siklus hidrologi

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, termasuk hubungannya dengan makhluk-makhluk hidup

(Internatinal Glossary of Hidrology, 1974) [ErsinSeyhan,1990]. 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 sumber-

sumber 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 rata-

rata 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)

n

ddddd n.......321 +++=

ndi∑= ................ (2.4)

Keterangan: d = Rata-rata curah hujan (mm)

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

n = Banyaknya stasiun pencatat


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:

AdAdAdAdAd nn......... 332211 +++

= = A

dA ii∑ . .................... (2.5)

Keterangan: 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

Stasiun penakar hujan

Daerah aliran


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:

n

nnn

AAA

AddAddAAdd

d...

2...

2221

12110

++

++

++

=

−

∑∑ +

=

−

i

iii

A

Add

d 21

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

Keterangan: 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

1

6

5

7

2

3

4

A7A3

A5

A1

A2

A4


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 yang berpengaruh terhadap evapotranspirasi

perlu dibedakan 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 = ........................................................... (2.9)

E = 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 masing-

masing CAT adalah:

• CAT Bebas : potensi 1.165.971 juta m³/thn.

• CAT Tertekan : Potensi 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

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.


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)

Fraksi

tanah

Diameter Lempung¹ berpasir

(%)

Lempung²

(%)

Tanah liat berat

Kerikil

Pasir kasar

Pasir halus

Debu

Liat

>2,0

2,0-0,20

0,2-0,02

0,02-0,002

<0,002

-

66,6

17,8

5,6

8,5

-

27,1

30,3

20,2

19,3

-

0,9

7,1

21,4

65,8

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

2.5.2. Infiltrasi

(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.

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.

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.

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.

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 bagian-

bagian 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 ruang-

ruang 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, tumbuh-

tumbuhan, 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

Debu

Pasir campuran medium hingga kasar

Pasir yang seragam

Pasir campuran halus hingga medium

Kerikil

Kerikil dan pasir

Batu pasir (paras)

Batuan kapur

Batuan granit

45-55

40-50

35-40

30-35

30-40

20-35

10-20

1-10

1-10

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.


siklus hidrologi

Education