1. Pola A atau Pola Monsun, dipengaruhi oleh angin monsun dengan karakteristik distribusi bulanannya membentuk huruf V. Pola monsun digerakkan oleh
adanya sel tekanan tinggi dan sel tekanan rendah di benua Asia dan Australia secara bergantian. Pada bulan Desember, Januari, dan Februari di belahan bumi
utara terjadi musim dingin akibat adanya sel tekanan tinggi di benua Asia, sedangkan pada waktu yang sama terjadi musim panas akibat adanya sel
tekanan rendah di benua Australia. Perbedaan tekanan udara ini yang menyebabkan curah hujan minimum terjadi pada bulan Juni, Juli atau Agustus,
sedangkan curah hujan maksimum terjadi pada bulan Desember, Januari, dan Februari. Pola ini terdapat di sebelah Utara dan Selatan garis ekuator.
Daerahnya meliputi Jawa, Nusa Tenggara, Kalimantan Selatan, Maluku Tenggara, Aceh serta Irian Jaya bagian Utara dan Selatan.
2. Pola B atau Pola Ekuatorial, distribusi curah hujan dengan dua maksimum yaitu sekitar bulan April dan Oktober, tidak selalu jelas perbedaannya pada
distribusi curah hujan bulanannya. Pola ini terdapat di daerah ekuatorial yang meliputi daerah bagian tengah Sumatera, Kalimantan, Sulawesi, dan Irian Jaya.
3. Pola C atau Pola Lokal, dimana distribusi curah hujan bulanannya berlawanan dengan pola A. Pola ini banyak dipengaruhi oleh kondisi lokal efek orografi.
Dijumpai di daerah Sulawesi Selatan bagian Timur, Sulawesi Tengah bagian Timur, dan sekitar Ambon
– Seram. Karakteristik curah hujan daerah yang dapat diamati dan dianalisis adalah
dengan menghitung nilai frekuensi, intensitas, dan kategori curah hujan. Pendekatan komplementer ini adalah untuk mempertimbangkan karakteristik
curah hujan yang terkait dengan rezim daerah Brown, 2010. Hujan merupakam komponen masukan yang paling penting dalam proses analisis hidrologi. Hal ini
dikarenakan kedalaman curah hujan rainfall depth yang turun dalam suatu DAS akan dialihragamkan menjadi aliran di sungai, baik melalui limpasan permukaan
surface runoff, aliran antara interflow, sub-surface runoff, maupun sebagai aliran air tanah groundwater flow Harto, 1999.
2.2. Erosivitas Hujan
Menurut Arsyad 2010, erosi adalah peristiwa pindahnya atau terangkutnya tanah dari suatu tempat ke tempat lain oleh media alami. Kerusakan
tanah yang dialami pada tempat terjadinya erosi berupa kemunduran sifat – sifat
kimia dan fisika tanah. Di daerah beriklim tropika basah seperti Indonesia, air merupakan penyebab erosi tanah.
Energi kinetik hujan merupakan suatu sifat hujan yang sangat penting dalam mempengaruhi erosi. Hal ini dikarenakan energi kinetik hujan merupakan
penyebab pokok dalam penghancuran agregat tanah. Energi kinetik hujan dapat dengan mudah dihitung dari persamaan dasar :
E
K
= m v
2
yang menyatakan E
K
adalah energi kinetik, m adalah massa butir hujan, dan v adalah kecepatan jatuhnya.
Korelasi yang lebih erat dengan erosi didapat dengan menggunakan term interaksi energi
– intensitas hujan Wischmeier dan Smith, 1958. Term ini adalah hasil kali total energi hujan dengan intensitas hujan maksimum 30 menit. Term
interaksi merupakan suatu pengukur hujan yang baik bagi pengaruh bersama antara 1 laju infiltrasi yang berkurang setelah hujan, 2 pengaruh aliran
permukaan yang berbentuk geometri terhadap erosi, dan 3 perlindungan lapisan air terhadap pengaruh percikan butir
– butir hujan terhadap tanah. Energi kinetikhujan didapat dari persamaan Wischmeier dan Smith, 1958
berikut : E = 210 + 89 log i
yang menyatakan E adalah energi kinetik dalam metrik ton –meter ha
-1
cm
-1
hujan, dan i adalah intensitas hujan dalam cm jam
-1
. Term interaksi energi dengan intensitas hujan maksimum 30 menit didapat dari hubungan berikut :
EI
30
= E I
30
.10
-2
yang menyatakan EI30 adalah interaksi energi dengan intensitas maksimum 30 menit, E adalah energi kinetik selama periode hujan dalam ton
–meter ha
-1
cm
-1
hujan, I
30
adalah intensitas maksimum 30 menit dalam cm jam
-1
.
2.3. Debit Aliran Sungai
Debit aliran atau aliran sungai merupakan informasi yang paling penting bagi pengelola sumberdaya air Widyaningsih, 2008. Debit aliran adalah laju
aliran air dalam bentuk volume air yang melewati suatu penampang melintang sungai per satuan waktu, biasanya dalam satuan meter kubik per detik m
3
dtk Asdak, 2004.
Debit aliran sungai terjadi ketika intensitas curah hujan maupun laju lelehan salju melebihi laju infiltrasi, maka kelebihan air mulai berakumulasi
sebagai cadangan permukaan. Ketika kapasitas cadangan permukaan dilampaui, limpasan permukaan mulai terjadi sebagai suatu aliran lapisan yang tipis.
Kemudian lapisan aliran air ini berkumpul ke dalam saluran sungai yang diskrit. Air yang mengalir pada saluran
– saluran yang kecil, parit – parit, sungai – sungai, dan aliran
– aliran merupakan kelebihan curah hujan terhadap evapontranspirasi, cadangan permukaan, dan air bawah tanah Seyhan, 1977.
2.4. Faktor – faktor yang Mempengaruhi Debit Aliran Sungai
