BAB II TINJAUAN PUSTAKA. peredaran dan agihannya, sifat-sifat kimia dan fisiknya, dan reaksi dengan

BAB II TINJAUAN PUSTAKA

2.1.

UMUM

Hidrologi adalah ilmu yang berkaitan dengan air bumi, terjadinya peredaran dan agihannya, sifat-sifat kimia dan fisiknya, dan reaksi dengan lingkungannya, (Internatinal

termasuk Glossary

of

hubungannya Hidrology,

dengan 1974)

makhluk-makhluk

[ErsinSeyhan,1990].

hidup Karena

perkembangan yang ada maka ilmu hidrologi telah berkembang menjadi ilmu yang mempelajari sirkulasi air. Jadi dapat dikatakan, hidrologi adalah ilmu untuk mempelajari; presipitasi (precipitation), evaporasi dan transpirasi (evaporation), aliran permukaan (surface stream flow), dan air tanah (groun water).

2.2.

SIKLUS HIDROLOGI

Pada prinsipnya, jumlah air di alam ini tetap dan mengikuti suatu aliran yang dinamakan “siklus hidrologi”. Siklus Hidrologi adalah suatu proses yang berkaitan, dimana air diangkut dari lautan ke atmosfer (udara), ke darat dan kembali lagi ke laut, seperti digambarkan pada Gambar 2.1.

Hujan yang jatuh ke bumi baik langsung menjadi aliran maupun tidak langsung yaitu melalui vegetasi atau media lainnnya akan membentuk siklus aliran air mulai dari tempat yang tinggi (gunung, pegunungan) menuju ke tempat yang rendah baik di permukaan tanah maupun di dalam tanah yang berakhir di laut.

Universitas Sumatera Utara

Gambar 2.1. Ilustrasi Siklus Hidrologi Max Planck Institut for Meteorology Dengan adanya penyinaran matahari, maka semua air yang ada dipermukaan bumi akan berubah wujud berupa gas/uap akibat panas matahari dan disebut dengan penguapan atau evaporasi dan transpirasi. Uap ini bergerak di atmosfer (udara) kemudian akibat perbedaan temperatur di atmosfer dari panas menjadi dingin maka air akan terbentuk akibat kondensasi dari uap menjadi cairan (from air to liquid state). Bila tempertur berada di bawah titik beku (freezing point) kristal-kristal es terbentuk. Tetesan air kecil (tiny droplet) umbuh oleh kondensasi dan berbenturan dengan tetesan air lainnya dan terbawa oleh gerakan udara turbulen sampai pada kondisi yang cukup besar menjadi butir-butir air. Apabila jumlah butir sir sudah cukup banyak dan akibat berat sendiri (pengaruh gravitasi) butir-butir air itu akan turun ke bumi dan proses turunnya butiran air ini disebut dengan hujan atau presipitasi. Bila temperatur udara turun sampai dibawah 0º Celcius, maka butiran air akan berubah menjadi salju [Chow dkk., 1988].


Salju jadi persoalan yang penting di tempat atau negara yang mempunyai perbedaan temperatur yang besar pada waktu musim panas (summer) temperatur bisa mencapai + 35ºC, namun pada waktu musim dingin (winter) temperatur bisa mencapai - 35º (bahkan lebih). Hujan jatuh ke bumi baik secara langsung maupun melalui media misalnya melalui tanaman (vegetasi). Di bumi air mengalir dan bergerak dengan berbagai cara. Pada retensi (tempat penyimpanan) air akan menetap untuk beberapa waktu. Retensi dapat berupa retensi alam seperti darah-daerah cekungan, danau tempat-tempat yang rendah dll., maupun retensi buatan seperti tampungan, sumur, embung, waduk dll. Secara gravitasi (alami) air mengalir dari daerah yang tinggi ke daerah yang rendah, dari gunung-gunung, pegunungan ke lembah, lalu ke daerah yang lebih rendah, sampai ke daerah pantai dan akhirnya akan bermuara ke laut. Aliran air ini disebut aliran permukaan tanah karena bergerak di atas muka tanah. Aliran ini biasanya akan memasuki daerah tangkapan atau daerah aliran menuju kesistem jaringan sungai, sistem danau atau waduk. Dalam sistem sungai aliran mengalir mulai dari sistem sungai kecil ke sistem sungai yang besar dan akhirnya menuju mulut sungai atau sering disebut estuary yaitu tempat bertemunya sungai dengan laut. Air hujan sebagian mengalir meresap kedalam tanah atau yang sering disebut dengan Infiltrasi, dan bergerak terus kebawah. Air hujan yang jatuh ke bumi sebagian menguap (evaporasi dan transpirasi) dan membentuk uap air. Sebagian lagi mengalir masuk kedalam tanah (infiltrasi, perkolasi, kapiler). Air tanah adalah air yang bergerak di dalam tanah yang terdapat di dalam ruang – ruang antara butir – butir tanah dan di dalam retak – retak dari batuan. Dahulu disebut air lapisan dan


yang terakhir disebut air celah (fissure water). Aliran air tanah dapat dibedakan menjadi aliran tanah dangkal, aliran tanah antara dan aliran dasar (base flow). Disebut aliran dasar karena aliran ini merupakan aliran yang mengisi sistem jaringan sungai. Hal ini dapat dilihat pada musim kemarau, ketika hujan tidak turun untuk beberapa waktu, pada suatu sistem sungai tertentu aliran masih tetap dan kontinyu. Sebagian air yang tersimpan sebagai air tanah (groundwater) yang akan keluar ke permukaan tanah sebagai limpasan, yakni limpasan permukaan (surface runoff), aliran intra (interflow) dan limpasan air tanah (groundwater runoff) yang terkumpul di sungai yang akhirnya akan mengalir ke laut kembali terjadi penguapan dan begitu seterusnya mengikuti siklus hidrogi. Penyimpanan air tanah besarnya tergantung dari kondisi geologi setempat dan waktu. Kondisi tata guna lahan juga berpengaruh terhadap tampungan air tanah, misalnya lahan hutan yang beralih fungsi mejadi daerah pemukiman dan curah hujan daerah tersebut. Sebagai permulaan dari simulasi harus ditentukan penyimpangan awal ( initial storage ). Hujan jatuh ke bumi baik secara langsung maupun melalui media misalnya melalui tanaman (vegetasi), masuk ke tanah begitu juga hujan yang terinfiltrasi. Sedangkan air yang tidak terinfiltrasi yang merupakan limpasan mengalir ke tempat yang lebih rendah, mengalir ke danau dan tertampung. Dan hujan yang langsung jatuh di atas sebuah danau (reservoir) air hujan (presipitasi) yang langsung jatuh diatas danau menjadi tampungan langsung. Air yang tertahan di danau akan mengalir melalui sistem jaringan sungai, permukaan tanah (akibat debit banjir) dan merembes melalui tanah. Dalam hal ini air yang tertampung di danau adalah inflow sedangkan yang mengalir atau merembes adalah outflow. Lihat gambar 2.2.


Dalam siklus hidrologi, penjelasan mengenai hubungan antara aliran ke dalam (inflow) dan aliran keluar (outflow) di suatu daerah untuk suatu perioda tertentu disebut neraca air atau keseimbangan air (water balance). (Koyotoka Mori dkk., 2006, Hidrologi Untuk Pengairan)

Bentuk persaman neraca air suatu danau atau reservoir: Perolehan (inflow) = Kehilangan (outflow) .................................... (2.1a) Qi + Qg + P - ΔS = Qo + SQ + Eo ......................................................... (2.1b) Qin – Qout = ΔS .................................................................................... (2.1c) dimana: Qi = masukan air/ direct run-off (inflow) Qg = base flow (inflow) Qo = outflow P

= presipitasi

SQ = perembesan E

= evaporasi air permukaan bebas

ΔS = perubahan dalam cadangan t1

= muka air setelah kehilangan

t2

= muka air sebelum kehilangan

Gambar. 2.2. Parameter Neraca Air pada Sebuah Danau


Akibat panas matahari air dipermukaan bumi juga akan berubah wujud menjadi gas/ uap dalam proses evaporasi dan bila melalui tanaman disebut transpirasi. Air akan di ambil oleh tanaman melalui akar-akarnya yang dipakai untuk kebutuhan hidup dari tanaman trsebut, lalu air di dalam tanaman juga akan keluar berupa uap akibat energi panas matahari (evaporasi). Proses pengambilan air oleh akar tanaman kemudian terjadinya penguapan dari dalam tanaman disebut transpirasi. Evaporasi yang lain dapat terjadi pada sistem sungai, embung, reservoir, waduk maupun air laut yang merupakan sumber air terbesar. Walaupun laut adalah tempat dengan sumber air terbesar namun tidak bisa langsung di manfaatkan sebagai sumber kehidupan karena mengandung garam atau air asin (salt water). 2.2.1.

Siklus Hidrologi Tertutup Uap dan gas bergerak di atmosfer. Proses selanjutnya sama seperti yang

diuraikan di atas dan terus berulang. Kejadian inilah akan membentuk pergerakan suatu siklus hidrologi. Siklus hidrologi juga menunjukkan semua hal yang berhubungan dengan air. Bila dilihat keseimbangan air secara menyeluruh maka air tanah dan aliran permukaan: sungai, danau, penguapan dll. merupakan bagian-bagian dari beberapa aspek yang menjadikan siklus hidrologi menjadi seimbang sehingga disebut dengan siklus hidrologi yang tertutup (closed system diagram of the global hydrologycal cycle). Lebih jelasnya lihat gambar 2.3. Gambar 2.3 dalam matematis dapat di tulis sebagai berikut:

(2.2)


Dimana : I = aliram yang masuk (inflow) O = aliran yang keluar (outflow) s = simpanan (storage) t = waktu (time)

Pada jangka waktu yang lama dan skala ruang global simpanan cenderung mendekati nol, sehingga keseimbangan air hanya dipengaruhi oleh masuk dan keluar ke dalam sub sistem.

Gambar 2.3. Siklus Hidrologi Tertutup (Toth, 1990;Chow dkk., 1988)


2.2.2.

Siklus Hidrologi Terbuka Aliran air tanah bisa merupakan satu atau lebih dari sub-sistem dan tidak

lagi tertutup, karena sistem tertutup itu dipotong pada bagian tertentu dari seluruh sistem aliran. Transportasi aliran di luar bagian aliran air tanah merupakan masukkan dan keluaran dari sub-sistem aliran air tanah tersebut, demikian pula aliran air permukaan. Gambar 2.4 menunjukkan gabungan sub-sistem aliran air tanah, aliran permukaan dan hidrologi yang merupakan sub-sistem terbuka.

Gambar 2.4. Aliran Permukaan dan Aliran Air Tanah dalam Sistem Terbuka (Lewin,1985)


2.3.

DAERAH ALIRAN SUNGAI (Catchment Area) Daerah Aliran Sungai (DAS) / DTA merupakan unit hidrologi dasar. Bila

kita memandang suatu system yang mengalir yang dapat diterapkan pada suatu daerah aliran sungai, maka akan nampak struktur sistem dari daerah ini adalah Daerah Aliran Sungai yang merupakan lahan total dan permukaan air yang di batasi oleh suatu batas air, topografi dan dengan salah satu cara memberikan sumbangan terhadap debit sungai pada suatu daerah. Daerah aliran sungai merupakan dasar pengelolaan untuk sumber daya air. Gabungan beberapa DAS menjadi Satuan Wilayah Sungai (Buku PSDA).

2.3.1.

Defenisi Daerah Aliran Sungai Daerah aliran sungai adalah suatu kesatuan wilayah tata air yang terbentuk

secara alamiah, dimana semua air hujan yang jatuh ke daerah ini akan mengalir melalui sungai dan anak sungai yang bersangkutan. Defenisi lain yaitu suatu daerah tertentu yang bentuk dan sifat alamnya sedemikian rupa, sehingga merupakan satu kesatuan dengan sungai dan anak-anak sungainya yang melalui daerah tersebut dalam fungsinya untuk menampung air yang berasal dari air hujan dan sumbersumber air lainnya yang penyimpanannya dan pengalirannya dihimpun dan ditata berdasarkan hukum-hukum alam sekelilingnya demi keseimbangan daerah tersebut; daerah sekitar sungai meliputi punggung bukit atau gunung merupakan tempat sumber air dan semua curahan air hujan yang mengalir ke sungai, sampai daerah dataran dan muara sungai (Kamus Istilah Penataan Ruang dan Pengembangan Wilayah Ditjen Tata Ruang dan Pengembangan Wilayah, 2002)[Kodotie,R.Sjarief].


Ada yang menyebutnya dengan Daerah Pengaliran Sungai (DPS), daerah Tangkapan Ait (DPA). Dalam istilah bahasa Inggris juga ada beberapa macam istilah yaitu Catchment Area, watershed, River Basin, dll. Defenisi dari UU Sumber Daya Air adalah suatu wilayah daratan yang merupakan satu kesatuan dengan sungai dan anak-anak sungainya, yang berfungsi menampung, menyimpan, dan mengalirkan air yang berasal dari curah hujan ke danau atau ke laut secara alami, dengan batas di darat merupakan pemisah topografis dan batas di laut sampai dengan daerah perairan yang masih terpengaruh aktivitas daratan. Reimold (1998) menyatakan definisi Daerah Aliran Sungai adalah keseluruhan area geografis dimana air permukaan, sedimen, material, di drain kepada outlet utama yaitu sungai, danau, muara, ataupun laut.

Gambar 2.5. Ilustrasi Batas Daerah Aliran Sungai dan Batas Administratif Kabupaten/Kota

Dari gambar di atas dapat dilihat bahwa pada hakekatnya air tidak dibatasi oleh batas administrasi namun oleh batas aliran sungainya (DAS) atau catchment area.


2.3.2.

Faktor Pembentuk Sub-Sistem Faktor-faktor yang membentuk sub-sistem dan bertindak sebagai operator

di dalam mengubah komponen-komponen struktur sistem yaitu sistem sungai atau jaringan DAS. Factor-faktor tersebut yaitu [Chay Asdak,2007, Hidrologi dan Pengelolaan Daerah Aliran Sungai] 1.

Faktor Meteorologi (iklim) • Intensitas hujan • Durasi hujan • Distribusi curah hujan

2.

Karakteristik DAS • Luas dan bentuk DAS DAS merupakan tempat pengumpulan presipitasi ke suatu sistem sungai. Luas daerah aliran dapat diperkirakan dengan mengukur daerah tersebut pada peta topografi. Daerah aliran sungai dapat dibedakan berdasarkan bentuk atau pola dimana bentuk ini akan menentukan pola hidrologi dan luas yang ada. Bentuk DAS mempengaruhi waktu konsentrasi air hujan yang mengalir menuju outlet. Semakin bulat bentuk DAS berarti semakin singkat waktu konsentrasi yang diperlukan, sehingga semakin tinggi fluktuasi banjir yang terjadi. Sebaliknya semakin lonjong bentuk DAS, waktu konsentrasi yang diperlukan semakin lama sehingga fluktuasi banjir semakin rendah. Corak atau pola DAS dipengaruhi oleh faktor geomorfologi, topografi dan bentuk wilayah DAS. Sosrodarsono dan Takeda (1977) mengklasifikasikan bentuk DAS (lihat gambar 2.6) sebagai berikut :


1. Paralel (melebar): anak sungai utama saling sejajar atau hampir sejajar, bermuara pada sungai-sungai utama dengan sudut lancip atau langsung bermuara ke laut. Berkembang di lereng yang terkontrol oleh struktur (lipatan monoklinal, isoklinal, sesar yang saling sejajar dengan spasi yang pendek) atau dekat pantai. DAS ini mempunyai dua jalur sub-DAS yang bersatu. 2. Radial (memanjang): sungai yang mengalir ke segala arah dari satu titik. Berkembang pada vulkan atau dome. Anak sungainya memusat di satu titik secara radial sehingga menyerupai bentuk kipas atau lingkaran. DAS atau sub-DAS radial memiliki banjir yang relatif besar tetapi relatif tidak lama. Biasanya dijumpai di daerah lereng gunung api atau daerah dengan topografi berbentuk kubah.

Gambar 2.6. Pengaruh Bentuk DAS pada Aliran Permukaan.


• Jaringan Sungai Jaringan sungai dapat mempengaruhi besarnya debit aliran sungai yang dialirkan oleh anak-anak sungainya. Parameter ini dapat diukur secara kuantitatif dari awal percabangan yaitu perbandingan antara jumlah alur sungai orde tertentu dengan orde sungai satu tingkat di atasnya. Nilai ini menunjukkan bahwa semakin tinggi nisbah percabangan berarti sungai tersebut memiliki banyak anak-anak sungai dan fluktuasi debit yang terjadi semakin besar. Orde sungai adalah posisi percabangan alur sungai di dalam urutannya terhadap induk sungai pada suatu DAS. Semakin banyak jumlah orde sungai, semakin luas dan panjang alur sungainya. Orde sungai dapat ditetapkan dengan metode Horton, Strahler, Shreve, dan Scheidegger. Namun umumnya metode Strahler lebih mudah untuk diterapkan dibandingkan metode yang lainnya. Berdasarkan metode Strahler, alur sungai paling hulu yang tidak mempunyai cabang disebut dengan orde pertama (orde 1), pertemuan antara orde pertama disebut orde kedua (orde2), demikian seterusnya sampai pada sungai utama ditandai dengan nomor orde yang paling besar (Gambar 2.7).

Gambar 2.7 Penentuan Orde Sungai dengan Metode Strahler (1957)


• Kondisi DAS; topografi, tanah, geologi, geomorfologi. Kerapatan aliran sungai menggambarkan kapasitas penyimpanan air permukaan dalam cekungan-cekungan seperti danau, rawa dan badan sungai yang mengalir di suatu DAS. Kerapatan aliran sungai dapat dihitung dari rasio total panjang jaringan sungai terhadap luas DAS yang bersangkutan. Semakin tinggi tingkat kerapatan aliran sungai, berarti semakin banyak air yang dapat tertampung di badan-badan sungai. Kerapatan aliran sungai adalah suatu angka indeks yang menunjukkan banyaknya anak sungai di dalam suatu DAS. Indeks tersebut dapat diperoleh dengan persamaan:

......................................... (2.3)

dimana: Dd = indeks kerapatan aliran sungai (km/km ); L

= jumlah panjang sungai termasuk panjang anak-anak sungai (km);

A

= luas DAS (km )

Indeks kerapatan aliran sungai diklasifikasikan sebagai berikut: - Dd: < 0.25 km/km : rendah - Dd: 0.25 - 10 km/km : sedang - Dd: 10 - 25 km/km : tinggi - Dd: > 25 km/km : sangat tinggi Berdasarkan indeks tersebut dapat dikatakan bahwa indeks kerapatan sungai menjadi kecil pada kondisi geologi yang permeable, tetapi menjadi besar


untuk daerah yang curah hujannya tinggi. Disamping itu, jika nilai kerapatan aliran sungai: -

< 1 mile/mile (0.62 km/km ), maka DAS akan sering mengalami penggenangan.

-

> 5 mile/mile (3.10 km/km ), maka DAS akan sering mengalami kekeringan

Gambar 2.8. Pengaruh topografi; kerapatan parit/saluran pada hidrograf aliran permukaan

3. Tata Guna Lahan •

Perubahan tata guna lahan berpengaruh terhadap ketersediaan dan kebutuhan air. Sebagai contoh ketika suatu kawasan hutan berubah menjadi pemukiman maka kebutuhan air meningkat karena dipakai untuk penduduk tersebut, namun ketersediaan air berkurang.


•

Ketika lahan berubah maka terjadi peningkatan debit aliran permukaan. Akibatnnya di bagian hilir mendapatkan debit yang berlebih dan dampaknya terjadi banjir. Akibat perubahan tata guna lahan maka kapasitas resapan hilang sehingga bencana kekeringan meningkat di musim kemarau. Debit puncak naik dari 5 sampai dengan 35 kali karena air yang meresap ke dalam tanah sedikit mengakibatkan aliran air di permukaan (run-off) menjadi besar, sehingga berakibat debit menjadi besar dan terjadi erosi yang berakibat sedimentasi

•

Ketika debit meningkat, aliran sungai dengan debit yang besar akan membawa sedimen yang besar pula sehingga di terminal akhir perjalanan air di sungai yaitu muara terjadi pendangkalan. Akibatnya di laut terjadi akresi yang mempengaruhi longshore transport sediment di pantai. Akresi pantai adalah gerusan pantai yang dikenal dengan sebutan abrasi. Lihat gambar 2.9.

Gambar 2.9. Ilustrasi perubahan Run-off akibat perubahan lahan


2.4

PRESIPITASI (HUJAN) Faktor utama penyebab besarnya debit sungai adalah hujan, intensitas

hujan, luas daerah hujan dan lama waktu hujan. Intensitas hujan berubah dengan lama waktu hujannya. Semakin lama waktu hujannya, semakin berkurang deras ratarata hujannya. Hubungan antara deras rata-rata hujan dan lama waktu berlangsungnya hujan untuk berbagai tempat tidak sama dan harus ditentukan sendiri berdasarkan pengamatan dalam jangka waktu tertentu. Dengan kata lain, data curah hujan dapat digunakan untuk mengetahui nilai debit sungai, disamping menggunakan data pengaliran sungai. Selanjutnya dalam tugas akhir ini, digunakan data curah hujan untuk menentukan besarnya debit di wilayah studi. Curah hujan dinyatakan dengan tingginya air dalam suatu tabung, biasanya dalam mm. Untuk mengukur curah hujan digunakan alat ukur hujan (rain gauge); yang dikenal antara lain, adalah alat ukur hujan yang dapat mengukur sendiri dan alat ukur hujan biasa. Alat pengukur hujan biasa, digunakan untuk mengukur curah hujan dalam satu hari dan kurang tepat untuk mengetahui intensitasnya dan lamanya hujan itu berlangsung. Alat pengukur hujan yang mencatat sendiri sesuai untuk mengukur intensitas dan lamanya hujan, sangat cocok dan tepat untuk pengukuran hujan dengan jangka waktu yang lama di daerah-daerah pegunungan dimana para pengamat sulit untuk tinggal lama di daerah itu. Dewasa ini jenis tersebut banyak digunakan di waduk-waduk besar di hulu sungai.

2.4.1.

Tipe-tipe Presipitasi Tipe presipitasidapat ditentukan atas dasar dua sudut pandang yang

berbeda. Suatu klasifikasi dapat dilakukan baik atas dasar genetis (asal mulanya) maupun atas dasar bentuknya.


2.4.1.1.

Klasifikasi genetik Klasifikasi ini didasarkan atas timbulnya presipitasi seperti ditunjukkan

pada gambar 2.10. Agar terjadi presipitasi, terdapat tiga faktor utama yang penting: suhu udara yang lembab, inti kondensasi (partikel debu, kristal garam, dll.) dan suatu perubahan kelembapani, sehingga kondensasi dapat terjadi. Pengangkatan air ke atas dapat berlangsung dengan cara pendinginan sinklonik, oroganik maupun konvektif. Pendinginan sinklonik terjadi dalam dua bentuk. Pendinginan sinklonik non-fromtal terjadi bila udara bergerak dari kawasan di sekitarnya k ekawasan yang bertekanan rendah. Dalam proses tersebut udar memindahkan udara bertekanan rendah ke atas, mendingin dan menghasilkan presipitasi berintensitas sedang (5 hingga 15cm dalam 24 sampai 72 jam) dan berlangsung lama.. Pendinginan sinklonik frontal terjadi jika massa udara yang panas naik di atas suatu tepi frontal yang dingin. Pendinginan orografik terjadi oleh aliran udara samudera yang lewat di atas tanah dan dibelokkan keatas oleh gunung-gunung di pantai. Sebagian besar presipitasi jatuh pada sisi lereng arah datangnya angin. Jumlah presipitasi yang lebih sedikit, disebut bayangan hujan, terjadi pada sisi kemiringan lereng karena hilangnya sebagian besar lengas oleh ginung-gunung yang tinggi. Pendinginan konvektif terjadi apabila udara panas oleh pemanasan permukaan, naik dan mendingin untuk membentuk awan dan terjadi presipitasi. presipitasi konvektif merupakan presipitasi yang berlangsung sangat singkat (jarang melebihi 1 jam) namun berintensitas sangat tinggi. Presipitasi total dapat berjumlah hingga 8 cm atau 10 cm.


Gambar 2.10. Klasifikasi genetis presipitasi

2.4.1.2.

Klasifikasi Bentuk Suatu perbedaan yang sederhana tetapi mendasar dapat dibedakan antara

presipitasi vertikal dan horizontal. Presipitasi vertikal jatuh di atas permukaan bumi dan di ukur oleh penakar hujan.


Presipitasi Vertikal 1.

Hujan: Air yang jatuh dalam bentuk tetesan yang dikondensasikan dari uap air di atmosfer.

2.

Hujan gerimis: Hujan dengan tetesan yang sangat kecil.

3.

Hujan salju: Kristal-kristal kecil air yang membeku secara langsung dibentuk dari uap air di udara bila sushunya pada saat kondensasi kurang dari 0ºC.

4.

Hujan batu es: Gumpalan es yang kecil, kebulat-bulatan yang dipresipitasikan saat hujan badai.

5.

Sleet: Campuran huja dan salju. Hujan ini disebut juga glaze (salju basah).

Presipitasi Horizontal 1. Es : Salju yang sangat padat. 2. Kabut: Uap air yang dikondensasikan menjadi partikel-partikel air halus di dekat permukaan tanah. 3. Embun beku: Bentuk kabut yang membeku di atas permukaan tanah dan vegetasi. 4. Embun Air: Air yang dikondensasikan sebagai air di atas permukaan tanah dan vegetasi yang dingin terutama pada malam hari. Embun ini menguap pada malam hari. 5. Kondensasi pada es dan dalam tanah: Kondensasi juga menghasilkan presipitasi dalam udara bsah, hanga yang mengalir di atas lembaran es dan pada iklim sedang di dalam beberapa sentimeter bagian atas tanah.


2.4.2.

Curah Hujan Daerah (Area Rainfall) Dengan melakukan penakaran atau pencatatan seperti di atas, hanyalah

didapat curah hujan di suatu titik tertentu (point rainfall). Bila dalam suatu areal terdapat beberapa alat penakar atau alat pencatat curah hujan, maka untuk mendapatkan harga curah hujan daerah (area rainfall) adalah dengan mengambil harga rata-ratanya. Ada tiga cara dalam menentukan tinggi curah hujan rata-rata di suatu areal tertentu dari angka-angka curah hujan di berbagai titik pos pencatat, yaitu:

a.

Cara tinggi rata-rata (arithmatic mean) Cara mencari tinggi rata-rata curah hujan di dalam suatu daerah aliran

dengan cara arithmatic mean adalah salah satu cara yang sederhana sekali. Biasanya cara ini dipakai pada daerah yang datar dan banyak stasiun curah huajnnya, dengan anggapan bahwa di daerah tersebut sifat curah hujannya adalah sama rata (uniform distribution). Cara perhitungannya adalah sebagai berikut: (lihat gambar 2.11)

d=

Keterangan:

d

d 1 + d 2 + d 3 + .......dn ∑ di = n n

................ (2.4)

= Rata-rata curah hujan (mm)

d1,d2,d3...dn = Tinggi curah hujan di pos 1, 2, 3,...n n

= Banyaknya stasiun pencatat


Stasiun penakar hujan Daerah aliran

Gambar 2.11. DAS dengan perhitungan curah hujan tinggi rata-rata.

b.

Cara Thiessen Poligon Cara ini diperoleh dengan membuat poligon yang memotong tegak lurus

pada tengah-tengah garis penghubung dua stasiun hujan sperti yang ditunjukkan gambar 2.12. Curah hujan rata-rata diperoleh dengan cara menjumlahkan pada masing-masing penakar yang mempunyai daerah pengaruh yang dibentuk dengan menggambarkan garis-garis sumbu tegak lurus terhadap garis penghubung antara dua pos penakar. Cara perhitungannya adalah sebagai berikut:

d=

Keterangan:

A1.d 1 + A2.d 2 + A3.d 3 + ..... An.dn = A

∑ A .d i

A

i

.................... (2.5)

A

= Luas areal (km2)

d

= Tinggi curah hujan rata-rata areal

d1, d2, d3,...dn

= Tinggi curah hujan di pos 1, 2, 3,...n

A1, A2, A3,...An = Luas daerah pengaruh pos 1, 2, 3,...n


6

5 A5 A4

4

7 A7 A3

1 A1

3 A2

2

Gambar 2.12. DAS dengan perhitungan curah hujan polygon Thiessen.

c.

Cara Isohyet Dalam hal ini kita harus menggambarkan dulu kontur dengan tinggi curah

hujan yang sama (isohyet), seperti pada gambar 2.13. Kemudian luas bagian diantara isohyet-isohyet yang berdekatan diukur dan harga rata-ratanya dihitung sebagai harga rata-rata berimbang dari nilai kontur seperti terlihat pada rumus berikut ini:

d 0 + d1A d1 + d 2 dn − 1 + dn A A + ... An 2 2 2 d= A1 + A2 + ... An

d=

Keterangan:

∑

di − 1 + d i Ai 2 ∑ Ai

...................................... (2.6)

A

= Luas areal (km2)

d

= Tinggi curah hujan rata-rata areal

d0, d1, d2,...dn = Tinggi curah hujan di pos 0, 1, 2,...n A1, A2, A3,..An = Luas bagian areal yang dibatasi oleh isohyet-isohyet yang bersangkutan


Gambar 2.13. DAS dengan perhitungan curah hujan Isohyet

2.5

EVAPOTRANSPIRASI Evapotranspirasi (ET) adalah jumlah total air yang kembali lagi ke

atmosfer dari permukaan tanah, permukaan air, dan vegetasi oleh adanya pengaruh faktor-faktor iklim dan fisiologis vegetasi. Evapotranspirasi merupakan gabungan antara proses evaporasi, intersepsi dan transpirasi. Evaporasi adalah peristiwa penguapan yaitu berubahnya air menjadi uap, bergerak dari permukaan tanah dan permukaan air ke udara atau semua bentuk permukaan selain vegetasi. Sedang transpirasi adalah perjalanan air dalam jaringan vegetasi (proses fisiologi) dari akar tanaman ke permukaan daun dan akhirnya menguap ke atmosfer. Intersepsi adalah penguapan air dari permukaan vegetasi ketika berlangsung hujan. Besarnya laju evaporasi dan tranpirasi kurang lebih sama apabila pori-pori daun terbuka.(Wanielista, 1990) Untuk mengetahui faktor perlu dibedakan

yang berpengaruh terhadap evapotranspirasi

menjadi Evapotranspirasi Potensial (EP) dan Evapotranspirasi

Terbatas (ET). Evapotranspirasi potensial adalah kemampuan atmosfer untuk menghapus air dari permukaan melalui proses evapotranspirasi. Evapotranspirasi


terbatas adalah evapotranspirasi aktual dengan mempertimbangkan kondisi vegetasi dan permukaan tanah serta curah hujan. EP lebih dipengaruhi oleh faktor-faktor meteorologi, sementara ET lebih dipengaruhi oleh faktor fisiologi tanaman dan unsur tanah. Faktor dominan yang mempengaruhi EP adalah radiasi matahari, suhu, kelembaban atmosfer, kecepatan angin, secara umum besarnya EP akan meningkat ketika suhu, radiasi matahari, kelembaban udara dan kecepatan angin bertambah besar. Dalam perhitungan dengan metode F.J Mock, Ep dan ET dihitung dengan rumus:

Eo = Ep x 0,75

........................................................ (2.7)

ET = EP – E

..................................................... (2.8)

EP = E

........................................................... (2.9)

= EP*(m/20)*(18-n) .................................................. (2.10)

dimana: ET = evapotranspirasi terbatas/ limmited evapotranspirasi (mm) EP = evapotranspirasi potensial (mm) Ep = Evaporasi panci (data pengamatan) E = selisih antara Ep dengan ET (mm) m = singkapan lahan (Exposed surface (%)) n

= jumlah hari hujan dalam sebulan

e

= Evapotranspirasi potensial bulanan (cm/bulan)

I

= Jumlah suhu rata-rata bulanan dari 12 bulan dibagi 5 pangkat 1,514

I

=

t

= suhu rata-rata bulanan (ºC)

a

= 0,000000675.I³ – 0,0000771.I² + 0,017921 + 0,49239


Exposed surface (m%), ditaksir berdasarkan peta tata guna lahan, atau dengan asumsi: m = 0 % untuk lahan dengan hutan lebat m = 0 % pada akhir musim hujan dan bertambah 10% setiap bulan kering untuk lahan sekunder. m = 10 % - 40 % untuk lahan yang tererosi m = 20 % - 50 % untuk lahan pertanian yang diolah

2.6

Air Bawah Permukaan Dalam mekanisme daur hidrologi, yang dimaksud air bawah permukaan

adalah semua bentuk aliran air hujan yang mengalir di bawah permukaan tanah sebagai akibat struktur pelapisan geologi, beda potensi kelembaban tanah dan gaya gravitasi bumi. Mengarah pada proses dan mekanisme terjadinya dan keberadaan air di dalam tanah, karakteristik air tanah, gerakan air tanah. Dalam UU Sumber Daya Air daerah disebut dengan cekungan air tanah (CAT) yang didefenisikan sebagai suatu wilayah yang dibatasi oleh batas hidrogeologis, tempat semua kejadian hidrogeologis seperti proses pengimbuhan, pengaliran, dan pelepasan air tanah berlangsung. Menurut Danaryanto dkk. (2004) CAT di Indonesia secara umum dibedakan menjadi dua yaitu CAT bebas (unconfined aquifer) dan CAT tertekan (confined quifer). CAT ini tersebar di seluruh Indonesia dengan total besarnya potensi masingmasing CAT adalah: •

CAT Bebas

•

CAT Tertekan : Potensi

: potensi 1.165.971 juta m³/thn. 35.325 juta m³/thn.


Akuifer adalah suatu lapisan, formasi atau kelompok formasi satuan geologi yang permeable baik yang terkonsolidasi (lempung) maupun yang tidak terkonsolodasi (pasir) dengan kondisi jenuh air mempunyai suatu besaran konduktivitas hidaraulik (K) sehingga dapat membawa air dalam jumlah (kuantitas)yang ekonomis. Akuifer tak tertekan/terbatas (unconfined aquifer) adalah akuifer jenuh (saturated). Lapisan pembatas dibagian bawahnya merupakan aquiclude. Pada bagian atasya ada lapisan pembatas yang mempunyai konduktivitas hidraulik lebih kecil dari pada konduktifitas hidraulik dari akuifer. Akuifer tertekan/terbatas (confined aquifer) adalah akuifer yang jenuh air yang dibatasi oleh lapisan atas dan bawahnya merupakan aquiclude dan tekanan airnya lebih besar dari tekanan atmosfer, pada lapisan pembatasnya tidak ada air yang mengalir (no flux). Aquiclude (lapisan kedap air) adalah suatu lapisan, formasi, atau kelompok formasi geologi yang kedap air (impermeable) dengan nilai konduktivitas hidraulik yang kecil namun masih memungkinkan air melewati lapisan ini walupun dengan lambat dapat dikatakan merupakan batas atas dan bawah semi unconfined aquifer. Menurut Danaryanto (2004) batas cekungan air tanah tersebut dibedakan menjadi empat tipe sebagai berikut: 3.1.2.1.

Batas Tanpa Aliran

Batas tanpa aliran merupakan batas cekungan air tanah, dengan kondisi hidraulik pada batas tersebut menunjukkan tidak terjadi aliran air tanah atau alirannya tidak berarti jika dibandingkan dengan aliran pada akuifer utama (zero-flow boundaries). Batas tanpa aliran dibedakan menjadi tiga tipe sebagai berikut:


1. Batas tanpa aliran eksternal (external zero-flow boundary), yaitu batas yang merupakan kontak/persinggungan antara akuifer dan bukan akuifer pada arah lateral (sumbu x,y). 2. Batas tanpa aliran internal (internal zero-flow boundary), yaitu batas yang merupakan kontak antara akuifer dan bukan akuifer pada arah vertical/tegak (sumbu z). 3. Batas tanpa pemisah air tanah (groundwater divide), yaitu batas pada arah lateral yang memisahkan dua aliran air tanah dengan arah berlawanan. 3.1.2.2.

Batas Muka Air Permukaan

Batas muka air permukaan (head cotrolled boundaries) merupakan batas cekungan air tanah, pada batas tersebut diketahui tekanan hidrauliknya. Batas tersebut dapat bersifat tetap berubah terhadap waktu. Batas muka air permukaan dibedakan menjadi dua tipe sebagai berikut: 1.

Batas muka air permukaan eksternal (external head controlled boundary), yaitu batas muka air yang bersifat tetap misalnya muka air laut dan muka air danau. Batas tersebut ditetapkan sebagai batas lateral cekungan air tanah jika akuifer utama pada cekungan itu bersifat tak tertekan. Jika akuifer utama berupa akuifer tertekan, batas cekungan iru dapat berada di daerah lepas pantai.

2.

Batas muka air internal (internal head controlled boundary), yaitu batas muka air permukaan yangaberubah terhadap waktu, misalnya sungai dan kanal. Yang ditetapkan sebagai batas cekungan air tanah pada arah vertical.


3.1.2.3.

Batas Aliran Tanah

Batas aliran tanah (flow controlled boundaries) atau batas imbuhan air tanah (recharge boundary) merupakan batas cekungan air tanah, pada batas tersebut volume air tanah persatuan waktu yang masuk ke dalam cekungan tersebut berasal dari lapisan batuan yang tidak diketahui tekanan hidrauliknya. Berdasarkan arah alirannya, batas aliran air tanah dibedakan menjadi dua tipe sebagai berikut:

1.

Batas aliran air tanah masuk (Inflow boundary), yaitu cekungan air tanah dengan arah aliran menuju ke dalam cekungantersebut.

2.

Batas aliran air tanah ke luar (outflow boundary), yaitu batas cekungan air tanah dengan aliran dengan menuju ke luar cekungan tersebut.

Kedua batas aliran air tanah ini ditetapkan sebagai cekungan air tanah pada arah lateral.

3.1.2.4.

Batas muka air tanah bebas

Batas muka air tanah bebas (free surface boundary) merupakan batas cekungan air tanah, pada batas tersebut diketahui tekanan hidrauliknya sebesar tekana udara luar. Maka air tanah bebas, atau disebut muka preatik merupakan batas vertikal bagian atas cekungan air tanah.

2.5.1.

Kelembaban Tanah Pertumbuhan vegetasi memerlukan tingkat kelembaban tertentu. Oleh

karena itu dapat dikatakan bahwa kelembapan tanah pada tingkat tertentu dapat menentukan bentuk tataguna lahan. Peristiwa kekeringan yang terjadi di suatu daerah juga lebih banyak berkaitan dengan tingkat kelembapan yang ada di dalam tanah dari


pada jumlah kejadian hujan yang turun di tempat tersebut. Namun, perlu diketahui bahwa tingkat kelembapan yang terlalu tinggi atau terlalu rendah dapat menimbulkan permasalahan bagi manusia. Permeabilitas tanah ditentukan oleh tekstur dan struktur butir-butir tanah. Tetapi perbedaan tekstur dan struktur menentukan juga kapasitas menahan kelembaban tanah. Oleh karena itu, dikemukakan hubungan antara kelembaban tanah dan infiltrasi: 1.

Kapasitas menahan kelembaban tanah (soil moisture holding capacity) Air di dalam tanah ditahan oleh gaya absorbsi permukaan butir-butir tanah dan tegangan antara molekul tanah. Di sekeliling butir-butir tanah terdapat membrane (lapisan tipis) higroskopis yang diabsorbsi secara intensif. Makin jauh air dari permukaan butir tanah, gaya absorbsi makin lemah. Pada jarak tertentu air hanya ditahan oleh tegangan antara butir-butir tanah disebut air kapiler. Jika air bertambah, maka air itu akan lebih dipengaruhi oleh gaya gravitasi dan bergerak dalam rongga-rongga antara butir-butir tanah disebut air gravitasi.

2.

Harga kelembaban tanah Banyaknya air dalam tanah pada keadaan tertentu, umumnya disebut tetapan kelembaban tanah dan digunakan untuk menentukan sifat menahan air dari tanah. Tetapan kelembaban tanah yang menentukan infiltrasi adalah kapasitas menahan air. Banyaknya air yang dapat dikandung oleh tanah disebut kapasitas menahan air. Ada yang maksimum ada yang minimum. Kapasitas menahan air maksimum adalah kapasitas pada keadaan permukaan air tanah yang tinggi.


Kapasitas menahan air yang minimum adalah banyaknya air tersisa (dinyatakan dalam %) dari drainase alamiah tanah yang jenuh air. Keadaan ini disebut kapasitas lapangan (field capacity), karena keadaan ini adalah sama dengan keadaan menahan air dari tanah yang kering dengan permukaan air tanah yang rendah sesudah mendapat curah hujan yang cukup selama 1 sampai 2 hari. Jika infiltrasi dari curah hujan itu lebih besar dari kapasitas menahan air, maka air itu akan terus ke permukaan air tanah, tetapi jika infiltrasi itu lebih kecil maka air akan tertahan dalam tanah dan akan terjadi alran ke permukaan air tanah.

L= seresah dan H= seresah yang telah tedekomposisi. A, B dan C lapisan atau horizon tanah yang umum dijumpai dalam ilmu tanah. Gambar 2.14. Klasifikasi tanah menurut ilmu tanah dan ilmu hidrologi (Hewlett, 1982)

Dari seluruh air hujan di daerah tropis, sekitar 75% dari air hujan tersebut masuk ke dalam tanah dalam bentuk kelembapan tanah pada tanah tidak jenuh dan sebagai air tanah pada tanah jenuh atau tanah berbatu. Untuk dapat memahami peranan tanah dalam kaitannya dengan terbentuknya kelembapan tanah terlebih


dahulu diulas tenteng klasifikasi lapisan tanah. Lapisan tanah dapat diklasifikasikan menjadi dua zona (daerah) utama, yaitu zona aerasi (ruangan di dalam tanah yang memungkinkan udara bebas bergerak) dan zona jenuh (groundwater area). Garis tinggi permukaan air tanah (groundwater table) memisahkan kedua zona tersebut seperti tampak pada Gambar 2.16. Sistem perakaran kebanyakan tanaman pada umumnya terbatas pada zona aerasi karena adanya gerakan udara (terutama oksigen) di zona tersebut sehingga memungkinkan tanaman dapat tumbuh dengan baik. Tanah mineral umumnya dibedakan menjadi lima macam menurut ukuran diameter butir-butir tanah seperti tersebut pada Tabel 2.1. Kerikil (gravel) dan pasir (sand) dapat dipisahkan dengan menggunakan alat penyaring dengan diameter berbeda, sedang untuk memisahkan tanah liat (clay) dari butir-butir debu (silt) dapat dilakukan dengan cara pengendapan dalam air. Fraksi debu akan mengendap dalam beberapa menit, sementara fraksi liat memerlukan waktu pengedapan beberapa hari sampai beberapa minggu. Pori-pori tanah lembab, sering dikenal sebagai daerah aerasi (zone of aeration) umumnya terisi udara dan air. Sedang volume tanah (V) terdiri dari unsure zat padat (Vs), air (Vw) dan unsure campuran tanah dan udara (Va) (Hewlett, 1982):


Tabel 2.1: Klasifikasi tanah menurut sistem perhimpunan tanah internasional (Kramer, 1983) Diameter Lempung¹ Tanah liat berat Fraksi Lempung² berpasir tanah

(%) (%)

Kerikil

>2,0

-

-

-

Pasir kasar

2,0-0,20

66,6

27,1

0,9

Pasir halus

0,2-0,02

17,8

30,3

7,1

0,02-0,002

5,6

20,2

21,4

<0,002

8,5

19,3

65,8

Debu

Liat

1 Sandy loam; 2 Loam

Berat jenis tanah (bulk density) adalah massa tanah kering yang mengisi ruangan di dalam lapisan tanah. Berat jenis tanah (B) dengan demikian massa per satuan tanah kering. Volume tersebut dalam hal ini mewakili ruangan dalam tanah yang terisi oleh butir-butir tanah. B = massa tanah kering (gr)/volume (cm) Kerapatan partikel tanah (particle density) secara numeric sebanding dengan specific gravity dari partikel tanah. Kerapatan partikel tanah selalu lebih besar daripada berat jenis tanah kecuali ketika porositas tanah adalah 0. Kebanyakan partikel-partikel tanah mempunyai kerapatan kurang-lebih 2,6 gr/cm³. Porositas tanah (P) adalah kemampuan tanah dalam menyerap air dan besarnya ditunjukkan oleh nilai perbandingan antara volume air dalam tanah serta volume campuran tanah dan udara dengan volume


Tanah jenuh (soil saturation) terjadi ketika selutuh pori-pori tanah dalam keadaan terisi oleh air. Dalam keadaan nyata di lapangan, akan selalu dijumpai adanya gas atau udara yang teperangkap di dalam pori-pori tanah. Besarnya gas tersebut antara 5 hingga 8% dari total volume tanah. Oleh karenanya, tinggi muka air dapat berfluktuasi karena perubahan tekanan barometer di dalam tanah. Kelembapan tanah biasanya didasarkan pada jumlah kehilangan air yang ada dalam sampel tanah yang dikeringkan (dalam oven) pada suhu 105ºC selama 24-48 jam. Tanah jenuh (soil saturation) terjadi jika seluruh pori-pori tanah dalam keadaan terisi oleh air. Dalam keadaan nyata di lapangan, akan selalu dijumpai adanya gas atau udara yang terperangkap di dalam pori-pori tanah. Oleh karenanya, tinggi muka air tanah dapat berfluktuasi karena perubahan tekanan barometer di dalam tanah. 2.5.2.

Infiltrasi Infiltrasi adalah proses aliran air (hujan) masuk kedalam tanah. Perkolasi

merupakan proses kelanjutan aliran air tersebut ke tanah yang lebih dalam. Dengan kata lain infiltrasi adalah air masuk ke dalam tanah sebagai akibat gaya kapiler (gerakan air kearah lateral) dan gravitasi (gerakan air kea rah vertikal). Setelah lapisan tanah bagian atas jenuh, kelebebihan air tersebut mengalir ke tanah yang lebih dalam sebagai akibat gaya gravitasi bumi dan di kenal sebagai proses perkolasi. Curah hujan yang mencapai permukaan tanah akan bergerak sebagai limpasan permukaan. Hal ini tergantung dari besar kecilnya intensitas curah hujan terhadap kapasitas infiltrasi. Air yang menginfiltrasi ke dalam tanah meningkatkan kelembaban tanah atau, terus ke air tanah. Laju maksimal gerakan air masuk kedalam tanah dinamakan kapasitas infiltrasi. Kapasitas infiltrasi terjadi ketika intensitas


hujan melebihi kemampuan tanah dalam menyerap kelembapan tanah. Sebaliknya, apabila intensitas hujan lebih kecil dari pada kapasitas infiltrasi, maka laju infiltrasi sama dengan laju curah hujan. Laju infiltrasi umumnya dinyatakan dalam satuan yang sama dengan satuan intensitas curah hujan, yaitu dalam milimeter per jam (mm/jam). Air hujan yang mengalir masuk ke dalam tanah, dalam batas tertentu, bersifat

mengendalikan

ketersediaan

air

untuk

berlangsungnya

proses

evapotranspirasi. Pasokan air hujan ke dalam tanah ini sangat berarti bagi kebanyakan tanaman di tempat berlangsungnya infiltrasi dan sekelilingnya. Curah hujan yang mencapai permukaan tanah akan bergerak sebagai limpasan pemasukan atau infiltrasi. Hal ini tergantung besar kecilnya intensitas curah hujan terhadap kapasitas infiltrasi. Air yang menginfiltrasi kedalam tanah meningkatkan kelembaban tanah atau, terus ke air. Air infiltrasi yang tidak kembali lagi ke atmosfer melalui proses evapotranspirasi akan menjadi air tanah untuk seterusnya mengalir ke sungai di sekitarnya. Kapasitas yang mengabsorsi air hujan ke permukaan air tanah dan memperlambat aliran adalah peristiwa yang penting bagi pengertian aliran sungai. Peristiwa ini diketemukan mula-mula oleh Dr. R. E Horton yang telah mengusulkan theory infiltrasi. Theori ini sekarang merupakan suatu theori yang penting untuk analisa-analisa hidrologi.

2.5.2.1.

Proses terjadinya infiltrasi dan pergerakan air tanah Ketika air hujan jatuh di atas permukaan tanah, tergantung pada kondisi

biofisik permukaan tanah, atas sebagian atau seluruh air hujan tersebut akan mengalir masuk ke dalam tanah melalui pori-pori permukaan tanah permukaan tanah. Proses


mengalirnya air hujan kedalam tanah disebabkan oleh tarikan gaya gravitasi dan gaya kapiler tanah. Laju air yang di pengaruhi oleh gaya gravitasi dibatasi oleh besarnya diameter pori-pori tanah. Dibawah pengaruh gaya gravitasi, air hujan mengalir vertikal kedalam tanah melalui profil tanah. Pada sisi yang lain, gaya kapiler bersifat mengalirkan air tersebut tegak lurus ke atas, ke bawah, dan ke arah horizontal (lateral). Gaya kapiler tanah ini bekerja nyata pada tanah dengan pori-pori yang relatif kecil.

Pada tanah dengan pori-pori besar, gaya ini dapat diabaikan

pengaruhnya dan air mengalir ke tanah yang lebih dalam oleh pengaruh gaya gravitasi. Dalam perjalanannya tersebut, air juga mengalami penyebaran ke arah lateral akibat tarikan gaya kapiler tanah, terutama kea rah tanah dengan pori-pori yang lebih sempit dan tanah lebih kering. Tinggi kenaikan air yang disebabkan oleh tegangan kapiler adalah berbanding terbalik terhadap diameter pipa kapiler. Jadi makin banyak tanah itu mengandung butir-butir halus, makin tinggi kenaikan air makin besar butir-butir tanah makin kecil kenaikan airnya. Sebaliknya makin kecil butir-butir tanah, makin kecil kecepatan airnya, makin besar butir-butirnya makin cepat kecepatan airnya. Gambar 2.15 memperlihatkan sebuah sketsa air kapiler.

Gambar 2.15. Sketsa air kapiler


Air adhesif tertahan di sebelah luar air higroskopis dengan tegangan kapilernya sendiri tidak berhubungan dengan air tanah. Pergerakan air adhesif itu terutama hanya terjadi pada permukaan butir-butir tanah untuk mengisi bagianbagian kosong antara butir-butir (ruang-ruang sudut). Hubungan antara air adhesif dan air higroskopis dapat dilihat pada gambar. 2.16.

Gambar 2.16. Sketsa air adhesif dan higroskopis

Air gravitasi bergerak dalam ruang tanah karena gravitasi. Jika ruangruang itu telah jnuh dengan air, maka air akan bergerak menurut hokum Darcy seperti pada air tanah. Jika antara air yang sedang terinfiltrasi dengan air tanah terdapat bagian yang jenuh dengan udara seperti pada gambar 2.15, maka air akan bergerak sesuai dengan besarnya selisih gaya gravitasi dan tegangan kapiler. Infiltrasi yang terpengaruh oleh tegangan kapiler disebut infiltrasi terbuka dan infiltrasi yang hanya dipengaruhi oleh gravitasi umumnya disebut infiltrasi tertutup. Peresapan air dari persawahan yang air tanahnya terletak jauh dari jauh di bawah termasuk infiltrasi terbuka. Pengaliran air melalui ruang-ruang yang besar seperti retakan-retakan lapisan tanah sampai ke air tanah termasuk infiltrasi tertutup Mekanisme infiltrasi, dengan demikian , melibatkan tiga proses yang tidak saling mempengaruhi: (1) Proses masuknya ai hujan melalui pori-pori permukaan tanah. (2) Tertampungnya air hujan tersebut di dalam tanah.


(3) Proses mengalirnya air tersebut ke tempat lain (bahwa, samping, dan atas). Meskipun tidak saling mempengaruhi secara langsung, ketiga proses tersebut di atas saling terkait.

2.5.2.2.

Faktor-faktor yang mempengaruhi infiltrasi Dalam beberapa hal tertentu, infiltrasi itu berubah-ubah sesuai dengan

intensitas curah hujan, umumnya disebut dengan laju infiltrasi. Akan tetapi setelah mencapai limitnya, banyaknya infiltrasi akan berlangsung terus sesuai dengan kecepatan absorbsi maksimum setiap tanah tersebut. Laju infiltrasi maksimum yang terjadi pada suatu kondisi tertentu disebut kapasitas infiltrasi (f). Kapasitas infiltrasi itu berbeda-beda tergantung dari kondisi permukaan tanah, struktur tanah, tumbuhtumbuhan, suhu dan lain-lain. Disamping itu, infiltrasi berubah-ubah karena dipengaruhi oleh kelembaban tanah dan udara yang terdapat dalam tanah. Keadaan vegetasi penutup yang rapat dapat mengurangi jumlah air hujan yang sampai ke permukaan tanah, dan dengan demikian, mengurangi besar air infiltrasi. Sementara sistem perakaran vegetasi dan setetes yang dihasilkannya dapat membantu menaikkan permeabilitas tanah, dan dengan demikian dapat meningkatkan laju infiltrasi. Secara teoritis, bila kapasitas infiltrasi tanah diketahui, volume air larian dari suatu curah hujan dapat dihitung dengan cara mengurangi besarnya curah hujan dengan infiltrasi ditambah genangan air oleh cekungan permukaan tanah (surface detention) dan air intersepsi. Laju infiltrasi ditentukan oleh: (1) Jumlah air yang tersedia di permukaan tanah. (2) Sifat permukaan tanah. (3) Kemampuan tanah untuk mengosongkan air di atas permukaan tanah.


Dari ketiga unsur tersebut diatas, ketersediaan air (kelembapan tanah) adalah yang terpenting karena akan menentukan besarnya tekanan potensiaal pada permukaan tanah. Berkurangnya laju infiltrasi dapat terjadi karena dua alasan. Pertama, bertambahnya kelambapan tanah menyebabkan butiran tanah berkembang, dan dengan demikian menutup ruangan pori-pori tanah. Kedua, aliran air ke tertahan oleh gaya tarik butir-butir tanah. Gaya tarik ini bertambah besar dengan kedalaman tanah, dan dengan demikian, laju kecepatan air di bagian tanah yang lebih dalam berkurang sehingga menghambat masuknya air berikutnya dari permukaan tanah. Faktor-faktor yang mempengaruhi infiltrasi yaitu, sebagai berikut: 1. Karakteristik hujan Infiltrasi itu berubah-ubah sesuai dengan intensitas curah hujan 2. Kondisi permukaan tanah/ struktur tanah. a. Kemiringan tanah secara tidak langsung mempengaruhi laju infiltrasi b. Pembekuan permukaan tanah mengurangi kapasitas infiltrasi selama tahapan awal hujan berikutnya c. Kondisi penutup lahan, seperti halnya vegetasi ( karena terhambatnya aliran permukaan dan berkurangnya pemadatan tetesan hujan) mingkatkan infiltrasi. Kerapatan dan jenis vegetasi berpengaruh penting pada infiltasi. 3. Karakteristik air yang terinfiltrasi a. Suhu air memiliki pengaruh terhadap infiltrasi, tetapi penyebaran dan sifatnya belum pasti. b. Kualitas air merupakan factor lain yang mempengaruhi infiltrasi. Liat halus pada partikel debu yang dibawa air ketika terinfiltrasi dapat menghambat ruang pori yang lebih kecil.


4. Pemampatan oleh hujan, manusia dan hewan Gaya pukulan-pukulan hujan mengurangi kapasitas infiltrasi, karena oleh pukulan-pukulan itu butir-butir halus di permukaan teratas akan terpencar dan masuk ke dalam rongga-rongga tanah, sehingga terjadi efek pemampatan. Permukan tanah yang terdiri dari lapisan bercampur lempung akan menjadi sangat impermeabel. Pada bagian lalu lintas orang atau kendaraan, permeabilitas tanah berkurang karena stuktur butir-butir tanah dan ruang-ruang yang berbentuk pipa yang halus telah rusak.

2.5.2.3.

Pengukuran Infiltrasi Ada tiga cara untuk menentukan besarnya infiltrasi (Knapp 1978), yakni:

1.

Menentukan beda volume air hujan buatan dengan volume hujan larian pada percobaan laboraorium menggunakan simulasi hujan buatan.

2.

Menggunakan alat ifniltrometer.

3.

Teknik pemisahan hidrograf aliran dari data aliran air hujan. Jika terdapat data yang diteliti mengenai variasi intensitas curah hujan dan

data yang kontinu dari limpasan yang terjadi, maka kapasitas infiltrasi dapat diperoleh dengan ketelitian cukup tinggi Bila curah hujan (alamiah atau buatan) pada petak percobaan tersebut lebih besar dari pada kapasitas infiltrasi, maka kurva kapasitas infiltrasi akan bervariasi sejalan dengan waktu seperti terlihat pada Gambar 2.20. Dalam hal ini kurva kapasitas infiltrasi yang berbeda dapat diperoleh kelembaban tanah awal yang berbeda.


Gambar 2.16. Kurva inviltrasi dan curah hujan untuk menghitung air larian

Gambar 2.17. Kurva hubungan air larian dan infiltrasi pada hujan buatan dengan intensitas tetap

Laju infiltrasi diukur dalam satuan panjang per waktu. Satuan yang sama berlaku untuk laju curah hujan. Data infiltrasi umumnya digambarkan dalam bentuk kurva seperti pada Gambar 2.21. Gambar tersebut menunjukkan hubungan laju infiltrasi dan air larian yang umum dijumpai pada hujan buatan dengan intensitas yang tetap.


2.5.3.

Air Tanah Air yang berada di wilayah jenuh di bawah permukaan tanah disebut air

tanah. Secara global, dari keseluruhan air tawar yang berada di bumi ini lebih dari 97 % terdiri atas air tanah. Tampak bahwa peranan air tanah di bumi adalah penting. Air tanah dapat dijumpai hampir semua tempat di bumi bahkan di gurun pasir yang paling kering sekalipun, demikian juga di bawah tanah yang membeku

karena

tertutup lapisan salju atau es.

Tabel 2.2 : Kisaran-kisaran porositas tanah yang mewakili untuk bahan-bahan endapan (Todd, 1959) Bahan

Porositas (%)

Liat

45-55

Debu

40-50

Pasir campuran medium hingga kasar

35-40

Pasir yang seragam

30-35

Pasir campuran halus hingga medium

30-40

Kerikil

20-35

Kerikil dan pasir

10-20

Batu pasir (paras)

1-10

Batuan kapur

1-10

Batuan granit

1-5

Asal-muasal air tanah juga dipergumakan sebagai konsep dalam menggolongkan air tanah ke dalam 4 tipe (Told, 1959 dan Dam, 1966), yaitu:


1. Air meteorik : Air ini berasal dari atmosfir dan mencapai mintakat (zona) kejenuhan baik secara langsung maupun tidak langsung. a. Secara langsung oleh infiltrasi pada permukaan tanah b. Secara tidak langsung oleh rembesan influen ( di mana kemiringan muka air tanah menyusup di bawah aras air permukaan kebalikan dari efluen) dari danau, sungai, saluran buatan dan lautan. c. Secara langsung dengan cara kondensasi uap air (dapat diabaikan) 2. Air Juvenil: Air ini merupakan air baru yang ditambahkan pada mintakat kejenuhan dari kerak bumi yang dalam. Selanjutnya air ini dibagi lagi menurut sumber spesifiknya ke dalam: a. Air magmatic b. Air gunung api dan air kosmik ( yang dibawa oleh meteor). 3. Air diremajakan (rejuvenatited): air yang untuk sementara waktu telah dikeluarkan dari daur hidrologi oleh pelapukan, maupun oleh sebab-sebab yang lain, kembali lagi ke daur dengan proses-proses metamorphosis, pemadaman tau proses-roses yang serupa (Dam, 1996). 4. Air konat: Air yang terjebak pada beberapa batuan sedimen atau gunung pada asalnya mulanya. Air tersebut biasanya sangat termineralisasi dan mempunyai salinitas yang lebih tinggi dari pada laut Air tanah adalah air yang bergerak dalam tanah yang terdapat di dalam ruang-ruang (pori-pori) butir-butir tanah dan di dalam retakan-retakan batuan. Poriberukuran kapiler dan membawa air yang disebut air pori. Aliran melalui pori adalah laminar. Kapasitas penyimpanan/ cadangan air dari suatu lahan ditunjukkan


dengan porositas yang merupakan nisbah dari volume rongga (Vv) dengan volume total bantuan (V), Air permukaan (aliran air sungai, air danau/waduk dan genangan air permukaan lainnya) dan air tanah pada prinsipnya mmpunyai kekterkaitan yang erat serta keduanya mengalami proses pertukarn yang berlangsung terus menerus. Selama musim kemarau, kebanyakan sungai masih mengalir.


BAB II TINJAUAN PUSTAKA. peredaran dan agihannya, sifat-sifat kimia dan fisiknya, dan reaksi dengan

Recommend Documents