TUGAS PRESENTASI IRIGASI II
TENTANG
RUNOFF = LIMPASAN
ANGGOTA KELOMPOK :
ANGGORO BINTANG PAKARTI 3.12.12.2.03
FAJAR SUSANTO 3.12.12.2.07
IQBAL BAEHAQQI 3.12.12.2.11
NUGROHO SUSETYO HUTOMO 3.12.12.2.16
WIDI NUGROHO SINAR AJI 3.12.12.2.20
KELAS KS - 3C
POLITEKNIK NEGERI SEMARANG
2015
LIMPASAN
4.1 KOMPONEN ARUS AIR
Ketika badai terjadi, sebagian dari curah hujan menyusup ke tanah dan beberapa bagian mungkin menguap. Sisanya mengalir sebagai lembaran tipis air di atas permukaan tanah yang disebut sebagai aliran darat. Jika ada lapisan yang relatif kedap di bawah tanah, infiltrasi Air bergerak secara lateral di permukaan tanah dan bergabung dengan aliran sungai, yang disebut sebagai underflow (Aliran bawah permukaan).
Jika tidak ada lapisan penghambat yang menyusup di bawah tanah tersebut. Air merembes ke dalam tanah sebagai rembesan mendalam dan membangun muka air tanah (GWT atau permukaan freatik). Air tanah juga dapat menyebabkan aliran sungai, jika GWT lebih tinggi dari tingkat permukaan air sungai, menciptakan gradien hidrolik terhadap aliran. Permeabilitas tanah mengalir dibawah tanah.
Sementara itu tiga jenis aliran mengalir berkontribusi pada aliran sungai, itu adalah aliran darat, yang mencapai saluran sungai pertama yang kemudian bersatu menjadi lebih lambat setelah beberapa jam dan aliran air tanah yang paling lambat mencapai saluran sungai setelah beberapa hari. Istilah limpasan langsung digunakan untuk aliran darat yang bersatu tersebut. Jika lelehan salju melakukan kontribusi ke sungai mengalir itu dapat dimasukkan dengan limpasan langsung (dari curah hujan).
Aliran permukaan langsung dapat dianalisis untuk daerah drainase yang relatif besar oleh unit Metode hidrograf dan untuk daerah yang lebih kecil dengan analisis aliran darat. Hasil limpasan langsung dari terjadinya badai tepat sebelum mempengaruhi kontribusi air tanah, yang mengambil hari atau bulan untuk mencapai sungai, kemungkinan besar tidak memiliki hubungan langsung dengan badai. Aliran air tanah ke sungai akan terus bahkan jika ada maupun tidak ada badai sebelumnya. Hal ini disebut sebagai aliran dasar dalam analisis hidrograf .
Ketika dimulai aliran darat ( karena badai ) air mengalir menuju ke genangan air, lubang dan kolam kecil ; air ini tersimpan disebut penyimpanan depresi. Volume air di transit di aliran darat yang belum mencapai saluran sungai disebut permukaan penahanan atau penahanan penyimpanan. Porsi limpasan dalam banjir meningkat di sungai, yang diserap oleh batas-batas permeabel sungai di atas permukaan freatik normal disebut penyimpanan Bank , Gambar. 4.2.
4.2 KARAKTERISTIK TANGKAPAN
Seluruh wilayah DAS yang permukaannya limpasan ( karena badai ) mengalir ke sungai di cekungan dianggap sebagai unit hidrologi dan disebut aliran sungai , daerah aliran sungai atau DAS wilayah sungai yang mengalir ( Gambar . 4.3 ). Garis batas , sepanjang punggung bukit topografi, memisahkan dua daerah aliran sungai yang disebut membagi drainase.
Satu titik atau lokasi di mana semua drainase permukaan dari baskom datang bersama-sama atau konsentrat sebagai outflow dari cekungan di channel aliran disebut titik konsentrasi atau titik pengukuran, karena aliran sungai biasanya diukur pada saat ini.
Waktu yang diperlukan untuk hujan jatuh pada titik paling jauh di daerah drainase (yaitu, di pinggiran DAS) untuk mencapai titik konsentrasi disebut waktu konsentrasi. Ini adalah variabel yang sangat signifikan seperti badai ,hanya durasi yang lebih besar dari waktu konsentrasi akan mampu menghasilkan limpasan dari seluruh yang DAS dan menyebabkan banjir intensitas tinggi
Karakteristik drainase secara fisik dapat dijelaskan oleh :
( i ) jumlah aliran
( ii ) panjang sungai
( iii ) kepadatan arus
( iv ) kerapatan drainase
Kepadatan arus dari aliran sungai dinyatakan sebagai jumlah aliran per kilometer persegi .
Kepadatan arus Ds =
NS = Jumlah aliran
A = daerah cekungan
Kerapatan drainase dinyatakan sebagai panjang total dari semua saluran sungai ( abadi dan intermiten ) per satuan luas cekungan dan berfungsi sebagai indeks pembangunan saluran areal cekungan.
Kerapatan drainase,
LS = Total panjang dari semua saluran sungai di lembah
Kerapatan drainase bervariasi berbanding terbalik dengan panjang aliran darat dan menunjukkan efisiensi drainase cekungan . Nilai yang tinggi menunjukkan jaringan yang berkembang dengan baik dan padatnya limpasan menyebabkan banjir intens sementara nilai yang rendah menunjukkan limpasan moderat dan permeabilitas yang tinggi dari medan.
Rata-rata aliran lereng =
Horton telah menyarankan metode penentuan kemiringan daerah drainase besar, yakni, daerah dibagi menjadi beberapa grid persegi dengan ukuran yang sama. Jumlah kontur dilintasi setiap baris pengelompokan dihitung dan panjang dari garis grid adalah skala. kemudian kemiringan cekungan dihitung dengan :
S =
S = kemiringan lembah
CI = interval kontur
Nc = Jumlah kontur dilintasi semua lini pengelompokan
Σ L = panjang total garis pengelompokan
Garis batas sepanjang punggung bukit topografi , memisahkan dua daerah aliran sungai disebut kesenjangan drainase . Garis muka air tanah damana air miring ke bawah dari garis di kedua sisi ,disebut membagi air tanah . itu bentuk cekungan drainase secara umum dapat dinyatakan dengan :
( i ) faktor bentuk
( ii ) koefisien kekompakan
Bentuk factor Ff =
A = Wb x Lb
Wb = lebar aksial cekungan
Lb = panjang aksial cekungan , yaitu , jarak dari titik pengukuran ( MP ) ke titik yang terpencil di lembah
Koefisien kekompakan Cc =
Pb = perimeter cekungan
2 πA = lingkar area melingkar , yang sama dengan daerah cekungan . Jika R adalah jari-jari daerah lingkaran setara.
A = πR2 R =
Keliling daerah melingkar setara = 2Πr =2π
Koefisien kekompakan independen dari ukuran tangkapan dan tergantung hanya di lereng .Sebuah tangkapan berbentuk kipas menghasilkan intensitas banjir yang lebih besar karena semua anak sungai yang hampir sama panjang dan karenanya waktu konsentrasi hampir sama dan kurang ,sedangkan di daerah tangkapan berbentuk pakis, saat konsentrasi lebih dan debit didistribusikan dalam jangka panjang ( Gambar . 4.4 )
Schumm SA (1956) menggunakan 'rasio perpanjangan (Er)', yang didefinisikan sebagai rasio diameter lingkaran area yang sama dengan cekungan ke cekungan panjang maksimum; nilai berkisar 0,4-1,0.
Miller V.C. (1953) menggunakan dimensi 'rasio bundar (Cr)', yang didefinisikan sebagai rasio dari daerah cekungan ke daerah lingkaran memiliki perimeter yang sama seperti cekungan; nilai berkisar 0,2-0,8. Karakteristik aliran sungai mempengaruhi jeda waktu dari unit hidrograf dan puncak arus (Taylor dan Scwartz, 1952).
Contoh 4.1 kontur peta baskom dibagi menjadi beberapa grid persegi dengan ukuran yang sama dengan menggambar garis horizontal dan vertikal seperti ditunjukkan pada Gambar. P4.1. Interval kontur adalah 25 m.
Jumlah persimpangan kontur dengan garis vertikal adalah 75 dan dengan garis horizontal 126. Total panjang segmen jaringan vertikal (setelah mengalikan dengan skala) adalah 53.260 m dan segmen grid horisontal 55.250 m. Tentukan kemiringan rata-rata cekungan. Solusi Slope dalam arah vertikal
Nc × C.I. 75 × 25
Sv = ΣY = 53.260 = 0,0352 m / m
Kemiringan pada arah horisontal
Nc × C.I. 126 × 25
Sx = ΣX = 55.250 = 0,0570 m / m
∴ Berarti kemiringan lembah
S = Sv + Sx = 0,0352 + 0,0570 = 0,0461 m / m atau 4,61%
2 2
Juga, dari persamaan Horton,
15. (C.I) N c 1,5 × 25 (75 + 126)
S = = = 0,0695 atau 6,95%
Σ L (53.260 + 55.250)
Contoh 4.2
baskom A memiliki luas 26.560 km2, perimeter 965 km dan panjang thalweg 230 km. Tentukan:
(i) Faktor
(ii) bentuk,
(iii) koefisien kekompakan, rasio elongasi, dan
(iv) rasio bundar.
A 26560
Solusi
(i) Faktor bentuk, Ff = 2 = 2 = 0,502
Lb 230
Faktor terbalik akan memberikan 2
(ii) Kekompakan Koefisien Cc
Radius R dari daerah lingkaran setara diberikan oleh
26.560 = πR2 ∴ R = 91.9 km
Cc = 2P πbR = 2π965 (919.) = 1,67
2R 2 (919).
(iii) rasio Pemanjangan Er = Lb = 230 = 0.8
(iv) rasio bundar Cr
Radius R 'lingkaran dari perimeter setara sebagai cekungan diberikan oleh 2πR' = 965 ∴ R '= 153,5 km
∴ Cr =
4.3 MEAN DAN KETINGGIAN MEDIAN
Ketinggian rata-rata ditentukan sebagai rata-rata tertimbang dari ketinggian antara dua kontur yang berdekatan.
Mean ketinggian cekungan drainase diberikan oleh
Σ a1 z 1
zb = Σ a1 ... (4.6)
dimana zb = berarti elevasi a1 cekungan drainase, a2 = daerah antara kontur berturut cekungan
z1, z2 = rata-rata ketinggian antara dua kontur berturut-turut
Σ a1 = A = luas DAS
daerah di atas berbagai elevasi.
Gambar. 4,5 hypsometric kurva (Contoh 4.2)
Ketinggian rata-rata adalah elevasi di daerah 50% dari tangkapan dan ditentukan dari kurva daerah-elevasi. Kurva elevasi daerah diperoleh dengan memplot elevasi kontur terhadap daerah atau persen dari luas, di atas atau di bawah elevasi, Gambar. 4.5. Kurva areaelevation juga disebut kurva hypsometric untuk cekungan dan diilustrasikan dalam contoh berikut.
Contoh 4.3 wilayah antara ketinggian kontur yang berbeda untuk cekungan Sungai Noyyil, Coimbatore (selatan India) diberikan di bawah ini. Tentukan mean dan ketinggian rata-rata untuk wilayah sungai.
Ketika GWT di atas elevasi muka air di sungai, saluran aliran air tanah, Gambar. 4.7. Aliran tersebut disebut aliran limbah. Aliran dasar sungai permukaan adalah rembesan limbah dari aliran sungai. Sebagian besar aliran terus-menerus terutama aliran limbah.
(ii) terputus dan aliran terus-menerus. Jika GWT terletak di atas dasar sungai selama musim hujan tapi turun di bawah dasar selama musim kemarau, sungai mengalir selama musim hujan (karena limpasan permukaan dan kontribusi air tanah), tetapi menjadi kering selama musim kemarau. Aliran tersebut disebut aliran intermiten.
Sementara dalam kasus aliran terus-menerus, bahkan dalam kekeringan yang paling parah, GWT tidak pernah turun di bawah dasar sungai dan karena itu mereka mengalir sepanjang tahun. Untuk pengembangan tenaga listrik aliran terus menerus adalah yang terbaik; listrik juga bisa dihasilkan dari intermiten sungai dengan menyediakan fasilitas penyimpanan yang memadai.
4.5 ISOCHRONES
Garis bergabung semua poin dalam sebuah cekungan beberapa elemen kunci dalam waktu badai, seperti mulai dari curah hujan, disebut isochrones (Gambar. 4.8). Mereka adalah kontur waktu dan merupakan garis waktu perjalanan yang sama dan mereka membantu dalam menurunkan hidrograf.
4.6 FAKTOR YANG MEMPENGARUHI LIMPASAN
Berbagai faktor yang mempengaruhi limpasan dari daerah aliran sungai tergantung pada
karakteristik sebagai berikut jenis atau sifat stormand
musim
intensitas
Lama Waktu
karakteristik badai Luas wilayah (distribusi)
frekuensi
curah hujan yg
Arah gerakan badai
suhu
karakteristik meteorologi kelembaban
Kecepatan angin,
variasi tekanan
ukuran
bentuk
lereng
Ketinggian (elevasi)
karakteristik cekungan topografi
Geologi (jenis tanah)
Penggunaan lahan / vegetasi
orientasi
Jenis drainase bersih
Dekat dengan laut dan gunung
Rentang
depresi
Kolam dan tambak / danau
aliran
saluran
karakteristik penyimpanan Periksa bendungan (di parit-parit)
Hulu waduk / atau tangki
Dataran banjir, rawa
Penyimpanan air tanah di tembus
deposito (akuifer)
Badai intensitas rendah selama lagi berkontribusi ke tanah penyimpanan air dan menghasilkan relatif kurang limpasan. Badai intensitas tinggi atau daerah yang lebih kecil ditutupi oleh meningkatkan limpasan karena kerugian seperti infiltrasi dan evaporasi kurang. Jika ada suksesi badai, yang limpasan akan meningkat karena basah awal tanah karena curah hujan . Hujan selama musim panas akan menghasilkan lebih sedikit limpasan, sedangkan selama musim dingin akan menghasilkan lebih banyak.
Kelembaban yang lebih besar mengurangi penguapan. Distribusi tekanan di atmosfer membantu pergerakan badai. Penyimpanan salju dan khusus tanah beku sangat meningkatkan limpasan.
Puncak limpasan (jika dinyatakan sebagai cumec / km2) menurun dengan meningkatnya daerah tangkapan karena waktu yang lebih tinggi dari konsentrasi. Sebuah tangkapan berbentuk kipas menghasilkan intensitas banjir yang lebih besar dari sebuah tangkapan berbentuk pakis.
Tangkapan berbatu curam dengan vegetasi kurang akan menghasilkan lebih banyak limpasan dibandingkan dengan datar traktat dengan lebih vegetasi. Jika vegetasi lebih besar tebal penyerapan air, sehingga kurang limpasan. Jika arah badai menghasilkan hujan turun sungai yang menerima permukaan aliran, maka akan menghasilkan debit banjir yang lebih besar daripada saat terserah sungai. Jika DAS terletak di sisi orografis (sisi angin) dari pegunungan, menerima lebih besar curah hujan dan karenanya memberikan limpasan yang lebih besar.
Jika di sisi bawah angin, hal itu akan sedikit curah hujan dan jadi kurang limpasan. Demikian pula, tangkapan yang terletak pada ketinggian yang lebih tinggi akan menerima lebih banyak curah hujan dan menghasilkan limpasan yang lebih besar. Pola-subur lahan, lahan rumput, hutan lahan atau areal pertaniannya, greately mempengaruhi limpasan.
Penyimpanan dalam saluran dan depresi (lembah storage) akan mengurangi besarnya banjir. Waduk hulu, danau dan tank akan moderat besaran banjir karena Efek penyimpanan mereka. Untuk daerah aliran sungai yang memiliki deposito sebelumnya, penyimpanan air tanah dibuat sebesar mungkin, yang juga dapat menyebabkan aliran sungai dalam bentuk limpasan tertunda.
4.7 ESTIMASI LIMPASAN
Limpasan adalah bahwa keseimbangan air hujan, yang mengalir atau berjalan di atas permukaan tanah alami setelah kerugian penguapan, intersepsi dan infiltrasi. Hasil dari tangkapan (biasanya berarti hasil tahunan) adalah jumlah bersih air tersedia untuk penyimpanan, setelah semua kerugian, untuk tujuan pemanfaatan sumber daya air dan perencanaan,seperti irigasi, penyediaan air, dll Debit banjir maksimum. Ini adalah debit pada saat banjir di daerah tangkapan air, yaitu, ketika intensitas curah hujan terbesar dan kondisi daerah tangkapan mengenai kelembaban juga menguntungkan untuk limpasan .
limpasan Estimasi
Limpasan dari hujan dapat diperkirakan dengan metode berikut:
(i) rumus empiris, kurva dan tabel
(ii) metode Infiltrasi
(iii) metode Rasional
(iv) hidrograf aliran Overland
(v) metode unit hidrograf
(vi) Coaxial grafis Korelasi dan API (Lihat art. 13,4 dan Ex. 13.3 dalam Bab 13)
Metode di atas akan dibahas sebagai berikut:
(i) rumus empiris, kurva dan tabel. Beberapa rumus empiris, kurva dan tabel
berkaitan dengan curah hujan dan limpasan telah dikembangkan sebagai berikut:
Biasanya, R =α P + b ... (4.7)
kadang-kadang, R =α Pn ... (4.8)
di mana R = limpasan, P = curah hujan, α, b, dan n, adalah konstanta. Persamaan … (4.7)
memberikan plot garis lurus dikertas grafik alami saat Persamaan … (4.8) memberikan kurva eksponensial pada kertas grafik alami, Gambar. 4.9 α dan plot garis lurus di atas kertas log-log Gambar. 4,9 b; konstanta dapat diperoleh dari plot garis lurus seperti ditunjukkan pada Gambar. 4.9. Juga lihat Bab 13, dan Ex. 13,4 dengan Komputer Program-C.
Sebagai contoh, C.C. Rumus Inglis 'untuk Bombay-Deccan tangkapan (daerah Ghat)
R = 0.85P + 30,5 ... (4.9)
dan untuk dataran ... (4.10)
Rumus Lacey untuk Indo-Gangga polos
.... (4.11)
di mana F adalah faktor durasi hujan bervariasi antara 0,5 sampai 1,5 dan S adalah faktor tangkapan tergantung pada lereng dan bervariasi dari 0,25 untuk daerah datar sampai 3,45 untuk daerah perbukitan AN Rumus Khosla untuk India utara
... (4.12)
Formula untuk beberapa cekungan drainase di India:
Ganga basin R = 2.14 P0.64 ... (4.13)
Yamuna basin (Delhi) R = 0,14 P1.1 ... (4.14)
Rihand basin (UP) R = P - 1,17 P0.86 ... (4.15)
Chambal basin (Rajasthan) R = 120P - 4945 ... (4.16)
Tawa basin (M.P.) R = 90.5P - 4800 ... (4.17)
Basin Tapti (Gujarat) R = 435P - 17200 ... (4.18)
Dalam rumus di atas, R adalah limpasan tahunan rata-rata dalam cm, P adalah rata-rata tahunan curah hujan di cm, T adalah suhu rata-rata tahunan di ° C untuk seluruh aliran sungai.
Selain di atas, beberapa peneliti telah menyajikan hubungan curah hujan-limpasan dalam bentuk kurva dan tabel seperti
(a) persentase Binnie itu (tabel) untuk DAS di Madhya Pradesh
(b) kurva Strange dan meja untuk Bombay-Deccan DAS
(c) tabel Barlow untuk koefisien limpasan di UP
Referensi dapat dilakukan untuk beberapa irigasi India text-buku, untuk rincian dan utilitas dari kurva di atas dan tabel.
Hasil dari tangkapan dapat bekerja dengan mengambil sekitar 75 sampai 80% dari a.a.r. dan asumsi koefisien limpasan yang cocok.
Curah hujan dari satu tahun rata-rata terendah dua pertiga sampai tiga per empat dari aar, yang dapat diambil untuk perhitungan limpasan. Perbaikan lebih lanjut atas a.a.r. adalah curah hujan diandalkan.
Catatan curah hujan tahunan yang tersedia untuk sekitar 35 tahun yang disusun dalam urutan menurun dan curah hujan dari 75 % ketergantungan , yaitu , dari tahun ke-27 dari atas diambil untuk perhitungan limpasan. Beberapa rumus empiris juga telah dikembangkan untuk memperkirakan tingkat maksimum limpasan atau Maksimum Pelepasan Banjir ( MFQ ) dan ini diberikan berdasarkan Bab - 8 pada Banjir.
( ii ) Metode Infiltrasi.
Dengan mengurangi kehilangan infiltrasi , yaitu , daerah di bawah kurva infiltrasi , dari total curah hujan atau dengan menggunakan indeks infiltrasi , yang sudah dibahas.
Metode ini sebagian besar empiris dan nilai-nilai yang diperoleh hanya berlaku ketika karakteristik curah hujan dan kondisi kelembaban tanah awal identik dengan tanah sebelumnya.
( iii ) Metode Rasional.
Pendekatan rasional adalah untuk mendapatkan hasil tangkapan dengan asumsi koefisien limpasan yang cocok .
Hasil = CAP ... ( 4.19 )
di mana
C = koefisien limpasan
A = daerah tangkapan
P = curah hujan
Nilai koefisien limpasan C bervariasi tergantung pada jenis tanah , vegetasi geologi , dll
Tabel 4.3 berikut ini diberikan oleh Richards dapat diambil sebagai panduan .
Jenis Tangkapan
Nilai C
Batuan Kedap
0.8–1.0
Sedikit permeable, Kosong
0.6–0.8
Dibudidayakan atau ditutupi dengan vegetasi
0.4–0.6
Tanah penyerap yang dibudidayakan
0.3–0.4
Tanah Berpasir
0.2–0.3
Hutan Lebat
0.1–0.2
Dalam metode rasional, daerah drainase dibagi menjadi beberapa sub - bidang dan dengan waktu yang dikenal konsentrasi untuk subareas yang berbeda kontribusi limpasan dari masing-masing daerah ditentukan.
Pilihan nilai koefisien limpasan C untuk sub - wilayah yang berbeda merupakan faktor penting dalam limpasan perhitungan dengan metode ini.
Metode ini membagi wilayah menjadi zona yang berbeda dengan menggambar garis waktu kontur , yaitu, isochrones, diilustrasikan dalam contoh berikut.
Contoh 4.3
Hujan 4 jam intensitas rata-rata 1 cm / jam jatuh di atas jenis tangkapan daun pakis seperti ditunjukkan pada Gambar. 4.10. Waktu konsentrasi dari garis AA, BB, CC dan DD adalah 1 , 2 , 3 dan 4 jam , masing-masing, ke keadaan 0 dimana pengukuran debit dilakukan.
Nilai-nilai koefisien limpasan C adalah 0,5 , 0,6 , dan 0,7 untuk 1 , 2 dan 3 jam dari penurunan hujan masing-masing dan mencapai nilai konstan 0,8 setelah 3 jam. Untuk menentukan debit pada keadaan 0.
Gambar . 4.10 Waktu metode konsentrasi perhitungan limpasan ( Contoh 4.3 )
Contoh 4.4
Data berikut dikumpulkan untuk tangki yang diusulkan di dataran Deccan India selatan :
DAS = 1.200 ha
a.a.r. = 90 cm
Intensitas curah hujan berdurasi 1 jam dan frekuensi 35 tahun
Rata-rata limpasan koeffisien = 5 cm / jam
Seluruh tangkapan = 20 %
Tank akan diisi = 1 kali dalam setahun
Perbedaan antara tingkat maksimum air ( MWL ) dan tangki penuh
Tingkat ( FTL ) = 0,6 m
Tentukan :
( a ) hasil tangkapan dan kapasitas tangki
( b ) areal tanaman padi yang dapat diairi dari tangki
( c ) tugas air diasumsikan dan debit di kepala ke cabang
( d ) panjang bendung overfall jelas dekat salah satu sisi.
Solusi A.A.R.
hanya tersedia di 50 % dari satu tahun.
Untuk memastikan pengisi tangki di tahun kekurangan curah hujan diandalkan ≈ 75 %
dari aar = 0,75 × 90 = 67,5 cm atau 0,675 m.
Sesuai dengan hujan ini ( P ) dari 75 % ketergantungan, limpasan ( R ) dapat ditemukan dari persamaan. ( 4.10 ).
Waktu metode konsentrasi perhitungan limpasan ( Contoh 4.3 )
(iv) Overland Flow Hydrograph
Aliran ini terjadi sebagai lembaran tipis air di atas permukaan tanah (setelah badai mulai), bergabung dengan saluran sungai, dan kemudian mengalir dalam saluran ke titik konsentrasi.
Aliran darat pada dasarnya adalah sebuah aliran seragam atas permukaan yang dikembangkan oleh C.F. Izzard (1948).
Bilangan Reynolds
Re = =
Dimana : V = kecepatan aliran
d = kedalaman seragam aliran
ν = viskositas kinematik air
q = debit per unit lebar
Analisis Aliran Laminar Overland
Percobaan menunjukkan bahwa aliran darat dapat diasumsikan laminar jika Re ≤ 1000 dan turbulen jika Re> 1000 dengan wilayah transisi dari ketidakpastian di sekitar Re = 1.000. Izzard menyarankan bahwa untuk daerah drainase persegi panjang, aliran laminar dapat diasumsikan jika , di mana inet adalah curah hujan bersih (cm/jam) dan l adalah panjang aliran darat dalam meter.
(v) Metode Unit Hidrograf.
Hidrograf debit permukaan langsung diukur pada outlet daerah drainase, yang menghasilkan kedalaman unit limpasan langsung (yaitu, PNET dari 1 cm di atas seluruh area catchment) yang dihasilkan dari unit storm durasi tertentu (disebut Unit periode).
Unit Hidrograf
Teori unit hidrograf didasarkan pada asumsi sebagai berikut:
— (i) Curah hujan bersih adalah intensitas seragam dalam durasi (yaitu, periode satuan).
— (ii) Curah hujan bersih seragam terjadi di seluruh daerah aliran sungai.
— (iii) Untuk daerah aliran tertentu, periode dasar hidrograf yang sesuai limpasan langsung menjadi hujan bersih dlm intensitas yang berbeda tetapi dg durasi unit yang sama, adalah konstan.
— (iv) koordinat hidrograf limpasan langsung karena hujan bersih dengan intensitas yang berbeda (tapi dengan durasi unit yang sama) adalah proporsional.
— (v) Sebuah unit hidrograf mencerminkan semua karakteristik fisik cekungan basin.
Contoh Soal
Sebuah DAS kecil terdiri dari 1,5 km2 daerah yg diolah (c = 0,2), 2,5 km2 di bawah hutan (c = 0,1) dan 1 di bawah penutup rumput (c = 0,35). Ada penurunan dari 20 m dalam aliran air dari panjang 2 km. Hubungan I-D-F untuk area diberikan , I ( cm/jam), T (tahun), t(min).
Perkirakan tingkat puncak limpasan untuk frekuensi 25 tahun!
Solusi
