BAB II TINJAUAN PUSTAKA 2.1. UMUM - Analisis Potensi Pembangkit Listrik Tenaga Air (PLTA) (Review) Peusangan Takengon

BAB II TINJAUAN PUSTAKA

2.1. UMUM

Tenaga merupakan suatu unsur penunjang yang sangat penting bagi pengembangan secara menyeluruh suatu bangsa. Berdasarkan alasan tersebut, dapat dimengerti apabila pada akhir – akhir ini permintaan akan pembangkit tenaga semakin meningkat di negara – negara seluruh dunia. Secara garis besar dapat dikatakan bahwa, ditinjau dari segi kebutuhan tenaga, hampir dapat dipastikan semua negara di dunia benar – benar sedang mengalami ‘krisis energi’ dan berbagai kesibukan dilakukan untuk menjajaki pemanfaatan berbagai alternatif pembangkit energi untuk memenuhi kebutuhan yang terus meningkat.

Kekaguman manusia terhadap semua gejala alam telah menimbulkan daya tarik untuk untuk memanfaatkannya bagi kesejahteraan kehidupannya. Pasang – surut lautan, panas matahari, energi angin, semuanya dianggap memang diciptakan guna memenuhi kebutuhan mereka akan sumber energi untuk mencapai kesejahteraan kehidupan umat manusia. Meskipun demikian, sesuai dengan kriteria pembangkit tenaga secara besar – besaran, tiga sumber terpenting yang sangat umum sehingga sering dikatakan konvensional.

Sumber – sumber lain untuk pembangkit tenaga, tentu saja tidak diragukan nilainya, tetapi jika dibandingkan dengan besarnya tenaga yang dihasilkan oleh ketiga sumberdaya utama tersebut, kontribusinya memang sangat terbatas.

2.2. HIDROLOGI

A. Defenisi Hidrologi

Hidrologi adalah ilmu yang menjelaskan tentang kehadiran dan gerakan air di alam kita ini, yang meliputi berbagai bentuk air, yang menyangkut perubahan – perubahannya antara cair, padat, dan gas dalam atmosfir, di atas dan bawah permukaan tanah (CD Soemarto;1995). Secara umum, hidrologi dimaksudkan sebagai ilmu yang menyangkut masalah air (Sri Harto;1990).

Hidrologi dapat didefenisikan sebagai ilmu yang berkaitan dengan proses yang menyangkut masalah penyusutan dan penambahan sumber tenaga air di dan pada permukaan bumi untuk setiap tahapan keberadaannya. Hidrologi adalah ilmu yang berkaitan dengan air bumi, terjadiny, peredarannya dan alirannya, sifat – sifat kimia dan fisikanya, dan reaksi dengan lingkungannya, termasuk hubungan dengan makhluk – makhluk hidup (International Glossary of Hidrology, 1974).

B. Siklus Hidrologi

Air di bumi antara lain meliputi yang ada di atmosfir, di atas permukaan tanah dan di bawah permukaan tanah. Jumlah air di bumi kurang

lebih berjumlah 1400 x 10 km = 1400 x 10 m , yang terdiri dari:

1. Air laut : 97%

2. Air tawar : 3%, yang meliputi:

Salju, es, gletser 75%

Air tanah (jenuh) 24% - -

Air danau 0,3% -
Butir – butir daerah tak jenuh 0,065% 0,06
Awan, kabut, embun, hujan 0,035% 0,035%
Air sungai 0,030% 0,030% - Siklus hidr hidrologi merupakan gerakan air laut ke udara, ra, kemudian jatuh ke permukaan bum n bumi lagi sebagai hujan atau bentuk presipitasi tasi yang lain, dan akhirnya mengali alir ke laut. Hal – hal penting yang perlu dike diketahui berkaitan dengan siklus hidr us hidrologi:

1. Dapat b berupa siklus pendek, yaitu dari huja ujan → menuju laut/dana danau/sungai→ kemudian menuju laut lagi;

2. Terjadin dinya tidak ada keseragaman waktu;

3. Intensita nsitas dan frekuensi bergantung pada geografi da dan iklim (hal ini berkaitan de itan dengan letak matahari yang berubah sepanja njang tahun); dan

4. Berbagai gai bagian siklus sangat kompleks.

Sumber: r: E Ersin Seyhan, (1977) Gam ambar 2-1. Sketsa tiga – dimensi proses – prose oses hidrologi

Keterangan P : presipitasi E o : evaporasi air pe E _tanah : evaporasi tana E : evaporasi T : transpirasi I : intersepsi Q s : Limpasan perm Q ds : limpasan perm

Sumber: E Gam Keterangan

P : presipitasi P c : presipitasi salu P _I : air tembus P s : aliran batang

P g : presipitasi tana I : intersepsi T : transpirasi E o : evaporasi air pe E a : evapotranspira S d :cadangan/peny depresi permuk D _a : detensi permuk F : infiltrasi

F _R : perkolasi (pe air tanah)

S : cadangan/peny permukaan S c : cadangan/peny angan: ir permukaan bebas nah ermukaan rmukaan langsung

Q ss : aliran bawah pe F : Infiltrasi S _m : cadangan leng S g : cadangan air t S s : cadangan salju S : cadangan perm Q g : aliran air tanah Q sm :salju yang r: Ersin Seyhan, (1977)

ambar 2-2. Sketsa dua – dimensi proses – prose

angan: aluran ng anah ir permukaan bebas pirasi aktual nyimpangan ukaan ukaan

(pengisian kembali enyimpanan enyimpanan saluran S s : cadangan/peny

S m : cadangan leng S _g : cadangan air t Q s : limpasan perm Q ds : limpasan perm Q _ss : aliran/bawah p Q g : aliran air tanah

Q : debit aliran Q sm : salju yang me Q c : kenaik h permukaan ngas tanah ir tanah alju n permukaan nah yang melebur

oses hidrologi

enyimpanan salju ngas tanah ir tanah n permukaan n permukaan langsung h permukaan nah elebur naikan kapiler Sedangkan siklus hidrologi panjang dimulai dari air laut menguap → terjadilah awan → didesak oleh angin → terjadilah hujan (salju) → terjadilah limpasan ----- sebagian terinfiltrasi → lalu mengalami perkolasi → kemudian kembali ke sungai (laut) lagi. Dengan demikian ada 4 proses dalam siklus hidrologi; yaitu:

1. Presipitasi;

2. Evaporasi;

3. Infiltrasi; dan 4. Limpasan permukaan dan air tanah.

Daur hidrologi diberi batasan sebagai tahapan – tahapan yang dilalui air dari atmosfer ke bumi dan kembali lagi ke atmosfer: evaporasi dari tanah atau laut maupun air pedalaman, kondensasi untuk membentuk awan,

presipitasi , akumulasi di dalam tanah maupun dalam tubuh air, dan evaporasi-kembali .

Presipitasi dalam segala bentuk (salju, hujan batu es, hujan, dan lain –

lain), jatuh ke atas vegetasi, batuan gundul, permukaan tanah, permukaan air dan saluran – saluran sungai (presipitasi saluran). Aliran yang jatuh pada vegetasi mungkin diintersepsi (yang kemudian berevaporasi dan/atau mencapai permukaan tanah dengan menetes saja maupun sebagai aliran

batang ) selama suatu waktu atau secara langsung jatuh pada tanah (through

fall = air tembus) khususnya pada kasus hujan dengan intensitas yang tinggi dan lama. Sebagian presipitasi berevaporasi selama perjalanannya dari atmosfer dan sebagian pada permukaan tanah. Sebagian dari presipitasi yang membasahi permukaan tanah berinfiltrasi ke dalam tanah dan bergerak menurun sebagai perkolasi ke dalam air tanah di bawah muka air tanah. Air secara perlahan berpindah melalui afiker ke saluran – saluran sungai. Beberapa air yang berinfiltrasi bergerak menuju dasar sungai tanpa mencapai muka air tanah sebagai aliran bawah permukaan. Air yang berinfiltrasi juga memberikan kehidupan pada vegetasi sebagai lengas tanah. Beberapa dari lengas ini diambil oleh vegetasi dan transpirasi berlangsung dari stomata daun.

Setelah bagian presipitasi yang pertama yang membasahi permukaan tanah dan berinfiltrasi, suatu selaput air yang tipis dibentuk pada permukaan tanah yang disebut dengan detensi permukaan (lapis air). Selanjutnya, detensi permukaan menjadi lebih tebal (lebih dalam) dan aliran air mulai dalam bentuk laminer. Dengan bertambahnya kecepatan aliran, aliran air menjadi turbulen (deras). Air yang mengalir ini disebut limpasan permukaan. Selama perjalanannya menuju dasar sungai, bagian dari limpasan permukaan disimpan pada depresi permukaan dan disebut cadangan depresi. Akhirnya, limpasan permukaan mencapai saluran sungai dan menambah debit sungai.

Air pada sungai mungkin berevaporasi secara langsung ke atmosfer atau mengalir kembali ke dalam laut dan selanjutnya berevaporasi.

Kemudian, air ini nampak kembali pada permukaan bumi sebagai presipitasi. Ini adalah daur hidrologi yang sangat rumit. Daur ini juga mengandung daur

– daur kecil seperti presipitasi yang jatuh pada permukaan air dan kemudian

berevaporasi tanpa terlibat dengan proses – proses lainnya. Pada gambar daur hidrologi yang umum dan daur yang kecil juga disajikan. Sebagaimana dapat dilihat dari penjelasan singkat tentang daur hidrologi, tangkapan daerah aliran sungai terhadap presipitasi merupakan keluaran dari saling-tindak semua proses ini. Limpasan nampak pada sistem yang sangat kompleks ssetelah pelintasan presipitasi melalui beberapa langkah penyimpanan dan transfer. Kompleksitas ini meningkat dengan keragaman areal vegetasi, formasi – formasi geologi, kondisi tanah dan di samping ini juga keragaman – keragaman areal dan waktu dari faktor – faktor iklim.

C. Suhu

Suhu udara umumnya diukur dengan termometer. Ada beberapa syarat yang berhubungan dengan penempatan termometer antara lain:

1. Harus dipasang pada tempat yang peredaran udaranya bebas,

2. Harus dipasang pada tempat yang terlindung dari sinar matahari,

3. Atau dipasang pada sangkar meteorologi

D. Kelembaban Udara

Alat ukur kelembaban udara adalah psichnometer (yang merupakan gabungan 2 termometer). Namun alat tersebut kurang akurat, umumnya dipakai hygrometer elektris (berisi carbon). Kelembaban relatif (RH) merupakan perbandingan tekanan uap air dengan tekanan uap jenuh. Adapun sifat uap air atmosferik bertekanan minimum pada musim dingin dan sebaliknya bertekanan maksimum pada musim panas. Sedangkan lembab udara relatif mempunyai sifat bernilai minimum pada musim panas dan sebaliknya bernilai maksimum pada musim dingin. Sebagai pembanding, suhu bernilai maksimum pada pagi hari dan minimum pada sore hari.

2.3. DAERAH ALIRAN SUNGAI (DAS) Aliran adalah gerak air yang dinyatakan dengan gejala dan parameter.

Daerah Aliran Sungai (DAS) adalah suatu kesatuan wilayah tata-air yang terbentuk secara alamiah di maim air meresap dan atau mengalir (dalam suatu sistem pengaliran) melalui lahan, anak sungai dan sungai induknya; dan DAS dibatasi tidak termasuk daerah laut.

2.4. ANALISIS FREKUENSI

Analisis frekuensi bukan untuk menentukan besarnya debit aliran sungai pada suatu saat, tetapi lebih tepat untuk memperkirakan apakah debit aliran sungai tersebut akan melampaui atau menyamai suatu harga tertentu misalnya untuk 10 tahun, 20 tahun dan seterusnya yang akan datang. Dalam hidrologi, analisis tersebut dipakai untuk menentukan besarnya hujan dan debit banjir rancangan (design flood) dengan kala ulang tertentu. Berarti ada 2 jenis analisis frekuensi dalam hidrologi:

1. Analisis curah hujan, memakai banyak parameter 2. Analisis aliran (debit), memakai sedikit parameter. Hal – hal yang perlu diperhatikan dalam analisis frekuensi aliran:

1. Penetapan banjir rancangan untuk perancangan bangunan – bangunan hidraulik dapat dilakukan dengan berbegai cara. Hal ini bergantung pada ketersediaan data.

2. Makin banyak data yang tersedia (baik secara kualitatif maupun kuantitatif) akan memberikan kemungkinan – kemungkinan penggunaan cara analisis dapat memberikan perkiraan lebih baik. Kala ulang (return period) diartikan sebagai waktu hipotetik dimana hujan atau debit dengan suatu besaran tertentu akan disamai atau dilampaui sekali dalam jangka waktu tersebut. Jadi, tidak ada pengertian bahwa kejadian tersebut akan berulang secara teratur setiap kala ulang tersebut. Hal – hal yang perlu diperhatikan dalam penentuan kala ulang:

1. Kala ulang ditentukan oleh beberapa faktor, antara lain: ekonomi, sosial, politik dan faktor teknis menempati urutan terbawah.

2. Dalam praktek, tidak pernah dijumpai pedoman yang dapat digunakan sebagai pegangan dalam menetapkan kala ulang untuk suatu bangunan hidrolik. Hal ini disebabkan karena faktor – faktor ‘lokal’ lebih menentukan.

3. Pada umumnya, penetapan kala ulang tersebut dapat diperoleh setelah dilakukan analisis ekonomi untuk proyek yang bersangkutan, yang terutama didasarkan pada:

a. Resiko yang diambil, b. Besarnya kerugian yang akan diderita kalau bangunan tersebut dirusak oleh banjir dan sering/tidaknya kerusakan itu terjadi, seberapa jauh sasaran yang harus diamankan,

c. Umur ekonomis bangunan, d. Biaya pembangunan.

A. Distribusi Harga Ekstrim

Analisis frekuensi dapat dilakukan dengan seri data yang diperoleh dari rekaman data (data historik) baik data hujan maupun data debit. Adapun keuntungan analisis frekuensi antara lain:

1. Sering dianggap sebagai cara analisis yang paling baik, karena dilakukan terhadap data yang terukur langsung, yang tidak melewati pengalih ragaman lebih dahulu.

2. Cara ini dapat dilakukan oleh siapapun, walaupun yang bersangkutan tidak sepenuhnya memahami prinsip – prinsip hidrologi, tapi kerugiannya dalam hal ini: apabila terjadi kelainan dalam analisis, yang bersangkutan tidak memahami secara tepat.

Penetapan seri data yang akan dipakai dalam analisis dapat dilakukan dengan 2 cara antara lain:

1. Seri maksimum (maximum annual series)

a. Dilakukan dengan mengambil satu data maksimum setiap tahun, berarti: i. Jumlah data dalam seri = panjang data yang tersedia ii. Hanya besaran maksimum saja yang dianggap berpengaruh dalam analisis selanjutnya b. Akibatnya: besar hujan atau banjir kedua dalam suatu tahun yang mungkin lebih besar dari hujan atau banjir maksimum dalam tahun yang lain tidak diperhitungkan pengaruhnya dalam analisis, berarti kurang realistis.

2. Seri partial (partial series/PAT = Peak Above Treshold)

a. Menentukan batas bawah tertentu (treshold) dengan pertimbangan – pertimbangan tertentu seperti alasan – alasan fisik hidrologis dll.

b. Semua besaran hujan atau debit yang lebih besar dari batas bawah tersebut diambil dalam satu seri, namun dalam prakteknya dianjurkan: rata – rata jumlah tidak lebih dari lima. Kualitas data menentukan hasil analisis yang dilakukan, antara lain:

1. Makin pendek data yang tersedia, makin besar penyimpangan yang terjadi.

2. Makin kecil kerapatan stasiun hujan, makin besar penyimpangan yang terjadi.

Dalam statistik dikenal beberapa jenis distribusi frekuensi. Yang banyak dikenal dalam hidrologi antara lain:

1. Distribusi Gumbel

2. Distribusi Normal

3. Distribusi Gamma berparameter II

4. Distribusi Log Gumbel

5. Distribusi Log Normal

6. Distribusi Log Pearson III

7. Distribusi Hazen Dalam analisis frekuensi data hidrologi, baik data hujan maupun data debit sungai terbukti bahwa sangat jarang data yang sesuai dengan distribusi

Normal, Gamma berparameter II, Log Gumbel dan Hazen. Sebaliknya, sebagian besar data hidrologi sesuai dengan 3 distribusi yang lainnya. Masing

– masing distribusi mempunyai sifat – sifat khas tersendiri, dengan demikian setiap data hidrologi harus diuji kesesuaiannya dengan sifat statistik masing – masing distribusi tersebut. Pemilihan distribusi yang tidak benar dapat mengakibatkan:

1. Estimasi terlalu tinggi (over-estimated)

2. Estimasi terlalu rendah (under-estimated) Syarat analisis frekuensi atas data hidrologi:

1. Harus seragam (homogenous), yaitu harus berasal dari populasi yang sama, artinya: a. Stasiun pengumpul data, baik stasiun hujan maupun stasiun hidrometri harus tidak pindah b. DAS tidak berubah menjadi DAS perkotaan (urban catchment)

c. Tidak ada gangguan – gangguan lain yang menyebabkan data yang terkumpul menjadi lain sifatnya

2. Harus bebas (independence), yaitu besaran harga ekstrim tidak terjadi lebih dari sekali,

3. Harus mewakili (representatif), yaitu harus mewakili untuk perkiraan kejadian antara lain: a. Tidak terjadi perubahan akibat ulah tangan manusia secara besar – besaran.

b. Tidak dibangun konstruksi yang mengganggu pengukuran seperti bangunan sadap, perubahan tata guna lahan, dll.

B. Distribusi Gumbel

Rumus = ̅ +

− Dengan x : nilai ekstrim

̅ : nilai rata – rata YT : reduced variate, merupakan fungsi dari probabilitas atau dengan rumus:

= − − 1

Yn : reduced variate mean, rata – rata YT, merupakan fungsi dari pengamatan → Tabel 2-1 Sn : reduced variate standard deviation, merupakan koreksi dari penyimpangan (fungsi dari pengamatan) → Tabel 2-1

: simpangan baku (standar deviasi) = Sd =

∑ ( )

Syarat distribusi Gumbel:

1. Koefisien kepencengan (skewness) : Cs = 1,14

2. Koefi oefisien puncak (kurtosis) : Ck = 5,4 Rumus koe us koefisien kepencengan (Cs) dan koefisien punc puncak (Ck):

∑( ∑( ∑( ̅) ̅) ̅) ∑( ∑( ∑( ̅) ̅) ̅)

= = = = = =

( ( ( )( )( )( ) ) ) ( ( ( )( )( )( )( )( )( ) ) )

Dengan gan Cs : skewness/kepencengan Ck : kurtosis/koefisien puncak S : simpangan baku n : jumlah data

Tabel 2-1. Gu umbel : Hubungan n (besar sampel) dengan Y n Yn dan Sn Sumber: Lily Mont ly Montarcih Limantara, 2010

2.5. ANALISIS DEBIT

Debit yang diukur di sungai meliputi (1) limpasan permukaan; (2) aliran antara; dan (3) aliran air tanah. Alih ragam hujan menjadi debit melibatkan komponen hidrologi dan komponen karakteristik DAS, yang meliputi luas DAS, panjang sungai, kemiringan DAS, tata guna lahan, dan distribusi hujan.

A. Metode Rasional

Fungsi Metode Rasional adalah untuk menentukan debit banjir rancangan. Yang dihasilkan hanya debit puncak banjir (Qp), jadi termasuk banjir rancangan non hidrograf. Persyaratan Metode Rasional adalah : luas DAS antara 40 – 80 ha, menurut standar PU, luas DAS<5000 ha. Dengan demikian, untuk luas DAS di luar batas tersebut, koefisien limpasan (C) bisa dipecah – pecah sesuai tata guna lahan dan luas lahan.

Rumus : = 0,278 . . ( ℎ ) = 0,00278 . .

( ) dengan : Q : debit banjir rancangan (m

/detik) C : koefisien pengaliran I : intensitas hujan (mm/jam) A : luas DAS (km

atau ha) Asumsi Metode Rasional

1. Debit puncak banjir (Qp) akibat intensitas hujan tertentu (I), berlangsung selama waktu tiba banjir atau lebih lama.

2. Debit puncak banjir (Qp) mempunyai hubungan linier dengan waktu konsentrasi atau waktu tiba banjir (tc).

3. Peluang terjadinya debit puncak banjir (Qp) = peluang terjadinya intensitas hujan (I) untuk waktu konsentrasi atau waktu banjir tertentu (tc).

4. Nilai koefisien limpasan (C) sama untuk curah hujan pada setiap peluang.

5. Nilai koefisien limpasan (C) sama untuk curah hujan pada DAS tertentu.

I. Metode Perimbangan Air Sederhana (Simple Water

Balanced)

Metode Perimbangan Air Sederhana (Simple Water

Balanced ) dirumuskan sebagai berikut:

= 0,0116

( )

dengan : Q : debit rata – rata bulanan (m

/detik) R : curah hujan bulanan (mm) Et : evapotranspirasi bulanan (mm) A : luas DAS (km

) M : jumlah hari dalam sebulan

Metode ini belum memperhitungkan infiltrasi dan perkolasi, jadi untuk lebih akurat, kedua faktor tersebut bisa dimasukkan dalam analisa.

II. Metode Perbandingan DAS

Pada Metode Perbandingan DAS, konsep yang dipakai adalah Metode Rasional, antara lain: = . . Jika dibandingkan antara 2 DAS, maka didapat perbandingan sebagai berikut:

= dengan : Q1 : debit DAS I (m

/detik) Q2 : debit DAS II (m

/detik) C1 : koefisien pengaliran DAS I C2 : koefisien pengaliran DAS II I1 : intensitas hujan DAS I I2 : intensitas hujan DAS II A1 : luas DAS I A2 : luas DAS II

Perkiraan debit tersebut akan akurat jika kedua DAS tersebut alami, artinya belum ada penambahan bangunan – bangunan air.

III. Model Perhitungan Hujan Efektif

Perhitungan hujan efektif biasanya dilakukan berdasar standar yang dikeluarkan oleh Departemen PU, tetapi Yang Sudjarwadi (1988) menemukan model perhitungan hujan efektif dengan pusat tinjauan; periode pertumbuhan tanaman sampai dengan saat menjelang panen. Sudjawadi mengasumsi bahwa hujan efektif merupakan bagian air hujan yang digunakan untuk evapotranspirasi dan perkolasi di sawah. Nilai perkolasi untuk Indonesia berkisar antara 2 s/d 5 mm/hari. Model yang dikembangkan sebagai berikut: Hujan Efektif Dasar: HEDn = HJn – Icn Bila HJn ≥ Icn

= 0 ≤ Icn dengan : Icn : kapasitas intersepsi hari ke – n HJn : curah hujan hari ke – n , , .

) = 0,5 . (0,48). ℎ (797 + 424

Imbangan air dalam pematang sawah disimulasi sebagai berikut:

= − − dengan :

GHn : genangan air hari ke – n GH n-I : genangan air hari ke (n – 1) HEDn : hujan efektif dasar hari ke – n Etn : evapotranspirasi hari ke – n Pn : perkolasi hari ke – n

Bila GHn > GE mak , maka GHn = GE mak = + + −

suatu daerah untuk suatu periode tertentu disebut neraca air atau keseimbangan air (water balance). Hubungan- hubungan ini lebih jelas ditunjukkan oleh Gambar 2.5. Bentuk umum persamaan water balance adalah:

P = Ea + Δ GS + TRO dengan: P = presipitasi. Ea = evapotranspirasi. Δ GS = perubahan groundwater storage . TRO = total run off.

Water balance merupakan siklus tertutup yang terjadi untuk suatu kurun waktu pengamatan tahunan tertentu, dimana tidak terjadi perubahan groundwater storage atau ΔGS = 0. Artinya awal penentuan groundwater storage adalah berdasarkan bulan terakhir dalam tinjauan kurun waktu tahunan tersebut.

Sehingga persamaan water balance menjadi: P = Ea + TRO

Beberapa hal yang dijadikan acuan dalam prediksi debit dengan Metode Mock sehubungan dengan water balance untuk kurun waktu (misalnya 1 tahun) adalah sebagai berikut: i.

Dalam satu tahun, perubahan groundwater storage (ΔGS) harus sama dengan nol. ii. Jumlah base flow akan sama dengan jumlah infiltrasi.

Tabel 2.2. Notasi dan Satuan parameter Iklim

3. Evapotranspirasi

Evapotranspirasi merupakan faktor penting dalam memprediksi debit dari data curah hujan dan klimatologi dengan menggunakan Metode Mock. Alasannya adalah karena evapotranspirasi ini memberikan nilai yang besar untuk terjadinya debit dari suatu daerah aliran sungai. Evapotranspirasi diartikan sebagai kehilangan air dari lahan dan permukaan air dari suatu daerah aliran sungai akibat kombinasi proses evaporasi dan transpirasi. Lebih rinci tentang evapotranspirasi potensial dan evapotranspirasi aktual diuraikan di bawah ini.

4. Evapotranspirasi Potensial

Evapotranspirasi potensial adalah evapotranspirasi yang mungkin terjadi pada kondisi air yang tersedia berlebihan.

Faktor penting yang mempengaruhi evapotranspirasi potensial adalah tersedianya air yang cukup banyak. Jika jumlah air selalu tersedia secara berlebihan dari yang diperlukan oleh tanaman selama proses transpirasi, maka jumlah air yang ditranspirasikan relatif lebih besar dibandingkan apabila tersedianya air dibawah keperluan.

Beberapa rumus empiris untuk menghitung evapotranspirasi potensial adalah rumus empiris dari: Thornthwaite, Blaney-Criddle, Penman dan Turc- Langbein- Wundt undt. Dari rumus-rumus empiris di atas, Me s, Metode Mock meng nggunakan rumus empiris dari Penman. R Rumus empiris Penm nman memperhitungkan banyak data klim klimatologi yaitu tempe peratur, radiasi matahari, kelembaban, dan ke n kecepatan angin sehingg hingga hasilnya relatif lebih akurat. Perhitun tungan evaporasi potensi potensial Penman didasarkan pada keadaan bahw hwa agar terjadi evapor porasi diperlukan panas.

Menurut Penman besarnya ev evapotranspirasi potensi potensial diformulasikan sebagai berikut: De Dengan: H = H = energy budget

– – = R (1-r) (0,18 + 0,55 S) - B (0,56 – 0,092 d e ) =

e ) (0,10 + 0,9 S) D = panas yang diperlukan untuk evapotranspir D = nspirasi,

– – = 0,35 (ea – ed) (k + 0,01w)

A A = slope vapour pressure curve pada temp peratur rata-rata, dal dalam mmHg/oF. B = radiasi benda hitam p pada temperatur rat rata-rata, dalam mmH2O/hari. ea = tekanan uap air jenuh (saturated vapour ea pour pressure) pada temperatur rata-rata (mmHg). tem R R = radiasi matahari, dalam mm/hari. r r = koefisien refleksi, yaitu perbandingan an antara radiasi ele elektromagnetik (dalam sembarang rentang g nilai panjang gel gelombang yang ditentukan) yang dipantulka ulkan oleh suatu benda benda dengan jumlah radiasi yang terjadi, d , dan dinyatakan dalam persentasi. dal S S = rata-rata persentasi penyinaran matahari ari bulanan, dalam per persen (%). ed = tekanan uap air sebenarnya ya (actual vapour pre pressure ), dalam mmHg.

Tabel. 2-3. Hubungan Temperatur Rata – rata vs Parameter A,B &ea

Tabel. 2-4. Nilai Radiasi Matahari Pada Permukaan Horizontal Luar Atmosfir

Tabel 2-6 Exposed Surface Selain exposed surface evapotranspirasi aktual juga dipengaruhi oleh jumlah hari hujan (n) dalam bulan yang bersangkutan. Menurut Mock rasio antara selisih evapotranspirasi potensial dan evapotranspirasi aktual dengan evapotranspirasi potensial dipengaruhi oleh exposed surface (m) dan jumlah hari hujan (n), seperti ditunjukan dalam formulasi sebagai berikut. dE / E to = ( m / 20 ) x ( 18 – n ) dE = ( m /20 ) x ( 18 – n ) x Eto E tl = E to – dE dimana : dE = Selisih E to dan E tl (mm/hari) E to = Evapotranspirasi potensial (mm/hari) E tl = Evapotranspirasi terbatas (mm/hari) m = Prosentase lahan yang tidak tertutup vegetasi.

= 10 – 40 % untuk lahan yang tererosi = 30 – 50 % untuk lahan pertanian yang diolah n = Jumlah hari hujan

Dari formulasi diatas dapat dianalisis bahwa evapotranspirasi potensial akan sama dengan evapotranspirasi aktual (atau Δ E = 0) jika: i. Evapotranspirasi terjadi pada hutan primer atau hutan sekunder.Dimana daerah ini memiliki harga exposed surface (m) sama dengan nol (0). ii. Banyaknya hari hujan dalam bulan yang diamati pada daerah itu sama dengan 18 hari.

Jadi evapotranspirasi aktual adalah evapotranspirasi potensial yang memperhitungkan faktor exposed surface dan jumlah hari hujan dalam bulan yang bersangkutan. Sehingga evapotranspirasi aktual adalah evapotranspirasi yang sebenarnya terjadi atau actual evapotranspiration, dihitung sebagai berikut:

Eactual = EP – Δ E

6. Water Surplus

Water surplus didefinisikan sebagai air hujan (presipitasi) yang telah mengalami evapotranspirasi dan mengisi tampungan tanah (soil storage, disingkat SS). Water surplus ini berpengaruh langsung pada infiltrasi atau perkolasi dan total run off yang merupakan komponen debit. Persamaan water surplus (disingkat WS) adalah sebagai berikut:

WS = (P – Ea) + SS Dengan memperhatikan Gambar 2.6, maka water surplus merupakan air limpasan permukaan ditambah dengan air yang mengalami infiltrasi. Tampungan kelembaban tanah (soil moisture storage , disingkat SMS) terdiri dari kapasitas kelembaban tanah (soil moisture capacity, disingkat SMC), zona infiltrasi, limpasan permukaan tanah dan tampungan tanah (soil storage, disingkat SS).

(Sumber: B : BAPPENAS, 2006)

Gambar 2.6. Komponen Water Surplus s

Besarnya soil moisture capacity (SMC

C) tiap daerah tergant gantung dari tipe tanaman penutup lahan (land c nd cover) dan tipe tanah ahnya, seperti ditunjukkan dalam Tabel 2.16. D

2.16. Dalam Metode Mock, t Mock, tampungan kelembaban tanah dihitung seba ebagai berikut:

– – SMS = ISMS + (P – Ea) dengan:

ISMS = initial soil moisture storage age (tampungan kelembaban tanah awal), merupakan an soil moisture capacity (SMC) bulan sebelumnya.

– – P–Ea = presipitasi yang telah mengalami eva evapotranspirasi.

Asumsi yang dipakai oleh Dr. F.J. Mock a k adalah air akan meme menuhi SMC terlebih dahulu sebelum water sur r surplus tersedia untuk untuk infiltrasi dan perkolasi yang lebih dalam a atau melimpas langsu gsung (direct run off). Ada dua keadaan untuk untuk menentukan SMC,

C, yaitu:

– i. SMC = SMC max (mm/bulan), jika P – ka P – Ea  0.

  Artinya soil moisture storage (tam tampungan tanah lembab) sudah mencapai kapasitas maksim ksimumnya atau terlampaui sehingga air tidak disimpa pan dalam tanah lembab. Ini berarti soil storage (SS) sama dengan nol dan besarnya water surplus sama dengan P - Ea. ii. SMC = SMC bulan sebelumnya + (P – Ea), jika P – Ea < 0.

Untuk keadaan ini, tampungan tanah lembab (soil moisture storage ) belum mencapai kapasitas maksimum, sehingga ada air yang disimpan dalam tanah lembab. Besarnya air yang disimpan ini adalah P – Ea. Karena air berusaha untuk mengisi kapasitas maksimumnya, maka untuk keadaan ini tidak ada water surplus (WS = 0).

Selanjutnya WS ini akan mengalami infiltrasi dan melimpas di permukaan (run off). Besarnya infiltrasi ini tergantung pada koefisien infiltrasi.

7. Limpasan Total

Air hujan yang telah mengalami evapotranspirasi dan disimpan dalam tanah lembab selanjutnya melimpas di permukaan (surface run off ) dan mengalami perkolasi. Berikutnya, menurut Mock besarnya infiltrasi adalah water surplus (WS) dikalikan dengan koefisien Infiltrasi (if), atau:

Infiltrasi (i) = WS x if Koefisien infiltrasi ditentukan oleh kondisi porositas dan

kemiringan daerah pengaliran. Lahan yang bersifat porous umumnya memiliki koefisien yang cenderung besar. Namun jika kemiringan tanahnya terjal dimana air tidak sempat mengalami infiltrasi dan perkolasi ke dalam tanah, maka koefisien infiltrasinya bernilai kecil.

Infiltrasi terus terjadi sampai mencapai zona tampungan air tanah (groundwater storage, disingkat GS). Keadaan perjalanan air di permukaan tanah dan di dalam tanah diperlihatkan dalam Gambar 2.12.

Dalam Metode ini, besarnya groundwater storage (GS) dipengaruhi oleh: i. Infiltrasi (i). Semakin besar infiltrasi maka groundwater storage semakin besar pula, dan begitu pula sebaliknya. ii. Konstanta resesi aliran bulanan (K). Konstanta resesi aliran bulanan (monthly flow recession constan ) disimbolkan dengan K adalah proporsi dari air tanah bulan lalu yang masih ada bulan sekarang. Nilai K ini cenderung lebih besar pada bulan basah. iii. Groundwater storage bulan sebelumnya (GSom).

Nilai ini diasumsikan sebagai konstanta awal, dengan anggapan bahwa water balance untuk Oleh dipenuhi storag nol,at selisih merupakan siklus tertutup yang di rentang waktu menerus tahunan tert demikian maka nilai asumsi awal tahun pertama harus dibuat sama bulan terakhir tahun terakhir. Dari k atas, Mock merumuskan sebagai beri x (1 + K) x i } + { K x GSom }

(Sumber: BAPPE

Gambar 2.7. Proses Terbentuknya Debit

Seperti telah dijelaskan, metode Mock untuk memprediksi debit yang didasarkan pada eh sebab itu, batasan- batasan water bala penuhi. Salah satunya adalah bahwa perubah orage (Δ GS) selama rentang waktu tahunan nol,atau (misalnya untuk 1 tahun):

Perubahan groundwater storage ( isih antara groundwater storage bulan g ditinjau selama tertentu. Dengan al bulan pertama a dengan nilai i ketiga faktor di erikut:GS = { 0,5

PENAS, 2006) it

k adalah metode da water balance . alance ini harus ahan groundwater n tertentu adalah

(Δ GS) adalah n yang ditinjau dengan groundwater storage bulan sebelumnya. Perubahan groundwater storage ini penting bagi terbentuknya aliran dasar sungai (base flow, disingkat BF). Dalam hal ini base flow merupakan selisih antara infiltrasi dengan perubahan groundwater storage , dalam bentuk persamaan:

BF = i – Δ GS Jika pada suatu bulan Δ GS bernilai negatif (terjadi karena GS bulan yang ditinjau lebih kecil dari bulan sebelumnya), maka base flow akan lebih besar dari nilai Infiltrasinya. Karena water balance merupakan siklus tertutup dengan perioda tahunan tertentu (misalnya 1 tahun) maka perubahan groundwater storage (Δ GS) selama 1 tahun adalah nol. Dari persaman di atas maka dalam 1 tahun jumlah base flow akan sama dengan jumlah infiltrasi. Selain base flow, komponen debit yang lain adalah direct run off (limpasan langsung) atau surface run off (limpasan permukaan). Limpasan permukaan berasal dari water surplus yang telah mengalami infiltrasi. Jadi direct run off dihitung dengan persamaan:

DRO = WS – i Setelah base flow dan direct run off komponen pembentuk debit yang lain adalah storm run off , yaitu limpasan langsung ke sungai yang terjadi selama hujan deras. Storm run off ini hanya beberapa persen saja dari hujan. Storm run off hanya dimasukkan ke dalam total run off , bila presipitasi kurang dari nilai maksimum soil moisture capacity. Menurut Mock storm run off dipengaruhi oleh percentage factor, disimbolkan dengan PF. Percentage factor adalah persen hujan yang menjadi limpasan. Besarnya PF oleh Mock disarankan 5% - 10%, namun tidak menutup kemungkinan untuk meningkat secara tidak beraturan hingga mencapai 37,3%.

Dalam perhitungan debit ini, Mock menetapkan bahwa: i. Jika presipitasi (P) > maksimum soil moisture capacity maka nilai storm runoff = 0. ii. Jika P < maksimum soil moisture capacity maka storm run off adalah jumlah curah hujan dalam satu bulan yang bersangkutan dikali percentage factor, atau: SRO = P x PF

Dengan demikian maka total run off (TRO) yang merupakan komponen- komponen pembentuk debit sungai (stream flow) adalah jumlah antara base flow, direct run off dan storm run off , atau:

TRO = BF + DRO + SRO Total run off ini dinyatakan dalam mm/bulan.

Maka jika TRO ini dikalikan dengan catchment area (luas

daerah tangkapan air) dalam km dengan suatu angka konversi

3 tertentu didapatkan besaran debit dalam m /det.

8. Parameter Mock

Secara umum, parameter-parameter yang dijelaskan berikut ini mempengaruhi besarnya evapotranspirasi, infiltrasi, groundwater storage dan storm run off .

a. Koefisien refleksi (r) Perbandingan antara jumlah radiasi matahari yang dipantulkan oleh suatu permukaan dengan jumlah radiasi yang terjadi, yang dinyatakan dalam persen. Koefisien refleksi ini berbeda-beda untuk tiap permukaan bumi. Menurut Mock, rata- rata permukaan bumi mempunyai harga koefisien refleksi sebesar 40%. Mock telah mengklasifikasikan tiap permukaan bumi dengan nilai koefisien refleksinya masing-masing.

b. Exposed surface (m) Asumsi proporsi permukaan luar yang tidak tertutupi tumbuhan hijau pada musim kering dan dinyatakan dalam persen. Besarnya harga m ini, tergantung daerah yang diamati.

Mock mengklasifikasikan menjadi tiga bagian daerah, yaitu hutan primer atau sekunder, daerah tererosi dan daerah ladang pertanian.

Besarnya harga exposed surface ini berkisar antara 0% sampai 50% dan sama untuk tiap bulan.

c. Koefisien infiltrasi (if) Koefisien yang didasarkan pada kondisi porositas tanah dan kemiringan daerah pengaliran. Koefisien infiltrasi mempunyai nilai yang besar jika tanah bersifat porous, sifat bulan kering dan kemiringan lahannya tidak terjal. Karena dipengaruhi sifat bulan maka if ini bisa berbeda-beda untuk tiap bulan. Harga minimum koefisien infiltrasi bisa dicapai karena kondisi lahan yang terjal dan air tidak sempat mengalami infiltrasi.

a) Konstanta resesi aliran (K) Proporsi dari air tanah bulan lalu yang masih ada bulan sekarang. Pada bulan hujan Nilai K cenderung lebih besar, ini berarti tiap bulan nilai K ini berbeda-beda. Harga K suatu bulan relatif lebih besar jika bulan sebelumnya merupakan bulan basah.

b) Percentage factor (PF) Merupakan persentase hujan yang menjadi limpasan.

Digunakan dalam perhitungan storm run off pada total run off. Storm run off hanya dimasukkan kedalam total run off bila P lebih kecil dari nilai maksimum soil moisture capacity. Besarnya PF oleh Mock disarankan berkisar 5%- 10%, namun tidak menutup kemungkinan untuk meningkat secara tidak beraturan sampai harga 37,3%.

B. Metode Hidrograf Satuan Sintetis

Hidrograf satuan sintetis merupakan suatu cara untuk memperkirakan penggunaan konsep hidrograf satuan dalam suatu perencanaan yang tidak tersedia pengukuran – pengukuran langsung mengenai hidrograf banjir.

I. Hidrograf Satuan Sintetis (HSS) Nakayasu

Hidrograf Satuan Sintetis (HSS) Nakayasu, yang asalnya dari Negara Jepang.

1. Parameter Parameter yang diperlukan dalam analisa menggunakan HSS Nakayasu antara lain:

Tenggang waktu dari permulaan hujan sampai

 puncak hidrograf (Time to Peak Magnitude), Tp Tenggang waktu dari titik berat hujan sampai

 titik berat hidrograf (Time Lag), tg Tenggang waktu hidrograf (Time Base of

 Hidrografh ), TB

Luas daerah pengaliran (Catchment Area), A

 Panjang alur sungai utama terpanjang (Length



of The Longest Channel ), L

Koefisien pengaliran (Run off Coefficient), C

 2. Rumus Penunjang = + 0,8 =

dengan

Tp : tenggang waktu (time lag) dari permulaan hujan sampai puncak banjir → jam tg : waktu konsentrasi hujan → jam T

0,3

: waktu yang diperlukan oleh penurunan debit, dari debit puncak sampai menjadi 30% dari debit puncak → jam

Cara menentukan tg: Jika L ≥ 15 km, maka tg = 0,40 + 0,058 L

L ≤ 15 km, maka tg = 0,21L

0,7

dengan : α : parameter hidrograf tr : 0,5 x tg sampai 1 x tg

Catatan :

Daerah pengaliran biasa : α = 2
Bagian naik hidrograf yang lambat dan bagian menurun yang cepat : α = 1,5
Bagian naik hidrograf yang cepat dan bagian menurun yang lambat : α = 3

3. Rumus HSS Nakayasu

a. Debit Puncak Banjir = . .

3,6(0,3 + 0,3) dengan : Qp : Qmaks, merupakan debit puncak banjir →

m /detik c : koefisien aliran (=1)

2 A : luas DAS (sampai ke outlet) → km

Ro : hujan satuan → mm Tp : tenggang waktu dari permulaan hujan sampai puncak banjir → jam T 0,3 : waktu yang diperlukan oleh penurunan debit, dari debit puncak sampai menjadi 30% dari debit puncak → jam.

b. Persamaan Hidrograf Satuan i. Pada kurva naik 0 ≤ <

= ii. Pada kurva turun ≤ < +

, _,

= ∗ 0,3

≤ < + + 1,5

, , , , , ,

= ∗ 0,3

≥ 1,5

, , , , ,

= ∗ 0,3

II. Hidrograf Satuan Sintetis (HSS) Snyder

Hidrograf Satuan Sintetis (HSS) Snyder, yang asalnya dari Negara USA tahun 1938.

1. Parameter Parameter yang diperlukan dalam analisa menggunakan HSS Snyder antara lain:

Luas DAS (A)

 Panjang sungai utama (L)

 Jarak antara titik berat DAS dengan outlet (Lc)

 2. Rumus HSS Snyder ) = . ( . dengan :

L : panjng aliran utama (km) Lc : panjang aliran utama dari titik berat DAS ke pelepasan DAS (km) tp : waktu mulai titik berat hujan sampai debit puncak (jam) N : koefisien proporsional terhadap Ct≈0,03 Ct : koefisien bergantung pada karakteristik DAS ≈ 1,10 – 1,40 .

= 2,78 ∗ = = 0,278 ∗ =

′ dengan : Qp : debit puncak (m3/detik/mm) qp : puncak hidrograf satuan (m3/detik/mm/km2)

Cp : koefisien bergantung pada karakteristik DAS ≈ 0,58 – 0,69 tp : waktu mulai titik berat hujan sampai debit puncak (jam)

A : luas DAS (km2) Tp : waktu mencapai puncak banjir (jam) Tb : waktu dasar hidrograf (jam)

Lama curah hujan efektif =

5,50 → Snyder juga mendasarkan metode hitungnya pada lama curah hujan efektif 1 jam (t

R ).

Jika > maka waktu naik hidrograf satuan : t’p = tp + 0,25*(

− ) Tp = t’p + 0,50*Tr

Jika < :

Tp = tp + 0,50*t R Debit Maksimum Total

= ∗ ℎ ∗ /100 dengan: Qp : debit maksimum total (m3/dtk/mm) h : curah hujan satuan (m) A : luas DAS (km2) Jika parameter kemiringan sungai diketahui:

= ∗ . / ( ) S : kemiringan sungai n : 0,38 Ct : 1,2 → untuk pegunungan

: 0,72 → untuk kaki bukit : 0,35 → untuk jurang : 0,08 → untuk perkotaan Penggambaran Hidrograf satuan sintetis Snyder merupakan fungsi debit dan waktu :

= ( ) Ordinat = Absis = Hidrograf satuan ditentukan oleh persamaan Alexeseyev :

∗( )⁄

= 10 − = 1,32 ∗ + 0,15 + 0,045

= ( . )3600⁄ = ( . )/(ℎ. ) = 1000. ℎ.

III. Hidrograf Satuan Sintetis (HSS) Gama I

Hidrograf Satuan Sintetis (HSS) Gama I asalnya dari Indonesia. Penemu : Sri harto. Pengamatan dilakukan pada ± 300 banjir sungai – sungai di Pulau Jawa.

1. Parameter Parameter yang diperlukan dalam analisa menggunakan HSS Gama I antara lain :

a. Luas DAS (A)

b. Panjang alur sungai utama (L)

c. Panjang alur sungai ke titik berat DAS (Lc)

d. Kelandaian/slope sungai (S)

e. Kerapatan jaringan kuras (D) Selain parameter diatas, masih ada parameter lain yang dipakai, antara lain: a. Faktor sumber (SF)

b. Frekuensi sumber (SW)

c. Luas DAS sebelah Hulu (RUA)

d. Faktor simetri (SIM)

e. Jumlah pertemuan sungai (JN)

2. Defenisi parameter – parameter

a. Kerapatan Jaringan Kuras/Drainage Density (D) Perbandingan antara panjang total aliran sungai (jumlah panjang sungai semua tingkat) dengan luas DAS.

Jika kerapatan jaringan kuras tinggi :

DAS terpotong – potong
Reaksi : masuknya air hujan relatif cepat
tererosi/relatif kedap air, kemiringan lahan curam, hanya sedikit ditumbuhi tanaman.

Umumnya terjadi pada tanah yang mudah

Jika kerapatan jaringan kurang rendah : DAS sulit dikeringkan

Umumnya terjadi pada tanah yang tahan - terhadap erosi (sangat lolos air)

b. Faktor Sumber (SF) Perbandingan antara jumlah panjang sungai – sungai tingkat satu dengan jumlah panjang – panjang sungai semua tingkat.

Kategori tingkat sungai : (cara Stahler)

Sungai paling ujung → sungai tingkat satu - Jika dua sungai yang sama tingkatnya bertemu - → terbentuk sungai satu tingkat lebih besar.

bertemu dengan sungai yang tingkatnya lebih rendah → tingkat sungai mula – mula tidak berubah.

Jika sungai dengan suatu tingkat tertentu

c. Frekuensi Sumber (SN) Perbandingan jumlah pangsa sungai tingkat satu dengan jumla pangsa sungai semua tingkat. d. Faktor Lebar (WF) Perbandingan antara lebar DAS yang diukur di titik sungai yang berjarak 0,75 L dan lebar DAS yang diukur di titik sungai yang berjarak 0,25 L dari titik kontrol (outlet).

e. Luas Daerah sebelah Hulu (RUA) Perbandingan antara luas DAS di sebelah hulu garis

⊥garis hubung antara titik kontrol (outlet) yang ditarik dengan titik di sungai yang terdekat dengan pusat berat (titik berat) DAS.

f. Faktor Simetri (SIM) Hasil kali antara faktor lebar (WF) dengan luas DAS sebelah hulu (RUA) jadi :

SIM = WF x RUA Jika SIM ≥ 0,50, berarti : - Bentu DAS melebar di sebelah hulu dan menyempit di hilir Jika SIM < 0,50 berarti : - Bentuk DAS kecil di sebelah hulu dan melebar disebelah hilir.

Persamaan untuk menentukan Hidrograf Satuan Sintetik Gama I

1 = 0,43 + 1,0665 + 1,2775

100

= 27,4132

, , , ,

= 0,1836

, , ,

= 0,5617

, , , , = .

= 0,4751

BAB II TINJAUAN PUSTAKA 2.1. UMUM - Analisis Potensi Pembangkit Listrik Tenaga Air (PLTA) (Review) Peusangan Takengon