BAB II

TINJAUAN PUSTAKA

2.1 Sifat Fisik Tanah

Sifat fisik tanah merupakan sifat tanah yang berhubungan dengan

bentuk/kondisi tanah asli, yang termasuk diantaranya adalah tekstur, struktur,

porositas, stabilitas, konsistensi warna maupun suhu tanah. Sifat tanah berperan

dalam aktivitas perakaran tanaman, baik dalam hal absorbsi unsur hara, air

maupun oksigen juga sebagai pembatas gerakan akar tanaman (Hakim et al.

1986).

2.1.1 Tekstur Tanah

Menurut Hardjowigeno (2007), kelas tekstur tanah menunjukkan

perbandingan butir-butir pasir (0,005—2 mm), debu (0,002─0,005 mm), dan liat

(< 0,002 mm) di dalam fraksi tanah halus. Tekstur menentukan tata air, tata udara,

kemudahan pengelolaan, dan struktur tanah. Penyusun tekstur tanah berkaitan erat

dengan kemampuan memberikan zat hara untuk tanaman, kelengasan tanah,

perkembangan akar tanaman, dan pengelolaan tanah. Berdasarkan persentase

perbandingan fraksi – fraksi tanah, maka tekstur tanah dapat dibedakan menjadi

tiga jenis, yaitu halus, sedang, dan kasar. Makin halus tekstur tanah

mengakibatkan kualitas tanah semakin menurun karena berkurangnya kemampuan

tanah dalam menghisap air.

Gambar 1 Diagram segitiga tekstur tanah.

Tanah lempung dan debu memiliki ciri-ciri berukuran halus, biasanya

berbentuk seperti mika dan liat bila lembab dan memiliki daya serap (air, gas,

hara, dan garam laut) tinggi. Selain itu, lempung dan debu dalam tanah

menentukan kehalusan teksturnya serta gerakan air dan udara.

Hubungan tekstur tanah dengan daya menahan air dan ketersediaan hara

tanah yaitu tanah dengan tekstur liat mempunyai luas permukaan yang lebih besar

sehingga kemampuan menahan air dan menyediakan unsur hara tinggi, sebaliknya

tanah yang bertekstur pasir mempunyai luas permukaan yang kecil sehingga sulit

menyerap (menahan) air dan unsur hara. Tanah bertesktur halus lebih aktif dalam

reaksi kimia daripada tanah bertekstur kasar (Hadjowigeno 2007).

2.1.2 Retensi Air Tanah

Retensi air tanah atau kelengasan tanah adalah keadaan yang memberikan

volume air (cairan) yang tertahan di dalam pori-pori sistem tanah sebagai akibat

adanya hubungan antara massa air dengan jarah tanah (adesi) dan sesama massa

tanah (kohesi). Salah satu hal yang mempengaruhi pasokan air pada tanaman

adalah kelengasan tanah dan tetapan lengas tanah yaitu kapasitas lapang.

Kapasitas lapang merupakan kandungan air yang tersekap oleh sistem tanah

setelah laju gerakan air ke bawah banyak berkurang (Purwowidodo 2002).

Istilah yang digunakan dalam menentukan jumlah air tersedia bagi tanaman

menurut Hardjowigeno (2007), yaitu:

1. Kapasitas kandungan air maksimum adalah jumlah air maksimal yang dapat

ditampung oleh tanah setelah hujan besar turun (tanah jenuh air). Jika terjadi

penambahan air lebih lanjut, akan terjadi penurunan air gravitasi yang bergerak

terus ke bawah (pF=0 atau 0,01 Bar),

2. Kapasitas lapang adalah keadaan tanah yang cukup lembab yang menunjukkan

jumlah air terbanyak yang dapat ditahan oleh tanah terhadap gaya tarik

gravitasi (pF 2,7 atau 1/3 Bar),

3. Air tersedia merupakan banyaknya air yang tersedia bagi tanaman yaitu selisih

antara kadar air pada kapasitas lapang dikurangi kadar air pada titik layu

permanen (1/3 Bar-15 Bar),

4. Titik layu permanen merupakan kandungan air tanah dimana akar-akar

tanaman mulai tidak mampu menyerap air dari tanah, sehingga tanaman

menjadi layu (pF 4,2 atau 15 Bar).

Banyaknya kandungan air dalam tanah berhubungan erat dengan besarnya

tegangan air (moisture tension) dalam tanah tersebut. Besarnya tegangan air

menunjukkan besarnya tenaga yang diperlukan untuk menahan air tersebut di

dalam tanah. Tegangan diukur dalam bar, atmosfir, cm air, dan pF. Berikut

beberapa satuan yang digunakan untuk menyatakan tingkat energi air tanah

disajikan dalam Tabel 1.

Tabel 1 Satuan tingkat energi air tanah Tinggi unit kolom air (cm) Nilai pF Tekanan atmosfir Bar

10 1 0,001 0,010

100 2 0,010 0,100

346 2,53 0,100 0,340

1.000 3 1 1

10.000 4 10 10

15.849 4,2 15 15,800

31.623 4,5 31 31,600

100.000 5 100 100

1.000.000 6 1000 1000

10.000.000 7 10000 10000

Sumber: Soepardi (1983)

Kemampuan tanah menahan air dipengaruhi oleh tekstur dan struktur

tanah. Tanah bertekstur halus menahan air lebih banyak dibandingkan dengan

tanah bertekstur kasar. Oleh karena itu tanah pasir umumnya lebih mudah

kekeringan daripada tanah bertekstur lempung atau liat. Kondisi kekurangan air

ataupun kelebihan air dapat mengganggu pertumbuhan tanaman (Hardjowigeno

2007). Selain itu, ketersediaan air dalam tanah tergantung dari banyaknya curah

hujan atau irigasi, kemampuan tanah menahan air, evapotransiprasi (penguapan

langsung dari tanah maupun vegetasi), dan tingginya muka air tanah. Air terdapat

dalam tanah karena ditahan (diserap) oleh masa tanah, tertahan oleh lapisan kedap

air atau karena keadaan drainase yang kurang baik. Kelebihan ataupun

kekurangan kandungan air dalam tanah dapat mengganggu pertumbuhan tanaman

(Purwowidodo 2002).

2.1.3 Kerapatan Limbak (Bulk Density) Tanah

Kerapatan limbak atau Bulk density adalah perbandingan berat tanah kering

dengan satuan volume tanah yang termasuk volume pori-pori tanah. Umumnya

dinyatakan dalam gr/cc. Bulk density merupakan petunjuk kepadatan tanah

dimana semakin padat suatu tanah, maka makin tinggi bulk densitynya, artinya

semakin sulit meneruskan air atau ditembus oleh akar tanaman. Tanah yang lebih

padat mempunyai bulk density yang lebih besar dari tanah yang sama tetapi

kurang padat. Pada umumnya tanah lapisan atas (top soil) pada tanah mineral

mempunyai nilai bulk density yang lebih rendah dibandingkan dengan tanah di

bawahnya. Nilai bulk density tanah mineral berkisar 1—1,6 gr/cc, sedangkan

tanah organik umumnya memiliki nilai bulk density antara 0,1—0,9 gr/cc. Bulk

density dipengaruhi oleh tekstur, struktur, dan kandungan bahan organik. Selain

itu, bulk density dapat cepat berubah karena pengolahan tanah dan praktek

budidaya (Hardjowigeno 2007).

Menurut Hakim et al. (1986), bulk density pada pertumbuhan sedang dan

pertumbuhan kecil (1,05—1,32) relatif tinggi dibandingkan pertumbuhan baik

(1,04—1,18). Hal ini menunjukkan semakin tinggi bulk density menyebabkan

kepadatan tanah meningkat, aerasi dan drainase terganggu, sehingga

perkembangan akar menjadi tidak normal. Nilai bulk density dapat

menggambarkan adanya lapisan tanah, pengolahan tanah, kandungan bahan

organik dan mineral, porositas, daya memegang air, sifat drainase, dan

kemudahan tanah ditembus akar.

Bulk density sangat berhubungan dengan particle density, jika particle

density tanah sangat besar maka bulk density juga besar. Hal ini dikarenakan

partikel density berbanding lurus dengan bulk density, namun apabila tanah

memiliki tingkat kadar air yang tinggi maka partikel density dan bulk density akan

rendah. Dapat dikatakan bahwa particle density berbanding terbalik dengan kadar

air. Hal ini terjadi jika suatu tanah memiliki tingkat kadar air yang tinggi dalam

menyerap air tanah, maka kepadatan tanah menjadi rendah karena pori-pori di

dalam tanah besar sehingga tanah yang memiliki pori besar akan lebih mudah

memasukkan air di dalam agregat tanah (Hanafiah 2005).

2.1.4 Kerapatan Partikel (Particle Density) Tanah

Kerapatan partikel atau Particle density didefinisikan sebagai berat tanah

kering persatuan volume partikel-partikel (padat) tanah (jadi tidak termasuk pori

tanah). Jelasnya yang dimaksud tanah disini adalah volume tanahnya saja dan

tidak termasuk volume ruang pori yang terdapat diantara ruang pori

(Hardjowigeno 2007).

Tanah permukaan (top soil) biasanya mempunyai kerapatan yang lebih kecil

dari sub-soil, karena berat bahan organik pada tanah permukaan lebih kecil

daripada berat benda padat tanah mineral dari sub soil dengan volume yang sama,

dan top soil banyak mengandung bahan organik sehingga particle densitynya

rendah. Oleh karena itu partikel density setiap tanah merupakan suatu tetapan dan

tidak bervariasi menurut jumlah partikel. Untuk kebanyakan tanah mineral

partikel densitynya rata-rata sekitar 2,6 g/cc (Foth 1998).

Faktor-faktor yang mempengaruhi particle density yaitu kadar air, tekstur

tanah, struktur tanah, bahan organik, dan topografi. Kadar air mempengaruhi

volume kepadatan tanah, dimana untuk mengetahui volume kepadatan tanah

dipengaruhi oleh tekstur dan struktur tanah, sebab tanpa adanya pengaruh kadar

air maka proses particle density tidak berlangsung, karena air sangat

mempengaruhi volume kepadatan tanah. Selanjutnya volume padatan tanah

tersusun oleh fraksi pasir, liar, dan debu sehingga untuk mengetahui volume

padatan tanah tertentu dipengaruhi oleh tekstur dan struktur tanah. Kandungan

bahan organik di dalam tanah sangat mempengaruhi kerapatan butir tanah.

Semakin banyak kandungan bahan organik yang terkandung dalam tanah, maka

makin kecil nilai particle densitynya. Selain itu, dalam volume yang sama, bahan

organik memiliki berat yang lebih kecil daripada benda padat tanah mineral yang

lain. Sehingga jumlah bahan organik dalam tanah mempengaruhi kerapatan butir.

Akibatnya tanah permukaan kerapatan butirnya lebih kecil daripada sub soil. Top

soil banyak mengandung bahan organik dan kerapatan butirnya sampai 2,4 gr/cc

atau bahkan lebih rendah dari nilai itu. Dengan adanya bahan organik,

menyebabkan nilai particle densitynya semakin kecil (Hanafiah 2005).

2.1.5 Ruang Pori Total

Porositas adalah proporsi ruang pori total (ruang kosong) yang dapat

ditempati oleh udara dan air, serta merupakan indikator kondisi drainase dan

aerasi tanah. Pori-pori tanah dapat dibedakan menjadi pori-pori kasar (makro) dan

pori-pori halus (mikro). Pori-pori kasar berisi udara atau air gravitasi (air yang

mudah hilang karena gaya gravitasi), sedangkan pori-pori halus berisi air kapiler

atau udara. Tanah-tanah pasir mempunyai pori-pori kasar lebih banyak daripada

tanah liat. Tanah yang banyak mengandung pori-pori kasar sulit menahan air

sehingga tanahnya mudah kekeringan. Tanah liat mempunyai pori total (jumlah

pori-pori makro + mikro), lebih tinggi daripada tanah pasir (Hardjowigeno 2007).

Porositas tanah dipengaruhi oleh kandungan bahan organik, struktur, dan

tekstur tanah. Porositas tanah tinggi jika kandungan bahan organik tinggi. Tanah

dengan struktur granuler/remah mempunyai porositas yang lebih tinggi daripada

tanah-tanah dengan struktur massive/pejal. Tanah bertekstur kasar (pori makro)

memiliki porositas lebih kecil daripada tanah bertekstur halus (pori mikro),

sehingga sulit menahan air (Hardjowigeno 2007). Hal ini dikarenakan ruang pori

total yang mungkin rendah tetapi mempunyai proporsi yang besar dimana disusun

oleh komposisi pori-pori yang besar dan efisien dalam pergerakan udara dan air.

Selanjutnya proporsi volume yang terisi pada tanah menyebabkan kapasitas

menahan air menjadi rendah, dimana kandungan tekstur halus memiliki ruang pori

lebih banyak dan disusun oleh pori-pori kecil karena proporsinya relatif besar

(Hanafiah 2005).

Tabel 2 Klasifikasi porositas tanah Porositas (% volume) Kelas

100 Sangat poros

80-60 Poros

60-50 Baik

50-40 Kurang baik

40-30 Jelek

<30 Sangat jelek

Sumber: Sutanto 2005

2.1.6 Permeabilitas Tanah

Permeabilitas tanah adalah kemampuan tanah untuk meneruskan air atau

udara. Permeabilitas tanah biasanya diukur dengan istilah kecepatan air yang

mengalir dalam waktu tertentu yang ditetapkan dalam satuan cm/jam (Hakim et

al. 1986). Permeabilitas sangat dipengaruhi oleh tekstur, struktur, dan porositas.

Struktur tanah dan bahan organik menunjukkan hubungan utama terhadap

permeabilitas adalah distribusi ruang pori, sedangkan faktor lainnya merupakan

faktor yang menentukan porositas dan distribusi ukuran pori (Sutanto 2005).

Pengaruh pemadatan terhadap permeabilitas tanah adalah memperlambat

permeabilitas tanah karena pori kecil yang menghambat gerakan air tanah karena

pori kecil yang menghambat gerakan air tanah makin meninggi. Selanjutnya

permeabilitas akan meningkat bila: 1) agregasi butir-butir tanah menjadi remah, 2)

adanya bahan organik, 3) terdapat saluran bekas lubang yang terdekomposisi, dan

4) porositas tanah yang tinggi. Pengaruh pemadatan terhadap permeabilitas tanah

terjadi karena pori kecil yang menghambat gerakan air meningkat (Sarief 1989).

Tabel 3 Klasifikasi permebilitas tanah Permeabilitas (cm/jam) Kelas

< 0,1 Sangat lambat

0,1-0,5 Lambat

0,5-2,0 Agak lambat

2,0-6,5 Sedang

6,5-12,5 Agak cepat

12,5-25 Cepat

>25 Sangat cepat

Sumber: Sutanto 2005

2.1.7 Penetrasi Tanah

Penetrasi tanah merupakan refleksi atau gambaran dari kemampuan akar

tanaman menembus tanah. Masuknya akar tanaman ke dalam tanah tergantung

dari: 1) kemampuan akar tanaman itu sendiri, 2) sifat-sifat fisik tanah seperti

struktur, tekstur dan kepadatan tanah, retakan-retakan yang ada di dalam tanah,

dan kandungan bahan organik tanah, dan 3) kondisi kelembapan tanah (Balai

Besar Penelitian dan Pengembangan Sumberdaya Lahan Pertanian 2006).

Penggunaan penetrometer dalam pengujian penetrasi tanah dapat

mempengaruhi sifat-sifat tanah, diantaranya kandungan air tanah, berat isi,

struktur, dan tekstur tanah. Berbagai penelitian menunjukkan bahwa kandungan

air tanah, berat isi, ukuran pori, tekstur, dan struktur tanah dapat mempengaruhi

ketahanan tanah. Nilai ketahanan tanah meningkat dengan menurunnya

kelembapan tanah dan tekstur tanah. Pada kelembapan tanah rendah, ketahanan

tanah meningkat, demikian juga dengan meningkatnya kandungan pasir. Hasil

penelitian Vepraskas (1984) dalam Balai Besar Penelitian dan Pengembangan

Sumberdaya Lahan Pertanian (2006) memperlihatkan, ketika kandungan air tanah

meningkat, ketahanan penetrasi tanah menurun. Sedangkan Lowery dan Schuler

(1994) dalam Balai Besar Litbang Sumberdaya Lahan Pertanian (2006)

memperoleh bahwa ketahanan penetrasi meningkat seiring dengan mengikatnya

kepadatan tanah.

Pada kondisi lapang, penetrasi tanah penting untuk: 1) menduga tingkat

kemudahan atau kemampuan akar tanaman menembus tanah, 2) tingkat

pemadatan tanah (soil compaction), baik proses alami maupun oleh adanya

aktifitas mekanisasi alat-alat pertanian, dan 3) tingkat kemantapan atau

kekompakan struktur tubuh tanah (Hillel 1980 dalam Balai Besar Penelitian dan

Pengembangan Sumberdaya Lahan Pertanian 2006).

2.2 Ciri dan Jenis Tanah

Klasifikasi tanah adalah usaha untuk membeda-bedakan tanah berdasarkan

atas sifat-sifat yang dimilikinya. Dengan cara ini maka tanah-tanah dengan sifat

yang sama dimasukkan ke dalam kelas yang sama. Hal ini sangat penting karena

tanah-tanah dengan sifat yang berbeda memerlukan perlakuan (pengelolaan) yang

berbeda.

Dalam klasifikasi tanah dikenal berbagai tingkat (kategori) klasifikasi. Pada

kategori tinggi tanah dibedakan secara garis besar, kemudian pada kategori

berikutnya dibedakan dengan sangat terperinci. Sifat-sifat tanah yang digunakan

untuk membedakan tanah pada kategori yang lebih rendah, sehingga jumlah faktor

pembeda semakin meningkat dengan semakin rendahnya kategori.

Salah satu sistem klasifikasi tanah (Hardjowigeno 2007) telah

dikembangkan Amerika Serikat (USDA 1975) dikenal dengan nama soil

taxonomy menggunakan enam kategori dengan ciri-pembeda setiap kategori yaitu:

1. Ordo : dibedakan berdasarkan ada tidaknya horizon penciri serta

jenis (sifat) dari horizon penciri tersebut.

2. Sub-ordo : dibedakan berdasarkan perbedaan genetik tanah.

3. Great group : dibedakan berdasarkan perbedaan: jenis, tingkat, susunan

horizon, kejenuhan basa, regim suhu, dan kelembaban.

4. Sub group : sifat inti dari great group dan diberi nama Typic, sifat tanah

peralihan ke: a) great group lain, b) sub ordo lain, c) ordo

lain, dan d) ke bukan tanah.

5. Famili : dibedakan berdasarkan sifat-sifat tanah yang penting untuk

pertanian dan atau engineering, meliputi sifat tanah, yaitu

sebaran besar butir, susunan mineral liat, dan regim

temperatur untuk kedalaman 50 cm.

6. Seri : dibedakan berdasarkan: jenis dan susunan horizon, warna,

tekstur, struktur, konsistensi, reaksi tanah dari masing-

masing horizon, sifat-sifat kimia tanah lainnya, dan sifat-

sifat mineral dari masing-masing horizon.

Sistem klasifikasi tanah ini memiliki keistimewaan terutama dalam hal: 1)

penamaan atau tata nama, 2) definisi-definisi horizon penciri, dan 3) beberapa

sifat penciri lain yang digunakan untuk menentukan jenis tanah.

Selanjutnya berdasarkan atas horizon-horizon penciri dan sifat-sifat penciri

lain, maka tanah di dunia dapat dikelompokkan ke dalam dua belas ordo seperti

yang tertera pada Tabel 4.

Tabel 4 Ordo tanah dan penciri utama menurut sistem taksonomi Ordo Penciri Utama

Horison penciri Sifat-sifat penciri lain

Alfisol

Andisol

Ardisol

Entisol

Gelisol

Histosol

Inceptisol

Mollisol

Oxisol

Spodosol

Ultisol

Vertisol

Horison argilik

-

-

Hanya ada epipedon ochrik,

albik atau histik

-

Epipedon histik tebalnya lebih

dari 40 cm

Horizon kambik

Epipedon mollik

Horizon oksik

Horizon spodik

Horizon argilik

-

Kejenuhan basa (jumlah kation) tinngi (>35%),

pada kedalaman 180 cm.

Mempunyai sifat tanah andik.

Regim kelembaban tanah aridik (sangat kering).

-

Mempunyai sifat gelik (membeku sepanjang

tahun).

-

-

Kejenihan basa (NH₄OAc pH 7) seluruh solum

lebih dari 50%.

-

-

Kejenuhan basa (jumlah kation) rendah (<35%),

pada kedalaman 180 cm.

Sifat vertik (musim kering tanah menjadi

menjerut, pecah-pecah dan musim hujan tanah

mengembang dan sangat lekat), lebih 30 % liat.

Sumber: Hadjowigeno 2007

Persebaran jenis tanah di Indonesia dibedakan menjadi beberapa jenis, yaitu:

1. Tanah organosol

Tanah organosol memiliki ciri-ciri: 1) lapisan gambut (bahan organik) yang

ketebalannya lebih dari 50 cm, 2) jenuh air sepanjang tahun, dan 3) reaksi tanah

masam (Hardjowigeno 2007).

2. Tanah latosol

Tanah latosol memiliki ciri-ciri: 1) kadar liat tanah lebih dari 60%, 2)

struktur remah sampai gumpal, 3) warna tanah seragam dengan batas-batas

horizon yang kabur, 4) memiliki profil tanah yang dalam (lebih dari 150 cm) dan

5) umumnya memiliki epipedon umbrik dan horizon kambik (Hadjowigeno 2007).

3. Tanah regosol

Tanah regosol memiliki ciri-ciri bertekstur kasar dengan kadar pasir lebih

dari 60% dan hanya mempunyai horizon penciri ochrik, histik, dan surfurik

(Hadjowigeno 2007).

4. Tanah aluvial

Tanah aluvial memiliki ciri-ciri: 1) endapan baru berlapis-lapis, 2) bahan

organik jumlahnya berubah tidak teratur dengan kedalaman, 3) hanya terdapat

epipedon ochrik, histik atau sulfurik, dan 4) kandungan pasir kurang dari 60%

(Hardjowigeno 2007).

5. Tanah litosol

Tanah litosol memiliki ciri-ciri: 1) tanah mineral yang ketebalannya 20 cm

atau kurang, 2) terdapat batuan keras yang padu, dan 3) belum ada perkembangan

profil (Hardjowigeno 2007).

6. Tanah grumusol

Tanah grumusol memiliki ciri-ciri: 1) kadar liat lebih dari 30%, 2) berwarna

kelabu hingga hitam, dan 3) pH netral hingga alkalis dan saat musim kering tanah

menjadi keras dan retak-retak (mengkerut), sebaliknya saat musim basah menjadi

lengket (mengembang) (Hardjowigeno 2007).

7. Tanah andosol

Tanah andosol memiliki ciri-ciri: 1) berwarna cokelat kehitaman (epipedon

mollik atau umbrik dan mempunyai horizon kambik, 2) bulk density kurang dari

0,85 gr/cc, dan 3) banyak mengandung bahan amorf atau lebih dari 60% terdiri

dari endapan abu vulkanik (Hardjowigeno 2007).

8. Tanah podsolik

Tanah podsolik memiliki ciri-ciri tanah dengan horizon penimbunan besi

(horizon spodik) dan horizon berwarna cokelat tua sampai kemerahan (horizon

albik) (Hardjowigeno 2007).

9. Tanah planosol

Ciri-ciri tanah planosol yaitu: 1) tanah dengan horizon albik yang terletak di

atas horizon dengan permeabilitas lambat (misalnya horizon argilik atau natrik)

yang memperlihatkan perubahan tekstur yang nyata, 2) adanya liat berat, dan 3)

memperlihatkan ciri-ciri hidromorfolik pada sebagian horizon albik

(Hardjowigeno 2007).

2.3 Aliran Permukaan

Aliran permukaan atau limpasan permukaan merupakan sebagian dari air

hujan yang mengalir di atas permukaan tanah menuju sungai, danau, dan lautan.

Jumlah air yang menjadi limpasan sangat bergantung kepada jumlah air persatuan

waktu, keadaan penutup tanah, topografi (terutama kemiringan lahan), jenis tanah,

dan ada atau tidaknya hujan yang terjadi sebelumnya (Asdak 1995).

Proses terjadinya aliran permukaan yaitu curah hujan yang jatuh diatas

permukaan tanah pada suatu wilayah pertama-tama akan masuk ke tanah sebagai

aliran infiltrasi setelah ditahan oleh tajuk vegetasi sebagai air intersepsi. Infiltrasi

akan berlangsung terus selama kapasitas lapang belum terpenuhi atau tanah masih

di bawah kapasitas lapang. Apabila hujan terus berlangsung dan kapasitas lapang

telah terpenuhi, maka kelebihan air hujan tersebut akan tetap terinfiltrasi yang

selanjutnya akan menjadi air perkolasi dan sebagian digunakan untuk mengisi

cekungan atau depresi permukaan tanah sebagai simpanan permukaan (depression

storage), selanjutnya setelah simpanan depresi terpenuhi, kelebihan air tersebut

akan menjadi genangan air yang disebut tambahan permukaan (detention storage).

Sebelum menjadi aliran permukaan, kelebihan air hujan di atas sebagian menguap

atau terevaporasi walaupun jumlahnya sangat sedikit. Setelah proses-proses

hidrologi di atas tercapai dan air hujan masih berlebih, baik hujan masih

berlangsung atau tidak, maka aliran permukaan akan terjadi (Haridjaja 2000

dalam Devianto 2008).

Rahim (2003) menyatakan jumlah air yang menjadi limpasan sangat

bergantung kepada jumlah air hujan persatuan waktu (intensitas), keadaan

penutupan tanah, topografi (terutama kemiringan lereng), jenis tanah, dan ada atau

tidaknya hujan yang terjadi sebelumnya (kadar air tanah sebelum terjadi hujan).

Di kawasan berhutan, aliran permukaan berasal dari curah hujan yang tidak dapat

diintersepsi oleh tajuk pohon kemudian mengalir ke permukaan tanah memalui

aliran batang dan curahan tajuk. Aliran permukaan selanjutnya akan mengangkut

partikel-partikel tanah sehingga jumlah, laju, kecepatan, dan tingkat turbulensi

aliran permukaan akan menentukan besarnya erosi (Arsyad 2010).

2.4 Erosi

Erosi adalah peristiwa pindahnya atau terangkutnya tanah atau bagian-

bagian tanah dari suatu tempat ke tempat lain oleh media alami. Pada peristiwa

erosi, tanah atau bagian-bagian tanah pada suatu tempat terkikis dan terangkut

yang kemudian diendapkan di tempat lain. Pengikisan dan pengangkutan tanah

tersebut terjadi oleh media alami, yaitu air dan angin (Arsyad 2010).

Proses terjadinya erosi terdiri atas tiga bagian yang berurutan yaitu,

pengelupasan (detachment), pengangkutan (transportation), dan pengendapan

(sedimentation). Mekanisme erosi dimulai dengan turunnya air hujan yang

mengenai permukaan tanah. Air yang memukul permukaan tanah secara langsung

dapat menghancurkan agregat tanah sekaligus melepaskan partikel-partikel tanah.

Penghancuran agregat tanah dan terlepasnya partikel tanah merupakan pertanda

awal terjadinya erosi. Selanjutnya, partikel-partikel yang terlepas akan menutupi

pori-pori tanah yang ada sehingga bisa menurunkan kemampuan tanah untuk

menyerap air. Tertutupnya pori-pori tanah menyebabkan air tidak bisa masuk ke

dalam tanah sehingga terjadilah aliran air. Aliran air ini akan membawa lapisan

tanah atas ke tempat yang lebih rendah, kemudian diendapkan.

Sedangkan menurut Arsyad (2010), membagi proses erosi oleh air ke dalam

dua sub proses, yaitu:

1) Penghancuran struktur tanah menjadi butiran-butiran primer oleh energi

tumbuk butir-butir hujan yang menimpa tanah dan pemindahan butir-butir

primer tersebut oleh percikan air hujan,

2) Perendaman oleh air yang tergenang di permukaan tanah yang mengakibatkan

tanah terdispersi yang diikuti pengangkutan butir-butir tanah oleh air yang

mengalir di permukaan tanah.

Pada dasarnya terdapat dua macam erosi yaitu erosi geologi (geological

erosion) dan erosi dipercepat (accelerated erosion). Erosi geologi dapat terjadi

karena proses pembentukan tanah dan proses erosi yang terjadi untuk

mempertahankan keseimbangan tanah secara alami. Erosi karena faktor alamiah

umumnya masih memberikan media yang memadai untuk berlangsungnya

pertumbuhan kebanyakan tanaman. Sedangkan erosi yang dipercepat adalah erosi

yang proses terjadinya dipercepat akibat kegiatan manusia yang bersifat negatif

ataupun melakukan kesalahan dalam pelaksanaan pertanian, terkelupasnya lapisan

tanah bagian atas akibat cara bercocok tanam yang tidak mengindahkan kaidah-

kaidah konservasi tanah atau kegiatan pembangunan yang bersifat merusak

keadaan fisik tanah, antara lain pembuatan jalan di daerah kemiringan yang besar

(Kartasapoetra 1989).

Arsyad (2010) menguraikan bahwa bentuk-bentuk erosi yang disebabkan

oleh air yang umum djumpai di daerah tropis terdiri dari erosi lembar (sheet

erosion), erosi alur (riil erosion), erosi parit (gully erosion), erosi tebing sungai,

longsor (landslide), dan erosi internal.

2.5 Metode Pengukuran Aliran dan Erosi Permukaan

Pengukuran laju erosi tanah yang terjadi dapat dilakukan dengan dua cara

yaitu metode kualitatif dan kuantitatif. Metode pengukuran yang bersifat kualitatif

antara lain metode potret udara dan metode citra satelit. Sedangkan metode

pengukuran kuantitatif meliputi metode pengukuran permukaan tanah, metode

ukur cepat, metode tongkat ukur, dan metode petak kecil (Effendi 1996).

2.5.1 Pengukuran Secara Langsung

1. Metode Penurunan Permukaan Tanah

Metode ini dapat digunakan untuk mengetahui banyaknya masa tanah yang

telah tererosi dari jalur-jalur aliran permukaan tanah di suatu lahan. Penetapan

tebal lapisan tanah di jalur aliran permukaan tanah yang telah tererosi dilakukan

berdasarkan perbesaan ketinggian antara titik pengamatan di dasar alur erosi.

Penetapan tebal lapisan tanah disekitar pohon yang telah tererosi dilakukan

berdasarkan perbedaan ketinggian antar titik pengamatan di lokasi yang searah

dengan pangkal akar pohon dengan beberapa titik pengamatan di permukaan

tanah yang terpampang saat ini (Effendi 1996).

2. Metode Ukur Cepat

Metode ukur cepat efektif untuk menetapkan masa tanah yang telah tererosi

dari alur-alur erosi pada sebidang lahan. Penetapan banyaknya masa tanah yang

telah tererosi dari alur-alur adalah dengan mengukur panjang lokasi kajian yang

memperlihatkan adanya erosi alur, menghitung banyaknya alur-alur erosi di lokasi

kajian, menghitung rata-rata tebal alur, menghitung luas total penampang alur,

menghitung rata-rata luas penampung alur, dan menghitung volume total alur

(Effendi 1996).

3. Metode Tongkat Ukur

Metode ini menggunakan suatu alat untuk mengukur perubahan kedalaman

tanah akibat erosi atau tertimbun yang berwujud tongkat bertanda ukur dengan

bahan tahan lapuk selama pemakaian, ringan, mudah diperoleh, dan murah.

Tongkat ukur dibenamkan ke dalam tanah sampai tanda nol berada di permukaan

tanah. Pemantauan laju erosi tanah di suatu lahan memerlukan lebih dari satu titik

pengamatan, untuk itu perlu penempatan tongkat ukur yang dapat mewakili

penampilan lahan. Setelah terjadi kejadian hujan tertentu akan terjadi perubahan

tinggi permukaan tanah di titik-titik perngamatan. Besarnya laju erosi tanah yang

terjadi didapat dengan mengalikannya dengan bobot isi tanah di lokasi kajian

(Effendi 1996).

4. Metode Petak Ukur Erosi

Pembuatan petak ukur erosi tanah sesuai dengan aturan USLE kadang tidak

mungkin dilakukan karena alasan waktu dan biaya. Ada suatu petak ukur tetap

yang berukuran 200 m2 supaya memungkinkan pengukuran laju erosi tanah untuk

jangka waktu yang cukup lama, yang diletakkan di lokasi-lokasi dengan keadaan

tumbuhan beraneka ragam (Effendi 1996).

2.5.2 Pendugaan Erosi

1. Metode USLE

Universal Soil Loss Equation (USLE) adalah model erosi yang dirancang

untuk memprediksi rata-rata erosi tanah dalam jangka waktu panjang dari suatu

area dengan sistem pertanaman dan pengelolaan. Bentuk erosi yang dapat

diprediksi adalah erosi alur, tetapi tidak dapat memprediksi pengendapan dan

tidak memperhitungkan hasil sedimen dari erosi parit, tebing sungai, dan dasar

sungai (Wischmeier dan Smith 1978 dalam Arsyad 2010).

Model prediksi erosi USLE dikembangkan oleh Wischmeier dan Smith (1978)

yang diacu dalam Arsyad 2010) dengan persamaan sebagai berikut:

A = R × K × L × S × C × P ................................................................ (1)

Dimana :

A = Banyaknya tanah terterosi (ton/ha/tahun)

R = Faktor curah hujan, yaitu jumlah satuan indeks erosi hujan, yang

merupakan perkalian antara energi hujan total (E) dengan intensitas hujan

maksimum 30 menit (I30)

K = Faktor erodibilitas tanah, yaitu laju erosi per indeks erosi hujan (R) untuk

suatu tanah yang diperoleh dari petak homogen percobaan standar, dengan

panjang 72,6 kaki (22 meter) terletak pada lereng 9% tanpa tanaman

L = Faktor panjang lereng 9%, yaitu nisbah erosi dari tanah dengan lereng

tertentu terhadap besarnya erosi dari tanah dengan panjang lereng 72,6 kali

(22 meter) di bawah keadaan yang identik

S = Faktor kecuraman lereng, yaitu nisbah antara besarnya erosi dari suatu

tanah dengan kecuraman lereng tertentu terhadap besarnya erosi dari tanah

dengan lereng 9% di bawah keadaan yang identik

C = Faktor vegetasi penutup tanah dan pengelolaan tanaman, yaitu nisbah

besarnya erosi dari suatu areal dengan vegetasi penutup dan pengelolaan

tanaman vegetasi tertentu terhadap besarnya erosi tanah dari tanah yang

identik tanpa tanaman

P = Faktor tindakan-tindakan khusus konservasi tanah (pengolahan dan

penanaman menurut kontur, penanaman dalam strip, guludan, dan teras

menurut kontur), yaitu nisbah antara besarnya erosi dari tanah yang

memberikan perlakuan tindakan konservasi khusus tersebut terhadap

besarnya erosi dari tanah yang diolah searah lereng, dalam keadaan yang

identik

Metode USLE adalah metode yang dianggap sebagai rumus yang paling

mendekati kenyataan dibandingkan dengan rumus yang lain, karena variabel-

variabel yang berpengaruh terhadap besarnya kehilangan tanah dapat

diperhitungkan secara terperinci (Arsyad 2010).

2. Metode SLEMSA

SLEMSA merupakan kependekan dari Soil Loss Estimation Model for South

Afrika sebagai upaya menyederhanakan model USLE berdasarkan perbedaan

batasan kuantitatif erodibilitas tanah. Model ini dirancang untuk mengurangi

kebutuhan biaya dan waktu kerja kajian petak ukur lapangan dalam menetapkan

nilai-nilai mandiri masing-masing faktor pengendali erosi tanah. Menurut

Poerwowidodo 1999 dalam Aleksander 2010, penetapan parameter pengendalian

erosi tanah dengan model ini tetap berdasarkan pada kajian satuan petak ukur

yaitu:

Z = K x C x X ........................................................................................ (2)

Dimana :

Z = nilai tengah prakiraan laju erosi tanah tahunan (ton/ha/tahun)

K = nilai tengah laju erosi tanah tahunan (ton/ha/tahun) dari petak contoh

baku berukuran 30 m x 10 m pada kemiringan 4,5%, terbuka dan

diketahui nilai erodibilitasnya

C = Nilai perbandingan laju erosi tanah antara petak ukur bertanaman dan

petak ukur yang dibiarkan dalam keadaan tanpa penutup

X = Perbandingan laju erosi yang memiliki panjang lereng dan kemiringan

tertentu dengan laju erosi dari petak ukur

3. Metode RUSLE

Menurut Poerwowidodo (1999) dalam Aleksander (2010) metode ini

dikembangkan untuk memperbaiki kelemahan-kelemahan yang terdapat pada

metode USLE dengan memperbaharui data dan pendekatan baru, koreksi

kelemahan-kelemahan USLE, dan penggunaan teknologi baru yaitu teknologi

berdasarkan komputer. Metode RUSLE ini dipublikasikan program RUSLE telah

mengalami perubahan pada perangkat lunaknya.

4. Metode SDR

Pada kasus tertentu, terutama untuk daerah tangkapan air yang belum

diketahui besarnya komponen-komponen penyusun rumus USLE perlu

diupayakan cara prakiraan yang lebih sederhana tetapi masih dapat

dipertanggungjawabkan hasilnya. Cara prakiraan erosi yang dimaksud adalah

dengan memanfaatkan data debit, muatan sedimen, berat jenis tanah di daerah

kajian, dan besarnya nisbah pelepasan sedimen (sediment delivery ratio, SDR).

Untuk selanjutnya prakiraan erosi dengan cara ini disebut prakiraan erosi metode

SDR.

Hal pertama yang harus dilakukan adalah mengumpulkan data debit dan

muatan sedimen di titik pengamatan (outlet) suatu DAS yang akan diperkirakan

tingkat erosinya. Data ini diusahakan dalam periode waktu yang cukup panjang

(tahunan). Umumnya, untuk mendapatkan data muatan sedimen dalam jangka

panjang dapat dibuat persamaan debit-sedimen (sediment-discharge rating curve)

dari data debit dan muatan sedimen yang tersedia di lokasi pengamatan tersebut,

dan muatan sedimen untuk tahun-tahun berikutnya dapat dihitung hanya dengan

menggunakan debit (Asdak 1995).

2.6 Erosi Diperbolehkan

Erosi yang diperbolehkan dinyatakan sebagai suatu laju yang tidak boleh

melebihi laju pembentukan tanah. Pengikisan di bagian atas selalu diikuti oleh

pembentukan lapisan tanah baru pada bagian bawah profil tanah, tetapi laju

pembentukan ini pada umumnya tidak mampu mengimbangi kehilangan tanah

karena erosi dipercepat. Secara alami laju kehilangan tanah yang diperbolehkan

tergantung dengan kondisi tanah dan secara umum laju erosi yang diperbolehkan

(Edp) untuk kebanyakan tanah di Indonesia pada lahan miring adalah sebesar 25

mm/thn atau setara dengan 25 ton/ha/tahun sedangkan untuk di daerah yang

bertopografi datar Edp yang disarankan adalah 10/ton/ha/thn (Rahim 2003).

2.7 Indeks Bahaya Erosi (IBE)

Indeks bahaya erosi (IBE) merupakan petunjuk besarnya erosi pada suatu

lahan. Tujuan menentukan indeks bahaya erosi yaitu untuk mengetahui sejauh

mana erosi yang terjadi akan membahayakan kelestarian produktivitas tanah yang

bersangkutan (Hardjowigeno 2007).

Untuk mengetahui kejadian erosi pada tingkat membahayakan atau suatu

ancaman degradasi lahan atau tidak, dapat diketahui dari nilai indeks bahaya erosi

dari lahan tersebut. Indeks bahaya erosi diartikan sebagai suatu nilai rasio antara

erosi potensial dengan erosi diperbolehkan (erosi yang masih dapat dibiarkan) dari

suatu lahan. Indeks bahaya erosi ditentukan berdasarkan persamaan berikut

(Hammer 1981 dalam Hardjowigeno 2007):

................ (3)

Dari nilai indeks bahaya erosi yang diperbolehkan dapat diketahui tingkat

bahaya atau ancaman erosi tersebut di suatu lahan dengan pedoman pada

klasifikasi indeks bahaya erosi sebagaimana disajikan dalam Tabel 5.

Tabel 5 Klasifikasi Indeks Bahaya Erosi No Nilai Indeks Bahaya Erosi Harkat

1 < 1,00 Rendah

2 1,00 – 4,00 Sedang

3 4,01 – 10,00 Tinggi

4 >10,00 Sangat tinggi

Sumber: Hammer (1981) dalam Hardjowigeno (2007)

2.7 Tingkat Bahaya Erosi (TBE)

Untuk menentukan tingkat bahaya erosi, Departemen Kehutanan (1986)

dalam Hardjowigeno (2007) menggunakan pendekatan tebal solum tanah yang

telah ada dan besarnya erosi sebagai dasar. Makin dangkal solum tanahnya, berarti

makin sedikit tanah yang boleh tererosi, sehingga bahaya erosinya sudah cukup

besar meskipun tanah yang hilang belum terlalu besar.

Tabel 6 Klasifikasi Tingkat Bahaya Erosi (TBE)

Tebal solum Erosi maksimum (ton/ha/thn)

< 15 15 – 60 60 – 180 180 – 480 > 480

>90 SR R S B SB

60 – 90 R S B SB SB

30 – 60 S B SB SB SB

< 30 B SB SB SB SB

SR = sangat ringan, R = ringan, S = sedang, B = berat, SB = sangat berat

Sumber: Departemen Kehutanan (1986) dalam Hardjowigeno (2007)