Dasar Dasar Hidrologi 4l5p2o

{zs

1t11n1312

Q = 3,33(BXh)3/2

^;16rr1Y

dengan kecepatan pendekatan yang diabaikan

{ze {t"o 3r){t)s/2 .rza"tir o*9oo+e=2,5(h)5/2

c

=fu

T:3+3(t/24) di

mana: tp : L." :

L6: c'cq :

Qp:

tenggang waktu (Gambar 6-36) : wakru (dalam jam) dari tengah-tengah massa curah hujan efektif ke puncak hidrograf limpasan. jarak dalam mil dari titik pelepasan (outlet) ke suatu titik pada sungai yang terdekat dengan pusat gravitasi DAS. panjang kanal utama dari pelepasan batas DAS dalam mil. koefisien yang dikembangkan secara lokal untuk Dataran Tinggi Appalachian. debit maksimum (Gambar 3-36) dari hidrograf satuan

A: 1:

luas daerah aliran sungai (mil kuadrat) panjang dasar hidrograf satuan (hari).

Persamaan-persamaan ini mengacu pada hidrograf satuan yang dihasilkan oleh curah hujan efektif selama tp/5,5. Untuk hujan angin

dengan lama hujan lainnya, katakan disesuaikan, ti, dapat ditentukan sebagai:

ti :

td,

tenggang waktu yang

., (L.u Ldo'3 + [ ta - lP 1 o,zs

Harga ini selanjutnya harus digunakan untuk menentukan Qo dan yang T disajikan di atas. Kita tidak boleh melupakan bahwa persamaan-persamaan ini dan persamaan hidrograf satuan sintetik yang serupa (Gray, 1973) dibuat secara empiris dengan data yang diperoleh pada tempat-tempat lokal. Karena itu, persamaan tersebut terbatas pada kawasan geografis yang serupa dengan kawasan di mana persamaan tersebut diperoleh. Pengembangan teori hidrograf satuan adalah konsep hidrograf sa-

tuan seketiko yang merupakan hidrograf satuan dari limpasan permukaan yang disebabkan oleh hujan dengan lomq nol dan jeluk satuan (l cm, I inci, 5 cm, dan lain-lain). Keuntungan hidrograf satuan seketika (HSS) adalah kenyataan bahwa hidrograf tersebut merupakan suatu karakteristik sifat-sifat permukaan (luas, bentuk, kemiringan, dan lainlain) daerah aliran sungai, tetapi hidrograf itu bebas (tidak tergantung) pada hujan.

6.9. PENAKSIRAN LIMPASAN 6.9.1 . Limpossn Rsta-ralo Bulqnqn dun Tqhunqn

Secara teoretis tidakterdapat data yang cukup untuk memberikan rata-rata debit yang secara statistik 10090 nyata. Secara praktis, pada banyak tempat data sangat sedikit untuk menentukan harga rata-rata yang nyata. Rata-rata dari kebanyakan sungai dapat ditaksir cukup baik dari catatan selama 15 tahun (Volker, 1968). Hal ini dapat dilakukan dengan roto-rats oritmetik:

t{y

t 236

l=n

a o

ir

{

I

Grmber6-37. Penentuan grafik debit tahunan (atau debit bulanan rata-rata).

I

ri

:enI

i=

atau dengan metode grafis yang ditunjukkan pada Gambar 6-37 . Tetapi,

dapat terjadi bahwa data yang ada di tangan terlalu sedikit atau tidak lengkap untuk menentukan limpasan untuk waktu maupun tempat tertentu. Untuk kasus-kasus tersebut, metode tok longsung digunakan untuk menentukan limpasan. Beberapa contoh disajikan di bawah ini. l. Hubungan curah hujan-limpasan (lihat Gambar 6-29) untuk kawasan tertentu tersedia. Untuk tahun tertentu dengan hanya catatan presipitasi yang tersedia, limpasan dapat ditentukan dari kurva ini secara langsung atau jika perlu dengan ekstrapolasi (memanjangkan garis tersebut lebih lanjut). 2. Hubungan curah hujan-limpasan (Gambar 6-38) tersedia pada2 stasiun sepanjang sungai. Hubungan untuk suatu titik di antara 2 stasiun ini dapat ditentukan dengan menarik garis pertengahan. Pengecekan garis tersebut dimungkinkan dengan membaca harga-harga limpasan dari hidrograf pertengahan yang diplotkan di antara hidrografhidrograf dari kedua stasiun tersebut dan dengan membandingkannya dengan presipitasi.

3. Dari dua DAS yang serupa (karakteristik-karakteristik ukuran, bawah permukaan dan permukaan) kita mempunyai catatan curah hujan jangka panjang dan limpasan (P4, Qa) dan yang lain mer4punyai catatan curah hujan jangka pendek (misalnya 4 tahun).

4.

Catatan-catatan DAS yang kedua dapat diperluas dengan bantuan dua kurva (Gambar 6-39). Sebagai sumber terakhir (harus dihindarkan bila mungkin) rumu!rumus Turc, Langbein, Wund, Coutagne, Khosla (paragraf 5.5) atau

rumus lokal lainnya dapat digunakan untuk kasus-kasus bila tidok oda dqta limpasan yang tersedia, namun data presipitasi ada. 6.9.2. Penaksiran Banjir Gambar 6-3t. penentuan limpasan pada

titik yang tidak diamati.

Besarnya dan frekuensi banjir (hidrograf banjir) pada suatu o r penye bab (intensitas presipitasi, lama hujan, frekuensi terjadinya hujan angin dan luas daerah aliran

kawasan dikendalikan oleh fa ktor-fokt

t 239

238

sungai) dan fqktor-foktor lingkungan (faktor-faktor yang mempengaruhi laju infiltrasi dan waktu konsentrasi, lihat paragraf 4.4). Tidak ada satu metode puni yang,dapat memberikan taksiran banjir yang tepat (debit-debit tertinggi dalam suatu tahun air) kecuali jika metode tersebut mempertimbangkan pengaruh semua faktor yang disebut di atas. Metode yang paling umum ditunjukkan di bawah ini. l. Pendekstan infiltrasi: Pada metode ini debit banjir hanyalah sama dengan perbedaan antara jumloh (bqnyaknyq) curah huian dqn infiltrosi. Berbagai metode penentuan laju infiltrasi dijelaskan pada

Tebel 6.7. Hsrgs-hrrgs koefisien limpesrn prda rumus rssionrl (Chow' 1!164; Grry, 1973)

Tipe kawasan daerah aliran sungai Halamon tanah tanah tanah tanah tanah tanah

kawasan kota kawasan pinggiran

mukaan maksimum sebagai:

di mana:

Q,

t\_ U_

(0,277)

Cfl

= limpasan permukaan maksimum (m3ldetik)

koefisien limpasan empiris (Tabel

6.7)

lim-

pasan,/curah hujan

i:

0,05-0,10 0,10*0,15

0,l5-0,20

0,l3-0,l7 0,l8-0,22 0,25-0,35 0,70-0,95 0,50-0,70

Kowosan pemukiman

rumus banjir yang mewakili yang telah menjadi populer karena kesederhanaannya. Metode ini memberi batasan limpasan per-

:

rumput berpasir, datar (290) berpasir, ruta-ruta (2-1 o/o) berpasir, curam (790) berat, datar (290) berat, r*a-ral.a (2*7 o/o) berat, curam (790)

Bisnis

paragraf 4.6. 2. Metode rasionol: Rumus rasional Mulvaney (1850) merupakan suatu

Q,

Koefisien limpasan

intensitas curah hujan maksimum rata-rata mm/-

kawasan keluarga-tunggal multi satuan, terpisah multi satuan, berdempetan pinggiran kota kawasan tempat tinggal berupa rumah susun Perindustrian kawasan yang ringan kawasan yang berat Taman- tamon dan kuburan

0,30-0,50 0,40-0,60 0,60-0,75

Lapangon bermain Kawasan halaman rel kereta aPi Kowoson yang belum diPerbaiki

0,20-0,35 0,20-0,/m 0,10-0,30

o,25-0,q 0,50-0,70 0,50-0,80 0,60-0,90

0,l0-0,25

lolan-jolan

jam)

0 = laiq infiltrasi (mm/jam) : Ci = i 0 4 : luas DAS (kmz - rumus ini dapat -dipergunakan pada

beraspal

0,70-0,95

beton batu bata

0,80-0,95 0,70*0,85 0,75-0,85 0,75-0,95

lalan roya dan trotoir Atap

kawasan-kawasan dengan luas maksimum 0,g km2.

Rumus tersebut didasarkan atas kenyataan bahwa laju maksi-

mum limpasan permukaan dari suatu DAS kecil terjadi bila DAS seluruhnya memberikan kontribusi. Hal ini hanya dapat terjadi bila

lama presipitasi sama dengan woktu konsentrasi (periode waktu yang diperlukan oleh partikel-partikel air untuk berpindah dari titik DAS yang paling jauh ke titik pelepasannya). Untuk DAS kecil (yang tidak

melebihi 26 km| waktu konsentrasi dapat ditaksir dengan meng_ gunakan rumus California Division of Highways, yaitu:

f = di mana:

r[ 0,97 L3r 0,395

I

0,20 0,10

TANAH Liat kedap air yang rapat Kombinasi-kombinasi medium dari liat dan lempung Lempung berpasir Yang terbuka Lahan-lahan yang diusahakan Lahan kayu

--l

(km)

I

0,30

PENUTUP TANAMAN

H

tc = waktu konsentrasi (jam) L = panjang kanal utama dari sumber

j

TOPOGRAFI Lahan datar, kemiringan rata-rata I hingga 3 kaki per mil Lahan berombak, kemiringan rata-rata 15 hingga 20 kaki per mil Lahan berbukit, kemiringan rata-rata 150 hingga 250 kaki per mil

ke pelepasan DAS

Untuk suatu daerah aliran sungai tertentu (Bernard, 1935): C = ftopografi * ftunuh * f*nuru, ,"n"-"n

-1

241

240

H : total penurunan

dari sumber ke pelepasan (m).

Rumus-rumus empiris lainnya (Gray, 1973; Schulz, 1973) adalah:

-

r.

:

di mana:

(0,0078,

t" : TLbquo-

(Kirpich, 1940)

H;

(Mockus, t9s7)

waktu konsentrasi (meni0 panjang maksimum berpindahnya air dari suatu titik pada batas DAS ke titik pelepasannya (kaki)

H/Lb:

sloPe

(-)

H_ perbedaan tinggi di antara titik pada batas DAS dan titik pelepasannya (kaki) tp: tenggang waktu (jam) = waktu dari pusat massa curah hujan berlebihan (efektif) ke maksimum hidrograf limpasan tr : waktu dari maksimum (iam) = waktu dari awal limpasan hingga puncak/maksimum limpasan. Koefisien limpasan, C, mencakup semua kehilangan dan beragam dari hujan yang satu ke hujan yang lain. Karena itu, suatu harga yang konstan untuk suatu DAS tidak boleh dipergunakan (Volker, 1968). Di bawah ini disajikan batasan C yang tetap konstan untuk berbagai frekuensi pada suatu DAS tertentu, yaitu:

C_

laju limpasan maksimum untuk suatu frekuensi tertentu intensitas curah hujan rata-rata untuk frekuensi yang sama

Dengan frekuensi dimaksudkan misalnya, limpasan yang terjadi sekali dalam l0 tahun. 3.

Rumus-rumus empiris:

Di

samping rumus rasionol yang

dipergunakan untuk DAS yang kecil, terdapat banyak rumus empiris lainnya yang diperoleh pada berbagai bagian dunia. Sebagian besar rumus ini hanya mempertim,bangkan sejumlah peubah-peubah yang

relevan yang terbatas dalam mengendalikan limpasan. Biasanya, debit maksimum dipilih sebagai peubah tak bebas (Seyhan, 1975). Daftar rumus yang disajikan dengan baik diberikan oleh Volker (1968) dan Gray (1973).

4.

Metode stotistik: Untuk melakukan peramalan seperti frekuensi kemungkinan terjadinya limpasan maksimum tertentu, pola historis kejadian-kejadian limpasan harus dikaji. Hal ini dilakukan dengan ini adalah untuk menggam-.tod. statistik. Tujuan dasar metode yang tersedia. Data contoh barkan suatu kurva dari data contoh dapat beruPa: a. Seri tahunon: satu debit maksimum dipilih dari setiap tahun'jelas parsial: semua debit maksimum yang terpisah dan

b. Seri dipilih.

c.

a

Seri lengkoP: semua data debit diambil tanpa memandang besarnya.

Aliran-aliran maksimum ini diatur dalam urutan besaran yang menurun dan periode utang (iuga disebut interval ulangan) untuk masing-masinj banjir ditentukan. Periode kembali merupakan selang waktu rata-rata (sejumlah tahun) suatu kejadian akan disamai atau dilampaui. Di antara banyak rumus yang berlainan (lihat seyhan, lg77b), rumus yang paling sering dipergunakan (menurut Gumbel) adalah:

T=n* I m

dimana:

1 : m= 1: p :

danP

=

ml n+ I

T

periode ulang (tahun) urutan kejadian jumlah tahun catatan total peluang bahwa kejadian tertentu akan disamai atau dilampaui : Peluang terjadinYa.

Jika aliran-aliran maksimum diplotkan dengan T atau P, suatu

kurva Jrekuensi dapatlah dikembangkan. Pengeplotan dapat

dilakukan pada suatu kertas semu-logaritmik (Q dengan log T) atau pada suatu kertas peluong-log (lihat Gambar 6-43). Suatu contoh ditunjukkan pada Gambar 6-40. Plot garis lurus diperoleh bila diplotkan pada kertas peluang ekstremal logaritmik Gumbel (lihat Cambar 6-42). Karena berulang kali kurva frekuensi banjir diplotkan dengan tangan bebas, maka tidak ada prosedur baku yang diikuti dalam menyesuaikan kurva frekuensi, dan hasilnya disangsikan. Dua kurva frekuensi yang diplotkan dengan tangan, khususnya jika debit mak-

r 243

242

simum tertinggi adalah tidak tetap, dapat berbeda, tergantung pada bobot yang diberikan pada debit maksimum terbesar tersebut. Hal ini sangat penting jika kita diminta untuk menentukan banjir rata-rata tahunan, Q2,33. Untuk memecahkan persoalan yang meragukan ini, dua prosedur yang sederhana dapat diikuti di dalam menentukan banjir ratarata tahunan.

Prosedur yang pertama adalah memperingkatkan data, dengan menaksir periode-periode ulang yang sesuai (T) dan selanjutnya menghitung h. rga-harga agihan Gumbel, G (T), dengan: G

(r) :

- [o,rt + {o,iiei)rn f rn --L f]

Sesudah itu, persamaan regresi linear dikembangkan antara debit maksimum (sebagai peubah tak bebas) dan G (T).

G:a+btG(T)l Dalam menggunakan analisis regresi ini, debit puncak tertinggi dan nilai G(T)-nya yang sesuai, dihilangkan. Sebagai kesimpulan, karena G (2,33) : 0, banjir tahunan rata-rata yang ditaksir adalah harga tetap (titik potong) "a" dalarn persamaan ini. Prosedur ke dua yang tidak membutuhkan penaksiran persamaan regresi adalah dengan mendekati banjir tahunan rata-rata dengan rumus berikut dengan puncak banjir tertinggi sekali lagi dikeluarkan.

Gembar6-39. Penjabaran hubungan curah hujan_limpasan jangka panjang dengan mengkorelasikan dengan DAS lainnya.

Qz,:=o-['.q#] : banjir tahunan rata-rata Q,, = rata-rata debit puncak dengan mengeluarkan

di mana: QZ,r

yang

tertinggi Q,,,

n=

Qi: i-

n-

I

i: : i-

Qi I

T trahunr

2m

'o

'.,i--fi

L@Li---f

jumlah kejadian total seri puncak-puncak banjir diperingkatkan dalam urutan

menurun

1,2, ....,., n,

Grmbar 6-40. Kurva-kurva frekuensi aliran puncak.

r 245

24

fn : on :

Kepentingan utama analisis frekuensi adalah untuk mencocokkan fungsi agihan peluang yang diketahui dengan agihan-agihan kejadiankejadian yang diamati seperti dalam Gambar 6-40. Kita harus menyadari

bahwa setiap parameter hidrologi dapat dikenakan suatu analisis peluang semacam itu. Tetapi dalam paragraf ini hanya puncak-puncak banjir yang diperhatikan. Terdapat banyak fungsi agihan peluang (lihat Seyhan,1977b) yang digunakan dalam hidrologi. Di antaranya, dua agihan yang paling lazim yang merupakan agihan log Pearson Tipe III dan agihan harga ekstrem Gumbel Tipe I (Riggs, 1968; Coulson, 1966; Bobee, 1975). Agihan log Pearson Tipe III dapat dihitung dari rumus (Seyhan,

I : 1 : n

l0

1977b):

l5

e:em+Ks

20

di

mana: Q : debit maksimum logaritmik yang sesuai Qm : K: s :

25

dengan

30

periode ulang T tahun rata-rata logaritmik debit maksimum karakteristik dari agihan Pearson Tipe III simpangan baku dari logaritma debit maksimum.

Harga-harga

K tertabulasi dibaca (Seyhan,

35

40 45

50

1977b) sebagai suatu

fungsi T dan koefisien kecondongan (g), dan harga-harga Q dihitung dengan rumus yang disajikan di atas. Selanjutnya, Q diplotkan pada kertas peluang log-normal (lihat Gambar 6-43) dengan T. Suatu garis lurus hanya diperoleh jika Q- = 0 yang akan terjadi hanya bila agihan

Kalau agihan log Pearson Tipe III memerlukan tiga parameter (rata-rata, simpangan baku dan koefisien kecondongan), agihan harga ekstrem Gumbel Tipe I merupakan suatu agihan dua parameter yang mempunyai suatu koefisien kecondongan yang konstan 19 : 1,139).

P:Q,-t di

mana:

p:

Q-: 1

t

S=

rls 'l!"; aq0n

parameter skala

jumlah (banyaknya) contoh. yn

on

0,4952 0,9497 0,5128 1,0210 0,5236 1,0630 0,5309 1,0910 0,5362 l,ll20 0,5403 1,1280 0,5436 l,l4l0 0,5463 1,1520 0,5485 1,1610

n

60 70 80 90 100 200 500 1000

yn

on

0,5521

,175

0,5548

,

0,5569

,194

0,5586

,201

0,5600

,2M

0,5672

,236

0,5724

,259

0,5745

,269

185

Untuk suatu data tertentu, rata-rata (Qp dan simpangan baku (s) dihitung. Harga-harga ],, dan on dibaca dari Tabel untuk n. Dari hargaharga ini, A, dan l/a dihitung dengan menggunakan dua rumus yang telah diberikan. Persamaan agihan harga ekstrem Gumbel Tipe [, selanjutnya adalah:

tersebut adalah normal.

Dua parameter tersebut adalah:

rata-rata ekstrem yang berkurang (dibaca dari tabel yang disajikan di bawah ini) simpangan baku dari ekstrem-ekstrem yang berkurang (dibaca dari Tabel yang disajikan di bawah ini)

Q=F +2,303(loeT)f

lf

t,

-

mode

rata-rata contoh simpangan baku contoh

Suatu persoalan penting pada semua analisis frekuensi seperti tersebut di atas adalah kekurangan data. Jika catatan debit-debit

maksimum pada suatu tempat hanyalah merupakan suatu contoh (sample) yang kecil, parameter agihan frekuensi teoretis terhitung, ratarata, simpangan baku dan koefisien kecondongan, akan mengalami

F 247

246

P:

sompling error dan besarnya tidak menggambarkan harga-harga populasi. Tetapi ada teknik-teknik menyesuaikan parameter contoh

p:

angka pendek untuk mencerminkan karakteristik catatan- catatan debit maksimum yang lebih lama. Metod+metode tersebut dapat dirangkum

j

NK

sebagai:

l.

Penyesuaian harga rata-rata

3.

b. Prosedur Corps of Engineers. Penyesuaian simpangan baku a. Prosedur Matalas-Jacobs b. Prosedur Corps of Engineers. Penyesuaian koefisien kecondongan a. Prosedur Rantz-Crippen. Prosedur

ini

memperhatikan harga-harga logaritmik parameter

Untuk mudahnya penghitungan, grafik yang ditunjukkan pada Gambar 6-41 dipersiapkan di mana Q, secara langsung dapat dibaca un-

tuk suatu presipitasi tertentu (P) dan bilangan kurva (NK) tertentu. Metode ini tidak mempertimbangkan relief kawasan dan lama hujan.

Tetapi, metode tersebut dapat dipergunakan untuk semua kawasan di Amerika Serikat.

statistik; rata-rata, simpangan baku dan koefisien kecondongan. Penyesuaian rata-rata dan simpangan baku diperoleh dengan mengkorelasikan logaritma-logaritma debit maksimum untuk stasiun

6.9.4. Peramalan Aliran Minimum

jangka pendek dengan catatan-catatan stasiun jangka panjang di dekatnya. Tidak ada prosedur yang baku untuk menyesuaikan harga koefisien kecondongan jangka pendek. Suatu teknik khusus untuk menaksir harga jangka panjang dikembangkan oleh Rantz dan Crippen (1975). Mereka telah mengembangkan persamaan-persamaan regional yang menghubungkan logaritma koefisien kecondongan dengan harga-harga logaritmik presipitasi DAS rata-rata tahunan dan debit maksimum ratarata tahunan per kilometer persegi.

dengan dua cara:

6.9.3. Metode bilangon kurva

Metode bilangon kurva dikembangkan oleh Dinas Pengawetan Tanah Departemen Pertanian Amerika Serikat (Chow, 1964 dan Design of Small Dams-Appendix A, 1965) dan didasarkan atas penaksiran lim-

poson permukaun dari sejumlah curah hujan dan data tanah dan penutup tonoh tertentu. Rumus empiris dikembangkan sebagai:

n _ (P-0,2S)2 ;s:t'o*l-,0 Vds -

P-0,8S

di mana: Q6, i

waktu hujan angin mulai (inci) nomor kurva yang mengacu pada suatru tonoh hidrologik kompleks penutup tanah (suatu nomor yang diberikan -pada kuantitas tipe tanah sehubungan dengan kapasitas

infiltrasi, tata guna lahan dan kondisi cuaca sebelumnya).

a. Prosedur Matalas-Jacobs

2.

=

curah hujan angin total (inci) perbedaan potensial maksimum di antara P dan Q6. pada

=

NK

limpasan permukaan langsung (atau limpasan hujan

angin-paragraf

6.

1)-inchi.

Karena debit-debit minimum dialirkan ke sungai, terutama dari air tanah, debit tersebut berubah secara lebih lambat dan dibandingkan dengan banjir, yang menunjukkan variasi yang besar, maka dengan mudah debit tersebut dapat diramalkan. Peramalan dapat dicapai

Pendekatan statistik: Ini dapat dilakukan, misalnya, dengan memplotkan kurvo lqma aliran (huian) (paragraf 6.5) atau dengan mengembangkan persamaan empiris yang berdasarkan atas onalisis regresi dari curah hujan dan limpasan. 2. Pendekatan hidrologik' Aliran minimum dapat ditaksir dengan analisis kurvo-kurvo deplesi (paragraf 7.4). 3. Analisis frekuensi: Analisis frekuensi yang dilakukan untuk debitdebit maksimum dapat juga dilakukan untuk debit minimum. Ada dua prosedur untuk analisis ini, yaitu: a. Agihan grafik-metode tangan bebas (agihan frekuensi empiris) b. Agihan frekuensi teoretik i. Agihan harga-harga terkecil Gumbel yang terbatas ii. Agihan Pearson Tipe III.

l.

Agihan grafik-metode tangan bebas mempertimbangkan pemeringkatan data dan penghitungan periode ulang (T = (n * l)/m) sebagaimana ditunjukkan pada Tabel6.8. Pada agihan frekuensi empiris

EE

F.

s

F'

q

EE

I

g 9 \o

6

a)

=. .l

F:

a.

g g)

o

a)

5

ga

1E

=a

o.

or-5 -P aOa

E P-- o-6 q)

o.-9

t\)

I

I

il

oa

I

x

M

il

N

0.500

20n I,78

.0(r7 l-s

l8 l9

17

t6

l.l+3 l.+

1

1.23 13

11

I

0.625 0.688 0.75n 0.812 0.875 0.938

0.-562.

0.,13u

)r)

)

1.60 l.'15

0.37-s

4,0i) 3.20 2,67

gg:EF B* gI?E;EF ril

.062

. l -r-1

.21

.31

J)

.55

.70

.12 .u9

..13

.83

0,441

))5 2,00

0.17 t

rl 5)q

.46

1.059

I .125

1.20 0.E82

0.778 0.833 0.889 0.914

o 1))

,056

18

188

,l

.

.27

.36

.73 1,38

q0

,lt

.58

0,-500

,38

,71

,17

o

111

,80

0,218

1,50

I.61

1.29 0.9.1I

0,1 05 5

1.t76 0,947

1.052

1,111

1.25 Rqs

o

r,33

1,43

I.54

2,00 1,82 1,67

1 1)

)5n

2.86

0.8.12

0.737 0.789

0.68,1

0,632

0.526 0.579

0,316 0,368 0,421 0,474

261

50

N:19

4,00

20,0 10,0 6,1

T

o

a.

9-

o

0.550 0,600 0,650 0,70t) 0,750 0.800 0,850 0,900 0.950

0,s00

0,050 0,100 0,150 0,200 0,250 0,300 0,350 0,400 0,450

P

Limpasan hujm (inci)

0,211

0,1 58

0,0s3

t! ,0

,75

P

N:18 T

E.

H:o

o

0,556 0,61 I 0.661 0.82.+

5.88 0.647 0.706 0,765

1.80

0.389

o Jr:)

0.353

7qJ

0 .40

0,222

0,1 67

9,0 6.0 4,50 3,60 3,00 2,57

0,176

18,0

0,056 0,111

P

0,1 18

T

:19 N =17

hingga N

0,059

P

n )15

N:16

:15

E EE$Eg $E

g

.25

.7

.0

0,188 0.250 0,312

I

.5

0,062

16,0 8,0 5.3

T 0.1 25

P

N =15

T

12

ll

l0

9

u

7

6

-5

4

3

2

I

M

g

ig$*EF =*$E; = q9; E 6 o BE

E:

*gcEEiFIg*I r iH E 3; i * s; F ;: eE i P; gE €e sH i E {"H qE e

Fgdlli3FBgii

3

Ei3+EHE-Fgg i 3 EE S;;fi $ f Ib i i n* aIE*-r$ i1

Tabel 6.8. Interval ulang (T) dan peluang-peluang (P) untuk N

oa ;f

EE. 50,

=oa

E5 qT

.-. FU EV

Btr

15

*6-

Sts E. -l

ut A:X rg:

6g .0Q

oog 37r o-a

tt

Fr

a-

EA) a.

8: oq?

F'i

JA F'J

<5 E. E

5r 5 -F'A:

E: sr6

ts3# E8!' Slix o-Q 6|r3

,,

E

g6E

EfP

ool

x

[:" .:-!J

;p

(D.) ='q) 5S)

O.

sN) \o

T 25t

250 sebagai berikut: P

Tabel 6.9. Parsmeler-parameter skala (Chin, 1967; hshmsn 6)

Koefisien Parameter Kecon- Skah

Faktor-faktor Frekuensi

l/a

Aa

l/a

Ba

1,623

0,68 0,69 0,70

o,152 0,14'l

l,598

0,t42

I,549

0,136

1,526

0,131

I,503

0,126

I,480

o,t2t 0,1 l6

l,458 I,436

T : l/P

0,lll

I,415

l,394 t,374 I,354 I,334

l,0l

0,990

0,663

0, 106

1,05

0,952

0,482

I ,10

0,909 0,833

0,380

0,350 0,346

3,468 3,370

0,31 0,32 0,33

0,341

3,277

1,t87

0,336 0,33 I

3,190 3,108

I,214

1,2q

0,71 0,12 0,73

0,188 0,217

0,34

0,327

3,030

I,267

0,74

0,35

0,322

3,955

1,294

o,75

0,245

0,36

0,317

0,37 0,38

0,312

2,885 2,818

1,32t

0,274 0,302 0,33 r

0,'16 0,77

0,39 0,40

0,302

0,359 0,386

0,41

0,292

0,414 0,442 0,469 0,496

0,42

0,281

0,43

0,282

0,44

o,271

0,45

0,271

2,374

0,523

0,46

0,55 I

0,47

0,517

l

0,48 0,49 0,50

0,266 0,261 0,256 0,251 o,246

0,658

0,51

o,uo

0,63

1,258

0,067

|,240 I,222

t,5t2 1,567

0,83 0,84 0.85

2,328 2,284

l,595

0,86

t,623

0,87

0,063 0,058

2,Ul

1,651

0,88

0,053

I,187

2,199 2,159

l,680

0,049

i,rzo

I,?08

0,89 0,90

0,044

I,154

2,t20

1,731

0,91

0,040

l,t37

1,430

l,5rt0

0,82

0,096

0,82

t,295

0,035

0,93

0,03r

I, l2l I,105

2,009 I,975

0,94

0,026

I,089

0,95

0,022

1,074

0,214 0,209

I,941

1,881

0,96

l,059

I,909

l,9l I

0,2u

1,817

l,846

0,99

0,009 0,004

t,029

0,199

I,940 |,970

0,9? 0,98

0,017 0,013

0,193

r,815

2,W

I,00

0,0

1,000

0,61

0,188

I,786

2,309

-0,040

0,86?

0,62 0,63

0,183 0,178

1,757

2,ffi

l,t t,2

|,729

2,996

1,3

-0,071 -0,109

o,752 0,652

0,64

0,t72

1,702

-0, I 36

0,563

0,167

1,67 5

3,382 3.802

1,4

0,65

1,5

-0,160

0,486

0,225 0,219

0,56 0,57 0,58

0,59 0,60

Tabel 6.10. Variat yang berkurang (log y) untuk berbagai periode ulang dan peluang

Interval ulang

1,20 1,30

o

t,u4 1,014

ll

0,769 0,66'.7

10,0

qi

P (x)

0,'714

4,00 5,00

f

Peluang

I,50 I,58 3,00

,,

(x)

l,40

2,00

t,2u

0,92

0,54 0,55

yang berkuranC (y).

t,276

t,765 |,794 |,823 r,852

0,738

I,028

0,w2

2,412 2,422

2,U5

0,975 1,002

1,3 14

0,81

0,230

0,922 0,949

0,087 0,082 0,017

|,457 I,484

2,082

0,896

0,

2,578 2,524

0,235

0,790 0,817 0,843 0,870

l0t

0,78 0,79 0,80

t,375 l,402

0,52 0,53

0,79

1,348

1,573

2,754 2,692 2,634

0,684 0,71I

: log (x - e) ([] - €) + l/q (loey) Plotkan pada kertas peluang log-normal (Gambar 6-43) atau pada kertas peluong ekstrem logaritmik Gumbel (Gambar 6-42) harga x terhitung dengan periode ulangnya (T) atau peluang (P) atau variat

t,u9

0,29 0,30

0,604

f.

0,157

0,038

0,297

Bo

0,162

I,107 I,134 I,160

0,30?

Ao

0,67

3,573

0, r58

berikut, tentukan untuk

teoretis, yaitu:

0,66

0,355

0,t29

x

I,081 0,28

0,099

masing harga log y dan

Frekuensi

1,054 0,007 0,069

e. Dengan menggunakan

Faktor-faktor

Parameter Skala

= I - e-Y. persamaan

dongan

dongan

c

Koefisien Kecon-

(x)

15,0 20,o 25,0 30,0

40,0 s0,0 7 5,0 100

0,633 0,500 0,333

0,250

0,253 0,166 0,098 0,041 0,000 -0, I 59

-0,393 -0,541

0,200 0,100

-0,652

0,M7

-l,155

0,050

-1,292

0,040 0,033 0,02s 0,020 0,013 0,010

-t,3.87

-0,979

-1.,469_

-1,469

-t,699 -l

,886

-2,000

"t

Gambar 6-43. Kertas peluang log-normal'

{ 2s5

l.

7. AIR TANAH

Batuan menjadi poreus karena pelarutan

2. Batuan menjadi poreus karena retakan batu-batu porous

7.1. TEMPAT DAN ASAL MULA AIR TANAH

3. Endapan sedimen.

Lebih dari 98 persen dari semua air (diduga sedikit lebih daripada 7 di atas bumi tersembunyi di bawah permukaan dalam poripori batuan dan bahan-bahan butiran. Dua persen sisanya adalah apa yang kita lihat di danau, sungai dan reservoir. Separuh dari 2 persen ini disimpan di reservoir buatan. Sembitan puluh delapan persen dari air di bawah permukaan (96 di luar 100 persen air total) disebut air tanah dan digambarkan scbagai air yang terdapat pada bahan yang jenuh di bawah muka air taruh. Dua persen sisanya adalah lengos tanoh pada mintakat tidak jenuh di atas muka air tanah (Gelhar , 1972). Jumlah air tanah yang bcsar mcmainkan peranan penting dalant sirkulasi air olcmi. Bila kita mqgansgtp bahwa presipitasi diagihkan secara sangat tidak merata, make banyak sungai akan mengering tanpa suatu oliran dasar. Peranan air tanah digambarkan dengan bagan-bagan aliran pada Bab 2. Waktu ratarata yang diperkirakan untuk suatu tetes hujan untuk berjalan dari hujan ke laut adalah sedikit lebih dari 400 tahun (Celhar, 1972). Jumlah air tpnah yang besar yang disimpan di bawah permukaan bumi dapat digambarkan oleh penaksiran Shimer (1968) yang menggambarkan bahwa jika semua air tanah di Amerika Utara dibawa ke perrmrkaan ia akan menutupi lahan sampai kedalaman 2,5 m lebih, yang setara dengan beberapa kali presipitasi tahunan. Air ini tentunya harus berasal dari suatu tempat. Secara praktls semua air bawah permukaan berasal dari presipitasi. Akan tetapi, jumlah air tanah yang nisbi kecil,

x

Grmbrr 7.1. Contoh-contoh bukaan batuan (Wiest, 1965).

106 km3)

berasal dari sumber-sumber lain. Asol-muasol

oir

tanah juga

dipergunakan sebagai konsep dalam menggolongkan air tanah ke dalam

Trbel7.1. I(lcrnn-Lkmn porosites yrng mewrhili untuk brhrn-behrn endrpen (Todd, 1959)

t

Porositas (90)

Liat

I

Debu Pasir campuran medium hingga Pasir yang Pasir campuran halus hingga

seragarn

{

Kerikil

pasir (paras) Serpihan Batuan kapur Batuan granit Kerikil dan Batu pasir

kasar

medium

| | | | I I | I I I

45-55 40-50 35-.10

30-40 30-35 30-40 20-35 10-20

l-10 l-10

l-5

256

257

4 tipe yang jelas (Told, 1959 dan Dam, 1966), yaitu: l. Air meteorik: Air ini berasal dari atmosfir dan mencapai mintakat kejenuhan baik secara langsung maupun tidak langsung dengan:

Desar. Retakan mungkin terdapat dalam batuan kristalin maupun batuan padat dan mungkin mempunyai ukuran kapiler maupun super kapiler. Air yang disimpan dalam retakan disebut air celah dan air retakan. Lubang-lubang yarrg besar merupakan ciri formasi batu kapur dan kadangkala batuan gunung api. Kalau aliran air melalui retakan adalah sebagian besar laminer dan sebagian turbulen, aliran air melalui lubang-lubang yang besar adalah turbulen. Pori-pori merupakan ciri batuan sedimen klastik dan bahan

a. b.

Secara langsung oleh infiltrasi pada permukaan tanah Secara tidak langsung oleh perembesan influen (di mana kemi-

ringan muka air tanah menyusup di bawah aras air permukaankebalikan dari efluen) dari danau, sungai, saluran buatan dan lautan

c. Secara langsung dengan cara kondensasi uap

air

butiran lainnya. Pori berukuran kapiler dan membawa air yang disebut

(dapat

air pori. Aliran melalui pori adalah laminer. Kapasitas penyim-

diabaikan).

2. Air juveni* Air ini merupakan air baru yang ditambahkan pada mintakat kejenuhan dari kerak bumi yang dalam. Selanjutnya air ini

panan/cadangan air suatu bahan ditunjukkan dengan porositas yang merupakan nisbah volume rongga (Vu) dengan volume total batuan (V),

dibagi lagi menurut sumber spesifiknya ke dalam:

v v

n: J x

a, air magmatik b. air gunung api dan air kosmik (yang dibawa oleh meteor). 3. Air diremojakan (rejuvenated): air yang untuk sementara waktu telah di

dikeluarkan dari daur hidrologi oleh pelapukan, maupun oleh sebabsebab lain, kembali ke daur lagi dengan proses-proses metamorfisme, pemadatan atau proses-proses yang serupa (Dam, 1966). 4. Air konat: Air yang dijebak pada beberapa batuan sedimen atau gunung pada saat asal mulanya. Air tersebut biasanya sangat termineralisasi dan mempunyai salinitas yang lebih tinggi daripada air

Air

Tanah

Air tanah ditemukan pada formasi geologi permeabel (tembus-air) yang dikenal sebagai akifer (juga disebut reservoir air tanah, formasi pengikat air. dasar-dasar'yang tembus air) yang merupakan formasi

memungkinkan jumlah air yang cukup besar untuk bergerak melaluinya pada kondisi lapangan yang biasa. Air tanah juga ditemukan pada akiklud (atau dasar semi permeabel) yang mengandung air tetapi tidak mampu memindahkan jumlah air yang nyata (seperti liat). Akifer ditemukan pada sejumlah lokasi. Deposit glasial pasir dan kerikil, kipas aluvial dataran bajir dan deposit delta pasir semuanya merupakan sumber-sumber air yang sangat baik. Pada suatu akifer, air tanah menempati lubang batuan (Gambar 7-l) yang dikenal sebagai pori (atau celah-suatu klasifikasi celah yang baik disajikan oleh Ward, 1967 halaman 241-243) patahan maupun lubang yang

pengikat

air yang

- persen porositas (90) = volume rongga (cm3) = volume total batuan (gas, cair dan padat (cm1.

Porositas (lihat Tabel 7-l) tergantung pada bentuk dan susunon partikel individu, agihan ukuran pori, derajat sementoro dan

laut.

7.1.1. Sifat-sdat Batuon dan Terjodinya

mana: n Vv V

10090

ii

nr

tr fil

il .l

pemadatan. Pada mintakat kejenuhan, air tanah mengisi semua lubang. Karena itu, pada mintakat ini, kita dapat menganggap lengas tanah sama dengan porositas. Jika kita tertarik pada pemindahan air tanah dari mintakat kejenuhan, kita tidok dapat memindahkan semuanya karena gayagaya molekuler dan tegangan permukaan akan memegang sebagian air di tempatnya. Air ini ditahan melawan gaya berat. Retensi spesdik suatu batuan atau tanah diberi batasan sebagai nisbah persentase volume air yang akan tertahan melawan gaya berat setelah kejenuhan terhadap volumenya yaitu:

V

S.: J x v

1i di

il il

mana: Sr =

= V:

Vr".

100

retensi spesifik (90) volume air yang tahan (cm3) volume total batuan (gas, cair dan padat, cm).

U 259

2s8

Sebaliknya, air yang dapat dipindahkan dari mintakat kejenuhan dinyatakan sebagai hasil spesdik (atau porositas efekti0. Hasil spesifik tersebut diberi batasan sebagai nisbah persentase volume air yang setelah dijenuhkan, dapat dikuras secara bebas oleh goyo berqt terhadap volumenya sendiri. Ini adalah:

50 45

40 35 30

S':-*ox

52s

loo

V

b20 a t5

lo

di

Retensi spesifik

mana: Sv : hasil V*d V

5

0 D

a

o

l09o maksimum ukuran butiran

: :

sPesifik (90)

volume air Yang dikuras (cm3) volume total batuan (gas, cair dan padat, cm3).

Tampak bahwa porositas (n) sama dengan:

(mm)

n:Sr+S, Gambar?.2. Keragaman-keragaman porositas, hasil spesifik dan retensi spesifik di DAS

Pantai Selatan, Kalifornia (ukuran butiran berkaitan dengan

harga

kumulatif, yang dimutai dengan bahan kasar dari l09o sampel total) (Todd' 1959).

Tabel

7.2. Hasil-hasil spesifik yang ditaksir pada deposit di Lembah Sacramenlo, California, Ameriks Serikat (Todd, 1959) Hasil spesifik (90)

Deposit

Mintakat jeluk

Seluruh lembah

kat

kaki

100-200 kaki

20-200

kaki

l,7

10,5

8,0

9,3

8,0

7,5

6,9

7,3

6,2 5,0

6,0

6,2

4,5

6,0

6,2 5,4

'1,9

7,2

6,9

7,1

20-50 Dataran banjir sungai dan deposit kanal Dataran aluvial rendah & deposit kipas aluvial Deposit aluvial terpotong Deposit Basin (DAS)

Semua minta-

50-

l

00

kaki

Harga-harga spesifik tergantung pada ukuron butiron, bentuk dan agihsn pori dan pemadatan. Meinzer (1942) memberi garis besar beberapa metode untuk menentukan hasil spesifik (penjenuhan contoh Iaboratorium, penjenuhan contoh lapangan, uji pompa, dan lain-lain). Semua metode ini mempunyai keterbatasan. Pada Cambar 7-2 dan Tabel 7.2 disajikan beberapa harga hasil spesifik, yang didasarkan atas pengukuran laboratorium. Pada TabelT .2 pengaruh pemadatan nampak pada menurunnya harga-harga hasil spesifik dengan kedalaman sungai dan deposit aluvial. Faktor-faktor utama yang mempengaruhi agihan lubang bqluqn dapat diringkas sebagai berikut (Ward, 1967): 1. Tipe batuan

2. Keragaman vertikal litologi (dasar-dasar pembentukan) 3. Keretakan batuan

4. Pelapukan. 7

.1.2. Tipe-tipe Akifer

Ada 3 tipe akifer utama yang dibahas di bawah ini. l. Akifer tidqk tertekan.'Akifer ini (disebut juga bebas, freatik atal non-ortesis) batas-batas atasnya adalah mukq

a

ir

ta na

h. Kelengkungan

r 261

260

dan kedalaman muka air tanah beragam tergantung pada kondisikondisi permukaan, luas pengisian kembali, debit, pemompaan dari sumur, permeabilitas, dan lain-lain (lihat Gambar-gambar 7-3 dan 7

-4).

sumw muka

2. Akifer terteksn: Akifer ini disebut juga akifer artesis atau akifer teksnan di mana air tanah tertutup antara 2 strata yang relatif kedap air. Airnya ada di bawah tekanan dan bagian atasnya dibatasi oleh

'rair

4.6

n

o-

{qu,

permukoon piezometrik. Jika suatu sumur dimasukkan dalam akifer ini, aras air akan menaik sampai aras piezometrik dan akan membentuk suatu sumur yang mengalir seperti ditunjukkan pada Gambar 7-3. Kawasan yang memasok air ke akifer tertekan disebut daerah pengision kemboli. Perhatikan bahwa permukaan piezometrik merupakan svatv permukaan imajiner serupa dengan aras tekanan hidrostatik air

kapiler

41'9li:EL -pJ,gtk.T mata at

aliran influenT

rumbsi-rumbe

l\

sumur mengalir

sumur artesis;

/

er Eneh mclayang

/

sumur muka

/un it

ahran eflucn

strata pembats

Gambar 7-3. Akifer air tanah (Eagleson, l9?0).

pada akifer.

3. Akifer melayang: Akifer terbatas (Gambar 7-5) yang terjadi di mana tubuh air tanah dipisahkan dari tubuh utama air tanah oleh stratum yang relatif kedap air dengan luas yang kecil. Lensa-lensa liat pada deposit sedimen mempunyai tubuh air yang dangkal yang melapisinya. 4. Akifer semi-tertekqn.' Akifer ini merupakan kasus khusus akifer berini merupakan kasus khusus dari akifer tak

,i a

tekanan yang dibatasi oleh lapisan-lapisan semi-permeabel. 7

.1.3 -

l.

Konstantq-konstanta Ceohidrolika Akifer.

Koefisien simpanan Koefisien simponan diberi batasan sebagai volume air yang dilepaskan (atau diambil) oleh akifer ke dalam simpanan per satuan luas permukaan akifer dan per satuan perubahan tinggi air. Untuk kolom vertikal I x I m yang memanjang melalui suatu akifer tertekan (Gambar 7-7) koefisien simpanan S sama dengan volume air (dalam m) yang dilepaskan dari akifer bila permukaan piezometrik turun I meter (tl ke t2 ). Pada sebagian besar akifer tertekan, koefisien simpanan berkisar 0,00005 < S < 0,005. Koefisien tersebut dapat ditentukan dari uji-uji pompo sumur dan duri embutan (fluktuasi) air tonoh. Untuk suatu akifer tertekan suatu rumus dikembangkan

raya

-- - -

-.-.---

sebagai:

--

FSil

S=psH( n +f Ew

Es

I

muka air tanah tak tcrSanggu muka ah tmah tcrganggu arah aliran air tanah

lapim pcmbetc

(CoGembrr 7-4. Bagan muka air tanah dan gerakan di Kawasan Gooi, negeri Belanda laris, 1974).

t 263

262

di mana:

P:

g= 11:

kerapatan air (kglm3) percepatan gravitasi (nrldetik2) ketebalan akifer (m) porositas (_)

n: E; modulus beban kompresi air

air;;;i---{ermuka--\an melayang

muka

2000 x

lanah

M=*E;

106

axrrer

Newton/m2

,4ufuDr /

t

melavane

Es= modulus elastisitas skeleton butiran : 300 x 106 Newton/m2 untuk bahan tak terkonsoli-

strata kdap

alr

muka air Enah

akifer bebas

ER+E<EtWr

dasi.

strala kedap air

Koefisien simpanan untuk akifer bebas berhubungan dengan hosil spesdiknyo. Kemudian ini ditunjukkan dengan simbol trr. Untuk sedimen dengan porositas antara 0,3 dan 0,4, p adalah antara 0,1 dan

Grmbsr 7'6. PrinsiP hukum DarcY'

Gsmbar 7-5. Akifer atas.

0125.

Untuk okifer tertekon, Soliman (dalam Decisions with Inadequate Hydrologic Data, 1973) mengembangkan persamaan doya simpan berikut, atau koefisien simpanan: i

'f j

(A x) (A h)

n

i

akifer.,

,rertekan

lapisan kedap air

di mana: 12

Pemakaian rumus ini memerlukan: a. Pencatat muka air di dalam sumur pengamatan (untuk Ah dan At) b. Harus tersedia penghitung air tanah piezometrik c. Uji-uji pompa harus dilakukan dan transmisibilitas harus ditentukan secara terpisah sebelum memasang pencatat aras dalam sumur.

)

Permeobilitas Permeabilitas merupakan suatu ukuran kemudahon qlirqn melalui suatu media poreus. Secara kuantitatif permeabilitas diberi batasan dengan koefisien permeabilitas (Tabel 7-3 dan Tabel 7-4). Banyak peneliti telah mengkaji problema permeabilitas dan mengembangkan beberapa rumus. Rumus Fair dan Hatch (1933) dapat dipandang sebagai sumbangan yang khas.

piezomelrik

permukaan tanah

(r2-rr)(A0T = gradien tinggi air piezometrik pada jarak x2 I, : gradien tinggi air piezometrik pada jarak x, Ax: x2_xr(m) At : selang waktu (hari) Ah : perubahan muka air tanah pada selang waktu At (m) t = transmisibilitas (m2/hari).

-,permulaan

Gambsr 7-7. Konsep koefisien simPanan' Tabel

7,3. Harga-harga perkiraan koefisien permeabilitas untuk bahan-bahan granuler (Dam, 1966) O Partikel

Tipe tanah

efektif

2-20

Debu

Pasir sangat halus Pasir halus Pasir kasat

Kerikil dan pasir Kerikil

(1r)

l l

Koefisien permca-

bilitas (m/hari) l0-2

l0-r

20-200 I

lo-r2m'-2000

lo-2

103

104

>2W 105

265

264

dp

rT,*> -

di

diameter Partikel Pasir.

Mengikuti hukum-hukum Poiseuille dan Darcy, Marshall

P

,'Jd_

(1957) mendapatkan rumus permeabilitas berdasarkan atas kurva pF' i i

mana: r -

permeabilitas spesifik (atau intrinsik) (lihat paragraf 7.2.t) m= faktor pemadatan + 5 0- faktor bentuk pasir (6 untuk butiran berbentuk bola dan 7 ,7 untuk butiran bersudut) Il= porositas (-) P: persentase pasir yang ditahan antara dua ayakan

dm:

d2:

Rumusnya seperti disajikan di bawah ini, hanya dapat dipergunakan pada tanah-tanah dengan struktur butiran tunggal, seperti pasir:

l=m y=

(270)

i: k: n= m:

di mana:

yang berdekatan (90)

rata-rata geometrik ukuran dua ayakan yang

hi

i:

berdekatan (m).

I

(2i-

r)

h?

: permeabilitas (cmldetik) porositas (90) banyaknya selang dalam sumbu-sumbu 0 tinggi kenaikan kapiler pada selang ke-i (cm) konduktivitas hidrolik

1,2, .,. m

2i= I = faktor berat.

Rumus lain batasan koefisien permeabilitas pasir adalah (dalam

Kuzeny):

Kanoungan air

kpasi,

:

c e (0,7 +

o,o3

D

flYl^ (l

-

rl

volumetrik (0)

1)2

di mana: kpasi, = koefisien permeabilitas pasir (m/hari) C konstanta lokalitas. C = 3200 sebagaimana dihitung oleh Hooghoudt, dan C = 3420 sebagaimana dihitung oleh Fahmi e faktor bentuk pasir (bentuk bola atau sudut) suhu ("C)

T n

U

:

porositas (-) indeks ukuran butiran : permukaan spesifik. Indeks ini merupakan nisbah luas permukaan total

partikel tanah dengan luas permukaan suatu kuantitas yang sama (menurut berat) dari

partikel-partikel berbentuk bola dari bahan yang sama dengan diameter I cm (Drainage Principles, 1974)

U:

0,4343 . I I tog (dy'd1) dr

I d2

(Rumus Zuncker)

tegangan lengas tanah I

,i

,

(cm air = h) permeabilitas Rumus-rumus empiris yang lain disajikan dalam acuan, Drainage Principles, 1974. Semua rumus empiris memerlukan modifikasi bila dipergunakan pada kawasan tertentu.

a. Pengukuran permeobilitqs lqboratorium Beberapa tipe permeometer telah dikembangkan bagi penentuan permeabilitas laboratorium. Karena contoh-contoh adalah terganggu (porositas, orientasi dan stratifikasi butiran berubah) pengukuran Iaboratorium hanya sedikit berhubungan dengan permeabilitas

t 266

267

lapangan (Todd, 1959).

Permeameter dengan bagian atas konstan membiarkan air memasuki medium poreus (Gambar 7_g) dari bawah dan ditampung sebagai limpasan permukaan setelah naik melalui bahan. pada permeameter dengan tinggi yang menurun, air dibiarkan mengalir dan aras air pada tabung pada saat-saat yang berlainan dicatat. Karau permeameter-permeameter dengan bagian atas konstan

dan yang

menurun digunakan untuk contoh-contoh terkonsolidasi dan tak terkonsolidasi, permeameter non-deDir digunakan untuk contoh-

contoh tak terkonsolidasi dengan bagian atas yang sangat rendah (h). Suatu tabung-U (luas a) yang diisi dengan contoh dihubungkan pada

b.

kedua ujungnya dengan reservoir pemasok dan peneriia (dengan luas A). Peralatan seruruhnya diletakkan pada kamar dengan suhu yang konstan. Permeabilitas ditentukan dengan mencatat perubahanperubahan atas air pada waktu yang berbeda. Pengukuran permeabilitas lapongai Uii pompa merupakan cara pendugaan permeabilitas akifer yang

pa_

ling dipercaya (Gambar 7-9). Uji tersebut dipergunakan pada air tanah yang dalam dan melibatkan pemompaan aiidari lubang pem_

boran pada laju yang konstan atau yang meningkat secara be.a*ngsur_ angsur dan pengamatan aras-aras air secara simultan pada berbagai jarak dari sumur pompa (Todd, r959). Dari bentuk dan sifat aras air

yang menurun

di sekitar sumur, dan pemulihan

dengan H. d. Aliran air tanah adalah horizontal. e. Aliran air tanah pada lapisan yang semi-tembus air adalah vertikal. f. Sumur pompa menembus seluruh jelu.k akifer yang jenuh. g. Koefisien simpanan adalah merupakan invarian waktu h. Akifer adalah isotropik (permeabilitas tanah pada titik tertentu mempunyai nilai yang sama untuk beberapa arah aliran). i. Untuk aliran yang tidak tetap, radius sumur adalah nol. j. Air tanah tidak dapat dimampatkan (kerapatan air tetap sama). k. Permeabilitas merupakan invarian waktu (tak tergantung waktu). l. Pelepasan air dari cadangan/simpanan terjadi secara seketika sesudah merendahnya kurva menurun (drawdown). m. Mintakat kapiler tidaklah penting. Kini perhatikan okifer tak tertekon dengan aliron tetap. lni akan berarti bahwa penampang air tanah tetap sama setiap waktu. Selanjutnya dengan menggunakan bagan yang disajikan di bawah ini, rumus Dupuit-Thiem dapat dituliskan sebagai berikut:

c. Ketebalan akifer adalah konstan dan sama

sr

-

S.r

=

Qo 2,3 log t1 rl 2nkH

kembali aras air

setelah pemompaan berhenti, permeabilitas akifer dapat ditentukan dengan menggunakan hukum Darcy. Keuntungan_keuntungan utama metode ini adalah bahwa sampel yang digunakan

adalah besor dan tetap tuk tergonggu. Selain penggunaan waktu dan biaya yang lebih "uti.un tinggi kerugian utama tetap seperti asumsi yang dibuai urirt

F{ lr

air tanah.

Dengan menggunakan sumur pengamatan tunggal, kita dapat meneliti 2 macam hubungan: a. Keadaan tunak (tetap)

b. Keadaan tidak tunak (tidak tetap).

Pertama-tama, kita harus menyadari bahwa untuk kedua kasus tersebut, penyelesaian persamaan_persamaan air tanah, dengan menggunakan data uji pompa, dibatasi oleh osumsi-osumsi berikut (Dam, 1969; Drainage principles, 1974): a. Akifer adalah homogen dan horizontal. b. Akifer sangatlah besar.

: sl : Qo : kH :

di mana: Sz

drswdown keadaan tetap pada jarak 11 (m) drswdown keadaan tetap pada jarak 12 (m) debit sumur yang seragam (konstan) (m3lhari) transmisibilitas akifer (m2lhari).

Rumus yang sama dapat dipergunakan pada suatu okifer tertekon dengan suatu aliran tetap. Ini ditunjukkan pada Gambar 7-9A. Walaupun rumus yang disajikan di atas gambar ini nampaknya berbeda, pengamatan yang seksama akan menunjukkan bahwa keduanya adalah sama.

268

269

Tabel 7.4. Porositas dan permeabilitas batuan

Tipe Batuan

Kerikil Pasir Konglomerat

Koefisien Permeabi. litas (m/hari)

25-35 30-40

100-1000

l0:25

5- l5 = 0,t

Batuan pasir (paras) Batuan pasir dengan lipatan ,i dan fraktur (patahan) Batuan kapur dengan permea' bilitas primer Batuan kapur dengan permea-

Sumur menembus akifer tak tertekan

Sumur sama sekali menembus akifer tcrtekan

5-40

25-50

Loess

' bilitas

Porositas (90)

.=[ffi],'u'',,

..=*[H,.]

5-20

5-20

>50

hingga 40

n

20-35

I

25

):s

sekunder

alr lanah asll

-i----

:>25

I

P.rmcamd.r dcrym

,'t

h

=

d.ry3n

trw

ye8 mmurun

A = &sm r*froi h" = riryi pedr ro

un8gr

h

Gambar 7-9. Penggunaan

* tr@B&t

{

I

uji pompa untuk

kedap air

,

menaksir koefisien permeabilitas (Todd'

959).

J

".14!-l.,n

rn,

metode piezometrik metoderabung

-F il

Gambar 7-E. Permeameter.

!

i a

w@(

IL =F E.E II ll -

kedaD

alr

d===5

Permukaan tanah

,l@."'"X"^n ltr .__'_-1,

*,

\-

.kif"a

kedaP air

metode lubang bor atr rs$c$mRr kedap air

r!J 1\ dB Hd FE Ed bd

E_E

kedap

air.

Gambar 7-10. Metode-metode piezometrik, tabung dan lubang bor.

setetrgah tertekan

---w*,@r/iifi?,h (ffilw{qt@E@ffi

kedafr alr'

Gambar

7-ll.

Tahanan hidraulik

T 27t

270

Bila aliran pada akifer tok tertekon adalah tidok tetap, yang berarti bahwa aras air tanah pada titik tertentu berubah pada

waktunya, dua pendekatan dapat digunakan: a. Rumus Theis-Jocob-Edelman disajikan sebagai:

s: di

: kH = tpt2 : Qo

a^ -"

4nkH

mana: s :

dimana: sr = s2 :

W(u)

drawdown dalam meter pada jarak radial r pada

waktu t, drawdown dalam meter pada jarak radial r pada

waktu

t,

debit sumur yang seragam (konstan) (m3lmenit)

transmisibilitas akifer (m2lmenit) waktu sesudah pemompaan dimulai (menit).

drawdown pada jarak tertentu r dalam meter (lihat bagan di atas)

= debit sumur yang seragam (konstan) (m3lhari) kH: transmisibilitas akifer (m2/hari) W (u): fungsi sumur (lihat halaman berikut) Qo

w(u)

u-

: ,uia

a,

w

r2P 4 kHt

1 : jarak dari sumur (m)

'

I I

: Y*::t

t :

dimensi)

;::1?f "y lTi;J,T :?:Xr,,"Hu,io.1l

waktu sejak awal pemompaan (hari).

tl

r-+lr

di mana: S

(-)

=

koefisien cadangan,/simpanan untuk akifer tertekan

b'

Pendekatan kedua sebenarnya merupakan versi dari rumus TheisJacob-Edelman dan menganggap titik tunggol pengukuran di dekat (misalnya sampai 5 meter) sumur pompa. Untuk akifer bebas metode tersebut dicrcfinisikan dengan rumus: sr

-

s2

:

Qo 2,3 log ll 4n kH t2

1og

t

Jika s diplotkan terhadap log t sebagaimana ditunjukkan pada halaman sebelumnya, pada kertas semi-log, to yang merupakan

waktu ketika s sama dengan nol, dapat ditentukan. Selanjutnya, koefisien cadangan atau porositas efektif dihitung dengan rumus: (2,25) (kH) (rJ

Rumus yang sama dipergunakan untuk akifer tertekan, tetapi selanjutnya p diberi batasan sebagai:

U=- 12s 4 kHt

I I

!!

f2

di

mana: k : m./menit; to : menit

H:m

r:m.

Pada tempat drawdown, orang juga dapat menggunakan dato pemulihan air tanah dalam menentukan k atau kH. Untuk aliran tidak tetap pada akifer bebas rumus berikut tersedia: Qo

2,3 log

4n kH

di

t

-t'

mana: s : drawdown sisa. Drawdown ini merupakan

perbedaan antara aras air tanah mula-mula sebelum pemom-

T

I

1 272

t: t'

paan dan aras air tanah aktual pada waktu t' sejak pemompaan dihentikan waktu sejak pemompaan dimulai (hari) waktu sejak pemompaan berakhir. Jika t. adalah waktu setelah pompa dihentikan, maka: t' : t te.

l

-

log

t/t')

Suatu penyelesaian grafis dicapai dengan memplotkan s berlawanan dengan log

(t/t').

Persamaan-persamaan aliran air tanah untuk keadaan tunak dan tidak tunak pada akder semi-tertekai dapat diperoleh pada banyak kepustakaan (Dam, 1969; Drainage Principles, 1974; Glover, 1973; Steady Flow of Ground Water, 1964). Persamaan Hontush dan Jacob untuk akifer semi-tertekan tidak tetap, dan persamaan de Glee dan Dupuit-Thiem, paling lazim digunakan. Dalam hal air tanah yang dangkal, 3 metode lainnya dipergunakan, yaitu: a) metode piezometrik, b) metode tobung dan c) metode pemboran. Pada metode-metode ini air dikurangi (atau ditambah) dengan pompa tangan kecil, dan pengukuran dilakukan atas kecepatan pulihnya atau turunnya aras air pada posisi asalnya. Pada Gambar 7-10 bagian yang diarsir menunjukkan ukuran luas sampel yang koefisien permeabilitasnya ditentukan. Air dapat memasuki lubang bor di seluruh panjangnya dan menghasilkan koefisien permeabilitas horizontal (K) dan paling berharga pada tanah-tanah yang relatif sama. Piezometer membiarkan air masuk hanya dari kisaran jeluk yang terbatas pada dasarnya. Karena itulah, metode ini sering kali dipergunakan pada bahan berstratifikasi, di mana koefisien permeabilitas dori berbogai lapisan mungkin sangat beragam. Metode tobung, yang membiarkan air hanya memasuki dari bawah, digunakan untuk menduga terutama koefisien permeabilitas vertikal

E

,l

a a

d

I

P ___________->

i

(n)M

274

275

(Kr).Metode-metode ini adalah sederhana, ekonomis dan

Metode infiltometer menggunakan infiltrometer cincin pada kedalaman yang berturutan pada suatu lubang tanah untuk meneliti perbedaan-perbedaan konduktivitas hidrolik dari berbagai lapisan. Ernst (1950) melakukan penelitian-penelitian dengan menggunakan metode pemboron dan mendapatkan rumus empirik. Unruk okiftr lopisan tunggsl dia mendapatkan air yang dipulihkan (penyelesaian untuk tanah berlapis dua disajikan pada acuan Drainage

memungkinkon penggunoqn contoh-contoh tqnoh utuh. Prinsip metode piezometrik adalah bahwa lubang dibor dan pipa dimasukkan ke dalam lubang dengan meninggalkan suatu rongga yang

tak terlindung pada dasarnya. Air dikeluarkan dari pipa dan

data

pemulihan dicatat. Konduktivitas hidrolik dapat dihitung dengan menggunakan rumus Luthin dan Kirkham:

,2 'P

k: C(tn

dimana:

k:

rp : C

Principles, 1974):

h, ln "l

k-

hn - tl) konduktivitas hidrolik

(fr)(ao

(cmldetik) radius-dalam pipa (cm)

: faktor

geometri sebagai fungsi dari S, H, r dan L pada gambar di samping (lihat Drainage Principles,.

di

= jeluk aras air (cm) pipa

di

f=

t1

hn:

pada

bawah aras air

setimbang pada waktu tn.

Metode tabung diperoleh

mana: k :

hl=

1974, halaman 281)

hn

tabung konsentrik

dengan menggunakan metode injiltrometer. Prinsip metode tabung rangkap adalah menempatkan 2 tabung konsentrik pada suatu kedalaman (di mana penentuan permeabilitas diperlukan), menjenuhkan tanah di sekitar dan di bawah tabung, dan selanjutnya dengan mengisi tabung dengan air, mengukur laju turunnya aras air. Pada satu sistem, turunnya aras air pada tabung bagian luar dan bagian dalam dicatat. Pada sistem lainnya, aras air pada tabung bagian luar dijaga konstan dan laju turunnya pada tabung bagian dalam dicatat (lihat Drainage Principles, 1974, untuk detailnya).

(4000) (r) (A h)

i

tI

*zo1

rH

tz-

E

l

permeabilitas (meter/ hari) radius bor (cm) kedalaman muka air tanah pada lubang di bawah aras acuan pada waktu pembacaan pertama (cm) waktu pembacaan pertama kedalaman muka air tanah pada lubang di bawah aras acuan pada waktu tn

At = tn-tl A! : hn- hr h = L-(Yr)(h) H = kedalaman bor di bawah muka air tanah (cm) D = kedalaman bor di bawah aras acuan (cm) S = kedalaman dasar kedap air di bawah dasar lubang (cm).

\ 277

276

pelacak lebih diarahkan untuk pengukuran arah daripada

Ernst juga telah mengembangkan suatu nomograf (lihat Drainage Principles, 1974) untuk pendugaan yang cepat dari rumusnya. Bila menggunakan rumus ini, butir-butir berikut harus

pengukuran kecepatan gerakan air tanah. 3. Ketahanun hidrolik Ketahansn hidrolik didefinisikan sebagai ketahanan suatu lapisan semi tembus-air terhadap aliran vertikal air yang melewatinya. Untuk

diperhatikan:

a. Kesalahan duga adalah sekitar 10-200/0. b. Bor harus mempunyai diameter antara 3-7 cm. c. Kedalaman lubang pemboran dari permukaan tanah harus berada antara 20-200 cm. d. S harus lebih besar dari 0,5 (H). e. Ambil sekitar 5 bacaan pada selang 5-30 detik, taksir k dan ambil

lapisan yang homogen ketahanan hidrolik sama dengan nisbah ketebalannya terhadap permeabilitasnya. Jadi:

-

rata-ratanya. Pendekatan lain untuk menentukan permeabilitas akifer adalah dengan menggunakan pelocak. Pada metode ini, sejenis pelacak (Todd, 1959) seperti bahan pewarna, garam, bahan radioaktif dan lain-lain, ditambahkan pada air tanah melalui sumur pada lokasi bagian atas dan waktu yang diperlukan untuk nampak kembali pada sumur bagian bawah diamati. Bersama-sama dengan gradien hidrolik yang diketahui, permeabilitas ditentukan dengan menggunakan persamaan Darcy.

di mana:

i: n

mana:

n

vt

dL dh

ketahanan hidrolik (hari). ketebalan lapisan semitembus (m). koefisien permeabilitas lapisan semi-tembus (m/hari)'

P+Dt:E+Do+AS+v

(v) (dL) di

dh

di

c: H= k:

= = = :

porositas (karena aliran hanya meialui pori). kecepatan rata-rata pelacak. panjang akifer (jarak antara 2 sumur). perbedaan bagian atas (perbedaan antara aras air ke dua sumur).

Meskipun metode ini sederhana, pelrggunaan pelacak terbatas pada jarak sampai beberapa meter, dan hasil yang diperoleh hanyalah perkiraan. Karena itu, pada tahun-tahun belakangan ini, penggunaan

k

Namun dalam kenyataannya, ketahanan hidrolik tergantung pada adanya tempat-tempat lemah di mana air tanah berkonsentrasi (Gambar 7-ll) dan tidak dapat didefinisikan dengan rumus yang sederhana. Oleh karena itu, uji-uji laboratorium tidak doput memberikan angka-angka yang realistis. Terdapat 3 tipe metode pengamatan lapangan. Sama halnya dengan penentuan koefisien permeabilitas, uii-uji pemompoon pada akifer semi-tertekan digunakan untuk menentukan ketahanan hidrolik (Huisman, 1960)' Pada metode nerocq air, persamaan neraca akifer bagian atas (Gambar 7-12) dikembangkan sebagai:

.dL

, A--

H

L-

ai

mana: P = Do :

Di : E= : v =

AS

presipitasi (mm/hari). drainase yang keluar dari kawasan (mm/hari). drainase yang masuk ke kawasan (mm/hari). evoPotranspirasi (mm/hari - dari lisimeter, panci, rumus-rumus, dan lain-lain). perubahan cadangan/penyimpanan (mm/hari). perelrlbesan (hilang atau tambah - mm/hari).

Dari persamaan ini perembesan dapat ditentukan. Secara terpisah beberapa piezometer ditempatkan pada kawasan tersebut dan perbedaan rala-rata (h) antara tinggi piezometrik air tanah semi-

* .

279

278

semi-tertekan dan air tanah akifer bagian atas (bagian atasnya sama

dengan kedalaman air tanah, karena merupakan akifer bebas) diamati. Ketahanan hidrolik ditaksir sebagai: h piczomeier

Ketahanan hidrolik dapat juga ditentukan dari polo tinggitinggi piezometrik. Sebagaimana ditunjukkan pada Cambar 7-12, beberapa piezometer yang diletakkan pada suatu baris akan menunjukkan penampang permukaan piezometrik. Ketahanan hidrolik

atifcr bagian ato

riif

dapat dihitung bila transmisivitas (kH) dari akifer semi-tertekan diketahui. Untuk penerapan praktis rumus berikut digunakan:

f

w

F(ax)

1 U-1"U i1-,-i

t I'l 'l laoissn

kcdal ait

(kH{a+l Gember 7-12. Penentuan ketahanan hidrolik di lapangan.

di mana:

c= [ :

: kH = k= H:

41

adp :

ketahanan hidrolik (m/hari). perbedaan tinggi rata-rata antara permukaan piezometrik dan muka air tanah di dalam jangkauan A x (m). jangkauan tertentu (m). transmisivitas (m2/hari).

koefisien permeabilitas dari akifer tertekan (m/hari). ketebalan akifer semi-tertekan (m) an jenuh aliran. perbedaan antara gradiert

dx

dp:

=

semi-

ketebal-

q dx

gradien perbedaan tinggi p

dx

semi

ter;;tan

-..

i

lapisan kcdap air

i

I

a

{l :

j

i

Harga-harga c sangat beragam. Misalnya, lapisan tipis gambut (0,3 m) dapat menunjukkan c = 20.000 hari, sedang lapisan liat dengan suatu ketebalan beberapa meter dapat mempunyai nilai keta-

t

I I

ti

il

Grmbar 7-13. Contoh-contoh penentuan transmisibilitas dari gradien hidrolik bila aliran air-ranah diketahui (Dam, 1968).

w 281

280

hanan sebesar 100 hingga 200 hari. Pada polder-polder di negeri Belanda diketahui nilai-nilai ketahanannya berkisar antara 25 hingga 20.000 hari. 4. Ketebalan

okifer

Ketebolon akifer,

H,

ditentukan dari data pemboran. Meskipun

ketebalan ini tidak pernah konstan, dalam menganggap bahwa suatu

akifer mempunyai ketebalan yang seragam, diambil suatu nilai ketebalan rata-rata. Ketebalan ini dapat mencapai ukuran puluhan meter.

[1.{rlr kontur air tanah

d o

D

o

ui-rr-

-L

batas air

batas atr

akifer bebas

I

,

5. Transmisibilitss

Trunsmisibiliras fi uga disebut transmisivitas atau koefisien transmisibilitas) suatu akifer didefinisikan dengan kH, yang merupakan

a.

Waktu (t)

waktu (l)

hasil kali koefisien permeabilitas (k) dan ketebalan akifer (H). Transmisibilitas menggambarkan kemompuan akifer untuk membawa air secara kuantitatif. Metode-metode penentuantransmisibilitas yang terpenting dibahas di bawah ini. Penggunaan gradien hidrolik: Transmisibilitas dapat ditentukan menurut ketersediaan debit oir tanah maupun pengision kembali air tanah. Tiga contoh ditunjukkan pada Gambar 7-13 untuk kasus I mengenai data debit air tunah yong diketaftr, (Q). Untuk kasus A

GambrrT-15. Contoh penentuan transmisibilitas dari kurva deplesi (Dam, 1968).

^t)-

t

\

,_r;-

t

ffi

-

ttTr

I

kedaD air

Gambar 7-14. Contoh penentuan transmisibilitas dari gradien hidrolik bila Pengisian kem-

bali air tanah diketahui (Dam' 1968).

?9 !e

suatu rumus dapat dituliskan sebagai:

kH: di mana:

Q=

1:

Q

IL

perembesan ke dalam polder ditentukan dengan persamaan neroco.

gradien hidrolik :

1=

pada

kemiringan garis piezometrik

titik infleksi.

hilang

GambarT-16. Contoh penentuan trans-

misibilitas dari kurva

Penurunan (drawdown)'

pengisiankembali

GambrrT-17. Penentuan pengisian kembali akifer dari permukaan air tanah (Dam, 1968).

panjang perembesan (jarak dalam arah tegak lurus gambar yang ditunjukkan).

Jika Q kecil (katakan l0 mm) ketelitian kH juga kecil dan jika Q besar (katakan l0O mm), maka ketelitian juga jauh lebih tinggi. Pada kasus B dari Gambar 7-13, transmisibilitas akifer antara

titik-titik

E

dan

F

ditentukan. Untuk menghindari pengaruh-

pengaruh debit sungai maka gradien hidrolik harus ditentukan sedikit menjauhi sungai. Ketelitian metode ini lebih tinggi bila perbedaan an-

to

tt

t2

waktu (t)

GambarT-lE. Penentuan pengisian kembali akifer dari kurva deplesi (Dam, 1966)

lr

il 282

283

tara debit Qs dan Qp adalah lebih besar, yang berarti makin besar air tanah yang mengalir ke sungai. Suatu rumus dapat dituliskan sebagai

Z_

A:

berikut:

1g = Qe-Qr 2tL di mana:

I :

[6, Tu

1:

Kemiringan rata-rata muka air tanah pada kawasan antara stasiun-stasiun E dan F.

di mana: Qo

I: L:

FRTA

KH

QO

IJ

IL

dapat dituliskan sebagai:

n, _ (FnT - Sz) A (rd - rJ LT kH : FR :

T :

S :

transmisibilitas (m2,/tahun). pengisian kembali air tanah (m/tahun). waktu selama persamaan neraca dikembangkan (tahun). koefisien cadangan/simpanan.

Dari bentuk kurva deplesi (lihat

Gambar 4-29) penentuan transmisibilitas adalah mungkin. Jika kurva deplesi (Gambar 7-15) diplotkan pada suatu skala logaritmik, kemiringan garis (q/2,3) akan memberi batasan koefisien reservoir ( : l/ o

atau sumur). panjang kanal dalam arah tegak lurus pada gambar yang ditunjukkan.

transmisibilitas dari gradien hidrolik bila pengision kemboli air tonah diketahui. Pengisian kembali air tanah dapat ditentukan. dari pengkajian-pengkajian lisimeter. Dengan menganggap periode T di mana muka air tanah naik dengan suatu jumlah z, maka persamaan

LT

b. Penggunoon kurva-kurvo deplesi:

jumlah air yang diekstrak dari semua sumur yang digunakan untuk pemompaan. gradien hidrolik (ridak terlalu dekat dengan kanal

koefisien akifer) yang merupakan suatu fungsi geometri, transmisibilitas dan koefisien cadangan,/simpanan (S) akifer. Kurva deplesi yang curam (nilai-nilai yang lebih tinggi) akan berarti kH yang

lebih besar. Jika ditentukan dari kurva deplesi, maka transmisibilitas akifer yang disajikan pada Gambar 7-15 dapat ditentukan sebagai:

Gambar 7-14 menunjukkan satu contoh penentuan

di mana:

kontur-kontur air tanah). panjang akifer.

Kesulitan pada persamaan ini adalah tidak diketahuinya nilai koefisien cadangan,/simpanan. Hal ini dapat dihindari jika digunakan periode pengamatan yang lebih lama. Ini akan berarti bahwa z : 0 dan persamaan akan menjadi:

Pada kasus C dari Gambar 7-13, air dipompa dari suatu dasar sungai yang lama di mana terdapat suatu kanal. Rumus dapat dituliskan untuk Qo yang tetap, yaitu:

KH:

peningkatan muka air tanah (m). luas akifer (: bL bila hal tersebut merupakan kawasan persegi-m). gradien-gradien bagian hilir dan hulu muka air tanah yang dirata-ratakan pada periode T (ditentukan dari

\v : S

i

'L2 fi2

., b

*

J

I I I tt

I

di mana: 5 = porositas efektif (Sv :

spesifik untuk akifer

bebas).

Penggunoan drawdown muka oir tanah: Dengan menurunkan (atau meningkatkan) aras air (secara tiba-tiba atau berangsur-angsur dalam waktu singkat) pada suatu aliran (Gambar 7-16), penentuan transmisibilitas adalah mungkin dari drswdown muka oir tonah. Ada fungsi-fungsi diferensial khusus (Todd, 1959; Huisman, 1960 dan Dam, 1968) yang dikembangkan untuk perubahan aras-aras air tanah

ini. Pada akhirnya nilai yang dihitung adalah merupakan kHlS akifer. Teknik yang

nisbah

sama juga dipergunakan pada data draw-

'1 284

28s

down yang diperoleh dari uii-uji pemompoqn.

7.2. GERAKAN AIR TANAH

7.1.4. Penentuan Pengision Kembali Akifer

7.2.1. Hukum-hukum Yang Mengotur Alirsn

Karena pengisian kembali akifer masuk dalam air tanah, maka kembali air tanah (F*) akan dijelaskan. Di sini, hanya judul-judulnya yang diulang dan beberapa contoh disajikan. l. Metode neraca air.

Tetapi, proses umum gerakan air tanah, sangatlah sederhanS, suatu gerakan yang didorong oleh gaya berat, ditahan oleh gesekan cairan pada medium yang poreus. Bila kita bawa prinsip yang sederhana itu pada perlakuan matematis dari aliran air tanah, asumsi-asumsi dan generalisasi tertentu harus dilakukan. Beberapa dari asumsi-asumsi itu (Dam, 1966) adalah: l. Akifer haruslah homogen dan isotropik (permeabilitas dalam arah x, y danz adalah sama). 2. Lapisan-lapisan semi-tembus mempunyai ketahanan hidrolik yang

2. Keragaman dalam aras air tanah: Jika keragaman maksimum (r)

pada aras air tanah (Gambar 7-17) ditentukan dan diplotkan terhadap

kedalaman presipitasi tahunan yang sesuai (P), maka kedalaman presipitasi tahunan (PJ yans tidak menghasilkan pengisian kembali (r=0) dapat ditentukan dengan ekstrapolasi (garis terputus-putus pada Gambar 7-17). Kedalaman presipitasi tahunan ini (PJ menjadi

hilang (evapotranspirasi dan mungkin beberapa limpasan permukaan). Pengisian kembali akifer dalam setahun sama dengan perbedaan antara presipitasi tahunan dan kehilangan ini, P - Po' 3. Gerakan air tanah: Pada Gambar 7-13B, jika kH diketahui, pengisian kembali akifer (A Q) adalah: A Q : Qn Qr : (kH) 2 IL. pada Gambar 7-18, pengi4. Kurva deplesi: Sebagaimana ditunjukkan

seragam.

3. Koefisien permeabilitas merupakan invarian waktu (tak tergantung waktu).

4. Transmisibilitas suatu akifer bebas adalah konstan. 5. Koefisien cadangan/simpanan adalah konstan. 6. Pelepasan air dari cadangan adalah seketika. 7. Mintakat kapiler dapat diabaikan. Dengan menggunakan kriteria ini' aliran air tanah untuk keadaan tunakl) (nilai-nilai konstan dengan waktu pada titik yang berbeda pada

sian kembali akifer selama periode deplesi adalah sama dengan V : Q/a, dengan a ditentukan sebagai kemiringan deplesi. Untuk periode

V:

atau u

(Sz

-

51)

: 9?Ia, a

+

luas yang diarsir antara waktu tr dan

+ A, dimanaa

: QoSo

{ Penggunaan pelacak (Vogel dan Dijken, 1974). 6. Lisimeter. 1

i

I

j

sama. Sehingga:

Metode kadar garam.

;-

Qt 51

t,

Tanah

Sebagai hasil dari cara bahan-bahan diendapkan semula, sistemsistem akifer hampir tidak pernah seragam dalam ciri-ciri hidroliknya. Bahkan bila struktur geologi sistem akifer diketahui, detil gerakan air di dalamnya sulit untuk diketahui. Banyak detil gerakan air tanah masih jauh dari jelas.

pengisian kembali akifer dan pengisian kembali air tanah mempunyai arti yang sama. Pada paragraf 4.6.2, metode-metode penentuan pengisian

deplesi total, ini sama dengan luas di bawah kurva deplesi antara waktu to dan t1. Pengisian kembali akifer selama periode basah, yang berakhir dari waktu t, hingga t2 pada Gambar 7-16, adalah sama dengan meningkatnya cadangan/kesimpanan air tanah (A S) selama periode basah ditambah debit total ke sungai pada periode yang

Air

o

akifer-stasioner) tak tertekan (kerapatan air tetap konstan) diperlakukan secara matematik. Persamaan-persamaan dasar yang menjelaskan perlakuan ini didasarkan atas 2 hukum, yaitu: (a) Hukum Darcy dan (b)

hukum Kontinuitas. Prinsip-prinsip hukum Darcy ditunjukkan pada Gambar 7-6. Kemudahan percobaan ini dapat dilakukan pada air yang mengalir dengan laju Q (mlldetik) melalui media poreus dalam silinder luas A irisan melintang. Pemasukan yang terus menerus ke dalam reservoir yang kiri menjaga aras air pada reservoir konstan. Dari persamaan Bernoulli orang dapat mengembangkan:

l)

Aliran tidak tunak (tidak stasioner) dan aliran air tanah tertekan dibebaskan dari perlakuan lebih lanjut.

FI 286

21

+ P!-+ j? Pg

287

P, Pg

29

v4

pat menulis bentuk diferensial persamaan Darcy sebagai berikut:

+AH

2S

. . Karena kecepatan air pada media poreus biasanya rendah, keting_ gian kecepatan(v2/29) kedua reservoir dapat diabaikan tanpa kesarahan yang berarti. Selanjutnya: 7,PlP '=22 7l* Pg

I

di mana:

AH = di mana;

z, =

Pl =

p= g= p8 = P

- = PF AH= =

q[=

debit spesifik (m/detik). koefisien permeabilitas (m,zdetik).

g!=

PC

dS

{r-{z

posisi bagian atas (cm) : tinggi tempat. rekanan (gmlcm). kerapatan air (gmlcmr) percepatan gaya berat (9g0 cm/d.etik\. berat jenis (gmlcrp3). tekanan bagian atas (cm)

=

bagian atus piezometrik

= :

V=-:1 n

di mana: V

= kecepatan air (m/detik). e = debit spesifik (m/detik). n : porositas

tingginya tekanan.

bagian aras yang hilang (cm) bagian atas tunggal (cm;

=

bagian atas air tanah atau ketinggian energi cairan.

merupakan pernyataan yang berdasarkan atas:

v _ xE _xp9

lg56) bahwa e berbanding langsung dengan a|.:gu: H dan A, dan berbanding t"iuutit J"ig"n aS. Karena itu, dengan

memperkenalkan koefisien permeabiritos (iuga disebut konduktivitas hidrolik) sebagai konstanta yang sebanding dia mengembangkan:

vtl J

O.

di mana: k

:

t =

e - k(+r-:9A AS

:

Dln8an memperhatiUsn O

: T = n = v

debit (m:/detik).

:

dan dengan memperkenalkan suatu tanda negatrr e/A, rlntui menunjukkan bahwa aliran berada dalam arah bagian utur vu'"g .*"urun, orang dengan mudah dadebit spesi.fik

(-).

Permeabilitas suatu medium poreus berkaitan dengan kemudahan suatu cairan untuk melewatinya. Karena itu, keefisien permeabilitas tidak hanya tergantung pada medium tetapi juga tergantung pada cairan. Konsep permeabilitas yang lebih rasional selanjutnya akan

ketinggian hilangnya

Insiyur hidrolika berkebangsaan perancis, Darcy, mendapatkan percobaannya.(pada

di mana: Q

gradien hidrolik.

Kita harus menyadari bahwa debit spesifik bukanlah keceparan aliran air karena, A merupakan ruas irisan melintang total sedang air mengalir hanya melalui pori-pori pada luas A ini. Karena itu, kecepamn air (V) dapat ditentukan sebagai:

energi. +

-k dS

-l-+AH

atau

g-t

q=

koefisien permeabiliras (m,/detik). permeabilitas spesifik (atau intrinsik) (m2). Ini disebut juga konstanta tanah. Konstanta ini mencirikan sifat_ sifat aliran medium (ukuran pori dan lain-lain) dan tidak tergantung dari sifat-sifat cairan. viskositas kinematik cairan 1mz74stik). kerapatan dalam kg/m3, viskositas dinamik arau mutlak dalam kglm/detik (lihat paragraf 4.6.1).

t,

288

Konsep permeabilitas ini dapat merupakan hal yang sangat p.enting untuk aliran cairan lainnya seperti minyak. Akan tetapi, untuk tujuan kita, koefisien permeabilitas akan digunakan sebagai konstanta yang mendefinisikan sifat-sifat ranah (Wiest, 1965). Pada persamaan umum Darcy, dS merupakan panjang dalam arah aliran. Serangkaian persamaan umum yang mengatur aliran pada semua arah dapat dituliskan:

Untuk kondisi isotropik

q* =

-[

Keb@oran dari akifer s€mi-tcrtekan

dx

Q=91 +(92-P,)e*/r HLK

Qu=-1 '6y 9z:-k

d+

Aliran pada akifer yatrg b@or

:-l---ts]{v-.'merrik

= -kv -g.t dx

l.

,,

9. = -k,

permukaan Piezo akifer semLtertekan

d{ dx

Hukum kedua, yaitu hukum kontinuitas, yang

6y

.l

I

I

6ez:o 6z

yang hanya mendefinisikan kenyataan bahwa air yang meninggalkan suatu tubuh harus berasal dari suatu tempat. Untuk akifer semi-tertekan

(1/kH)qoe-"/r

= (kH)/rXpr-p) bagim ffi pircmtrik

tertckan:

b< x< @ -6<x<-6 e=et+ koz-pl)e1-x'b)/r

I = F

ea

+(ej-e)e'(x-b)/r

o2= py-(ey-q)l^/(2b q3 = Qa + (Pr LkH (p,

a"=

I

Grmbrr

7-19. Beberapa contoh pemecahan problema

air

t"n*3'

+ A)l

+ -,P) [l/(2b

-

2r))

cO

2b+A LkH

i

aldfq

semi-terlekan. bagim aB akif6 bebas (ieluk muka air tanah).

Dua polder yang dipisahkan dengan tanggul kedap air ysng ditempatkan pada akifer scmi-

tanggul

digunakan

dapat ditekan (kerapatan air yang konstan) sebagai:

dx

qr

I

bersama-sama dengan hukum Darcy dalam memecahkan permasalahan air tanah dapat dituliskan untuk keadaan tunak (invarian waktu) dan tak

11*1!*

=

9o- I qp

Keterbatasan umum hukum Darcy adalah: Berlaku untuk aliran lominer pada media poreus. Ini berarti bahwa ini berlaku untuk bilongon Reynolds hingga 10. Bilangan Reynolds (Re = qd,/u; di mana q adalah debit spesifik (m/detik) yang didefinisikan oleh persamaan Darcy, d (meter) adalah diameter butiran yang khas dan u adalah viskositas kinematik 1mzldetik) berlaku sebagai kriteria untuk membedakan antara aliran laminer dan turbulen. Untuk maksud-maksud rekayasa, hukum ini mempunyai ketelitian dengan kesalahan l_20/0.

(semr-

tertekan):

I

dz

(q,- q,

baSian atas di mana saja (jarak x) pada akifer semi-tertekan. lrkHc = faktor kebocoran. resistensi/ketahanan hidrolik. panjang akife. (pada arah-y). kebocoran ke dalam laut.

Untuk kondisi anisotropik

Qv

l-

-

permukaan tanah

dS

bawah

tanggul yang kedap air:

.de q*:-k*f

-{L

di

danau ke dalam laut yang dipisahkan dengan

tungeot A

=

(fr -

p4 )

untukC=0;tidak ada lapisan semitembus

)

e Gambsr 7-19. Beberapa contoh pemecahan problema air tanah.

T'

29t

290 persamaan ini menjadi sama dengan kebocoran (v) dari akifer. Sehingga,

dq, dq, dr dy

dq,

+-

+

- +, czH

6z

b.ndurga,

di marra:

Cr : Cz :

H:

ketahanan hidrolik lapisan semi-tembus yang membatasi di bagian atas : dllkl. ketahanan hidrolik lapisan semi-tembus yang membatasi di bagian bawah = d2/k2. ketebalan akifer.

t'+

Gambar 7-20. Gerakan air tanah pada bidang_zx.

Dengan menggunakan 2 persamaan ini, dalam batas-batas asumsi vang diketahui yang disajikan pada awal paragraf ini banyak permarelaharr aliran air tanah dapat dipecohkan secqro mqtemotik. Keterangan Lcrinci bagaimana hal ini dilakukan adalah di luar lingkup materi. Tetapi pada Gambar 7-19, disajikan 3 problema contoh, di mana persamaan

dipcroleh berdasarkan atas persamaan-persamaan Darcy dan kontinuitas (Verruijt, 1968).

Gambsr 7-21. Pendugaan aliran tanah dari kontur air tanah. '

20"

i.2.2. Arqh Alirsn Air Tanoh 7.2.2.L Garis-garis Aliran Air Tanah

zto

zeo laul mediteran

-

il"

Gerakan pada bidang zx 28o

Jalur aliran tanah digunakan untuk memberikan gambaran kuantitatif aliran air tanah (tetap dan tidak tertekan) pada b(4ng-zx. Dr14 perangkat garis membentuk jaringan ortogonal dari ,bujursangkar kerill) (Gambar 7.20). Perangkat garis pertama, goris potensial keLeputan ( = O : juga disebut potensial air tanah) menentukan hasil kali kocfisien permeabilitas (k) dan bagian atas dan isotropik (nilai k konstan). Ini adalah:

({) dalam

tO

-l 1oo; ro9

r5l

medium seragam

O: k+ Perangkat garis ke dua,fungsi oliranQp : juga disebut garis aliran), rnempunyai dimensi yang sama (misalnya m2/hari) sebagai garis poten-

_ )_.yaluraliran kontur air tanah (meter)

di atas permukaan laut.

l)

Suatu elemen kurvalinear adalah bujursangkar jika sisinya berpotongan secara ortogonal dan jika pusat-pusat segmen garis yang bergabung dari sisi-sisi yang berlawanan panjangnya sama.

Grmbsr 1-22. laringan aliran akifer Sahara (Hammad, 1969).

-I

T 293

292

sial dan menentukan debit total antara 2 titik. Jika bujur sangkar diambil pada interval-interval yang sama (ds dan dn pada Gambar 7-20), kita dapat menuliskan hubungan (Wiest, 1965):

As:

n= H: Qxy

An

AO

kI:

Arl,

SN

di mana: q

:

(m3ls). jarak antara 2 garis aliran yang berdekatan (m). ketebalan akifer (m). debit spesifik (dari Darcy) pada bidang xy antara 2 garis aliran yang berdekatan (m/s). koefisien permeabilitas (m/s). gradien hidrolik rata-rata (pada arah Q*r) sePanjang panjangnya n.

Pada Gambar 7-21 , kita dapat mengamati bahwa,

kecepatan gerakan air.

q : nrHlot:

Debit total antara dua aliran pada jarak A n dan untuk ketebalan L (dalam arah tegak lurus pada arah gambar-y) ditentukan

n2H29z

tanah

7.2.2.3. Aliran

sebagai:

AQ: q(An)L:

Bila aliran air tanah lewat dari suatu kawasan permeabilitas k, ke k2, akan dihasilkan perubahan arah aliran. Perubahan arah yang menaiaat ini (Gambar 7-23) dinyatakan secara matematik sebagai:

L(Ary)

Dengan menggunakan geometri jaringan aliran, aliran total pada bagian yang telah ditentukan dapat dihitung secara langsung.

7.2.2.2. Garis Aliran Air Tanah

-

Q: n(H)e*v gxy : kI(hukumDarcy) dan

di

mana: Q = debit melalui akifer

Misalnya, jika lapisan atas adalah liat dan lapisan bawah adalah pasir, maka nisbah k/k2 mungkin sekitar 0,001. Hal ini akan mengakibatkan 0 I yang sangat kecil dan 0 2YanE besar, yang berarti bahwa

aliran adalah hampir horizontal pada lapisan bawah pasir dan hampir

vertikal pada lapisan atas liat. Anggapan

ini

digunakan dalam

memecahkan problema air tanah seperti pada Gambar 7-19.

7.2.2.4. Pengukuran Arah Aliran

I ,{

'

Air Tanah

Metode-metode yang paling sering digunakan disajikan di bawah

ini.

l.

Q : nHkI ketebalan

j' - tano k2 an e2

Gerakan pada bidang xy

Pada kasus akder bebas gerakan air tanah secara umum akan berada pada arah gradien muka air. Dengan kata lain, air tanah akan bergerak dari daerah muka air yang tinggi ke yang lebih rendah (di atas permukaan laut rata-rata). Gerakan ini disajikan pada Gambar 7-22 dengan garis-garis aliran yang digambarkan tegak lurus pada kontur air tanah. Suatu peta yang sama dapat disajikan untuk tinggi air piezometrik (sebagai pengganti kontur air tanah) akifer tertekon. Jumlah aliran air tanah antara dua garis aliran yang berdekatan (Gambar 7-21) dapat diperkirakan sebagai:

Air Tanah Melalui Suatu Batas

bebas (atau tertekan) dengan

H antara 2 garis aliran yang berdekatan

Metode kartografi: Metode ini melibatkan konstruksi kontur-kontur

air

tanah (atau permukaan piezometrik) dari pengamatan

permukaan-permukaan air pada jaringan sumur-sumur alami atau lubang-lubang pengeboran. 2. Pelacak: Ada 3 cara mempergunakan pelacak, yaitu: a. Memasukkan pelacak buatan (pewarna garam, hidrogen, kobalt)

H 295

294 garis aliran

b.

c.

Gambar 7-23. Refraksi garis-garis aliran.

3. Pengukur aliran: Pada keadaan tertentu dengan melibatkan kecepatan air tanah yang relatif tinggi (seperti pada batu kapur bercelah) pengukuran langsung arah aliran air tanah dimungkirrkan dengan menggunakan pengukur qrus atau pengukur arus terri,al"

,t

.n

LJ '6:

2.5

(,6 Td

=r^-

C,O

co t! 5 '., E!d E, o6 I !3.r

ke dalam lubang bor dan tempat konsenlrosi puncoknya pacia arr tanah pada jaringan sumur-sumur pengamatan di hilir. Pemasangan bahan-bahan pelacak yang terjadi secara aiarrri. Misalnya, konsentrasi tritium yang terdapat pada air hujatr, dibandingkan dengan yang terdapat pada air tanah. Pemasukan dan pengamatan pada lubang bor tunggal. Isorop radioaktif dimasukkan ke dalam sumur dan dibawa oleh air tanah dari sumur ke dalam tanah. Penghitung geiger dimasukkan ke dalam sumur yang sama dan diputar 360' untuk menentukan aiah yang memberikan skala pembacaan yang maksimum. Arah ini merupakan arah aliran air tanah yang utama.

aras

air pada sumur penga-

matan yang dangkal

= 3.1

4.

Pengukur arus diputar secara perlahan hingga pembacaan maksirrrur, diperoleh pada arah yang sama dengan sumbu utama aliran air tanah. Pengukur orus lmengukur jumlah air yang dipanaskan arrtiira 2 tempat pengamatan. Ini berbanding terbalik dengan kecepatan aliran air tanah (Ward, 1967). Model-model oir tanah (Sevenhuysen, 1970).

Gambsr 7-24. Fluktuasi harian muka air tanah karena evapotranspirasi (Ward, 1967).

7.3. ARAS-ARAS DAN FLUKTUASI AIR TANAH

*55

la

BiLa pengision kembuli air tanah (dengan infiltrasi, peretribesan dari cadangan permukaan, perembesan dari akifer atau akiklud yang berdekatan dan pengisian kembali secara buatan) tidak sama dengan debit dari akifer (melalui perembesan efluen ke tubuh air permukaan, kebocoran ke akifer lainnya, sumber air dan abstraksi buatan), cadangan air tanah akan berubah dan menyebabkan fluktuasi per,.

'3

mukaan tanah.

4.0

.l

3,5 a

o45

r.o

(E

{40 .{ (!

;30

(d

6

2,5 Gtr 35

z.o E

r's

6

3

Pengisian kembali

-

Debit

:

A

S

'E,

a2\

Akan tetapi terdapat foktor-fqktor luor yang menyebabkan keragaman pada permukaan air tanah. Karena itu, sangat penting untuk membedakan pengaruh faktor-faktor tersebut terhadap permukaan air tanah dari pengaruh terhadap perubahan-perubahan simpanan. Lagi

GambsrT-25. Fluktuasi musiman atas air tanah karena agihan hujan (ward, 1967).

U 297

296

pula pembedaan harus dilakukan antara faktor-faktor

yang

mempengaruhi akifer bebas tetapi yang tidak berpengaruh terhadap akifer tertekan. Klasifikasi umum faktor-faktor luar yang menyebabkan perubahan-perubahan permukaan air tanah dan piezometrik disajikan di bawah ini.

A. 12l8 H 6 1216r

6 12l8i

5 l?

waktu

GembarT-26. Fluktuasi muka air tanah karena pengaruh pasang (Ward, 1967).

Fluktuasi permukaan air tanah (akifer bebas) l. Fluktuasi hqrion karena evapotronspriasi untuk akifer bebas den$an muka air tanah dekot permukaan tanah (Gambar 7-24). 2. Fluktuasi musiman: a. agihan curah hujan (Gambar 7-25). b. fluktuasi reguler jangka pendek karena misalnya pengaruh pasang.

c. fluktuasi

{EE

aliran sungai (lihat paragraf 7-4).

^=v

3. Pengisian kembali buatan atau abstraksi, pengendalian (saluran

6;9

air, parit dan lain-lain) dan pekerjaan bangunan (jalan dan lainlain) menyebabkan perubahan-perubahan pada permukaan air tanah (lihat Gambar 7-4). 4. Fluktuasi sekuler (ketidakteraturan jangka panjang) sebagai akibat keragaman presipitasi sekuler (Gambar 7-27).

i*3 tahun

Gembar 7-27. Fluktuasi sekuler muka air tanah karena hujan (presipitasi) sekuler (Todd, 1959).

B.

Fluktuasi permukaan piezometrik (akifer tertekan)

l.

Kerogamon musimsn pada permukaan piezometrik (pada kondisi alami) tidak dapat diketahui. Tetapi pada kawasan abstraksi buatan, ini nampak sekali. Sebaliknya, pada kawasan tertentu, setelah abstraksi air tanah, akifer diteksn d,an volume cadongan

berkurang. Dengan demikian, air tanah dipindahkan, akifer ditekan sehingga tidak terdapat perubahan permukaan

!

58

piezometrik yang dicatat.

ciri-ciri akifer tertekan yang elastis, pengaruh tekanan borometrik (Gambar 7-28) adalah langsung terhadap permukaan

2. Karena

piezometrik. 3. ,u, € " 2sogg

nya air dihubungkan dengan masuknya air pasong dapat menimbulkan beban terhadap akifer tertekan di bawahnya dan dengan

24A xG 24a r-:

l7

zo

#hari

25 APRIL 3O I

5

demikian menyebabkan kenaikan permukaan piezometrik. tarik bulan dan matahari yang mengenai permukaan bumi menyebabkan permukaan piezometrik berubah.

4. Pasang bumi yang dihasilkan oleh daya

bulan

MARET

to

GambarT-2t. Fluktuasi atas piezometrik dengan tekanan barometer (Ward,

Di mana akifer tertekan meluas di bawah laut, bertambah berat-

1967).

F 298

5.

299

Gaya-goya luor loinnya (gerakan kereta api, gempa bumi, ledakan nuklir dan lain-lain) dapat mengakibatkan fluktuasi yang realistis pada permukaan piezometrik, tetapi tidak nyata secara hidrologik.

-

Efemeral

7.4. HUBUNGAN ANTARA AIR PERMUKAAN DAN AIR TANAH

Jika suatu solursn olirqn berhubungan langsung dengan air tanah

pada suatu akifer bebqs, aliran tersebut dapat menerima atau

,o

memberikan air kepada air tanah, tergantung pada permukaan air nisbi.

o

Sebagaimana ditunjukkan pada Gambar 7-29, terdapat yang diklasifikasikan menurut permukoon air nisbi.

3 tipe

sungai

l. Aliran efemeral yang hanya mengalir setelah terjadinya hujan badai yang menghasilkan limpasan permukaan yang memadai. permukaan air tanah selslu berqda di bqwah dasar sungai. 2. Aliran intermitten (terputus) yang mengalir selama musim penghujan saja. Selanjutnya debit ini terdiri atas pemberian limpasan permukaan dan air tanah pada dasar sungai. Permukaan air tanah berada di atas dasar sungai hanya selama musim-musim hujan. pada musimmusim kemarau, permukaan tersebut berada di bawah dasar sungai. 3. Alirun perenial (sungai permanen) mengalir sepanjang tahun dengan debit-debit yang lebih tinggi selama musim-musim penghujan. Debit sungai terdiri atas pemberian limpasan permukaan dan air tanah pada dasar sungai. Permukaan air tanah selalu berada di atas dasar sungai. Klasifikasi yang berlainan dimungkinkan menurut pemberian air tanah kepada dasar sungai. Hal ini ditunjukkan pada Gambar 7-30. Sungoi efluen menerima air dari air tanah dan sungai .inftuen mengeluarkan air kepada air tanah. Bagian aliran sungai yang berasal dari air tanah disebut oliran dasar, Karena itu, untuk hidrograf tertentu komponen limpason permukaan langsung dan komponen pemosukan oir tonah harus dipisahkan (Gambar 7-31). Pada bab 6, diterangkan mengenai metode-metode yang berlainan yang sekarang digunakan. Kita harus memahami bahwa teknik-teknik ini digunakan untuk memisahkan aliran dasar dari limpasan permukaan langsung untuk hidrograf banjir pada musim-musim penghujon. Pada periode sedikit hujan atau tiada hujan, digunakan kzrva deplesi. Selama periode hujan kurang, debit sungai-sungai yang tidak diisi oleh cairan salju, menurun karena menurunnya masukan dari air tanah. Hidrograf selama periode-periode

ini

o

waktu

Intermitten (Terputus) l

f

t I

E

.o

a

a I

ll

Perenial (Terus-menerus)

.o

o

a

waktu Gambar 7-29. Tipe-tipe aliran.

disebut kurva deplesi

t,

300

-

301

(Gambar 7-32). Kurva deplesi menunjukkan keragaman aliran dasar dengan waktu selama periode kering. Jika akifer besar dan sangat permeabel, maka air tanah dapat mengisi sungai untuk waktu lama, mungkin sepanjang musim kering. Tetapi jika akifer kecil dan permeabilitasnya rendah, maka air tanah yang mengisi sungai akan

\r

\\

kurva, dugean

kun

*,,1";. /

Grmbrr 7-31. Aliren rluar.

berkurang relatif cepat atau berhenti sama sekali, yang mengakibatkan kurva deplesi yang tajam. Debit (Q) sungai total selama musim kering (kurva deplesi) didefinisikan dengan persamaan empiris:

Q=

Qoe-at

Harga o, kemiringan kurva deplesi, ciapat ditentukan dari kemiringan garis lurus yang disesuaikan pada seri-seri kurva deplesi berturutturut yang dipindahkan pada aroh horizontal. Garis lurus ini disebut kurvo deplesi utama (kurva deplesi majemuk). q=

ao

kurva dlcsi utama

-e

I

Gsmbar 7-30. Aliran-aliran efluen dan influen

(Qr/Q)

tz- tt

Jumlah air tanah (V) yang disimpan di atas permukaan dasar

E

o

(2,3) log

Grmbrr 7-32. Kurva deplesi dan

sungai (daeroh yang diarsir pada Gambar 7-32), pada waktu kan dengan:

t

dinyata-

v:-9

deplesi utama.

7.5. PRODUKSI (HASIL) AIR TANAH YANG AMAN

Produksi totol air tanah pada suatu DAS merupakan jumlah air yang dapat dipompa dari akifer dalam DAS, dalam suatu periode tertentu, tanpa memberikan hasil yang tidak dinginkan. Untuk mempertahankan sumber daya air tanah secara tak terbatas, pemompaan harus dibatasi pada produksi air yang aman. Adalah tidak benar untuk menganggap hasil yang aman sebagai jumlah pengisian kembali air tanoh dan bahwa jumlah ini dapat dipompa secara aman. Hasil yang aman sama dengan sebagian dari pengisian kembali akifer. Sisanya hilang dengan cara-cara lain. Terdapat 4 faktor yang perlu dipertimbangkan untuk menganalisis hasil yang aman (Todd,

14t'' 302 1959). Jika salah satu dari faktor-faktor ini memberikan hasil-hasil yang tidak diinginkan, maka terdapat kelebihan hasil yang aman. Faktorfaktor ini adalah: l. Hasil yang aman harus selalu kurang daripada pasokan air pada

!N

kawasan dalam periode yang ditentukan.

X^'I ei

2. Biaya memompa air tanah harus sesuai dengan cara-craranya. 3. Kualitas air harus dapat diterima (terlalu banyak memompa dapat

-*

menyebabkan intrusi air laut). 4. Tidak boleh ada masalah-mdsalah hukum yang timbul karena pemompaan (hak-hak air). 5. Perlindungan lingkuBgan. Terdapat beberapa metode untuk menentukan hasil yang aman (V). Metode-metode yang sering digunakan disajikan di bawah ini:

l.

p p

l=

n

!

-k D= 65 o=

?o oo

Metode Hill: Perubahan tahunan permukaan air tanah (atau permukaan piezometrik) diplotkan terhadap keluaran tahunan (Todd, 1966). Jika pasokan air bagi daerah tersebut konstan, titik-titik dapat diatur pada garis lurus. Pada Gambar 7-33, rata-rata waktu diplotkan

D

a

o p

c0

6

{ !

o

toL

kembali air tanah cukup konstan.

2. Metode Harding: Harga-harga tahunan dari perbedaan antara masukan total dan keluaran total diplotkan terhadap perubahan tahunan muka air tanah. Karena harus ada hubungan langsung an_ tara air permukaan dan air bawah permukaan (untuk menghitung neraca air), metode ini terbatas pada akifer bebas. Metode Harding

sN:

l.-3 l-!gl tEl ilrH

€

{o

r'E

a

{

=o Er

99

d

o d 6.

6 a 6

ca

=l Fl EI

menganggap keluaran tersebut cukup konstan. Jika kedalaman air tanah pada awal dan akhir periode T (sekurangkurangnya beberapa tahun) adalah sama, rencona tohunan rora-rota

4

6e

pada periode tersebut merupakan hasil yang aman (Gambar 7-33). 4. Metode Simpson: Metode ini dapat dipergunakan pada akifer pantai yang meluas ke dalam laut. Hasil yang aman dihitung dari gradien

ad O! Po

muka air tanah (atau permukaan piezometrik) berdasarkan atas hukum Darcy (Todd, 1959).

3

7.6. PENGISIAN KEMBALI SECARA BUATAN

Untuk meningkatkan pasokan air tanah secara alami, akifer

kadang-kadang diisi kembali secara buatan dengan menyebarkan air

d

( \

untuk meratakan keragaman tahunan dalam pasokan (untuk memperoleh plot garis lurus). Metode Hill menganggap pengisian

3.

Eg

--3

3ii

o r

6

i.

i 1

; I I

-,

-P6 DN=

3

tEp

*E; s&:

g

-

w

-

304

305

di atas permukaan tanah atau dengan mengisi kembali melalui lubang, corong atau sumur, dan lain-lain. Banyak teknik-teknik yang lain dijelaskan dalam pustaka (Todd, 1959). Beberapa contoh ditunjukkan

E

q

pada Gambar 7-34.

EE

5i :e

EeE!e

d 3"

7.7. INTRUSI AIR GARAM (LAUT)

-. =

[!

Keluaran air tahunan rata-rata r (ml)

Dengan meningkatnya kebutuhan akan persedi4an tanah, pada kawasan-kawasan berpantai timbul persoalan air laut yang memasuki dan perpenetrasi pada kawasan pedalaman. Fenomena ini disebut intrusi air lsut. Agihan salinitas yang mengenai lenso air towar yang terisolosi yang diisi kembali oleh infiltrasi, dan yang mengapung pada air garam dijelaskan dengan prinsip dari Bodon-Ghyben-Herzberg (Gambar 7 -35).

Pemasukan air total tahunan minus penSeluaran air total 1m3)

I

AE

Ini adalah: Waktu (tahun)

H:t

Gambar 7-33. Penentuan hasil air tanah yang aman.

lnfiltrasi saluran

Infiltrasi terowongan

di

oasokan air

sm

-+l

hatauH:

]

(A)h

Ps-Pr mana: H : pf PS

h-

Pf

l+-zr-N

sumur penglsi kembali

ffi Gambar ?-34, Beberapa metode pengisian kembali air tanah secara buatan'

h:

ketebalan kantong air tawa\ kerapatan air tawar : 1,000 grrr/cml. kerapatan air asin, sekitar 1,025 gm/cm1. perbedaan tinggi antara permukaan laut dan permukaan air tanah (atau piezometrik) (m).

A- p1/$r-

er).

Untuk mencegah intrusi air laut ke daratan, beberapa metode seperti pengisian kembali secara buatan, konstruksi penghalang bawah permukaan dan lain-lain, digunakan dalam praktek (Todd, 1959). 7.8. PENELITIAN-PENELITIAN PERMUKAAN DAN BAWAH PERMUKAAN AIR TANAH Dengan menggunakan teknik-teknik permukaan dan bawah permukaan sudah berkali-kali dimungkinkan untuk memperkirakan: l. di mana air tanah terjadi. 2. kedalaman antarmuka pembentukan (kerikil, pasir dan lain-lain). 3. ciri-ciri fisik air tanah (suhu, kerapatan, dan lain-lain).

r"" 307

306

Teknik-teknik tersebut tidak menentukan permeabilitas, ketinggian piezometrik atau pengisian kembali air tanah. Suatu rangkuman metodemetode yang paling umum disajikan di bawah ini (Todd, 1959).

I.

Pola aliran Pada kantong air tawar

Kantong air tawar Pada akifer bebas P

Penyelidikan permukaan air tanah A. Penyelidikan geologi: Penggunaan data geologi dan penyelidikan lapangan akan melengkapi ciri-ciri umum air tanah. B. Penyelidikan geofisika: Metode-metode geofisika menentukan ciri-ciri fisika (kerapatan, magnetisme, konduktivitas listrik, dan lain-lain) dari kerak bumi. l. Metode tahanan listrik: Metode ini merupakan metode yang paling penting yang digunakan oleh hidrolog dan didasarkan atas jumlah arus yang melewati suatu formasi. 2. Metode refraksi seismik:Melibatkan penciptaan getaran kecil pada permukaan bumi dan mengukur waktu yang diperlukan

untuk gelombang getaran untuk menempuh jarak

H2

=

FR

I

ll'

(L2-x2)

a(l + a)k

yang

diketahui.

3. Metode grovitasi: Mengukur perbedaan-perbedaan kerapatan

4. Metode mognetik: Kontras-kontras magnetik berkaitan dengan air tanah. C. Metode penginderoan jouh: Dengan menggunakan foto udara konvensional (berdasarkan atas pola vegetasi dan lokasi) penyebaran air tanah ditentukan. Foto berwarna dan antena

Penetrasi air garam ke dalam akifer tertekan

Kantong air tawar Pada dasar kedaP Yang dangkal

radar infra-merah (Seyhan, 1972) berguna dalam menempatkan titik-tit* debit air tanah. INPUT (Induced Pulse Transient Airborne Electromagnetic System/Sistem Magnit Listrik Udara yang Diinduksi Pulsa sementara) telah berguna dalam eksplorasi

I

I

l

1. I asin

air tanah.

II.

Penyelidikan bawah permukaan air tanah

A. Sistem pengeboran B. Pengukur tahanan: Di dalam sumur yang tidak berdinding, elektroda dimasukkan dan rahanan listrik media di sekitarnya diukur.

L-zz (Ho

A

t*-t--t,

(l + A) kH2" 2 LFR

+ hJ2-(Ho-t,1':

!" k

C. Pengukur potensial: Potensial-potensial listrik (millivolt) pembentukan diukur.

D. Pengukur suhu: Suhu air tanah digunakan untuk meneliti geologi kawasan dan asal mula air tanah.

alr tawar

I

(air laut)' Gambar ?'35. Konsep intrusi air asin

sr=1'*,r=5uo kA

29o

r

w 309

hutan meningkatkan kisaran antara aliran sungai yang tinggi dan yang rendah dan akibatnya meningkatkan aliran yang

5. Penghilangan

maksimum.

E.2. NERACA AIR KAWASAN HUTAN Komponen-komponen dasar dari persamaan keseimbangan air di kawasan hutan adalah sama dengan persamaan keseimbangan air pada umumnya. Hal ini digambarkan sebagai berikut:

8. HIDROLOGI HUTAN

P-(Q + I + T + E + QJ:

E.I. SEJARAH SINGKAT di mana:

- Dalam sejarah, minat para ilmuwan terhadap pentingnya wilayah hutan dalam daur

hidrologi sudah sangat lama. padaauaa [ert.ngat an, raja-raja Perancis menyadari p.r"n"n wilayah hutan terhadap aliran sungai' Diawali pada abad ke-17, di Itali telah disadari t.nt"rrg-plg".ut hutan terhadap menurunnya limpasan permukaan aan aengai iemrtian bahaya-bahaya banjir dan erosi. retapi pada tahun rs6 p"n.ritiunpenelitian ilmiah yang nyata telah dimulai dengan p.n.titiunlp"*ti,iun DAS seperti DAS Emmenthal (Swiss), DAS WagonWf,".iCu'p in*f,v Mountains, Corolado) pada tahun l9ll, DAS Tennessee Vaitei paaa tahun 1933, DAS Coweeta (Karolina Utara) pada tahun 1934, DAS Jonkershogk (Stedlenbosch, Afrika Selatan) pada tahun 1935 dan DAS Sambret

T: E: Q,: As

di Kenya. ini, dalam banyak negara bermacam-macam penelitian terah dilakukan ataupun sedang dilakqkan untuk menghubungkan perlakuanperlakuan hutan terhadap perilaiu hidrologi. riut-t ut ,-r. ,.p."i ai bawah ini sudah diterima. Penggunaan vegetasi penutup hutan akan meningkatkan produksi air

(water yield).

) Tumbuhnya vegetasi penutup hutan akan menurunkan produksi air. 3. Di- beberapa tempat akar-akar tanaman mengambil air tanah, sedangkan penghilangan vegetasi penutup ,i"nu.un[un transpirasi dan akibatnya akan meningkitkan "nu,debit uri."n ."** ,u.gJ. 4. Evaporasi dari tanah yang gundul dan serasah akan meningkat setelah penghilangan vegetasi penutup hutan.

presipitasi (mm).

aliran sungai/debit yang keluar (mm) intersepsi (mm)

transpirasi (mm) evaporasi (mm)

infiltrasi,zperembesan yang dalam (mm) perubahan penyimpanan lengas tanah (mm).

Untuk menggambarkan besarnya masing-masing komponen tersebut, dapat dilihat angka-angka berikut (semua dalam inci). Dari angka-angka keseimbangan air itu, jelas bahwa akibat penggundulan hutan adalah: l. Menaikkan aliran air.

Saat

I'

P:

a: I:

As

2. Menurunkan intersepsi. 3. Menurunkan transpirasi dan 4. Menaikkan penguapan (evaporasi).

t;

E.3. KONDISI-KONDISI

IKLIM DALAM HUTAN

8.3.1. Suhu dan Karena adanya tajuk pohon-pohon, persentase terbesar radiasi matahari dipantulkan kembali. Pada kondisi yang ekstrem, hanya lVo radiasi matahari yang mampu masuk ke dalam hutan. Akibatnya, suhu di dalam hutan tetap lebih rendah. Pengamatan yang dilakukan di AS te-

-.

hutan hujan tropis savanna pohon savanna rerumputan savanna kering

a

4,6

26,8 I 3,3 11,4

?,

42,9 35,9

46,1

40,9

ET

19,6

7,1

0.5

5,0

4,0

3,0

5,3

0,5

11,8

9,1

7,7

-

23,3

15,5

7,0 9,0

0

0

0

0

0

0

Q,

E

$san

e$ ss

=[i iBE i[

=tE sF$E= f3 g:: ;;B€'_ ti

BIH

E:

if [? =[* $gf

f -ass

E

i

grggiirgigigggiiitEgglgiEl

iEigE$5E*FB5EliBili[EEBE}giE

iFiE$'ErEIFiIii$i

-*-;g[g*iigs'EsIqiiil:*[+l[[gl[

.*..-:r-ffi'***Cx*--

DAS Hutan Coweeta l7 (Carolina Utara) sebelum penebangan hutan setelah penebangan hutan

berhutan penggundulan hutan

Wagon Wheel Gap

(Colorado, AS)

(S.wiss)

tertutup hutan sempurna 67qo tertutup rerumputan

DAS Emmenthal

u)

-{

-

E 312

313

babkan

kondensasi pada daun-daun dan batang. Hal ini telah dilihat di pantai timur Jepang di mana terdapat air halimun (fos iiteo tebin banyak dalam hutan dibandingkan dengan lapangan t.iuit". Di pantai tenggara Australia presipitasi tercatat r2go lebih tinggi daripaaa ai tem_ pat terbuka. Ini disebabkan karena kondensasi hariiin. Efik penetesan halimun ini juga nyata di pantai barat tengah Amerika Utara. Tetapi semua kasus intersepsi harimun ini umumnya terbatas pada jalur-jalur pantai. Hutan tentu mentranspirasikan sejumlah besar uap ke udara. Namun, kita juga harus ingat bahwa udara yang dimasuki uap air biasanya dibawa oreh angin yang mungkin ueueripa ,"irr--tiio,n.,", jauhnya

dalam beberapa

4.

Jumlah salju yang diintersepsi pada hutan-hutan konifer beragam an-

tara 13 hingga2Tv/o. Angka-angka khas intersepsi oleh tanaman-tanaman pertanian dan vegetasi-vegetasi hutan diambil dari acuan-acuan yang berlainan dan

disajikan pada Tabel8.l dan Tabel8.2. Tabel E.1. Intersepsi berbagai tipe vegetasi

Tipe vegetasi

jim.

Alfalfa Jagung Kedele Oats

E.5. INTERSEPSI

Dalam publikasi lainnya, penulis (Seyhan, lg77b) menyajikan analisis matematis intersepsi secara terinci. Di sini, hanya akan iiu"t u, kepentingannya dalam daur hidrologi dan hubungannya dengan

vegetasi.

Kepentingan intersepsi beragam dengan sifat dan kerapatan vegetasi, karakteristik presipitasi (bentuk, intensitas a"n hrnanya; s".ta energi yang tersedia untuk evaporasi air yang diintersepsi selama dan

setelah hujan.

Tentu sulit untuk meramalkan besarnya komponen kehilangan intersepsi secara teriti dalam persamaan neraca air tanpa pengukuran yang banyak' Namun, beberapa pengertian umum aapat oiueiikan

sebagai berikut:-r-!..vvrrAgll'l Persentase intersepsi adalah lebih besar untuk hujan-hujan dengan jumlah presipitasi yang kecil, yang berkisar aari roirqo t ingg" ,.titu. 2590 sebagai rata-rata kebanyakan pohon (lihat 2' Aliran batang merupakan p"ir.ntur. presipitasi Tabel v"rg r.i"iirtec, dari total. Ini beragam sebagai rata_rata antaral t irgg"iqr-J",

l'

gi;.'-'

3'

O untuk hujan-hujan kecil. Namun, persentase ini "O"f"n mungkin naikhingga di atas 3590 (lihat Tabel3.9).

Kehilangan intersepsi mungkin besar pada kawasan-kawasan dengan evaporasi yang tinggi dan biasanya rendah pada kawasan_f,u*"ru,

mana kehilangan tersebut dikompensasikan oreh halimun.

ai

Curah hujan (mm atau 9o)

(mm atau qo)

274,6 mm 180,8 mm 158,8 mm 172,0 mm

35,8 mm 15,6 mm 14,6 mm 6,9 mm

Aliran batang

Intersepsi

(o/o)

Pinus putih

10090

260/o

4o/o

Pinus merah

10090

29olo

3olo

Trbel t.2. Xehilengen intemepsi per kedrhmrn (eluk) currh huJen.

ai

Presipitasi (mm)

0-l

ntersepsl

83

l-3

3-6 6- l0

j6l

5l

35

t0-20

lo-40 t0-70 l8

26

(mm) Presipitasi (mm)

0-- I

lntersepsi (mm)

82

t-2 63

2-3

3-5

55

47

5- l0 l0-15 l5-2( <20 33

30

26

u

l2

>70

-Sa ll

E8

V

E^ =E 6o\

E.6. EVAPOTRANSPIRASI

Faktor-faktor lingkungan yang mengendalikan evapotranspirasi adalah: l. Radiasi

2. Pasokan air 3. Karakteristik tanah (lengas tanah)

4. Defisit penjenuhan di udara 5. Gerakan udarahorizontal dan vertikal. Penutup vegetasi mengurangi jumlah penetrasi radiasi matdhari dan dengan demikian memperendah suhu-suhu udara dan tanah.

-1 314

315

Seresah memberikan lapisan penyekat dari humus. lni menyebabkan evaporasi dari tanah di hutan sekitar l0 hingga 8090 daripada evaporasi yang diukur pada daerah-daerah yang terbuka. Akan tetapi, dari daerah-daerah yang bervegetasi, mekanisnte kehilangan air yang paling penting bukanlah melalui evaporasi tanah, tetapi melalui transpirasi. Sebagian besar faktor-faktor hngkungan yang

disebutkan di atas memainkan peranan penting dalam transpirasi. Walaupun transpirasi pada permukaan daun berlangsung sehubungan dengan energi radiasi yang masuk, foktor-faktor tanaman seperti disebutkan di bawah ini memainkan peranan yang penting, terutama bila pasokan air terbatas.

l.

2.

Albedo permukaan tqnqman Vegetasi yang lebih gelap menyerap lebih banyak radiasi matahari bergelombang pendek, R., dan karena itu mencapai suhu yang lebih tinggi. Perkembongan okar Meskipun evaporasi dari permukaan tanah jarang sekali menarik kembali air pada kedalaman yang lebih besar daripada 30 cm, akarakar tanaman ternyata bertindak demikian dari kedalaman l0 m atau

lebih. Tanaman dengan akar yang menguras permukaan air freat$itik) dapat mentranspirasikan air pada laju

Transpirasihutandibandingkarldcrtgantranspirasitanamanperta-

nian dan rerumputan (menurut Lllgler) dapat ditunjukkan l009o / 43Vo /220/o

,,

.

E.7. IN}'ILTRASI

DalamBablV,karakteristik.karakteristikpermukaandarrbawah permukaanDASyangmengendalikarrinfiltrasitelahdibahaSsecara terinci. Di sini hanya peranan hutan yang dibahas' Hutanmerupakarrrilltanganterhadapgerakarrmenurunair.Pada yarrg umumnya, tanah-tarlah hutan cenderung memiliki laju infiltrasi jatuh dari daun' rantinggi karena timbunan seresah (dari tetesan yang perforasi) ting dan cabang) pada lantai hutan, penetrasi akar (pengaruh tinggi yang lebih ke dalam sistem tanah, aktivitas organisme tanah (frost)' (seperti cacing tanah) dan lebih jarang terjadinya suhu beku

al

(tqnsman-tqnaman

evapotranspirasi potensial, meskipun permukaan tanah mungkin kering.

3. Slruktur tegqkan Karakteristik tegakan hutan seperti tinggi tegakan, diameter rqrorata, kerapatqn tegokqn secara langsung berkorelasi dengan laju transpirasi.

8.8. AI,IRAN PERMUKAAN

Ticlak semua limpasan dari kawasan-kawasan yang dihutankan memiliki karakteristik-karakteristik aliran permukaan' Pada tanahpermukaan, tanah tertentu, aliran bawah permukaan dan bukan aliran dapatmemberibatasbentukhidrograflimpasan(lihatSeyhan,l9TTb untuk keterangan yang lebih terinci). Penelitian-penelitian Molshanov (1963) di Karolina Utara telah menunjukkan gambaran berikut: Tipc vegetasi

4. Struktur fisiologi

tonoman Pada sebagian besar tanaman, stomqtq(mulut daun) membuka selama siang hari dan menutup pada waktu malam. Akan tetapi, beberapa spesies Eucalyptus mempunyai stomata yang menurup pada tengah

sebagai

Ianah gundul Rumput

Linlpasan bawah permukaan (o,b)

60-80

90-95 l 5-95

80

20

5- l0

Hutan

fr

permukaan (tr/o)

Limpasan

hari.

Kita harus menyadari bahwa sejumlah besar air diambil

oleh

vegetasi dari tanah melalui transpirasi. Pada umumnya hutan membutuhkan sekitar 700 liter air untuk menghasilkan setengah kilo bahan kering. Hubungan ini ditunjukkan sebagai nisbqh transpirosi.

Padaumumnya,kitadapatmenyimpulkanbahwalimpasanbawah

permukaan adalah lebih tinggi di bawah hutan dibandingkan pada tipeiipe penutup tanah lainnya pada tanah-tanah yang sebanding' dan limpasan bawah permukaan merupakan bagian terbesar limpasan secara Iangsung.

*1

\ 317

316

8.9.1. Debit-debit Maksimum

E.9. LIMPASAN Pengamatan-pengamatan hidrolog hutan selama bertahun-tahun

telah menunjukkan bahwa limpasan permukaan pada DAS yang berhutan adalah jarang sekali. Pada umumnya, dapar dikemukakan bahwa berhubung dengan meningkatnya penahanon permukaan (surface

detention) (seperti intersepsi pada vegetasi) dan meningkatnya laju infiltrosi (disebabkan karena kapasitas penyerap seresah yang tinggi), aliran maksimum yang diharapkan dari kawasan yang berhutan lebih rendah. Hidrograf pencatat akan menunjukkan dasar yang diperluas, keduanya dalam cabang yang naik dan cabang yang turun. Berhubung gerakan antaraliran melalui lumut dan tanah-tanah organik di hutan adalah lambat, maka ketinggalon woktu (time lag) jauh lebih tinggi dibandingkan dengan daerah-daerah yang terbuka. Penelitian juga telah menunjukkan bahwa bila penampang tanah telah jenuh, tipe penutup tanah hanya sedikit berpengaruh terhadap

lr

pada bab Berdasarkan atas pembahasan-pembahasan sebelumnya pengurangan menyebabkan ini, kini jelas bahwa penghutanan kembali Iimpasan permukaan dan aliran sungai yang lebih seragam sepanjang selalu tahun. Debit maksimum kawasan-kawasan yang berhutan hampir menNamun' yang berhutan' tidak kurang daripada kawasan-kawasan aliran-aliran terhadap pengaruh hutan jaai teuitr sulit untuk mendeteksi presipitasi sungai pada DAS yang luas. lni disebabkan karena distribusi faktorgeologi dan kompleksitas vani tiiat merata di atas DAS dan faktor penutuP tanah. 8.9.2. Atiran-sliron Yctng Rendoh Penelitian-penelitian di Jepang, Afrika Selatan dan AS' terutama

kenaikan dan penurunan yang sangat curam, meskipun kondisi-kondisi air tanah yang mendahului sangat rendah, dilaporkan dalam kepustaka-

padaDASyangkecil,telahmenunjukkanbahwapadakondisi-kondisi penutup iklim sedang (di mana air jarang sekali terbatas), penghilangan yang rendah aliran-aliran dalam kenaikan hutan telah mengakibatkan pada bahwa kenyataan oleh panas. disebabkan Ini pada akhir musim sungai aliran pengisian kembali kering) (musim panas akhir musim berasaldariairtanah.Karenalebihbanyakvegetasiakanberartivolume air akar yang lebih besar pada volume tanah tertentu, maka lebih banyak aliran dalam masuk yang semestinya vegetasi, oleh yang di&strak

an.

sungai.

jumlah limpasan permukaan. Juga mungkin bahwa pada DAS tertentu yang berhqlan karakteristik aliran permukaan akan mendominasi karakteristik aliran bawah permukaan.

tr

Hidrograf-hidrograf aliran hujan yang tidak biasa dengan

Di AS, Tennessee Valley Authority (TVA) dengan penelitian-pene_ litiannya pada tahun 1962 telah menunjukkanbahwa penghutonon kembqli akan membawa perubahan-perubahan umum DAS berikut: l. Volume limpasan permukaan berkurang. 2. Limpasan permukaan, dari hujan dengan kedalaman presipitasi 25-50 mm, berkurang 30-70V0 selama 5 tahun pertama setelah penghutanan kembali, dan dengan 52-89V0 pada akhir periode

3. 4.

penelitian selama l9 tahun. Debit maksimum rata-rata pada musim panas berkurang glgo. Debit maksimum rata-rata pada musim dingin berkurang 72g0. waktu konsentrasi meningkat 50go selama periode 5 tahun pertama dan 40090 selama periode l9 tahun.

(l

-1 I

RUJUKAN.RUJUKAN Abrahams, A.D.1972. Drainage Densities and Sediment Yields tern Australia. Australian Geographical Studies, Volume I

t9-41. Achi, M.I. dan D.D. HUFF 1974. Application of Remote Sensing to the Location of Hydrologically Active (source) Area' Proceeding of IX. Symposium of Remote Sensing of Environment, Institute of Science and Technology, University of Michigan. Ann Arbor: Michigan.

Al-Nakshabandi, G.A. dan J.W . Kijne 1974. Potential Evapotranspiration in Central Iraq Using the Penman Method with Modified Wind Function. Journal of Hydrology,23, hal.319-328. Amerman, C.R. 1976. Waterflow in Soils: A Generalized Steady-state,

Two-dimensional Porous Media Flow Model. Agricultural Research Service, USDA, ARS-NC-30. Amorocho, J. dan G.T. Orlub 1961. Nonlinear Analysis of Hydrologic System. Water Resources Center. Contribution 40. Berkeley: University of California. Amorocho, J. 1963. Measures of the Linearity of Hydrologic systems. Journal of Geophysical Research 68, hal. 2237-2249. Anderl, B., W. Attamannspacher dan G.A. Schultz 1976. Accuracy of

Reservoir t

_l

o'.

Inflow Forecasts Based on Radar Rainfall

Measurements. Water Resources Research, Volume 12, No.

2,hal,

2t7-223. Anderson, E.A. dan N.H. Crawford 1964. The Synthesis of Continous Snowmelt Runoff I{ydrographs oq a Digital Computer. Stanford University, Department of Civil Engineering, Technical Report 36. Anderson, M.G. 1973. Measure of Three-Dimensional Drainage Basin

320

321

Form. Water Resources Research, Volume 9, No. 2,hal.37g_3g3. T.w. 1966. Introduction to Multivariate Statistical Analysis. New York: John Wiley & Sons. Appleby, F.v. 1954. Runoff Dynamics - a t{eat conduction Analogue of Storage Flow in channel Networks. International Association of scientific Hydrology, publication No. 3g, proceedins of Gen. Ass. Rome, Volume III, 338-34g. Asch, Th.W.J. dan H. van Steijn 1973. Computerized Morphometric Analysis of Drainage Basins from Maps. publication Serie 3, Utrecht: State University of Utrecht. Aukema, K. 1969. Hydrograph parameters and Surface Runoff Related to Basin Characteristics. Delft: University of Technology. Barnes, B.S. 1952. Unitgraph procedures. Denver: US Depaitment of

tion in hydrology. Water Resour. Res., Vol. ll (5): 661-689' Bolsenga, s.J. 1975. Estimating Energy B dget components to Determine, Lake Huron evaporation. Water Resour' Res' ll (5): 661-

Anderson'

Interior, Bureau of Reclemation. Bartlett, M.s. 1947. The Use of Transformations. Biometrics, vorume 3, No. l, hal. 39-52. Bartlett, M.s. lg4g. Internal and External Factor Analysis. British Journal of psychology, Statistical Section l. hal. 73. Bartlett, M.s. 1950. Tests of Significance in factor Analysis. British J. Psychology, Statistical Section 3. hal. 7j_g5. Bauer' S'w. dan D.c' Midgley. rg74- A Simple procedure of Synthesizing Direct Run-off Hydrographs. Report No. l-74, university of the Witwaterstrand, Dept. of Civil Eng. Benson, M.A. 1960. Aerial Flood_frequency Analysis in a Humid f,egion. Bull. Intl. Assoc. Scientific Hydrol. l9; 5_15. . l962.Iactors Influencing the Occurence of Floods in a Humid Region of Diverse Terrain. US Ceot. Su.r. Water Suppty

Paper 1580-8. Bidwell, v.J. 1971.

_Regression analysis of Nonlinear catchment Systems. Water Resour. Res. 7(5): lllg_1126. Bigwood, B'L' dan M.p. Thom"r. i9i;:;i'lood Formula for connecticut. Washington: US Geol. Surv. Cir. 365. Bloemen, G'W' 1966. The calcuration of Evapotranspiration from groundwater Depth Observation. Tech, nuU. +0, Wug"iirg"", f._ --------ternational Inst. for Land and Water Manag. Rar. Bloomsburg, G.L. 1960. A_Hyarogrupt Washington: Agric. Res. Serv., SWCRD ner. n.po.i :Zsl "quation. BMDP - Biomedical Computer p.og.ammes. 1975. Berkeley: Univer_ sity of California press. Bobee, B. 1975. The log pearson Type III distriburion and its Applica_

666.

Boon, D.A. 1968. Hydrology and Vegetational Influences.

ITC

Publication. Bouwer, H. 1966. Rapid Field Measurement of Air Entry Value and Hy-

draulic Conductivity of Soil as Influenced Sifnificant Parameters in Flow S stem Analysis. Water Resour. Res. 2 (4):729-738. . 1967. Field Measurement of Saturated Hydraulic Conductivity in Initially Unsaturated Soil. Proc. IAHS-UNESCO Symposium on Artificial Recharge and Management of Aquifers.

i

ll

yl EI

ilti il

il dl '

ll il

il

Haifa. hal.243-251. . 1969. Salt balance, Irrigation Effiency, and Drainage Design. Journ of Irrigation and Drainage Division, ASCE, 95 IRI: 243-251. 1969b. Infiltration of Water into Non-Uniform Soil. J. Irrig. and Drain. Div., ASCE, 95 IR4: 153-170. Brouwer, G.K. dan H. Ryckborst, 1975. The Evaporation and Sedimentation in Man-made Arade Lake. Southern Portugal. Hydrol. Sci. Bull. XX (4): 555-574. Brown, D.A. 1971. Stream Channels and Flow relation. Water Resour. Res. 7 (2): 304-310. Bruce, J.P. dan R.H. Clark. 1966. Introduction to Hydrometeorology. Oxford: Pergamon Press. Buckley, S.E. dan M.C. Leverett. 1942. Mechanism of Fluid Displacement in Sands. Trans. of the AIME 146: 107-116. Buil, J.A. 1968. Unit hydrograph for Non-uniform Rainfall Distribution. Proc. Amer. Soc. of Civil Eng.: 5762-94. Bultot, F., G.L. Dupriez dan A. Bodeux. 1972. lnterception de la Pluie par la Vegetation Forestiere: Estimation de I'interception Journaliere a l'aide d'un Model Mathematique. J. Hydrol. 17: 193-223. Burt, C. 1947. Factor Analysis and Analysis of Variance. British J. of Phychol., Statistical Sec. I : 3. Carlston, C.W. 1963. Drainage Density and Stream Flow. US Geol. Sur. vey Profs. Pap. 422-C :8. . 1966. The effect of Climate on Drainage Density and Drainage Density Stream Flow. Intl. Assoc. of Scient. Hydrol.

{ 322

Bull.

I

323

l: 62-69.

dan P. Haggett. 1965. Trend Surface Mapping in Geo-

dan W.F. Langbein. 1960. Rapid Approximation of Drainage Density: Line-Intersection Method. US Geol. Surv. Water Resour. Div. Bull. I l. Carson, M.A. 1971. Mechanics of Erosion. London: pion Lim. dan M.J. Kirkby. 1972. Hillslope Form and process. London: Cambridge University press. Chang, M. dan R. Lee. 1974. Objective Double-Mass Analysis. Water Resour. Res. l0 (6): tt23-1126. Chapman, G. 1948. Size of Raindrops and Their Striking Force at the Soil Surface in a Red Pine Plantations. Trans. of the Amer. Geophys. Union 29 (5): 664-670. Chapman, T.G. dan F.X. Dunin. 1975. Prediction in Catchment[5rdrology. Symposium on Hydrology, 25-27 November 1975, Aust. Acad. of Science. Chery, D.L. 1965. Construction, Instrumentation and Preliminary Verification of a Physical Hydrologic Model. Washington, USDA, ARS Soil and Water Conservation Research Division. Chidley, T.R.E. dan J.G. Pike, 1970. A Generalized Computer pro-

i i

Childs, E.C. 1967. Soil Moisture Theory. Advances in Hydroscience 4:

rl

. 1969a. An Introduction to the Physical Basic of Soil Water Phenomena, New York, John Wiley and Sons. 1969b. The Vertical Movement of Water in a Stratified Poreus Material: l. Infiltration. Water Resources Research 5 (2):

,l

for the Solution of the

penman Equation for Evapotranspiration. J. of Hydrol. l0: 75-89.

gram

73-116.

446-459. Chin, W.Q. 1967. Formulas and Tables for Computing and plotting Drought Frequency Curves. Technical Report 9, Inland Waters Branch, Department of Energy, Mines and Resources, Ottawa. Chorley, R.J., D.E.G. Malm dan H.A. pogorzelski. 1957. ANew Standard for Estimating Drainage Basin Shape. Amer. J. of Sci. 255: I 38- l4l . dan L.S.D. Morley. 1959. A Simplified Approximation for the Hypsometric Integral. J. of Geol. 67: 566-5j1. dan M.A. Morgan. 1962. Comparison of Morphometric Features, Unaka Mountains, Tennessee and North Carolina and Dartmoor, England. Geol. Soc. of Amer., Bull. 73: 11.*14.

graphical Research. Trans.

of the Inst. British

Geographers 37:

47-67. 1967. Models in Geography, London, Methuen.

_

t

Ir

.don,

ed.. 1969. Water, Earth and Man. London: Metheun. dan B.A. Kennedy. 1971. Physical Geography. Lonprentice-Hall. , ed. 1969. Introduction to Geographycal Hydrology.

Lindon, Methuen. Chojnicki, Z. dan T. Czyz. 1976. Some Problems in the Application of Factor Analysis in Geography. Geographycal Analysis: 417-427. Chow, V.T. 1952. Design Charts for Finding the Rainfall Intensity Frequency. Water and Sewage Works 99: 86-88. 1953. Frequency Analysis of Hidrologic Data with Special Application to Rainfall Intensities. Illinois: University of Illinois, Engineering Experiment Station Bulletin 414. 1954. The Log-probability Law and Its Engineering Applications. Proceedings of the ASCE, Volume 80, No. 536. 1959. Open Channel Hydraulics, New York, McGrawHill. 1962. Hydrologic Determination of Waterway Areas for the Design of Drainage Structures in Small Drainage Basins. Illinois: University of Illinois, Engineering Experiment Station Bulletin 462. . ed, 1964. Handbook of Applied Hydrology. New York, McGraw-Hill. dan T.E. Harbaugh, 1965. Rair{drop Production for Laboratory Watershed Experimentation. J. bf Geophys. Res. 70

(24):6lll-6119.

dan S.J. Kareliotis, 1970. Analysis of Stochastic Hydrologic Systems. Water Resour. Res. 6 (6): 1569-1582. Christinsen, J.E. 196E. Pan Evaporation and Evapotranspiration from Climatic Data. J. of lrrig. and Drain., ASCE, Ix-2: ?A3-265. Chborn, B.J. dan W.L. Moore, 1970. Numerical Simulation of Water-

shed Hydrology. Tech. Report

HYD 14-7001, University of

Texas, Department of Civil Engineering, Austin.

Clark, C.O. 1945. Storage and the Unit Hydrograph. Trans. of the AscE llCI 1416-1446.

I

!r

324

clark, D. 1975. understanding conanical correration

Anarysis.

CATMOG 3, Norwich: Geo Abstracts Limited. coffman, D.M. dan A.K. Turner.1971. compoter Determination of the Geometry and Topology of Stream Networks. water Resour. Res. 7

(2):4t9-423.

. 1972. New Topological Relationship as an Indicator of Drainage Network Evolution. Water Resour. Res. g (6): 1497-150s. Colenbrander, H.J. 1970. Waarneming en Bewerking van Grondwaterstanden Bodemvochtgegevens. Hidrologisch Onderzoek in het Leerinkbeekgebied, Tweede Interimrapport, Provinciale Waterstaat van Gelderland, Anhem: 148-176. dan T. Blok. 1970. Afvoermetingen in Kleine Stroomgebieden. Hydrologishe Onderzoek in het Leerinkbeegebied. Twee de Interimrapport, Provinciale Waterstaat van Gelderland, Arnhem hal. 109-120. Collier, E.P. dan G.A. Nix. 1967. Flood Frequency Analysis for the New Brunswick-Gaspe Region. Tech. Report 9. Inland Waters Branch, Department of Energy, Mines and Resources, Ottawa. Collins, L.1975. An Introduction to Markov Chain Analysis. CATMOC l, Norwich: Geo Abstracts Limited. Compilation of the Records of Surface Waters of the United States. US Geological Survey, Water Supply Papers Nr. l72l-1738. Cotton, C.A. 1964. The Control of Drainage Density. NZJ. Geol. Geophys. 7: 348-352. Coulson, A. dan P.N. Gross. 1957. Measurement of the Physical Characteristics of Drainage Basins, Ottawa: Inland Waters Branch, Tech. Bull. 5. Crawford, N.H. dan R.K. Kinsley.1962. The Synthesis of Continuous Streamflow Hydrographs on a Digital Computer. Tech. Report 12. Stanford: Stanford University, Department of Civil Engineering. 1966. Digital Simulation in Hydrology. Stanford: Stanford University, Department of Civil Engineering Tech. Report 39. Craxton, F.E. dan D.J. Crawden. 1958. Applied General Statistics. London: Prentice-Hall. Crouse, R.P., E.S. Corbert dan D.W. Seegrist. 1966. Methods of Measuring and Analysing Rainfall Interception by Grass. Bull. IASH 2: I

l0-120.

i i

qi; I

I i

325

Culler, R.C., R.L, Hanson dan J.E. Jones. Relation of the Consump tive Use Coefficient to the Description of Vegetation. Water Resour. Res. l2 (l): a0-46. Dabiri, H.E., D.W. Green dan J.D. Winslow. 1970. Digital Computer Simulation of an Aquifer: a Case Study. Summer Computerr Sigrulation Conference. Amer. Comput. Mach., Denver, Colorado, June 10-12. Dam, J.C. van. 1960. Geohydrology Lecture Notes. Delft, Technological University. dan P. Santema. 1966. Groundwater: the Use and Interpretation of Hydrologic Data. Water Resources Series 34: United Nations. pp. ll9-128. Dam, J.C. van. 1971. Waterhuishouding, Hydrologische Grondslagen. Deel 1A, Delft Technological University. 1973. Waterhuishouding, Hydrologische Grondslagen.

lB, Delft Technological University. Dalrymple, T. 1860. Flood Frequency Analysis. Washington. Deel

US Geolo-

gical Survey Paper 1543-A.

Dangler, 8.W., S.A. El-Swaify, L.R. Ahuja dan A.P. Barnett. 1976. Erodibility of Selected Hawaii Soils by Rainfall Simulation. USDA Agricultural Research Service, ARS W-35. Daultrey, S. 1976. Principal Components Analysis. CATMOG 8, Norwich: Geo Abstracts Limited. Davis, J.C. 1973. Statistics and Data Analysis in Ceology. London, John-Wiley and Sons. Dawdy, D.R. dan J.M. Bergmann. 1969. Effect of Rainfall Variability on Streamflow Simulation. Water Resour. Res. 5: 958-966. Decay, M.F. 1971. Probability Distribution of Number of Network in Topologically Random Network Patterns. Water Resour. Res. 7 (6): 1652-1657. dan W.C. Krumbein. 1976. Three Growth Models for Stream Channel Networks. J. Geol. 8a (2): 153-163. Decisions with Inadequate Hydrologic Data. 1973. Proceedings of the 2nd International Symposium in Hydrology, September 1972. Fort Collins, Fort Collins: Water Resources Publication. De Coursey, D.C. 1966. A Runoff Hydrograph Equation. Washington: USDA, Agricultural Research Service Report 4l-116. Delleur, J.W., P.C. Tao dan M.L. Kavvas. 1976. An Evaluation of the Practicality and Complexity of Some Rainfall and Runoff Time

T 326

327

Series Models. Water Resour. Res. 12 (5): 953-970. Derecki, J.A. 1976. Lake Erie Terrestrial Radiation. Water Resour. Res. l2 (5): 979-984. Design of Small Dams. 1965. Denver: US Department of Interior, Bureau of Reclamation. Development of the Total Watershed. 1966. Conference Papers held in Billings, Montana, October 1865. American Society of Civil

Edson, C.C. 1951. Parameters for Relation Unit Hydrograph to Watershed Characteristics. Trans. Amer. Geophys. Union 32:591-596. Eiselstein, L.M. 1967. A Principal Components Analysis of Surfaces Runoff Data from a New Zealand Alpine Watershed. Proceedings of the International Hydrology Symposium. hal. 479-489. Emmett, W.W. 1970. The Hydraulics of Overland Flow on Hillslopes. was hington: US Geological Survey, Professional Paper 662-A. Evans, I.S. 1972. General Geomorphometry, Derivatives of Altitude and Descriptive Statistics. Dalsm R.J. Chorley, ed. Spatial Analysis in Geomorphology, London: Methuen. hal. 17-90. Evaporation Symposium and Report on the Lysimeters in the Netherlands. 1959. Proceedings and Information No. 4, The Hague:

Engineers.

Diaz, G., J.I. Sevell dan C.H. Shelton. 1968. An Application of Principal Component Analysis and Factors Analysis in the Study of Water Yield. Water Resour. Res. 4: 299-306. Dickinson, w.T., M.E. Holland dan G.L. Smith. 1967. An Experimental Rainfall-Runoff Facility. Colorado state University, Hydrology Papers 25.

Diklic, S. 1974. Hydrology. Lecture Notes, Delft: International Hydraulics Courses. Discharge Measurements at Gaging Stations. 1969. Washington: US Ge-

ological Survey, Techniques of Water-Resources Investigations, Chapter A8. Diskin, M.H. 1970. Definition and the Use of the Linear Regression Model. Water Resour. Res. 6 (6): 1668-1713. Doge, J.C.I. 1959. A General Theory of Unit Hydrograph. J. of Geophys. Res. 64;

I :241.

Dornkamp, J.C. dan C.A.M. King. 1971. Numerical Analysis in Geo. morphology. London: Edward Arnold. Drainage Principles and Application. 1974. Publication 16, Vol. [II, Wageningen: International Institute for Land Reciamation and Improvement. Dronkers, J.J. 1969. Tidal Computations for Rivers, Coastal Areas, and Seas. J. of Hydraulics Division: Proceedings of the ASCE, HY l: 29-77. . 1964. Tidal Computations for Rivers and Coastal

Areas. Amsterdam: North-Holland. Easterbrook, C.C. 1969. A Study of the Effects of Waves on Evaporation from Free Water Surfaces, Wave Tank Experiments and Correlation with Lake Hefner Evaporation Studies. Research Report No. 18, US Department of Interior, Bureau of Reclamation. Eagleson, P.S. 1970. Dynamic Hydrology. New York, McGraw-Hill. Eckardt, F.E. 1965. Methodology of Plant Eco-'Physiology.

TNO. Ezekiel, M. dan K.A. Fox. 1959. Methods of Correlation and Regression Analysis. New York, John-Willey and Sons. Fields, F.K. dan D.B. Adams. 1975. Estimates of Temperatures and Precipitation for Northeastern Utah. J. of Res. 3 (2): l3l-136. Fisher, R.A. 1936. The Use of Multiple Measurements in Taxonomic Problems. Annals of Eugenics 7: 179-188. Fleming, G. 1972. Sediment Erosion-Transport-Deposition Simulation, State of Art. Proceedings of the USDA, Sediment Yield

Workshop, Oxford.

. 1975. Computer Simulation Techniques in Hydrology. New York, Elsevier Publisher. Fleming, J.H. 1967. The Assessment of Surface Runoff from Rainfall Data for an Arid Region of West Pakistan. Bull. of the IASH. hal. 369-382. Fok, Yu-Si. 1971. Law of Stream Relief in Horton's Stream Morphological System. Water Resour. Res. 7 (l):201-203. Ford, P.M. 1959. Multiple Correlation in Forecasting Seasonal Runoff.

of Interior, Bureau of Reclamation Monograph 2. Foster, H.A. 1924. Theoretical Frequency Curves and Their Application to Engineering Problems. Trans. ASCE 87. Fournier, F. 1960. Climat et Erosion. Paris: Prosses Universitaires Dehvor, US Department

de .

Franco, C.M. dan A.C. Magalhaes. 1965. Techniques for the Measurement of Transpiration of Individual Plants. Dalom F.E. Eckardt, ed. Methodology of'Plant Eco-Physiology. hal. 2ll-224.

t

I

329

328

R.A. 197 l. Three Dimensional Transient, Saturated-Unsaturated Flow in a Groundwater Basin. Water Resour. Res. 7 (2): 347-366. . 1972a. Role of Subsurface Flow in Generating Surface Runoff-I, Base Flow Contributions to Channel Flow. Water Resour. Res. 8 (3):609-623. 1972b. Role of Subsurface Flow in Generating Surface Upstream Runoff-2, Source Areas. Water Resour. Res. 8 (5): 1272-1283. Gardner, W.R. 1962. Approximate Solutions of a Non-steady-state Drainage Problem. Soil Sci. Soc. of Amer. Proc.22: 129-132. Gelhar, L.W. 1972. The Aqueous Underground. Technology Review, MIT, Volume 74 (5): 45-53. Genderen, J.L. van. 1970. Morpho-dynamics of the Crati River Basin, Calabria, Italy. Delft: ITC Publication. Gilcrest, B.R. 1950. Flood Routing. Dolam. H. Rouse, ed. Engineering Hydraulics, New York, John-Wiley and Sons. Gilman, K. 1975. Application of a Residence Time Model to Dilution Gauging, with Particular Reference to the Problem of Changing Discharge. Hydrological Science, Bull. XX (4): 523-537. Gladwell, J.S. 1970. Runoff Generation in Western Washington as a Function of Precipitation and Watershed Characteristics. Idaho: University of Idaho. Glover, R.E. 1973. Ground-Water Movement. Engineering Nomograph No. 3l US Department of Interior, Bureau of Reclamation. Goddard, J. dan A. Kirkby. 1976. An Introduction to Factor Analysis. CATMOG 7, Norwich: Geo Abstracts Limited. Golding, B.L. dan D.E. Low. 1960. Physical Characteristics of Drainage Basins. Proc. of the ASCE 86. Golfz, S.M. dan kawan-kawan. 1970. Evaporation Measurements by an Eddy Correlation Method. Water Resour. Res. 6 (2): 440-446. Grace, R.A. dan P.S. Eagleson. 1966. The Modelling of Overland FIow. Water Resour. Res. 2: 86-92. Gray, D.M. 1961. Interrelationship of Watershed Characteristics. J. of Geophys. Res. 66: 1215-1223. Green, W.H. dan C.A. Ampt. l9ll. Flow of Air and Water Through Soils. J. of Agric. Sci. 4: l-24. Gregory, K.J. dan E.H. Brown. 1966. Data Processing anf the Study of Landforms. Annals of Geomorph- l0:237-263.

. dan D.E.

Freeze,

Walling. 1973. Drainage Basin, Form and

Process. London, Arnold.

.

eds. 1974. Fluvial Processes in

Instrumented Watersheds. London, Arnold. . dan V. Gardiner. 1975. Drainage Density and Climate.

Annals of Geomorph., N.F. 19 (3): 287-298.

a

4

Guenther, W.C. 1964. Analysis of Variance. New Jersey: Prentice-Hall. Guide to Hydrometeorological Practices. 1970. WMO No. 168. Geneva. Gumbel, E.J. 1954. Statistical Theory of Draughts: Proceedings of ASCE Volume 80, Separate 439. . 1958. Statistics of Extremes. New York: Columbia

University Press, Gunaratnam, D.J. dan F.E. Perkins. 1970. Numerical Solution of Un' steady Flows in Open Channels. Hydrodynamics Laboratory Report No. 127,

n

a

MIT, Department of Civil Engineering.

Gunn, R. dan G.D. Kinzer . 1949. The Terminal Velocity of Fall for Water Droplets. J. of Meteor. 6:243-248. Hack, J.T. dan J.C. Coodlett. 1960. Geomorphology and Forest Ecology of a Mountain Region in the Central-Appalachians. US Geological Survey Professional Paper 347.

Haan, C.T. dan H.P. Johnson. 1966. Rapid Determination of Hypsometric Curves. Bull. Geological Soc. of Amer. 77: 123-126. Hall, W.A., W.S. Butcher dan A. Esogbue. 1968. Optimization of the Operation of a Multiple-Purpose Reservoir by Dynamic Programming Water Resour. Res. 4 (3): 471-477. Hammad, H.Y. 1969. Future of Ground Water in African Sahara Desert J. of Irrig. and Drain. Div., ASCE, Volume 4: 563-580, IR. Harley, B.M., F.E. Perkins dan P.S. Eagleson. 1970. A Modular Distributed Model of Catchment Dynamics. Hydrodynamics Laboratory Report No. 133, MIT, Department of Civil Engineering. Harbough, J.W. dan D.P. Merriam. 1968. Computer Application in Stratigraphic Analysis. New York: John Wiley & Sons. Harman, H.H. 1968. Modern Factors Analysis. Chicago: The University of Chicago Press. Harp, J.F. 1974. An Innovative Automatic Stream Gauging Method. J. of Hydrol. 2l:27-31. Harrold, T.W., C.A. Nicholas dan C.G. Collier. 1975. The Measurement of Heavy Rainfall over Small Catchments Using Radar. Hydrol. Sci. Bull. XX (l): 68-76.

r

f--

----"""-"' t

330

331

Harr. M.E. 1962. Groundwater and Seepage. New York: McGraw-Hill Hazen, A. 1914. Storage to be Provided in Impounding Reservoirs for Municipal Water Supply. Trans. ASCE, Volume 77, paper 130g. hal. 1539. Henderson, F.M. 1966. Open Channel Flow. New york: MacMillan

Properties

lics and Sanitary Engineering.

6

(6):

of Stream Junction. Water Re(4):863-873. sour. Res. 7 Hoyt, W.C. dan H.C. Troxell. 1934. Forests and Stream Flow. Trans. of the ASCE 99: l-l l. Huisman. L. 1960. Ground-Water Recovery: Technical Aspects. Lecture Notes. Delft: International Courses in Hydraulic and Sanitary 1971. Optimal Angles

Publ.

Horner, W.W. dan F.L. Flynt. 1936. Relation Between Rainfall and Runoff from Small Urban Areas. Trans. ASCE. hal. 140. Horton, R.E. 1919. Rainfall Interception. Monthly Weather Review 47: 603-623. 1932. Drainage Basin Characteristics. Trans. Amer. Geophys Un. 13: 350-361. 1945. Erosional Development of Streams and their Drainage Basins. of the Bull. Geol. Soc. of Amer. 56: 275-37O. Hotelling, H. 1933. Analysis of a Complex of Statistical Variables into Principal Components. J. Ed. Psychol. 24. Houk, l.E. 1921. Rainfall and Runoff in the Miami Valley. Miami: Conservency District Tech. Report 8. Hounam, C.E. 1972. Charateristics of Evaporation in Network Design. Casebook on Hydrological Network Design practices, WMO Publication No. 324, Geneva. hal. I.2.1-l hingga l.Z.l-5. Howard, A.D. dan kawan-kawan. 1970. Topological and Geometrical

Braided Streams. Water Resour. Res.

t674-1668.

Hershfield, D.M. 1961. Rainfall Frequency Atlas of the US. Washington US Department of Commerce, Tech. Report 40. Hertzler, R.A. 1967. Engineering Aspects of the Influence of Forests on Mountain Streams. Civil Engineering 9: 487-489. Hillel, D. dan W.R. Gardner. 1970. Transient Infiltration into Crusttopped Profile. Soil Sci. 109 (2): 69-76. . 1971. Soil and Water. New York: Acdemic Press. Hjelmfelt, A.T. dan J.J. Cassidy. 1975. Hydrology for Engineers and Planners. Iowa: Iowa State University Press. Hoel, P.G. 1965. Introduction to Mathematical Statistics. New York: John Wiley & Sons. Holtan, H.N. dan G.J. Stiltner. 1975. USDAHL-74: Revised Model of Watershed Hydrology. Washington: US Department of Agriculture, Tech. Bull. No. 1518. Horst, L. 1971. Hydrometry. Delft: International Courses in Hydrau-

of

Enginering. Householder, A.S., G.E. Forsythe dan H'H. Germond. 1951. Monte Carlo Method. US Natl. Bureau of Standards, Applied Mathematics Service, Volume 12. Hursh, C.R. 1936. Discussion on Report of the Committee on Absorption and Transpiration' Trans. of the Amer. Geophys. Un" lTth Annual Meeting. hal. 296.

l

I

Huson, J.J. 1970. Land Utilization in Crati Valley. Delft: ITC Publ' Hyami, s. 1951. on the Propagation of Flood waves: Disaster Prevention Research Institute, Bulletin l, Kyata, Japan. Hydraulics of overland Flow on Hill Slopes. 1970. washington: US Geol. Survey, Professional Paper 662-4' Hydrocomp. 1969. Operations Mannual. Palo Alto: Hydrocomp. Hydr.ologisch Onderzoek in het Leeringkbeekc.ebM. 1970. Arnhem: Pro,vinciale Waterstaat van Gelderland, Twede Interimrapport. Hydrology Seminar Notes (of the author). 1969. Delft: International Hydraulic Courses. Imbrie, J. 1963. Factor and Vector Analysis Programs for Analyzing

Geological Data. Washington: Office

of Naval Research,

Geography Branch. Techn. Report 6.

International Glossary of Hydrology. 1974. UNESCO-WMO. Instituto Geografico Militare. 1958. Topographical Maps of South Italy I : 100.000 and I :200.000 and I :20.000 scales. Ipsen, D.C. 1960. Units, Dimensions and Dimensionless Numbers. New York: McGraw-Hill. Ishihara, Y. 1964. Hydraulic Mechanism of Runoff. Dulam R. Silverster, ed. Hydraulic and Fluid Mechanics. Oxford: Pergamon Press.

Iturbe, I.C. dan J.M. Mejia. 1974. On the Tran formation of Point Rainfall to Area Rainfall. Water Resour. Res. l0 (4):729-735.

?

'332

333

King, C.A.M. 1966. A Morphometric Examples of Factor Analysis. Dqlqm H.O. Slaymaker, ed. Morphometric Analysis of Maps.

lzzard, C.F. dan M.T. Augustine. 1943. Pleliminary Report on Analysis of Runoff from Simulated Rainfall on a Palved Plot. Trans. of Amer Geophys. Un. 24: 500-511. James, L.D. 1965. Using a Digital Computer to Estimate the Effects of

British Geomorphological Research Group, Occasional Paper No. 4.

King, R.B. 1975. Geomorphic and Soil Correlation Analysis of Land Systems in Northern and Luapula Provinces of Zambia. Instiiute of British Geographers Trans. 64:. 67-76. Kendal, M.G. 1957. A Course in Multivariate Analysis. Net York: Hafner Publishing. Kinnison, H.B. dan B.R. Colby 1945. Flood Formulas Based on Drainage Basin Characteristics. Transactions of the Characteristics. Transactions of the American Society of Civil Engineers I10, hal. 849-984. Kirwald, E. 1969. Wasserhaushalt und Einzugsgebiet. Essen: Dr. W.

Urban Development on Flood Peaks. Water Resour. Res. l: 223-233. James, L.D. 1972. Hydrologic Modelling, Parameter Estimation and Watershed Characteristics. J. Hydrol. l7: 283-307 . Jamieson, D.G. dan C.R. Amerman. 1969. Quick-return Subsurface Flow. J. Hydrol. 8:122. Jarvis, R.S. dan A. Werritty. 1975. Some Comments on Testing Random Topological Stream Network Models. Water Resour. Res.

ll

(2):

309-318. 1973. New Measure of the Topological Structure of Dendritic Drainage Networks. Water Resour. Res. 8 (5):

Classen.

Kleinsmiede, W.F.J. 1960. Geology

1265-1271.

A.H. 1952. Maximum 24-hour Precipitation in the US. Washington: US Department of Commerce. Tech. Paper 16. Jensen, M.E. dan R.J. Hanks. 1967. Nonsteady-state Drainage from Porous Media. J. of lrrig. Drain. Div., ASCE 93 IR 3: 202-231. Jetler, K. 1944. Evaluation of Runoff-Distribution Values from Basin Data and Study of Related Drainage-Area Charateristics. Trans. Amer. Geophys. Un. 25: 990-1004. Johnson, M.L. 1970. Runoff from Eight Watersheds in North-eastern Vermont. Baltimore: The John Hopkins University. Kagan R.L. 1972. Precipitation-Statistical Principles. Casebook on Hydrological Network Design Practice No. 324. Ceneva: WMO. hal. I- I .1.2-l hingga l-32-9. Kalinin, G.P. 1971. Global Hydrology. Terjemahan dari bahasa Rusia. US Department of Commerce, National Technical lnformation Jennings,

Service Springfield. Kaiser, H.F. 1958. The Varimax Criterion for Analytic Rotation in Factor Matrix. Psychometrika 23: 187-200. Keefer, T.N. 1976. Comparison of Linear Systems and Finite-difference Flow-routing Techniques. Water Resour. Res. l2 (5): 997-1006. Kherounromne, I., W.E. Sharp dan L.R. Gardner. 1976. Variation of Link Magnitude with Maps Scale. Water Resour. Res. 12 (5):

919-923. Kimball, H.H. 1914. Monthly Weather Review 42: 474.

I a 1

a

of the Valle de Aran,

Central

Pyreenes. Leidse Geologische Mededelingen 25. hal. 129-247. Knapp, R.M., D.W. Green, E.C. Pooge dan C. Stanford 1975, Deve lopment and Field Testing of a Basin Hydrology Simulator. Water Resources Research. Volume (6): 879-888.

Knisel, W.G. 1970.

A

ll

Factor Analysis of Reservoir Losses. Water Resources Research 6, hal. 491-498. Knox, C.E. dan T.J. Nordenson 1955. Average Annual Runoff and Pre cipitation in the New England-New York Area. Washington: US Geological Survey, Hydrological Inventory Atlas HA-7. Kouzel, A.G. 1972. The Design of Network for the Determination of Soil Moisture. Casebook on Hydrological Network Design Practice, No. 324, Geneva: WMO, hal. I-4.1-l hingga I-4.1-7. Krumbein, W.C. dan F.A. Graybill 1965. An Introduction to Statistical Models in Geology. New York: McGraw-Hill. Laden, N.R., T.L. Reilly dan J.S. Minnotte 1965, Synthetic Unit Hydrographs, Distribution Graphs and Flood Routing in the Upper Ohio River Basin. Transactions of the American Geophysical Union lI, hal. 649-659. Land Use Map of Italy (Carto della Utilizzazione del Soulo D,Italia) 1965, l:200,000 scale. Maps nr. 16, 17 ,19 and 20. Miiano: Touring Club Italiano. Langbein, W.B. 1940. Channel Storage and Unit Hydrograph Studies. Transactions of the American Geophysical Union II. hal.

.Fr f

335

334

of the Eng. Mech. Div. ASCE 93, EM2:39-71. Ligon, J.T., H.P. Johnson dan D. Kirkham. 1962. Unsteady-state Drainage of Fluid from a Vertical Column of Porous Material. J. of Geophys. Res. 67: 5199-5204. ., A.G. Law dan D.H. Higgins. 1969. Evaluation and Shallow Water Equation. J.

620-627. Langbein, W.B. 1947, Topographic Characteristics of Drainage Basins. US Geological Survey, Water Supply paper 968-C. Langbein, W.B. dan S.A. Schumm 1958. yield of Sediment in Relation

to Mean Annual Precipitation.

Transactions

of

American

Geophysical Union, 39, hal. 1076-1084. Lanyon, M. dan J. Jackson 1974. Flow Simulation System. Journal the Hydraulics Division, HY8, hal. 1089-1105.

Application of a Digital Hydrologic Simulation Model. Report 12, Water Resour. Res. Inst., Clemson University, Clemson. Linsley, R.K. 1943. Application of Synthetic Unitgraph in the Westtern States. Trans. of the Amer. Geophys. Un. 2: 580. . dan J.B. Franzini. 1964. Water Resouces Engineering. New York: McGraw-Hill. Linsley, R.K., M.A. Kohler dan J.L.H. Paulhus. 1958. Hydrology for Engineers. New York: McGraw-Hill. Liou, E.Y. 1970. OpserProgram for Computerized Selection of Watershed Parameter Values for the Stanford Watershed Model. Report 34. Water Resour. Res. Inst., University of Kentucky, Lexington. Lloyd, E.H. 1967. Stochastic Reservoir Theory. Advances in Hydro Science 4: 281-339. Lull, H.W. 1959. Soil Compaction on Forest and Range lands. USDA Forest Service Miscalleneous Publications No. 768. Made, J.W. van der.1972. Streamflow and Water Levels. Casebook on Hydrological Network Design Practice No. 324. Ceneva: WMO:

of

Larson, L.W. dan E.L. Peck. 1974. Accuracy of precipitation Measurement for Hydrologic Modelling. Water Resources ' Research, l0 (4): 857-863. Laurenson, E.M. 1962. Hydrograph Synthesis by Runoff Routing. Water Res. Lab. Report No. 66. The University of New South Wales. . 1964. A Catchment Storage Model for Runoff Routing. J. of Hydrol. 2: l4t-163. . 1974. Modelling of Stochastic-Deterministic Hydrologic Systems. Water Resour. Res. l0 (5): 955-961. Lawley, D.N. 1949. Problems in Factors Analysis. proc. of the Roy. Soc. of Edinburg LXII : l. Laws, J.O. 1941. Measurement of Fall Velocity of Water Drops and Rain Drops. Trans. Amer. Geophys. tJn.2:709-721 . Lee' R. 1963. Evaluation of Solar Beam Radiation as a climatic parameter of Mountain Watersheds. Colorado: Colorado State University. Higrology Paper 2. Lee, M.T. dan J.W. Delleur. 1976. A Variable Source Area Model of

I-5.1-l hingga I-5.1-8. Magette, W.L., V.O. Shanholtz dan J.C. Carr. 1976. Estimating Selected Parameters for the Kentucky Watershed from Watershed Chararteristics. Water Resour. Res. 12 (3): 472-476. Mamisoa, J.P. 1952. Development of an Agricultural Watershed by Similitude. M.Sc. thesis. Ames: Iowa State University. Manson, V. dan J. Imbrie. 1964. Fortran Program for Factor and Vector Analysis of Geological Data Using an IBM 7090 or 7094/1401 Computer System. Kansas: Geological Survey 13. Mark, D.M. 1974. Line Intersection Method for Estimating Drainage Density. Ceological 2: 235-237. Matalas, N.C. 1963. Probability Distribution of Low Flows. Geol. Surv Profes. Papers 43+A. Washington: US Government Printing Of-

Rainfall-Runoff Process Based on the Watershed Stream Network. Water Resour. Res. 12 (5): 1029-1036. Leerinkbeek Study. 1970. The Hague: Rijkswaterstaat. Leepold, L.B., M.G. Wolman dan J.P. Miller. 1964. Fuvial processes in Geomorphology. San Francisco: W.H. Freeman and Co. dan kawan-kawan. 1964. Fluvial Processes in Geomorphology. Liakopoulos, A.C. 1962. Theoretical Aspects of the Flow Water Through Anisotropic Unsaturated Soils. J. Hydraulics Div. ASCE:

62-70. Liggett, J.A. dan D.A. Woolhiser. 1967. Difference Solutions of the

fice.

dan B. Jacobs. 1954.

i

t"

I,

[^

A

Correlation Procedure for

336

337

Augmenting Hydrologic Data. US Geol. Surv. Profes. Pap.434-E. Washington: US Government Printing Office. . dan B.J. Reiher. 1967. Some Comments on the Use of Factor Analysis. Water Resour. Res. 3: 213-223. Mather, R.M, 1972. Areal Classification in Geomorphology. Dolam R.J. Chorley. ed. Spatial Analysis in Geomorphology. London:

Meyerink, A.M.J. 1966. Quantitative Geomorphology in Hydrologic Studies. Enschede: ITC Publication. . 1970. Photo-Interpretation in Hydrology: A Geomorpphologic Approach. Enschede: ITC Publication. Miller, v.c. 1953. A Quantitative Geomorphic Study of Drainage Basin Characteristics in the Clinch Mountain Area, Virginia and Tennessee. New York: Colombia University, Department of Geology

Methuen. pp.305-322. Mather, P.M. 1976. Computational Methods of Multivariate Analysis in Physical Geography. London: John Woley & Sons. Mathur, V.K. 1976. A Factor Analysis of Socio-Economic Determinants of Property of Crimes in Cities. The Annals of Regional Science X

(2): tt6-127.

Marsden, J.R., D.E. Pingry dan A. Whinston. 1975. The Large-large Regional Plant Hypothesis: Discriminant Analysis. Water Resour. Res. ll (8): l0l3-1017. Maximum Station Precipitation for 7,2,3,4,6, 12 dan 24 Hours. l95l hingga 1959. Washington. US Department of Commerce Tech. Report l5 (23 volume). Maxwell, J.C. 1960. Quantitative Geomorphology of the San Dimas Experimental Forest, California. Washington: Office of Naval Res. Geography Tech. Report 19. McCoy, R.M. 1971. Rapid Measurement of Drainage Density. Bull. Ge-

ol. Soc. Amer. 82:757-162. McDonald, J.E. 1957 . A Note on the Precision of Estimation of Missing Precipitation Data. Trans. Amer. Geophys. Un. 38 (5): 657-661. Mckay, C.A dan W. Stichling. 1961. Evaporation Computations for Praire Reservoirs. Proc. Hydrol. Symposium 2, Ottawa. Mein, G.R. dan C.L. Larson. 1973. Modelling Inliltration During a Steady Rain. Water Resour. Res. 9 (2): 384-394.

Nonlincar Model for Flood Estimation. J. Hydr., ASCE 100: 1507-1518. Meinzer, O.E. 1942. Hydrology. New York: Dower. Melton, M.A. 1957. An Analysis of the Relations Among Elements of -'R,G.,E.M,LaurensondanT'A.McMohan'1974.Simple Climate, Surface Properties and Geomorphology. New York: Colombia University, Department of Geology. Tech. Report ll. Meyer, H.A. 1956. Symposium on Monte Carlo Methods. New York: John Wiley & Sons.

a

Tech. Report 3.

Molen, W.H. van der. 1971. Lecture Notes Agrohydrology (in Dutch). Wageningen: lniversity of Agriculture' Monteith, J.L. 1965. Evaporation and Environment. Symp. Soc. Exp.

Biol. l9: 205-234.

Morel-Seytoux, H.J. dan J. Khanji. 1974. Prediction of Imbibition in a Horizontal Column. Proc. Soil Sci' Soc. Amer: 613-617. Morgan, R.P.C. 1973. The Influence of Scale in Climatic Geomorphology a Case Study of Drainage Density in West Malaysia. Geografiska Annuler 55A (2): 107-l15. Morissawa, M.E. 1957. Accuracy of Determination of Stream Lengths from Topographic Maps. Amer. Geophys. Un.: 86-88. . 1958. Measurement of Drainage-Basin Outline Form. Water Resour. Res. 66: 587-591. 1968. Streams: Their Dynamics and Morphology. New York: McGraw-Hill Book Co. Mulholland, H. dan C.R. Jones. 1968. Fundamentals of Statistics. London: Butterworths. Mulvaney, J.J. 1850-1851. On the Use of Self ing Rain and Flood Gauges in Making Observations of the Relation of the Rainfall and Flood Discharges in a Given Catchment. Proc. Inst. Civil Eng., Ireland4:18. Muskat, M. 1946. The Flow of Homogeneous Fluids Through Porous Media. Ann Arbor: J.E. Edwards' Mustenon, S.E. 1967. Effects of Climatologic and Basin Characteristics on Annual Runoff. Water Resour. Res. 3: 123-130. Muther, P.M. dan J.C. Doornkamp. 1970. Multivariate Analysis in Geography. Trans- Inst. British Geogr. 51. Nash J.E. 1957. The Form of the Instantaneous Unit Hydrograph.

Intl. Assoc. of Sci. Hydrol. III: l14:121. . 1960. A Unit Hydrograph Study with Particular Ref-

_\ ' erence

338

339

to British Catchments. Proc. of the Insts. of the Civil Eng.

l7:249-282. National Oceanic and Atmospheric istration (NOAH).

1959.

Rainfall Intensity-Frequency Regime. Tech. Report 29. Nes, T.J. van de dan M.H. Hendriks. 1971. Analysis of Linear Distributed Model of Surface Runoff. Wageningen: Laboratorium voor Hydraulica en Afvoerhydrologie. M.D. 1975. Flooding and Flood Hazard in the United Kingdom. London: Oxford University Press.

Newson,

Nortier, I.W. dan H. van der Velde. 1961. Hydraulica. Culemborg: Stam.

A.M. 1971. Turbulence in an Atmosphere with a Non-Uniform Temperature. Boundary-Layer Meteorology 2: 8-29. Osborn, H.B. dan L. Lane. 1969. Precipitation-Runoff Relations for Very Small Semi-Arid Rangeland Watersheds. Water Resour. Res. ' 5: 419-425. Pannekoek, A.J., ed. 1973. Algemene Geologie. Groningen: H.D.

Obukhov,

Tjeenk. i

j

I i i ,

I

Parikh, S.C. 1966. Linear Dynamic Decomposition Programming of Optimal Long-Range Operation of a Multipurpose Reservoir System. Proc. of the 4th Intl. Conf. on Operat. Res.: 763-777. Patton, P.C. dan V.R. Baker. 1976. Morphometry and Floods in Small Drainage Basins Subjected to Diverse Hydrogeomorphic Controls. Water Resour. Res. 12 (5):941-952. Pearce, A.J. 1976. Magnitude and Frequency of Erosion by Hortonian Overland Flow. J. of Geol. 8a (l): 65-74. Penman, H.L. 1948. Natural Evaporation from Open Water, Bare Soii and Grass. Proc. of Roy. Soc. London 193: 120-145. Pethick, J.S. 1974. A Note on the Drainage Density-Basin Area Relationship. Area: 217 -222. Petryk, S. dan kawan-kawan. 1975. Analysis 6f Flow Through Vegetation. J. Hydr. of Hydr. Div. HY7:871-884 Philip, J.R. 1954. An Infiltration with Physical Significance. Soil Sci. 77: 153-157. . 1957 . Numerical Solution of Equations of the Diffusion Type with Diffusivity Concentration Dependent. Aust. J. of Phys. l0:29:42. . 1957b. The Theory of Infiltrationi 1,2,4. Soil Sci. 83 dan 84: 345-357 : 435-448 dan 257

-264.

L

Pillsbury, A.F., R.E. Pelishek, J.F. Osborn dan T.E. Szuskiewics. 1962. Effects of Vegetation Manipulation on the Disposition of Precipitation on Chaparral-Covered Watershed. J. of Geophys' Res. 67:

695-702. Pinder, G.F. dan J.F. Jones. 1969. Water Resour. Res.5: 438-445. Ploey, J. de, J. Savat dan J. Moeyersons. 1976. The Differential Impact of Some Soils Loss Factors on Flow, Runoff Creep and Rainwash. Earth Surface Processes I (2): 151-161. Prescott, J.A. 1940. Trans. of the Roy. Soc. S. Aust. 64 : I14. Priestley, C.H.B. dan R.J. Taylor. 1972. An Assessment of Surface Heat Flux and Evaporation Using Large Scale Parameters.

Monthly Weather Review 100:

8l-92'

Proceedings of Symposium on Statistical Hydrology' 1974. Washington: US Department of Agriculture, Agric. Research Service. Potter, W.D. 1953. Rainfall and Topographic Factors that Affect Runoff, Trans. of the Amer. Geophys. Un. 34: 67-73.

Rantz, S.E. dan J.R. Crippen. 1975. Adjustment of Logarithmic Flood Frequency Statistics for Gauged California Streams to Minimize the Time Sampling Error. J. of Res., US Geol. Surv. 3 (l): I

l3-l2L

Recent Trends in Hydrograph Synthesis. 1966. The Hague: TNO. Proc.

and Inform. 13.

Riggs, H.C. 1968a. Frequency Curves. Washington: US Geol' Surv. Book 4, Chapter A2. . 1968b. Some Statistical Tools in Hydrology. Washington: US Geol. Surv., Book 4, Chapter Al. R.ijckborst, H. 1967. Hydrology of the Upper Garonne Basin (Valle de

Aran, Spain). Leidse Geologische Mededelingen 40. Rijtema, P.E. 1965. An Analysis of Actual Evapotranspiration. Ph.D Thesis. Wageningen: University of Agriculture. . 1959. Evapotranspiration in Relation to Suction and Capillary Conductivity. Miscellaneous Reprints 3. Wageningen. Institude of Land and Water Management Research. Riley, J.P. 1966. Application of an Electronic Analogue Computer to the Solution of Hydrologic and River Basin Planning Problems. Report PRWG 32, l. Logan, Utah Watert Resources Laboratory. D.G. Chadwick dan K.O. Enggleston. 1969. Snowmelt Simulation. Tech. f,.eport. Logan: State University of Utah' College of Engineering.

340

341

Rottegatspolder Evaporation Research. 1966. The Hague: Rijkswaters-

Chicago.

staat.

W.J. 1957. Evaporation Suppression from Water Surfaces. Trans. of Amer. Geophvs. Un. 38 (5):740-7M. Rodda, J.C. 1972. Precipitation. Casebook on Hydrological Network Design Practice No. 324. Genewa: WMO. hal. l_1.2_2 hingga

Sellin, R.H.J. 1969. Flow in Channels. London. MacMillan Publ. Co. Sen, Z. 1976. Wet and Dry Periods of Annual Flow Series. J. of Hydr. Div., ASCE HY l0: 1503-1514.

Roberts,

I-1.z-ts.

Ronca, L.B. dan R.R. Green. 1970. Statistical Geomorphology of the Lunar Surface. Bull. of the Smer. Geol. Soc. 8l: 337-352. Rouse, H. 1950. Engineering Hydraulics. New york. John Wiley & Sons.

Rubin, J. 1967. Numerical Method for Analyzing Hysteresis-affected, Post Infiltration Redistribution of Soil Moisrure. Soil. Sci. Soc. Amer. Proc. 3l: 13-20. Russell, J.R. 1975. The Significance of Stream Link Length Frequencies in the Magaliesberg, Transvaal. South Afr. Grograph. J. 5g (l):

25-35.

Rutter, A.J. 1967. AN Analysis of Evaporation from a Stand of Scot

Pine. Dalam W.E. Sopper, ed. Forest Hydrology. Oxford. Pergamon Press. hal. 403_417. Ryan, P.J., D.R.F. Harleman dan K.D. Stolzenbach. 19j4. Surface Heat Loss from Cooling Ponds. Water Resour. Res. l0 (5): Scheideggar, A.E. 1967a. Random patterns of Drainage Basin. Bull. Int. of the Assoc. of Sci. Hydrol. il: 415_425. . 1967b. On the Topology of the River Nets. Water Resour. Res. 3: 103-106. . 1968. Horton's Law of Stream Numbers. Water Reso_ ur. Res. 4: 655-658. schulz, E.F. 1973. Problems in Applied Hydrology. Forst colins: water Resour. Publ. Schumm, s.A. 1956. Evolution of Drainage Systems and Slopes in Bladlands in Perth Amboy, New Jersey. Bull. of the Geophys. Soc. of Amer. 67: 597-646.

1963.

A

Tentative Classification

of Alluvial

Channels, Washington: US Geol. Surv., Circ. 477.

River

Schuster, J.C. 1975. Measuring Water Velocity by Ultrasonic Flowmeter. J. of Hydr. Div., Hyl2: 1503_1517.

Sellers,

i,-

\,,

w.D.

1965. physical climatology. chicago. University of

E. 1968. Climate and Irrigation of Calabria, South Italy. Delft. ITC Integrated Surveys Development Report. Seyhan, E. 1969. Quantitative Application of the Hydrologic Characteristics of a First-order Drainage Basin to its Morphology for Relief Classification. Delft. Technological University: Partial Report for M.Sc. Thesis. 1970. Operation of Runoff from Basin Physiography. Delfr. ITC M.Sc. Thesis. 1972. Potensial Use of Remote Sensing Techniques in Hydrology. Delft. NIWARS Publication 3. 1974. Measurement of Spectral Signatures for Water Delft. NIWARS Publication 24. Monitoring. Quality . 1975a. Fundamentals of Hydrology. Utrecht. Geografische Instituut, Rijksuniversiteit Utrecht. . 1975b. A Statistical Analysis of Morphometrical V4riables and Their Correlation with the Mean Annual Flood. Utrecht, Geografisch Instituut, Rijjksuniversiteit Utrecht. . 1976. Application of Stream Ordering to the Ardeche River Basin, Southgrn . Utrecht. Geografisch Instituut. Rijksuniversiteit Utrecht. . 1976b. Quantitative Relief Classification in the Ardeche River Basin, Southern . Utrecht: Institute of Geography, State University of Utrecht. Serie B No. 62. 1976c. Calculation of Runoff from Basin Physiography (CRBP). Geographical Studies 2. Utrecht. Institute of Geography, State University of Utrecht. . 1976d. Prediction of Sediment Yield and Sources. Utrecht. Institute of Geography, State University of Utrecht. .1977a. Watershed as anHydrologic Unit. Publication Serie B No. 63 Utrecht. State University of Utrecht, Institute of

Seyhan,

f,

Geography. 1977b. Mathematical Simulation of Watershed Hydrologic Processes. Utrecht. State University of Utrecht, Institute of

Geography.

""1

343

342

Sevenhuysen, R.J. 1970. Blotting Papei Simulating Groundwater FIow. J. Hydrol. l0:276-281. Sevruk, B, 1974. The Use of Stereo, Horizontal, and Ground Level Orifice Gages to Determine a Rainfall-Elevation Relationship. Water Resour. Res. l0 (6): 1138-ll4l. Shanholtz, V.O. dan J.C. Carr. 1975. Evaluation of a Model for Simulating Continous Streamflow' from Small Watersheds. S. Coop.

.

1972. Quantitative Characterization of Channel Network Structure. Water Resour. Res. 8 (6): 1497-1496. Smith, K.G. 1950. Standards of Grading Texture of Erosional Topogra-

phy. Amer. J. of Sci. 248:665-668.

,!

Ser. Bull. 200.

Sharp. A.L. 1960. Application of the Multiple Regression Approach in Evaluating Parameters Affecting Water Yields of River Basins. J. of Geophys. Res. 65: 1273-1286

I

Sharp. W.E. 1970. Stream Orders as a Measure of Sample Source Uncertainty. Water Resour. Res. 6 (3):919-926. . 1971. An Analysis of the Laws of Stream Order for Fibonacci Drainage Patterns. Water Resour. Res. 7 (6): 1548-1557. Sherman, L.K. 1932. Streamflow from Rainfall by the Unit-Graph Method. Engineering News-Record, April issue.

. 1932. Engineering News-Record. B. dan V.J. Singh. 1976. A. Distributed Converging Overland Flow Model, Paris I , 2 and 3. Water Resour. Res. 12 (5):

Sherman.

889-908. Shih, G.8., R.H. Hakins dan M.D. Chambers. 1972. Computer Modelling of a Ciniferous Forest Watershed. Age of Changing Priorities for Land and Water. Amer. Soc. of Civil Eng. Shimer, J.A. 1968. This Changing Earth: An Introduction to Geology. New York. Harper and Row. Shreve, R.L. 1966. Statistical Law of Stream Numbers. J. of Geol. 74 (2):0178-3786. 1967. Infinite Topologically Random Channel Networks. J. of Geol. 75 (2): 178-186. . 1969. Stream Lengths and Basin Areas in Topologically Random Channel Networks. J. of Geol. 77 (4):397-414. Shulits, S. 1968. Quantitative Formulation of Stream and Watershed Morphology. Bull. of the Intl. Assoc. of Sci. Hydrol. III: 201207.

Sitter, L.U. dan H.J. Zwart. 1961. Excursion to the Central Pyrenees. Leidse Geologische Modedelingen 26: l-49. Smart, J.S. 1970. Use of Topologic Information in processing Data for Channel Networks. Water Resour. Res. 8 (6):932-936.

I

I

I

r

Smittr, R.L. aun A.M. Lumb. 1966. Derivation of Basin Hydrographs. Contribution 19, Manhattan. Kansas Water Resources Research Institute. Kansas University. Snyder, W.M. 1962. Some Possibilities for Multivariate Analysis in Hydrologic Studies. J. of Geophys. Res. 67:721-729. . 1965. Hidrograph Analysis by the Methods of Least Squares. Proc. of theAmer. Soc. of CivilEng' 793J-793'25' . 1938. Synthetic Unit Graphs' Trans' of Amer' Geophys. Un. 19, Bagian 2:447-454. Sokolov, A.A. 1976. The World Water Balance. Soviet Geography: 505-515. Solomon, S. 1966. Statistical Association Between Hydrologic Variables ' Proc. of Hydrol. SymP.5:55-125. Speight, J.G. 1968. Parametric Description of Landform. Dslqm G.A. Stewart, ed. Land Evaluation. Papers of CSIRO Symposium in Cooperation with UNESCO. hal. 239-250. Spiegel, M.R. 1961. Theory and Problems of Statistics. Schaum's OutIine Series. New York. McGraw-Hill Book Co. Soil Survey Staff. 1951. Soil Survey Mannual. US Department of Agriculture Handbook 18. sribnyi, M.F. 1961. Geomorphological characteristics of chatchment Basins (Drainage Areas) in Problems of River Runoff control. USSR Academy of Science (Terjemahan). " Stall, J.B. dan Yu Si Fok. 1967. Discharge Related to Stream System Morphology. Bull. of the Int. Assoc. of Sci. Hydrol. ll[:224-235. Statistical Methods in Hydrology. 1965-. Montreal: Canadian Department of Energy, Mines and Resources. Proc. of Hydrol. Symp. 5' Steady Flow of Ground water Toward wells. 1964. Proc. and Inform. No. 10. The Hague: TNO. Stephenson, G.R. dan R.A. Freeze. 1974. Mathematical Simulation of Subsurface Flow Contributions to Snowmelt Runoff, Reynolds Creek Watersheds. Idaho. Water Resour. Res. l0 (2):284-294' Steyn, D.C. 1976. Computation of Azimuths, Slope Angles and Surface Normals over a Given Topography. S. Afr. Geograph. J. 58 (2): 130-133.

344

345

Storey, H.C. dan E.L. Hamilton. 1943. A Comparative Study of Raingages, Trans. of the Amer. Geophys. Un., Meteorology. hal.

ces Series No. 34, United Nations. Thornbury, W.D. 1954. Principles of Geomorphology. New York. John Wiley & Sons. Thornwaite, C.W. 1931. Climates of North America According to a New Classification. Geographical Review 2l: 633-655. Todd, D.K. 1969. Cround Water Hydrology. New York. John Wiley &

133-142.

. Water Waves. New york. Intescience. 1952. Hypsometric (Area-Altitude) Analysis of Erosional Topography. Bull. geol. Soc. Amer. 63: lll j-1142. . 1956. Quantitative Slope Analysis. Bull. Geol. Soc.

Stoker, J.J.

Strahler,

1957

A.N.

571-596.

1957. Quantitative Analysis of Watershed Geomorpho-

logy. Trans. Amer. Geophys. Un. 38: 913-920. Strelkoff, T. 1970. Numerical Solutions of Saint-venant Equations. J. Hydra. Div., ASCE 95 HYI: 223-251. Strahler, A.N. 1958. Dimensional Analysis Apptied to Fluvially Eroded Landforms. Bull. Amer. geol. Soc. 69:2j9-299. Sutcliffe, J.V. dan T.G. Carpenter. 1967. The Assessment of Runoff from a Mountaineous and Semi-Arid Area in Western lran. Bull Intl. Assoc. Sci. Hydrol. III: 383. Swartzendruber, D. dan D. Hillel. 1975. Infiltration and Runoff for Small Field Plots Under Constant Intensity Rainfall. Water Resour. Res. I I (3): 445-451. swift, L.w. dan kawan-kawan. 1975. Simulation of Evapotranspiration and Drainage from Mature and Clear-Cut Deciduous Forest and Young Pine Plantation. Warer Resour. Res. I I (5): 667_673. Tamaki, S. 1966. Some Problems in the Use of Linier programming in Operation Planning. Proc. 4th Intl. Conf. on Operational Res. pp.

36-43.

Taylor, A.B., dan H.E. Schwarz. 1952. Unit Hydrograph Lag and peak Flow Related to Basin Characteristics. Trans. Amer. Geophys. Un.

33:235-246. Authority (TvA). 1964. Branshaw creek Elk River: A Plot Study in Area-Stream Factor correlation. Knowville: office of Tributary Area Development. Research paper 4. . 1966. Design of a Hydrologic Condition Survey Using Factor Analysis. Bull. Intl. Assoc. Sci. Hydrol. XI: l3l-176. The Use and Interpretation of Hydrologic Data. 1966. water ResourTennenssee vattey

,r

Sons.

Toebes,

G.H.

1975. Systems Engineering. Lecture Notes. Delft

Technological

U

niversity.

Turner, A.K. dan R.D. Miles. 1969. Terrain Analysis by Computer. Purdue. Purdue University. Engineering Reprints CE.259. United Nations. 1966. The Use and Interpretation of Hydrologic Data. New York. United Nations Office of Technical Cooperation. Water Resources Series 34. US Army of Engineers. 1956. Snow Hydrology. Oregon. North Pacific Division. 1960. Runoff from Snow Melt. Engineering and Design Manuals EM I I 10-2-1406. . 1962. Adjustment of Frequency Statistics. Sacramento. US Army Corps of Engineers. US Geological Survey. 1953. Topographical Maps of New England Area. l:24.000scale. 1960. Water Supply Papers. Nrs. 798 dan 1543-A. Washington. 1962. Water Supply Paper.

Nr. 1580-A. Washing-

ton.

1939-1965. Water Supply Papers.

Nr.

1-A,

North Atlantic Basin Slopes. Washington. Vernon, P.E. 1950. An Application of Factorial Analysis to the Study of Test Items. British J. Psychol., Statistic. Sect. III: l-15. Visser, W.C. 1963. Soil Mousture Content and Evapotranspiration. Tech. Bull. 31. Wageningen. Institute for Land and Water Management Research.

Volker, A. 1968. Hydrology Lecture Notes' Delft. International Courses for Hydraulics and Sanitary Engineering. Vogel, J.C., L. Thilo dan M. van Dijken. 1974. Determination of Groundwater Recharge with Tritium. J. Hydrol. 23: l3l-140. Vries, D.A. de. 1966. Dalam W.R. van Wyk, ed. Physics of the Plant

346

347

Environment. pp. l-382. Amsterdam: North Holland. vries, J.J. de. 1974. Groundwater Flow Systems and Stream Nets in the Netherlands. Amsterdam. Rodopi. wallis, J.R. 1968. Factor Analysis in Hydrology: An Agnostic view. Water Resour. Res. 4: 521-527. walsh, F. 1972. Application of stream Numbers to the Merrimack River Basin. Water Resour. Res. 8 (l): l4l-144. walton, w.c. 1965. Ground-water Recharge and Runoff in Illinois. Urbana. Illinois State water Survey, Department of Registration and Education. Report of Investigation 48. Ward, R.C. t967. Principles of Hydrology. London. McGraw-Hill. wartena, L. 1974. Basic Difficulties in predicting Evaporation. J. Hydrol. 23: 159-177. US Department of Interior. 1971. Water Measurement Manual. watson, K.K. 1959. A Note on the Field Use of a Theoritically Derived Infiltration Equarion. J. Geophys. Res. 64: l6ll_1615. . 1966. An Instaneous Profile Method for Determining the Hydraulics conductivity of Unsaturated porous Materials. Water Resour. Res. 2

,t

Dimensional Transient Ground Water Flow by the Method of Characteristics. Water Resour. Res. l2 (5):971-977. Wijk, W.R. van. 1963. Physics of Plant Environment. Amsterdam. North Holland.

William, J.R. dan R.W. Hann, 1972. HYMO: a Problem-Oriented Computer Language for Hydrologic Building Models. Water Resour. Res. 8 (l): 79-86. 1973. HYMO: Problem-Oriented Computer Language for Hydrologic Modelling. Agric. Res. Service. USDA

(4):709-715.

1967. Numerical and Experimental Study

ARS-S-9.

of Column

Wilson, E.M. 1969. Engineering Hydrology. London. MacMillan. Wind, G.P. 1961. Capillary Rise and Some Applications of the Theory of Moisture Movement in Unsaturated Soils. Tech. Bull. 22. Wageningen. Institute for Land and Water Management Research. Wisler, C.O. dan E.F. Brater. 1949. Hydrology. New York. John Wi-

Drainage J. Hydrau. Div., ASCE 93 Hy2 l-15. watt, w.E. dan R.J. Kennedy. 1969. A peak Discharge Relation for Intermediate Drainage Basins. water Resour. Res. 5: 1406-140g. Weg, R.F. van der. 1967. Climatology. Lecture Notes. Enshede. ITC. chede ITC.

Calculating Vertical Drainage and Infiltration for Soils. J. Hydrol. 10: l-19. Wierenga, J. 1968. Meteorological Instruments of Hydrological Use. Lecture Notes. Delft. International Courses for Hydraulics and Sanitary Engineering. . 1968b. Vertical Transport of Water Vapour. Lecture Notes. Delft. International Courses for Hydraulics and Sanitary Engineering. Wiggert, D.C. dan E.B. Wylie. 1976. Numerical Predictions of Two-

1968. Drainage Patterns. Lecture Notes. .Ens-

wei, T'c. dan J.L. McGuiness. r973. Reciprocar Distance Squared Method. ARS-NC-8. Agricultural Research Service. US Department weisman, R. 1975. comparison of warm water Evaporation Equations. J. Hydrau. Div., Hyl0: 1303-1313. weyman' D.R. 1975. Runoff process and Streamflow Modelling. London. Oxford University press. whisler, F.D. dan K.K. watson. 1968. one-Dimensional Gravity Drainage of Uniform Column of porous Materials. J. Hydrol. 6: 277-296. 1972. Analysis of Infiltration into Draining Porous Media. J. Irrig. Drain. Div., ASCE. dan H. Bouwer. 1970. Comparison of Methods for

ley

&

Sons.

Wong, S.T. 1963. A Multivariate Statistical Model for Predicting Mean Annual Flood in New England. Annals Assoc. Amer. Geograph. 53: 298-311.

|

Wood, W.F. dan J.B. Snell. 1959. Predictive Methods in Topograpic Analysis I: Relief, Slope and Dissection on Inch-to-the mile Maps in the United States. Tech. Report EP-112. Quartermaster Res. and Eng. Command. US Army.

Wooding, R.A. 1965. A Hydraulic Model for the Catchment-Stream Problem J. Hydrol. 3: 254-267: 268-282 dan 2l-37. Yair, A. dan H. Lavee. 1976. Runoff Generation on Arid Talus Slopes. Dalom Geography in Israel. Jerusalem. The Israel National Committee. pp. 353-363.

348

Yang, C.T. 1971. Potential Energy and Stream Morphology. Water Resour. Res. 7 (2):3ll-322. Yevjevich, V. 1968. Misconseptions in Hydrology and their Consequences. Water Resour. Res. 4: 225-232. . 1974. Determinism and Stochasticity in Hydrology. J.

Hydrol. 22:225-238. Youngs, E.G. 1960. The Drainage of Liquids from Porous Materials. J. Ceophys. Res. 65: 4025-4030. Yuan, P.T. 1933. Logarithmic Frequency Distribution. Annals of Mathematical Statistics. Zaslavsky, D. 1970. Some Aspects of Watershed HydroloCy. US Department of Agriculture, Agricultural Research Service Publication 4l-157 .

LAMPIRAN-LAMPIRAN

351

LAMPIRAN A: ORGANISASI DAN MAJALAH.MAJALAH

A.

Organisosi yang berkaitun dengon Penelitian don Proktek Hidrologi

ARS

rl ASAE

ASCE ECE

FAO

IAH IAEA IASH

IAHR ICID ICLD ICW

IGGU

IHD

,t

IWB

IWSA SCS

Agricultural Research Service US Department of Agriculture Southern Region, P.O. Box 53326 New Orleans, Louisiana 70153, USA. American Society of Agricultural Engineers P.O. Box 229 Saint Joseph, Michigan, USA. American Society of Civil Engineers. Economic Commission for Europe Geneva, Switzerland. Food and Agricultural Organization of United Nations Via delle Terme di Carracala Rome, Italy. International Association of Hidrogeologists. International Atomic Energy Agency Vienna, Austria. International Association of Scientific Hydrology. International Association of Hydraulic Research. International Commission on Irrigation and Drainage. International Commission for Large Dams. Instituut voor Cultuurtechniek en Waterhuishouding (Institute for Land and Water Management Research) P.O. Box 35 Wageningen, the Netherlands. International Geodetical and Geophysical Union. International Hydrological Decade, UNESCO Paris, . Inland Waters Branch Department of Energy, Mines and Resources 588 Booth St.,

Ottawa, Ontario, Canada. International Water Supply Association. Soil Conservation Service United States Department of Agriculture.

--! 353

352

Stichting van Toegepast Natuurwetenschappelijk Onderzoek, Commissie voor Hydrologisch Onderzoek

Colorado State University Hydrology Papers Reports of the Committee for Hydrological Research, TNO Technical Bulletins of the ICW

(Committee for Hydrological Research)

UWR

The Hague, the Netherlands. Tennessee Valley Authority Knoxville, Tennessee, USA. The Universities Council on Water Resources National Academy of Sciences 2l0l Constitution Avenue, N.W. Washington, D.C. 20418, USA.

UMIST

University

TVA

of

Michigan Institute

of

rl

Science and

Technology

Ann Arbor, Michigan, USA. United Nations Office of Technical Cooperation Economic Commission for Asia and the Far East (ECAFE) Sales Section UNESCO

USDI

Geneva, Switzerland. United Nations Educational, Scientific and Cultural Organization Paris, . United States Department of Interior Bureau of Reclamation Engineering and Research Center

Remote Sensing of Environment Journal of Hydraulios Division Transactions of the Institute of British Geographers .

,l

MIT Technology Review Journal of G:ophysical Research Journal of Meteorology Agronomy Journal

Attention: Code 922 P.O. Box 25007, Denver Federal Center Denver, Colorado 80225, USA.

wMo

Technical RePorts of the SCS Research Series of the UNESCO Water Resources of the ECAFE Report, Manuals and Bulletins of the USDI Papers, Books, Chapters, etc. of the USGS Technical Notes, Papers, etc. of the WMO Transactions of the American Geophysical Union Proceedings of the American Society of Civil Engineers Journal of Hydrology Bulletins and Proceedings of the IASH La Houille Blance (dalam bahasa Perancis) Deutsche Gewasserkundliche Mitteilungen (dalam bahasa Jerman) Die Wasserwirtschaft (dalam bahasa Jerman)

Unites States Geological Survey US Government Printinq Office Superintendent of Documents

of Soil Science Society of America Research Agricultural Journal of Transactions of the American Society of Agricultural Engineers Bulletin of the Geological Society of America Journal of Geology Earth Surface Processes

Washington, D.C. 20402, USA.

Catena

World Meteorological Organization P.O. Box No. 5

cH

- l2ll

Geneva 20, Switzerland.

B. Mojalah-majolah Yong Berisi Topik-topik Hidrologi Water Resources Research Technical Bulletins. of the IWB

Proceedings

ril

Soil Science Annals of the Association of American Geographers Geographical Analysis Annals of Geomorphology The South African Geographical Journal The Science Reports of Tohoku University (Geography) Area

Geographie Physique

et de Geologie

Perancis)

Australian Geographical Studies

Dynamique (dalam bahasa

r 355

354

LAMPIRAN B: SATUAN.SATUAN UKURAN' KONSTANTA. KONSTANTA FISIKA DAN MATEMATIKA

Bulletin of the Geological Survey of Canada Bulletin of Quantitative Data for Geographers Bulletin of the International Institute of Land Reclamation and Improvement Bulletin of the International Society of Soil Science Technical Bulletin of the British Geographical Group.

A. Abjod Yununi dan Pongkat Bilongan

fr

).

AlphaAaNuNv BetaBlxi=E f Gamma DeltaAdPi EpsilonEeRhoPg Z Zeta EtaHnThuTr ThetaO0UPsilonYv IctalrPhi KappaKxchiXa LambdaAlPsiWtP MuMgOmegaQar

Sigma

2 O{

Awalan

Simbol

l0

deca

da

l0'r

deci

d

102

hecto

h

l0-2

centi

c

103

kilo l0 kilo 100 kilo

k

l0-3

milli

m

l0-4

100 micro

107

*

108

100 mega

I!

l0e

giga l0 giga

l0l0 101I

100 giga

lot2 l0l3

tera l0 tera 100 tera

1014

; G

;

l0-5

l0 micro

l0-6 l0-7 l0-8

micro

l0-9 l0-r0 l0-l r I 0-12

100 nano

l0 nano nano 100 pico l0 pico pico

o

e

Pangkat

mega l0 mega

I

e,

Simbol .",,

106

I IA

O fln

Awalan

105

fr

Omioron

Pangkat

104

I't t'

'l

n

p

I

5 357

356

B. Konstqntq-konstonto Fisiku don Malemalikq Panjang

l. n : 2. e :

mikron fu) (s) mikron a

3. mil : 6366,39 km 4. 5. Jarak rata-rata bumi ke matahari : 93,1 x 106 mil : 149,83

x

106 km

A millimikron (mt)

IA

:

2,998 x l0l0 cmldetik 2,998 x 105 km/derik 7. Konstanta gravitasi (E) : 32,11 kaki/detik2 : 980,665 cmldetik2 8. Tekanan atmosfer normal pada O' (32"F) dan pada gravitasi baku : 760 mm air raksa : 29,92 inchi air raksa (Hg) 9. Berat jenis air pada20'C : 0,9982 g/milliliter : 10,0 pound/galon

6. Kecepatancahaya(c)

Hasil

dengan

3,14159265 2.71828183 log,rn = 0,43429448 (ln3n) Radius rata-rata bumi : 3956

rnillirnetcr (rnnr) angslra)n) (A)

104

l0l

n] n1

l0

v

r

r

3,917 0,

l0s

I

inci (irt) .nl

inci senlimctcr (nr)

cm

39,37 2,540005 30,48 0,3937

m

3,28083 3

inci kaki

5280

kak i

meter (m)

inci

kaki (ft)

mil(ml)

: 62,32 pound,/kaki3 10. Berat jenis air raksa pada l5'C : 13,56 g/cm3 ll. Panas penguapan laten pada 0' : 597,3 kalori,/gram 12. Panas sublimasi laten pada 0oC : 677,0 kalori /gram.

l0r

cm

kilomctcr (knt)

mil

1,609344

km km

328 I

kaki

o,6214

mil

6080,2 I 0,91 44

kaki

mil laut yard yard

mil mil

3

l0r 25,4

x

,II I -t,:

inci

l0 r

mrn

fathom rod (tongkat) rantai (chain)

1,828804

l.n

s,0292

m

20, I 168

m

C.Fungsi Trigonometri

link

20,1 168

cm

Sin

parsec

Oo

Sin 30" Sin 45" Sin 60' Sin 90o Sin 180'

-0 : %\[2 : Y, \[3 l,/^

_t -l

:0

Sina: y/r

tahun cahaya

Cos O":l Cos 30" : t/z tf3 Cos 45" : Yz tf2 Cos 60o : ,/, \[2 Cos 90' : 0 Cos 180' : -l Cos a : x,/r

Tan 0o:0 Tan 30': %tf3 Tan 45o : I Tan 60" : 3 Tan 90o : n Tan 180" : 0 1un o : y/x

inci kedalaman I inci pada I mil kuadrat

ll

ll

'4

l

'I

Dikalikan Inci2 kaki2 yard2

9,4637 3,0826 51

x x

1012 1022

11

53,33

km km

kaki acre/mi12 kaki acre

Luas dengan

6,4516

cm2

929,03 0,836127 43,560 0,40469

cm2 m2

kaki2

acre acre acre

4046,9

m2

hektar

10000

m2

mi12

rnit2

640 2,58999

hektar (ha)

acre km2

-a

EI

359

158

Lanjutan

Ylllrrnr,'i:i l)ii,rlrlrrir !irill rit,i ilrr'r

16,.1,!; i 6: j

cttt

l

litcr ( lr)

:,,()1618(,il {) Iir,l1\()

gallon AS (gl)

kakil

itifl

n,r){(}-i7til

r lrl

r.il] x i0!

Lrrl,il l,il ' lli ' /i iri, i

0"{r281 I{'8

ml

'l

gallort

';i:{{)

i:I-{;li I

().7645 5 5

ml

csm csm

kakVdetik

.l)iil

kaki3 per detik (cfs) cfs cfs cfs

ar) pada mi12

::1,

tl,.l)58.: t21i.I

f,.[,;:1,g Ltl,,,,;i: i ,ri r ,i r,

i)"

'"

nri12)

kakil

:-16.1()

r,.r,

l0{'

gallon AS

l,r.

L;ii

dsf

lll

kakir/derik dalam I

';'1t+l

:ll

r

i).iil 8?5

i.

1,ll x i0')

r:rtil

Ir,) :'liti(lt ,i

)

),) st-17

Pilrl r.;1irI;! n:)

{J,4'73t66

lr A,!

(),946,131

qurri

gali,.r,:

Alr

17)a511

I

3

m-l

5i)4:

janr (cfs-jam) ir

l')il "li! '!lr

ilrrir,'r |:1iI [;i),., rtr ,]. rrlr

dengan

r,..r,'t,'1it ilk rr

il

,;,,,

cfs

kaki acre per hari kaki3,/menit (cfm) gallon AS per menit

Hasil

(ff.'iliil

0,0283 17

ml per clctik

l,983

kaki acrer }rari kaki ae rei tatr'.rn

124,0 448,8

gallol A5r'ntenir

x

103 646,3 0,5042

o,47t9 0,06309

gallon AS inchi per kedalaman pacla I mil2 kaki3

cml liter liter Iiter

Dikalikan

Massa dan Gaya dengan

Gram

l0-3

slug (lb detik2kakir)

103 14,6 32,r7 0,453392!7 4,4482

gallon itS.,'ir;tr

slug

pound (lb) pound pound kg

x lt5

4,482 2,205

x

dyne ons (oz)

2,?AB 28,1495

butir (grains)

u,19E9t

I,2808

cm per detik meter per detik kaki,zdetik

1.609344

km/jam

ons

nen'ton

0,0625 0,10197

lU6

i

kaki3,'cletik r..fr) liter/dr:t ilr literi detik

Hasil kg

x

Hasil

30,48 0,3{,48

rnii/ian

ij

a Krr:atan ilengan

inci/hari inciltahun

0,03719 13,57 0,6818

Debit (Aliran)

kakir kaki acre inci kedalam(inci

!

lr.'sn.:t

kakir/rl*tir;ei

l,008

incil gallon AS

it (t1f ! r)

i.'

iik

kakirrdr:tiir rei

cm]

.1)

tl6.t{)o

r..

crn,'de

u5,l

Dikalikan

lil.. I

miir'i;ii'r

0,620948 51,48

3g1g i:_"fiv -l;rg1

kak ir

i,2

i

mc1.er r-e1:li

0,441M

mii3

inci/jam

inhil

i{)r},{).i7

-r-

mil/jam km/jam mil lauYjam (knot) inci/jam

Hasil

ri.,'lt1:.it ir

granr massa pouncl kg

newton dyne

pound pound gram m8 pound kg

I

.T"T

361 360

Air membeku pada: OoC : 32"F = 2'73,16'K = 491'69'R Air mendidih pada: 100'C : 212'F = 373,16"K = 671'69'R

Berat Jenis

Dikalikan gram/cm3 pound/inci3

0"K meruPakan suhu nol mutlak

Hasil

dengan

g/liter

1000

gramlcm3 gram/ cm3 gramlcm3

27,680

pound/gallon AS

0,1 1983

pound/kaki3

0,016018

Kerja dan Energi

Satuan panas Inggris

(Btu)

Btu Tekanan

Dikalikan

dengan

Hasil

mm air raksa (mm-Hg) mm-Hg mm-Hg

1333,22

dyne/cm2 atmosfer millibar (mb) pound/inci2 (psi)

inci-air raksa (in-Hg) inci-Hg millibar millibar atmosfer atmosfer atmosfer pound/inci2 (psi) kaki air

o,001315 1,33

0,492 33,9

1,0548

dyne/cm2

760

mm-Hg

t4,7

pound/inci2 (psi)

Btu/pound

1,45

x

pound/inci2 (psi) millibar

l0-2

1013,25

Sudut

derajat (") derajat radian radian

60 0,017453 57,2958 3437,75

Hasil

menit(')

grade grade

54

radian (rad) derajat menit derajat menit

menit

60

detik (")

0,9

x

102r

pound-kaki

0,737 56

x l0 x l0-rl

9,80665

2,6845

Btu Btu

3

3,969 9,4805

x

joule mutlak joule rr,utlak joule mutlak joule joule/gram

106

101,328

I,35582 2,326

'F : "6 : "6 : .p :

deraiat Fahrenheit derajat 6s1g1u5 derajat 6s1yin derajat Rankine

Hasil

dengan

Btu/menit Btu/menit Btu/jam Btu/menit pound kaki/detik

17,58

watt

0,023575 0,293071 12,966

tenaga kuda

watt pound kaki/detik watt tenaga kuda

r,35582

watt watt watt

0,001341

ergldetik

5,689 4,426 1,433

1,01971

x

gram-cm/detik ergldetik Btu/menit pound kaki/menil kalori/menit

104

107

erg/ detik

ergldetik tenaga kuda tenaga kuda tenaga kuda

Suhu

.F=(9/5)"C+32 "c : (s/9) (.F - 32) oK='K+273,16 'R='F+459,69

kilowatt jam gram kalori elektron volt (ev)

Daya dan Fluk Energi

inci-Hg

0,8843

dengan

erg

l0ro

lO'7

dyne/cmz

68947

Dikalikan

x

l0i

Dikalikan Sudut

x

6,5843

kilogram-meter (kg-m) tenaga kuda-jam atmosfer-liter pound kaki

1000

joule mutlak

?.,93 251,98

joule mutlak (newtonmeter) joule mutlak (dyne-cm) gram kalori erg

pound-kaki

778'26 1054'8

Btu Btu Btu Btu

millibar

Hasil

dengan

Dikalikan

7

x l0-e x 10-6 x 10-6

watt pound kaki/detik kg kalori/menit

45,7

550 10,688

Kerapatan Energi 1 langley

(ly)

=

1

kalori per cm kuadrat (kalori/cm2)

:

3,69 Btu'zkaki2

.,/

a 363

362

LAMPIRAN C: KONSTANTA-KONSI'AN'I'A'rAN'tli Viskositas Dinamik i'l

dengan

r;:l .l

rir:ti !.

2,09

:.:ri';e

t0-2

x

l0'3

A.

Hasil pound detik,/kaki2 poise

Botusan

W* : Ws : W: V* : vw : vs : Vv : V :

berat air tanah berat padatan (berat contoh kering berat total contoh tanah tertentrr volume gas volume air volume Padatan volume ruang kosong volume total contoh tanah iOrli:llLu

W:Ww+

Wr;

V:Vr+V, atauV:Vg+Vw+V" la

:

I

tl'

<-rvenJ

B. Hubungan Berat dengon Volume

365

Kependekan

Senarai

I

Satuan

gram/cm

I

Berat satuan tanah

gram/cm

Satuan

Persamaan

LAMPPIRAN D: RUMUS.RUMUS STRATISTIXA

(ce. s.)

Y=

l.

w

v

R=

W**W,

G(l +

yd

pd

yJenuh

Berat jenis tanah kering Berat satuan tanah kering Berat satuan massa tanah Berat isi tanah Berat jenis

gram/cm

Berat satuan tanah jenuh

gram/cm

Berat jenis konstituen padat

Ws/V

gram/cm

Berat jenis konstituen padat

Xo,

S,= 7:lrrly* I* = berat satuan air : I Eram/cm3 : 6!,J psund/kaki3

Berat jenis bahan tanah Berat jenis tanah

Persentase volume rongga n

v=

olo

Rongga kosong Porositas Persentase rongga

loo[l

t r,

; wi

=

i:N

I*' i:1

'o=

@

0d

Kandungan lengas Kandungan lengas Kandungan lengas Kandungan lengas dasar kering tanur

S.

Derajat kejenuhan

= V,/V, e: n/(100-n)
5. Ragom

(s):

olo

lo

6. Simpongon baku

=

100(v*/V")

s2

I

(s): Simpangan yang merupakan harga positif dari akar kuadrat ragam

7. Koefisien rogom

8. Kovarion s,

)r*r i= I N-

c" = olo

f)l*,-1, j= i= N

.

e

alami tanah tanah tanah atas

dari harga ke-i

I

,= l00t\

Nisbah rongga

= faktor timbangan

peubah x,

i:N

Vr*V* v = 100 t--------l vg+ vw+

, = roo tf*j

(i*):

tertentu dari rata-rata contohnya

-'olyd

V

2, 3, ..., N

4. Simpangan rala-rota (so): Rata-rata dari simpangan ukuran contoh

vs-

e

i : l,

I*,*, t:l

ww+ww = l,ll. C+c ,sal - I + e r. : w./v,

fa ss

- (xJ.iri.um

i=N

Isat

keadaan jenuh Berat satuan konstituen padat

l+e

Id=C,/(l+e)

Berat satuan dalam

G

:

. i-N rf N/-r-l

100)

3. Ratu-rota hitung tertimbong

(semua rongga terisi oleh,air)

7s

yd

co,u

(xJmatsimum

2. Rata-rata hitung (*) :

r:vR+V*+% t-

Kisaran (R):

i

(c"): Adalah koefisien yang mengukur

kepentingan

l:*Tl,lil:":1?:i:il,:",::"J,ffligaimana

(s,r): ,-,

, i: : frI i:

N

I

,*,- x) (yi- !)

--------f Harga tersebut merupakan angka tunggal yang menunjukkan hubungan antara dua peubah

9. Koefisien korelosi (r): n (>XiYi)

r=

::

l=n

yang

t2. Agihan frekuensi teoretik: Adalah suatu agihan frekuensi dilunakan untuk mencocokkan dengan suatu agihan frekuensi yang diimati (agihan frekuensi empirik). Beberapa agihan frekuensi

(>Yi)

- 1>x)21 tn (>?) -

(tn( :?)

dimana:

(:Xi)

-

367

(zY

teoretik (Riggs, 1968) adalah: a. Agihan normal

S\1n

b. Agihan lognormal c. Agihan (Gumbel) harga ekstrem tipe I d. Agihan (Weibull) harga ekstrem tipe III e. Agihan Pearson tiPe III.

= 1,2, ...,n

>dani l:l

"k" yang dihubungkan dengan perbo + blxl + b2xz + ........ + bkxk

Di antara sekelompok peubah samaan regresi: Y :

Koefisien korelasi yang menetapkan asosiasi Y dengan peubah-peubah Xu adalah:

o:Yi + bl:Y(Xl)i + b2:Y(Xri + ... + b*:Y(Xp)i-

:__ l:n di mana: I

10.

:

>Y?- l/n(IY)2

irq'

i:1

n

:

k

=

ar

banyaknya pengamatan banyaknya peubah-peubah bebas

Koefisien determinasi (12):

Adalah koefisien yang merupakan kuadrat koefisien korelasi

ll .Kurvofrekuensi: Adalah kurva

yang merupakan agihan/distribusi kumulatif frekuensi suatu peubah terhadap besarannya kerapatan

0t

besaran

0.9

0.5

peluang melampaui

Agihan normal dan bentuk kumulatifnya

0.

I

|

14,

368

369

LAMPIRAN E: TERMINOLOGI HIDROLIKA

6.Aliranyongberogamsecoroberangsur-angsur..Suatualirandimana pe.rUa-tta, leluk berlangsung secara berangsur-angsur dalam arah

l.

Pengaruh orus balik: Meningkatnya permukaan air (pool) untuk suatu jarak yang jauh ke arah hulu dari pool karena adanya bangunan hidrolika seperti bendungan. 2. Kurvo urus bulik: Penampang permukaan air (dalam aliran yang tidak seragam) karena pengaruh arus balik (backwater). 3. Kedolamon (jeluk) kritis: Jeluk air dalam suatu saluran apabila energi spesifik adalah minimum.

h"= di mana:

(qz/g)%

h. : 9: g: vc :

aliran. Garis energi, permukaan air dan dasar saluran kesemuanya

L

mukaan

g.

jeluk kritis debit per satuan lebar (m3ldetik/m) percepatan gravitasi kecepatan kritis.

kesatuan.

untuk F

) l, aliran adalah superkritis.

Radius hidrolik: Adalah jeluk hidrolik rata-rata dari air yang dihitung sebagai nisbah luas yang basah dengan perimeter basah dari

berdekatan.

,

f,

menggambarkan pengaruh gravitasi terhadap keadaan aliran. pada saluran-saluran yang terbuka:

F = v/(eD)h di mana: v : kecepatan rata-rata aliran (m/detik) g = jari-jari hidrolik : A,/B (m) A = luas basah (m) B : lebar permukaan air (m). Untuk F = l, aliran adalah kritis; F < l, aliran adalah subkritis, dan

yang

berubah menjadi aliran subkritis.

Aliron tok meroto: Aliran tanpa kondisi-kondisi keseragaman' ll . Aliron saliran terbuka: 1. Aliran tetap A. Aliran seragam B. Aliran tak seragam (aliran beragam) a. Aliran tetap yang beragam secara berangsur-angsur b. Aliran tetap yang beragam secara cepat' 2. Aliran tak tetap A. Aliran merata tidak tetaP B. Aliran tidak tetap a. Aliran tidak tetap beragam secara berangsur-angsur' b. Aliran tidak tetap yang beragam secara cepat' 12. Aliran yang berogqm secora cepat: Aliran dengan jeluk yang 10.

4. Kecepatan kritis: Kecepatan di bawah mana semua turbulensi dijadikan kabut oleh viskositas air. Aliran kritis berlangsung apabila bilangan Froude adalah sama dengan

air dalam arah aliran karena aliran superkritis

suatu irisan melintang suatu saluran. 9- Aliran laminer: Aliran di mana viskositas memainkan peranan yang nyata dalam perilaku aliran. Partikel-partikel air bergerak dalam jalur-jalur yang jelas rata atau mulus, dan lapisan-lapisan cairan yang sangat tipis nampaknya meluncur di atas lapisan-lapisan yang

= v!/E

5. Bilangan Froude: Adalah suatu nisbah yang tak berdimensi yang

dapat mempunyai kemiringan yang berlainan' Limpaton hidrolik: Peningkatan secara tiba-tiba elevasi tinggi per-

berubah dengan tiba-tiba pada suatu jarak yang pendek. Contohnya

adalah lompatan hidrolik.

tr

13. Aliron tetop: Aliran di mana

"

I

l I

&

fi

jeluk dan debit

pada,

dengan waktu. 14.

I

kecepatan,

misalnya, suatu irisan melintang tertentu tidak berubah harganya

15.

16.

Aliran subkritis: Aliran yang mengalir (kecepatan aliran rendah). Atiron superkritis: Aliran yang cepat (kecepatan aliran tinggi). Energi total aliran: Jumlah elevasi dengan acuan pada suatu garis datum (z), tinggi piezometrik (h) dan tinggi kecepatan(v2/29).

T

l',T-

-=-f 371

370

LAMPIRAN F: KOEFISIEN KEKASARAN MANNING v2/29

BAGIAN I

garis 17. 18.

Menurut prosedur yang dikembangkan oleh Cowan (dalam Chow, 1959; halaman 106 - 109), koefisien kekasaran Manning n diperkirakan sebagai berikut:

1 datum

n=(no+nl+n2+n3+ny'm,

Aliran turbulen: Aliran di mana gaya-gaya inersia adalah penting. Partikel-partikel air bergerak pada jalur-jalur yang tidak beraturan. Alirqn yang seragon: Aliran di mana kecepatan-kecepatan pada titik-titik yang bersesuaian pada irisan-irisan melintang yang identik

Harga-harga yang tepat untuk tiap-tiap koefisien ini dapat dipilih dari Tabel berikut ini dengan mempertimbangkan kondisi-kondisi yang telah ditunjukkan di bawah ini. Metode ini tidak mempertimbangkan beban sedimen yang diangkut oleh air yang mengalir dan harus diterapkan pada kanal-kanal (saluran) yang kecil dan sedang (jari-jari hidrolik kurang dari 4,5 meter) tanpa lapisan.

sepanjang suatu saluran adalah sama. Garis energi, permukaan air dan dasar saluran kesemuanya paralel satu sama lain. Rumus-rumus

Chezy dan Manning dikembangkan untuk kondisi-kondisi aliran yang seragam.

rl o

lr.

Dalam memilih harga nl, derajat ketidakteraturan dianggap }a/us untuk permukaanpermukaan yang sebanding dengan yang terbaik yang dapat dicapai dengan bahan-bahan yang bersangkutani minor untuk saluran-saluran yang dikeruk dengan baik. lereng-lereng sisi saluran atau saluran drainase yang tergerus atau tererosi sedikit; sedang untuk saluransaluran yang dikeruk, lereng-lereng sisi saluran atau saluran drainase yang tergerus atau tererosi secara sedang; dan dianggap paroh lunt:uk tanggul-tanggul sungai alami yang tergerus, sisi-sisi saluran atau saluran drainase yang tererosi dan tergerus dengan parah, dan permukaan-permukaan saluran yang tak berbentuk, bergerigi dan tak teratur yang tefgali pada batuan. Dalam mcmilih harga n2, sifat keragaman dalam ukuran dan bentuk penampang melintang dianggap berongsur-angsar apabila perubahan ukuran dan bentuk terjadi berangsur-angsv; kadang-kadont bergsntidn apabila bagian-bagian yang besar dan kecil kadang-kadang bergantian atau apsbila perubahan-perubahan bentuk menyebabkan pcrgeseran aliran utama yang kadang-kadang dari sisi ke sisi; dan keropkali bergantian apabila bagian-bagian yang besar dan kecil kerap kali bergantian atau apabila perubahanpcrubahan bcntuk menycbabkan pcrgeseran aliran utama yang sering kali dari sisi ke sisi. Pemilihan harge didasarkan pada adanya dan sifarsifat penghalang seperti endapan sampah, tunggak, akar-akar yang telanjang, batu-batu besar, dan kayu-kayu yang jatuh dan tersangkut. Kita harus ingat bahwa keadaan-keadaan yang dibahas dalam langkah-langkah yang lain tidak boleh dievaluasi ulang atau dihitung dua kali dalam pcmilihan ini. Dalam menilai pcngaruh nisbi dari penghalang-penghalang, perhatikan halhal berikut: besarnya dalam menduduki atau mengurangi luas air rata-rata, sifat-sifat penghalang (bcnda-bcnda runcing atau tumpul menyebabkan lebih banyak pcrgolakan air daripada benda-benda yang melengkung dan halus) dan kedudukan dan jarak antara penghalang dalam arah transversal atau longtudinal dalam jangkauan yang dipertim-

q

Qangkan.

t13

372 Dalam memilih harga nn, diperhatikan derajat pengaruh vegetasi. (l) Rendoh untuk kondisi-kondisi yang sebanding dengan hal-hal berikut: (a) pertumbuhan yang rapat dari rumput-rumput turf yang lentur atau gulma, dengan contoh-contoh rumput Bermuda dan rumput biru, di mana jeluk rata-rata aliran 2 sampai 3 kali tinggi l0 tahun pada musim dorman dari: (b) pohon-po[on willow dan cottonwood umur 8 (winter), tumbuh bersama dengan beberapa gulma dan semak-semak, tidak ada vegetasi berdaun, di mana radius hidrolik lebih besar dari 2 kaki willow semak musim semi umur lebih kurang I tahun tumbuh bersama beberapa gulma berdaun penuh sepanjang lereng, tidak ada vegetasi yang nyata sepanjang dasar saluran, di mana radius hidrolik lebih besar

0,020 Bahitn 1'ang telliblrt

-

dari 2 kaki. (2') Medium (sedang) untuk kondisi-kondisi yang sebanding dengan hal-hal berikut: (a) rumput-rumput turf di mana jeluk rata-rata aliran adlah 1 sampai 2 kali tinggi vegetasi, (b) rumput berbatang, gulma, atau semai pohon dengan penutupan sedang di manajeluk rata-rata aliran adalah 2 sampai 3 kali tinggi vegetasi, dan (c) tumbuhan semak, kerapatan sedang, sama dengan Willow umur I - 2 tahun, musim dorman (dingin), sepanjang lereng samping suatu saluran dengan tanpa vegetasi yang nyata sepanjang dasar saluran, di mana radius hidrolik lebih besar dari 2 kaki. (3) IingSi untuk kondisi-kondisi yang sebanding dengan hal-hal berikut: (a) rumputrumput turf di mana rata-rata jeluk aliran kurang lebih sama dengan tinggi vegetasi, (b) ranting-ranting anakan pohon lentur, seperti willow, cottonwood, atau salt cedar di mana rata-rata jeluk rata-rata aliran adalah 3 sampai 4 kali tinggi vegetasi. (4) Sangot lrnggi untuk kondisi-kondisi yang sebanding dengan hal-hal berikut: (a) mmput-rumput turf di mana jeluk rata-rata aliran kurang dari setengah tinggi vegetasi, (b) willow semak musim tumbuh umur lebih kurang I tahun, tumbuh bersama dengan gulma berdaun penuh sepanjang lereng samping atau tumbuhan rapat dari cattails sepanjang dasar saluran dengan sembarang harga radius hidrolik sampai l0 atau 15 kaki, dan (c) pohon-pohon musim tumbuh, tumbuh bersama dengan gulma dan semak-semak semua berdaun penuh, dengan sembarang harga radius hidrolik sampai l0 atau 15 kaki. Dalam memilih nilai mr, derajat pemeanderan tergantung pada nisbah antara panjang meander dan panjang lurus saluran. Pemeanderan dianggap minor (kecil) untuk nisbah 1.0 sampai 1.2, cukup untuk nisbah 1.2 sampai 1.5, dan besar untuk nisbah 1.5 dan lebih besar.

Cqtatan:

llr,

lt

l. v: (l/n)R2/$n

RumusManning

2. C : (l/n)Rt/6 3. di mana: v : kecepatan rata-rata (m/detik) n : koefisien kekasaran Manning C : koefisien kekasaran Chezy P : jari-jari hidrolik (meter) S = kemiringan garis energi.

Harga-harga

Kontiisi- Kondisi kanal (saluran) Bumi Pirtahiln

0.025 Da

n0

-Kcrikil Delujat kctidak teral tlratl

0,024 0.028

kasar

0,000

Halus

0.005 0,0 t0

nl

Tclang

0.020

P-arah

0,000

Kcltgitntlttr trts-

ln nreltntltng kanal (saluran) ['cngitr-uh nisbi

Berangsur-angsut bergantian

-Tfdfigkala

iz

0.005

0.01M,015

-TEii-nlTErgantian

0.000

Diabaikan

0.01(H.0(5

penghalang

nj

0.02H),03t) 0J10-0.060

Besat

0.005{.010

Rcndah Vcgc t ast

Medium (scdang)

-T-*sc,----

n{

0.05(H),lw

Sangal tlnggr

] I

i)ulirlirl Prnlerrrrtler:rtt

Minrrr

(kee

CutiuP bcsar Besltr

I.000

il) m5

1,200

-I

,lf

375

374

BAGIAN 2

Lanjutan:

Tabel-tabel berikut (Chow, 1959, hal. ll0-ll3) memberikan daftar koefisien kekasaran Manning n untuk pelbagai saluran buatan dan sungai alami. Untuk tiap tipe saluran diberikan n minimum, normal dan maksimum. Harga-harga normal yang diberikan untuk saluran-saluran buatan hanya disarankan untuk saluran-saluran dengan pemeliharaan yang baik. Angka-angka yang tebal umumnya dianjurkan untuk harga

7. Tak difinish, bentuk kaYu kasar e. Kayu 1. Batang 2. BerlaPis, diawetkan

f. Liat

l. Ubin drainase biasa 2. Saluran pembuang divitrifikasi 3. Saluran Pembuang divitrifi-

desain,

Tipe saluran dan pemeriannya

A. Aliran

A.l

tertutup sebagian mengalir penuh

0,009

Logam

a. Kuningan, halus b. Baja l. Batangan dan dilas

2. Dikeling (dipaku) dan spiral

0,010 0,013

0,012 0,016

0,014 0,017

c. Besi tuang

l.

Dilapis

2. Tak dilapis

0,010

0,01I

0,013 0,014

0,014 0,016

0,014

0,016 0,017

d. Besi tempa

l. Hitam 2. Digalvani e. Logam gelombang l. Subdrain

2. Stormdrain A.2. Bukan logam a. Lusit b. Gelas c. Semen

0,012 0,013 0,017 0,021

0,01I

d. Beton

l.

0,019

0,0u

0,021 0,030

0,009

0,010

0,010

0,013

0,01I

lobang pemeriksaan, lobang masuk, lurus, dst.

5. Tak difinish, bentuk baja 5. Tak difinish, bentuk kayu halus

j.

Tembok, disemen

0,013

B.l.

0,01I

0,013

0,012

0,014 0,014

0,0t2

0,013 0,012

o,ot2

0,015 0.013 0,014

0,017

0,014 0,016

0,017

0,020

0,010 0,015

0,012 0,017

0,014 0,020

0,01 I

0,013 0,014

0,017

0,01I

0,013

0,015

0,017

0,014

0,016

0,018

0,01I 0,012

0,013 0,015

0,015 0,017

o,012

0,013 0,019 0,025

0,016 0,020 0,030

0,012 0,021

0,012 0,013 0,025

0,014 0,017 0,030

0,010

0,01I

0,013

0,01I

0,013

0,01 5

0,010 0,011

0,012 0,01 2

0,014 0,015

0,01 I

0,01 3

0,01

0,012 0,010

0,01 5

0,01 8

0,014

0,01 7

0,01I

0,01

0,01

0,013

0,01 5

0,016

0,015

0,017

0,020

0,016 0,018

0,017

Logam

a. Permukaan baja halus l. Tak dicat 2. Dicat

0,01l

B.2. Bukan logam a. Semen

l.

Permukaan halus

2. Diplester

b. Kayu a)

0,010

0,015

B. Saluran DilaPis atau Dirakit

0,013 0,015

Gorong-gorong,

lurus, bebas sampah 2. Gorong-gorong, dengan lengkungan, sambungan dan kotoran 3. Difinish 4, Saluran pembuang, dengan

)t

kasi, dengan lobang Pemeriksa, lobang masuk dst. 4. Subdrain divitrifikasi dengan sambungan terbuka g. Pekerjaan bata l. Diglasir 2. Dilapis plester semen h. Saluran Pembuang dilaPis dengan hancuran tulang, dengan lengkungan dan sambungan i. Saluran Pembuang, dasar halus

b. Bergelombang 0,008 0,009 0,010

2. Plesteran

0,0t6

Normal

Tipe saluran dan PemeriannYa

l. Diketam, tak diawetkan 2. Diketam, dikreosot 3. Tak diketam 4. Papan dengan jalur-jalur 5. Dilapis dengan kertas atap

5

c. Beton

l.

Dihaluskan dengan "cetok" 2. Finish yang mengambang 3. Finish dengan kerikil

di bawah

3

5

T 3',77

376 [-anl utan

Lanjutan:

Tipe saluran dan pemeriannya 4. Tidak difinish 5. Cunit, seksi bagus 6. Gunit, seksi bergelombang 7. Pada batuan yang digali baik 8. Pada batuan yang digali tak baik d. Dasar beton difinish mengambang dengan sis!sisi: l. Batu halus dalam plester 2. Batu acak dalam plester 3. Tembok semen, plester

4. Tembok semen 5. Tembok kering

Minimum I 0,014 0,016 0,018 0,017

0,022

0,017

0,020

5. Dasar berbatu dan tanggul ber-

0,0t9

0,023 o.025

6. Dasar batu bundar dan sisi bersih

0,022

gulma

1. Tanpa tumbuhan

2. Sedikit semak Pada tanggul

o,027

0,020

0,016 0,020 0,020

Beton cetak 2. Batu acak dalam plester 3. Tembok kering

0,017 0,020

0,020 0,023

0,025

0,023

0,033

i.

0,036

0,01I o,012

0,013 0,015

0,015 0,018

0,017 0,023 0,013

0,025

0,030 0,035 0,017

0,013 0,016 0,030

0,013 0,016

e. Saluran tak dipelihara, gulma dan semak tak diPotong l. Gulma lebat, setinggi jeluk aliran 2. Dasar bersih, semak di sisi 3. San.ra dengan tinggi maksimum aliran

o,o24 0,024 0,030 0,035

0,026

Bata

l.

Diglasir

2. Dalam plester semen g. Tembok

l.

Tembok semen 2. Tembok kering h. Ubin lapis i. Aspal L Halus 2. Kasar j. Lapisan tumbuhan

0,032 0,015

C. Penggalian atau Pengerukan a. Tanah, murni dan seragam l. Bersih, baru saja selesai 2. Bersih, sesudah pelapukan

0,0r6

0,018

0,018

0,022

0,020 0,025

0,022

0,02s

0,030

0,022

0,02'7

0,033

0,025

0,030

0,033

0,030 0,028

0,035 0,030

0,M0

3. Kerikil, bagian Yang seragam' bersih

4. Dengan rumput pendek, sedikit gulma

b. Tanah, berkeluk-keluk dan lembam 2. Rumput, sedikit gulma 3. Gulma lebat, atau tumbuhan air dalam saluran dalam 4. Dasar tanah dan sisi tembok

0,035

Halus dan seragam

2. Bergerigi dan tak teratur

e. Dasar kerikil dengan sisi-sisi dari

l.

0,035 0,040

0,040 0,050

0,025 0,035

0,028 0,050

0,033 0,060

0,o25 0,035

0,035 0,040

0,040 0,050

0,050 0,040

0,080 0,050

0,120 0,080

0.045

0,070

0,025

0,030

0,033

0,030

0,035

0,040

0,033

0,040

0,045

0,015

0,045

0,050

0,040

0,048

0,055

0,045

0,050

0,060

0,050

0,070

0,080

d. Potongan batu

0,017 0,020 0,020 0,025 0,030

0,015

0,025 0,030

c. Digali atau dikeruk

0,020

l. 0,0t7

Maksimum


Normal

)

D. Sungai-sungai Alami D. l. Sungai-sungai kecil (lebar bagian atas pada banjir ( 100 kaki) a. Sungai di dataran l. Bersih, lurus, tingkat Penuh, tak ada celah atau kolam

2. Samadengan atas, tetaPi banYak batu dan gulma 3. Bersih, berkeluk, beberaPa kolam dan beting 4. Sama dengan atas, tetapi dengan beberapa gulma dan batu-batu 5. Sarna dengan atas, tingkat lebih rendah, Iebih banyak lereng tidak efektif dan bagian-bagian 6. Sama dengan 4, tetapi lebih banyak batu 7. Sungai lembam, kolam-kolam dalam 8. Sungai sangat bergulma, kolam lam, atau jalur banjir dengan hutan lebat dan tumbuhan bawah b. Sungai-sungai pegunungan, tanpa buhan dalam saluran, tanggul biasanya terjal, pohon-pohon dan semaksemak sepanjang tanggul tenggelam pada air tinggi

0,075

0,1 50

379

378 Lanjutan:

Lanjutan:

l.

Dasar kerikil, batu bundar, dan batu-batu besar


Maksimum

Tipe saluran dan pemeriannya

0,030

0,040

0,050

0,040

0.050

0,070

0,025 0,030

0,030 0,035

0,03s 0,050

0,020 0,025 0,030

0,030 0,035 0,040

0,040

0,035

0,050

0,070

0,035

0,050

0,060

0,040

0,060

0,080

0,045

0,070

0,1 10

0,070

0,100

0,160

a. Bagian Yang biasa dengan tanPa batu-batu besar atau semak b. Bagian yang tak teratur dan kasar

2. Dasar batu-batu bundar dengan batu-batu besar

D.2. Dataran banjir a. Padang rumput, tanpa semak

l.

Rumput pendek

2. Rumput ringgi b. Tanah pertanian l. Tak ditanami 2. Tanaman dewasa berbaris 3. Tanaman ladang dewasa c. Semak l. Semak tersebar, gulma lebat 2. Semak dan pohon jarang pada musim dingin 3. Semak dan pohon jarang pada musim panas 4. Semak sedang sampai tebat, di musim dingin 5. Semak sedang sampai lebat, di musim panas d. Pohon-pohon l. Willow lebat, musim panas, lurus 2. Lahan yang dibuka dengan tunggaktunggak pohon, tak ada trubusan 3. Sama dengan atas, tetapi dengan pertumbuhan trubusan yang lebat 4. Hutan lebat, sedikit pohon kecil, sedikit tumbuhan bawah, tingkat banjir di bawah cabang 5. Sama dengan atas, tetapi dengan tingkat banjir mencapai cabang-

! i

lr

cabang

D.3. Sungai-sungai utama (lebar atas pada tingkat bajir ) 100 kaki). Harga n kurang dari sungai-sungai kecil dan sifat-sifat yang sama, ka-

renr tanggul-tanggul memberikan ketahanan y.ng kurang efektif

i I

I

t

0,1

l0

0,045 0,050

f ,tl

0,200

0,030

0,040

0,050

0,0s0

0,060

0,080

0,080

0,100

0,100

0,120

0,r60

.,1'

a BAGIAN

3

Foto-foto berikut (Chow 1959, hal. 116-123) menunjukkan kanal-kanal (saluran-saluran) dengan harga-harga koefisien kekasaran Manning n.

{tt

l. n = 0,012. Kanal

yang dilapisi dengan lempengan beton yang mempunyai sambungan

semen murni yang halus dan permukaan yang sangat halus, diulas dengan c€tok dan dengan semen yang dicuci di atas dasar beton.

2. n = 0,014. Kanal beton yang Cituang di balikpelalaran yang kasar dan halus. 3. n = 0,016. Saluran kecil dilapisi beton, lurus, dan seragam, dasar sedikit cekung, sis!

sisi dan dasar tertutup dengan suatu deposit yang kasar, yang meningkatkan harga n'

r

t,

{, l'' n = 0,018. Pelapisan beton-lempar tanpa perlakuan yang halus. Permukaan tertutup dengan algae (ganggang) halus dan dasar dengan bukit pasir yang hanyut. n = 0,018. Kanal bumi yang digali pada suatu lempung berliat, dengan deposit pasir yang bersih di bagian tengah dan lumpur berdebu yang berlapis di dekat sisi-sisinya. 6. n = 0,020. Pelapisan beton dilakukan pada suaru patahan lava-batuan yang kasar, digosok bersih, sangat kasar, dan dilubangi dalam. 4.

I

l I

0,020. Kanal irigasi, lurus, pada pasir halus yang dipadatkan. 0,022. Pelapisan plester semen yang diberikan secara langsung pada permukaan kanal tanah. Dengan gulma pada tempat-tempat yang patah dan pasir lepas pada

?. n = 8. n =

dasarnya.

9. n =

0,024. Kanal yang digali pada lempung liat berdebu. bagian dasarnya licin dan

keras.

\

(13)

I

'i i

i

I

rI

l) 10.

n -- 0,024, Saluran dilapisi

pada sisi-sisr dan dasar dengan reruntuhan tak bercelah yang diletakkan kering. Bagian dasar sangat tidak terarur, dengan batu lepas yang terpencar. n = 0,026. Kanal yang digali pada lereng, dengan tepi sungai bagian aras kebanyakan

akar-akar willow dan tepi-tepi bagian bawah dengan dinding beton yang terbuat dengan baik. Bagian bawah rertutup dengan kerikil kasar. t2 n = 0,028. Kanal dengan bagian bawah berbaruan bundar, di mana rerdapat debu yang tidak memadai dalam air atau terlalu tinggi kecepatan airnya yang mencegah pembentukan bagian dasar yang halus dan miring.

pasir pada 13. n = 0,029. Kanal tanah yang digali pada tanah debu aluvial, dengan deposit rerumputan. tumbuhnya bagian bawah dan 14. n = 0,030. Kanal dengan bagian bawah batu bundar yang besar' 15. n = 0,035. Kanal alami, agak tidak teratur lereng sisinya; dasarnya cukup rata, bersih yang dan teratur; pada liat berdebu kelabu yang ringan hingga lempung debu coklat ringan; keraganran dalam irisan melintang sangatlah kecil'

W

\

f,

(2r)

ri 16. n : 0,040. Kanal baruan yang digali dengan bahan peledak. 17. n = 0,o40. Saluran pada liat dan lempung berdebu; rereng sisi dasar, dan potongan melintang tidak teratur; rerumputan pada Ierengnya. 18. n = 0,045. Kanal keruk, lereng-rereng sisi dan dasar tidak teratur; pada liar hiram,

berlilin pada bagian atas hingga kuning pada bagian bawah, sisi-sisi tertutup dengan semai dan semak, keragaman-keragaman daram potongan merintang sedikit dan berangsur-angsur.

19.

n = 0,050. Kanal keruk dengan lereng-lereng sisi dan bagian bawah tidak teratur, pada

Iiat lilin yang berwarna gelap, dengan pertumbuhan gulma dan rerumputan. Sedikit

keragaman dalam bentuk potongan melintang untuk keragaman dalam ukuran. 20. n = 0,060. Saluran pada liat berdebu yang berat; lereng-lereng sisi dan bagian bawah tidaklah teratur; potongan keseluruhan secara praktis terisi dengan pertumbuhan pepohonan yang berukuran besar, terutama willow, dan cottonwood. Potongan melintang sangat seragam.

= 0,080. Kanal keruk pada liat licin hitam dan lempung liat berdebu kelabu, lerengIereng yang luas dan bagian bawah tidak leratur, tertutup dengan pertumbuhan willow semak yang rapat, beberapa di bagian bawah; sisanya pada lereng-lereng yang tertutup

21. n

dengan gulma dan suatu pertumbuhan terpencar willow dan poplar, tidak ada daundaunan; beberapa lumpur pada bagian bawah.

f

ff;'

I

Ir tll

rli

ri 22.

n=

0,1 10. sama seperti (21), tetapi dengan banyak daun-daun dan

tertutup sekitar 40

kaki dengan tumbuhan mirip gulma. 23. n : 0,125. Saluran luapan kanal alami pada pasir sedang harus hingga liat halus, tidak ada lereng sisi; cukup rata dan bagian bawah teratur dengan bagian bawah kadangkadang datar mengelupas; keragaman dalam kedalaman; secara praktis hutan masih

primer, tumbuhan bawah sangat sedikit kecuali kadang-kadang ada tempat-tempat dengan semak dan pohon-pohon kecil yang kadang-kadang rapat, beberapa kayu gelondongan dan pohon-pohon yang jatuh mati. n = 0,150. Sungai alami pada ranah liar berpasir. Aliran sangat berliku-liku, lerenglereng tidak teratur dan bagian bawah tidak rata, Ba,yak akar, pepoh.nan dan semak, kayu gelondongan yang besar dan hanyutan lainnya pada bagian bawah; pohon_pohon terus-menerus memasuki kanal karena runtuhnya tanggul-tanggul.

.:tSl.

\

h

Dasar Dasar Hidrologi 4l5p2o

Overview 26281t

More details 6y5l6z

Related Documents 3h463d

Dasar Dasar Hidrologi 4l5p2o

Dasar Dasar Karies 2a6y18

Pelatihan Dasar Dasar Akuntansi 6o466u

Dasar Dasar Listrik 1g6lk

Silabus Dasar-dasar Perbankan 571u1c

Soal Dasar-dasar Budidaya y583f

More Documents from "Farid" y566y

4p345f

Skp Prakom Pelaksana 2o4f3r

Jurnal Ttv 4s1t5j

Dasar Dasar Hidrologi 4l5p2o

El Santo Rosario Libro.pdf 5u413j

Kak Tes Kebugaran Sd 2u1co