SIFAT FISIK AIR

1. Sifat Fisik Air

a. Saat Menjadi Gas

Gas adalah zat yang mempunyai bentuk dan volume yang tidak tetap. Hal ini

disebabkan karena susunan molekul-molekul gas sangat tidak teratur sehingga gaya

tarik-menarik antarmolekulnya sangat lemah. 

b. Saat Menjadi Beku

Air yang didinginkan dapat berubah menjadi es. Uap air yang mengalami

pendinginan dapat berubah menjadi titik-titik air kembali. Contohnya, uap minuman

yang menempel pada tutup gelas akan berubah menjadi butiran air kembali.Jadi,

pendinginan menyebabkan benda mengalami perubahan wujud, Wujud cair berubah

menjadi padat. 

Zat padat adalah zat yang mempunyai bentuk dan volume tetap. Dilihat dari

susunan molekul dan ikatan antarmolekulnya, zat padat mempunyai susunan molekul

yang teratur dan gaya tarik-menarik antarmolekulnya yang kuat

c. Saat Menjadi Cair

Adapun zat cair adalah zat yang mempunyai volume tetap, tetapi bentuknya selalu

berubah-ubah mengikuti tempatnya. Dilihat dari susunan molekul dan ikatan

antarmolekulnya zat cair mempunyai susunan molekul yang kurang teratur dan jarak

antarmolekulnya yang agak renggang sehingga gaya tarik menarik antarmolekulnya

relatif lebih rendah dibandingkan dengan zat padat.

2. Tekanan dan Tegangan Permukaan

a. Definisi tekanan.

Tekanan atau dalam bahasa inggrisnya adalah Pressure merupakan gaya per

satuan luas bidang yang ditekan secara tegak lurus. Satuan tekanan adalah N/m² =

pascal (Pa). tekanan dirumuskan sebagai berikut :

P = F / A

Keterangan :

F : Gaya (N)

A : Luas Permukaan (m²)

P ; Tekanan (N/m² = Pa)

b. Tegangan Permukaan

Tegangan permukaan adalah gaya atau tarikan kebawah yang menyebabkan

permukaan cairan berkontraksi den benda dalam keadaan tegang. Hal ini disebabkan

oleh gaya-gaya tarik yang tidak seimbang pada antar muka cairan. Gaya ini biasa

segera diketahui pada kenaikan cairan biasa dalam pipa kapilerdan bentuk suatu

tetesan kecil cairan. tegangan permukaan merupakan fenomena menarik yang terjadi

pada zat cair (fluida) yang berada dalam keadaan diam (statis)

c. Konsep Suatu Benda Dapat Tertahan Di Muka Air

Penyebab terjadinya Tegangan permukaan karena adanya kohesi di bawah zat cair

yang lebih besar dari pada kohesi dipermukaan zat cair, sehingga permukaan air akan

cendrung mengerut dan membentuk luas permukaan sekecil mungkin. Hal tersebut

dapat membuktikan bahwa titik-titik embun yang menempel di atas rumput berbentuk

seperti bola karena luas permukaan terkecil adalah bangun yang berbentuk bola.

Besarnya tegangan permukaan diperngaruhi oleh beberapa faktor, seperti jenis

cairan, suhu, dan, tekanan, massa jenis, konsentrasi zat terlarut, dan kerapatan. Jika

cairan memiliki molekul besar seperti air, maka tegangan permukaannya juga besar.

salah satu factor yang mempengaruhi besarnya tegangan permukaan adalah massa

jenis/ densitas (D), semakin besar densitas berarti semakin rapat muatan – muatan

atau partikel-partiekl dari cairan tersebut. Kerapatan partikel ini menyebabkan makin

besarnya gaya yang diperlukan untuk memecahkan permukaan cairan tersebut. Hal

ini karena partikel yang rapat mempunyai gaya tarik menarik antar partikel yang kuat.

Sebaliknya cairan yang mempunyai densitas kecil akan mempunyai tegangan

permukaan yang kecil pula. Besarnya tegangan permukaan yang dipengaruhi oleh

suhu yaitu semakin tinggi suhu zat cair, semakin kecil tegangan permukaannya. Dan

semakin kecil tegangan permukaan, semakin besar atau baik kemampuan air untuk

membasahi benda.

Suatu benda mengapung, tenggelam, atau melayang hayna ditentukan

oleh massa jenis rata – rata benda dan massa jenis zat cair. Jika massa jenis rata – rata

benda lebih kecil daripada massa benda zat cair, benda mengapung di permukaan zat

cair. Jika massa jenis rata – rata benda lebih besar daripada massa jenis zat cair,

benda tenggelam di dasar wadah zat cair. Jka massa jenis rata rata benda sama dengan

massa jenis zat cair, benda melayang dalam zat cair diantara permukaan dan dasar

wadah zat cair.

3. Konsep Sudut Kontak dan Kapilaritas

a. Pengertian Sudut Kontak dan Kapilaritas

Sudut kontak adalah sudut di mana antarmuka cair / uap memenuhi permukaan

padat atau sudut yang dibentuk oleh lengkungan itu dinamakan sudut kontak (teta).

Kapilaritas adalah fenomena naik atau turunnya permukaan zat cair dalam suatu

pipa kapiler (pipa dengan luas penampang yang sempit).

b. Kenapa Sudut Kontak Dapat Terbentuk

Ketika gaya kohesi molekul cairan lebih kuat daripada gaya adhesi (gaya tarik

menarik antara molekul cairan dengan molekul gelas) maka permukaan cairan akan

membentuk lengkungan ke atas. Sebaliknya apabila gaya adhesi lebih kuat maka

permukaan cairan akan melengkung ke bawah.

Ketika gaya kohesi cairan lebih besar daripada gaya adhesi, maka sudut kontak

yang terbentuk umumnya lebih kecil dari 90o. Sebaliknya, apabila gaya adhesi lebih

besar daripada gaya kohesi cairan, maka sudut kontak yang terbentuk lebih besar dari

90o. Gaya adhesi dan gaya kohesi secara teoritis sulit dihitung, tetapi sudut kontak

dapat diukur.

c. Kenapa Air Dalam Suatu Wadah Dapat Naik Pada Pipa Kecil

Karena disebabkan adanya gaya adhesi dan gaya kohesi yang menentukan

tegangan permukaan zat cair. Tegangan permukaan akan mempengaruhi besar

kenaikan atau penurunan zat cair pada pipa kapiler. Tegangan permukaan bekerja

sepanjang keliling pipa kapiler yang menarik zat cair dengan gaya. Dinding akan

mengadakan reaksi sebagai balasan atas aksi dan menarik zat cair ke atas dengan

gaya yang sama besar. Pada keadaan setimbang, komponen vertikal gaya tarik

dinding sebanding dengan berat air yang naik. Permukaan air dan permukaan air raksa

yang mengalami kenaikan atau penurunan juga merupakan akibat tegangan

permukaan.

d. Bagaimana Kejadian Pada Tanah Kering di Daerah Padang Pasir, Kenapa Tanaman

Masih Dapat Tumbuh

Pada umumnya, tumbuhan yang hidup di gurun berdaun kecil seperti duri atau

tidak berdaun. Tumbuhan tersebut berakar panjang sehingga dapat mengambil air dari

tempat yang dalam dan dapat menyimpan air dalam jaringan spon.

Daerah gurun banyak terdapat di daerah tropis dan berbatasan dengan padang

rumput. Keadaan alam dari padang rumput ke arah gurun biasanya makin jauh makin

gersang. Curah hujan di gurun adalah rendah, yaitu sekitar 250 mm/tahun atau

kurang. Hujan lebat jarang terjadi dan tidak teratur. Pancaran matahari sangat terik

dan penguapan tinggi sehingga suhu siang hari sangat panas. Pada musim panas, suhu

dapat lebih dari 40ºC. Perbedaan suhu siang dan malam hari (amplitude harian)

sangat besar. Tumbuhan yang hidup menahun di gurun adalah tumbuhan yang dapat

beradaptasi terhadap kekurangan air dan penguapan yang cepat.

4. Pergerakan Air Dalam Tanah Jenuh

a. Potensi Air Tanah

Air tanah adalah bagian air yang berada pada lapisan permukaan tanah.

Kedalaman ait tanah tidak sama ada setiap tempat tergantung pada tebal-tipisnya

lapisan permukaan di atasnya dan kedudukan lapian air tanah tersebut. Permukaan

yang merupakan bagian atas dari tubuh air disebut permukaan preatik. Volume air

yang meresap ke dalam tanah tergantung pada jenis lapisan batuannya. Terdapat dua

jenis lapisan dalam tanah yaitu lapisan kedap air (impermeable) dan lapisan tak kedap

air (permeable).

Kadar pori lapisan kedap sangat kecil sehigga kemampuan untuk meneruskan air

juga kecil. Kadar pori adalah jumlah ruang di celah butir-butir tanah yang dinyatakan

dalam bilangan persen. Sedangka pori kadar lapisan tak kedap air cukup besar. Oleh

karena itu kemampuan untuk meneruskan air juga besar. Air hujan yang jatuh di

daerah ini akan terus meresap ke bawah sampai berhenti di suatu tempat setelah

tertahan oleh lapisan yang kedap. Contoh lapisan tembus air ialah pasir, padas, kerikil

dan kapur. Lapisan-lapisan ini merupakan tempat-tempat persediaan air yang baik

karena merupakan tempat berkupulnya air sehingga pada-lapisan-lapisan tersebut

terbentuk tubuh air.

Selain lapisan kedap dan lapisan tak kedap juga terdapat lapisan peralihan yang

merupakan variasi dari kedua jenis lapisan tersebut. Tekanan air yang timbul dari air

tanah tak bebas tergantung pada perbedaan tinggi antara suatu tempat dengan daerah

tangkapan hujannya. Pada daerah yang letak air tanahnya lebih rendah dari

permukaan air tanahpada daerah tangkapan hujannya, ir akan memancar keluar dari

sumur yang di bor atau biasa disebut sumur artesis. Air artesis ini biasanya sangat

penting bagi daerah yang kondisi tanahnya kering, air artesis ini dapat memberikan

air sebanyak 8.000.000 m3 per hari.

Lapisan tanah kaitannya dengan kemampuan menyimpan dan meloloskan air

dibedakan atas empat lapisan yaitu :

1) Aquifer, adalah lapisan yag dapat menyipan dan mengalirkan air dalam

jumlah besar. Lapisan batuan ini bersifat permeable seperti kerikil, pasir

dll.

2) Aquiclude, adalah lapisan yang dapat menyimpan air tetapi tidak dapat

mengalirkan air dalam jumlah besar, seperti lempung, tuff halus dan silt.

3) Aquifuge, adalah lapisan yang tidak dapat menyimpan dan mengalirkan

air, contohnya batuan granit dan batuan yang kompak.

4) Aquifard, adalah lapisan atau ormasi batuan yang dapat menyimpan air

tetapi hanya dapat melooskan air dalam jumlah yang terbatas.

Untuk menjaga agar kelestraian air tanah tetap terjamin, maka perlu dilakukan

upaya sebagai berikut :

1) Mencegah penggunaan air yang tidak berlebihan oleh pengusaha untuk

keperluan industri,agar tidak mempercepat penurunan air tanah.

2) Mencegah pertambahan penduduk dan pemukiman yang berlebihan, hal

ini berkaitan dengan bertambahnya penggunaan air tanah.

3) Penetapan peraturan pemerintah dalam pemanfaatan air tanah di sekitar

pantai, agar tidak terjadi perluasan daerah peresapan air laut.

4) Mencegah kerusakan hutan dan daerah penghijauan agar tidak

menimbulkan ketimpangan tata air.

5) Memperhitungkan dampak dan manfaat konversi penggunaan lahan dalam

suatu daerah aliran sungai secara lebih matang.

6) Pelaksanaan Analisis Mengenai Dampak Lingungan (AMDAL) harus

lebih diperketat terutama terhadap penggunaan air tanah dan rencana

pembangunan.

7) Menghindari pembuangan atau kontaminasi limbah terhadap air tanah,

baik limbah domestik maupun limbah industri.

b. Hukum Darcy

Hukum Darcy adalah persamaan yang mendefinisikan kemampuan suatu fluida

mengalir melalui media berpori seperti batu. Hal ini bergantung pada prinsip bahwa

jumlah aliran antara dua titik adalah berbanding lurus dengan perbedaan tekanan

antara titik-titik dan kemampuan media melalui yang mengalir untuk menghambat

arus. Berikut tekanan mengacu pada kelebihan tekanan lokal atas tekanan hidrostatik

cairan normal yang, karena gravitasi, meningkat dengan mendalam seperti di kolom

berdiri air. Ini faktor impedansi aliran ini disebut sebagai permeabilitas. Dengan kata

lain, hukum Darcy adalah hubungan proporsional sederhana antara tingkat debit

sesaat melalui media berpori dan penurunan tekanan lebih dari jarak tertentu.

Dalam format modern, menggunakan konvensi tanda tertentu, hukum Darcy

biasanya ditulis sebagai:

Q =-KA dh / dl

dimana:

Q = laju aliran air (volume per waktu)

K = konduktivitas hidrolik

Sebuah kolom = luas penampang lintang

dh / dl = gradien hidrolik, yaitu, perubahan kepala panjang bunga.

Berikut ini adalah ekspresi diagram Hukum Darcy:

Saat menghitung kemungkinan aliran fluida dari zona hidrolik retak ke zona air

tawar penerapan hukum Darcy sangat penting karena akan menetapkan kondisi

spesifik di mana cairan dapat mengalir dari satu zona ke yang lain dan akhirnya akan

menentukan apakah atau tidak rekah hidrolik cairan dapat mencapai zona air segar.

Darcy direferensikan untuk campuran sistem unit. Sebuah medium dengan

permeabilitas 1 Darcy memungkinkan aliran 1 cm ³ / s dari cairan dengan viskositas 1

cP (1 MPa · s) di bawah gradien tekanan 1 atm / cm akting di seluruh luas 1 cm ².

Sebuah millidarcy (mD) sama dengan 0,001 Darcy.

5. Pergerakan Air Dalam Tanah Tidak Jenuh

Dalam pergerakan air tidak jenuh, sebagian aliran berbentuk cairan, dan sebagian

lagi berbentuk gas Gaya penyebab pergerakan air tidak jenuh berasal dari gradien

potensial (pergerakan air menuju potensial yang lebih rendah) Potensial air pada

keadaan tidak jenuh adalah negatif (lebih kecil dari tekanan atmosfir) . Karena dalam

kondisi tidak jenuh, konduktivitas hidrolik tanah tidak jenuh biasanya dihubungkan

dengan kadar air (water content) atau potensial matriks tanah, 

Perbedaan antara penerapan Hukum Darcy untuk tanah jenuh dan tidak jenuh

adalah, bahwa konduktivitas hidrolik pada kondisi jenuh adalah konstan atau tidak

berubah yaitu sebesar Ks , sedangkan pada kondisi tidak jenuh, konduktivitas hidrolik

tergantung dari kondisi kadar air tanah, K = f (θ ) atau K (θ ), sehinga rumusnya

menjadi :

q=−K (θ ) dφdx

Untuk Fase Cairan

q=−D (θ ) dθdx

Untuk Fase Uap

INFILTRASI

1. Definisi Infiltrasi

Infiltrasi adalah peristiwa masuknya air ke dalam tanah, yang umumnya (tetapi

tidak mesti) melaliu permukaan dan secara vertical (Arsyad, 2010). Jika cukup air,

maka air infiltrasi akan bergerak terus kebawah yaitu kedalam profil tanah. Gerakan

air kebawah di dalam profil tanah disebut perkolasi.

2. Laju Infiltrasi

Laju infiltrasi adalah jumlah air yang meresap ke dalam tanah dalam waktu

tertentu. Laju infiltrasi tertinggi dicapai saat air pertama kali masuk ke dalam tanah

dan menurun dengan bertambahnya waktu (Philip, 1969 dalam Jury dan Horton,

2004).

Laju infiltrasi dipengaruhi  oleh  sifat-sifat tanah, jenis liat, tutupan taju vegetasi,

tindakan pengolahan tanah dan laju penyediaan air. Secara langsung, laju  infiltrasi

dipengaruhi oleh kapasitas infiltrasi dan laju penyediaan.  Kapasitas  infiltrasi 

ditentukan oleh struktur  dan tekstur tanah. Unsur struktur tanah yang  terpenting

adalah ukuran, jumlah dan distribusi pori, serta kemantapan agregat tanah (Haridjaja

dkk, 1991).

Menurut Boedi Susanto (2008), laju infiltrasi berbeda menurut jenis tanahnya

seperti pada tabel berikut:

Jenis Tanah Laju Infiltrasi (mm/menit)

Tanah ringan (sandy soil) 0,212 – 0,423

Tanah sedang (loam clay, loam

silt)

0,042 – 0,212

Tanah berat (clay, clay loam) 0,004 – 0,042

Sifat transmissi lapisan tanah tergantung pada lapisan-lapisan dalam tanah.

Lapisan tanah dibedakan 4 horizon (Soesanto, 2008) :

1) Horizon A, yang teratas, sebagian bahan organik tanaman

2) Horizon B, merupakan akumulasi dari bahan koloidal A, ketebalan permeabilitas

sangat menentukan laju infiltrasi

3) Horizon C, kadang-kadang disebut sub soil, terbentuk dari pelapukan bahan induk

4) Horizon D, merupakan bahan induk (bed rock)

3. Infiltrasi Komulatif

Infiltrasi tanah meliputi infiltrasi kumulatif, laju infiltrasi dan kapasitas infiltrasi.

Infiltrasi kumulatif adalah jumlah air yang meresap ke dalam tanah pada suatu

periode infiltrasi.

4. Faktor-faktor yang Mempengaruhi Infiltrasi

Perpindahan air dari atas ke dalam permukaan tanah baik secara vertikal maupun

secara horizontal disebut infiltrasi. Banyaknya air yang terinfiltrasi dalam satuan

waktu disebut laju infiltrasi. Besarnya laju infiltrasi f dinyatakan dalam mm/jam atau

mm/hari. Laju infiltrasi akan sama dengan intensitas hujan, bila laju infiltrasi tersebut

lebih kecil dari daya infiltrasinya. Jadi f ≤ fp dan f ≤ I (Soemarto, 1999).

Infiltrasi berubah-ubah sesuai dengan intensitas curah hujan. Akan tetapi setelah

mencapai limitnya, banyaknya infiltrasi akan berlangsung terus sesuai dengan

kecepatan absorbsi setiap tanah. Pada tanah yang sama kapasitas infiltrasinya

berbeda-beda, tergantung dari kondisi permukaan tanah, struktur tanah, tumbuh-

tumbuhan dan lain-lain. Di samping intensitas curah hujan, infiltrasi berubah-ubah

karena dipengaruhi oleh kelembaban tanah dan udara yang terdapat dalam tanah

(Maryono, 2004).

Beberapa faktor internal dan eksternal yang mempengaruhi laju infiltrasi adalah

sebagai berikut:

1) Tinggi genangan air di atas permukaan tanah dan tebal lapisan tanah yang jenuh.

2) Kadar air atau lengas tanah

3) Pemadatan tanah oleh curah hujan

4) Penyumbatan pori tanah mikro oleh partikel tanah halus seperti bahan endapan

dari partikel liat

5) Pemadatan tanah oleh manusia dan hewan akibat traffic line oleh alat olah

6) Struktur tanah

7) Kondisi perakaran tumbuhan baik akar aktif maupun akar mati (bahan organik)

8) Proporsi udara yang terdapat dalam tanah

9) Topografi atau kemiringan lahan

10) Intensitas hujan

11) Kekasaran permukaan tanah

12) Kualitas air yang akan terinfiltrasi

13) Suhu udara tanah dan udara sekitar

Apabila semua faktor-faktor di atas dikelompokkan, maka dapat dikategorikan

menjadi dua faktor utama yaitu:

1) Faktor yang mempengaruhi air untuk tinggal di suatu tempat sehingga air

mendapat kesempatan untuk terinfiltrasi (oppurtunity time).

2) Faktor yang mempengaruhi proses masuknya air ke dalam tanah.

Selain dari beberapa factor yang menentukan infiltrasi diatas terdapat pula sifat-

sifat khusus dari tanah yang menentukan dan membatasi kapasitas infiltrasi (Arsyad,

1989) sebagai berikut:

a. Ukuran pori

Laju masuknya hujan ke dalam tanah ditentukan terutama oleh ukuran pori dan

susunan pori-pori besar. Pori yang demikian itu dinamakan pori aerasi, oleh karena

pori-pori mempunyai diameter yang cukup besar yang memungkinkan air keluar

dengan cepat sehingga tanah beraerasi baik.

b. Kemantapan pori

Kapasitas infiltrasi hanya dapat terpelihara jika porositas semula tetap tidak

terganggu selama waktu tidak terjadi hujan.

a. Kandungan air

Laju infiltrasi terbesar terjadi pada kandungan air yang rendah dan sedang.

d. Profil tanah

Sifat bagian lapisan suatu profil tanah juga menentukan kecepatan masuknya air

ke dalam tanah. Ketika air hujan jatuh di atas permukaan tanah, maka proses infiltrasi

tergantung pada kondisi biofisik permukaan tanah, sebagian atau seluruh air hujan

tersebut akan mengalir masuk ke dalam tanah melalui pori-pori permukaan tanah.

Proses mengalirnya air hujan ke dalam tanah disebabkan oleh tarikan gaya gravitasi

dan gaya kapiler tanah. Oleh karena itu, infiltrasi juga biasanya disebut sebagai aliran

air yang masuk ke dalam tanah sebagai akibat gaya kapiler dan gravitasi. Laju air

infiltrasi yang dipengaruhi oleh gaya gravitasi dibatasi oleh besarnya diameter pori-

pori tanah. Tanah dengan pori-pori jenuh air mempunyai kapasitas lebih kecil

dibandingkan dengan tanah dalam keadaan kering (Asdak, 2002).

Dibawah pengaruh gaya gravitasi, air hujan mengalir vertikal kedalam tanah

melalui profil tanah. Dengan demikian, mekanisme infiltrasi melibatkan tiga proses

yang tidak saling mempengaruhi (Asdak, 2002):

a) Proses masuknya air hujan melalui pori-pori permukaan tanah.

b) Tertampungnya air hujan tersebut di dalam tanah.

c) Proses mengalirnya air tersebut ke tempat lain (bawah, samping dan atas).

Pengukuran laju infiltrasi dapat dilakukan pada permukaan tanah, pada kedalam

tertentu, pada lahan kosong atau pada lahan bervegetasi. Walaupun satuan infiltrasi

serupa dengan konduktivitas hidraulik, terdapat perbedaan antara keduanya. Hal itu

tidak bisa secara langsung dikaitkan kecuali jika kondisi batas hidraulik diketahui,

seperti kemiringan hidraulik dan aliran air lateral atau jika dapat diperkirakan. Laju

infiltrasi memiliki kegunaan seperti studi pembuangan limbah cair, evaluasi potensi

lahan tanki septik, efisiensi pencucian dan drainase, kebutuhan irigasi, penyebaran air

dan imbuhan air tanah, dan kebocoran saluran atau bendungan dan kegunaan lainnya

(Kirkby, M.J., 1971).

Jumlah dan ukuran pori yang menentukan adalah jumlah pori-pori yang berukuran

besar. Makin banyak pori-pori besar maka kapasitas infiltrasi makin besar pula. Atas

dasar ukuran pori tersebut, liat kaya akan pori halus dan miskin akan pori besar.

Sebaliknya fraksi pasir banyak mengandung pori besar dan sedikit pori halus. Dengan

demikian kapasitas infiltrasi pada tanah-tanah pasir jauh lebih besar daripada tanah

liat.

Tanah-tanah yang bertekstur kasar menciptakan struktur tanah yang ringan.

Sebaliknya tanah-tanah yang terbentuk atau tersusun dari tekstur tanah yang halus

menyebabkan terbentuknya tanah-tanah yang bertekstur berat. Tanah dengan struktur

tanah yang berat mempunyai jumlah pori halus yang banyak dan miskin akan pori

besar. Sebaliknya tanah yang ringan mengandung banyak pori besar dan sedikit pori

halus. Dengan demikian kapasitas infiltrasi dari kedua jenis tanah tanah tersebut akan

berbeda pula, yaitu tanah yang berstruktur ringan kapasitas infiltrasinya akan lebih

besar dibandingkan dengan tanah-tanah yang berstruktur berat (Saifuddin, 1986).

5. Model-model Infiltrasi Menurut Para Ahli Fisika

Penentukan besarnya infiltrasi dapat dilakukna dengan melalui tiga cara yaitu:

1) Menentukan perbedaan volume air hujan buatan dengan volume air larian pada

percobaan laboratorium menggunakan simulasi hujan buatan (metode simulasi

laboratorium).

2) Menggunakan alat ring infiltrometer (metode pengukuran lapangan).

3) Teknik pemisahan hidrograf aliran dari data aliran air hujan (metode separasi

hidrograf).

Singh (1989) menyajikan beberapa model infiltrasi yang telah diusulkan dan

digunakan pada kebanyakan analisa hidrologi dan hidraulik yang berkaitan dengan

sistem keairan. Model - model tersebut dapat dikelompokkan ke dalam dua kelas

yakni: (1) model empiris, dan (2) model konseptual.

Model empiris menyatakan kapasitas infiltrasi sebagai fungsi waktu. Dimana

kadar lengas tanah memiliki sifat dinamis terhadap waktu, sehingga laju infiltrasi

ditentukan oleh kondisi lengas tanah mula-mula saat proses infiltrasi mulai terjadi.

Adapun model- model empiris infiltrasi diantaranya adalah Model Kostiakov, Model

Horton, Model Holtan dan Model Overton. Uraian masing-masing model disajikan

sebagai berikut:

a. Model Kostiyakov

Model Kostiakov menggunakan pendekatan fungsi power dengan tidak

memasukkan kadar air awal dan kadar air akhir (saat laju infiltrasi tetap) sebagai

komponen fungsi. Fungsi infiltrasi dan laju infiltrasi disajikan pada persamaan 6.1

dan persamaa 6.2.

F = atb , 0<b<1 …….…………………. (6.1)

f =dFdt

=abtb-1……………………….. (6.2)

Dimana a dan b adalah konstanta. Konstanta a dan b tergantung pada

karakteristik tanah dan kadar air tanah awal. Konstanta ini tidak bisa ditentukan

sebelumnya dan biasanya ditentukan dengan penarikan sebuah garis lurus pada

kertas grafik untuk data empirik atau dengan menggunakan metode pangkat

terkecil. Karena kesederhanaannya, metode ini sering diterapkan pada pelajaran

irigasi permukaan.

b. Model Horton

Model Horton adalah salah satu model infiltrasi yang terkenal dalam

hidrologi. Horton mengakui bahwa kapasitas infiltrasi berkurang seiring dengan

bertambahnya waktu hingga mendekati nilai yang konstant. Ia menyatakan

pandangannya bahwa penurunan kapasitas infiltrasi lebih dikontrol oleh faktor

yang beroperasi di permukaan tanah dibanding dengan proses aliran di dalam

tanah. Faktor yang berperan untuk pengurangan laju infiltrasi seperti penutupan

retakan tanah oleh koloid tanah dan pembentukan kerak tanah, penghancuran

struktur permukaan lahan dan pengangkutan partikel halus dipermukaan tanah

oleh tetesan air hujan. Model Horton dapat dinyatakan secara matematis

mengikuti persamaan 6.3:

f = fc + (fo – fc)e-kt ; i ≥ fc dan k = konstan …………….. (6.3)

Keterangan;

f : laju infiltrasi nyata (cm/h)

fc : laju infiltrasi tetap (cm/h)

fo : laju infiltrasi awal (cm/h)

k : konstanta geofisik

Model ini sangat simpel dan lebih cocok untuk data percobaan. Kelemahan

utama dari model ini terletak pada penentuan parameternya f0, fc, dan k dan

ditentukan dengan data-fitting. Meskipun demikian dengan kemajuan sistem

komputer proses ini dapat dilakukan dengan program spreadsheet sederhana.

c. Model Holtan

Model Holtan pada dasarnya serupa dengan model Horton, akan tetapi pada

model ini, Holtan menambahkan faktor vegetasi dalam persamaan sehingga

fungsi matematiknya berubah menjadi fungsi power dan bukan fungsi

eksponensial seperti pada Model Horton. Fungsi matematik model Holtan

disajikan sebagai berikut:

f −f c = aFpn……………………………………(6.4)

Dengan Fp adalah infiltrasi potensial. a dan n adalah konstanta untuk vegetasi

tanah. Holtan berpendapat bahwa kapasitas infiltrasi berbanding lurus dengan

ruang pori yang tersedia. Model Holtan agak cocok dimasukkan untuk model

batas air dalam ilmu tata air karena dia menghubungkan laju infiltrasi (f) dengan

kelembaban tanah. Kekurangan dari model ini adalah spesifikasi kedalaman

permukaan air tanah bebas. Kedalaman mempengaruhi infiltrasi secara signifikan.

d. Model Overton

Overton pada tahun 1964 merumuskan kembali model Holtan. Dia mencatat

bahwa ruang pori-pori yang tersedia pada awal terjadinya hujan tidaklah selalu

terisi seluruhnya sebelum kapasitas infiltrasi menjadi tetap. Jarak antar ruang

pori-pori yang terisi tergantung pada tumbuh-tumbuhan penutup tanah.

Persamaan matematik infiltrasi dan laju infiltrasi Model Overton disajikan pada

persamaan 6.5 dan 6.6.

F=b S0−d tan J tc – t ........................... (6.5)

f =f c sec2 J tc – t ............................ (6.6)

Dimana d = (fc/a)0.5 dan J = (afc)0.5.

Model infiltrasi selain model empiris adalah model konseptual yang

menganalogikan proses infiltrasi sebagai faktor terinterasi dengan aspek hidrologi

lain. Beberapa model konseptual adalah Model SCS, Model HEC, Model Philip,

dan Model Hidrograf. Uraian model konseptual adalah sebagai berikut:

a) Model SCS

Model Soil Conservation Services (SCS) merupakan model konseptual yang

dikembangkan oleh USDA. Model ini menggunakan pendekatan

penggunaan/penutupan lahan, jenis tanah dan kondisi hidrologi wilayah. Hasil

yang diperoleh dalam model ini adalah nilai infiltrasi dan laju infiiltrasi wilayah

(unit lahan) pada suatu DAS atau Sub-DAS.

f =p(1−b) ².................................... (6.7)

b=P−.2SP+ .8S

.................................... (6.8)

Dimana b adalah persentase faktor vegetasi, P adalah laju curah hujan (cm/s)

dan p adalah intensitas curah hujan (cm/s), dan S adalah potensial storage (cm).

Soil Concervation Service (SCS), mengembangkan suatu prosedur yang sering

disebut metode curve-number untuk menaksir runoff. Metode ini selanjutnya

dikenal dengan model SCS.

b) Model HEC

Model HEC merupakan model infiltrasi dasar pada suatu hubungan non linear

antara intensitas curah hujan dan kapasitas infiltrasi.

f =k−k ' px ………. (6.9)

k '=0,21F ²D

,FD

≦1 dan k '=0 ,FD

>1 …… (6.10)

Dimana k adalah koefisien penurunan air ke dalam tanah, k’ adalah perubahan

koefisien penurunan air, p adalah intensitas curah hujan (cm/s), D adalah

defisiensi kelembaban tanah dan x adalah eksponen antara 0 dan 1. Jika x = 0, f

tidak terikat oleh P, asumsi ini dibuat normal dan termasuk dalam kebanyakan

persamaan infiltrasi. Jika x = 1, f berbanding lurus dengan parameter p. Study

hidrology yang di kembangkan oleh HEC mengindikasikan bahwa x biasanya

antara 0,3 sampai 0,9 untuk konsistensi.

c) Model Philip Tanah Dua-Lapis

Pada satu seri dari papernya, Philip memperkenalkan analisis dari infiltrasi

berdasarkan persamaan Fokker-Planck, atau persamaan aliran untuk tanah

homogen dengan kadar lengas tanah awal dan suplai air yang berlebihan

dipermukaan.

Parameter S dan C merupakan fungsi difusi air tanah awal dan kadar air

permukaan dari tanah

f =12

S t -0,5 +C ……………………………………(2.14)

S= F ₁ . t ₂−F ₂. t ₁2 t ₁⁰’ ⁵ . t ₂−t ₁. t ₂ ⁰ ’ ⁵

……………………… (2.15)

C=F ₁ .t ₂−2 S . t ₁⁰ ’ ⁵ . t ₂t ₁ . t ₂

...……………………. (2.16)

Keterangan, = laju ifiltrasi (cm/h)

S = Sportivity (cm/h)

C = kostanta (cm/h)

t = interval waktu (s).

d) Model Hydrograf

Jika akurasi data curah hujan dan runoff yang tersedia pada suatu bidang tanah

kecil, jumlah air yang terinfiltrasi ke dalam tanah dapat ditentukan dengan

menggunakan model yang disebut model hydrograf. Model ini didasarkan pada

pendapat berikut: (1) intersepsi dan infiltrasi kecil, (2) infiltrasi merupakan

abstrak utama bahwa curah hujan dikurang dengan infiltrasi akan mendekati

aliran permukaan. Model ini lebih sering digunakan untuk menentukan neraca air.

f =∆ F∆ t

=p ₂−p ₁−q ₁+q ₂2

∆ t−D ₂−D ₁................. (2.17)

Keterangan; P = curah hujan (cm/s),

q = discharge (cm/s)

D = surface detention (cm)

F = kapasitas infiltrasi (cm)

Laju infiltrasi umumnya tergantung dari horizon A dan B, karena kapasitas

infiltrasi C tidak akan terpenuhi oleh laju infitrasi, sedangkan D tidak tertembus

air, sehingga sifat transmissi lapisan tanah dikelompokkan menjadi 2 fenomena.

Jika kapasitas perkolasi lebih besar dari kapasitas infiltrasi maka lapisan di

bawah lapisan permukaan tidak akan jenuh air dan laju infiltrasi ditentukan oleh

infiltrasi. Jika kapasitas perkolasi lebih kecil dari kapasitas infiltrasi maka lapisan

bawah akan jenuh air dan laju infiltrasi ditentukan oleh laju perkolasi. Untuk

lahan yang sulit pengambilan sample konduktivitas hidrauliknya di lapangan,

maka dapat juga dilakukan pendekatan nilai kondukttivitas hidraulik dengan

menggunakan data tekstur tanah.

6. Contoh-contoh Perlakuan Infiltrasi

Data pengukuran kapasitas infiltrasi (f) dan waktu (t) tercantum pada

Tabel 1. Buatlah persamaan kurva kapasitas infiltrasi tersebut menurut

model Horton?.

Tabel 3.1 Data infiltometer (double ring)

t (jam) 0 0,25 0,50 0,75 1,00 1,25 1,50 1,75 2,00

f(cm/jam) 10,4 5,6 3,2 2,1 1,5 1,2 1,1 1,0 1,0

Tabel 3.2 Perhitungan parameter infiltrasi

Waktu (t) kapasitas

infiltrasi( f )

fc f - fc log (f - fc)

(jam) (cm/jam)

0,00 10,4 1,0 9,4 0,973

0,25 5,6 1,0 4,6 0,663

0,50 3,2 1,0 2,2 0,342

0,75 2,1 1,0 1,1 0,041

1,00 1,5 1,0 0,5 -0,301

1,25 1,2 1,0 0,2 -0,699

1,50 1,1 1,0 0,1 -1,000

1,75 1,0 1,0 0,0

2,00 1,0 1,0 0,0

Persamaan liner regresi y = m X + C atau y = t dan X = log (f - fc)

Dengan memplot hubungan t dan log (f - fc) pada kertas grafik atau

menggunakan kalkulator maka diperoleh persamaan sbb.

y = -0,7527 X + 0,7521 (lihat Gambar 3.1)

y = -0.7527x + 0.7521

R2 = 0.9985

0.0

0.2

0.4

0.6

0.8

1.0

1.2

1.4

1.6

-1.00 -0.75 -0.50 -0.25 0.00 0.25 0.50 0.75 1.00

log (f-fc)

waktu, t

Gambar 3.1 Kurva mencari gradien m

Dari persamaan liner tersebut diperoleh gradien, m = -0,7527, dengan

menggunakan rumus K = -1 /0,434 m, maka K = 3,06, dengan diketahuinya

nilai pada Tabel 3.2, maka nilai

fc = 1.0

fo = 10,4

K = 3,06

maka persamaan kurva kapasitas infiltrasinya adalah

f = fc + (fo - fc) e-Kt atau

f = 1,0 + (10,4 - 1,0) e-3,06t atau

f = 1,0 + 9,4 e-3,06t

Gambar 2, memperlihatkan bagaimana model Horton yang digunakan

dapat menduga nilai pengamatan lapangan. Ini berarti model Horton sangat

tepat (fitting) dengan pengamatan lapangan.

Kapasitas infiltrasi, f (cm/jam)

0

2

4

6

8

10

12

0.00 0.25 0.50 0.75 1.00 1.25 1.50 1.75 2.00

w aktu, t (jam)

model

lapangan

model, f = 1,0 + 9,4 e-3 ,0 6 t

Gambar 3.2 Kurva fitting persamaan model Horton

DAFTAR PUSTAKA

Anonym. 2014. Perubahan Sifat Benda. Di Unduh Dari :

http://zhalabe.blogspot.com/2012/01/perubahan-sifat-benda.html#.VJBCGZRdVBR.

Diakses pada tanggal 9 Desember 2014

Arsyad, Sitanala. 2010. Konservasi Tanah dan Air. Insitut Pertanian Bogor Press. Bogor

Asdak Chay (1995). Hidrologi dan Pengeloaan daerah Aliran Sungai. Yogyakarta: Gadjah Mada

Press.

Maulia, Feny. 2013. Agrohidrologi Infiltrasi. Di Unduh Dari :

http://fmazones.blogspot.com/2013/01/agrohidrologi-infiltrasi.html. Diakses pada

tanggal 15 Desember 2014

Sridianti. 2014. Ciri-Ciri Bioma Gurun. Di Unduh Dari : http://www.sridianti.com/ciri-ciri-

bioma-gurun.html. Diakses pada tanggal 9 Desember 2014