monograf kepekaan tanah dan tenaga eksogen...

MONOGRAFMONOGRAF

KEPEKAAN TANAH DANKEPEKAAN TANAH DAN

TENAGA EKSOGENTENAGA EKSOGEN

SiswantoSiswanto

ISBN : 978-602-9372-01-4

S

ISW

AN

TO

K

EP

EK

AA

N T

AN

AH

DA

N T

EN

AG

A E

KS

OG

EN

200

9

S

ISW

AN

TO

K

EP

EK

AA

N T

AN

AH

DA

N T

EN

AG

A E

KS

OG

EN

200

9 SISWANTO lahir di Malang tahun 1963. Lulus Sar-

jana Pertanian Universitas Brawijaya Malang

tahun 1988. Menjadi staf pengajar jurusan

Agronomi Fakultas Pertanian Universitas Mu-

hammadiyah Malang sejak tahun 1989 sampai

1991. Pada Tahun 1991 merangkap sebagai

staf pengajar Jurusan Ilmu Tanah Fakultas Per-

tanian Universitas Pembangunan Nasional

“Veteran” Jawa Timur sampai sekarang.

Gelar Magister Teknik diperoleh dari Institut Teknologi 10 November

Surabaya tahun 2003. Sebagai Sekretaris Jurusan Ilmu Tanah pada

tahun 2003 sampai 2007. Kepala bagian Perencanaan Evaluasi

dan Laporan Administrasi Akademik Biro Administrasi Akademik

UPN “veteran” Jawa Timur hingga sekarang. Tahun 2008 di-

perintahkan oleh Pimpinan Universitas untuk menempuh pendidi-

kan jenjang Sarjana Jurusan Informatika. Buku yang pernah diter-

bitkan adalah Pengembangan Tembakau Unggulan di Sumenenp,

Pengatar Sistem Informasi Geografik, Evaluasi Sumberdaya Lahan,

sedangkan karya ilmiah yang dipublikasikan adalah: Karakteristik

Hidroulik Erosi Tanah Menggunakan Hujan Buatan (Basic Hydrolo-

gy). Studi Kesesuaian Lahan Tanaman Melon di Tiga Sentra

Produksi Melon, Studi Kelas Kesesuaian Lahan Tanaman Tebu La-

han Kering.

Penerbit :

UPN “Veteran” Jawa Timur

Jl. Raya Rungkut Madya Gununganyar Surabaya 60294

Siswanto

Penerbit:

UPN “Veteran” Jawa Timur Jl. Raya Rungkut Madya Gununganyar Surabaya 60294

KEPEKAAN TANAH DAN TENAGA EKSOGEN

Disusun oleh : Ir. Siswanto, MT.

Dosen Program Studi Agroteknologi

Fakultas Pertanian

UPN “Veteran” Jawa Timur

ISBN : 978-602-9372-01-4

Tahun : 2009

Setting : Farid

Desain Sampul

dan Gambar : Farid

Dilarang keras mengutip, menjiplak atau mengkopi

sebagian atau seluruh isi buku ini tanpa seijin penerbit

HAK CIPTA DILINDUNGI UNDANG-UNDANG

Untuk:

Istri dan

Anak-anakku

Tercinta

“Kepekaan Tanah dan Tenaga Eksogen” i

KATA PENGANTAR

Alhamdulillah, atas Rahmat Tuhan Yang Maha Esa, penulisan buku ini dapat kami selesaikan dengan lancar.

Penyusunan monograf ini dimaksudkan untuk mem-berikan informasi dan masukan yang sangat berarti bagi semua kalayak khususnya masyarakat pecinta konservasi tanah dan pengelolaan tanah dan air.

Monograf ini disusun berdasarkan hasil-hasil penelitian penulis yang dikompilasi dengan penelitian-peneltian sebelum-nya. Dalam penulisan buku ini penulis lebih menekankan pada teknik pengukuran faktor kepekaan tanah terhadap daya perusak dari luar, khususnya pengaruh pukulan air hujan dan angkutas sedimen dalam proses aliran permukaan.

Monograf Kepekaan tanah dan tenaga eksogen ini berisi tentang permasalahan kepekaan tanah, cara-cara mengukur kepekaan tanah, analisis kepekaan dari berbagai jenis dan spesifikasi pengukuran untuk jenis-jenis tanah tertentu. Kami menyadari bahwa penyusunan masih banyak keku-angan. Untuk itu kami berharap masukan-masukan yang konstruktif untuk penyempurnaan buku ini.

Pada kesempatan ini kami tak lupa menyampaikan banyak-banyak terimah kasih kepada semua pihak yang telah memberikan motivasi, dorongan dan semangat untuk menyelesaian penulisan buku nomograph ini.

Tidak ketinggalan juga kami sampaikan kepada pihak penerbit yang telah mengizinkan tulisan ini dapat diterbitkan. Harapan kami semoga dengan terbitnya buku ini dapat memberikan tambahan wawasan dan pengetahuan bagi penulis khususnya dan para pembaca umumnya.

Semoga apa yang Bapak Ibu berikan mendapat balasan yang lebih dari Tuhan Yang Maha Esa dan selalu di tunjukkan ke jalan yang benar… amin.

Surabaya, Januari 2009

Penulis,

ii “Kepekaan Tanah dan Tenaga Eksogen”

DAFTAR ISI

Hal. KATA PENGANTAR i

DAFTAR ISI ii

DAFTAR TABEL iv

DAFTAR GAMBAR v

DAFTAR LAMPIRAN vi

BAB I PENDAHULUAN 1

1.1. Ketahanan dan Kepekaan Tanah 1 1.2. Karakateristik Tanah dan Erosi Lahan 3

BAB II MASALAH KEPEKAAN TANAH 9

2.1. Ruang Lingkup dan Batasan Masalah 11 2.2. Indeks Erosivitas Hujan 11 2.3 Limpasan Permukaan dan Aliran Sedimen 13 2.4. Kepekaan Tanah dan Gaya Perusak dari Luar 15 2.5. Pengukuran Kepekaan Tanah 18 2.6. Faktor Yang Mempengaruhi Kepekaan Tanah 21

BAB III METODOLOGI 23

3.1. Kegiatan Pendahuluan 23 3.2. Bahan 24 3.2.1. Air 24 3.2.2. Sampling Tanah 25 3.3. Alat yang Digunakan 25 3.4. Kalibrasi Alat 26 3.4.1. Modifikasi Alat 26 3.4.2. Kalibrasi Simulator Hujan 27 3.5. Pelaksanaan 29

3.6. Limpasan Permukaan 31

BAB IV ANALISIS DAN SOLUSI 33

4.1. Umum 33 4.2. Indeks Erosivitas Hujan 34 4.3. Limpasan Permukaan 36 4.4. Transport Sedimen 42

“Kepekaan Tanah dan Tenaga Eksogen” iii

4.5. Infiltrasi 45 4.6. Stabilitas Agregat dan Gradasi Butir 51 4.7. Karakteristik Tanah dan Erodibilitas 54

BAB V PENUTUP 61

5.1. Kesimpulan 61

5.2. Saran 63

DAFTAR PUSTAKA 65

Lampiran 69

iv “Kepekaan Tanah dan Tenaga Eksogen”

DAFTAR TABEL

Hal.

Tabel 2.1. Klasifikasi Kelas Erodibilitas Tanah-Tanah 20

Tabel 3.1. Hasil Pencatatan Flowmeter Inflow dan Outflow pada Saat kalibrasi

28

Tabel 3.2. Tinggi Hujan Simulasi dan Hujan Harian Maksimum Lokasi Contoh Tanah

30

Tabel 4.1. Kombinasi Variasi Hujan dan Kemiringan pada Contoh Tanah

34

Tabel 4.2. Data Tinggi Hujan Harian, Hujan Simulasi dan Perhitungan Indeks Erosivitas Hujan Harian dan Indek Erosivitas Hujan Simulasi

35

Tabel 4.3. Hasil Analisis Varian Faktor Erosivitas Hujan pada Erosi Tanah

36

Tabel 4.4. Besarnya debit Limpasan Akibat Variasi Tinggi Hujan dan Kemiringan pada Contoh Tanah

39

Tabel 4.5. Karakteristik Aliran yang Berpengaruh pada Besarnya Aliran Limpasan Permukaan

43

Tabel 4.6. Hasil pengukuran Laju Infiltrasi pada Contoh Tanah Blok Utuh

46

Tabel 4.7. Hasil Perhitungan Kadar Lengas dan Laju Infiltrasi pada tanah Percobaan

49

Tabel 4.8. Hasil Analisa DMR (mm), Dmean (mm) dan D50

(mm) di Empat Tanah Percobaan 52

Tabel 4.9. Persamaan Duga Erodibilitas 55

Tabel 4.10 Indek Erodibilitas Perhitungan dan Erodibilitas Fungsi

56

Tabel 4.11 Perbandingan Dua Rata-Rata Nilai Erodibilitas 58

“Kepekaan Tanah dan Tenaga Eksogen” v

DAFTAR GAMBAR

Hal.

Gambar 2.1. Hubungan geometri ukuran agregat dengan energi kinetik hujan

17

Gambar 3.1. Bagan Pengaliran di Dalam Simulasi Hujan 27

Gambar 3.2. Hubungan antara Debit Outflow (l/min) dengan Debit Inflow (l/min)

28

Gambar 3.3. Bagan Alir Pengukuran Parameter Erosi 30

Gambar 4.1. Hubungan Tinggi Hujan dengan Total Debit Limpasan Permukaan Andosol pada Kemiringan 9% dan 17%

37

Gambar 4.2. Hubungan Tinggi Hujan dengan Total Debit Limpasan Permukaan Latosol pada Kemiringan 9% dan 17%

37

Gambar 4.3. Hubungan Tinggi Hujan dengan Total Debit Limpasan Permukaan Mediteran pada Kemiringan 9% dan 17%

37

Gambar 4.4. Hubungan Tinggi Hujan dengan Total Debit Limpasan Permukaan Regosol pada Kemiringan 9% dan 17%

37

Gambar 4.5. Hubungan Tinggi Hujan dengan Total Debit Limpasan Permukaan (a) Andosol dan (b)Latosol pada Kemiringan 9% dan 17%

41

Gambar 4.6. Hubungan Tinggi Hujan dengan Total Debit Limpasan Permukaan (a) Tanah Mediteran dan (b)Regosol pada Kemiringan 9% dan 17%

42

vi “Kepekaan Tanah dan Tenaga Eksogen”

DAFTAR LAMPIRAN

Hal.

Lampiran 1. Laju Infiltrasi Tanah Pada Berbagai Tinggi Hujan

69

Lampiran 2. Hubungan Infiltrasi dengan Erodibilitas 71

Lampiran 3. Hubungan Diameter Butir dan Persen Agregat 72

Lampiran 4. Grafik S Gradasi Butir 74

Lampiran 5. Hubungan Diameter Agregat dengan Erodibilitas

76

“Kepekaan Tanah dan Tenaga Eksogen” 1

1

PENDAHULUAN BAB 1

1.1. Ketahanan dan Kepekaan Tanah

Tanah adalah lapisan tipis kerak bumi hasil hancuran batu-

batuan oleh faktor pembentuk tanah dan menjadi media tumbuh

tanaman di atasnya. Karakteristik tanah akan berbeda-beda

tergantung pada faktor pembentuknya. Perbedaan dalam faktor

pembentuk tanah akan menentukan ciri dan sifat tanah tersebut.

Berdasarkan ciri khusus yang dimiliki, tanah dikelompok-

kan menjadi sepuluh jenis. Dari sepuluh jenis tersebut Andosol,

Regosol, Mediteran dan Latosol dipilih sebagai bahan penelitian

ini karena luasnya sebaran penggunaan tanah tersebut untuk

budidaya pertanian dan kawasan konservasi. Dekade terakhir

ini, di daerah hulu telah menunjukkan adanya kecenderungan

makin meningkatnya konversi kawasan konservasi menjadi lahan

kering (tegal) yang selalu dalam keadaan terbuka. Di daerah

perbukitan atau pegunungan yang tidak tertutup tanaman akan

mudah mengalami erosi bila tanpa pengelolaan yang benar.

Salah satu sifat tanah yang terbentuk akibat perbedaan

faktor pembentuk tanah adalah erodibilitas tanah atau kepekaan

dan ketahanan tanah terhadap daya perusak dari luar. Umumnya

nilai erodibilitas tanah ditentukan secara langsung di lapangan

pada plot yang mempunyai panjang 22 m, lebar 2 m dan

kemiringan lahan 9 persen (plot standard). Pengukuran

langsung ini didasarkan pada besarnya kehilangan tanah akibat

hujan yang jatuh pada plot tersebut.

Indeks erosivitas merupakan besarnya energi pukulan

hujan yang menghancurkan agregat tanah dan yang mentranfor-

masikan hasil hancuran (sedimen) ke tempat lain. Besarnya

indeks erosivitas sangat dipengaruhi oleh sifat-sifat hujan seperti,

2 “Kepekaan Tanah dan Tenaga Eksogen”

2

ketinggian jatuh, diameter butir, intensitas hujan, durasi dan

distribusi hujan.

Hasil pengukuran lapangan nilai, erodibilitas pada bebe-

rapa jenis tanah di Jawa dilaporkan oleh Bols (1979) dan Utomo

(1994) berkisar antara 0,03 – 0,31 ton ha-1

per unit R.

Sedangkan pengukuran dengan nomograph penduga berkisar

antara 0,04 – 0,24 ton ha-1

per unit R. Nilai erodibilitas tanah

sangat dipe-ngaruhi oleh sifat dan ciri tanah. Beberapa ciri

khusus yang diduga berpengaruh pada nilai erodibilitas tanah

adalah tekstur, struktur, pembasahan dan penge-ringan, infiltrasi,

kation-kation terjerap dan kandungan bahan organik.

Walaupun sudah banyak diketahui bahwa erodibilitas tanah

dipengaruhi oleh faktor-faktor tanah itu sendiri, tetapi informasi

tentang besarnya pengaruh masing-masing faktor tersebut

secara individu belum banyak dilaporkan. Pada studi di 4 (empat)

jenis tanah ini penulis mencoba mencari besarnya pengaruh

masing-masing faktor secara kuantitatif pada nilai erodibilitas.

Meskipun pengukuran di lapangan memberikan hasil yang

lebih memuaskan, namun dalam pelaksanaannya membutuhkan

persiapan yang matang dan biaya yang mahal.

Sampai saat ini pengukuran erodibilitas di lapangan masih

menunjukkan hasil yang sangat memuaskan, tetapi mengingat

pertimbangan waktu, biaya dan pertimbangan-pertimbangan

lainnya para pakar konservasi tanah dan air mencari alternatif

lain yang dirasa hasilnya tidak jauh berbeda dengan pengukuran

di lapang. Disamping pendugaan dengan nomograph

Wischmeyer, penulis mencoba mencari alternatif lain untuk

mengukur nilai erodibilitas tanah di laboratorium dengan hujan

simulasi, dengan mempertimbangkan faktor-faktor karakteristik

tanah yang berpengaruh.

Walaupun pengukuran nilai erodibilitas bukan merupakan

masalah baru dibidang konservasi tanah dan air, tetapi

mengingat keterbatasan-keterbatasan yang ada, maka

pengkajian tentang pendugaan nilai erodibilitas di laboratorium


3

sebagai alternatif lain perlu dipertimbangkan. Supaya hasil yang

diperoleh dapat diaplikasikan maka perlu adanya kalibrasi

dengan hasil pengukuran di lapangan.

Bertolak dari hasil-hasil pengukuran di lapangan dan

pendugaan dengan nomograph, penulis tertarik untuk menduga

nilai erodibilitas di laboratorium berdasarkan prinsip pengukuran

di lapangan.

1.2. Karakteristik Tanah dan Erosi Lahan

Erosi tanah terjadi melalui proses penghancuran,

pengangkutan dan pengendapan. Oleh karena itu besarnya erosi

yang terjadi ditentukan oleh faktor-faktor yang mem-pengaruhi

ketiga proses tersebut. Di dalam penilaian bahaya erosi potensial

hanya didasarkan pada faktor penyebab erosi (erosivitas) dan

faktor tanah (erodibilitas).

Kenyataan di alam, proses erosi berlangsung sangat

kompleks. Hal ini tidak hanya ditentukan oleh faktor erosivitas

dan erodibilitas tetapi juga oleh faktor-faktor lain yang

mempengaruhi kedua variabel di atas. Pada erosi hujan, erosi-

vitas ditentukan oleh sifat-sifat hujan dan dipengaruhi oleh

vegetasi dan kemiringan. Sedangkan erodibilitas ditentukan oleh

sifat tanah dan dipengaruhi oleh vegetasi dan aktifitas manusia

yang menggunakan tanah tersebut.

Morgan (1995) dan Utomo (1994) mengelompokkan faktor-

faktor yang ber-pengaruh pada besarnya erosi adalah erosivitas

(R), erodibilitas (K), lereng dan panjang lereng (LS), tanaman (C)

dan tingkat pengelolaan (P) yang diberikan.

Untuk menghitung indeks erosivitas Wischmeyer dan Smith

(1958) dalam Morgan (1995) dibutuhkan data tinggi hujan dan

intensitas hujan periodik. Buku ini hanya memfo-kuskan pada

erodibilitas tanah dan kesulitan mensimulasikan intensitas hujan

periodik, maka untuk menghitung indeks erosivitas hujan

21


4

didasarkan pada tinggi hujan harian maksimum dengan

menggunakan persmaan Bols (1978).

Rh = 2,34.Hh1,98

Dimana: Rh = Indeks erosivitas harian (J cm m

-2 jam

-1)

Hh = Tinggi hujan harian maksimum (cm)

Simulasi hujan dalam didasarkan pada tinggi hujan harian maksimum yang jatuh merata keseluruh permukaan petak standar dan dalam contoh tanah utuh(undisturbed) berukuran luas 50 cm x 50 cm dengan tebal 10 cm.

Hujan yang jatuh kepermukaan tanah akan menghancur-kan dan mendispersi agregat tanah. Pada kondisi tanah kering dan porous, hisapan matrik tanah dan gaya gravitasi akan menarik air hujan masuk ke dalam tanah sebagai infiltrasi. Besarnya laju infiltrasi sangat dipengaruhi oleh karakteristik tanah.

Apabila intensitas hujan lebih tinggi dibandingkan laju infiltrasi maka air akan mengalir ke permukaan tanah sebagai limpasan permukaan. Aliran permukaan akan mengangkut material hancuran dan dalam perjalanannya akan menggerus dasar dan sisi-sisi alur permukaan tanah. Besarnya pengaruh limpasan pada erosi para pakar Hidrologi mencirikan dengan bilangan Reynold (Re) dan Bilangan Froude (Fr) (Reijn, 1990)

Re = Ū.h/

Fr = Ū/(g.h)0,5

Dimana:

Ū = Kecepatan rata-rata penampang (m det-1

)

= Viskositas kinematik (m2 det

-1)

g = Percepatan gravitasi (m det-2

)

h = Kedalaman aliran (m)

Mengingat persamaan (12) dan (13) merupakan fungsi dari kedalaman aliran (h) maka untuk menghitung nilai h didasarkan pada besarnya debit aliran limpasan permukaan atau SRO (Asdak, 1995).


5

Dimana:

h = Kedalaman aliran (m)

Q = Debit limpasan permukaan (m3 menit

-1)

A = Luas plot standard (m2)

t = Waktu (menit)

Sedangkan untuk menghitung kecepatan aliran diguna-kan persamaan Manning (Chow, 1959)

Ū = 1/n x R2/3

S1/2

Dimana:

S = Kemiringan lahan (%)

n = Angka kekasaran Manning daerah dataran banjir yang digunakan untuk pertanian tanpa adanya tanaman = 0,04 (Chow, 1959)

Muatan sedimen tercuci (wash load sediment) menun-jukkan jumlah tanah yang tererosi.

St = Bl + Sl

Dimana:

St = Jumlah tanah tererosi (ton ha-1

)

Bl = Sedimen dasar (kg plot-1

)

Sl = Sedimen melayang (kg plot-1

)

Kemiringan plot standard 9 persen dengan panjang 22 meter akan memberikan nilai faktor lereng dan panjang lereng (LS) sama dengan 1. Sedangkan untuk lereng dan panjang lereng lebih besar atau lebih kecil dari plot standard diper-hitungkan dengan persamaan (Morgan, 1995)

LS = (L/22)0,5

x (0,065 + 0,045S + 0,0065S2)

Dimana:

L = Panjang lereng (m)

Hasil pengukuran sedimen tercuci (16), erosivitas (11), dan faktor LS (17) maka rumus (8) menjadi:


6

Dimana:

K = Nilai erodibilitas (ton ha-1

per unit R)

Rh = Indek erosivitas hujan simulasi (J cm m-2

jam-1

)

Nilai erodibiitas tanah menunjukkan kemudahan tanah tererosi. Besarnya nilai ini ditentukan oleh erosivitas dan karakteristik tanah. Ciri-ciri tanah yang berpengaruh pada erodibilitas adalah infiltrasi, kandungan air tanah, ukuran butir, bahan organik dan struktur tanah.

Selanjutnya dengan memasukkan variabel bebas karakteristik tanah tersebut ke dalam fungsi K didapat nilai duga K.

K = (KA, i, DMR, Dm)

KA = Kadar Air Tanah (%)

I = Infoltrasi (cm.jam-1

)

DMR = Diameter Menengah Rata-Rata (mm)

Dm = Diameter Menengah (mm)


MASALAH KEPEKAAN TANAH BAB 2

1

Salah satu sifat tanah yang terbentuk akibat perbedaan

faktor pembentuk tanah adalah erodibilitas tanah atau kepekaan

dan ketahanan tanah terhadap daya perusak dari luar. Umumnya

nilai erodibilitas tanah ditentukan secara langsung di lapangan

pada plot yang mempunyai panjang 22 m, lebar 2 m dan

kemiringan lahan 9 persen (plot standard). Pengukuran langsung

ini didasarkan pada besarnya kehilangan tanah akibat hujan yang

jatuh pada plot tersebut.

Indeks erosivitas merupakan besarnya energi pukulan hujan

yang meng-hancurkan agregat tanah dan yang mentranformasikan

hasil hancuran (sedimen) ke tempat lain. Besarnya indeks

erosivitas sangat dipengaruhi oleh sifat-sifat hujan seperti,

ketinggian jatuh, diameter butir, intensitas hujan, durasi dan

distribusi hujan.

Hasil pengukuran lapangan nilai, erodibilitas pada beberapa

jenis tanah di Jawa dilaporkan oleh Bols (1979) dan Utomo (1994)

berkisar antara 0,03 – 0,31 ton ha-1

per unit R. Sedangkan

pengukuran dengan nomograph penduga berkisar antara 0,04 –

0,24 ton ha-1

per unit R. Nilai erodibilitas tanah sangat dipe-

ngaruhi oleh sifat dan ciri tanah. Beberapa ciri khusus yang

diduga berpengaruh pada nilai erodibilitas tanah adalah tekstur,

struktur, pembasahan dan penge-ringan, infiltrasi, kation-kation

terjerap dan kandungan bahan organik.

Walaupun sudah banyak diketahui bahwa erodibilitas tanah

dipengaruhi oleh faktor-faktor tanah itu sendiri, tetapi informasi

tentang besarnya pengaruh masing-masing faktor tersebut secara

individu belum banyak dilaporkan. Pada studi di 4 (empat) jenis

tanah ini penulis mencoba mencari besarnya pengaruh masing-

masing faktor secara kuantitatif pada nilai erodibilitas dengan

menggunakan hujan simulasi. Penggunaan hujan simulasi


10

didasarkan pada tinggi hujan harian maksimum dengan

pertimbangan:

1. tidak tersedianya data intensitas hujan periodik di lokasi

pengambilan contoh tanah.

2. Kesulitan mengamati pola pengaliran dan infiltrasi secara

langsung di lapangan pada saat kejadiaan hujan.

3. Penelitian dapat dilakukan setiap saat dan tidak tergantung

pada hujan alami.

4. Meskipun pengukuran di lapangan memberikan hasil yang

lebih memuas-kan, namun dalam pelaksanaannya

membutuhkan persiapan yang matang dan biaya yang

mahal.

Sampai saat ini pengukuran erodibilitas di lapangan masih

menunjukkan hasil yang sangat memuaskan, tetapi mengingat

pertimbangan waktu, biaya dan pertimbangan-pertimbangan

lainnya para pakar konservasi tanah dan air men-cari alternatif lain

yang dirasa hasilnya tidak jauh berbeda dengan pengukuran di

lapang. Disamping pendugaan dengan nomograph Wischmeyer,

penulis men-coba mencari alternatif lain untuk mengukur nilai

erodibilitas tanah di laboratorium dengan hujan simulasi, dengan

mempertimbangkan faktor-faktor karakteristik tanah yang ber-

pengaruh.

Walaupun pengukuran nilai erodibilitas bukan merupakan

masalah baru dibidang konservasi tanah dan air, tetapi mengingat

keterbatasan-keterbatasan yang ada, maka pengkajian tentang

pendugaan nilai erodibilitas di laboratorium sebagai alternatif lain

perlu dipertimbangkan. Supaya hasil yang diperoleh dapat

diaplikasikan maka perlu adanya kalibrasi dengan hasil

pengukuran di lapangan.

Bertolak dari hasil-hasil pengukuran di lapangan dan

pendugaan dengan nomograph, penulis tertarik untuk menduga

nilai erodibilitas di laboratorium berdasarkan prinsip pengukuran di

lapangan.


11

2.1. Ruang Lingkup dan Batasan Masalah

Lingkup permasalahan yang menjadi batasan dalam

monograf penelitian ini adalah:

1. Menduga nilai erodibilitas tanah berdasarkan prinsip

pengukuran di lapangan.

2. Merumuskan nilai erodibilitas berdasarkan fungsi dari kadar

air, infiltrasi, diameter massa rata-rata (DMR) dan Diameter

butir partikel (Dmean).

3. Ketahanan tanah terhadap pukulan air hujan, dispersi dan

kikisan limpasan permukaan.

Sedangkan yang menjadi batasan dan asumsi pada studi ini

adalah:

1. Hujan yang terjadi, tersebar merata dan acak di seluruh

permukaan plot standard.

2. Debit aliran mengalir rata di seluruh permukaan plot

standard.

3. Selama kejadian hujan, debit nossel diasumsikan konstan.

4. Debit nossel yang diberikan berdasarkan tinggi hujan harian

maksimum.

5. Lama hujan simulasi didasarkan pada lama waktu

konsentrasi (tc) dari hidrograf hujan simulasi.

6. Debit nossel diasumsikan terukur seluruhnya.

7. Pengukuran limpasan permukaan, sedimen dan infiltrasi

dimulai pada saat debit nossel telah konstan.

8. Pengaruh penutupan tanah, tanaman dan pengelolaan

dianggap maksimum (faktor CP = 1).

2.2. Indek Erosivitas Hujan

Kemampuan dari hujan untuk menyebabkan erosi dikenal

sebagai “erosivitas hujan”. Erosivitas merupakan fungsi dari


12

dari sifat fisik hujan seperti, curah hujan, lama hujan, intensitas,

ukuran butir dan kecepatan jatuh (Morgan, 1995).

Intensitas hujan (mm jam-1) ternyata mempunyai arti

yang lebih penting dalam hubungannya dengan erosi. Hasil

penelitian Fournier (1972) dalam Morgan (1995) menunjukkan

bahwa erosi bertambah besar dengan meningkatnya intensitas

hujan.

Hudson (1965) dalam Hudson (1985) dari hasil studinya

di daerah tropika menyimpulkan bahwa, ukuran butir hujan

cenderung menurun dengan bertam-bahnya intensitas hujan.

Berdasarkan hubungan antara ukuran butir dan inten-sitas

hujan di daerah tropis dan sub tropis Hudson (1965) dalam

Morgan (195), Utomo (1994) dan Hudson (1985) mengusulkan

persamaan sebagai berikut:

Ek = 29,8 – 125,5/I

Dimana

Ek = Energi kinetik hujan dalam Joule per m2 (J m-2)

I = Intensitas hujan (mm jam-1).

Diketahuinya hubungan antara energi kinetik hujan dan

intensitas hujan, Wischmeyer dan Smith (1958) dalam Utomo

(1994) menggabungkan antara energi kinetik (Ek) dan inten-

sitas hujan maksimum selama 30 menit (I30).

Penggunaan kedua parameter tersebut dalam “Universal

Soil Loss Equation (USLE) dikenal sebagai “Indek Erosiviatas

Hujan” (R)

R = EI30

Dimana: R = Indeks Erosivitas (J mm m-2 jam-1)

Utomo (1994) dan Morgan (1995) menjelaskan cara untuk

menghitung indeks erosivitas hujan (R), energi kinetik hujan

dihitung berdasarkan intensitas hujan periodik. Energi kinetik

6


13

total didapat dengan menjumlahkan energi kinetik periodik.

EI30 diperoleh dengan mengalikan total energi kinetik periodik

dengan intensitas hujan maksimum selama 30 menit.

Lebih lanjut Utomo (1994) menyatakan, untuk menghitung

EI30, tidak hanya dibutuhkan data jumlah hujan tetapi juga

waktu dan kenaikan hujan per satuan waktu. Data-data

demikian di lokasi contoh tanah diambil tidak tersedia, sehingga

untuk menghitung indeks erosivitas (EI30) mengalami kesulitan.

Bols (1978), Utomo (1994) dan Seto (1991) mengadobsi indeks

erosivitas hujan Wischmeyer untuk menghitung indeks

erosivitas harian menggunakan data tinggi hujan harian

dengan persamaan:

Rh = 2,34 x (Hh)1,98

Dimana: Rh = Indeks erosivitas harian (J cm m-2 jam-1)

Hh = Tinggi hujan harian maksimum (cm),

Pemakaian persamaan Bols dalam studi ini, perhitungan

tinggi hujan dikonversi ke debit untuk memudahkan

penggunaannya dan lama hujan didasarkan pada analisis

hidrograf hujan simulasi.

2.3. Limpasan Permukaan dan Aliran Sedimen

Proses erosi tanah melibatkan tiga kejadian yang berlang-

sung berurutan yaitu, penghancuran (detachment), pengang-

kutan (transportation) dan pengen-dapan (sedimentation).

Ketiga kejadian ini umumnya berlangsung dipermukaan lahan

yang dipengaruhi oleh iklim, tofografi, karakteristik tanah,

vegetasi dan tata guna lahan (Asdak, 1995).

Pukulan air hujan merupakan gaya penggerak (driving force) terlepasnya partikel-partikel tanah dari agregat-agregat tanah. Hasil hancuran ini akan menyumbat pori-pori tanah yang akan menurunkan laju infiltrasi dan menim-bulkan genangan dipermukaan lahan. Genangan air yang ada akan menyebab-


14

kan dispersi agregat dan melemahkan bahan pengikat (semen) butir-butir tanah (Hudson, 1985).

Pada kondisi kandungan air tanah tinggi, kejadian hujan dengan intensitas rendah dan durasi lama akan menimbulkan genangan air dipermukaan lahan, namun volumenya belum cukup untuk mengangkut sedimen hasil erosi tersebut. Sebaliknya bila hujan dengan intensitas tinggi meskipun durasinya pendek, air akan cepat menggenang dipermukaan lahan dan bergerak sebagai limpasan per-mukaan yang membawa sedimen tercuci ke arah hilir (Morgan, 1995).

Besar kecilnya volume sedimen yang terangut aliran permukaan oleh Asdak (1995) sangat ditentukan oleh kecepatan aliran (Ū) dan kedalaman air (h) aliran permukaan. Apabila sedimen yang terangkut tersebut terkonsentrasi di alur-alur kecil di permukaan lahan, maka kecepatan aliran dan kedalaman air bertambah sehingga transport sedimen tercuci makin meningkat.

Pada kondisi seperti tersebut di atas, gaya penghancur butir hujan akan berkurang sedangkan gaya dispersi dan gaya kikis limpasan permukaan bertam-bah besar. Menurut Pratiwi dan Sumaryono (1995), limpasan permukaan memi-liki gaya seret yang mampu mengangkut butiran partikel tanah. Ketahanan tanah permukaan terhadap gaya seret limpasan permukaan tidak merata. Di bagian yang lemah butir-butir partikel tanah akan mudah terangkut dibanding-kan pada bagian yang kuat. Besarnya gaya seret limpasan permukaan dapat diduga sebagai berikut (Reijn, 1990).

b = .g.h.S

Besarnya gaya seret ini dipengaruhi oleh turbulensi aliran dan kederasan aliran. Umumnya aliran air dipermukaan lahan bersifat turbulen karena adanya hambatan batu-batuan, cekungan-cekungan, sisa-sisa tanaman dan alirannya lambat. Berdasarkan hal tersebut, maka dalam pendugaan erosi lahan, sifat aliran dinyatakan sebagai aliran laminer sub kritis. Ciri-ciri khusus yang digunakan untuk mengetahui karakteristik aliran dipermukaan lahan adalah Bilangan Reynold (Re) dan Bilangan Froude (Fr) (Reijn, 1990 dan Chow, 1959).


15

Lebih lanjut Pratiwi dan Sumaryono (1995) menyatakan bahwa sedimen tercuci akan terangkut oleh limpasan permukaan apabila gaya seret lebih besar dari pada gaya

seret kritis ( > *). Besarnya gaya seret kritis dapat diduga :

b = .U*2

Dimana:

b = Tegangan geser dasar (Newton m-2) U* = Kecepatan geser kritis (m det-1)

= Rapat massa air (kg m-3) g = Percepatan gravitasi (m det-2) h = Kedalaman aliran (m) S = Kemiringan energi yang diasumsikan sama dengan

kemiringan lahan (%)

Menurut Asdak (1995) ketinggian muka air limpasan permukaan dapat diduga dengan mengukur debit limpasan permukaan dikalikan durasi hujan yang terjadi dibagi luas plot standard.

Dimana: Q = Debit limpasan permukaan (m3 menit-1) A = Luas plots standard (m2) t = Waktu (menit) h = Kedalaman aliran (m)

2.4. Kepekaan Tanah Terhadap Gaya Perusak dari Luar

Erodibilitas tanah mencerminkan kepekaan (susceptibility) tanah dan kemantapan (stability) agregat terhadap agen perusak dari luar yang dinyata-kan dalam satuan ton ha-1 per unit erosivitas. Kepekaan tanah menggambarkan kemudahan tanah, sedangkan kemantapan menunjukkan ketahanan agregat terhadap energi jatuhan hujan, dispersi air dan kikisan aliran permukaan.

U * = 𝑔. ℎ.𝑆⬚

ℎ =Q . t

A


16

Kepekaan dan ketahanan tiap-tiap jenis tanah berbeda-beda tergantung pada tekstur, kemantapan agregat, kadar bahan organik dan kandungan kimia tanah (Morgan, 1995), kapasitas infiltrasi (Utomo, 1994), kandungan seskui-oksida (Landon, 1984) dan tingkat kebasahan tanah.

Variabilitas faktor pembentuk tanah (iklim, vegetasi, tofografi, bahan induk dan waktu) menentukan jenis tanah yang terbentuk mempunyai sebaran kandungan partikel yang berbeda-beda. Hardjowigeno (1992) memberi batasan tekstur tanah sebagai perbandingan relatif fraksi pasir (sand), debu (silt) dan liat (clay). Tanah yang baru terbentuk umumnya didominasi pertikel berukuran kasar (pasir) yang tahan ter-hadap erosi. Demikian juga tanah yang telah me-lapuk lanjut umumnya tahan terhadap erosi karena tingginya kandungan

liat yang dimiliki. Walaupun fraksi liat ukurannya 2m, namun kohesivitasnya besar karena luasnya permukaan jenis per satuan massa tanah (Utomo, 1985).

Hasil penelitian Evan (1980) dan Richter dan Negendank (1977) dalam Morgan (1995) menunjukkan tanah yang mempunyai kadar liat antara 9 – 31 persen lebih peka terhadap erosi, demikian juga tanah dengan kadar debu antara 40 – 60 persen. Menurut Turner, Willatt, Wilson dan Jobling (1984) kandungan debu yang tinggi, tanah akan mudah terdispersi oleh air karena rendahnya gaya kohesi dan adhesi diantara partikel bila dibandingkan liat.

Tingginya kandungan liat yang berinteraksi dengan hasil dekomposisi bahan organik akan mendorong pembentukan kompleks organo-liat yang stabil (Coleman, Oades dan Uehara, 1989). Komplek organo-liat ini akan mengikat partikel tanah yang lain membentuk agregat tanah yang mantap dan tahan terhadap agen perusak dari luar. Studi besarnya energi kinetik hujan yang diperlukan untuk menghancurkan agregat bahan endapan yang berukuran 0,016 – 0,631 mm oleh Proesen (1985) dalam Morgan (1995) menunjukkan, besarnya energi kinetik hujan semakin menurun dengan bertambahnya ukuran agregat dan mencapai minimum pada agregat berukuran 0,100 mm. Selanjutnya energi kinetik meningkat lagi dengan bertambah besarnya ukuran butir agregat.


17

Kemantapan agregat juga tergantung pada tipe mineral liat. Tanah yang didominasi mineral liat tipe 2:1 (Illite, Monmorilonite, Smectite) mudah membentuk flokul-flokul karena sifatnya yang mengembang (swelling) bila basah dan mengkerut (shrinkage) bila kering. Flokul yang terbentuk merupa-kan tahap permulaan terbentuknya agregat tanah (Lal, 1990; Utomo 1985 dan Russell (1973). Morgan (1995) menambahkan agregat yang terbentuk tersebut, struktur lempeng kristalnya lebih terbuka dan mudah terdispersi dibandingkan liat tipe 1:1 (Kaolinit, gibsite).

Gambar 2.1. Hubungan geometri ukuran agregat dengan energi kinetik hujan (Poesen, 1992 dalam Morgan, 1995)

Bahan organik juga memegang peranan yang sangat

penting didalam mempengaruhi erodibilitas tanah. Bahan ini secara langsung akan menurunkan erodibilitas tanah bila digunakan sebagai mulsa yang akan mengurangi besarnya energi jatuhan hujan. Sedangkan pengaruh tidak langsung melalui interaksi antara bahan stabil hasil dekomposisi dengan partikel liat dan kation divalen dan trivalen dalam tanah yang bertindak sebagai bahan pengikat (semen). Young (1990) dari hasil studinya menyimpulkan, penambahan bahan organik sebesar 1 (satu) persen ke lapisan olah tanah erodibilitas tanah turun sebesar 0,04 – 0,05.

0

200

400

600

800

1000

1200

1400

1600

1800

2000

0.000 0.090 0.180 0.270 0.360 0.450 0.540 0.630

ener

gi k

inet

ik (

J.kg

-1)

Ukuran agregat sedimen (mm)

Series1


18

Besar kecilnya kandungan air tanah menentukan tingkat kejenuhan (saturated) dan kebasahan (wetting) tanah. Pada kondisi jenuh atau tingkat ke-basahan tinggi semua pori terisi oleh air. Kondisi demikian menyebabkan melemahnya bahan semen yang mengikat partikel tanah (Russell, 1973). Mele-mahnya ikatan antara partikel primer dan sekunder menjadi-kan agregat lebih mudah dihancurkan.

Kandungan air yang tinggi juga menurunkan laju infiltrasi secara drastis. Penurunan ini akibat berkurangnya hisapan matrik tanah pada air permukaan. Semakin meningkat ke-basahan tanah, maka jarak antara air permukaan dan zone kurang basah di dalam tanah makin jauh (Seto, 1991). Pada akhirnya laju infiltrasi ke bawah praktis hanya dipengaruhi oleh gravitasi, konduktivitas hidroulik jenuh dan besarnya hujan menutup pori-pori permukaan (Morgan, 1995). Akibat-nya genangan air dipermukaan akan mendispersi tanah bagian atas yang selanjutnya mengalir sebagai aliran permukaan.

Pada kondisi tanah kering, air hujan segera masuk ke dalam tanah dengan cepat dan mendesak udara tanah keluar. Menurut Utomo (1985) tingginya hisapan matrik liat pada air tersebut menyebabkan timbulnya panas pembasahan (heat of wetting). Keluarnya panas pembasahan, mendorong agregat tanah pecah dengan cepat dan menurunnya kapasitas infiltrasi (Morgan, 1995).

2.5. Pengukuran Kepekaan Tanah

Penetapan erodibilitas dapat dilakukan secara langsung di lapangan atau secara tidak langsung di laboratorium. Walaupun sudah diketahui bahwa erodi-bilitas merupakan faktor penentu besarnya erosi, namun sampai sekarang belum ada cara yang mudah dan cukup memuaskan untuk menetapkan nilai erodibilitas tanah.

Cara yang memberikan hasil cukup memuaskan yaitu menghitung langsung kehilangan tanah di lapangan pada plot standard. Kemudian dengan menge-tahui indek erosivitas hujan yang menyebabkan erosi, dapat dihitung besarnya nilai erodibilitas tanah.


19

Dimana: K = Erodibilitas (ton ha-1 per unit R) A = Besarnya erosi (ton ha-1) Rh = Erosivitas hujan harian (J cm m-2 jam-1)

Umumnya Erodibilitas tanah-tanah pertanian di Jawa yang diukur dari per-cobaan lapang berkisar antara 0,02 ton ha-1 per unit R (erosivitas) sampai dengan 0,32 ton ha-1 per unit R (Utomo, 1994).

Meskipun pengukuran langsung di lapang mendapatkan hasil yang lebih baik, namun tidak semua studi erodibilitas dapat dilakukan di lapang mengingat terbatasnya dana dan membutuhkan waktu yang relatif lama. Berdasarkan percobaan lapang, studi erodibilitas dapat dilakukan di laboratorium dengan hujan simulasi yang dikalibrasi dengan data hujan dan hasil percobaan di lapangan. Sedangkan tanah percobaan disesuaikan dengan kondisi lapangan.

Wischmeyer (1971) dalam Utomo (1994) menghubungkan beberapa sifat tanah yang berpengaruh pada nilai erodibilitas (K) dengan persamaan:

100K = 2,1 M1,14(10-4)(12 – a) + 3,25(b – 2) + 2,5(c – 3)

dimana:

K = erodibilitas tanah (ton ha-1 per unit R) M = ukuran partikel (%debu + %pasir halus)(100-%liat) a = kadar bahan organik (%) b = kelas struktur tanah c = kelas permeabilitas.

Sedangkan Boycous dalam Rahim (2000) untuk menen-tukan nilai erodibilitas tanah yang telah dia temukan sekitar tahun 1935–an tentang “The Clay Ratio as a Criterium Suspectibility of Soil to Erosion” kita mendapatkan persamaan sebagai berikut:

= t

𝐾 =A

Rh


20

Dimana: E = erodibilitas

Sand = pasir

Silt = debu

Clay = liat

Hasil pengukuran nilai erodibilitas tanah di Indonesis disajikan pada Tabel 2.1.

Tabel 2.1. Klasifikasi Kelas Erodibilitas Tanah-Tanah.

Kelas Nilai K Tingkat Erodibilitas

1. 0,00-0,10 Sangat rendah

2. 0, 11-0,21 Rendah

3. 0,22-0,32 Sedang

4. 0,33 -0,44 Agak tinggi

5. 0,45 -0,55 Tinggi

6. 0,56 -0,64 Sangat Tinggi

Sumber : Arsyad (2006).

Faktor erodibilitas menunjukkan kemudahan tanah meng-

alami erosi, semakin tinggi nilainya semakin mudah tanah tererosi. Tingginya faktor erodibilitas antara satu tempat dengan yang lainnya disebabkan kondisi tekstur tanahnya yaitu rendahnya tekstur liat, tingginya persentase pasir sangat halus dan debu jika dibandingkan tanah lokasi yang satu. Menurut Morgan (1986) tekstur berperan dalam erodibilitas tanah, partikel berukuran besar tahan terhadap daya angkut karena ukurannya sedangkan partikel halus tahan terhadap daya penghancur karena daya kohesifitas-nya. Partikel yang kurang tahan terhadap keduanya adalah debu dan pasir sangat halus.

Erodibilitas tanah sangat penting untuk diketahui agar tindakan konservasi dan pengolahan tanah dapat dilaksanakan secara lebih tepat dan terarah. Namun demikan, Veiche (2002) menyatakan bahwa konsep dari erodibilitas tanah dan bagaimana cara menilainya merupakan suatu hal yang bersifat kompleks atau tidak sederhana karena erodibilitas dipengaruhi oleh banyak sekali sifat-sifat tanah. Berbagai usaha telah banyak dilakukan untuk mendapatkan suatu indeks erodibilitas yang relatif lebih seder-hana, baik didasarkan pada sifat-sifat tanah yang ditetapkan di


21

laboratorium maupun di lapangan atau berdasarkan keragaan (response) terhadap hujan (Arsyad, 2000).

Topografi berperan dalam menentukan kecepatan dan volume limpasan permukaan serta erosi. Dua unsur topografi yang berperan adalah panjang lereng dan kemiringan lereng (Utomo, 1989).

Semakin miring suatu lereng maka butir-butir tanah yang terpercik ke bawah oleh tumbukan butir-butir hujan akan menyebabkan laju erosi semakin tinggi (Arsyad, 2000).

Vegetasi mempengaruhi erosi karena vegetasi melindungi tanah terhadap kerusakan tanah oleh butir-butir hujan. Dengan adanya vegetasi penutup tanah yang baik seperti rumput-rumputan dapat menghilangkan pengaruh topografi terhadap erosi. Tanaman yang menutup permukaan tanah secara rapat tidak saja memperlambat limpasan tetapi juga menghambat pengankutan partikel tanah (Utomo, 1989).

2.6. Faktor Yang Mempengaruhi Kepekaan Tanah

Tanah merupakan hasil interaksi faktor pembentuk tanah (iklim, bahan induk, tofografi, vegetasi dan waktu). Kelima faktor pembentuk tanah tersebut secara simultan dan terus menerus bekerja terhadap batuan tipis kerak bumi. Di daerah tropika basah, pengaruh iklim (temperatur dan curah hujan) lebih dominan pada proses pembentukan dan perkembangan tanah serta mempenga-ruhi faktor pembentuk tanah yang lain (Soepardi, 1983).

Peranan faktor iklim, tofografi dan vegetasi dalam proses erosi permukaan lahan sangat nyata sekali. Akibatnya didalam perhitungan besarnya kehilangan tanah oleh erosi faktor tersebut dirumuskan tersendiri.

Sedangkan faktor hasil dari bahan induk atau “parent material” (merupakan batuan atau mineral atau bahan organik dimana solum tanah berkembang secara pedogenesis) dan waktu saja yang dianggap berpengaruh pada perubahan nilai erodibilitas tanah (Landon, 1984 dan Sarief, 1985).

Sarwono (1973) dan Hardjowigeno (1992) menyatakan, faktor bahan induk dengan waktu yang sangat berpengaruh


22

pada pembentukan dan perkembangan tanah adalah tekstur, struktur dan komposisi mineralogi bahan induk. Besar kecilnya ukuran butir bahan induk akan menentukan kecepatan pelapukan dan pembentukan tanah. Bahan induk akan melapuk secara fisik-mekanis meng-hasilkan bahan-bahan baru yang berbutir lebih kecil dengan ciri-ciri bahan asal masih ada, yang diikuti oleh pelapukan kimia yang merubah komposisi kimia bahan asal menjadi bahan baru dengan sifat-sifat baru (Soepardi, 1983).

Sugiman (1982) menyatakan bahwa bahan induk berbutir kasar (kerikil) dalam proses pelapukan menghasilkan tanah diatasnya bertekstur kasar pula. Sedangkan dalam taraf perkembangannya tekstur tanah lapisan atas masih di-dominasi oleh partikel berukuran kasar (pasir). Sebaliknya tanah yang terbentuk dan berkembang dari bahan induk berbutir halus (aluvium) tekstur tanah didominasi oleh partikel halus (liat atau clay).

Struktur dan komposisi kimia mineral penyusun batuan juga menentukan keragaman jenis tanah yang terbentuk. Mineral berstruktur kisi kristal tekto-silikat dan filo-silikat seperti kuarsa, feldspar, muskovit, Ca dan Na-plagioklas lebih sukar dilapuk dibandingkan mineral berstruktur kisi kristal neso-silikat dan ino-silikat seperti olivin, piroksin dan amfibol. Kemudahan mineral dilapuk menunjukkan kecepatan pembentukan tanah, tekstur dan struktur tanah di-atasnya (Rogers dan Adams, 1966 dan Santoso, 1989). Lebih lanjut Santoso (1989) dan Soepardi (1983) mengemukakan, mineral dengan kadar SiO3 (silika) yang tinggi (bersifat asam) lebih tahan lapuk dibandingkan mineral berkadar SiO3 rendah (bersifat basa).

Jadi jelaslah bahwa bahan induk merupakan salah satu faktor penentu keragaman jenis tanah. Sedangkan tiap jenis tanah mencirikan nilai erodibilitas yang berbeda-beda. Harjadi dan Indrawati (1998) mencoba menghubungkan faktor bahan induk dengan nilai erodibilitas tanah. Hasil percobaan di DAS Keduang menunjukkan bahwa tanah dengan bahan induk batuan endapan berbutir halus mempunyai erodibilitas 0,33. Sedangkan yang berbahan induk batuan beku berbutir kasar erodibilitasnya 0,44.


Penetapan kepekaan tanah dapat ditetapkan dilapangan

maupun di laboratorium. Pengukuran dilapangan dilakukan

dengan mengukur besarnya nilai erosi dan mengukur faktor

karakteristik lahan, dan pengelolan tanah.

Pengukuran dilaboratorium diawali dengan melakukan

survei untuk mengamati kondisi geomorfologi tanah secara

deskriptif dan pengambilan contoh tanah. Penentuan dan

pengambilan sampel dilakukan secara Stratified Random

Sampling dan biosequent dianggap sebagai stratum, dan sekuen

vegetasi dari sistem pertanian konservasi yang ada. Pada

masing-masing titik sampel dilakukan identifikasi data lahan dan

data tanah penentu erodibilitas tanah. Macam analisis tanah

(parameter yang diamati) dan metode yang digunakan adalah: (1)

analisis tekstur tanah (3 fraksi) dengan metode ayakan tekstur,

(2) analisis bahan organik tanah dengan metode pembakaran

kering (Poerwowidodo, 1990), (3) analisis permeabilitas tanah

dengan metode De Boot (1967)

Disamping itu penetapan kepekaan tanah dilaboratorium

juga dapat dilakukan dengan membuat model fisik penetapan

kepekaan tanah dilapangan. Pengukuran secara model dengan

memperhitungkan skala dan faktor-faktor yang mempengaruhi

kepekaan tanah.

3.1. Kegiatan Pendahuluan

Kegiatan awal dilaksanakan untuk mendapatkan data yang

representatif, agar kesahihannya dapat dipertanggung jawabkan.

Maka dari itu sebelum melakukan pengukuran dilakukan

percobaan-percobaan untuk mengetahui kondisi alat yang

sebenarnya.

METODOLOGI BAB 3


24

26

Apabila perilaku alat kurang bisa menggambarkan kondisi

yang terjadi di alam, maka dilakukan modifikasi-modifikasi

sehingga sesuai atau mendekati kondisi yang sebenarnya.

Bersamaan dengan hal tersebut di atas, juga dilakukan

percobaan-percobaan pada contoh tanah untuk mengetahui pola

pengalirannya dan menjajaki karakteristik tanah tersebut.

Pekerjaan ini dilakukan untuk mengetahui gambaran riil kejadian-

kejadian hujan di alam dan gambaran transformasi hujan ke

debit.

Pengujian keakuratan alat simulator hujan dilakukan

dengan pencatatan debit masuk di “flowmeter”, debit keluar di

“flowmeter”, dan pengukuran volume hujan yang keluar dari

nossel. Volume hujan buatan yang keluar dari nossel disamakan

dengan volume hujan alami yang terjadi di alam yang jatuh pada

petak standard.

Mengingat perlunya keakuratan data yang diharapkan

maka sangat ditentukan oleh alat yang digunakan, bahan dan

pelaksanaannya. Pekerjaan Trial anda error dilakukan berulang-

ulang sehingga faham benar perilaku alat dan bahan-bahan yang

digunakan. Disamping itu untuk memudahkan menganalisis dan

menginterpretasi data nantinya.

3.2. Bahan

Bahan-bahan yang digunakan dalam penelitian ini meliputi

dua jenis yaitu:

1. Air.

Air yang digunakan dalam penelitian ini adalah untuk

simulasi hujan melalui lubang nossel bertekanan. Dalam

studi ini air yang digunakan adalah air PDAM dengan

harapan tidak mengandung beban sedimen sehingga tidak

mengganggu perhitungan jumlah sedimen tercuci yang

terbawa aliran dari contoh tanah. Disamping itu air aliran

balik sebelum digunakan diendapkan dahulu dalam

reservoar untuk menghilangkan beban sedimen yang


25

terpercik oleh pu-kulan hujan. Selain itu untuk menjaga

supaya tidak menyumbat lubang nossel yang bisa

mengganggu perhitungan debit nossel berikutnya.

2. Contoh Tanah

Guna keperluan studi penelitian ini 4 (empat) jenis contoh

tanah blok utuh (undisturbed) yang berukuran panjang 50

cm, lebar 50 cm dan tebal 10 cm yaitu Andosol (Pujon),

Latosol (Pacet), Mediteran (Kedung Boto), dan Regosol

(Ngadirekso). Tiap-tiap jenis tanah diambil contoh tanahnya

sebanyak 2 blok untuk:

a. Diukur besarnya limpasan permukaan, jumlah

sedimen terangkut dan laju infiltrasi dengan adanya

perlakuan simulasi hujan dengan ber-bagai volume

hujan simulasi.

b. Didistruksi untuk diambil sampel agregat utuh untuk

analisa DMR dan sampel biasa untuk analisa gradasi

butir untuk setiap kali sebelum diperlaku-kan dengan

hujan simulasi berikutnya.

Pemilihan keempat jenis tanah tersebut didasarkan pada

luas sebaran penggunaannya untuk budidaya pertanian

dan kepekaannya pada erosi geologis.

3.3. Alat yang Digunakan

Peralatan yang digunakan dalam studi ini adalah:

1. Simulator hujan dengan dimensi:

- Panjang = 201,0 cm

- Lebar = 100,0 cm

- Kedalaman basin = 22,4 cm

- Ketinggian dasar basin = 102,0 cm

- Ketinggian nossel = 192,0 cm

- Lebar reservoar = 63,5 cm

- Panjang reservoar = 121,5 cm

- Kedalaman reservoar = 45,5 cm

- Jarak antar nossel = 50,0 cm

- Jumlah nossel = 8 buah


26

2. Stop watch, digunakan untuk mencatat waktu kejadian

hujan buatan.

3. Gelas ukur 1000 ml. Digunakan untuk menakar volume

infitrasi tiap satuan waktu.

4. Gelas kimia, digunakan untuk menakar volume limpasan

hujan tiap satuan waktu.

5. Bak plastik berkapasitas 10 liter untuk menampung volume

limpasan tiap satuan waktu.

5. Kamera photo, digunakan untuk membuatn dokumentasi

penelitian.

6. Alat tulis: untuk mencatat semua data hasil pengukuran

dan pengamatan.

3.4. Kalibrasi Alat.

Sebelum dilakukan pengukuran besarnya erosi tanah

terlabih dahulu dilakukan:

3.4.1. Modifikasi Alat

Agar simulasi hujan yang dibuat menggambarkan kondisi

kejadian hujan di alam dan volume hujan bisa diukur tersendiri

maka dilakukan modifikasi pada peralatan simulator hujan.

Modifikasi dilakukan pada bagian nossel dan bagian pengukur

volume hujan yaitu ketinggian dan besar lubang nossel.

Ketinggian nossel dinaikkan 25 cm dan lubang nossel diperkecil

sedikit dengan harapan air yang keluar dapat menyebar ke

seluruh permukaan contoh tanah. Sedangkan volumenya

dialirkan keluar basin melalui selang plastik berdiameter ¾ inchi.

Disamping itu dilakukan modifikasi pada pipa saluran masuk

untuk mengurangi kelebihan aliran (over flow) pompa. Secara

bagan proses pengaliran air dalam simulasi hujan adalah

sebagai berikut.


27

3.4.2. Kalibrasi Simulator Hujan

Kalibrasi alat dilakukan dengan cara mencatat angka

“flowmeter “ debit masuk dan “flowmeter” debit keluar. Bacaan

flowmeter dapat diatur dengan mengatur kran pengatur.

Pelaksanaan kalibrasi dilakukan dengan mengatur 5 (lima) kran

pengatur yaitu:

1. Kran debit masuk (inflow)

2. Tiga (3) kran Pengatur debit berlebihan (over flow).

3. Kran pengatur debit nossel (Nossel)

Fungsi kalibrasi digunakan untuk mengetahui keakuratan

alat tersebut sehingga dalam pengukuran debit limpasan

permukaan, laju infiltrasi dan pem-buatan hidrograf limpasan dan

sedimen tidak terlalu menyimpang. Disamping itu untuk

mengetahui “time concentration (tc)” yang akan menentukan

lamanya simulasi hujan pada contoh tanah.

Bersamaan dengan pencatatan debit di atas, juga diamati

distribusi hujan buatan yang keluar dari nossel dan mengukur

debitnya. Besarnya debit nossel dicocokan dengan tinggi hujan

alami di lapangan. Hasil pencatanan flowmeter inflow dan

outflow tertera dalam Tabel 3.1.

Flowmeter

Inflow

Outflow

Infiltrasi

Flowmeter

Reservoar

Basin

Pompa

Gambar 3.1. Bagan Pengaliran di Dalam Simulasi Hujan


28

Tabel 3.1. Hasil Pencatatan Flowmeter Inflow dan Outflow pada Saat kalibrasi

No Inflow (l/min)

X

Outflow (l/min)

Yi (Yi - Y)

2

1 6.0 7,9 15,21

2 9.0 10,8 1,00

3 10.0 10,7 1,21

4 10.0 10,5 1,69

5 10.0 11,7 0,01

6 10.0 11,8 0,00

7 10.0 11,6 0,04

8 12.0 12,6 0,64

9 20.0 20,1 68,89

Jumlah 97.0 105.9 88,69

Rerata 10.8 11,8

SY 1,177

CV (%) 9,98

Simpangan baku (SY) = (Yi – Y)2/(n-1) SY = Sy/n

Koefisien Keragaman (CV) = SY/Y

Gambar 3.2. Hubungan antara Debit Outflow (l/min) dengan

Debit Inflow (l/min)

y = 0.8657x + 2.6366 R² = 0.9792

0

2

4

6

8

10

12

14

16

18

20

22

0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22

Debit in

tflo

w (

l/m

in)

Debit Ouflow (l/min)

Series1


29

3.5. Pelaksanaan

Secara garis besar alur pelaksanaan penelitian direncana-

kan seperti tampak dalam bagan alur Gambar 3.3. Sedangkan

langkah-langkah yang ditempuh dalam penelitian ini adalah:

1. Persiapan yaitu pengecekan alat simulator hujan dan

sarana pendukung lainnya yang diikuti dengan penem-

patan contoh tanah utuh di atas dasar basin yang telah

dipasang bak penampung air infiltrasi dengan kemiringan

tertentu yang telah dihubungkan dengan selang plastik ke

bak penampung infiltrasi, pada posisi dibawah lubang

nossel.

2. Pengambilan Sampel untuk analisa dilakukan pada blok

tanah distruksi sebelum diperlakukan dengan hujan

simulasi.

Memasang corong pada sisi atas bagian bawah contoh

tanah untuk dihu-bungkan dengan selang ke bak plastik

untuk diukur limpasan dan sedimen-nya dan menutup

contoh tanah tersebut dengan lembaran seng. Mengatur

debit nossel sesuai dengan tinggi hujan alami. Besarnya

debit nossel dibuat seekuivalen mungkin dengan tinggi

hujanharian maksimum di lapangan dengan cara menco-

cokan tinggi hujan alami yang jatuh di plot standar dengan

debit nossel.

2. Besarnya tinggi hujan alami yang dipakai sebagai acuan

penentuan debit nossel adalah sebagai berikut:


30

Tabel 3.2. Tinggi Hujan Simulasi dan Hujan Harian Maksimum Lokasi Contoh Tanah

Lokasi Jan. Peb. Mar. Apr. Mei Jun. Jul. Agt. Sep Okt Nop. Des.

Pujon 68,0 31,0 47,0 61,0 18,0 23,0 3,0 27,0 11,0 34,0 35,0 26,0

Simulasi 67,0 31,0 46,0 61,0 18,0 28,0 34,0 25,0

Running 5 6 7 8 1 2 3 4

Pacet 147 67,0 51,0 77,0 28,0 6,0 0,0 0,0 0,0 48,0 86,0 40,0

Simulasi 146 66,0 51,0 77,0 28,0 49,0 96,0 40,0

Running 4 5 6 7 8 1 2 3

PKusumo 78,0 54,0 77,0 73,0 47,0 28,0 0,0 30,0 25,0 59,0 84,0 31,0

Simulasi 78,0 54,0 73,0 47,0 29,0 61,0 83,0 31,0

Running 5 6 7 8 1 2 3 4

Sumber: DAS Brantas Tahun 2000

Debit nossel dibuat dengan cara mengatur kran nossel

untuk distribusi hujan dan kran over flow untuk mengatur inflow

hingga flowmeter inflow menunjukkan angka 10 l/min (debit ini

ditetapkan konstan), dan diikuti dengan menakar volume air yang

keluar dari nossel selama 1 (satu) menit. Apabila volumenya

lebih besar atau lebih kecil dari volume hujan alami, maka kran

over flow diputar kekiri atau kekanan hingga didapatkan volume

air dari nossel sama dengan volume air hujan alami. Secara

bagan pelaksanaan kalibrasi debit nossel adalah sebagai berikut.

Gambar 3.3. Bagan Alir Pengukuran Parameter Erosi

QHb = Debit nossel QHh = Tinggi hujan harian maksimum

Tidak

SRO Bed Load

Suspended Load

Infiltrasi

Start

QHb = QHh Stop

Input Hujan harian maksimum

Ya


31

3. Setelah debit nossel sama dengan tinggi hujan alami,

dilakukan running pada contoh tanah. Waktu running

dihitung selama 40 menit yang dimulai setelah debit nossel

konstan dan diawali pada saat seng penutup contoh tanah

diambil sampai 35 menit, ditambah 5 menit berikutnya

dengan asumsi hujan telah berhenti.

Pada pelaksanaan running ini, tiap interval waktu 5 menit

dicatat debit outflow pada flowmeter, volume limpasan

permukaan, laju infiltrasi, dan besarnya sedimen yang

terbawa.

3.6. Limpasan Permukaan (SRO)

Pengukuran limpasan dilakukan dengan menampung air

limpasan dari contoh tanah pada bak plastik berkapasitas 10 liter.

Besarnya debit limpasan diukur dengan menakar volume air

limpasan per satuan waktu dengan gelas ukur dan gelas kimia.

Limpasan periodik dilakukan selama 35 menit pada kondisi hujan

buatan yang telah stabil. Bersamaan dengan pengukuran ini,

dilakukan pengambilan beban sedimen dasar (Bed Load) dan

beban sedimen melayang (suspended load) untuk dihitung berat

kering ovennya. Hasil peng-ukuran “SRO, bed load dan

suspended load” digunakan untuk membuat hidrograf limpasan

dan hidrohraf sedimen.


4.1. Umum

Studi Erodibilitas ini menggunakan empat (4) jenis tanah

yang diambil dari empat lokasi yaitu Latosol (Pacet, Mojokerto),

Andosol (Pujon, Malang), Mediteran (Sumber Boto, Mojokerto)

dan Regosol (Poncokusumo, Malang). Ke empat jenis tanah

tersebut diambil contoh tanahnya secara blok utuh (undisturbed)

berukuran panjang 50 cm, lebar 50 cm dan tebal 10 cm dengan

kotak kayu. Pemilihan keempat jenis tanah tersebut didasarkan

pada luas sebaran untuk budidaya pertanian dan kepekaannya

terhadap erosi. Sedangkan pemakaian contoh tanah blok utuh

diharapkan bisa mencerminkan kondisi alaminya di lapangan.

Pengambilan contoh tanah dilakukan pada kondisi

kapasitas lapangan (lembab) agar mudah diambil dan tidak

banyak mengalami kerusakan pada saat pengangkutan. Hal ini

dikarenakan pada saat lembab tanah mempunyai daya kohesi

yang sedang dan gaya adhesi yang sedang pula. Cara

pengambilan contoh tanah blok utuh seperti terlihat dalam

Lampiran 2. Bersamaan dengan itu dilakukan pengambilan

contoh tanah utuh dalam ring dengan ukuran diameter 4,8 cm,

tinggi 6,5 cm, contoh tanah agregat utuh dan contoh tanah

biasa (disturbed) untuk penetapan nilai permeabilitas, bulk

density, particle density, kelas struktur, tekstur dan kadar bahan

organik. Hasil peng-ukuran karakteristik tanah ini digunakan

untuk menduga nilai erodibilitas tanah dengan nomograph

sebagai pembanding hasil studi dengan simulasi hujan.

Sedangkan untuk pekerluan pengukuran karakteristik tanah yang

lain contoh tanah diambil dari contoh tanah blok utuh yang

didistruksi sebelum diperlakukan dengan hujan simulasi.

Selain diberi perlakuan delapan (8) variasi hujan yang

mewakili kejadian hujan selama 8 bulan, contoh tanah juga

ANALISIS DAN SOLUSI BAB 4


diperlakukan pada dua (2) kemiringan yaitu kemiringan standar (9

persen) dan kemiringan 17 persen. Peralatan yang digunakan

untuk variasi kemiringan yang sekaligus sebagai pemanpung laju

infiltrasi. Kombinasi variasi hujan dan kemiringan pada contoh

tanah tertera dalam Tebel 4.1.

Tabel 4.1. Kombinasi Variasi Hujan dan Kemiringan pada

Contoh Tanah

Jenis Slope Variasi Tinggi Hujan (mm)

Tanah (%) 1 2 3 4 5 6 7 8

Andosol 9 9.1.A 9.2.A 9.3.A 9.4.A 9.5.A 9.6.A 9.7.A 9.8.A

17 17.1.A 17.2.A 17.3.A 17.4.A 17.5.A 17.6.A 17.7.A 17.8.A

Latosol 9 9.1.L 9.2.L 9.3.L 9.4.L 9.5.L 9.6.L 9.7.L 9.8.L

17 17.1.L 17.2.L 17.3.L 17.4.L 17.5.L 17.6.L 17.7.L 17.8.L

Mediteran 9 9.1.M 9.2.M 9.3.M 9.4.M 9.5.M 9.6.M 9.7.M 9.8.M

17 17.1.M 17.2.M 17.3.M 17.4.M 17.5.M 17.6.M 17.7.M 17.8.M

Regosol 9 9.1.R 9.2.R 9.3.R 9.4.R 9.5.R 9.6.R 9.7.R 9.8.R

17 17.1.R 17.2.R 17.3.R 17.4.R 17.5.R 17.6.R 17.7.R 17.8.R

4.2. Indek Erosivitas Hujan.

Erodibilitas mencerminkan tingkat kepekaan tanah pada

erosi. Proses erosi air dipengaruhi oleh sifat-sifat hujan,

utamanya intensitas hujan. Besarnya pengaruh hujan terhadap

erosi dinya-takan dalam indek erosivitas hujan yang dihitung

berdasarkan intensitas hujan periodik dan intensitas hujan

maksimum dalam waktu 30 menit.

Indek erosivitas hujan dalam studi ini dihitung berdasarkan

tinggi hujan harian maksimum, karena tidak tersedianya data

intensitas hujan periodik di lokasi contoh tanah. Guna keperluan

tersebut, indek erosivitas dihitung dengan persamaan (3) dan

(11), Bols (1978). Hasil perhitungan indek erosivitas hujan tertera

dalam Tabel 4.2.


Tabel 4.2. Data Tinggi Hujan Harian, Hujan Simulasi dan

Perhitungan Indeks Erosivitas Hujan Harian dan

Indek Erosivitas Hujan Simulasi.

No Lokasi Tinggi

Hujan (mm)

Bulan

1 2 3 4 5 8 10 11 12

1 Pujon Alami 68 31 47 61 18 27 34 26

E.(A) 104.1 22.0 50.1 84.0 7.5 16.7 26.4 15.5

Simulasi 67 31 46 61 18 28 34 25

E.(S) 101.1 22.04 48.0 84.0 7.5 18.0 26.4 14.4

Selisih -3.0 0.0 -2.1 0.0 0.0 +2.3 0.0 -1.1

2 Pacet Alami 147.0 67.0 51.0 77.0 28.0 48.0 96.0 40.0

E.(A) 476.2 101.1 58.9 33.2 18.0 53.3 206.1 36.4

Simulasi 146.0 66.0 51.0 77.0 28.0 49.0 96.0 40.0

E.(S) 472.8 98.2 58.9 133.2 18.0 54.4 206.1 36.4

Selisih -6.4 -2.9 0.0 0.0 0.0 +1.1 0.0 0.0

3 Ponco-kusumo

Alami 78.0 54.0 73.0 47.0 30.0 59.0 84.0 31.0

E.(A) 136.6 66.0 119.8 50.1 20.6 78.6 158.2 22.0

Simulasi 78.0 54.0 73.0 47.0 29.0 61.0 83.0 31.0

E.(S) 136.6 66.0 119.8 50.1 19.3 84.0 154.4 22.0

Selisih 0.0 0.0 0.0 -1.3 +4.6 -3.7 0.0

E.(A) = Erosivitas Hujan Alami, E.(S) = Erosivitas hujan Simulasi.

Dari Tabel di atas terlihat bahwa ketiga lokasi contoh tanah,

indek erosi-vitas hujan simulasi dan indek erosivitas hujan alami

ada perbedaan. Hal ini disebabkan karena sulitnya menepatkan

posisi kran simulator yang pengatur debit nossel sama persis

dengan tinggi hujan harian alami di lapangan.

Indek erosivitas harian menunjukkan besarnya energi

kinetik hujan yang menyebabkan erosi. Dari hasil analisis varian

Tabel 4.3., terlihat bahwa erosivitas hujan harian berpengaruh

nyata pada besarnya erosi di plot standar 9 %, maupun plot

standar 17 %.


Tabel 4.3. Hasil Analisis Varian Faktor Erosivitas Hujan

pada Erosi Tanah

Andosol, Slope 9 % Andosol, Slope 17 %

SK db JK KT F.hit F.tab SK db JK KT F.hit F.tab

Erosivitas 7 1,563 0,223 6,346 2,21 Erosivitas 7 1,553 0,222 6,542 2,21

Error 57 2,005 0,035 Error 57 1,933 0,034

Total 64 3,568 Total 64 3,486

Latosol, Slope 9 % Latosol, Slope 17 %



Error 57 138,2 2,424 Error 57 664,8 11,66

Total 64 221,9 Total 64 1482

Mediteran, Slope 9 % Mediteran, Slope 17 %



Error 57 162,4 2,849 Error 57 1685,2 29,56

Total 64 231 Total 64 2673

Regosol, Slope 9 % Regosol, Slope 17 %



Error 57 38,85 0,682 Error 57 718,4 12,6

Total 64 84,28 Total 64 1461,2

Analysis of Variance didasarkan pada Completely Randomized Design

SK = Sumber keragaman Db = Derajat Bebas

JK = Jumlah Kuadrat KT = Kuadrat Tengah

4.3. Limpasan Permukaan

Hujan yang jatuh ke permukaan tanah sebagian akan masuk ke dalam tanah dan sebagian lagi akan mengalir di permukaan tanah sebagai air limpasan permukaan (Sri Harto, 1993). Setelah semua pori-pori tanah terisi oleh air (kondisi jenuh), pergerakan air ke bawah hanya dipengaruhi oleh tarikan gravi-tasi bumi dan kecepatannya sangat lambat. Disamping itu pasir halus, debu dan liat yang telah terlepas dari agregat tanah akan menyumbat pori-pori tanah, akibatnya air hujan akan mengumpul di permukaan lahan sebagai massa air yang akan bergerak ke titik-titik konsentrasi ke arah hilir dengan membawa beban sedimen.


Di dalam pergerakannya, air limpasan dengan beban sedimen ini akan menggerus dasar dan dinding-dinding saluran dan meninggalkan bekas berupa alur-alur kecil. Bilamana debit limpasan dengan beban sedimen ini meningkat maka tidak hanya alur yang terbentuk tetapi berupa parit-parit kecil dan seterusnya.

Besarnya debit limpasan permukaan pada plot standar di empat jenis tanah tertera dalam Tabel 4.4. Hasil pengukuran debit limpasan pada interval waktu tertentu pada berbagai tinggi hujan dan dua kemiringan disajikan dalam bentuk hidrograf limpasan permukaan terlihat dalam Gambar 4.1. s/d 4.4.

y = 0.000x2 + 0.004x + 0.150 R² = 0.843

y = 0.000x2 - 0.016x + 0.300 R² = 0.828

0.0

0.3

0.6

0.9

1.2

1.5

1.8

2.1

2.4

0 5 10 15 20 25 30 35 40 45 50 55 60 65 70

To

tal D

ebit S

RO

(m

3/m

in)

Tinggi Hujan (mm)

S = 9%

S = 17%

y = 0.027x + 0.177 R² = 0.789

y = 0.0258x + 0.0158 R² = 0.7306

0.0

0.5

1.0

1.5

2.0

2.5

3.0

3.5

4.0

4.5

0 25 50 75 100 125 150

To

tal D

ebit S

RO

(m

3/m

in)

Tinggi Hujan (mm)

S = 9%

S = 17%

Gambar 4.1. Hubungan Tinggi Hujan dengan Total Debit Limpasan Permukaan Andosol pada Kemiringan 9% dan 17%

Gambar 4.2. Hubungan Tinggi Hujan dengan Total Debit Limpasan Permukaan Latosol pada Kemiringan 9% dan 17%

y = 0.030x - 0.240 R² = 0.803

y = 0.027x - 0.076 R² = 0.815

0.0

0.5

1.0

1.5

2.0

2.5

3.0

3.5

4.0

4.5

5.0

0 25 50 75 100 125 150

To

tal D

ebit S

RO

(m

3/m

in)

Tinggi Hujan (mm)

S = 9%

S = 17%

y = 0.040x - 0.535 R² = 0.865

y = 0.031x - 0.158 R² = 0.520

0.0

0.5

1.0

1.5

2.0

2.5

3.0

3.5

0 10 20 30 40 50 60 70 80 90

To

tal D

ebit S

RO

(m

3/m

in)

Tinggi Hujan (mm)

S = 9%

S = 17%

Gambar 4.3. Hubungan Tinggi Hujan dengan Total Debit Limpasan Permukaan Mediteran pada Kemiringan 9% dan 17%

Gambar 4.4. Hubungan Tinggi Hujan dengan Total Debit Limpasan Permukaan Regosol pada Kemiringan 9% dan 17%


Berdasarkan Tabel 4.4 dan Gambar 4.1 s/d 4.4 terlihat

bahwa secara umum total debit limpasan permukaan meningkat

dengan bertambahnya tinggi hujan. Tetapi waktu konsentrasinya

(Tc) berbeda-beda dengan bertambahnya tinggi hujan dan

intensitas hujan pada durasi hujan yang sama. Tinggi hujan yang

berbeda akan menyebabkan intensitas hujan yang berbeda.

Demikian juga kemampuannya menjenuhi tanah akan berbeda

pula, meskipun kapasitas infil-trasinya sama. Pernyataan ini

sesuai dengan pendapat Asdak (1995) yang me-nyatakan bahwa

besarnya aliran limpasan permukaan dipengaruhi oleh tinggi

hujan, intensitas hujan, distribusi hujan dan durasi hujan. Adanya

perbedaan tinggi hujan, menyebabkan perbedaan intensitas

hujan dan laju infiltrasi.

Akibat adanya kelebihan volume hujan maka air akan

mengalir diper-mukaan lahan yang kecepatannya dipengaruhi

oleh besarnya debit limpasan permukaan. Secara umum terlihat

bahwa semakin besar debit limpasan maka kecepatannya

semakin meningkat dan waktu konsentrasi tercapai lebih awal.

Hasil studi pada Andosol menunjukkan bahwa bertambah-

nya tinggi hujan sampai 67 mm dengan durasi 35 menit waktu

konsentrasi (Tc) relatif bervariasi. Hal ini karena kapasitas

infiltrasi andosol lebih besar dari pada intensitas hujan sehingga

semua hujan masuk kedalam tanah. Sedangkan aliran limpasan

permukaan yang terukur, akibat adanya aliran air bawah

permukaan yang keluar dari kolom tanah dan mencapai titik

pengukuran.

Dilihat dari satu kejadian hujan, pada intensitas hujan

konstan setelah tercapai Tc, debit limpasan permukaan seharus-

nya konstan. Tetapi dalam studi ini ada beberapa titik dihidrograf

limpasan menunjukkan adanya kenaikan dan penurunan debit.

Kejadian ini disebabkan adanya penahanan aliran oleh udara

yang terjebak dalam saluran pengalir. Akibatnya pada interval

waktu tertentu terjadi penurunan debit dan interval waktu

berikutnya terjadi penambahan debit limpasan permukaan.


Tabel 4.4. Besarnya debit Limpasan Akibat Variasi Tinggi Hujan dan Kemiringan pada Contoh Tanah

t min

Slope (%)

Debit SRO (m3/min) t

min Slope(%)

Debit SRO (m3/min)

18 28 34 25 67 31 46 61 49 96 40 146 66 51 77 28

0 9 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0 9 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00

17 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 17 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00

5 9 0,00 0,05 0,08 0,10 0,24 0,02 0,11 0,17 5 9 0,01 0,29 0,22 0,55 0,28 0,21 0,32 0,11

17 0,00 0,07 0,00 0,00 0,12 0,01 0,05 0,14 17 0,00 0,29 0,10 0,46 0,29 0,23 0,32 0,14

10 9 0,00 0,08 0,09 0,13 0,26 0,04 0,13 0,19 10 9 0,03 0,33 0,25 0,60 0,31 0,26 0,40 0,12

17 0,00 0,09 0,00 0,00 0,16 0,01 0,06 0,11 17 0,00 0,30 0,14 0,55 0,33 0,26 0,36 0,16

15 9 0,01 0,09 0,10 0,14 0,28 0,05 0,14 0,19 15 9 0,07 0,31 0,25 0,59 0,28 0,26 0,43 0,13

17 0,00 0,08 0,00 0,01 0,16 0,01 0,06 0,14 17 0,01 0,34 0,15 0,56 0,32 0,25 0,35 0,16

20 9 0,01 0,11 0,10 0,09 0,30 0,05 0,13 0,19 20 9 0,07 0,33 0,26 0,60 0,33 0,26 0,35 0,13

17 0,04 0,08 0,01 0,01 0,16 0,02 0,06 0,13 17 0,01 0,33 0,15 0,56 0,32 0,24 0,35 0,16

25 9 0,01 0,12 0,11 0,11 0,29 0,05 0,13 0,19 25 9 0,07 0,32 0,26 0,59 0,33 0,26 0,35 0,13

17 0,02 0,08 0,03 0,01 0,16 0,02 0,06 0,13 17 0,01 0,35 0,16 0,57 0,32 0,24 0,35 0,15

30 9 0,01 0,12 0,11 0,12 0,31 0,05 0,13 0,18 30 9 0,08 0,32 0,25 0,60 0,33 0,26 0,35 0,13

17 0,02 0,07 0,03 0,01 0,17 0,02 0,06 0,13 17 0,02 0,35 0,16 0,56 0,32 0,24 0,35 0,15

35 9 0,01 0,13 0,12 0,09 0,32 0,05 0,12 0,19 35 9 0,09 0,33 0,26 0,60 0,34 0,26 0,35 0,13

17 0,02 0,08 0,03 0,01 0,16 0,03 0,06 0,14 17 0,01 0,04 0,16 0,57 0,32 0,23 0,35 0,14

40 9 0,00 0,01 0,01 0,01 0,02 0,01 0,01 0,02 40 9 0,01 0,02 0,02 0,03 0,02 0,02 0,03 0,01

17 0,02 0,01 0,00 0,00 0,01 0,00 0,01 0,01 17 0,00 0,02 0,01 0,03 0,02 0,02 0,02 0,01

9 0,05 0,70 0,72 0,79 2,01 0,32 0,91 1,32 9 0,44 2,25 1,78 4,17 2,21 1,80 2,57 0,88

17 0,10 0,56 0,09 0,03 1,07 0,12 0,41 0,93 17 0,06 2,02 1,01 3,85 2,24 1,70 2,46 1,06


t min

Slope (%)

Debit SRO (m3/min) t

min Slope(%)

Debit SRO (m3/min)

49 96 40 146 66 51 77 28 29 61 83 31 78 54 73 47

0 9 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0 9 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00

17 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 17 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00

5 9 0,01 0,20 0,15 0,61 0,27 0,31 0,23 0,16 5 9 0,03 0,18 0,35 0,10 0,34 0,14 0,41 0,19

17 0,01 0,30 0,15 0,52 0,27 0,19 0,23 0,12 17 0,02 0,23 0,35 0,09 0,13 0,35 0,31 0,11

10 9 0,01 0,23 0,18 0,65 0,33 0,21 0,26 0,17 10 9 0,09 0,23 0,38 0,13 0,38 0,20 0,45 0,23

17 0,01 0,34 0,17 0,56 0,30 0,22 0,28 0,14 17 0,04 0,20 0,40 0,13 0,17 0,36 0,34 0,18

15 9 0,03 0,36 0,18 0,64 0,33 0,20 0,26 0,16 15 9 0,12 0,23 0,38 0,14 0,37 0,19 0,45 0,21

17 0,01 0,34 0,17 0,55 0,30 0,22 0,28 0,14 17 0,04 0,28 0,40 0,13 0,16 0,36 0,33 0,17

20 9 0,02 0,35 0,18 0,63 0,33 0,20 0,26 0,16 20 9 0,12 0,24 0,37 0,09 0,37 0,22 0,44 0,21

17 0,02 0,36 0,17 0,55 0,30 0,22 0,29 0,14 17 0,05 0,28 0,41 0,13 0,16 0,36 0,33 0,16

25 9 0,02 0,36 0,18 0,62 0,33 0,20 0,26 0,15 25 9 0,10 0,23 0,37 0,11 0,36 0,16 0,44 0,21

17 0,02 0,37 0,17 0,56 0,30 0,22 0,29 0,14 17 0,06 0,27 0,41 0,13 0,17 0,36 0,32 0,16

30 9 0,03 0,35 0,18 0,65 0,33 0,20 0,26 0,15 30 9 0,11 0,23 0,36 0,12 0,37 0,18 0,44 0,20

17 0,02 0,34 0,18 0,56 0,30 0,23 0,29 0,14 17 0,06 0,27 0,40 0,13 0,17 0,35 0,32 0,15

35 9 0,01 0,34 0,18 0,65 0,33 0,20 0,27 0,14 35 9 0,11 0,24 0,36 0,09 0,36 0,18 0,43 0,20

17 0,02 0,33 0,17 0,56 0,30 0,24 0,29 0,14 17 0,02 0,27 0,40 0,13 0,18 0,36 0,32 0,16

40 9 0,01 0,04 0,02 0,05 0,03 0,02 0,03 0,01 40 9 0,01 0,01 0,02 0,01 0,03 0,01 0,03 0,01

17 0,01 0,02 0,02 0,03 0,01 0,03 0,02 0,03 17 0,00 0,02 0,02 0,01 0,02 0,02 0,03 0,01

9 0,12 2,22 1,23 4,49 2,27 1,53 1,84 1,09 9 0,69 1,59 2,61 0,79 2,58 1,29 3,08 1,47

17 0,12 2,40 1,19 3,89 2,09 1,57 1,97 0,97 17 0,29 1,82 2,78 0,87 1,16 2,50 2,29 1,10


Berdasarkan hidrograf limpasan tersebut di atas terlihat

bahwa setelah interval waktu 35 menit menunjukkan sisi

penurunan yang tajam, hal ini karena setelah 35 menit hujan

simulasi dihentikan sehingga debit limpasan permukaan yang

terukur merupakan pematusan dari hujan yang terjadi.

Dilihat dari hubungan antara tinggi hujan dan debit limpasan

permukaan (Gambar 4.5 dan Gambar 4.6) menunjukkan bahwa

bertambahnya tinggi hujan, debit limpasan permukaan untuk

Andosol meningkat secara linier dengan keefisien determinasi, R =

0,911 (slope 9%) dan R = 0.880 (slope 17%), sedangkan pada

Latosol, Mediteran dan Regosol meningkat secara linier dengan

koefisien korelasi berturut-turut R = 0.888 (slope 9%) dan R =

0.855 (slope 17%), R = 0,896 ( slope 9%) dan R = 0,903 (slope

17%) dan R = 0,930 (slope 9%) dan R = 0,721 (slope 17%).

Gambar 4.5. Hubungan Tinggi Hujan dengan Total Debit Limpasan

Permukaan (a) Andosol dan (b)Latosol pada

Kemiringan 9% dan 17%

y = 0.031x - 0.357 R² = 0.830

y = 0.020x - 0.375 R² = 0.775

0.0

0.3

0.6

0.9

1.2

1.5

1.8

2.1

2.4

0 10 20 30 40 50 60 70

To

tal

Deb

it S

RO

(m

3/m

in)

Tinggi Hujan (mm)

S = 9%

S = 17%

(a)

y = 0.027x + 0.177 R² = 0.789

y = 0.026x + 0.016 R² = 0.731

0.0

0.5

1.0

1.5

2.0

2.5

3.0

3.5

4.0

4.5

0 25 50 75 100 125 150

To

tal

Deb

it S

RO

(m

3/m

in)

Tinggi Hujan (mm)

S = 9%S = 17%

(b)


Gambar 4.6. Hubungan Tinggi Hujan dengan Total Debit Limpasan

Permukaan (a) Tanah Mediteran dan (b)Regosol

pada Kemiringan 9% dan 17%

4.4. Transport Sedimen

Aliran limpasan permukaan merupakan salah satu

komponen penting dalam studi erosi tanah. Mengingat limpasan

permukaan tidak hanya bertindak sebagai agen pembawa beban

sedimen ke bagian hilir tetapi juga sebagai agen penyebab erosi

dipermukaan lahan. Bilamana gaya ikat elektrostatis antar partikel

tanah dan gaya ikat bahan semen dalam agregat tanah lebih kecil

dibandingkan gaya penghancur dari luar (butir hujan) dan gaya

urai (dispersi) air, maka partikel-partikel tanah akan lepas menjadi

individu partikel. Butiran dan lempeng partikel tanah tersebut

selanjutnya akan dipindahkan oleh aliran limpasan permukaan ke

bagian yang lebih rendah (hilir). Awal permulaan pengangkutan

sedimen akan terjadi proses “sortasi dan scouring” dimana

partikel-partikel berukuran lebih kecil terangkut lebih dulu yang

selanjutnya diikuti oleh partikel yang lebih besar sampai limpasan

permukaan tidak mampu lagi membawa partikel sedimen yang

berukuran besar. Partikel jenis terakhir ini baru bisa dipindahkan

y = 0.030x - 0.240 R² = 0.803

y = 0.027x - 0.076 R² = 0.815

0.0

0.5

1.0

1.5

2.0

2.5

3.0

3.5

4.0

4.5

5.0

0 25 50 75 100 125 150

To

tal

Deb

it S

RO

(m

3/m

in)

Tinggi Hujan (mm)

S = 9%

(a)

y = 0.040x - 0.535 R² = 0.865

y = 0.031x - 0.158 R² = 0.520

0.0

0.5

1.0

1.5

2.0

2.5

3.0

3.5

0 10 20 30 40 50 60 70 80 90

To

tal

Deb

it S

RO

(m

3/m

in)

Tinggi Hujan (mm)

S = 9%

S = 17%

(b)


oleh aliran limpasan permukaan bila terjadi penambahan debit

aliran.

Setelah tercapai keseimbangan antara gaya pukulan hujan

dan gaya tahan agregat tanah maka terbentuk lapisan permukaan

tanah yang tahan terhadap erosi. Kondisi demikian sering dikenal

sebagai lapisan armor. Keseimbangan lapisan tanah tersebut akan

berubah bila tanah mendapatkan perlakuan oleh aktivitas manusia

atau oleh alam yang mempengaruhi karakteristik tanah tersebut.

Hasil pengamatan di contoh tanah blok memperlihatkan bahwa

bertam-bahnya intensitas hujan juga mampu mempengaruhi

keseimbangan lapisan armor namun hanya sampai batas tertentu

kemudian stabil kembali. Demikian juga pada gaya angkut

limpasan permukaan bila kapasitas angkut lebih kecil dibanding-

kan beban yang dibawa maka sedimen akan mengendap

diperjalanan. Aliran limpasan permukaan dengan beban sedimen

yang dibawa, dalam perjalanannya ke hilir akan menggerus dasar

permukaan lahan. Sifat-sifat tertentu dari kemampuan aliran

permukaan yang menyebabkan erosi bisa dilihat dalam Tabel 4.5.

Tabel 4.5. Karakteristik Aliran yang Berpengaruh pada Besarnya

Aliran Limpasan Permukaan.

Kode SRO

m3/min

h m

A m

2

P m

R m

U m/det

Re Fr b

N/m2

U* m/det

s Kg/m

3

D50 mm

Re* Shields Diagram

9.A 0,078 0,002 0,004 2,004 0,002 0,020 0,34 0,542 2,82 0,037 1793 0,054 0,3 7,2 Gerak

17.A 0,052 0,001 0,001 0,502 0,001 0,102 24,4 0,979 3,50 0,039 1793 0,063 0,3 7,1 Gerak

9.L 0,251 0,006 0,011 2,011 0,006 0,231 164,3 0,972 5,04 0,071 2262 0,040 0,4 10,1 Gerak

17.L 0,225 0,005 0,003 0,510 0,005 0,285 223,4 1,280 18,86 0,085 2262 0,035 0,4 43,3 Gerak

9.M 0,231 0,005 0,011 2,011 0,005 0,214 140,2 0,940 9,02 0,068 1945 0,046 0,4 21,0 Gerak

17.M 0,205 0,005 0,002 0,509 0,005 0,261 206,2 1,219 14,79 0,079 1945 0,049 0,5 32,7 Gerak

9.R 0,220 0,005 0,010 2,010 0,005 0,219 136,2 0,984 4,44 0,067 2193 0,075 0,7 5,0 Gerak

17.R 0,200 0,005 0,002 0,509 0,004 0,279 178,1 1,286 9,73 0,083 2193 0,078 0,8 10,6 Gerak

Viskositas Kinematik () = 8,0.10-6

(Reijn, 1990)

n = Kekasaran Manning = 0,040 (Chow, 1959)

a = 1000 kg/m3 g = 9,86 m/det

2 = (s - a)/a

A = b.h P = b + 2.h R = A/P

Ū = 1/n.R2/3

.S1/2

Re = Ū.R/ Fr = Ū/(g x D)1/2


b = .g.R.S U* = (g.R.S)1/2

Re*= U* D50/ = b/(.g.D50)

Tabel 4.5 menunjukkan bawa aliran limpasan permukaan di

plot standar pada berbagai tinggi hujan mempunyai kedalaman

aliran rata-rata yang sangat tipis, dan kecepatan aliran yang

lambat. Dari pengamatan visual saat pene-litian di contoh tanah

blok terlihat bahwa kedalaman aliran dipermukaan tidak merata.

Hal ini akibat terjadinya konsentrasi massa air limpasan ke suatu

titik untuk bergerak kearah hilir karena beda kemiringan dan

membentuk alur-alur kecil.

Berdasarkan kriteria bilangan Reynold dan bilangan Froude,

terlihat bahwa untuk kemiringan 9 % semua jenis tanah yang

digunakan penelitian tipe aliran permukaannya adalah laminer

dengan Re < 500 dan bersifat subkritis dengan Fr < 1,0.

Sedangkan untuk kemiringan 17 % alirannya laminer superkritis

pada tanah Latosol, Mediteran dan Regosol dan subkritis pada

Andosol. Bertambahnya kemiringan lahan terlihat kecepatan

aliran, Reynold dan Froude bertambah. Tipe aliran laminer

subkritis mempunyai kecepatan yang seragam dan kurang erosif

dibandingkan dengan aliran turbulen super kritis. Hasil perhitungan

dalam studi ini berbeda dengan hasil penelitian Morgan (1995) di

Bedfordshire England bahwa bilangan Reynold dan Froude untuk

aliran limpasan permukaan adalah Re 75 dan Fr 0,5, karena

ada perbedaan intensitas hujan yang dipakai dasar dalam studi.

Kemampuan limpasan permukaan untuk menggerus dasar

dan dinding alur ditentukan oleh gaya geser dasar dan gaya geser

kritis. Menurut Morgan (1995), bila Re* 40 (turbulen) gaya geser

kritis diasumsikan konstan sebesar 0,05 N/m2. Sedangkan untuk

aliran limpasan permukaan bertipe laminer gaya geser kritis kira-

kira 0,01 N/m2. Aliran laminer dangkal menurut Yalin dan Poesen

(1979) dalam Morgan (1995) tidak lagi konstan tetapi tergantung

pada nilai Re*. Hasil perhitungan gaya geser kritis Tabel di atas,

menunjukkan bahwa gaya geser untuk semua jenis tanah pada


dua kemiringan, lebih besar dibandingkan apa yang diutarakan

Morgan (1995).

Mengacu pada Tabel 6.5 di atas, jelas bahwa aliran

limpasan permukaan tidak banyak berpengaruh pada pelepasan

partikel tanah dibandingkan gaya penghancur pukulan air hujan.

Namun demikian aliran limpasan berperan besar pada

pengangkutan hasil hancuran agregat kearah hilir. Hal ini

ditunjukkan oleh adanya sedimen yang banyak di bak pengukur

sedimen. Ditambah hasil pengamatan sedimen di bak penampung

sedimen yang lebih didominasi oleh partikel berukuran 0,125 mm

s/d 0,016 mm (pasir sangat halus s/d debu sedang) setelah

dibiarkan selama 35 menit.

Hubungan antara debit limpasan dengan total sedimen

terangkut terlihat dalam Lampiran 5. Dari gambar tersebut terlihat

bahwa, dengan meningkatnya debit limpasan permukaan jumlah

total sedimen meningkat secara kuadratik. Hal ini karena dengan

bertambahnya debit limpasan kecepatan aliran ber-tambah

sehingga banyak sedimen yang terbawa sampai ke bak

penampung sedimen. Namun demikian bila dihubungkan antara

debit limpasan permukaan dan nilai duga erodibilitas tanah,

menunjukkan bahwa limpasan permukaan tidak berpengaruh

nyata pada indek erodibilitas tanah secara langsung.

4.5. Infiltrasi

Infiltrasi adalah proses masuknya air dari permukaan ke dalam tanah. Volume air yang masuk ke dalam tanah per satuan waktu sering disebut laju infiltrasi, sedangkan kapasitas maksimum tanah untuk menyerap air yang ada dipermukaan dinamakan kapasitas infiltrasi. Kapasitas infiltrasi dipengaruhi oleh lengas tanah, porositas, tekstur tanah dan aktivitas biologis.

Di dalam penelitian ini yang dimaksud dengan infiltrasi adalah air dari hujan simulasi yang masuk ke contoh tanah blok utuh seluas 2.500 cm

2, setebal 10 cm, lolos kebawah dari kolom

tersebut dan mengalir kecorong pengumpul untuk diukur volumenya. Istilah infiltrasi disini sebenarnya kurang pas bila digunakan untuk menggambarkan proses infiltrasi yang sebenarnya terjadi di lapangan. Mengingat infiltrasi di lapangan


ketebalan tanahnya tidak terbatas dan gerakan air ke arah lateral juga tidak terbatas. Namun demikian untuk melengkapi informasi dari studi ini istilah infiltrasi digunakan pada ketebalan contoh tanah tersebut di atas.

Tabel 4.6 dibawah menyajikan data hasil pengukuran laju infiltrasi pada contoh tanah blok dari beberapa jenis tanah yang diuji pada berbagai variasi tinggi hujan dalam dua (2) kemiringan. Sedangkan grafik laju infiltrasinya disajikan dalam Gambar 4.7 sampai dengan Gambar 4.10 pada Lampiran 1.

Dari Tabel 4.6 terlihat bahwa untuk laju infiltrasi Andosol rata-rata ber-kisar antara 12,5 s/d 26,2 cm/jam, yang termasuk kelas cepat s/d sangat cepat. Sedangkan untuk ketiga jenis tanah yang lain berturut-turut 2,24 - 10,8 cm/jam (Latosol), 2,8 - 8,39 cm/jam (Mediteran) dan 3,15 - 10,6 cm/jam (Regosol) dengan kategori kelas sedang sampai agak cepat (Landon, 1984). Laju infiltrasi yang cepat pada Andosol disebabakan tanah ini mempunyai porositas yang tinggi yaitu 49,51%, dan didominasi

oleh pori makro (100 m) dan pori meso (30–100) m. Sebaliknya Latosol, Mediteran dan Regosol porositasnya berturut-turut adalah 45,75%, 47,46% dan 45,00%.

Tabel 4.6. Hasil pengukuran Laju Infiltrasi pada Contoh Tanah Blok Utuh

t min

Slope(%)

Andosol t

min Slope(%)

Latosol

Laju Infiltrasi (cm/jam) Laju Infiltrasi (cm/jam)

18 28 34 25 67 31 46 61 49 96 40 146 66 51 77 28

0 9 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0 9 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00

17 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 17 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00

5 9 0,00 20,4 18,3 1,39 11,3 8,16 16,3 15,2 5 9 1,06 1,44 1,56 1,10 0,65 2,40 1,87 2,78

17 14,2 4,70 0,00 2,93 12,2 13,3 7,97 0,00 17 0,00 6,72 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00

10 9 2,50 31,5 27,7 5,81 31,9 24,0 24,9 22,9 10 9 10,0 5,66 4,73 4,01 3,70 2,50 2,11 5,95

17 27,6 15,3 22,6 13,7 31,2 25,0 20,2 23,7 17 2,78 7,56 0,00 8,50 0,00 5,62 3,00 2,59

15 9 4,03 30,7 26,4 6,00 28,0 23,6 21,9 21,7 15 9 18,7 5,47 4,56 3,22 3,54 3,74 2,88 5,09

17 32,2 16,5 20,1 16,4 26,1 21,4 20,3 21,4 17 9,26 8,18 9,31 7,82 8,59 5,90 4,39 3,02

20 9 9,24 28,1 25,7 5,52 24,4 22,5 21,1 20,0 20 9 14,3 5,04 4,56 3,07 3,98 3,94 2,74 4,61

17 32,6 15,9 19,6 18,0 25,3 20,3 19,9 19,3 17 10,9 6,72 7,58 7,06 5,38 5,52 4,22 3,65

25 9 10,1 26,6 24,5 5,09 23,8 22,0 20,4 18,9 25 9 13,9 5,18 4,37 2,98 3,55 3,94 2,57 4,37

17 30,2 15,5 16,9 17,3 24,6 18,6 19,5 18,0 17 11,5 6,67 6,91 6,72 5,09 5,14 4,13 3,50

30 9 10,3 25,3 24,0 5,04 23,1 21,8 19,7 18,1 30 9 12,8 4,61 4,27 2,88 3,50 3,46 2,52 4,22

17 30,8 15,1 16,7 16,1 23,2 18,1 19,2 17,4 17 12,0 5,78 6,67 6,98 5,04 5,09 4,13 3,55

35 9 10,3 24,0 23,1 6,00 22,7 21,5 19,4 17,5 35 9 11,8 4,18 4,22 2,88 3,22 3,22 2,30 4,13

17 30,7 14,7 16,2 15,3 22,6 17,7 18,7 17,0 17 11,2 5,47 6,43 6,82 4,90 4,85 3,96 3,50

40 9 3,17 6,29 7,20 2,02 5,38 6,91 5,71 5,71 40 9 3,48 4,03 3,02 1,58 2,11 1,66 0,94 2,16

17 11,5 4,15 4,08 4,15 5,04 5,33 4,75 4,90 17 4,70 2,35 2,50 1,94 2,40 1,78 1,37 1,42

9 49,7 193 177 36,9 171 150 150 140 9 86,1 35,6 31,3 21,7 24,3 24,8 17,9 33,3

17 210 102 116 104 170 140 130 121 17 62,4 49,5 39,4 45,8 31,4 33,9 25,2 21,2


t min

Slope (%)

Mediteran t

min Slope (%)

Regosol

Laju Infiltrasi (cm/jam) Laju Infiltrasi (cm/jam)

18 28 34 25 67 31 46 61 49 96 40 146 66 51 77 28

0 9 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0 9 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00

17 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 17 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00

5 9 0,14 3,22 1,10 1,63 0,77 1,97 0,48 3,70 5 9 0,53 6,43 5,14 1,39 3,64 1,44 3,50 3,17

17 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 4,37 0,00 0,00 17 0,00 0,48 0,00 2,02 3,33 3,89 0,00 4,51

10 9 11,9 7,20 4,99 6,29 5,28 2,26 2,88 9,36 10 9 5,33 8,45 8,23 5,81 6,86 5,86 7,01 5,76

17 0,00 5,16 3,26 7,44 5,18 7,51 4,94 3,48 17 0,00 8,11 5,18 6,48 6,49 4,13 8,21 12,2

15 9 12,0 6,24 4,94 6,62 5,23 4,03 3,79 10,5 15 9 11,7 7,44 7,87 6,00 6,38 5,76 6,58 5,28

17 0,00 8,16 7,10 9,36 6,58 8,40 6,12 4,15 17 0,00 8,93 8,40 6,38 6,50 4,16 8,69 13,6

20 9 10,3 6,10 4,37 7,13 5,04 3,79 3,65 10,3 20 9 13,3 7,06 7,49 5,52 6,48 5,66 4,80 5,47

17 2,98 10,4 6,60 9,65 6,43 7,68 5,76 4,10 17 0,00 9,02 8,02 6,29 7,63 4,34 8,83 13,8

25 9 9,29 5,66 4,37 6,96 4,80 4,15 3,46 10,0 25 9 11,5 6,79 7,63 5,09 7,15 5,38 5,52 5,38

17 3,46 8,83 6,19 9,58 6,10 7,63 5,28 3,98 17 6,62 8,88 7,61 6,19 6,98 4,56 8,64 13,4

30 9 8,93 5,69 4,27 4,08 4,73 4,08 3,41 9,89 30 9 11,5 6,62 7,13 5,04 7,44 5,33 5,47 5,38

17 7,03 8,26 5,69 9,36 5,71 6,79 4,66 3,84 17 9,17 8,50 7,49 6,14 6,47 9,94 8,45 13,3

35 9 8,59 5,42 4,27 4,18 4,61 3,94 3,12 9,89 35 9 11,5 6,62 7,25 3,12 7,49 5,30 5,33 5,38

17 5,54 7,70 5,38 8,88 5,38 5,86 5,18 3,74 17 9,41 8,40 7,39 6,07 6,30 9,82 8,38 11,4

40 9 2,66 3,55 1,87 3,60 2,88 2,45 1,58 3,46 40 9 3,50 2,02 2,98 2,02 3,05 2,02 3,84 2,74

17 1,58 2,74 2,40 2,98 1,94 2,40 2,45 1,54 17 0,00 2,16 1,97 2,64 2,25 2,62 3,02 2,95

9 63,8 43,1 30,2 40,5 33,3 26,7 22,4 67,1 9 68,9 51,4 53,7 34,0 48,5 36,7 42,0 38,5

17 20,6 51,3 36,6 57,2 37,3 50,6 34,4 24,8 17 25,2 54,5 46,1 42,2 45,9 43,4 54,2 85,2

Meskipun perbedaan porositas dari keempat jenis tanah

tersebut tidak terlalu besar namun ketiga tanah terakhir telah

digunakan untuk budidaya pertanian sehingga mengalami

pemadatan dan pori makro dan meso berkurang sedang pori

mikronya bertambah. Tidak demikian untuk Andosol yang belum

diusahakan dan didukung oleh kandungan bahan organiknya yang

tinggi.

Berdasarkan Tabel 4.6 jelas terlihat bahwa untuk Andosol

sebagian besar dari hujan simulasi masuk kedalam tanah sebagai

infiltrasi dan sebagian kecil mengalir dipermukaan sebagai

limpasan permukaan. Berbeda dengan Latosol, Mediteran dan

Regosol yang sebagian besar air hujan simulasi mengalir sebagai

limpasan permukaan dan sebagian kecil masuk kedalam tanah

sebagai infiltrasi.

Lima menit pertama laju infiltrasi naik perlahan-lahan ini

diduga karena air yang masuk kedalam tanah mula-mula akan

mengisi pori-pori mikro, meso dan makro dengan mendesak udara

dalam pori keluar kearah bawah. Tetapi lima menit berikutnya


setelah semua pori jenuh oleh air, tarikan gaya gravitasi kebawah

dan dorongan air dari permukaan meloloskan air keluar dari blok

tanah akibatnya laju infiltrasinya menjadi cepat.

Sebaliknya yang terjadi di lapangan, sebelum tercapai

kondisi jenuh air masuk ke dalam tanah dengan cepat karena

adanya tarikan matrik tanah dan tarikan gravitasi bumi. Tetapi

setelah semua pori terisi oleh air dan jarak antara zone jenuh dan

zone tidak jenuh semakin pendek maka tarikan matrik tanah

berkurang tinggal gaya gravitasi bumi yang mempengaruhi

gerakan air ke bawah. Adanya udara yang terjebak didalam pori,

akan menahan aliran air ke bawah. Akibatnya setalah mencapai

kondisi jenuh laju infiltrasinya berangsur-angsur menurun hingga

mencapai konstan.

Gambar 4.7 s/d Gambar 4.10 seperti dalam Lampiran 1

menunjukkan bahwa laju infiltrasi pada 2 (dua) kemiringan

mempunyai pola yang relatif hampir sama, dimana pada 5 menit

pertama laju infiltrasi meningkat, dan mencapai maksimum pada

waktu 10 menit, kemudian berangsur-angsur turun. Kejadian ini

disebabkan pada 5 menit pertama volume hujan yang masuk ke

dalam tanah akan mengisi semua pori yang ada. Gerakan air

kebawah sangat dipengaruhi oleh kontinuitas (continuity) dan

kekelokan (tortuousity) pori. Setelah tercapai kondisi jenuh,

volume hujan yang masuk ke dalam tanah akan lolos keluar dari

contoh tanah blok dengan laju yang berangsur-angsur turun.

Berkurangnya laju infiltrasi terukur ini disebabkan karena

adanya pe-nyumbatan pori dibagian tengah dan atas contoh tanah

oleh partikel-partikel pasir halus s/d liat hasil hancuran agregat

tanah. Partikel debu halus dan liat yang terbawa aliran infiltrasi

akan terjebak dalam pori meso di dalam tanah. Sedangkan partikel

pasir halus dan debu kasar akan menyumbat pori meso dan

makro yang ada dipermukaan. Menurunnya laju infiltrasi ini

menyebabkan terjadinya peningkatan volume limpasan permukaan

sebesar penurunan volume infiltrasi pada intensitas hujan yang

konstan.


Kandungan lengas tanah juga memegang peranan yang

tidak kalah penting dibandingkan porostitas. Besar kecilnya

kandungan lengas tanah merupakan indikator besarnya volume

pori yang diisi oleh air. Banyaknya air yang ada di dalam pori

akan menghambat gerakan air kebawah oleh tarikan matrik tanah

dibawahnya.

Tabel 4.7. Hasil Perhitungan Kadar Lengas dan Laju Infiltrasi

pada tanah Percobaan

Kode 9% 17%

Kode 9% 17%

KA I KA I KA I KA I

9.1.A 17,81 6,22 34,89 12,98 9.1.L 22,20 10,76 12,31 7,81

9.6.A 35,24 18,80 35,05 12,74 9.2.L 43,62 4,45 31,67 6,18

9.2.A 39,13 24,11 36,97 26,23 9.3.L 47,04 3,91 29,86 4,93

9.5.A 39,41 21,32 38,82 16,31 9,4,L 46,07 2,72 37,89 5,73

9.3.A 42,33 22,11 38,95 17,47 9,5,L 37,87 3,03 39,58 3,92

9.7.A 45,01 18,69 39,42 21,27 9,6,L 33,88 3,11 37,75 4,24

9.8.A 46,21 17,47 40,49 14,52 9,7,L 45,22 2,24 34,25 3,15

9.4.A 66,03 4,61 44,06 15,20 9,8,L 43,38 4,16 30,91 2,66

Kode 9% 17%

Kode 9% 17%

KA I KA I KA I KA I

9.1.M 8,17 7,97 5,27 2,57 9.1.R 18,17 8,61 5,19 3,15

9.2.M 48,20 5,39 15,30 6,41 9.2.R 51,05 6,43 34,69 6,91

9.3.M 41,01 3,77 34,08 4,58 9.3.R 52,45 6,71 38,21 5,76

9,4,M 35,58 5,06 30,33 7,16 9.4.R 32,90 5,66 47,37 7,04

9,5,M 38,83 4,17 45,34 4,67 9.5.R 50,00 8,08 44,53 7,66

9,6,M 26,44 3,33 74,82 6,33 9.6.R 46,54 6,12 52,39 7,24

9,7,M 43,90 2,80 19,84 4,30 9.7.R 50,70 7,01 51,26 9,04

9,8,M 46,56 8,39 32,00 3,11 9.8.R 55,08 6,42 49,92 14,20

Tabel 4.7 di atas menunjukkan bahwa, meningkatnya

kandungan lengas tanah laju infiltrasi cenderung turun meskipun

pengaruhnya tidak nyata.

Pada beberapa perlakuan variasi tinggi hujan simulasi untuk

semua jenis tanah dengan dua kemiringan menunjukkan adanya

penyimpangan pola laju infiltrasi. Penyimpangan ini diduga akibat

terjadinya kebocoran aliran ke bawah dibagian tepi contoh tanah


yang berbatasan dengan kayu dan dibagian sisi kiri-kanan corong

seng yang dipasang dibagian atas bawah contoh tanah untuk me-

ngalirkan aliran limpasan permukaan ke bak penampung. Selain

itu volume air yang lolos kebawah dari contoh tanah akan

tertampung dalam bak penampung infiltrasi yang ada dibagian

bawah contoh tanah. Dari bak penampung ke gelas ukur

dihubungkan dengan selang pastik yang panjangnya 1,5 m

dengan diameter 1 cm. Pengamatan visual saat penelitian

berlangsung terlihat bahwa aliran dari corong ke gelas ukur sering

tidak lancar akibat adanya gelembung-gelembung udara yang

terjebak dalam selang plastik. Bilamana volume air infiltrasi dalam

bak penampung belum mampu mendorong gelembung udara

dalam selang maka aliran ke gelas ukur belum terjadi meskipun

ada perbedaan tinggi tekan. Kejadian ini mengakibatkan adanya

pergeseran volume infiltrasi terukur pada interval waktu saat itu

dan waktu berikutnya.

Pola laju infiltrasi dalam penelitian ini menunjukkan adanya

perbedaan dengan pola laju infiltrasi yang diukur dilapangan.

Perbedaan ini diakibatkan karena pengukuran di lapangan

ketebalan kolom tanahnya tidak terbatas dan pengukuran berawal

dari pengukuran volume air yang masuk kedalam tanah per satuan

waktu per satuan luas. Sedangkan dalam penelitian ini ketebalan

kolom tanahnya terbatas dan pengukurannya berawal dari

besarnya volume air yang lolos kebawah dari kolom tanah per

satuan waktu per satuan luas. Akibat adanya perbedaan cara

pengukuran ini menyebabkan pola laju infiltrasi yang didapat

merupakan kebalikannya.

Grafik hubungan antara laju infiltrasi dengan nilai duga

erodibilitas terlihat dalam Gambar 4.12 dan 4.13 di Lampiran 2.

Berdasarkan grafik tersebut terlihat bahwa meningkatnya laju

infiltrasi, nyata menurunkan nilai erodibilitas secara linier dengan

koefisien determinasi R = 0,859 untuk kemiringan 9 % dan R =

0,804 untuk kemiringan 17 %.

Hal ini karena dengan meningkatnya laju infiltrasi pada debit

nossel konstan akan mengurangi volume limpasan permukaan.


Berkurangnya volume SRO secara langsung akan menurunkan

jumlah sedimen tercuci yang sampai ke bak pengukuran.

Disamping itu sedimen yang terbawa akan diendapkan di per-

jalanan sebelum sampai ke bak pengukuran.

4.6. Stabilitas Agregat Tanah dan Gradasi Butir

Pengetian agregat disini adalah penggbungan partikel

primer tanah (pasir, debu dan liat) kedalam bentuk tertentu.

Agregat-agregat tersebut bila bergabung dengan ruang pori

diantaranya dikenal sebagai struktur tanah.

Permukaan tanah akan selalu menghadapi gaya perusak

dari luar, baik gaya mekanis dari peralatan yang digunakan

maupun gaya pukulan hujan dan gaya urai air. Saat terjadi hujan,

butiran hujan yang jatuh langsung ke permukaan tanah terbuka

akan memukul agregat tanah. Bilamana agregatnya tidak kuat

maka akan pecah menjadi agregat lebih kecil atau pecah terurai

menjadi bahan penyusunnya. Oleh karena itu stabilitas dari

agregat terhadap pukulan hujan dan gaya urai air merupakan sifat

penting yang menentukan baik buruknya struktur tanah tersebut.

Penghancuran agregat dan pemindahan partikel hasil hancuran

merupakan bagian yang vital dari proses erosi tanah.

Stabilitas struktur tanah atau ketahanan agregat biasanya

dinyatakan dalam kemantapan agregat. Umumnya, untuk menguji

kematapan agregat di-lakukan dengan cara pengayakan dalam

satu seri ayakan berdiameter tertentu. Pada penelitian ini ayakan

yang dipakai untuk menguji kemantapan agregat adalah

berdiameter 8,0; 4,76; 2,0; 1,0; 0,5; 0,25; dan 0,125 mm.

Berdasarkan pengayakan ini dapat diketahui berat hancuran

agregat yang tertinggal di masing-masing ayakan yang selanjutnya

dapat dihitung diameter massa rata-rata (DMR) menggunakan

persamaan (14). Mengingat keterbatasan yang ada pada peneliti,

maka dalam studi ini uji DMR hanya dilakukan pada pengayakan

kering saja sedangkan ayakan basah yang lebih mencerminkan

stabilitas agregat terhadap pukulan hujan dan dispersi air tidak

bisa dilakukan karena mesin penggeraknya mengalami kerusakan.


Setelah dilakukan uji DMR contoh tanah digunakan untuk uji

gradasi butir terutama untuk menentukan D50 dan Dmean. Hasil

pengukuran DMR, Dmean dan D50 tersaji dalam Tabel 4.8.

Tabel 4.8. Hasil Analisa DMR (mm), Dmean (mm) dan D50 (mm)

di Empat Tanah Percobaan.

Kode 9%

Kode 17%

Kode 9% Kode 17%

DMR Dm D50 DMR Dm D50 DMR Dm D50 DMR Dm D50

9.1.A 4,042 0,135 0,050 17.1.A 3,594 0,107 0,055 9.1.L 3,100 0,078 0,035 17.1.L 2,035 0,051 0,030

9.2.A 2,384 0,125 0,055 17.2.A 4,212 0,116 0,055 9.2.L 2,381 0,066 0,035 17.2.L 2,179 0,080 0,030

9.3.A 2,826 0,141 0,050 17.3.A 2,309 0,091 0,055 9.3.L 2,615 0,083 0,035 17.3.L 2,031 0,094 0,029

9.4.A 3,427 0,107 0,065 17,4,A 2,041 0,201 0,110 9,4,L 2,615 0,098 0,035 17,4,L 2,019 0,118 0,030

9.5.A 3,071 0,138 0,060 17,5,A 2,081 0,382 0,070 9,5,L 2,372 0,120 0,040 17,5,L 2,907 0,074 0,040

9.6.A 3,828 0,108 0,055 17,6,A 2,108 0,195 0,055 9,6,L 2,477 0,093 0,040 17,6,L 2,863 0,110 0,040

9.7.A 3,484 0,095 0,050 17,7,A 2,211 0,349 0,054 9,7,L 3,216 0,093 0,040 17,7,L 2,299 0,282 0,041

9.8.A 2,472 0,109 0,050 17,8,A 2,978 0,112 0,050 9,8,L 3,586 0,079 0,040 17,8,L 2,444 0,116 0,040

Kode 9% Kode 17% Kode 9% Kode 17%

DMR Dm D50 DMR Dm D50 DMR Dm D50 DMR Dm D50

9.1.M 3,097 0,303 0,047 17.1.M 2,313 0,194 0,050 9.1.R 1,563 0,170 0,065 17.1.R 0,753 0,165 0,075

9.2.M 2,816 0,262 0,045 17.2.M 2,693 0,270 0,046 9.2.R 1,093 0,183 0,065 17.2.R 0,907 0,172 0,075

9.3.M 2,900 0,247 0,046 17.3.M 2,539 0,209 0,047 9.3.R 1,241 0,233 0,065 17.3.R 2,192 0,234 0,075

9,4,M 3,200 0,223 0,045 17,4,M 2,175 0,163 0,045 9.4.R 1,243 0,253 0,080 17,4,R 1,425 0,202 0,075

9,5,M 2,668 0,317 0,045 17,5,M 3,804 0,483 0,046 9.5.R 1,173 0,268 0,080 17,5,R 2,098 0,182 0,090

9,6,M 2,226 0,449 0,046 17,6,M 3,180 0,183 0,044 9.6.R 1,680 0,237 0,100 17,6,R 1,211 0,213 0,107

9,7,M 3,091 0,552 0,050 17,7,M 2,832 0,738 0,065 9.7.R 1,369 0,607 0,095 17,7,R 1,435 0,523 0,065

9,8,M 3,763 0,203 0,044 17,8,M 3,545 0,252 0,045 9.8.R 1,423 0,250 0,075 17,8,R 1,314 0,173 0,060

Dari Tabel di atas, terlihat bahwa diameter massa rata-rata

(DMR) untuk Andosol, Latosol dan Mediteran berturut-turut

berukuran antara 2,04-4,21 mm, 2,01–3,58 mm dan 2,18–3,76

mm. Sedangkan untuk Regosol DMRnya antara 0,75 – 2,19 mm.

Russell (1973) berpendapat bahwa ukuran stabilitas agregat bila

setelah dilakukan pengayakan persentase agregat yang berukuran

lebih besar dari 2 mm lebih banyak dibandingkan persentase

agregat berukuran lebih lecil dari 2 mm. Gambar 4.13 s/d 4.16,

terlihat bahwa tiga jenis tanah yang digunakan untuk percobaan


mempunyai persentase agregat yang lebih besar dari 2 mm lebih

banyak dibandingkan yang berdiameter dibawahnya.

Tanah Regosol mempunyai persentase diameter massa

rata-rata yang berukuran lebih kecil dari 2 mm lebih besar

dibandingkan ukuran di atasnya. Hal ini menunjukkan bahwa

stabilitas agregatnya rendah (tidak mantap), sehingga tanah ini

bila mendapat pukulan hujan agregatnya mudah pecah menjadi

agregat yang lebih kecil atau lepas menjadi partikel penyusunnya.

Rendahnya kemantapan agregat Regosol ini karena partikel

penyusunnya sebagaian besar didominasi oleh debu halus dan

pasir sangat halus dengan kohesifitas yang rendah serta

rendahnya bahan pengikat (semen) partikel tanah tersebut.

Sebaliknya Andosol yang mempunyai kemantapan agregat yang

mantap, karena tingginya kandungan bahan organik sebagai

bahan semen yang mengikat partikel penyusun tanah.

Selain itu bahan organik yang ada berinterksi dengan

partikel liat membentuk agregat yang mantap. Hasil pengamatan

visual saat analisa gradasi butir ter-lihat bahwa agregat Andosol

tidak rusak oleh perendaman dalam air sabun dalam waktu 24

jam. Sedangkan Latosol dan Mediteran mempunyai kemantapan

agregat diantara kedua tanah diatas.

Gradasi butir menggambarkan distribusi ukuran partikel

penyusun tanah dimana penentuan D50 didasarkan pada

persentase butir tertahan komulatif (grafik S Gambar 4.17 s/d 4.20

di Lampiran 4), sedangkan nilai Dmean diperoleh dengan per-

samaan (15). Hasil analisa gradasi butir tanah (Tabel 4.8)

menunjukkan bahwa nilai D50 untuk semua jenis tanah berkisar

0,030 mm – 0,110 mm (debu sedang s/d pasir sangat halus). Hal

ini menunjukkan bahwa tanah untuk penelitian di atas ada yang

memiliki kadar debu dan pasir halus yang signifikan sebagai

indikator kemudahan tererosi. Hasil ini sejalan dengan apa yang

dilaporkan oleh Richter dan Negendank (1977) dalam Morgan

(1995) bahwa tanah yang memiliki kandungan debu sekitar 40–

60% lebih mudah mengalami erosi, karena kohesifitasnya rendah


dan ikatannya dalam agregat sangat ditentukan oleh bahan

semen.

Sebaliknya pertikel yang berukuran D50 pasir sedang s/d

kerikil lebih sulit dipindahkan karena besarnya tenaga yang

diperlukan untuk mengang-katnya. Sedangkan partikel yang

berukuran jauh dibawah D50 (debu halus – liat) lebih tahan

terhadap pelepasan karena kohesifitasnya yang tinggi akibat

tarikan elektrostatis antar partikel tersebut.

Stabilitas agregat dan distribusi partikel penyusun tanah erat

kaitannya dengan indek erodibilitas tanah. Kemantapan agregat

sebagai ukuran ketahan-an tanah terhadap daya perusak dari luar,

sedangkan erodibilitas sebagai ukuran kemudahan tanah tererosi.

Tanah yang stabilitasnya tinggi sulit dihancurkan oleh pukulan

hujan dan dispersi air sehingga erodibilitasnya rendah. Namun

sebaliknya tanah yang kemantapannya rendah mudah

dihancurakan oleh gaya dari luar, akibatnya erodibilitasnya tinggi.

Gambar 4.21 dan 4.22 Lampiran 5 menunjukkan hubungan

antara diameter agregat dengan erodibilitas tanah. Secara umum,

dari grafik tersebut menunjukkan bahwa bertambahnya diameter

agregat sampai 4 mm, untuk kemiringan 9% nilai erodibilitas tanah

menurun secara linier dengan R = 0,805, sedangkan untuk

kemiringan 17 % bertambahnya diameter agregat sampai 4,5 mm,

nilai erodibilitas turun secara linier dengan R = 0,705. Penurunan

ini diduga karena bertambah banyaknya agregat yang berukuran

2- 4 mm yang lebih mantap sehingga tidak mudah mengalami

pelepasan.

4.7. Karakteristik Tanah dan Erodibilitas.

Karakteristik tanah adalah ciri-ciri khusus tanah yang dapat

diukur secara kualitatif maupun secara kuantitatif. Ciri khusus

suatu tanah akan menentukan sifat atau perilaku tanah tersebut.

Secara individu atau gabungan karakteristik tanah menentukan

kualitas tanah. Salah satu sifat kualitas tanah yang merupa-kan

hail interaksi ciri-ciri khusus tanah adalah erodibilitas.


Karakteristik tanah yang dianggap berpengaruh pada nilai

erodibilitas tanah adalah tekstur, kemantapan agregat, tekanan

geser, infiltrasi, kadar bahan organik dan unsur unsur kimia dalam

tanah (Morgan, 1995). Kecuali kadar bahan organik dan

kandungan unsur kimia, empat faktor yang lainnya telah disajikan

dan dibahas sebelumnya.

Di dalam penelitian ini erodobilitas diasumsikan sebagai

fungsi dari faktor Erosivitas, kadar lengas, infiltrasi, kemantapan

agregat, dan partikel penyusun tanah. Faktor-faktor tersebut

secara individu tidak berpengaruh nyata pada nilai erodibilitas

tanah tetapi secara gabungan memberikan pengaruh yang nyata

pada nilai erodibilitas. Hasil pengukuran nilai erodibilitas tanah dan

karakteristik tanah yang diduga mempengaruhi erodibilitas secara

ringkas terlihat dalam Lampiran 6.

Berdasarkan analisis regresi berganda untuk menduga nilai

erodibilitas. Hasil uji regresi didapatkan persamaan duga seperti

Tabel 4.9.

Tabel 4.9. Persamaan Duga Erodibilitas

Tanah Persamaan Duga R

Andosol K = 2,320 - 0,026KA - 0,026i - 0,294DMR + 0,442Dm 0,796

Latosol K = -2,510 + 0,043KA + 0,160i + 0,165DMR + 0,045Dm 0,812

Mediteran K = 0,228 + 0,002KA + 0,054i - 0,136DMR + 0,202Dm 0,593

Regosol K = 0,987 + 0,004KA- 0,064i - 0,098DMR - 0,573Dm 0,579

“Tanah” K = 0,682 - 0,001KA -0,006i - 0,149DMR + 0,001Dm 0,630

Dari persamaan duga, nilai erodibilitas sebenarnya, yang

merupakan fungsi diperoleh dengan cara memasukkan variabel

bebas karakteristik tanah ke dalam persamaan tersebut. Hasil

perhitungan nilai K (hitung) dan K (fungsi) terlihat dalam Tabel

4.10.


Tabel 4.10. Indek Erodibilitas Perhitungan dan Erodibilitas Fungsi

9% 17% 9% 17%

Kode Khitung Kfungsi Kode Khitung Kfungsi Kode Khitung Kfungsi Kode Khitung Kfungsi

9.1.A 0,131 0,134 17.1.A 0,163 0,160 9.1.L 0,228 0,240 17.1.L 0,002 0,032

9.2.A 0,277 0,220 17.2.A 0,063 0,065 9.2.L 0,543 0,437 17.2.L 0,416 0,264

9.3.A 0,099 0,184 17.3.A 0,018 0,001 9.3.L 0,146 0,252 17.3.L 0,226 0,297

9.4.A 0,144 0,117 17,4,A 0,001 0,002 9,4,L 0,202 0,254 17,4,L 0,280 0,330

9.5.A 0,230 0,152 17,5,A 0,067 0,065 9,5,L 0,114 0,027 17,5,L 0,020 0,059

9.6.A 0,069 0,070 17,6,A 0,001 0,021 9,6,L 0,109 0,182 17,6,L 0,048 0,058

9.7.A 0,081 0,057 17,7,A 0,013 0,006 9,7,L 0,142 0,126 17,7,L 0,091 0,089

9.8.A 0,034 0,132 17,8,A 0,015 0,021 9,8,L 0,190 0,157 17,8,L 0,071 0,024

Mean 0,133 0,133 Mean 0,043 0,043 Mean 0,209 0,209 Mean 0,144 0,144

SX2 0,0009 0,0004 SX

2 0,0004 0,0004 SX

2 0,0025 0,0018 SX

2 0,0028 0,0021

9% 17% 9% 17%

Kode Khitung Kfungsi Kode Khitung Kfungsi Kode Khitung Kfungsi Kode Khitung Kfungsi

9.1.M 0,188 0,105 17.1.M 0,019 0,030 9.1.R 0,401 0,428 17.1.R 0,545 0,578

9.2.M 0,579 0,401 17.2.M 0,639 0,630 9.2.R 0,391 0,479 17.2.R 0,972 0,991

9.3.M 0,357 0,248 17.3.M 0,162 0,199 9.3.R 0,394 0,391 17.3.R 0,894 0,455

9,4,M 0,112 0,170 17,4,M 0,269 0,269 9.4.R 0,269 0,219 17,4,R 0,022 0,202

9,5,M 0,126 0,307 17,5,M 0,099 0,158 9.5.R 0,669 0,601 17,5,R 0,018 0,481

9,6,M 0,206 0,285 17,6,M 0,190 0,166 9.6.R 0,057 0,056 17,6,R 0,735 0,521

9,7,M 0,053 0,003 17,7,M 0,289 0,263 9.7.R 0,157 0,183 17,7,R 0,290 0,365

9,8,M 0,088 0,191 17,8,M 0,052 0,005 9.8.R 0,296 0,277 17,8,R 0,227 0,112

Mean 0,214 0,214 Mean 0,215 0,215 Mean 0,329 0,329 Mean 0,463 0,463

SX2 0,0039 0,0019 SX

2 0,0048 0,0047 SX

2 0,0042 0,0039 SX

2 0,0179 0,0089

Tabel 4.9 dan 4.10 menunjukkan bahwa rata-rata erodibilitas

hitung dan erodibilitas fungsi mempunyai angka yang sama untuk

tiap-tiap jenis tanah. Tetapi variasi rata-rata terhadap nilai

tengahnya untuk erodibilitas fungsi lebih baik. Hal ini akibat

dimasukkannya variabel karakteristik tanah kedalam nilai

pendugaan erodibilitas yang dapat mengurangi tingkat kesalahan

pendugaan.

Dari persamaan duga yang diperoleh terlihat faktor

erosivitas hujan menunjukkan pengaruh yang tidak stabil, dimana

pada jenis tanah yang sama pada plot standar terlihat

menurunkan erodibilitas, tetapi pada kemiringan 17 %

meningkatkan erodibilitas. Kejadian ini diduga karena tidak

stabilnya tekanan pompa yang digunakan untuk membuat hujan

simulasi pada debit hujan yang sama.

Pengaruh kadar lengas tanah lebih banyak meningkatkan

erodibilitas, karena berhubungan dengan tingkat pembasahan


tanah. Pada tanah kering yang mengalami pembasahan oleh

hujan secara mendadak agregat tanah men-jadi mudah pecah,

karena tekanan dari udara yang terjebak dalam tanah. Disamping

itu adsorbsi molekul air ke permukaan partikel tanah berbutir halus

(liat dan debu) menyebabkan timbulnya panas pembasahan yang

mendorong pecahnya agregat tanah. Sebaliknya pada tanah

basah (kadar lengas tinggi) gaya geser, gaya ikat bahan semen

dan kohesifitas antar partikel menjadi berkurang. (Morgan, 1995

dan Utomo, 1985). Akibatnya mudah dihancurkan oleh gaya

penghancur dari luar.

Faktor infiltrasi dalam persamaan duga di atas cenderung

meningkatkan erodibilitas, karena laju infiltrasi yang digunakan

untuk pendugaan erodibilitas didasarkan pada banyaknya volume

air yang lolos meninggalkan kolom tanah per satuan waktu per

satuan luas. Sebaliknya yang terjadi dalam pengukuran infiltrasi

dilapangan didasarkan pada banyaknya volume air yang masuk ke

dalam tanah persatuan waktu per satuan luas. Akibatnya

pengaruh infiltrasi dalam pendugaan erodibilitas merupakan

kebalikan bila yang digunakan untuk menduga laju infiltrasi hasil

pengukuran di lapangan, karena menurut Morgan (1995), Seto

(1991) dan Hudson (1981) meningkatnya kapasitas infiltrasi akan

menurunkan erodibilitas tanah.

Peranan kemantapan agregat dan distribusi ukuran butir lebih besar pengaruhnya pada penurunan nilai erodibilitas. Dari persamaan duga di atas terlihat bahwa DMR dan Dmean memberi-kan koefisien duga yang lebih besar diban-dingkan koefisien variabel duga yang lain. Peningkatan stabilitas agregat akan menurunkan jumlah sedimen yang terukur di bak pengukur sedimen. Demikian juga dengan menurunnya sebaran partikel berukuran pasir halus s/d debu kasar akan menurunkan jumlah sedimen yang terukur.

Nilai erodibilitas fungsi, yang didapat dalam penelitian ini perlu dibandingkan dengan nilai erodibilitas hasil pengukuran lapang dengan nomograph penduga agar hasilnya lebih represen-tatif dan mencerminkan kondisi erodibilitas yang sebenarnya di lapangan meskipun didalam pelaksanaan penelitian telah diusaha-kan mendekati kondisi yang sebenarnya dilapangan. Perbadingan


nilai erodibilitas fungsi hasil penelitian dan nilai erodibilitas hasil pendugaan nomograph didasarkan pada uji t-student dengan selang kepercayaan 95 %. Hasil perbandingan kedua nilai erodibilitas secara ringkas terlihat dalam Tabel 4.11.

Tabel 4.11. Perbandingan Dua Rata-Rata Nilai Erodibilitas

Jenis Tanah

K Fungsi

K.Nomo- graph

t. hit. t.tab.95% Selang Kepercayaan

Bts Bawah Bts Atas

Andosol 0.088 0.084 0,115

2.37 (n=7) 3.18 (n=3)

Tidak beda 0,049*/ -0,010

0,126 0,178

Latosol 0,177 0.209 -0,246 Tidak beda 0,085 -0,187

0,268 0,604

Mediteran 0.215 0.258 -0,240 Tidak beda 0,179 -0,220

0,263 0,735

Regosol 0.396 0.241 3,181 Tidak beda 0,302

0,490

0,158

0,323

“Tanah” 0.219 0.264 -1,069 2,042 (n=31) 2,201 (n=11)

Tidak beda 0,178 0,183

0,260 0,345

*/ Batas untuk K fungsi

Berdasarkan Tabel di atas, terlihat bahwa antara nilai

erodibilitas fungsi dan erodibilitas nomograph tidak berbeda nyata.

Hal ini menunjukkan bahwa hasil yang diperoleh dari penelitian ini

setara dengan hasil pengukuran erodi-bilitas dengan nomograph

dengan memberikan faktor koreksi untuk K-nomograph berturut-

turut adalah 1,046K-fungsi (Andosol), 0,847K-fungsi (Latosol),

0,859K-fungsi (Mediteran), 1,645K-fungsi (Regosol) dan 0,830K-

fungsi (Tanah).

Meskipun secara statistik tidak berbeda nyata tetapi secara

matematik nilai yang didapat menunjukkan perbedaan. Perbedaan

ini diduga karena di dalam perhitungan nilai K fungsi, variabel

bebas yang digunakan dihitung secara kuantitatif, sedangkan K

nomograph variabel yang digunakan untuk menghitung ada yang

dihitung secara kualitatif (penentuan stuktur tanah). Disamping itu

penentuan kelas permeabilitas dalam nomograph hanya di

dasarkan pada contoh tanah utuh yang kecil. Selain itu dalam

nomograph penduga faktor bahan organik dimasukkan sebagai

variabel bebas sedangkan di dalam K fungsi tidak diperhitungkan.

Nilai K fungsi yang diperoleh dalam penelitian ini selanjutnya

diklasifi-kasikan menurut Klasifikasi Erodibilitas Tanah di Indonesia


(Utomo, 1994). Andosol termasuk sangat rendah, Latosol

termasuk rendah, Mediteran termasuk sedang, Regosol termasuk

sangat tinggi.

Andosol dan Latosol mempunyai erodibilitas sangat rendah

s/d rendah karena tanah tersebut diambil dari kawasan hutan

pinus, sehingga tidak ba-nyak mengalami penurunan karakateristik

tanah oleh aktifitas manusia bahkan mungkin terjadi penambahan

kadar bahan organik dari sisa-sisa tanaman yang telah mati.

Sebaliknya tanah Mediteran dan Regosol mempunyai kelas erdibi-

litas sedang s/d sangat tinggi karena kedua tanah tersebut diambil

dari lahan kering yang telah diusahakan. Hal ini menunjukkan

bahwa pada kedua tanah tersebut karakteristik tanah yang

mementukan nilai erodibilitas tanah telah banyak mengalami

perubahan oleh aktifitas manusia. Sedangkan usaha-usaha

perbaikannya tidak seimbang dengan kerusakan yang ditim-

bulkannya. Salah satu tolok ukurnya adalah tidak adanya

pengembalian sisa-sisa tanaman sebagai bahan organik ke tanah

tersebut. Akibatnya kedua tanah tersebut mudah mengalami erosi

bila mendapat pukulan hujan dan dispersi air, maupun kikisan

limpasan permukaan.


5.1. Kesimpulan

Berdasarkan hasil studi erodibilitas di empat jenis tanah

dengan “Rainfall Simulator” menggunakan “Basic Hydrology

System” di Laboratorium Hidroteknik Institut Teknologi Sepuluh

Novenber (ITS) Surabaya, dapat disimpulkan hal-hal sebagai

berikut:

1. Menggunakan uji t-student didapatkan nilai erodibilitas

fungsi yang tidak berbeda (non significant) dengan nilai

erodibilitas yang diperoleh dengan nomograph penduga

untuk keempat jenis tanah yang diperlakukan, mes-kipun

ada selisih dari penggunaan kedua metode tersebut.

2. Persamaan duga erodibilitas yang didapat dari penelitian

ini adalah:

K = 2,320 - 0,026KA - 0,026i - 0,294DMR + 0,442Dm

(Andosol)

K = -2,510 + 0,043KA + 0,160i + 0,165DMR + 0,045Dm

(Latosol)

K = 0,228 + 0,002KA + 0,054i - 0,136DMR + 0,202Dm

(Mediteran)

K = 0,987 + 0,004KA- 0,064i - 0,098DMR - 0,573Dm

(Regosol)

K = 0,682 - 0,001KA -0,006i - 0,149DMR + 0,001Dm

(“Tanah”)

3. Secara individu karakteristik tanah belum menunjukkan

pengaruh yang nyata pada erodibilitas tanah, tetapi

mempunyai kecenderungan menurun-kan nilai erodibilitas

sampai batas tertentu. Sedangkan secara gabungan

memberikan pengaruh yang nyata dengan koefisien

PENUTUP BAB 5


determinasi, R = 0,796 (Andosol), R = 0,812 (Latosol), R

= 0,593 (Mediteran), R = 0,579 (Regosol) dan gabungan 4

jenis tanah didapat R = 0,630 (“Tanah”)

4. Secara statistik nilai K-fungsi dan K-nomograph tidak

menunjukkan adanya perbedaan, dengan memberikan

faktor koreksi untuk K-graph sebesar 1,046K-fungsi

(Andosol), 0,847K-fungsi (Latosol), 0,859K-fungsi (Medi-

teran), 1,645K-fungsi (Regosol) dan 0,830K-fungsi

(‘Tanah”).

5. Nilai erodibilitas Andosol termasuk sangat rendah, Latosol

termasuk rendah, Mediteran termasuk sedang dan Regosol

termasuk tinggi.

6. Dimasukkannya besaran-besaran kuantitatif karakteristik

tanah ke dalam penentuan nilai erodibilitas, lebih bisa

menggambarkan nilai erodibilitas yang sebenarnya sebagai

fungsi dari karakteristik tanah.

7. Aliran limpasan permukaan tidak banyak berperan dalam

pelepasan par-tikel tanah bila dibandingkan dengan daya

penghancur butir hujan dan dispersi air hujan tetapi lebih

berperan sebagai pengangkut sedimen.

8. Aliran limpasan permukaan pada plot standar (9%), bersifat

laminer subkritis dengan bilangan Reynold antara 0,34 s/d

164,3; bilangan Froude antara 0,542 s/d 0,984 dan gaya

geser antara 5,0 s/d 21,0 Nm-2

sedangkan pada

kemiringan 17% aliran permukaan bersifat laminer

superkritis dengan bilangan Reynold antara 24,4 s/d 223,4;

bilangan Froude antara 0,979 s/d 1,286 dan gaya geser

antara 7,1 s/d 43,3 Nm-2

.

9. Perbedaan kemiringan lahan memberikan sifat-sifat aliran

dipermukaan lahan yang berbeda tetapi tidak

mempengaruhi nilai erodibilitas.


10. Laju infiltrasi yang didapat dalam penelitian didasarkan

pada banyaknya volume air yang lolos keluar dari blok

tanah.

11. Bertambahnya diameter agregat lebih besar dari 2 mm s/d

4 mm dan menurunnya kadar persen butir berukuran 0,03

s/d 0,116 nilai erodibilitas cenderung menurun.

5.2. Saran

Berdasarkan hasil penelitian dan pelaksanaan penelitian

disarankan:

1. Supaya mendapatkan hasil yang bisa diaplikasikan ke

lapangan, maka dalam studi berikutnya hendaknya contoh

tanah blok yang digunakan lebih luas dan lebih tebal agar

betul-betul menggambarkan kondisi di lapangan. Selain itu

bila diperlukan variasi perlakuan hendaknya meng-gunakan

contoh tanah yang lain dari jenis tanah yang sama.

2. Untuk mendapatkan distribusi hujan yang merata,

hendaknya nossel yang digunakan berlubang empat

menjadi satu atau menggunakan nossel yang berputar,

serta mengatur ketinggian jatuh butir hujan.

3. Limpasan permukaan dan laju infiltrasi dari basin ke tempat

pengukuran hendaknya diusahakan selancar mungkin,

sehingga tidak timbul gelem-bung-gelembung udara yang

terjebak didalamnya yang menghambat gerak-an aliran.

4. Stabilitas arus listrik dan putaran pompa mutlak diperlukan

untuk men-dapatkan debit hujan simulasi yang konstan.

5. Pengukuran laju infiltrasi pada contoh tanah blok utuh di

laboratorim dimungkinkan dapat digunakan sebagai cara

lain untuk menetapkan laju infiltrasi di lapangan dengan

mentranformasi hasilnya dengan 1/x.


Anonymous, 1979. Selected Methods for Soil and Analysis.

International Institute of Tropical Agriculture. Ibadan,

Nigeria. 67 page.

Asdak C., 1995. Hidrologi dan Pengelolaan Daerah Aliran

Sungai. Gadjah Mada University Press. 567 hal.

Bols, P.L., 1978. The Iso-Erodent Map of Java and Madura.

Bogor. Soil Res. Inst.

Chow, V.T., 1959. Open Channel Hydraulics. Terjemahan E.V.

Rosalina. Hidrolika saluran Terbuka. Hal. 99 – 102.

Coleman D.C, J.M. Oades, G. Uehera. 1988. Dynamics of Soil

Organik Matter in Tropical Ecosystems. Depatement of

Agronomy and Soil Science. Hawaii.

Haan C.T., 1995. StatisticalMethods in Hidrology. Iowa State

University Press Ames, Iowa 50010. p: 197-235

Hardjowigeno S., 1992. Ilmu Tanah. PT. Mediyatma Sarana

Perkosa. Jakarta. hal. 140-169

Harjadi B. dan D.R. Indrawati. 1998. Tingkat Erodibilitas Lahan

(K) dan Toleransi Erosi (T) pada Lima Tipe Batuan di sub

DAS Keduang dalam Buletin Teknologi Pengelolaan DAS.

Visi dan Misi Ilmiah BTP DAS Surakarta. hal. 1-13

_____________ , 1996. Kecenderungan Nilai K dan Nilai T

pada Berbagai Kondisi Bentuk Lahan dalam Buletin

Teknologi Pengelolaan DAS. Visi dan Misi Ilmiah BTP DAS

Surakarta. hal. 1-13

DAFTAR PUSTAKA


83

Hudson, N.W. 1993. Field Measurement of Soil and Run off.

FAO Soil Bulletin No. 68. Roma. page, 53 – 108.

Hudson N., 1985. Soil Conservation. Batsford Academic and

Educational London. 323 page.

Jansen, P.Ph., L. van Bendegom, J. van Den Berg, M/ de Vries

and A. Zanen. 1994. Principles of River Engineering (The

non-tidal alluvial river). Delftse uitgevers Maatshappij b v.

Nederlands. p: 83-118.

Lal R. B.A. Stewart, 1990. Soil Degradation in Advance in Soil

Science, Vol 11. Soil Degradation Spring Verlag, New

York. p: 179-181

Landon J.R., 1984. Booker Tropical Soil Manual. Booker

Agriculture International Limited. p: 72-79, 309-315 dan

355-380

Morgan R.P.C., 1995. Soil Erosion and Conservation. Second

Ed. Longman Group Limited, Malaysia, TCP. 198 page.

Pratiwi dan Sumaryono. 1995. Pengaruh Penanaman

Hortikultura Terhadap Laju Erosi pada Lahan Bekas

Endapan Bahan Vulkanik Gunung Berapi. dalam Prosiding

Pertemuan Ilmiah Tahunan (PIT) XII Himpunan Alhi Teknik

Hidroulik Indonesia (HATHI) Surabaya 21 s/d 23 November

1995. Vol. I. Hal. 408 – 417.

Reijn, L.C. van., 1990. Principles of Fluid Flow and Surface

Waves in Rivers, Estuaries, Seas and Oceans. Aqua

Publications. Netherlands. page: A.1 – A.5

Russell E.W., 1978. Soil Condition and Plant Growth. Tenth Ed.

The English Language Book Society and Longman. p:

772-778.


Roger J.J.W., J.A.S. Adams., 1966. Fundamentals of Geology.

Harper and Row Publishers. New York and London. p: 95-

122

Sarwono. 1977. Dasar-dasar Kalsifikasi Tanah. Departemen

Ilmu Tanah, Fakultas Pertanian, IPB. Hal. 16-23.

Seto A.K., 1991. Konservasi Sumberdaya Tanah dan Air. Kalam

Mulia. hal. 78-108.

Santoso B., 1985. Dasar-Dasar Ilmu Tanah. Jurusan Ilmu

Tanah Fakultas Per-tanian Universitas Brawijaya, Malang.

hal 25-34

Sarief E.S., 1985. Konservasi Tanah dan Air. Pustaka Buana-

Bandung. hal. 16-23, 58-65.

Soepardi G., 1983. Sifat dan Ciri Tanah. Institut Pertanian

Bogor. hal 239-273

Sugiman, 1982. Ilmu Tanah. Bhratara Karya Aksara-Jakarta.

hal. 326-345.

Turner A.K., S.T. Willatt, J.H. Wilson and G.A. Jobling., 1984.

Soil Water Management. International Development

Program of Australian Universities and Colleges Limited

(IDP), Canberra. p:131-144

Utomo W.H., 1994. Erosi dan Konservasi Tanah. Penerbit IKIP,

Malang. 194 halaman.

__________, 1985. Fisika Tanah (Dasar dan Teori). Fakultas

Pertanian Universitas Brawijaya Malang. hal: 7-11, 33-46,

dan 55-89.

Young A., 1990. Agriforestry for Soil Conservation. In

International Council for Research in Agriculture. p: 54


Lampiran 1. Laju Infiltrasi Tanah Pada Berbagai Tinggi Hujan

Gambar 4.7. Laju Infiltrasi Tanah pada Berbagai Tinggi Hujan pada

Tanah Andosol, Slope (a) 9%, (b) 17%


Tanah Latosol, Slope (a) 9%, (b) 17%

0

5

10

15

20

25

30

35

0 5 10 15 20 25 30 35 40

Laj

u In

filt

rasi

(cm

/jam

)

Waktu (min)

9.1A 9.2A

9.3A 9.4A

0

5

10

15

20

25

30

35

0 5 10 15 20 25 30 35 40

Laj

u In

filt

rasi

(cm

/jam

)

Waktu (min)

17.1A 17.2A

17.3A 17.4A

0

2

4

6

8

10

12

14

16

18

20

0 5 10 15 20 25 30 35 40

Laj

u In

filt

rasi

(cm

/jam

)

Waktu (min)

9.1L 9.2L

9.3L 9.4L

0

2

4

6

8

10

12

14

0 5 10 15 20 25 30 35 40

Laj

u In

filt

rasi

(cm

/jam

)

Waktu (min)

17.1L 17.2L

17.3L 17.4L

LAMPIRAN


Lanjutan Lampiran 1.


Tanah Mediteran, Slope (a) 9%, (b) 17%


Tanah Regosol, Slope (a) 9%, (b) 17%

0

2

4

6

8

10

12

14

0 5 10 15 20 25 30 35 40

Laj

u In

filt

rasi

(cm

/jam

)

Waktu (min)

9.1M 9.2M9.3M 9.4M

0

2

4

6

8

10

12

14

0 5 10 15 20 25 30 35 40

Laj

u In

filt

rasi

(cm

/jam

)

Waktu (min)

17.1M 17.2M

17.3M 17.4M

0

2

4

6

8

10

12

14

0 5 10 15 20 25 30 35 40

Laj

u In

filt

rasi

(cm

/jam

)

Waktu (min)

1R

2R

3R

4R

0

2

4

6

8

10

12

14

0 5 10 15 20 25 30 35 40

Laj

u In

filt

rasi

(cm

/jam

)

Waktu (min)

17.1R 17.2R

17.3R 17.4R


Lampiran 2. Hubungan Infiltrasi dengan Erodibilitas

Gambar 4.12. Hubungan Antara Laju Infiltrasi dengan Nilai Erodibilitas pada kemiringan 9 %

Gambar 6.13. Hubungan Antara Laju Infiltrasi dengan

Nilai Erodibilitas pada Kemiringan 17 %

y = -0.500x + 0.257 R² = 0.738

0.00

0.05

0.10

0.15

0.20

0.25

0.30

0.00 0.10 0.20 0.30 0.40

Ero

dib

ilita

s

Laju Infiltrasi (cm/jam)

S…

y = -0.926x + 0.363 R² = 0.647

0.00

0.05

0.10

0.15

0.20

0.25

0.30

0.35

0.0 0.1 0.2 0.3 0.4 0.5

Ero

dib

ilita

s

Laju Infiltrasi (cm/jam)

S…


Lampiran 3. Hubungan Diameter Butir dan Persen Agregat

Gambar 6.13. Hubungan antara Diameter Butir Agregat dengan

Persentase Agregat Tertahan Tanah Andosol pada Kemiringan (a) 9 % (b) 17 %


Persentase Agregat Tertahan Tanah Latosol pada Kemiringan (a) 9 % (b) 17 %

0

5

10

15

20

25

30

35

4.76 3.38 2.00 1.00 0.50 0.25

Pe

rse

nta

se

Ag

reg

at T

ert

ah

an

(%

)

17.5.A 17.6.A

17.7.A 17.8.A

0

5

10

15

20

25

30

35

40

45

4.76 3.38 2.00 1.00 0.50 0.25

Pe

rse

nta

se

Ag

reg

at T

ert

ah

ah

an

(%

)

9.1.A 9.2.A

9.3.A 9.4.A

0

5

10

15

20

25

30

35

40

45

4.76 3.38 2.00 1.00 0.50 0.25

Pe

rse

nta

se

Ag

reg

at T

ert

ah

an

(%

)

9.1.L 9.2.L

9.3.L 9.4.L

0

5

10

15

20

25

30

35

40

4.76 3.38 2.00 1.00 0.50 0.25

Per

sent

ase

Agr

egat

Ter

taha

n (%

)

17.1.L 17.2.L

17.3.L 17.4.L


Lanjutan Lampiran 3 Gambar 4.15. Hubungan antara Diameter Butir Agregat dengan

Persentase Agregat Tertahan Tanah Mediteran pada Kemiringan (a) 9 % (b) 17 %


Persentase Agregat Tertahan Tanah Regosol pada Kemiringan (a) 9 % (b) 17 %

0

5

10

15

20

25

30

4.76 3.38 2.00 1.00 0.50 0.25

Per

sent

ase

Agr

egat

Ter

taha

n (%

)

9.1.M 9.2.M

9.3.M 9.4.M

05

1015

2025

30

4.76 3.38 2.00 1.00 0.50 0.25

Per

sent

ase

Agr

egat

Ter

taha

n (%

)

17.1.M 17.2.M

17.3.M 17.4.M

0

5

10

15

20

25

30

35

40

45

50

4.76 3.38 2.00 1.00 0.50 0.25

Per

sent

ase

Agr

egat

tert

ahan

(%

)

17.1.R 17.2.R

17.3.R 17.4.R

0

5

10

15

20

25

30

35

40

4.76 3.38 2.00 1.00 0.50 0.25

Per

sent

ase

Agr

egat

Ter

taha

n (%

)

9.1.R 9.2.R

9.3.R 9.4.R


Lampiran 4. Grafik S Gradasi Butir Gambar 4.17. Distribusi Komulatif Partikel Penyusun Tanah Andosol

(a) 9 %, (b) 17 %

Gambar 4.18. Distribusi Komulatif Partikel Penyusun Tanah Latosol

(a) 9 %, (b) 17 %

0

10

20

30

40

50

60

70

80

90

100

0.001 0.010 0.100 1.000 10.000

Pers

en T

ert

ahan K

om

ula

tif

(mm

)

Diameter Butir (mm)

1.A2.A3.A4.A5.A

0

10

20

30

40

50

60

70

80

90

100

0.001 0.010 0.100 1.000 10.000

Pers

en T

ert

ahan K

om

ula

tif

(%)

Diameter Butir (mm)

1.A2.A3.A4.A5.A

0

10

20

30

40

50

60

70

80

90

100

0.001 0.010 0.100 1.000 10.000

Pers

en T

ert

ahan K

om

ula

tif(

%)

Diameter Butir (mm)

1.L"2.L"3.L"4.L"5.L

0

10

20

30

40

50

60

70

80

90

100

0.001 0.010 0.100 1.000 10.000

Pers

en T

ert

ahan K

om

ula

tif(

%)

Diameter Butir (mm)

1.L2.L3.L4.L5.L


Lanjutan Lampiran 4.

Gambar 4.19. Distribusi Komulatif Partikel Penyusun Tanah Mediteran (a) 9 %, (b) 17 %

Gambar 4.20. Distribusi Komulatif Partikel Penyusun Tanah Regosol (a) 9 %, (b) 17 %

0

10

20

30

40

50

60

70

80

90

100

0.001 0.010 0.100 1.000 10.000

Pers

en T

ert

ahan K

om

ula

tif(

%)

Diameter Butir (mm)

1.M2.M3.M4.M5.M6.M

0

10

20

30

40

50

60

70

80

90

100

0.001 0.010 0.100 1.000 10.000

Pers

en T

ert

ahan K

om

ula

tif(

%)

Diameter Butir (mm)

1.M2.M3.M4.M5.M6.M

0

10

20

30

40

50

60

70

80

90

100

0.001 0.010 0.100 1.000 10.000

Pers

en T

ert

ahan K

om

ula

tif(

%)

Diameter Butir (mm)

1.R2.R3.R4.R5.R6.R

0

10

20

30

40

50

60

70

80

90

100

0.001 0.010 0.100 1.000 10.000

Pers

en T

ert

ahan K

om

ula

tif(

%)

Diameter Butir (mm)

1.R2.R3.R4.R5.R6.R


Lampiran 5. Hubungan Diameter Agregat dengan Erodibilitas Gambar 4.21. Hubungan antara Diameter Agregat dengan Erodibi-

litas tanah Andosol dan Latosol Gambar 4.22. Hubungan antara Diameter Agregat dengan Erodibi-

litas tanah Mediteran dan Regosol

y = -0.089x + 0.397 R² = 0.648

0.00

0.05

0.10

0.15

0.20

0.25

0.30

0.35

0.40

0.45

0.0 0.5 1.0 1.5 2.0 2.5 3.0 3.5 4.0 4.5

Ero

dibi

litas

Diameter Agregat (mm)

Andosol 9%

y = -0.237x + 0.900 R² = 0.497

0.0

0.1

0.2

0.3

0.4

0.5

0.6

0.7

0.8

0.9

1.0

0.0 0.5 1.0 1.5 2.0 2.5 3.0 3.5 4.0 4.5E

rodi

bilit

as


Latosol 9%

y = -0.0938x + 0.4629 R² = 0.2819

0.00

0.05

0.10

0.15

0.20

0.25

0.30

0.35

0.40

0.0 0.5 1.0 1.5 2.0 2.5 3.0 3.5 4.0 4.5

Ero

dibi

litas

Diameter Agregat(mm)

Mediteran 9%

y = -0.183x + 0.740 R² = 0.324

0.00

0.05

0.10

0.15

0.20

0.25

0.30

0.35

0.40

0.0 0.5 1.0 1.5 2.0 2.5 3.0 3.5 4.0 4.5

Ero

dibi

litas


Regosol 9%

monograf kepekaan tanah dan tenaga eksogen...

Documents