengan tepat, akan selalu terjadi penyimpangan antara keluaran terukur dan keluaran hitungan. Patokan ketelitian harus dibuat untuk menetapkan besarnya ketelitian sebuah model. Model dikatakan telah berfungsi dengan baik jika kesalahan yang terjadi lebih kecil dari kesalahan maksimum yang ditetapkan. Modifikasi pada besaran parameter perlu dilakukan, jika kesalahan lebih

17 besar dari patokan yang telah ditetapkan. Proses modifikasi ini disebut proses kalibrasi.

Kalibrasi dapat dilakukan dengan empat cara yaitu :

1. Coba-ulang (trial error) dan pengaturan parameter (variabel) berdasarkan pengamatan.

2 Pengaturan parameter secara otomatik (automatic parameter adjustment) yang dicakup dalam program komputer dengan kontrol ketelitian yang dikehendaki dengan cara-cara yang telah ditetapkan.

3 Kombinasi antara kedua cara tersebut.

4. Pengkajian ulang terhadap proses yang terjadi untuk dapat menetapkan parameter / variabel yang tepat dan berpengaruh terhadap proses tersebut.

8. Koefisien Korelasi

Koefisien korelasi (r) adalah harga yang menunjukkan besarnya keterikatan antara nilai observasi dan nilai simulasi.

Tabel 2.1 Koefisien Korelasi

r Derajat korelasi

0.7 - 1.0 Tinggi

0.4 - 0.7 Substansial

0.2 - 0.4 Rendah

< 0.2 Dapat diabaikan

18 Koefisien korelasi dapat dihitung dengan rumus :

∑

= = ^N i i sim N Q Q 1

dengan: Qⁱsim = debit hasil simulasi periode ke-i, Qⁱobs = debit hasil observasi periode ke-i, N = jumlah data.

Q = debit rata-rata hasil simulasi 9. Hidrograf

Hubungan antara hujan dan limpasan seringkali perlu dibuat dalam proses analisa dan desain hidrologi, dengan menggunakan beberapa faktor yang mempengaruhi limpasan sebagai parameter. Hubungan yang demikian juga berguna untuk mengadakan ekstrapolasi dan interpolasi catatan-catatan data mengenai limpasan dari catatan data hujan yang telah ada. Hidrograf adalah grafik yang menunjukkan ketinggian, debit keluaran, kecepatan, dan karakter lain dari air yang tergantung terhadap waktu.

2 2 2 Dt D Dt r ₌ − 2 1 2 ) (

∑

= − = ⁿ i obs i Q Q Dt 2 1 2 ) ( ⁱsim n i obs i Q Q D =

∑

− = (2.9) (2.10) (2.11) (2.8)

19 Hidrograf yang menunjukkan hubungan debit keluaran dan waktu disebut discharge hydrograph. Hidrograf terdiri dari tiga bagian, yaitu sisi naik (rising limb), puncak (crest), dan sisi turun (recession limb). Sifat pokok dari suatu hidrograf ada tiga yaitu: waktu naik (time of rise), debit puncak (peak discharge), dan waktu dasar (base time).

0.00 0.50 1.00 1.50 2.00 0.00 3.00 6.00 9.00 12.00 15.00 18.00 waktu (min) limpasan (l/min) terukur

Grafik 2.1 Hidrograf limpasan dan waktu

Waktu naik / time of rise (TR) adalah waktu yang diukur dari saat hidrograf mulai naik sampai waktu terjadinya debit puncak. Debit puncak (peak discharge) adalah konsentrasi limpasan (runoff) yang tertinggi dari suatu drainage basin. Waktu dasar / time base adalah waktu yang diukur dari saat hidrograf mulai naik sampai waktu dimana debit kembali pada suatu besaran yang ditentukan. Waktu konsentrasi (time of concentration) adalah waktu terbesar yang diperlukan hujan saat jatuh pada suatu daerah.

Tanah akan mudah untuk menyerap air yang jatuh diatasnya dan menambahkannya pada air tanah yang sudah ada. Air hujan yang berlebih akan mengalir diatas permukaan dan masuk ke sungai secara langsung sebagai aliran permukaan.

20 Hidrograf aliran keluar dari suatu daerah yang kecil adalah jumlah hidrograf dasar dari semua bagian daerah aliran tersebut dimodifikasi dengan pengaruh waktu perjalanan melalui daerah aliran tersebut dan simpanan sungainya. Kenaikan yang tajam dari hidrograf adalah akibat dari tercapainya titik konsentrasi oleh aliran permukaan. Kepekaan DAS dapat diukur tinggi rendahnya dengan mengetahui bentuk hidrograf.

Hubungan hujan dan limpasan pada model daerah pengaliran dapat diketahui dari infiltrasi yang terjadi. Neraca keseimbangan air pada penelitian ini adalah:

dengan: P = tinggi hujan (mm), Q = tinggi limpasan (mm), F = infiltrasi (mm).

Nilai detensi permukaan (Da) dapat dihitung dari persamaan (2.12) atau dapat dihitung daari analisis hidrograf.

Da = limpasan sisa massa + infiltrasi sisa massa = Σ (qr + fr)

Kita dapat menganggap bahwa selang waktu sisa, nisbah antara laju limpasan (qr) dan laju infiltrasi tetap sama seperti saat berhentinya hujan, yaitu: Da F Q P = + + qa fa qr fr r fr qa fa = → = (2.12) (2.13)

21 dengan: fa = infiltrasi saat hujan berhenti,

qa = limpasan saat hujan berhenti, fr = infiltrasi sisa massa,

qr = limpasan sisa massa.

Nilai limpasan dapat dihitung dari detensi permukaan yang diperoleh dengan rumus Chezy dengan menganggap kondisi aliran pada daerah pengaliran tetap, seragam dan turbulen.

Rumus Chezy yang digunakan jika R dianggap sama dengan Da:

dengan: q = limpasan

Da = detensi permukaan dalam bentuk lapisan air (mm) C = koefisien Chezy

So = kemiringan lahan

Gambar 2.2 Sketsa kedudukan Rainfall Simulator ) 1 )( ( ) ( qa fa qr fr qr Da =Σ + = Σ + _(2.14) (2.15) Da So q *) 2 / 1 ) * ( * _{a o} a C D S D q =

22 Koefisien Chezy diperoleh dengan menggunakan rumus:

dengan: C = koefisien Chezy,

n = koefisien Manning (lihat tabel 2.2), R = jari-jari hidrolik (mm).

Tabel 2.2 Koefisien kekasaran Manning

Wujud dasar dan dinding saluran n

Diplester semen Beton

Pasangan batu Pasangan batu kali Tanah asli bersih Tanah rumput Batu padas Tanah tak dirawat Saluran alam 0.011 - 0.015 0.014 - 0.019 0.012 - 0.018 0.017 - 0.03 0.016 - 0.02 0.025 - 0.033 0.025 - 0.04 0.05 - 0.14 0.075 - 0.15

(Sumber : Hindarko, Drainase Perkotaan, 2000 dalam Oriza Andamari, 2003)

Aliran limpasan bervariasi dan sangat tergantung dari besaran parameter DAS sebagaimana yang telah disebutkan diatas. Besaran tersebut sangat berbeda untuk masing-masing bagian kecil dari DAS yang bersangkutan. Beberapa model menggunakan prinsip simulasi deterministik, untuk penyelesaian yang bersifat umum, dengan mendekati proses aliran

(2.16) 6 / 1 * / 1 n R C =

23 limpasan dengan persamaan-persamaan semi empirik berdasarkan parameter DAS yang bersangkutan.

Salah satu contoh model sederhana yang dikembangkan oleh Holtan (Fleming, 1975) ^*) berdasarkan persamaan kontinuitas.

P_e - Q = D Qo = aD^b

dengan :

Pe = hujan efektif (dikurangi infitrasi dan tampungan cekungan (depression storage),

Q_o = aliran limpasan (m³/det),

D = kedalaman rata-rata limpasan (m), a = tetapan sebagai fungsi parameter DAS,

b = tetapan, 1.67 untuk aliran turbulen dan 3 untuk aliran laminar.

(2.17) (2.18)

24