Analisis Pemanfaatan Air Tanah Untuk Keperluan Air Irigasi di Kawasan Desa Huta Parik Kecamatan Ujung Padang Kabupaten Simalungun

BAB II
TINJAUAN PUSTAKA

2.1

Siklus Hidrologi
Di bumi terdapat kira-kira sejumlah 1,3-1,4 milyard km3 air yang terdiri

dari 97,5 % adalah air laut, 1,75% berbentuk es, dan 0,73% berada di daratan
sebagai air sungai,

air

danau,

air

tanah dan sebagainya. Hanya 0,001%

berbentuk uap di udara. Air di bumi ini mengulangi terus menerus sirkulasi →
penguapan, presipitasi dan pengaliran keluar (outflow). Air menguap ke udara

dari permukaan tanah dan laut, berubah menjadi awan sesudah melalui beberapa
proses dan kemudian jatuh sebagai hujan atau salju ke perukaan laut atau daratan.
Sebelum tiba ke permukaan bumi sebagian langsung menguap ke udara dan
sebagian tiba ke permukaan bumi. Tidak semua bagian hujan yang jatuh ke
permukaan bumi mencapai permukaan tanah. Sebagian akan tertahan oleh
tumbuh-tumbuhan dimana sebagian akan menguap dan sebagian lagi akan jatuh
atau mengalir melalui dahan-dahan ke permukaan tanah. (Sosrodarsono, S. dan
Kensaku T. 1983)
Siklus hidrologi merupakan rangkaian proses berpindahnya air permukaan
bumi dari suatu tempat ke tempat lainnya hingga kembali ke tempat asalnya.
Air naik ke udara dari permukaan laut atau dari daratan melalui evaporasi. Air di
atmosfer dalam bentuk uap air atau awan bergerak dalam massa yang besar di atas
benua dan dipanaskan oleh radiasi tanah. Panas membuat uap air lebih naik lagi
sehingga cukup tinggi dan dingin untuk terjadi kondensasi. Uap air berubah jadi
embun dan seterusnya jadi hujan atau salju. Curahan (precipitation) turun ke

6
Universitas Sumatera Utara

bawah, ke daratan atau langsung ke laut. Air yang tiba di daratan kemudian

mengalir di

atas

permukaan sebagai

sungai, terus kembali

ke

laut.

(Limantara,L.M., 1986)

Gambar 2.1. Siklus Hidrologi (Sosrodarsono, S. dan Kensaku T. 1983)

7
Universitas Sumatera Utara

2.2

Hidrologi Air Tanah

Hidrologi air tanah adalah cabang hidrologi yang berhubungan dengan air
tanah dan didefinisikan sebagai ilmu tentang keterdapatan, penyebaran, dan
pergerakan air di bawah permukaan bumi. Geohidrologi mempunyai mempunyai
makna yang sama dan hidrogeologi dibedakan hanya oleh penekanannya yang
lebih besar pada aspek kegeologian (Todd, 1980, h,1). Oleh sebab itu uraian
mengenai air tanah tidak akan lepas dari ilmu hidrologi, mulai dari kejadian air
tanah, hingga pergerakan air tanah, sampai akhirnya mencapai lajur jenuh di
dalam akuifer.

2.2.1

Daur Hidrologi

Hampir semua air tanah merupakan komponen dalam daur hidrologi,
termasuk air permukaan dan atmospheric waters (uap air). Sebagian kecil air
tanah dapat masuk ke dalam daur ini dari masing-masing sumbernya (Todd dan
Mays, 2005).

2.2.2 Daur Tertutup

Hujan yang jatuh ke bumi baik langsung menjadi aliran maupun tidak
langsung melalui vegetasi atau media lainnya akan membentuk daur aliran air
mulai dari tempat yang tinggi (gunung, pegunungan) menuju ke tempat yang
rendah baik di permukaan tanah maupun di dalam tanah yang berakhir di laut.

8
Universitas Sumatera Utara

Air berubah wujud berupa gas/uap akibat panas matahari dan disebut
dengan proses penguapan atau evaporasi. Uap ini bergerak di atmosfer (udara)
kemudian akibat perbedaan suhu di atmosfer dari panas menjadi dingin maka air
akan terbentuk akibat kondensasi dari uap menjadi keadaan cairan. Bila suhu
berada di bawah titik beku kristal-kristal es terbentuk. Tetesan air kecil tumbuh
oleh kondensasi dan berbenturan dengan tetesan air lainnya dan terbawa oleh
gerakan udara turbulen sampai pada kondisi yang cukup besar menjadi butir-butir
air. Apabila jumlah butir air sudah cukup banyak dan akibat berat sendiri (secara
gravitasi) butir-butir air itu akan turun ke bumi dan proses turunnya butir air ini

disebut dengan hujan. Bila suhu udara turun sampai di bawah 00 C, maka butir air
akan berubah menjadi salju (Chow dkk., 1988).
Salju jadi persoalan yang penting di tempat atau negara yang mempunyai
perbedaan suhu yang besar. Pada waktu musim panas suhu bisa mencapai + 350 C,
namun pada waktu musim dingin suhu bisa mencapai – 350 C (bahkan lebih).
Hujan jatuh ke bumi baik secara langsung maupun melalui media misalnya
melalui tanaman. Di bumi air mengalir dan bergerak dengan berbagai cara. Pada
retensi (tempat penyimpanan) air akan menetap/tinggal untuk beberapa waktu.
Retensi dapat berupa retensi alam seperti daerah-daerah cekungan, danau, tempattempat yang rendah dll., maupun retensi buatan manusia seperti tampungan,
sumur, embung, waduk dll.
Secara gravitasi (alami) air mengalir dari daerah yang tinggi ke daerah
yang rendah, dari gunung-gunung, pegunungan ke lembah, lalu ke daerah lebih
rendah, sampai ke daerah pantai dan akhirnya akan bermuara ke laut. Aliran air ini
disebut larian permukaan (run off) karena bergerak di atas muka tanah. Aliran ini

9
Universitas Sumatera Utara

biasanya akan memasuki daerah tangkapan atau daerah aliran menuju ke
sistem jaringan sungai, sistem danau ataupun waduk. Dalam sistem sungai aliran

mengalir mulai dari sistem sungai yang kecil menuju ke sistem sungai yang besar
dan akhirnya akan menuju mulut sungai atau sering disebut muara yaitu tempat
bertemunya sungai dengan laut.
Sebagian air hujan yang jatuh di permukaan tanah meresap ke dalam tanah
dalam bentuk-bentuk infiltrasi, perkolasi, dan kapiler. Aliran air tanah dapat
dibedakan menjadi aliran air tanah dangkal, aliran air tanah dalam, aliran air tanah
antara dan aliran dasar (base flow). Disebut aliran dasar karena aliran ini
merupakan aliran yang mengisi sistem jaringan sungai. Hal ini dapat dilihat pada
waktu musim kemarau, ketika hujan tidak turun untuk beberapa waktu, pada suatu
sistem sungai tertentu masih ada aliran secara tetap dan menerus.
Akibat panas matahari air di permukaan bumi juga akan berubah wujud
menjadi gas/uap melalui proses evaporasi dan bila proses tersebut melalui
tanaman disebut transpirasi. Air akan diambil oleh tanaman melalui akar-akarnya
yang dipakai untuk kebutuhan hidup dari tanaman tersebut, lalu air di dalam
tanaman juga akan keluar berupa uap akibat energi panas matahari. Proses
pengambilan air oleh akar tanaman kemudian terjadinya penguapan dari dalam
tanaman disebut sebagai evapo-transpirasi.
Evaporasi yang lain dapat terjadi pada sistem sungai, danau, embung,
waduk maupun air laut yang merupakan sumber air terbesar. Walaupun laut
adalah tempat dengan sumber air terbesar namun tidak bisa langsung

dimanfaatkan sebagai sumber kehidupan karena mengandung garam dan dikenal
dengan nama air asin . Uap dan gas mengalir dan bergerak di atmosfer.

10
Universitas Sumatera Utara

Kejadian tersebut membentuk suatu pergerakan berulang dan disebut
daur

atau

siklus

hidrologi.

Daur ini

merupakan

konsep dasar tentang

keseimbangan air secara global di bumi. Daur hidrologi juga menunjukkan semua
hal yang berhubungan dengan air. Bila dilihat keseimbangan air secara
menyeluruh maka air tanah dan aliran permukaan: sungai, danau, penguapan dll.
merupakan bagian-bagian dari beberapa aspek yang menjadikan daur hidrologi
menjadi seimbang sehingga disebut dengan daur hidrologi yang tertutup.

2.3

Air Bawah Tanah

2.3.1 Kejadian Air Tanah
Dua zone bawah – tanah utama dibagi oleh suatu permukaan yang tak
beraturan yang disebut bidang batas air – jenuh (water table). Bidang batas air
jenuh merupakan kedudukan titik-titik (dalam bahan bebas) yang mempunyai
tekanan hidrostatik sama dengan tekanan atmosferik. Di atas bidang batas air
jenuh, yakni di zone kapiler. Pori-pori tanah mungkin terisi udara ataupun air;
oleh karenanya kadang-kadang disebut zone aerasi. Dalam zone freatik , yaitu
dibawah bidang batas air jenuh, celah-celah tanah terisi dengan air, kadangkadang zone ini disebut zone air-jenuh.

Zone freatik dapat memperpanjang

sampai kedalaman yang cukup besar, tetapi jika kedalamannya bertambah, berat
sendiri tanah bertendensi merapatkan ruang-ruang pori dan relative sedikit saja
air yang dijumpai pada kedalaman-kedalaman yang lebih besar dari 3 km (10.000
ft). ( Linsley, Ray K., dkk, 1986)
Ada dua cara pendekatan dalam system pengelolahan tanah yaitu :

11
Universitas Sumatera Utara

a. Constant Area Method
Metode ini dilaksanakan sedemikian rupa sehingga dengan
pengaturan pemberian air dapat diperoleh luas areal yang diari setiap
harinya konstan. Hal ini berarti bahwa debit yang dialirkan melalui canal
harus secara teratur ditambah dari hari ke hari karena kebutuhan akan air
untuk menjaga tinggi air pada petak basin yang sudah selesai diari dan
mngkounter kehilangan air akibat perkolasi dan evaporasi. (Ginting
Makmur, 2014) Secara schematis, besarnya debit rencana yang diperlukan

dengan mempergunakan system ini adalah seperti diperlihatkan pada skets
pada gambar 2.2 dibawah ini :
Gambar 2.2. Prinsip Perencanaan Debit pada Constant Area Method
(Ginting Makmur, 2014)

Permasalahan yang dihadapi dengan metode ini adalah :
 Debit rencana yang akan diperoleh mendimensi saluran adalah
besar dan hanya dipakai untuk waktu yang pendek; dan

12
Universitas Sumatera Utara

 Debit yang dialirkan berubah-ubah setiap hari sehingga sulit
mengoperasikannya atau mengontrolnya.

b. Constant Discharge Method
Dengan metode ini air diberi konstan dari hari kehari, jadi debit
yang mengalir canal adalah konstan. Pada awalnya air dipergunakan
seluruhnya untuk prewatering. Karena hal ini terus diperlukan terus menerus
dan kebutuhan air untuk menjaga muka air di dalam petak basin bertambah

besar dari hari ke hari maka jumlah areal yang dapat diari akan berkurang
dari hari ke hari. (Ginting Makmur, 2014). Secara skematis proses pengairan
petak basin diperlihatkan pada gambar 2.3 di bawah ini.

Gambar 2.3. Prinsip perencanaan Pada constant Discharge Method
(Ginting Makmur, 2014)

Debit rencana dengan metode ini lebih kecil bila dibandingkan
dengan ‘constant area method’ tetapi dengan metode ini diperlukan waktu

13
Universitas Sumatera Utara

yang lebih lama untuk masa prewatering. (Ginting Makmur, 2014). Cara
menghitung ‘Debit Rencana” untuk pengolahan lahan dengan metode
‘Constant Discharge’ :
Misalkan :
I = Kebutuhan air (m/hari)
A = Total areal Irigasi (m2)
T = Lamanya waktu pengolahan (hari)
S = Kebutuhan air untuk prewatering (m/hari)
M = Kebutuhan air untuk penjagaan/maintenance (m/hari) Misalkan suatu
luasan (y) diolah dalam waktu (t) untuk pertambahan waktu yang
sangat kecil (dt) diperoleh :
Penyediaan air = I x A x dt
Pemakaian air = (S x dy) + (M x y x dt)
I x A x dt = (S x dy) + (M x y x dt)

2.3.2 Recharge dan Discharge antara Air Tanah dan Sungai
Hujan yang turun diatas permukaan tanah suatu daerah tangkapan,
sebagian berinfiltrasi masuk kedalam tanah dan sebagian lagi mengalir diatas
permukaan tanah menuju sungai, serta ada sebagian lagi yang tertahan diatas
permukaan tanah yang akhirnya akan menguap kembali ke atmosefer baik secara
direct (evaporasi), maupun penguapan yang dilakukan oleh tanaman (transpirasi).
(Kodoatie & Sjarief., 2008.)
Pergerakan air dalam tanah dan permukaan dipengaruhi oleh gaya
gravitasi. Air permukaan maupun air dalam tanah bergerak menuju tempat yang

14
Universitas Sumatera Utara

lebih rendah yang pada akhirnya akan sampai ke laut. Air tanah dan air
permukaan yang sampai ke laut, nantinya akan diuapkan kembali ke atmosfer
menjadi uap air dan setelah terkondensasi akan turun hujan (siklus hidrologi).
Selengkapnya bisa dilihat pada sketsa di bawah ini

Gambar 2.4. Sketsa daerah tangkapan dan daerah pelepasan pada suatu
daerah aliran

Daerah yang lebih tinggi merupakan daerah tangkapan atau pengisian
(recharge area) dan daerah yang lebih rendah merupakan daerah pelepasan atau
pengeluaran (discharge area). Aliran air tanah dan aliran permukaan tidaklah
dipandang secara parsial, dalam artian air tanah punya jalur sendiri dan air
permukaan punya jalur sendiri. Bisa saja dalam perjalanannya menuju laut ada air
tanah keluar dari jalurnya dan bergabung dengan air permukaan (masuk sistem
aliran sungai), dalam artian daerah pengeluarannya di sungai. Dengan demikian

15
Universitas Sumatera Utara

bisa dikatakan ada interaksi atau hubungan timbal balik antara air tanah dan
sungai apabila dilihat sisi recharge dan discharge.
Salah satu hal yang patut digarisbawahi disini, yakni pada pembahasan
sebelumnya mengenai air permukaan dikatakan suatu daerah tangkapan atau
daerah aliran sungai itu dibatasi oleh lereng atau punggung-punggung bukit.
Kalau air tanah batasannya adalah batas hidrogeologis (struktur batuan,
perlapisan,perlipatan, dll). Pada aliran permukan dikenal istilah daerah aliran air
sungai atau DAS, untuk aliran air tanah dikenal istilah CAT atau cekungan air
tanah. Cekungan air tanah (CAT), adalah suatu wilayah yang dibatasi oleh batas
hidrogelogis, tempat semua kejadian hidrogeologis, seperti proses pengimbuhan
(recharge), pengaliran dan pelepasan air tanah berlangsung (discharge).
Tanpa gangguan manusia, cekungan air tanah akan mengisi dan
mengeluarkan air yang berlebih melalui beberapa telusuran sampai keseimbangan
semu (quisiequilibrium). Sungai-sungai yang mempunyai muka air lebih rendah
dari muka air tanah akan mendapat sumbangan (recharge) dari air tanah. Sungaisungai yang memotong muka air tanah dan menerima aliran air tanah termasuk
dalam sungai permanen.
Jika sungai yang elevasi muka airnya lebih tinggi dari muka air tanah
(water table), maka sungai tersebut akan menyumbang ke air tanah (discharge).
Sungai semacam ini termasuk dalam kategori sungai ephemeral, yakni sungai
yang hanya mengalir pada saat musim penghujan. Jika hujan tidak terjadi dalam
periode yang cukup panjang, sungai ini akan mengering akibat airnya telah
berperkolasi mengisi air tanah.

16
Universitas Sumatera Utara

Gambar 2.5. Sketsa recharge antara air tanah dan sungai

Discharge dan recharge air tanah bergantung pada letak air tanah (gorund
water) dan muka air tanahnya (water table). Pada daerah tangkapan aliran air
tanah menjauhi muka air tanah, atau bisa diartikan pada daerah tangkapan muka
air tanahnya terletak pada kedalaman tertentu sedangkan muka air tanah daerah
pengeluaran umumnya mendekati permukaan tanah, salah satu contohnya adalah
daerah pantai. (Kodoatie & Sjarief., 2008.)
Muka air tanah (water table) merupakan kedudukan titik-titik (di dalam
tanah yang tidak tertekan) yang tekanan hidrostatiknya sama dengan tekanan
atmosfer. Letak air tanah dan muka air tanah, bisa dilihat pada sketsa di bawah ini.

17
Universitas Sumatera Utara

Gambar 2.6. Sketsa lajur air tanah

Tidak selalu juga pada daerah tinggi yang merupakan daerah tangkapan,
air tanah menjauhi muka air tanah. Terkadang pada daerah yang tinggi terjadi
perubahan kemiringan lereng, disitu muka air tanah bisa saja memotong muka
tanah. Munculnya air tanah ke permukaan bumi karena muka air tanah memotong
muka tanah, inilah yang disebut dengan mata air. Sumber utama aliran air sungai
berasal dari mata air yang berada di daerah hulu ( daerah yang tinggi).

18
Universitas Sumatera Utara

Gambar 2.7. Sketsa mata air di tempat tinggi

Air tanah bisa dipandang sebagai sebuah waduk besar yang berada di
dalam tanah, tempat-tempat pengeluarannya dapat dipandang sebagai sebuah
saluran. Jika air tanahnya tinggi, debit yang melalui saluran ini cenderung
mempertahankan keseimbangan antara aliran masuk dan aliran keluar. Selama
musim kemarau debit alami berkurang karena muka air tanah menurun, dan
bahkan aliran keluar dapat berhenti.

2.3.3 Aquifer
Daerah aliran sungai adalah suatu wilayah daratan yang merupakan suatu
kesatuan dengan sungai dan anak – anak sungainya, yang berfungsi menampung,
menyimpan dan mengalirkan air yang berasal dari curah hujan ke danau atau ke
laut secara alami, yang batas di darat merupakan pemisah topografi dan batas di
laut sampai dengan daerah perairan yang masih terpengaruh aktifitas daratan.
Formasi geologis yang mengandung air dan memindahkannya dari satu titik
ke titik lain dalam jumlah yang mencukupi untuk pengembangan ekonomis

19
Universitas Sumatera Utara

disebut suatu aquifer. Kebalikannya adalah aquiclude yaitu suatu formasi yang
berisi air tapi tak dapat dipindahkan cukup cepat untuk melengkapi suplai yang
berarti pada sumur dan mata air. Aguifuge tak mempunyai bukaan yang saling
berhubungan dan tak dapat memegang ataupun memindahkan air. Rasio volume
porinya terhadap volume total formasinya disebut porositas. (Linsley, Ray K.,
dkk, 1986)
Penelitian aliran air di akuifer dan karakterisasi akuifer disebut
hidrogeologi (Kodoatie dan Sjarief, 2005).
1. Akuifer tertekan (confined aquifer)
Merupakan lapisan rembesan air yang mengandung kandungan air
tanah yang bertekanan lebih besar dari tekanan udara bebas/tekanan
atmosfir, karena bagian bawah dan atas dari akuifer ini tersusun dari
lapisan kedap air (biasanya tanah liat). Muka air tanah dalam
kedudukan ini disebut pisometri, yang dapat berada diatas maupun
dibawah muka tanah. Apabila tinggi pisometri ini berada diatas muka
tanah, maka air sumur yang menyadap akuifer jenis ini akan mengalir
secara bebas. Air tanah dalam kondisi demikian disebut artoisis atay
artesis. Dilihat dari kelulusan lapisan pengurunganya akuifer tertekan
dapat dibedakan menjadi akuifer setengah tertekan (semi-confined
aquifer) atau tertekan penuh (confined aquifer) dan dapat disebut pula
dengan akuifer dalam (Kodoatie dan Sjarief, 2005).

20
Universitas Sumatera Utara

Gambar 2.8. Confined aquifer dan Unconfined aquifer (Todd, 1959
dalam Kodoatie dan Sjarief, 2005).
2. Akuifer bebas/tak tertekan (unconfined aquifer)
Merupakan lapisan rembesan air yang mempunyai lapisan
dasar kedap air, tetapi bagian atas muka air tanah lapisan ini tidak
kedap air, sehingga kandungan air tanah yang bertekanan sama
dengan tekanan udara bebas/tekanan atmosfir. Ciri khusus dari
akuifer bebas ini adalah muka air tanah yang sekaligus juga
merupakan batas atas dari zona jenuh akuifer tersebut, sering
disebut pula dengan akuifer dangkal. Beberapa macam Unconfined
Aquifer (Kodoatie dan Sjarief, 2005) :
 Akuifer Terangkat (Perched Aquifer)
Merupakan kondisi khusus, dimana air tanah pada
akuifer ini terpisah dari
yang relatif kedap

air tanah utama oleh lapisan

air dengan penyebaran tebatas, dan

terletak diatas muka air tanah utama.

21
Universitas Sumatera Utara

Gambar 2.9. Akuifer Terangkat (perched aquifer)
 Akuifer Lembah (Valley Aaquifer)
Merupakan akuifer yang berada pada suatu lembah
dengan sungai sebagai batas (inlet atau outlet). Dapat
dibedakan berdasarkan lokasinya yaitu di daerah yang
banyak curah hujannya (humid zone), dimana pengisian
air sungai yang ada di akuifer ini diisi melalui infiltrasi
dari daerah-daerah

yang

sama

tingginya

dengan

ketinggian sungai. Dan juga di daerah gersang (arid zone),
dimana pengisian (infiltrasi) ke akuifer tidak ada akibat
dari curah hujan. Pengisian air berasal dari sungai ke
akuifer dengan aliran pada akuifer searah aliran sungai.

Gambar 2.10. Valley Aquifer pada daerah humid dan arid
 Alluvial Aquifer
Merupakan akuifer yang terjadi akibat proses fisik

22
Universitas Sumatera Utara

baik pergeseran sungai maupun perubahan kecepatan
penyimpanan yang beragam dan

heterogen

daerah

daerah genangan (flood

aliran

sungai

atau

disepanjang

plains). Akibatnya kapasitas air di akuifer ini menjadi besar
dan umumnya air tanahnya seimbang (equillibrium) dengan
air yang ada di sungai. Didaerah hulu DAS umumya air
sungai

meresap

ke

tanah

(infiltrasi)

dan

mengisi

akuifer

ini. Sedangkan di hilir muka air tanah di akuifer

lebih tinggi dari dasar sungai, dan akuifer mengisi sungai
terutama pada musim kemarau.

2.3.4 Aquifer – Aquifer Artesis
Aquifer artesis memperlihatkan sifat dapat-desak (compressibility) yang
patut dipertimbangkan. Banyak kasus-kasus dimana fluktuasi pasang surut,
tekanan barometer, atau bahkan bebab kereta api yang berada diatasnya
mengakibatkan fluktuasi level airdi sumur-sumur yang menembus aquifer. Kalau
dalam tekanan aquifer artesis dihilangakan setempat oleh habisnya air,
pemampatan aquifer dapat terjadi, dengan di iringi penurunan tanah di atanya.
Penurunan-penurunan

semacam

into

teleh

diteliti

pdad

daerah-daerah

pengambilan air tanaha dalam jumlah besar, dengan elevasi-elevasi muka tanah
yang menurun lebih dari 3 m (10 ft). disamping pengaruh-pengaruh gangguan dari
penurunan tanah permukaaan pengujian-pengujian pemompaan pada aquiferaquifer semacam itu dapat menyesatkan, karena aliran yang keluar dari
penyimpanan merupakan hasil dari pemampatan. Meskipun fluktuasi kecil

23
Universitas Sumatera Utara

Nampak seakan-akan elastijk, namun tak terdapat bukti-bukti tentang muka tanah
di daerah yang mengalami penurunan akan dapat disembuhkan bila aquifernya
diberi bertekanan kembali. (Linsley, Ray K., dkk, 1986)

2.4

Permeabilitas
Jamulya dan Suratman Woro Suprodjo (1983), mengemukakan bahwa

permeabilitas adalah cepat lambatnya air merembes ke dalam tanah baik melalui
pori makro maupun pori mikro baik ke arah horizontal maupun vertikal.
Tanah adalah kumpulan partikel padat dengan rongga yang saling berhubungan.
Rongga ini memungkinkan air dapat mengalir di dalam partikel melalui rongga
dari satu titik yang lebih tinggi ke titik yang lebih rendah. Sifat tanah yang
memungkinkan air melewatinya pada berbagai laju alir tertentu disebut
permeabilitas tanah. Sifat ini berasal dari sifat alami granular tanah, meskipun
dapat dipengaruhi oleh faktor lain (seperti air terikat di tanah liat). Jadi, tanah
yang berbeda akan memiliki permeabilitas yang berbeda.
Koefisien permeabilitas terutama tergantung pada ukuran rata-rata pori
yang dipengaruhi oleh distribusi ukuran partikel, bentuk partikel dan struktur
tanah. Secara garis besar, makin kecil ukuran partikel, makin kecil pula ukuran
pori dan makin rendah koefisien permeabilitasnya. Berarti suatu lapisan tanah
berbutir kasar yang mengandung butiran-butiran halus memiliki harga k yang
lebih rendah dan pada tanah ini koefisien permeabilitas merupakan fungsi angka
pori. Kalau tanahnya berlapis-lapis permeabilitas untuk aliran sejajar lebih besar
dari pada permeabilitas untuk aliran tegak lurus. Lapisan permeabilitas lempung
yang bercelah lebih besar dari pada lempung yang tidak bercelah (unfissured).
24
Universitas Sumatera Utara

Hukum Darcy menjelaskan tentang kemampuan air mengalir pada ronggarongga (pori) dalam tanah dan sifat-sifat yang memengaruhinya. Ada dua asumsi
utama yang digunakan dalam penetapan hukum Darcy ini. Asumsi pertama
menyatakan bahwa aliran fluida/cairan dalam tanah bersifat laminar. Sedangkan
asumsi kedua menyatakan bahwa tanah berada dalam keadaan jenuh.
Pengujian permeabilitas tanah dilakukan di laboratorium menggunakan
metode Constant Head Permeameter dan Variable/Falling Head Permeameter.
1.

Constant Head Permeameter
Uji ini digunakan untuk tanah yang memiliki butiran kasar dan memiliki
koefisien permeabilitas yang tinggi.
Rumus :
Q = k.A.i.t
k = (Q.L) / (h.A.t)

Dengan :
Q = Debit (cm3)
k = Koefisien Permeabilitas (cm/detik)
A = Luas Penampang (cm2)
i = Koefisien Hidrolik = h/L
t = Waktu (detik)

2.

Variable/Falling Head Permeameter
Uji ini digunakan untuk tanah yang memiliki butiran halus dan memiliki
koefisien permeabilitas yang rendah.

25
Universitas Sumatera Utara

Rumus :

k = 2,303.(a.L / A.L).log (h1/h2)

Dengan :
k = Koefisien Permeabilitas (cm/detik)
a = Luas Penampang Pipa (cm2)
L = Panjang/Tinggi Sampel (cm)
A = Luas Penampang Sampel Tanah (cm2)
t = Waktu Pengamatan (detik)
h1 = Tinggi Head Mula-mula (cm)
h2 = Tinggi Head Akhir (cm)
Hukum Darcy menunjukkan bahwa permeabilitas tanah ditentukan oleh koefisien
permeabilitasnya. Koefisein permeabilitas tanah bergantung pada berbagai faktor.
Setidaknya, ada enam faktor utama yang memengaruhi permeabilitas tanah, yaitu:
1. Viskositas Cairan, yaitu semakin tinggi viskositasnya, koefisien
permeabilitas tanahnya akan semakin kecil.
2. Distribusi Ukuran Pori, yaitu semakin merata distribusi ukuran porinya,
koefesien permeabilitasnya cenderung semakin kecil.
3. Distibusi Ukuran Butiran, yaitu semakin merata distribusi ukuran
butirannya, koefesien permeabilitasnya cenderung semakin kecil.
4. Rasio Kekosongan (Void Ratio) , yaitu semakin besar rasio
kekosongannya, koefisien permeabilitas tanahnya akan semakin besar.

26
Universitas Sumatera Utara

5. Kekasaran Partikel Mineral, yaitu semakin kasar partikel mineralnya,
koefisien permeabilitas tanahnya akan semakin tinggi.
6. Derajat Kejenuhan Tanah, yaitu semakin jenuh tanahnya, koefisien
permeabilitas tanahnya akan semakin tinggi.
Permeabilitas adalah kecepatan masuknya air pada tanah dalam keadaan
jenuh. Penetapan permeabilitas dalam tanah baik vertial makupun horizontal
sangat penting peranannya dalam pengelolaan tanah dan air. Tanah-tanah yang
mempunyai kecepatan permeabilitas lambat, diinginkan untuk persawahan yang
membutuhkan banyak air. Perkiraan kebutuhan air bagi tanaman memerlukan
pertimbangan-pertimbangan kehilangana air dari tanah melalui rembesan ke
bawah dan ke samping. Selain itu bagi daerah berdrainase buruk atau tergenang
memerlukan data kecepatan permeabilitas tanah agar perencanaan fasilitas
drainase dapat dibuat untuk dapat menyediakan jumlah air dan udara yang baik
bagi pertumbuhan tanaman. ( Santun dkk, 1980 )
Permeabilitas berhubungan erat dengan drainase. Mudah tidaknya air hilang
dari tanah menentukan kelas drainase tanah tersebut. Air dapat hilang dari
permukaan tanah maupun melalui presepan tanah. Berdasarkan atas kelas
drainasenya, tanah dibedakan menjadi kelas drainase terhambat sampai sangat
cepat. Keadaan drainase tanah menentukan jenis tanaman yang dapat tumbuh.
Sebagai contoh, padi dapat hidup
1. Permeabilitas (KHJ) adalah suatu sifat khas media sarang dan sifat
geometri tanah itu sendiri yang menunjukkan kemampuan tanah didalam
menghantarkan zat tertentu melalui pori- porinya

27
Universitas Sumatera Utara

2. Permeabilitas tanah, merupakan pengaruh pada lapisan yang kedap, serta
mempengaruhi ketebalan dan nisbah bentotit, itu semua yang sangat
menentukan permeabilitas tanah.
Faktor-faktor yang mempengaruhi permeabilitas
1. Tekstur tanah
Tekstur tanah adalah perbandingan antara pasir, liat, dan debu yang
menyusun suatu tanah. Tekstur sangat berppengaruh pada permeabilitas.
Apabila teksturnya pasir maka permeabilitas tinggi, karena pasir
mempunyai pori-pori makro. Sehingga pergerakan air dan zat-zat tertentu
bergerak dengan cepat.
2. Struktur tanah
Struktur tanah adalah agregasi butiran primer menjadi butiran
sekunder yang dipisahkan oleh bidang belah alami. Tanah yang
mempunyai struktur mantap maka permeabilitasnya rendah, karena
mempunyai pori-pori yang kecil. Sedangkan tanah yang berstruktur lemah,
mempunyai pori besar sehingga permeabilitanya tinggi.(Semakin kekanan
semakin rendah)
3. Porositas
Permeabilitas tergantung pada ukuran pori-pori yang dipengaruhi
oleh ukuran partikel, bentuk partikel, dan struktur tanah. Semakin kecil
ukuran partikel, maka semakin rendah permeabilitas.
4. Viskositas cairan
Viskositas merupakan kekentalandari suatu cairan. Semakin tinggi
viskositas, maka koefisien permeabilitas tanahnya akan semakin kecil.
28
Universitas Sumatera Utara

5. Gravitas
Gaya gravitasi berpengaruh pada kemampuan tanah untuk
mengikat air. Semakin kuat gaya gravitasinya, maka semakin tinggi
permeabilitanya.
6. BI dan BJ
Jika BI tinggi, maka kepadatan tanah juga tinggi, sehingga
permeabilitasnya lambat atau rendah.
Faktor-faktor yang di pengaruhi permeabilitas :
1. Infiltrasi
Infiltrasi kemampuan tanah menghantar partikel. Jika permeabilitas
tinggi maka infiltrasi tinggi.
2. Erosi
Erosi perpindahan massa tanah,jika permeabilitas tinggi maka erosi
rendah.
3. Drainase
Drainase adalah proses menghilangnya air yang berkelebihan
secepat mungkin dari profil tanah. Mudah atau tidaknya r hilang dari tanah
menentukan kelas drainase tersebut. Air dapat menghilang dari permukaan
tanah melalui peresapan ke dalam tanah. Pada tanah yang berpori makro
proses kehilangann airnya cepat, karena air dapat bergerak dengan lancer.
Dengan demikian, apabila drainase tinggi, maka permeabilitas juga tinggi.

29
Universitas Sumatera Utara

4. Konduktifitas
Konduktifitas ias didapat saat kita menghitung kejenuhan tanah
dalam air (satuan nilai), untuk membuktikan permeabilitas itu cepata atau
tidak. Konduktifitas tinggi maka permeabilitas tinggi.
5. Run off
Run off merupakan air yang mengalir di atas permukaan tanah.
Sehingga, apabila run off tinggi maka permeabilitas rendah.
6. Perkolasi
Perkolasi merupakan pergerakan air di dalam tanah. Pada tanah
yang kandungan litany tinggi, maka perkolasi rendah. Sehingga, apabila
perkolasi rendah maka permeabilitasnya pun rendah.
Permeabilitas tanah memiliki lapisan atas dan bawah. Lapisan atas
berkisar antara lambat sampai agak cepat (0,20 – 9,46 cm jam-1),
sedangkan di lapisan bawah tergolong agak lambat sampai sedang (1,10 3,62 cm jam-1). (N. Suharta dan B. H Prasetyo. 2008)

2.5

Sungai
Sungai adalah air hujan atau mata air yang mengalir secara alami melalui

suatu lembah atau diantara dua tepian dengan batas jelas, menuju tempat lebih
rendah (laut, danau atau sungai lain). Dengan kata lain sungai merupakan tempat
terendah dipermukaan bumi yang terbentuk secara alamiah, bebrbentuk
memanjang dan bercabang tempat mengalirnya air dalam jumlah besar. Sungai
terdiri dari 3 bagian, yaitu bagian hulu, bagian tengah dan bagian hilir.
(Hariyanto, A. dan Iskandar, K. H., 2010)

30
Universitas Sumatera Utara

1. Bagian hulu sungai terletak di daerah yang relative tinggi sehingga air dapat
mengalir turun.
2. Bagian tengah sungai terletak pada daerah yang lebih landai
3. Bagian hilir sungai terletak di daerah landai dan sudah mendekati muara
sungai.
Jenis-jenis sungai dibagi menjadi 5, yaitu:
1) Sungai hujan adalah sungai yang berasal dari hujan
2) Sungai gletser adalah sungai yang airnya berasal dari gletser atau bongkahan
es yang mencair
3) Sungai campuran adalah sungai yang airnya berasal dari hujan dan salju yang
mencair
4) Sungai permanen adalah sungai yang airnya relatif tetap
5) Sungai periodic adalah sungai dengan volume air tidak tetap

2.6

Daerah Aliran Sungai
Daerah aliran sungai adalah suatu wilayah daratan yang merupakan suatu

kesatuan dengan sungai dan anak – anak sungainya, yang berfungsi menampung,
menyimpan dan mengalirkan air yang berasal dari curah hujan ke danau atau ke
laut secara alami, yang batas di darat merupakan pemisah topografi dan batas di
laut sampai dengan daerah perairan yang masih terpengaruh aktifitas daratan.
Air pada DAS merupakan aliran air yang mengalami siklus hidrologi
secara alamiah. Selama berlangsungnya daur hidrologi, yaitu perjalanan air dari
permukaan laut ke atmosfer kemudian ke permukaan tanah dan kembali lagi ke
laut yang tidak pernah berhenti tersebut, air tersebut akan tertahan sementara di

31
Universitas Sumatera Utara

sungai, danau, dan dalam tanah. Pembagian daerah aliran sungai berdasarkan
fungsi hulu, tengah dan hilir (KP Irigasi 01, 2010) yaitu:
1.

Bagian hulu didasarkan pada fungsi konservasi yang dikelola untuk
mempertahankan kondisi lingkungan DAS agar tidak terdegradasi, yang
antara lain dapat diindikasikan dari kondisi tutupan vegetasi lahan DAS,
kualitas air, kemampuan menyimpan air, dan curah hujan.

2.

Bagian tengah didasarkan pada fungsi pemanfaatan air sungai yang dikelola
untuk memberikan manfaat bagi kepentingan sosial dan ekonomi, yang antara
lain dapat diindikasikan dari kuantitas air, kualitas air, kemampuan
menyalurkan air, dan ketinggian muka air tanah, serta terkait pada prasarana
pengairan seperti pengolahan sungai, waduk, dan danau.

3.

Bagian hilir didasarkan pada fungsi pemanfaatan air sungai yang dikelola
untuk dapat memberikan manfaat bagi kepentingan sosial dan ekonomi, yang
diindikasikan melalui kuantitas dan kualitas air, kemampuan menyalurkan air,
ketinggian curah hujan, dan terkait untuk kebutuhan pertanian, air bersih,
serta pengolahan air limbah.
Bentuk daerah aliran sungai terbagi atas tiga jenis, yaitu:

1.

Daerah aliran sungai (DAS) dengan pola bulu burung, di daerah aliran sungai
ini selain terdapat sungai utama, tidak jauh dari sungai utama tersebut, di
sebelah kirinya dan kanan terdapat pola-pola sungai kecil atau anak-anak
sungai.

2.

Daerah aliran sungai (DAS) dengan pola radial atau melebar, di daerah aliran
sungai ini pun terdapat sungai utama (besar dengan beberapa anak

32
Universitas Sumatera Utara

sungainya), hanya anak-anak sungainya melingkar dan akan bertemu pada
satu titik daerah.
3.

Daerah aliran sungai (DAS) dengan pola paralel atau sejajar, daerah aliran
sungai ini memiliki 2 jalur daerah aliran, yang memang paralel, yang di
bagian hilir keduanya bersatu membentuk sungai besar.

2.7

Kapasitas Jenis Sumur

Dengan mengetahui besarnya debit yang dapat dihasilkan oleh suatu
sumur dilakukan dengan cara uji pemompaan. Prinsipnya adalah memompa
airtanah dari sumur dengan debit konstan tertentu dan mengamati surutan muka
airtanah (drawdown) selama pemompaan berlangsung (Gbr 2.11). Dari situ dapat
dilihat berapa besar kapasitas jenis sumur, yakni jumlah air yang dapat dihasilkan
dalam satuan volume tertentu (specific capacity) apabila muka air di dalam sumur
diturunkan dalam satu satuan panjang (misalnya liter/detik setiap satu meter
surutan). Di samping itu dari uji pemompaan dapat diketahui juga parameter
akuifer, seperti angka kelulusan (hydraulic conductivity).

33
Universitas Sumatera Utara

Q

Sw
H
2rw

HW

R

Lap.kedap air

Gambar 2.11. Drawdown Selama Pemompaan

Dimana :
Q

= debit aliran

K

= koefisien permeabilitas

H

= tinggi muka air tanah

Hw

= tinggi penurunan muka air tanah

R

= jari-jari kurva penurunan

rw

= jari-jari sumur

Jika harga N = 0, maka persamaan muka air tanah menjadi :
h2 = H2 +

Qo
r
. ln( )
πK
R

Pada kenyataannya perbandingan penurunan muka air

S
kecil sekali
2H

sehingga :

34
Universitas Sumatera Utara

S=-

Qo
r
. ln( )
2πKH
R

2.7.1 Penurunan muka air di sumur akibat pemompaan
Menurut Jacob penurunan muka air sumur akibat pemompaan terdiri dari
dua komponen yaitu :
1. Aquifer Loss (BQ)
Adalah penurunan muka air di sumur akibat pemompaan yang disebabkan
oleh aliran laminar pada akuifer sendiri. Besarnya harga BQ bergerak secara
linier terhadap perubahan debit pemompaan dan sangat tergantung pada sifat
hidrolika dari aquifer (formasi geologinya), berarti kondisi bersifat alami
yang berarti tidak bisa dirubah dan diperbaiki.
2. Well Loss (CQ2)
Adalah penurunan muka air di sumur akibat pemompaan yang disebabkan oleh
aliran turbulen di dalam sumur. Besarnya harga CQ2 bergerak secara kwadratis
terhadap perubahan debit pemompaan dan dipengaruhi oleh karakteristik dari
sumur uji, misalnya : pencucian sumur yang kurang bersih akibat adanya
hambatan-hambatan pada filter dan pipa saringan. Kondisi tersebut masih dapat
diperbaiki untuk memperkecil nilai well lossnya.

2.7.2 Besarnya Total Penurunan Muka Air di Sumur
Besarnya total penurunan muka air di sumur (SW) merupakan
penjumlahan dari Aquifer lost dan well lost dan dinyatakan dengan persamaan
sebagai berikut :
SW = BQ + CQ2

35
Universitas Sumatera Utara

Dengan :
SW = total penurunan muka air ( m)
BQ = aquifer loss ( m)
CQ2 = well loss (m)
B = koefisien aquifer loss ( detik/m2)
C = koefisien well loss ( detik2/m5)
Harga koefisien Well Loss menurut Dalton dan Bierschenk dapat menunjukkan
kondisi dari suatu sumur produksi dapat diikuti pada tabel berikut :
Tabel 2.1: Kondisi sumur produksi berdasarkan harga koefisien well loss
( C ) menurut Walton
C ( menit2 /m5 )

Kondisi sumur

< 0,5

Baik

0,5 – 1,0

Mengalami penyumbatan sedikit

1,0 – 4,0

Penyhumbatan dibeberapa tempat

>4,0

Sulit dikembalikan seperti semula

Tabel 2.1. Tabel Nilai C Menurut Walton

Faktor bentuk ( Fd ) dinyatakan dengan rumus :
Fd =

C
x 100
B

Klasifikasi sumur produksi berdasarkan factor bentuk dapat dilihat pada table
berikut:
Tabel 2.2 : Klasifikasi sumur produksi berdasarkan Faktor Bentuk ( Fd ) menurut
Bierschenk
36
Universitas Sumatera Utara

Faktor Bentuk ( hari/m3 )

Klas

< 0,1

Sangat baik

0,1 – 0,5

Baik

0,5 – 1,0

Sedang

>1,0

Jelek

Tabel 2.2. Tabel Fd Menurut Bierschenk

2.7.3 Debit sumur pompa
Debit sumur pompa adalah jumlah debit optimum yang dapat dipompa.
Cara mencari debit optimum adal;ah sebagai berikut :
1. Hubungkan antara penurunan (S) sebagai absis dan debit (Q) sebagai
ordinat pada kertas grafik.
2. Dari hasil point 1 dibuat regresinya dan digambarkan hasilnya berupa
garis lurus.
3. Menghitung nilai Qmaksmum

Q maks = 2 π rwD

K
15

4. Menghitung Nilai SWmaksimu
SWmaks = BQmax+CQ2max
5. Menghubungkan harga Qmaks dan SWmaks
6. Tarik garis vertikasl pada titik perpotogan anatara garis I dan garis 2.

37
Universitas Sumatera Utara

SWmax

Q optimum

2

1

y= a+bx

S(m)

Qmax

Q(m /dt)
3

Gambar 2.12. Grafik untuk mencari Qoptimum

2.8

Analisa Hidrologi

2.8.1 Curah Hujan
Curah hujan (CH) wilayah yang terdapat pada suatu daerah aliran sungai
(DAS) sangat diperlukan untuk mengetahui mengenai informasi tentang
pengaturan air irigasi, mengetahui neraca air dalam suatu lahan dan untuk
mengetahui besarnya aliran permukaan (run off).
Curah hujan di dapat melalui penakaran curah hujan yang terdapat pada
setiap wilayah/daerah. Semakin banyak penakar dipasang di lapangan diharapkan
dapat diketahui besarnya rata-rata CH yang menunjukkan besarnya CH yang
terjadi di daerah tersebut. Disamping itu juga diketahui variasi CH di suatu titik
pengamatan. Ada tiga cara untuk menghitung hujan rata-rata daearah aliran yang
bisa dilakukan (Wesli, 2008), yaitu :

38
Universitas Sumatera Utara

1.

Metode Arithmetic Mean
Metode ini adalah metode yang paling sederhana untuk menghitung hujan

rerata pada suatu daerah. Pengukuran yang dilakukan di beberapa stasiun dalam
waktu yang bersamaan dijumlahkan dan kemudian dibagi dengan jumlah stasiun.
Stasiun hujan yang digunakan dalam hitungan biasanya adalah berada di dalam
DAS, tetapi stasiun di luar DAS yang masih berdekatan juga bisa diperhitungkan.
Metode rerata aljabar memberikan hasil yang baik apabila :
a.

Stasiun hujan tersebut tersebar secara merata di DAS

b.

Distribusi hujan relatif merata pada seluruh DAS
Persamaan rerata aljabar

R = 1n (R1 + R2 + ...+ Rn )

(2.1)

di mana:

R

= area rainfall (mm)

n

= jumlah stasiun pengamat

R1 ,R2 , ..., Rn = point rainfall stasiun ke-i (mm).
2.

Metode Thiessen
Metode ini memperhitungkan bobot dari masing-masing stasiun yang

mewakili luasan disekitarnya. Pada suatu luasan di dalam DAS dianggap bahwa
hujan adalah sama dengan yang terjadi pada stasiun yang terdekat, sehingga hujan
yang tercatat pada suatu stasiun mewakili luasan tersebut. Metode ini digunakan
apabila penyebaran stasiun hujan didaerah yang ditinjau tidak merata. Hitungan
curah hujan rerata dilakukan dengan memperhitungkan daerah pengaruh dari tiap
stasiun. Pembentukan poligon Thiessen adalah sebagai berikut :

39
Universitas Sumatera Utara

a.

Stasiun pencatat hujan digambarkan pada peta DAS yang ditinjau termasuk
stasiun hujan diluar DAS yang berdekatan.

b.

Stasiun-stasiun tersebut dihubungkan dengan garis lurus (garis terputus)
sehingga membentuk segitiga-segitiga, yang sebaiknya mempunyai sisi
dengan panjang yang kira-kira sama.

c.

Dibuat garis berat pada sisi-sisi segitiga.

d.

Garis-garis berat tersebut membentuk poligon yang mengelilingi tiap stasiun.
Tiap stasiun mewakili luasan yang dibentuk oleh poligon. Untuk stasiun yang
berada didekat batas DAS, garis batas DAS membentuk batas tertutup dari
poligon.

e.

Luas tiap poligon di ukur dan kemudian dikalikan dengan kedalaman hujan di
stasiun yang berada didalam poligon.

f.

Jumlah dari hitungan pada butir e untuk semua stasiun dibagi dengan luas
daerah yang ditinjau menghasilkan hujan rerata daerah tersebut yang dalam
bentuk matematik mempunyai bentuk berikut ini :

P=

1 1

2 2
1

3 3 ⋯

(2.2)

⋯

di mana:
P

= curah hujan wilayah

P1,P2,..Pn

= hujan di stasiun 1,2,3...n

A1,A2,...An

= luas daerah yang mewakili stasiun 1,2,3....n

3.

Metode Isohyet

40
Universitas Sumatera Utara

Isohyet adalah garis yang menghubungkan titik-titik dengan kedalaman hujan
yang sama. Pada metode isohyet, dianggap bahwa hujan pada suatu daerah di
antara dua garis isohyet adalah merata dan sama dengan nilai rerata dari kedua
garis isohyet tersebut. Pembuatan garis isohyet dilakukan dengan prosedur berikut
ini :
a.

Lokasi stasiun hujan dan kedalaman hujan digambarkan pada peta daerah
yang ditinjau.

b.

Dari kedua nilai kedalaman hujan di stasiun yang berdampingan dibuat
interpolasi dengan pertambahan nilai yang ditetapkan.

c.

Dibuat kurva yang meenghubungkan titik-titik interpolasi yang mempunyai
kedalaman hujan yang sama. Ketelitian tergantung pada pembuatan garis
isohyet dan intervalnya.

d.

Diukur luas daerah antara dua isohyet yang berurutan dan kemudian
dikalikan dengan nilai rata-rata dari nilai kedua garis isohyet.

e.

Jumlah dari hitungan pada butir d untuk seluruh garis isohyet dibagi dengan
luas daerah yang ditinjau menghasilkan kedalaman hujan rerata daerah
tersebut. Secara matematis hujan rerata tersebut dapat ditulis.

P =

⋯

(2.3)

⋯

di mana:
P

= curah hujan wilayah

I1,I2,...In

= garis isohyet ke 1,2, dan 3

A1,A2,...An

= luas daerah yang dibatasi oleh garis isohyet ke1,2 dan 3.

41
Universitas Sumatera Utara

2.8.2 Curah Hujan Efektif
Analisa curah hujan yang dimaksud adalah curah hujan efektif untuk
menghitung kebutuhan air irigasi. Curah hujan efektif atau andal adalah bagian
dari keseluruhan curah hujan yang secara efektif tersedia untuk kebutuhan air
irigasi.
Curah hujan efektif (Reff) ditentukan berdasarkan besarnya R80 yang
merupakan curah hujan yang besarnya dapat dilampaui sebanyak 80% atau
dengan kata lain dilampauinya 8 kali kejadian dari 10 kali kejadian. Artinya,
bahwa besarnya curah hujan yang terjadi lebih kecil dari R80 mempunyai
kemungkinan hanya 20%.
Untuk menghitung besarnya curah hujan efektif dinyatakan dengan rumus
sebagai berikut:
Reff = (n/5) + 1
di mana:
Reff

= R80 = curah hujan efektif 80% (mm/hari),

(n/5)+1

= rangking curah hujan efektif dihitung dari curah hujan terkecil

N

= jumlah data.

Untuk menghitung curah hujan efektif padi digunakan persamaan sebagai berikut:
Reff= 0,7 x x R
di mana:
Reff

= curah hujan efektif 80 %

R

= curah hujan minimum pada tengah bulanan.

42
Universitas Sumatera Utara

2.8.3 Kebutuhan Air Sawah
Perkiraan banyaknya air untuk irigasi didasarkan pada faktor-faktor jenis
tanaman, jenis tanah, cara pemberiaan airnya, cara pengolahan tanah, banyak
turun curah hujan, waktu penanaman, iklim, pemeliharaan saluran dan bangunan
bendung dan sebagainya. Banyaknya air pada petak sawah dapat dirumuskan
sebagai berikut :
NFR = Etc + P + WLR – Re
di mana
NFR

= kebutuhan air irigasi di sawah (lt/det/Ha)

Etc

= penggunaan konsumtif (mm/hari)

WLR = penggantian lapisan air (mm/hari)
P

= perkolasi (mm/hari)

Re

= curah hujan efektif.
Kebutuhan air di pintu pengambilan dapat dirumuskan sebagai berikut :
DR = (NFR x A)/e

di mana:
NFR

= kebutuhan air irigasi di sawah (lt/det/Ha)

DR

= kebutuhan air di pintu pengambilan (lt/det/Ha)

A

= luas areal irigasi rencana (ha)

e

= efisiensi irigasi.

43
Universitas Sumatera Utara

2.9

Analisa Kebutuhan Air untuk Irigasi
Analisis kebutuhan air irigasi merupakan salah satu tahap penting yang

diperlukan dalam perencanaan dan pengelolaan sistern irigasi. Kebutuhan air
tanaman didefinisikan sebagai jumlah air yang dibutuhkan oleh tanaman pada
suatu periode untuk dapat tumbuh dan produksi secara normal. Kebutuhan air
nyata untuk areal usaha pertanian meliputi evapotranspirasi (ET), sejumlah air
yang dibutuhkan untuk pengoperasian secara khusus seperti penyiapan lahan dan
penggantian air, serta kehilangan selama pemakaian. Sehingga kebutuhan air
dapat dirumuskan (KP Irigasi 03, 2010) sebagai berikut:
KAI = ET + KA + KK
di mana:
KAI

= Kebutuhan Air Irigasi,

ET

= Evapotranspirasi,

KA

= Kehilangan air

KK

= Kebutuhan Khusus.
Misalnya evapotranspirasi suatu tanaman pada suatu lahan tertentu pada

suatu periode adalah 5 mm per hari, kehilangan air ke bawah (perkolasi) adalah 2
mm per hari dan kebutuhan khusus untuk penggantian lapis air adalah 3 mm per
hari maka. kebutuhan air pada periode tersebut dapat dihitung sebagai berikut
KAI = 5 + 2 + 3
KAI = 10 mm perhari
Untuk memenuhi kebutuhan air ingasi terdapat dua sumber utama. Yaitu
pernberian air irigasi (PAI) dan hujan efektif (HE). Disamping itu terdapat sumber

44
Universitas Sumatera Utara

lain yang dapat dimanfaatkan adalah kelengasan yang ada di daerah perakaran
serta kontribusi air bawah permukaan. Pemberian Air Irigasi dapat dipandang
sebagai kebutuhan air dikurangi hujan efektif dan sumbangan air tanah.
PAI = KAI - HE – KAT
di mana:
PAI

= Pemberian air irigasi,

KAI

= Kebutuhan air,

HE

= Hujan efektif

KAT = Kontribusi air tanah
Sebagai contoh misalnya kebutuhan air pada suatu periode telah dihitung
sebesar 10 mm per hari, sumbangan hujan efektif pada periode tersebut juga telah
dihitung sebesar 3 mm per hari dan kontribusi air tanah adalah 1 mm per ha, maka
air yang perlu diberikan adalah :
PAI = 10 – 3 -1
PAI = 6 mm per hari

2.9.1 Efisiensi Irigasi
Efisiensi irigasi adalah angka perbandingan dari jumlah air irigasi nyata
yang terpakai untuk kebutuhan pertumbuhan tanaman dengan jumlah air yang
keluar dari pintu pengambilan (intake). Efisiensi irigasi terdiri atas efisiensi
pengaliran yang pada umumnya terjadi di jaringan utama dan efisiensi di jaringan
sekunder yaitu dari bangunan pembagi sampai petak sawah. Efisiensi irigasi
didasarkan asumsi sebagian dari jumlah air yang diambil akan hilang baik di
saluran maupun di petak sawah. Kehilangan air yang diperhitungkan untuk

45
Universitas Sumatera Utara

operasi irigasi meliputi kehilangan air di tingkat tersier, sekunder dan primer.
Besarnya masing-masing kehilangan air tersebut dipengaruhi oleh panjang
saluran, luas permukaan saluran, keliling basah saluran dan kedudukan air tanah.
Besarnya nilai efisiensi irigasi ini dipengaruhi oleh jumlah air yang hilang selama
di perjalanan. Efisiensi kehilangan air pada saluran primer, sekunder dan tersier
berbeda-beda pada daerah irigasi. Besarnya kehilangan air di tingkat saluran
primer 80%, sekunder 90% dan tersier 90%. Sehingga efisiensi irigasi total = 90%
x 90% x 80% = 65 %.
Rumus efisiensi irigasi dinyatakan sebagai berikut :
Debit hilang =

x 100 %

Ec = Debit Total – Debit Hilang
di mana:
Ec

= Efisiensi irigasi,

Debit pangkal = Jumlah air yang masuk
Debit ujung

= Jumlah air yang keluar

Debit total

= Jumlah air seluruhnya

2.10 Eksplorasi Air Tanah

Eksplorasi air tanah memberikan gambaran mengenai kondisi bawah
permukaan yang mempengaruhi letak, desain, dan penampilan suatu proyek.
Kegiatan-kegiatan eksplorasi bawah permukaan meliputi (Johnson dan DeGraff,
1988):

1. Penggalian

46
Universitas Sumatera Utara

Kegiatan ini menyediakan sarana baik untuk pengambilan contoh bahanbahan permukaan

maupun pemetaan kondisi tampilan bawah permukaan,

sehingga pengeboran atau metode geofisik tidak dibutuhkan.
2. Pengeboran

Meliputi

berbagai

metode untuk

pengambilan

contoh

batuan

bawah

permukaan dari lubang bor untuk keperluan pemetaan bawah permukaan dan
pengecekan kondisi yang lebih luas.

3. Eksplorasi geofisika

Eksplorasi geofisika adalah penyelidikan sifat-sifat fisik, misalnya kerapatan,
elastisitas, tahanan jenis pada endapan mineral atau struktur geologi yang dapat
digunakan sebagai informasi secara tidak langsung mengenai kondisi bawah
permukaan. Metode ini dapat mendeteksi kelainan-kelainan sifat-sifat fisik batuan
sampai pada kerak bumi (Todd & Mays, 2005).

4. Metode Bias Gempa (Seismic Refraction Method)

Merupakan metode dengan memberikan tumbukan alat berat atau ledakan
kecil kemudian diukur waktu yang dibutuhkan sampai terdengar suara, atau
besarnya cepat rambat gelombang yang dihasilkan. Metode ini menginformasikan
struktur geologi ribuan meter di bawah permukaan (Todd dan Mays, 2005).
Aplikasi dari metode gempa antara lain: pembiasan, pemantulan atau tata
suara berdasarkan data mengenai sifat-sifat elastis tanah dan batuan untuk
menentukan kecepatan perambatan gelombangnya.

47
Universitas Sumatera Utara

5. Geolistrik

Metode ini

meliputi

pengukuran permukaan material bumi

untuk

mengendalikan aliran yang ada dengan konduksi ionik. Pada prinsipnya
pendugaan geolistrik didasarkan pada karakteristik sifat fisik batuan terhadap arus
listrik yang dialirkan ke dalamnya. Sifat fisik batuan terhadap arus listrik sangat
tergantung pada kekompakan, kekerasan, besar butir batuan serta kandungan air
atau larutaan elektrolit di dalamnya.

2.11 Eksploitasi dan Pembangunan Kelengkapan Sarana Pemanfaatan Air
Tanah

Berdasarkan hasil survey hidrogeologi dan eksplorasi air tanah, maka
dilakukan pengeboran eksploitasi atau menggunakan sumur yang lama dalam
rangka proses pengambilan air tanah.
Dalam pembangunan kelengkapan sarana pemanfaatan air tanah diperlukan
untuk menjaga kualitas dan kuantitas air tanah. Sebagai contoh pada PDAM,
ataupun perusahaan air kemasan, apabila kualitas air tanah kurang memenuhi
syarat, maka dilengkapi dengan instalasi pengolahan air.
Contoh lain misalnya pada kawasan industri perlu dilengkapi dengan sumur
pantau dan sumur resapan. Hal ini dimaksudkan untuk mengamati setiap
perubahan kualitas dan kuantitas air tanah serta menjaga ketersediaan air tanah.

48
Universitas Sumatera Utara

2.12

Komponen Sarana Prasarana Irigasi Air Tanah
Untuk mendayagunakan air tanah dalam sebagai sumber air irigasi,

maka diperlukan upaya pengambilan/pengangkatan air dari sumbernya ke
permukaan tanah serta penyaluran ke lahan usaha tani (sawah). Dalam
pedoman teknis pengembangan irigasi air tanah dalam (Direktorat Jenderal
Pengelolaan Lahan dan Air, 2007) terdapat empat komponen penting yang
perlu diperhatikan dalam pengembangan

irigasi air tanah dalam:

a. sumur
b. pompa air dan perlengkapannya
c. rumah pompa dan
d. jaringan irigasi air tanah (JIAT).

49
Universitas Sumatera Utara