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
dddd
d
n.......321 +++
=
n
di∑= ................ (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:
A
dAdAdAdA
d
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
n
nn
AAA
A
dd
A
dd
A
Add
d
...
2
...
22
21
12110
++
+
+
++
=
−
∑
∑
+
=
−
i
i
ii
A
A
dd
d 2
1
...................................... (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
A7
A3
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

Empfohlen

Empfohlen

Weitere ähnliche Inhalte

Was ist angesagt?

Was ist angesagt? (20)

Andere mochten auch

Andere mochten auch (20)

Ähnlich wie Siklus hidrologi

Ähnlich wie Siklus hidrologi (20)

Kürzlich hochgeladen

Kürzlich hochgeladen (20)

Siklus hidrologi