0

TUGAS REKAYASA HIDROLOGI

INFILTRASI

NAMA KELOMPOK :

1. DEVIT WIDIANTO (1407123585)2. ERWIN (1407110453)3. RANDY OKTARIANSA (1407112896)4. YANIARTO FITRANA (1407123656)5. YOGI RAENALDO APRYAN (1407114756)

PROGRAM STUDI S1 TEKNIK SIPILJURUSAN TEKNIK SIPILUNIVERSITAS RIAU

2015

1. PENDAHULUANAir yang diterima pada permukaan bumi akhirnya, jika permukaannya tidak kedap

air, dapat bergerak ke dalam tanah dengan gaya gerak gravitasi dan kafiler dalam

suatu aliran yang disebut infiltrasi. Konsep infiltrasi ini relatif baru, namun banyak

kemajuan didalam pengertian dan penentuannya telah dicapai pada tahun-tahun

terakhir ini. Para ahli agronomi menyebut jeluk maksimun air yang dapat

dikembalikan kepermukaan baik oleh tanaman maupun oleh kapilaritas, sebagai

tanah. Ini merupakan mintakat dimana pertama kali presifitasi masuk. Pada mintakat

ini (disebut mintakat tanah atau mintakat mintakat air tanah) air bergerak secara

vertikal baik dengan cara evapotranspirasi kepermukaan maupun dengan cara

perkolasi yang menurun (pergerakan menurun lengas tanah dari mintakat air tanah

tak jenuh kemintakat jenuh menuju muka air tanah). Karena poreus (memiliki

rongga-rongga yang dapat diisi dengan udara atau dan cairan) maka tanah

mempunyai kapasitas untuk menyimpan air. Air ini disebut lengas tanah.

Bagian lengas tanah yang tidak dapat dipindahkan dari tanah oleh cara-cara alami

(dengan osmosis, gravitasi atau kapilaritas) disebut ada dalam simpanan permanen.

Kapasitas simpanan permanen suatu tanah diukur dengan kandungan air tanahnya

pada titik layu permanen vegetasinya. Titik layu ini (kandungan air tanah terendah

dimana tanaman dapat mengeksrak air dari ruang pori tanah terhadap gaya

gravitasi) ditentukan untuk suatu tanah bila bagian atas tanaman berada pada

atmosfer basah dan tidak terlalu panas. Ini adalah sama bagi semua tanaman pada

tanah tertentu (Eagleson 1970). Semua lengas tanah yang melebihi titik layu

permanen disebut lengas tanah permanen. Air perkolasi yang sampai di bawah

jangkauan akar tanaman memasuki suatu mintakat peralihan dimana kapilaritas dan

1

INFILTRASI

osmosis tidak begitu penting, pada mintakat ini air ditahan sebagai simpanan berupa

selaput pada partikel tanah individual dengan gaya permukaan (ini disebut air

pelikuler atau berperkolasi ke bawah karena gravitasi (air gravitasi). Pada mintakat

kapiler (atau mintakat rumbai kapiler) sebagian air berperkolasi ke bawah ke muka

air tanah dan sebagian dari air itu ditahan melawan gaya gravitasi dengan cara kerja

kapiler.

Lengas tanah dapat berada dalam kondisi-kondisi yang berbeda pada bagian-bagian

DAS yang berbeda-beda. Karena itu, lengas tanah biasa dianggap mencakup

semua air pada mintakat aerasi. Kapasitas lapangan suatu tanah adalah jumlah

maksimum yang dapat disimpan dalam tanah pada mintakat tak jenuh melawan

gaya gravitasi. Di negeri Belanda kapasitas lapangan dipandang sebagai kandungan

air yang setara dengan gaya hisap pF =2.

Laju infiltrasi aktual (fac) adalah laju air berpenetrasi kepermukaan tanah pada

setiap waktu dengan gaya-gaya kombinasi gravitasi, viskositas dan kapilaritas. Laju

maksimum presipitasi dapat diserap oleh tanah pada kondisi tertentu disebut

kapasitas infiltrasi, fc. Untuk suatu intensitas curah hujan,

Infiltrasi hanya akan terjadi setelah semua depresi permukaan yang kecil terpenuhi.

Demikian juga, perkolasi hanya akan terjadi bila mintakat tak jenuh telah mencapai

kapasitas kapangannya. Sama halnya dengan terminologi infiltrasi, istilah laju

perkolasi dan kapasitas perkolasi digunakan. Kapasitas perkolasi adalah suatu

parameter yang penting bila infiltrasi buatan diperlukan (suatu teknik yang terkenal di

negeri Belanda).

2. PENGERTIANInfiltrasi adalah aliran air ke dalam tanah melalui permukaan tanah. Di dalam tanah

air mengalir dalam arah lateral, sebagai aliran antara (interflow) menuju mata air,

danau, dan sungai; atau secara vertikal, yang dikenal dengan perkolasi (percolation)

2

menuju air tanah. Gerak air di dalam tanah melalui pori-pori tanah dipengaruhi oleh

gaya gravitasi dan gaya kapiler. Gaya gravitasi menyebabkan aliran selalu menuju

ke tempat yang lebih rendah, sementara gaya kapiler menyebabkan air bergerak ke

segala arah. Air kapiler selalu bergerak dari daerah basah menuju ke daerah yang

lebih kering.

Tanah kering mempunyai gaya kapiler lebih besar daripada tanah basah. Gaya

tersebut berkurang dengan bertambahnya kelembaban tanah. Selain itu, gaya

kapiler bekerja lebih kuat pada tanah dengan butiran halus seperti lempung daripada

tanah berbutir kasar pasir. Apabila tanah kering, air terinfiltrasi melalui permukaan

tanah karena pengaruh gaya gravitasi dan gaya kapiler pada seluruh permukaan.

Setelah tanah menjadi basah, gerak kapiler berkurang karena berkurangnya gaya

kapiler.

Hal ini menyebabkan penurunan laju infiltrasi. Sementara aliran kapiler pada lapis

permukaan berkurang, aliran karena pengaruh gravitasi berlanjut mengisi pori-pori

tanah. Dengan terisinya pori-pori tanah, laju infiltrasi berkurang secara berangsung-

angsur sampai dicapai kondisi konstan; di mana laju infiltrasi sama dengan laju

perkolasi melalui tanah. Dalam infiltrasi dikenal dua istilah yaitu kapasitas infiltrasi

dan laju infiltrasi, yang dinyatakan dalam mm/jam.Kapasitas infiltrasi adalah laju

infiltrasi maksimum untuk suatu jenis tanah tertentu; sedang laju infiltrasiadalah

kecepatan infiltrasi yang nilainya tergantung pada kondisi tanah dan intensitas hujan.

Pada grafik dibawah ini menunjukkan kurva kapasitas infiltrasi (fp), yang merupakan

fungsi waktu.

Apabila tanah dalam kondisi kering ketika infiltrasi terjadi, kapasitas infiltrasi tinggi

karena kedua gaya kapiler dan gravitasi bekerja bersama-sama menarik air ke

dalam tanah. Ketika tanah menjadi basah, gaya kapiler berkurang yang

3

menyebabkan laju infiltrasi menurun. Akhirnya kapasitas infiltrasi mencapai suatu

nilai konstan, yang dipengaruhi terutama oleh gravitasi dan laju perkolasi.

3. FAKTOR YANG MEMPENGARUHI INFILTRASILaju infiltrasi dipengaruhi oleh beberapa faktor, yaitu kedalaman genangan dan tebal

lapis jenuh, kelembaban tanah, pemadatan oleh hujan, tanaman penutup, intensitas

hujan, dan sifat-sifat fisik tanah.

1.1 Kedalaman genangan dan tebal lapis jenuh

Perhatikan skema gambar di bawah ini !

Dalam gambar di atas, air yang tergenang di atas permukaan tanah terinfiltrasi ke

dalam tanah, yang menyebabkan suatu lapisan di bawah permukaan tanah menjadi

4

jenuh air. Apabila tebal dari lapisan jenuh air adalah L, dapat dianggap bahwa air

mengalir ke bawah melalui sejumlah tabung kecil. ALiran melalui lapisan tersebut

serupa dengan aliran melalui pipa. Kedalaman genangan di atas permukaan tanah

(D) memberikan tinggi tekanan pada ujung atas tabung, sehingga tinggi tekanan

total yang menyebabkan aliran adalah D+L.

Tahanan terhadap aliran yang diberikan oleh tanah adalah sebanding dengan tebal

lapis jenuh air L. Pada awal hujan, dimana L adalah kecil dibanding D, tinggi tekanan

adalah besar dibanding tahanan terhadap aliran, sehingga air masuk ke dalam tanah

dengan cepat. Sejalan dengan waktu, L bertambah panjang sampai melebihi D,

sehingga tahanan terhadap aliran semakin besar. Pada kondisi tersebut kecepatan

infiltrasi berkurang. Apabila L sangat lebih besar daripada D, perubahan L

mempunyai pengaruh yang hampir sama dengan gaya tekanan dan hambatan,

sehingga laju infiltrasi hampir konstan.

1.2 Kelembaban Tanah

Jumlah air tanah mempengaruhi kapasitas infiltrasi. Ketika air jatuh pada tanah

kering, permukaan atas dari tanah tersebut menjadi basah, sedang bagian

bawahnya relatif masih kering. Dengan demikian terdapat perbedaan yang besar

dari gaya kapiler antara permukaan atas tanah dan yang ada di bawahnya. Karena

adanya perbedaan tersebut, maka terjadi gaya kapiler yang bekerja sama dengan

gaya berat, sehingga air bergerak ke bawah (infiltrasi) dengan cepat.

Dengan bertambahnya waktu, permukaan bawah tanah menjadi basah, sehingga

perbedaan daya kapiler berkurang, sehingga infiltrasi berkurang. Selain itu, ketika

tanah menjadi basah koloid yang terdapat dalam tanah akan mengembang dan

menutupi pori-pori tanah, sehingga mengurangi kapasitas infiltrasi pada periode

awal hujan.

5

1.3 Pemampatan Oleh Hujan

Ketika hujan jatuh di atas tanah, butir tanah mengalami pemadatan oleh butiran air

hujan. Pemadatan tersebut mengurangi pori-pori tanah yang berbutir halus (seperti

lempung), sehingga dapat mengurangi kapasitas infiltrasi. Untuk tanah pasir,

pengaruh tersebut sangat kecil.

1.4 Penyumbatan Oleh Butir Halus

Ketika tanah sangat kering, permukaannya sering terdapat butiran halus. Ketika

hujan turun dan infiltrasi terjadi, butiran halus tersebut terbawa masuk ke dalam

tanah, dan mengisi pori-pori tanah, sehingga mengurangi kapasitas infiltrasi.

1.5 Tanaman Penutup

Banyaknya tanaman yang menutupi permukaan tanah, seperti rumput atau hutan,

dapat menaikkan kapasitas infiltrasi tanah tersebut. Dengan adanya tanaman

penutup, air hujan tidak dapat memampatkan tanah, dan juga akan terbentuk lapisan

humus yang dapat menjadi sarang/tempat hidup serangga. Apabila terjadi hujan

lapisan humus mengembang dan lobang-lobang (sarang) yang dibuat serangga

akan menjadi sangat permeabel. Kapasitas infiltrasi bisa jauh lebih besar daripada

tanah yang tanpa penutup tanaman.

1.6 Topografi

Kondisi topografi juga mempengaruhi infiltrasi. Pada lahan dengan kemiringan

besar, aliran permukaan mempunyai kecepatan besar sehingga air kekurangan

waktu infiltrasi. Akibatnya sebagian besar air hujan menjadi aliran permukaan.

Sebaliknya, pada lahan yang datar air menggenang sehingga mempunyai waktu

cukup banyak untuk infiltrasi.

6

1.7 Intensitas Hujan

Intensitas hujan juga berpengaruh terhadap kapasitas infiltrasi. Jika intensitas hujan

I lebih kecil dari kapasitas infiltrasi, maka laju infiltrasi aktual adalah sama dengan

intensitas hujan. Apabila intensitas hujan lebih besar dari kapasitas infiltrasi, maka

laju infiltrasi aktual sama dengan kapasitas infiltrasi.

4. LENGAS TANAH

Jika grafitasi merupakan satu-satunya gaya yang menyebabkan gerakan

vertikal air dalam tanah, tanah akan mengalirkan air sama sekali kering setelah

hujan. Kenyataan bahwa tanah selalu mengandung banyak lengas menunjukkan

bahwa gaya-gaya yang memegang lengas dalam tanah harus dikenakan sampai

pada tingkat tertentu (Ward, 1967). Fenomena retensi lengas tanah sama sekali

tidak dimengerti, gaya-gaya utama yang menyebabkan terikatnya air dalam tanah

adalah:

1. Adsorpsi (molekul air ditarik dan berada di permukaan partikel tanah secara

kuat),

2. Gaya osmotik (karena bahan kimiawi terlarut, seperti garam, maka gaya yang

memegang air dalam tanah ditingkatkan dengan jumlah yang sama dengan

tekanan osmotik larutan tanah), dan

3. Gaya kapiler (= tekanan muka = molekul permukaan air yang ditarik terutama

oleh molekul di dalam air (adhesi; juga kohesi terjadi) dan selaput air dalam

tanah dengan demikian dipegang di lapangan in situ oleh gaya tegangan muka).

7

Gaya kapiler tergantung pada ukuran rongga, dan gaya permukaan, pada jumlah

dan sifat permukaan partikel-partikel tanah.

Untuk penentuan kerapatan isi, volume contoh harus diketahui ini dapat

diperoleh dengan metode inti dimana pengambil contoh tanahyang terbuat dari

logam dilindris dengan volume yang diketahui ditekan kedalam tanah dan dengan

hati-hati diambil untuk menjaga agar volume tanah sama dengan volume pengambil

contoh silindris. Perubahan kandungan air tanah secara nyata mengubah sifat-sifat

tanah seperti keteguhan, kompresibilitas dan konduktivitas hidrolik. Volume

kebanyakan tanah juga berubah dengan berubahnya proporsi air dan udara dalam

rongga-rongga atau dari perubahan rongga.

Kandungan lengas tanah juga dipengaruhi oleh ciri fisis yaitu porositas.

Porositas didefenisikan sebagai nisbah volume rongga (Vv ) dengan volume total

tanah. Rumus untuk menghitung porositas:

v=100[ VvV ] atau v=100[1− ρdγd ]

Keterangan:

v= porositas (atau nisbah rongga) dalam %

Vv= volume ruang rongga (cm3)

V= volume total contoh tanah tertentu (cm3)

ρd= berat isi contoh tanah=kerapatan contoh tanah kering (gr/cm3)

ρd= Ws/Vs + Vv = Ws/V

Vs= volume padatan (cm3)

Ws= berat padatan= berat contoh kering oven (gr)

γs= kerapatan butiran tanah+ berat jenis bahan padat (gr/cm2)

γs= Ws/Vs

8

Untuk mengetahui kerapatan isi volume contoh harus diketahui. Ini dapat

diperoleh dengan metode inti dimana pengambil contoh tanah yang terbuat dari

logam di lindris dengan volume yang diketahui ditekan ke dalam tanah dan dengan

hati-hati diambil untuk menjaga agar volume tanah sama dengan volume pengambil

contoh tanah. . Kemudian permukaan ring sampel tanah yang sudah terisi tanah di

beri lapisan lilin cair atau parapin. Kemudian ditimbang baik diudara maupun sambil

dicelupkan dalam cairan yang diketahui kerapatannya.

Perubahan kandungan air tanah secara nyata mengubah sifat-sifat tanah seperti

keteguhan, kompresibilitas, plastisitas dan konduktivitas hidrolik.

Kandungan air tanah didefenisikan dalam tiga cara :

Kandungan air atas dasar berat basah (θw)

θw=Wt – Ws

Keterangan:

θw= kandungan air atas dasar berat basah (%)

Wt = berat contoh tanah lembab (%) = (Wt/Ws)x100

Ws= berat contoh tanah kering oven (%) Ws= (Ws/Wt)x100

Kandungan air atas dasar berat kering oven (θd)

Kandungan ini merupakan persentase air yang terdapat pada contoh tanah

kering tanur:

θd =Ww/Wsx100% = (100/100- θw)x θw

Contoh tanah yang lembab di timbang (Wt), kemudian dikeringkan pada suhu

1100C, didinginkan dan ditimbang lagi (Ws) untuk menentukan berat air yang

hilang (Ww=Wt-Ws). Ini merupakan metode baku, tetapi memerlukan banyak

waktu.

Kandungan air atas dasar volume (θ= kandungan air volumetrik).

Rumus ini menyatakan volume air per volume tanah lembab.

9

θ= Vw/Vs+Vv atau = θd (ρd)/100 (ρw)

Keterangan:

Vw: volume air (cm3)

Vs: volume padatan (cm3)

Vs: volume rongga (cm3)

ρd=Ws/Vs+Vv= Kerapatan isi tanah = berat tanah dibagi dengan volume total

(V=Vs+Vv) tanah (gr/cm3)

ρw= kerapatan air (gr/cm3)

Kandungan air atas dasar volume, misal 35% berarti 35 mm air dalam 100

mm kolom tanah atau 35 cm air per meter jeluk tanah. Jika misalnya tanah

hanya 40 cm dalamnya, maka kandungan air tanah hanya (350mm/m)(0,4) =

140 mm.

Potensial Air Tanah

Energi yang mengikat air dalam tanah pada setiap kandungan air dicirikan

sebagai potensial air tanah. Potensial air tanah (atau potensial matriks) terutama

dibagi menjadi komponen potensial kapiler (atau potensial matriks) dan potensial

gravitasi. Namun, terdapat potensial komponen lainnya (Young, 1975) yang

berperanan pada potensial total tanah. Potensial komponen dapat dituliskan

sebagai berikut:

∆ψ= ∆ψm + ∆ψg + ∆ψπ + ∆ψp + ∆ψa ……..

Keterangan:

∆ψ= potensial air tanah total (potensial lengas)

∆ψm= potensial matrik (atau kapiler)

∆ψg= potensial gravitasi

∆ψπ=potensial osmotik

∆ψp= potensial piezometrik

∆ψa= potensial angin atau tekanan.

10

Potensial dinyatakan sebagai perbedaan-perbedaan (∆) terhadap titik

sembarang yang ditetapkan sebagai berpotensial nol. Misalnya permukaan

air bebas, mempunyai potensial nol. Buckingham (1970) mengusahakan

penggunaan konsep energi, atau konsep potensial air tanah, dalam penelitian

gerakan lengas tanah dan menyarankan penggunaan istilah potensial kapiler

untuk menunjukkan daya tarik tanah akan air.

Banyak istilah telah dipergunakan untuk memberi batasan energi yang

mengikat air dalam tanah. Istilah tegangan air tanah dan isapan tanah

digunakan untuk memberikan batasan secara berturut-turut bahwa air tanah

berada dalam keseimbangan dengan tekanan yang kurang dari atmosfir dan

tanah memberikan tekanan terhadap air.

Penyesuaian pemakaian yang dibakukan akan menghindarkan

pengertian yang membingunkan. Dalam hal ini akan digunakan istilah

potensial pada perlakuan-perlakuan teoritis air tanah, dan isapan dalam

pemakaian praktis. Harga-harga isapan tanah adalah positif dan harga-harga

potensial adalah negatif, namun keduanya secara numerik adalah sama.

Berbagai satuan dipergunakan untuk mengukur potensial air tanah.

Kurva Tegangan

Kurva-kurva yang menjelaskan hubungan antara potensial air tanah, pF,

dan kandungan lengas tanah (atau kandungan air tanah) dikenal sebagai kurva

tegangan. Kurva-kurva tegangan untuk tanah-tanah dengan ukuran partikel yang

berbeda menunjukkan kenyataan bahwa :

1. potensial air tanah menurun dengan meningkatnya kandungan air (makin

banyak air tanah, makin berkurang energi yang diperlukan untuk memegang

air dalam tanah).

2. Isapan meningkat jika ukuran pori yang mengikat air berkurang.

11

3. Laju perubahan kemiringan maksimum, yang menunjukkan ukuran rongga

dominan yang mengikat air, terjadi pada potensial yang lebih rendah bila

ukuranpartikel menurun.

4. Tanah liat utuh mempunyai lebih banyak rongga didalamnya, dibandingkan

bila tanah dibentuk kembali yang akan menyebabkan rongga tersebut rusak.

Dengan demikian tanah menahan lebih banyak air bila dibentuk kembali.

5. Konsolidasi menyebabkan volume rongga yang besar akan menurun dan

rongga yang kecil akan naik. Karena itu, tanah yang dimamfaatkan akan

menahan lebih banyak air pada isapan yang tinggi, namun berkurang pada

isapan yang rendah.

6. Pada campuran liat-pasir, kandungan air pada potensial tertentu akan naik

diatas proporsi minimum.

Histeresis

Salah satu pembatasan utama penggunaan kurva retensi adalah yang

berkenaan dengan fenomena histeresis. Untuk suatu isapan tertentu, kandungan

air tanah beragam pada apakah itu dibasahi atau dikeringkan. Histeresis akan

menjadi terbesar pada kasus tanah yang mengering. Histeresis disebabkan oleh

kenyataan bahwa banyak pori mempunyai leher yang agak sempit atau

hubungan dengan pori-pori didekatnya. Bila tanah mongering pori-pori tersebut

tidak dapat kosong sampai dicapai suatu isapan yang tinggi. Bila tanah sedang

dibasahi, pori ini tidak akan terisi hingga isapan menurun ketingkat yang jauh

lebih rendah yang dihubungkan dengan diameternya yang terbesar, dititik mana

pori akan terisi dengan sangat cepat.

Penampang Jeluk Lengas Tanah

Bila infiltrasi berlanjut terus (selama hujan yang lebat), permukaan yang

langsung akan menjadi jenuh, dan akan terjadi penurunan kandungan air dengan

12

jeluk tanah. Pada kondisi dengan infiltrasi yang terus berlanjut, perlokasi akan

terjadi.

Gerakan naik lengas tanah – gerakan kapiler

Penelitian-penelitian terdahulu mengenai gerakan naik tanah sangat

terbatas karena perhatian besar ditujukan pada pembahasan tanah dari bawah

melalui saluran-saluran kapiler. Lagi pula, tanah disederhanakan sebagai suatu

ikatan tabung kapiler dimana tinggi kenaikan dihitung dengan persamaan yang

terkenal (Young, 1975).

Pengaruh evapotranspirasi adalah untuk menciptakan suatu hisapan dan

mendorong gerakan air menuju permukaan tanah, kerapatan dan jeluk muka air

merupakan factor-faktor yang mempengaruhi gerakan air keatas karena

pengaruh evapotranspirasi.

Pengukuran Potensial Air Tanah

1. Pengukuran laboratorium

Pada dasarnya, pengukuran potensi dapat dilakukan dengan metode

dimana gaya yang terukur dikenakan pada air tanah dan hasil perubahan

kandungan air tanah diukur. Pengukuran laboratorium dilakukan dengan

mengenakan tekanan yang spesifik dan dengan mengukur kandungan air

setimbang yang dihasilkan (untuk suatu tekanan tertentu air berhenti keluar

dari contoh tanah). Ini dapat dilakukan baik dengan menggunakan tekanan

negatif maupun tekanan positif.

a. Metode Haines : Contoh tanah diletakkan pada cawan keramik dan

tekanan negatif (maksimum –1 bar) dikenakan pada bagian bawah

contoh. Air mengalir dari contoh melalui pori keramik ke dalam tabung

pengukur dan perubahan kandungan air pada tanah diamati secara

langsung dengan mengukur perubahan posisi meniscus pada tabung.

13

b. Membran tekanan : Karena tekanan positif dikenakan pada bagian atas

contoh tanah, air bergerak dari contoh, melalui membran hingga

kesetimbangan tercapai.

c. Metode tekanan uap : Tekanan uap yang terkendali dimasukkan pada

ruangan yang mengandung contoh. Tanah mengisap air atau kehilangan

air sampai potensial tanah sama dengan potensial udara disekitarnya.

2. Pengukuran-pengukuran di tempat

A. Tensiometer : Alat ini terdiri atas cawan poreus yang dipendam dalam

tanah dan dihubungkan dengan monometer atau pengukuran hampa.

Air bergerak dari cawan poreus kedalam tanah disekitarnya hingga

hisapan pada cawan dan tanah disekitarnya berada dalam

kesetimbangan.

B. Psikometer thermocouple : Alat ini yang paling modern dan

diharapkan menjadi alat yang terbaik bagi pengukuran potensial air

tanah. Alat ini mengukur tekanan uap didalam tanah.

3. Pengukuran-pengukuran tidak langsung

C. Tahanan antara dua elektroda yang dipasang pada suatu blok gips

ysng poreus yang dibenamkan kedalam tanah diukur. Jika tanah

mongering, maka pori pada gips kehilangan air tanah disekitarnya

dan tahanan antara elektroda akan naik.

D. Beberapa bahan yang poreus (sumbat keramik, kertas saring, dan

lain-lain) dimana hubungan antara w dan w diketahui, ditempatkan

berhubungan dengan tanah dan secara berkala ditimbang untuk

menentukan perubahan didalam kandungan air tanah.

Pengukuran lengas tanah

14

Progam pengamatan lengas tanahmungkin berbeda-beda menurut tujuannya.

Misalnya, untuk maksud-maksud pertanian pengukuran lengas tanah diambil

pada empat titik per hektar dapat memberikan daya yang memadai bagi

pendugaan harga tertimbang rata-rata air tanah diseluruh kawasan pertanian.

Metode statistik biasanya digunakan untuk menentukan banyaknya titik

pengamatan yang diperlukan.

Metode-metode pengukuran kandungan lengas tanah adalah sebagai berikut:

a. Metode gravimetrik

b. Metode tensiometrik

c. Metode tahanan – listrik

d. Metode pancaran neutron

e. Metode sinar gamma

f. Metode penginderaan jauh

g. Lisimeter

h. Metode kimia

i. Metode panas

Kepentingan Praktis Infiltrasi

1. Berkurangnya banjir

2. Berkurangnya erosi tanah

3. Memberikan air pada vegetasi dan tanaman

4. Mengisi kembali reservoir air tanah

5. Menyediakan aliran pada sungai pada musim kemarau

15

5. PENENTUAN LAJU INFILTRASI

1.8 Cara Buatan. Infiltrometer, merupakan suatu tabung baja silindris pendek, berdiameter

besar (atau suatu batas kedap air lainnya) yang mengitari suatu daerah

dalam tanah. Infilitrometer cincin konsentrik yang merupakan tipe biasa,

terdiri dari dua cincin konsentrik yang ditekan ke dalam permukaan tanah.

Kedua cincin tersebut digenangi (karena itu disebut infiltrometer tipe

genangan) secara terus menerus untuk mempertahankan tinggi yang konstan

(jeluk air). Infiltrometer hanya dapat memberikan angka bandingan yang

berbeda (harga lebih tinggi) dari infiltrasi sebenarnya. Dengan menggunakan

petak lapangan terisolasi, kapasitas infiltrasi ditentukan oleh jumlah air yang

ditambahkan untuk mempertahankan tinggi yang tetap. Dibandingkan dengan

infiltrometer tipe cincin, petak bidang terisolasi (kenyataan infiltrometer yang

besar) mempunyai pengaruh batas yang kurang nyata, namun masih belum

menggambarkan realitas. Angka yang diperoleh sekali lagi merupakan

angka-angka pembanding

Lisimeter, untuk penentuan kapasitas infiltrasi. Hanya lisimeter tipe

timbangan dapat dipergunakan. Baik hujan buatan (irigasi) dengan suatu

jeluk yang konstan maupun hujan alami digunakan.

Simulator curah hujan, dengan menggunakan petak lapangan terisolasi,

kondisi curah hujan disimulasi dengan hujan buatan. Hujan buatan ini juga

disebut infiltrometer irigasi semprotan. Ukuran dan bentuk petak sangat

beragam. Infiltrometer tipe F yang sering digunakan, mempunyai dua baris

penyemprot yang penyemprot air diatas petak berukuran 6 x 12 kaki. Ukuran

tetesan dan ketinggian jatuh dapat dikendalikan. Infiltrasi dideduksi dari

analisis curah hujan dan limpasan permukaan. Hujan simulasi yang

dikenakan pada petak lapangan ( percobaan yang sama dapat juga

dimanipulasikan di laboratorium) pada insensitas 1mm/jam dihentikan pada

16

waktu tf. Hidrograf limpasan yang dihasilkan akan mempunyai suatu cabang

naik (selama hujan) dan suatu cabang menurun (setelah berhentinya hujan).

1.9 Cara-Cara Alami Hidrograf aliran sungai kecil, pada suatu kasus daerah aliran sungai yang

kecil (hingga ukuran sekitar 0,04 km2) penentuan kehilangan infiltrasi jauh

lebih rumit dibandingkan dengan penentuan yang dilakukan oleh simulator

hujan. Namun, pendekatannya adalah serupa dengan pendekatan simulator

hujan dan menggunakan kurva komulatif (P,Q,P-Q dan F)untuk

menghidarkan agihan yang tidak seragam seperti agihan hietograf hujan.

Perkiraan kehilangan total dimungkinkan dengan anggapan bahwa intensitas

kehilangan selama hujan tidak beragam dengan waktu (konstan).

Pendugaan infiltrasi pada daerah aliran sungai yang lebih besar, pada daerah

aliran sungai yang lebih besar terdapat ciri-ciri yang khusus (seperti agihan

hujan yang tidak seragam, keragaman ruang yang besar dalam tipe tanah

dan tipe tajuk, dll) yang mempengaruhi infiltrasi. Ciri-ciri ini menyebabkan

agihan ruang dan waktu infiltrasi yang tidak seragam. Karena itu, penentuan

kapasitas infiltrasi dengan bantuan hidrograf limpasan hanya dianjurkan

untuk daerah aliran sungai yang kecil dan tidak untuk daerah aliran sungai

yang besar. Dalam praktek, indeks-indeks infiltrasi digunakan sebagai

metode jalan pintas dalam menentukan infiltrasi dari daerah aliran sungai

yang besar. Jika tersedia kurva-kurva kapasitas f suatu daerah aliran sungai

yang kecil atau petak pada daerah aliran sungai besar yang sama, kurva-

kurva tersebut dapat digunakan dalam memperkirakan laju infiltrasi pada

daerah aliran sungai yang besar.

17

1.10 Metode Kapasitas (F)Pada metode ini, laju infiltrasi aktual (fac) ditentukan dengan membandingkan

intensitas hujan dengan harga kapasitas infiltrasi (fc). Infiltrasi aktual yang

diperkirakan ditambah cadangan depresi permukaan (Sd) dan infiltrasi sisanya (fr.

Untuk menggantikan cadangan detensi) dikurangkan dari hujan yang ditentukan dan

hujan efektif ditentukan. Cadangan dapresi hanya dikurangkan dari bagian hujan

yang pertama karena pada bagian hujan ini depresi diisi pemulihan 3% (harga yang

diasumsikan) disebabkan karena jumlah hujan yang kecil yang masuk pada periode

ke-5 dan ke-6 (periode yang kering meningkatkan kapasitas infiltrasi). Jumlah

kehilangan yang ditentukan terutama karena infiltrasi.

b. Metode indeks

1. Metode indeks O = metode ini merupakan laju konstan (mm/jam), dan lain-lain) di

atas mana volume curah hujan sama dengan volume limpasan yang diamati.

Metode ini menggambarkan semua kehilangan permukaan (intersepsi, cadangan

depresi permukaan, cadangan detensi dan evapontranspirasi) dan infiltrasi. Metode

ini menganggap limpasan terlalu besar pada permulaan dan terlalu kecil pada akhir

hujan. Tidak ada perhatian yang diberikan bagi kehilangan awal dan bagi infiltrasi

selama periode tidak hujan atau selama periode sisa.

2. Metode Fav = Metode ini lebih teliti daripada metode indeks O karena perhatian

yang juga diberikan pada simpangan permulaan (Sd), periode-periode tanpa hujan

dan infiltrasi sisa. Metode ini didefenisikan sebagai rata-rata laju infiltrasi selama

periode adanya pasokan air yang berkesinambungan untuk infiltrasi. Dalam metode

ini, analisis diselesaikan secara terpisah untuk masing-masing periode hujan

(disarankan 1 jam) dengan menganggap bahwa curah hujan sebelum atau sesudah

periode ini sama sekali hilang.

3. Metode Indeks –W = indeks ini mengacu pada laju infiltrasi selama periode (tc) jika

intensitas curah hujan (i) melebihi laju kapasitas infitrasi indeks ini sama dengan, W

= O – laju kehilangan

18

W = P-Q –Sd-1 dimana I=intersepsi Te

Jika tanah jenuh dengan air, kapasitas infiltrasi akan mencapai laju minimum yang

konstan dan final (fa). Ini berarti bahwa kenaikan dalam simpanan permukaan (Da +

Sd + I) akan mendekati nol. Maka menurut defenisi, indeks W menjadi indeks Wmin

dan hampir sama dengan O. indeks Wmin digunakan dalam kajian-kajian yang

memperhatikan jumlah banjir (luapan) maksimum.

4. Metode persentase limpasan : pada metode ini curah hujan efektif diberi batasan

sebagai suatu persentase dari hujan total. Pada beberapa hal, persentase ini

dipertahankan konstan, daripada beberapa hal lainnya, persentase tersebut

beragam dengan waktu. Harga persentase adalah lebih besar untuk curah hujan

yang berintensitas rendah. Hal ini disebabkan karena liputan kawasan yang lebih

luas dari air yang brinfiltrasi dan juga disebabkan karena kehilangan-kehilangan

yang lebih besar.

c. Penaksiran berdasarkan keadaan kandungan air tanah

Metode-metode tersebut di muka pada dasarnya didasarkan atas

rekaman-rekaman curah hujan dan limpasan untuk suatu kawasan tertentu.

Metode-metode itu menunjukkan harga rata-rata kapasitas infiltrasi yang

diperoleh untuk seluruh kawasan, dan bukan dengansampling (pencuplikan)

kawasan-kawasan sangat kecil seperti yang dilakukan dengan infiltrometer.

Karena kandungan air tanah awal mempengaruhi kapasitas infiltrasi maka

digunakan pendekatan yaitu :

1. Indeks hujan pendahulu (IHP)

Metode IHP (yang digunakan secara luas di USA) berfungsi sebagai

indeks terhadap kondisi air dalam tanah. Pada dasarnya metode ini merupakan

penjumlahan jumlah hujan yang terjadi sebelum hujan yang diteliti yang ditimbang

19

menurut waktu terjadinya. IHP untuk hari ini (hari nol) diberikan oleh Bruce (1996)

sebagai berikut:

Pa0 =kP1+k2p2+…+ktp2

Dimana P1 merupakan hujan (mm) kemarin, P2 adalah hujan 2 hari

sebelumnya, pt adalah hujan “t” hari sebelumya dan k adalah konstanta resesi

(dengan harga sekitar 0,92, tapi beragam antara 0,85 dan 0,98). Harga IHP dihitung

setiap hari sedemikian rupa sehingga harga IHPhari ini (Pa0) dapat dihubungkan

dengan harga IHP kemarin (Pat) dengan :

Pa0 =k (Pat+P2)

Yaitu IHP untuk hari ini (atau hari tertentu) sama dengan k kali IHP untuk

kemarin (atau hari sebelum hari tertentu) ditambah k kali hujan kemarin (atau hari

sebelum hari tertentu).

2. Perkiraan depisit lengas tanah

Dalam metode ini (yang digunakan di Inggris) pengukuran evspotranspirasi

dan presipitasi digunakan dalam menentukan defisit lengas tanah. Perkiraan defisit

lengas tanah digunakan untuk meramalkan proporsi limpasan (dan kehilangan) yang

timbul dari suatu hujan tertentu.

II. Penentuan infiltrasi sebagai faktor dalam pengisian kembali air tanah

Sebegitu jauh semua metode yang disebutkan menentukan infiltrasi sebagai

kehilangan air dari permukaan tanah. Namun adalah mungkin untuk menentukan

infiltrasi sebagai masukan bagi air tanah. Air yang berperkolasi dan ditambahkan

pada air tanah ini disebut pengisian kembali air tanah. Pengisian kembali ini

tergantung pada beberapa faktor seperti :

1. Kapasitas infiltrasi

2. Karakteristik presipitasi stokastik

3. Faktor Iklim; agihan presipitasi pada suatu tahun mengatur pengisian kembali air tanah.

Pada kawasan arid, misalnya pengisian kembali akan terjadi dari aliran epemeral, tetapi

20

sebagian besar diserap sebelum mencapai muka air tanah. Pada kawasan semi arid,

pengisian kembali adalah tidak beraturan dan terjadi pada periode hujan lebat. Hujan

ringan dan sedang tidak memberikan kontribusi terhadap pengisian kembali. Pada

kawasan basah pengisian kembali berada pada periode musim dingin. Pada bulan-

bulan musim panas semua presipitasi menjadi air tanah atau berevaporasi. Pada

kawasan dingin peleburan air beku dapat memberikan pengisian kembali yang tiba-tiba

terhadap air tanah.

4. Topografi, pada lereng yang curam terdapat sedikit waktu untuk berinfiltrasi dan bagian

utama air diberikan pada limpasan permukaan. Pada kawasan yang bergelombang

(bukit pasir, bukit glacial, dan lain-lain) drainase internal memberikan pengisian kembali

air tanah.

5. Geologi: Lapisan bawah tanah, misalnya menyebabkan tidak semua air yang berinfiltrasi

memberikan sumbangan pada pengisian kembali air tanah. Batas air tanah dapat

berbeda dari batas drainase.

Dibawah ini disajikan metode yang paling umum dalam menentukan pengisian kembali

air tanah.

Catatan : Terdapat dua metode lagi yang dapat digunakan didalam menentukan

kehilangan, yaitu : a). Analisis aliran dasar dan b). Metode bilangan kurva yang

dikembangkan oleh dinas pengawetan tanah USA.

a. Metode neraca air

Persamaan neraca air dapat digunakan terhadap dua batas yang berbeda.

Jika persamaan dikembangkan untuk kawasan didalam batas ABEF.

P+R1+R2+Ea+Er+AS1 = untuk periode-periode pendek atau

P+R1+R2+Ea+ER = untuk periode-periode yang lebih panjang

Keterangan :

Ea =Evapontrannpirasi actual

P = Presipitasi

21

R = Inflow (Limpasan permukaan)

R2 = Outflow

F = Infiltrasi

FR = Pengisian kembali air tanah

AS1 = Perubahan kadar air tanah

U1 = Inflowair tanah

U0 = outflow air tanah

AS2 = Perubahan cadangan air tanah.

Karena jumlah evapontrampirasi actual (Ea) kerap kali tidak diketahui, adalah

lebih baik mempertimbangkan persamaanneraca suatu kawasan dalam batas

BCDE.

b. Kurva Deplesi

Daerah yang diarsir pada kurva deplesi menunjukkan jumlah pengisian kembali air tanah

selama periode hujan. Akibatnya taksiran Fr dimungkinkan tanpa mengetahui keragaman

permukaan air tanah.

III. Gerakan air tanah

a. Pengisian kembali dapat ditentukan dengan menggunakan perbedaan antara

permukaan air tanah antara dua bagian.

b. Jika air tanah keluar dalam bentuk mata air, debit tahunan mata air adalah

sama dengan pengisian kembali tahunan air tanah.

c. Jika pada kasus-kasus yang khusus, semua air tanah masuk kedalam suatu tempat

pada permukaan (kolam, tanah rawa, danau kecil, dan lain-lain) pengisian kembali

dapat dihitung dengan kawasan dari sumber tanah.

22

d. Penggunaan pelacak, konsentrasi isotop H dan O (misalnya molekul H2O18 dan

H2O16) dalam air hujan dibandingkan dengan konsentrasi pada air tanah untuk

menentukan jumlah air hujan yang diberikan pada air tanah. Tipe metode pelacak ini

masih di bawah penelitian.

e. Lisimeter, merupakan metode yang paling berguna di dalam pengkajian kawasan

yang kecil.

f. Keragaman muka air tanah–lengas tanah, keragaman periodik kandungan lengas

tanah dan muka air tanah dapat digunakan sebagai dasar dalam menciptakan

dugaan (atau rumus) pengisian kembali air tanah.

g. Metode kandungan garam, Jika kandungan klorida (Cl) air hujan diketahui

peningkatan kandungan garam air tanah dapat disebabkan oleh hujan dan pengisian

kembali air tanah dapat ditentukan pendekatan ini dapat digunakan pada kawasan

pantai (udara menerima garam dari laut) tetapi menganggap bahwa hujan

merupakan satu-satunya sumber garam jika sumber garam lainnya (seperti dalam

tanah) tidak diketahui. Metode ini hanya mamberikan hasil perkiraan saja.

6. KESIMPULANInfiltrasi merupakan proses pengerutan air kedalam tanah pada zone tak

jenuh dengan gaya gerak gravitasi. Infiltrasi terjadi karena adanya pori tanah

mempunyai kemampuan mengikat air dan menyimpan air yang disebut Lengas

tanah. Lengas tanah yang tidak bisa dipindahkan dari tanah oleh cara-cara

alami (seperti osmosis, gravitasi atau kapilaritas) disebut :simpanan permanen.

Ada tiga gaya utam yang menyebabkan air dalam tanah :

1. Adsopsi

2. Gaya osmotik

3. Gaya Kapiler

Pengukuran-pengukuran potensi air tanah dapat dilakukan dengan :

23

1. Pengukuran laboratorium

2. Pengukuran-pengukuran ditempat

a. Tensiometer

b. Psikrometer themocouple

3. Pengukuran-pengukuran tidak langsung

Faktor-faktor yang mempengaruhi infiltrasi yaitu :

1. Karakteristi-karakteristik hujan

2. Kondisi permukaan tanah

3. Kondisi-kondisi penutup tanah

4. Transmibilitas tanah

Penentuan infiltrasi sebagai suatu faktor dalam proses limpasan

dapat dilakukan dengan :

a. Cara buatan

1. Infiltrometer

2. Lisimeter

3. Simulator curah hujan

b. Cara-cara alami

1. Hidrograf aliran sungai kecil

2. Pendugaan infiltrasi pada daerah aliran sungai yang lebih besar

3. Metode kapasitas F

4. Metode indeks

5. Penapsiran berdasarkan keadaan kandungan air tanah

24

6. Indeks hujan pendahulu

7. Perkiraan defisit lengas tanah.

DAFTAR PUSTAKA

Asdak. C. 2001. Hidrologi Dan Pengelolaan Daerah Aliran Sungai. Gadjah

Mada University

Seyhan. E. 1990. Dasar-Dasar Hidrologi. Gadjah Mada University.

Soewarno. 2000. Hidrologi Operasional. PT Citra Aditya Bakti Bandung.

Soewarno. 1991. Hidrologi: Pengukuran dan Pengelolaan Data Aliran

Sungai (Hidrometri). Nova Bandung.

Wilson. 1990. Hidrologi Teknik. Penerbit ITB Bandung.

25