Feedback

Perunut hidrokimia sebagai indikator kinerja pengelolaan DAS studi kasus DAS Ciliwung Hulu

Informasi dokumen
PERUNUT HIDROKIMIA SEBAGAI INDIKATOR KINERJA PENGELOLAAN DAS: Studi Kasus DAS Ciliwung Hulu NANI HERYANI SEKOLAH PASCASARJANA INSTITUT PERTANIAN BOGOR BOGOR 2012 PERNYATAAN MENGENAI DISERTASI DAN SUMBER INFORMASI Dengan ini saya menyatakan bahwa disertasi “Perunut Hidrokimia sebagai Indikator Kinerja Pengelolaan DAS: Studi Kasus DAS Ciliwung Hulu” merupakan hasil penelitian saya dengan arahan komisi pembimbing. Disertasi ini disusun dari sebagian hasil penelitian Kerjasama Kemitraan Penelitian Pertanian dan Perguruan Tinggi (KKP3T) TA. 2009 yang berjudul “Analisis Hubungan Proses Aliran Permukaan dengan Ketersediaan Air Secara Spasial dan Temporal untuk Keberlanjutan Pengelolaan Air di dalam DAS” dan TA. 2010 yang berjudul ”Analisis Proses Pembentukan Aliran Permukaan dan Keterkaitannya dengan Ketersediaan Air Secara Spasial dan Temporal Mendukung Pemenuhan Kebutuhan Air Untuk Pertanian” yang diketuai oleh Prof. Dr. Ir. Hidayat Pawitan MSc. Disertasi ini belum pernah diajukan dalam bentuk apapun kepada perguruan tinggi manapun. Sumber informasi yang berasal atau dikutip dari karya yang diterbitkan maupun yang tidak diterbitkan dari penulis lain telah disebutkan dalam teks dan dicantumkan dalam Daftar Pustaka di bagian akhir disertasi ini. Bogor, Januari 2012 Nani Heryani NIM. A 362060041 ABSTRACT NANI HERYANI. Hydrochemical Tracer as Performance Indicator of Watershed Management: Case Study at Upper Ciliwung Watershed. Under the advisory commision of HIDAYAT PAWITAN, M. YANUAR JARWADI PURWANTO, DAN KASDI SUBAGYONO. Understanding the linkage between runoff process and the hydrochemical behavior of the catchment should not be directed merely for the short-term process during the rainfall event, but treating the seasonal variations may also provide valuable insights into the pattern of hydrochemistry changes as a function of the dynamic of hydrologic process. Runoff generation mechanisms are difficult to be generalized from one basin to another and even from storm to storm within the same basin. The aims of the research are (1) To learn the effectiveness of hydrochemistry tracers to quantify the flow dynamics during runoff generation, (2) To define source area of the watershed through quantification of solutes transport during the runoff process and to study the spatial and temporal variation of water chemistry, (3) To formulate a conceptual model linking runoff process and spatial and temporal variation of hydrochemistry to support the watershed management. The research was conducted by: characterization of research area, installation of equipment for hydrochemical and hydrometric observation, and hydrochemical sampling. Result showed that diversity of water chemistry by spatial and temporal highly influenced by the dynamics of subsurface flow behavior. Magnitude and direction of subsurface flow on the hillslope because of changes in solute concentration by spatial and temporal. Ca and SO4 as a conservative tracer at Cakardipa micro watershed. Three components of hydrograf separation were predicted by end member mixing analysis (EMMA) using Ca and SO4 showed that the groundwater, soil water, and rain water were the source area at Cakardipa micro watershed, 47.3%, 28%, and 24.7% respectively. The solutes of Mg, SO4, NO3 assumed to come from groundwater produced convex curvature, clockwise hysteresis loops, and positive trend, indicating a concentration component ranking of CG > CR > CSO (C2 model). At the rising of hydrograf, the vertical flow reaches greater depths on the hillslopes and the role of groundwater was increased at peak discharge. Groundwater contribution lesser at the recessive than at peak discharge Keywords: hydrochemical tracer, source area, conceptual model, EMMA RINGKASAN NANI HERYANI. Perunut Hidrokimia Sebagai Indikator Kinerja Pengelolaan DAS: Studi Kasus DAS Ciliwung Hulu. Dibimbing oleh HIDAYAT PAWITAN, M. YANUAR JARWADI PURWANTO, DAN KASDI SUBAGYONO. Memahami hubungan antara proses limpasan dengan perilaku hidrokimia dalam suatu daerah aliran sungai (DAS) tidak hanya dalam suatu kejadian hujan saja tetapi harus dipelajari keragamannya secara spasial dan temporal. Dinamika keragaman ini dapat menggambarkan pola perubahan hidrokimia dalam kaitannya dengan proses limpasan. Mekanisme proses limpasan tidak dapat disamakan antara satu DAS dengan DAS lain atau antara satu kejadian hujan dengan kejadian lain dalam DAS yang sama. Penelitian dilakukan di DAS mikro Cakardipa, Sub DAS Cisukabirus, DAS Ciliwung Hulu, pada bulan Mei 2008-April 2010. Tujuan penelitian yaitu: 1) mempelajari efektifitas perunut hidrokimia untuk mengkuantifikasi dinamika aliran selama proses limpasan (runoff generation), 2) menentukan potensi sumber limpasan (source area) air sungai di dalam DAS melalui kuantifikasi proses transpor larutan (solute transport) selama proses limpasan, dan mempelajari keragaman ketersediaan air secara spasial dan temporal, 3) menyusun model konseptual hubungan antara proses limpasan dengan keragaman ketersediaan air secara spasial dan temporal untuk mendukung pengelolaan sumber daya air di dalam DAS secara berkelanjutan. Penelitian dilakukan dalam beberapa tahapan yaitu: 1) penelitian lapang terdiri dari: karakterisasi wilayah penelitian (aspek tanah dan batuan, debit, dan iklim); pengukuran debit secara hidrometrik; dan pengambilan contoh air; 2) analisis laboratorium terdiri dari: analisis tanah (fisika, kimia, dan mineral); dan analisis air 3) analisis hidrokimia untuk menyusun model konseptual hubungan antara proses aliran permukaan dengan keragaman ketersediaan air secara spasial dan temporal. DAS mikro Cakardipa merupakan bagian dari Sub DAS Cisukabirus, DAS Ciliwung Hulu, meliputi areal seluas 60.78 ha terdiri dari 3 kampung yaitu kampung Bojong Keji, Lemah Neundeut, dan Lemah Neundeut Peuntas. Secara administratif termasuk ke dalam Desa Sukagalih, Kecamatan Megamendung, Kabupaten Bogor. DAS mikro Cakardipa memiliki 10 satuan lahan yang terdiri dari 2 satuan lahan alluvium dan 8 satuan lahan dari bahan volkan. DAS mikro Cakardipa memiliki 6 jenis penggunaan lahan yaitu: hutan, kebun campuran, kebun sayuran, kebun intensifikasi, pemukiman, dan sawah. Penggunaan lahan utama yaitu sawah dan kebun campuran. Curah hujan maksimum yang terekam di DAS Mikro Cakardipa sebesar 61.5 mm dengan intensitas maksimum sebesar 10.2 mm/5 menit atau setara dengan intensitas hujan 122 mm/jam. Curah hujan dengan intensitas tersebut selama 1 jam telah membangkitkan debit puncak sebesar 58.2 lt/det. Koefisien aliran permukaan yang dihitung berdasarkan analisis pemisahan hidrograf menunjukkan variasi nilai antara 0.03 % hingga 0.59%. Berdasarkan analisis grafis terhadap pasangan data hujan-debit, diketahui selama periode Oktober 2009 – Februari 2010, waktu konsentrasi DAS Mikro Cakardipa bervariasi antara 10 hingga 40 menit. Hasil analisis dengan menggunakan metode end member mixing analysis (EMMA) menunjukkan bahwa Ca2+ dan SO42- dapat dipertimbangkan sebagai perunut konservatif pada DAS mikro Cakardipa. Tiga komponen separasi hidrograf dengan menggunakan perunut Ca2+ dan SO42- menunjukkan bahwa airbumi, air tanah, dan air hujan merupakan sumber utama aliran di DAS mikro Cakardipa, berturut-turut berkontribusi sebesar 47,3%, 28%, 24,7%. Dalam penelitian ini diketahui bahea keragaman hidrokimia secara spasial sangat dipengaruhi oleh dinamika perilaku aliran bawah permukaan yang melalui lereng atas, lereng bawah dengan sungai. Konsentrasi unsur hidrokimia pada air tanah (soil water) lebih besar daripada airbumi (groundwater). Aliran air vertikal di lereng bagian bawah menyebabkan terjadinya akumulasi unsur hara. Besaran dan arah aliran bawah permukaan dapat mengakibatkan perubahan konsentrasi hidrokimia secara spasial dan temporal. Informasi perilaku hidrologi dan hidrokimia dalam suatu DAS bermanfaat dalam menyusun perencanaan pengelolaan pertanian di daerah berlereng. Selanjutnya berdasarkan metode Evans dan Davies diketahui bahwa Mg, 2SO4 , dan NO3- merupakan unsur hidrokimia yang memiliki tingkat flushing (pencucian) yang paling tinggi di DAS Mikro Cakardipa, memiliki bentuk kurva cekung dengan arah rotasi searah jarum jam dan trend positif dalam hal ini Cair bumi > Cair hujan > Cair tanah termasuk model C2. Hasil analisis berdasarkan integrasi antara pengamatan hidrometrik dan hidrokimia diketahui terdapat hubungan yang erat antara aliran air di lereng bagian atas dengan perilaku unsur hara di lereng bagian bawah dimana pencucian unsur hara terjadi dengan intensif. Pada awal kejadian hujan peran air hujan sangat besar. Selanjutnya pada saat hidrograf meningkat sampai mencapai puncaknya, aliran vertikal mencapai kedalaman yang lebih besar di lereng agak atas, dan peran air bumi meningkat. Pada saat kurva hidrograf menurun kontribusi air bumi menurun dibandingkan pada awal dan puncak hujan. Kata kunci: perunut hidrokimia, sumber limpasan, model konseptual, EMMA ©Hak Cipta milik Institut Pertanian Bogor, tahun 2012 Hak Cipta dilindungi oleh Undang-Undang 1. 2. Dilarang mengutip sebagian atau seluruh karya tulis ini tanpa mencantumkan atau menyebut sumber a. Pengutipan hanya untuk kepentingan pendidikan, penelitian, penulisan karya ilimiah, penyusunan laporan, penulisan kritik atau tinjauan suatu masalah. b. Pengutipan tersebut tidak merugikan kepentingan yang wajar IPB. Dilarang mengumumkan atau memperbanyak sebagian atau seluruh karya tulis dalam bentuk apapun tanpa ijin tertulis IPB. PERUNUT HIDROKIMIA SEBAGAI INDIKATOR KINERJA PENGELOLAAN DAS: Studi Kasus DAS Ciliwung Hulu NANI HERYANI A.362060041 Disertasi sebagai salah satu syarat untuk memperoleh gelar Doktor pada Program Studi Ilmu Pengelolaan Daerah Aliran Sungai SEKOLAH PASCASARJANA INSTITUT PERTANIAN BOGOR BOGOR 2012 Penguji pada Ujian Tertutup: Prof. Dr. Ir. Asep Sapei, M.S. Dr. Ir. Suria Darma Tarigan, M.Sc. Penguji pada Ujian Terbuka : Dr. Ir. Muhrizal Sarwani, M.Sc. Prof. Dr. Ir. Budi Indra Setiawan, M.Agr. Judul Disertasi : “Perunut Hidrokimia sebagai Indikator Kinerja Pengelolaan DAS: Studi Kasus DAS Ciliwung Hulu” Nama Mahasiswa : Nani Heryani NIM : A362060041 Disetujui: Komisi Pembimbing Prof. Dr. Ir. Hidayat Pawitan, M.Sc. Ketua Dr. Ir. M. Yanuar J. Purwanto, M.S. Anggota Dr. Ir. Kasdi Subagyono, M.Sc. Anggota Diketahui: Ketua Program Studi Ilmu Pengelolaan DAS Dekan Sekolah Pascasarjana Dr. Ir. Suria Darma Tarigan, M.Sc. Dr. Ir. Dahrul Syah, M.Sc.Agr Tanggal Ujian: 12 Januari 2012 Tanggal lulus: PRAKATA Puji dan syukur penulis panjatkan ke hadirat Allah SWT atas limpahan rahmat dan hidayah-Nya, sehingga penelitian dan penulisan disertasi berjudul “Perunut Hidrokimia sebagai Indikator Kinerja Pengelolaan DAS: Studi Kasus DAS Ciliwung Hulu” dapat diselesaikan. Disertasi ini menyajikan hasil penelitian tentang sumber aliran (source area) di DAS mikro Cakardipa dengan menggunakan perunut hidrokimia. Informasi yang diperoleh sangat penting dalam pengembangan model aliran bawah permukaan dan prediksi dampak perubahan penggunaan lahan dan perubahan iklim terhadap kualitas air permukaan, serta mendukung pengelolaan sumberdaya air yang berkelanjutan. Penulis menyampaikan penghargaan dan ucapan terima kasih yang sebesarbesarnya kepada Prof. Dr.Ir. Hidayat Pawitan M.Sc, Dr. Ir. Yanuar J. Purwanto M.S., Dr. Ir. Kasdi Subagyono M.Sc. selaku ketua dan anggota komisi pembimbing yang telah membimbing dengan penuh kesabaran, memotivasi dan senantiasa memberikan semangat kepada saya selama menyelesaikan studi ini. Ucapan terima kasih disampaikan kepada Kepala Badan Litbang Kementan, Ketua Komisi Pembinaan Tenaga Badan Litbang Kementerian Pertanian, Kepala Balai Besar Litbang Sumber Daya Lahan, Kepala Balai Penelitian Agroklimat dan Hidrologi (Balitklimat) yang telah memberikan ijin belajar selama melaksanakan pendidikan di IPB. Terima kasih juga disampaikan kepada Kerjasama Kemitraan Penelitian Pertanian dan Perguruan Tinggi (KKP3T) TA. 2009-2010 dan DIPA Balitklimat TA 2008, atas dukungan dana selama penulis melaksanakan penelitian. Ucapan terima kasih penulis sampaikan kepada Dr. Suria Darma Tarigan M.Sc. dan Prof. Dr. Ir Asep Sapei, MS sebagai penguji luar komisi pada saat ujian tertutup, yang telah memberikan masukan-masukan yang berharga sehingga memberi warna tersendiri untuk perbaikan disertasi saya. Ucapan terima kasih disampaikan kepada Dr. Muhrizal Sarwani M.Sc dan Prof. Dr. Ir. Budi Indra Setiawan M.Agr sebagai penguji luar komisi pada ujian terbuka atas masukan, saran, dan kritik yang baik untuk penyempurnaan disertasi ini. Terima kasih dan penghargaan penulis sampaikan kepada Prof. Dr. Ir. Irsal Las M.S. yang telah mendorong dan merekomendasikan penulis untuk menempuh pendidikan S3 ini. Penulis menyampaikan terima kasih kepada Dr. Ir. Budi Kartiwa CESA yang telah memberikan bantuan dan masukan selama penulis melaksanakan penelitian sampai penyusunan disertasi, dan Ir. Sawiyo yang telah mencurahkan waktu dan tenaganya dalam membantu pelaksanaan kegiatan penelitian lapang. Kepada Dr. Ir. Aris Pramudia M.Si, Ir. M. Wahyu Tri Nugroho, Budi Rahayu, Gina Maulana ST, Aris Dwi Saputra SH penulis sampaikan terima kasih atas bantuannya dalam pengumpulan data, analisis data, dan pemetaan selama penelitian, serta teman-teman di Balai Penelitian Agroklimat dan Hidrologi yang tidak dapat disebutkan satu persatu atas segala dukungannya selama ini. Terima kasih kepada Pak Iim, Ade, Dayat, dan Umar yang dengan tulus ikhlas telah membantu dalam kegiatan penelitian di lapangan. Sahabat-sahabat mahasiswa S3 Ir. Zuherna Mizwar MS, Ir. Supriyanto MS, Ir. Labima MS, Dr. Ir. Popi Rejekiningrum MS, dan semua teman-teman di Program Studi Ilmu Pengelolaan DAS yang tidak dapat kami sebutkan satu persatu atas diskusi, saran-saran, dan dorongan moril yang diberikan. Yang tidak terlupakan sahabat-sahabat G-8 yang telah memberikan semangat, dorongan, dan dukungan kepada penulis untuk segera menyelesaikan pendidikan S3 ini, terima kasih atas segalanya. Ayahanda (alm.) H.Sukar SH, Ibu Hj Komariah, ayahanda (alm.) H. Samid, ibunda (alm.) Hj. Helly Halimah, Ma Inung, Ma Eni, dan adik-adik tercinta atas kasih sayang dan do’anya yang tulus dan tiada henti-hentinya. Suami tercinta Didy Sopandie, anak-anak terkasih Dicky, Yuline, Puji dan Dini, serta cucu tersayang Revan, terimakasih atas do’a, dukungan, pengorbanan dan kasih sayang yang telah diberikan selama menempuh studi doktor. Semoga karya ilmiah ini bermanfaat. Bogor, Januari 2012 Penulis RIWAYAT HIDUP Penulis dilahirkan di Kuningan Jawa Barat pada tanggal 16 Mei 1958, sebagai anak pertama dari delapan bersaudara dari pasangan alm H. Sukar SH dan Hj. Komariah. Menikah dengan Prof. Dr. Ir. Didy Sopandie, M.Agr dan dikaruniai 3 orang anak Muhamad Sidiq, STp (28 tahun) yang menikah dengan Yuline Rena Chrisanti, S.Si (28 tahun), Puji Rahmawati (20 tahun), dan Dini Rizkianiputri (18 tahun), serta seorang cucu Revan Aditya Rafif (9 bulan). Pendidikan sarjana ditempuh di Jurusan Agronomi, Fakultas Pertanian IPB lulus pada tahun 1981. Pada tahun 2001 menyelesaikan pendidikan di Sekolah Pascasarjana IPB program studi Agroklimatologi. Sejak tahun 2006 melanjutkan pendidikan program Doktor di Institut Pertanian Bogor, program studi Ilmu Pengelolaan Daerah Aliran Sungai. Penulis mulai bekerja pada tahun 1981 di Direktorat Jenderal Perkebunan, kemudian di Balai Penelitian Tanaman Pangan sejak akhir tahun 1982 sampai akhir tahun 1985. Sejak awal tahun 1992 sampai akhir tahun 1993 bekerja kembali di Balai Penelitian Tanaman Pangan Bogor dan sekarang menjadi Balai Besar Penelitian dan Pengembangan Bioteknologi Tanaman Pangan. Sejak tahun 1993 sampai sekarang bekerja di Balai Penelitian Agroklimat dan Hidrologi Bogor. Selama mengikuti program S3, penulis menulis karya ilmiah yaitu: 1) Analisis Model Campuran (mixing model) untuk Menentukan Sumber Limpasan di Dalam Daerah Aliran Sungai yang akan diterbitkan pada Jurnal Hidrolitan, 2) Instalasi Jaringan Peralatan untuk Pengamatan Hidrokimia: Studi Kasus di DAS Mikro Cakardipa, Sub DAS Cisukabirus, DAS Ciliwung Hulu, Jawa Barat yang akan diterbitkan pada Forum Pascasarjana, dan 3) Relationship between Concentration and Discharge on Storm Events: Case Study at Cakardipa Catchment, Cisukabirus Subwatershed, Upper Ciliwung Watershed, Bogor, West Java, yang akan diterbitkan pada Jurnal Tanah Tropika. DAFTAR ISI Halaman DAFTAR TABEL ................................................................................................. xv DAFTAR GAMBAR ............................................................................................ xvi DAFTAR LAMPIRAN ......................................................................................... xix I PENDAHULUAN ....................................................................................... 1.1 Latar Belakang ....................................................................................... 1.2 Tujuan Penelitian ................................................................................... 1.3 Manfaat Penelitian ................................................................................. 1.4 Hipotesis................................................................................................. 1.5 Kebaruan Penelitian ............................................................................... 1.6 Kerangka dan Ruang Lingkup Penelitian .............................................. 1 1 3 4 4 4 4 II TINJAUAN PUSTAKA .............................................................................. 7 2.1 Sumber Daya Air di DAS Ciliwung: Permasalahan dan Upaya Penanganannya ....................................................................................... 7 2.2 Perkembangan Penelitian Tentang Subsurface Stormflow..................... 9 2.3 Separasi Hidrograf Secara Geokimia untuk Mennetukan Sumber (source) Runoff dalam DAS ................................................................. 14 2.4 Model Konseptual Aliran Permukaan dalam Skala DAS ...................... 20 III BAHAN DAN METODE ............................................................................ 23 3.1 Waktu dan Tempat Penelitian ................................................................ 23 3.2 Bahan dan Alat ....................................................................................... 23 3.3 Metode Penelitian................................................................................... 23 3.3.1 Karakterisasi Biofisik Wilayah Penelitian .................................... 23 3.3.2 Instalasi Bendung Penduga Debit di DAS Mikro Cakardipa ........ 24 3.3.3 Pengamatan Kedalaman Tanah dan Batuan .................................. 26 3.3.4 Pemasangan Peralatan Pengamatan Hidrokimia ........................... 26 3.3.5 Penentuan Arah Aliran secara Vertikal dan Lateral ...................... 29 3.3.6 Pengambilan Conto Air ................................................................. 33 3.3.7 End–member Mixing Analysis (EMMA) dan Separasi ................ Hidrograf ....................................................................................... 34 3.3.8 Keragaman Unsur Hidrokimia secara Spasial dan Temporal ....... 37 3.3.9 Analisis Konsentrasi dengan Debit ............................................... 38 3.3.10 Menyusun Model Konseptual Hubungan Proses Aliran Permukaan dengan Ketersediaan Air............................................ 39 IV KEADAAN UMUM WILAYAH PENELITIAN ........................................ 41 4.1 Karakteristik Sumber Daya Tanah DAS Mikro Cakardipa.................... 41 4.2 Penggunaan Lahan DAS Mikro Cakardipa ............................................ 45 4.3 Karakteristik Fisika Tanah ..................................................................... 45 4.4 Karakteristik Mineral Tanah .................................................................. 48 4.5 Karakteristik Iklim ................................................................................. 50 4.6 Karakteristik Hidrologi .......................................................................... 51 V DINAMIKA ALIRAN BAWAH PERMUKAAN BERDASARKAN KERAGAMAN HIDROKIMIA SECARA SPASIAL DAN TEMPORAL PADA SAAT HUJAN ................................................................................ 55 5.1 Pendahuluan .......................................................................................... 55 5.2 Karakteristik Curah Hujan ..................................................................... 56 5.3 Dinamika Aliran Bawah Permukaan Pada Saat hujan........................... 56 5.4 Keragaman Hidrokimia secara Spasial .................................................. 60 5.5 Keragaman Hidrokimia secara Temporal .............................................. 65 VI ANALISIS CAMPURAN (MIXING ANALYSIS) DALAM HIDROLOGI UNTUK PENENTUAN SOURCE AREA ................................................. 6.1 Pendahuluan .......................................................................................... 6.2 Analisis Multivariate ............................................................................. 6.3 Analisis Campuran secara Hidrokimia ................................................. 6.4 Analisis Komponen Runoff Berdasarkan Separasi Hidrograf Secara Hidrokimia ............................................................................................. VII HUBUNGAN KONSENTRASI DEBIT(C-Q) PADA SAAT HUJAN DENGAN PENCUCIAN UNSUR HARA ................................................. 7.1 Pendahuluan .......................................................................................... 7.2 Keragaman Debit secara Temporal dan Konsentrasi Unsur Hara ......... 7.3 Hubungan Konsentrasi dan Debit di DAS Mikro Cakardipa, DAS Ciliwung Hulu ...................................................................................... VIII MODEL KONSEPTUAL HUBUNGAN ANTARA PROSES RUNOFF DENGAN KERAGAMAN KETERSEDIAAN AIR SECARA SPASIAL DAN TEMPORAL ..................................................................................... 8.1 Pendahuluan .......................................................................................... 8.2 Model Konseptual Hubungan antara Proses Runoff dengan Keragaman Ketersediaan Air secara Spasial dan Temporal di DAS Mikro Cakardipa, DAS Ciliwung Hulu ................................................. 8.3 Aplikasi Model Konseptual untuk Pengelolaan DAS ........................... IX. 71 71 73 75 81 85 85 86 90 93 93 94 97 SIMPULAN DAN SARAN ........................................................................ 101 9.1 Simpulan ................................................................................................ 101 9.2 Saran ..................................................................................................... 102 DAFTAR PUSTAKA ........................................................................................... 103 LAMPIRAN ......................................................................................................... 113 DAFTAR TABEL Halaman 1 Distribusi Peralalatan Pengamatan Hidrokimia .............................................. 33 2 Jumlah sampel air dan metode pengambilannya ............................................. 34 3 Diagnosa Penetapan Ranking Model Tiga Komponen Runoff ....................... 39 4 Hasil Analisis Mineral Liat di Lereng Sebelah Timur, DAS Mikro Cakardipa, Sub DAS Cisukabirus, DAS Ciliwung Hulu ................................ 49 5 Hasil Analisis Mineral Liat di Lereng Sebelah Barat, DAS Mikro Cakardipa, Sub DAS Cisukabirus, DAS Ciliwung Hulu ................................ 50 6 Karakteristik Hujan dan Debit DAS Mikro Cakardipa untuk setiap episode yang tercatat selama bulan Oktober 2009-Pebruari 2010 .................. 54 7 Keragaman Konsentrasi Hidrokimia secara Spasial pada Musim Kemarau dan Hujan di DAS Mikro Cakardipa, DAS Ciliwung Hulu ........... 64 8 Hasil Eigenvalue Sembilan Variabel K, Na, Ca, Mg, SiO2, SO4, NO3, Cl, dan HCO3 ....................................................................................................... 74 9 Korelasi Pearson’s ........................................................................................... 75 10 Hasil separasi hidrograf secara hidrometrik pada kejadian hujan 14 Pebruari 2010 di DAS mikro Cakardipa ........................................................ 83 11 Diagnosa Penetapan Ranking Model Tiga Komponen Runoff ....................... 87 DAFTAR GAMBAR Halaman 1 Diagram Alir Penelitian Mekanisme Proses Aliran Permukaan di DAS ikro Cakardipa, Sub DAS Cisukabirus, DAS Ciliwung Hulu, Jawa Barat ....................................................................................................... 5 2 Model Perseptual Aliran Bawah Permukaan menurut Engler (1919) (Sumber: Weiler et al 2005) ................................................................ 11 3 ARR tipe HOBO, Bangunan Bendung (weir) Penduga Debit, dan AWLR tipe Pelampung pada Titik Keluaran DAS Mikro Cakardipa ............ 26 4 Bor Manual Terbuat dari Pipa Besi Baja yang Dipergunakan untuk Mengetahui Kedalaman Tanah dan Batuan .................................................... 27 5 Pengeboran Tanah untuk Menentukan Kedalaman Batuan (bedrock)............ di DAS Mikro Cakardipa, Sub DAS Cisukabirus, DAS Ciliwung Hulu ........ 28 6 Lokasi Pengamatan Batuan dan Pemasangan Jaringan Pengamatan .............. Hidrokimia secara Spasial di DAS Mikro Cakardipa, Sub DAS .................... Cisukabirus...................................................................................................... 29 7 Skema Pemasangan Jaringan Pengamatan Hidrokimia di Lereng sebelah Barat dan Timur DAS Mikro Cakardipa, Sub DAS Cisukabirus.................... 31 8 Tensiometer (A), Suction Sampler (B), dan Piezometer (C) yang Dipergunakan pada Penelitian ini ................................................................... 32 9 Peta Satuan Lahan DAS Mikro Cakardipa, Sub DAS Cisukbirus, DAS Ciliwung Hulu ................................................................................................. 44 10 Penggunaan Lahan di DAS Mikro Cakardipa, Sub DAS Cisukabirus, DAS Ciliwung Hulu ........................................................................................ 46 11 Kadar Air Tanah Lereng Sebelah Timur dan Barat DAS Mikro Cakardipa ... 47 12 Porositas Tanah Lereng Sebelah Timur dan Barat DAS Mikro Cakardipa .... 47 13 Distribusi Curah Hujan dan Evapotransiprasi Dasarian Rata-rata di Stasiun Pengamat Curah Hujan Citeko, Megamendung, Bogor ..................... 51 14 Intensitas Hujan dan Debit Sesaat DAS Mikro Cakardipa episode Oktober-Desember 2009 ................................................................................. 52 15 Intensitas Hujan dan Debit Sesaat DAS Mikro Cakardipa episode 10-16 Pebruari 2010 ........................................................................................ 53 16 Intensitas Hujan dan Debit Sesaat episode 14 Pebruari 2010 di DAS Mikro Cakardipa, Sub DAS Cisukabirus, DAS Ciliwung Hulu ................... 56 17 Fluktuasi tinggi hidrolik bulanan airbumi secara lateral dan vertikal di DAS Mikro Cakardipa, Sub DAS Cisukabirus, DAS CiliwungHulu..............57 18 Dinamika Aliran Bawah Permukaan pada Kejadian Hujan 14 Pebruari 2010 di DAS Mikro Cakardipa, Sub DAS Cisukabirus, DAS Ciliwung Hulu ....................................................................................... 60 19 Kandungan Kation dan Anion Utama di dalam Air Bumi di Beberapa Titik Pengamatan (Musim Kemarau 2009) ............................................................. 62 20 Kandungan Kation dan Anion Utama di dalam Air Bumi di Beberapa Titik Pengamatan (Musim Hujan 2009/2010) ................................................ 63 21 Distribusi Kation dan Anion Air Tanah pada Beberapa Kedalaman Secara Spasial di DAS Mikro Cakardipa ...................................................... 66 22 Korrelogram Beberapa Unsur Hidrokimia pada Air Bumi di DAS Mikro Cakardipa, Sub DAS Cisukabirus, DAS Ciliwung Hulu pada Juni 2009-April 2010 ............................................................................................ 67 23 Korrelogram Beberapa Unsur Hidrokimia pada Air Tanah di DAS Mikro Cakardipa, Sub DAS Cisukabirus, DAS Ciliwung Hulu pada Juni 2009-April 2010 ............................................................................................ 68 24 Korrelogram Beberapa Unsur Hidrokimia pada Air Hujan di DAS Mikro Cakardipa, Sub DAS Cisukabirus, DAS Ciliwung Hulu pada Juni 2009-April 2010 ............................................................................................ 69 25 Grafik hubungan antara faktor 1 dan faktor 2 untuk melukiskan keeratan antar unsur hidrokimia .................................................................... 75 26 Plot residual konsentrasi masing-masing unsur terhadap konsentrasi air sungai ........................................................................................................ 77 27 Konsentrasi hidrokimia hasil pengamatan dan pendugaan berdasarkan EMMA ....................................................................................... 79 28 Hasil analisis statistik (RB) terhadap tiga sumber area yang diproyeksikan terhadap 3 dimensi subruang air sungai .................................. 80 29 Hasil analisis statistik (RRMSE) terhadap tiga sumber area yang diproyeksikan terhadap 3 dimensi subruang air sungai ......................... 80 30 Hasil mixing analisis antara Kalsium (Ca) dengan SO4 pada episode hujan tanggal 14 Februari 2010 ........................................................ 82 31 Separasi hidrograf pada kejadian hujan 14 Pebruari 2010 .............................. 84 32 Keragaman debit secara temporal (kiri) dan konsentrasi unsur K, Na, Ca, Mg, Si, NO3, SO4, dan Cl dalam diagram C-Q (kanan) pada kejadian hujan 14 Pebruari 2010 ..................................................................... 89 33 Hubungan Konsentrasi Unsur Hara dan Debit DAS Mikro Cakardipa .......... 91 34 Model konseptual hubungan antara proses limpasan dengan ketersediaan air secara spasial dan temporal dan pencucian hara ................... 96 DAFTAR LAMPIRAN Halaman 1 Hasil Pengamatan Kedalaman Tanah dan Batuan (bedrock) untuk Pemasangan Peralatan Pengamatan Hidrokimia di DAS Mikro Cakardipa........................................................................................................ 113 2 Uraian Profil Tanah Lereng Sebelah Timur ................................................... 118 3 Uraian Profil Tanah Lereng Sebelah Barat .................................................... 123 4 Kandungan Mineral Liat pada Lereng (Atas, Tengah dan Bawah) Sebelah Timur pada Berbagai Kedalaman di DAS Mikro Cakardipa, Sub DAS Cisukabirus ..................................................................................... 127 5 Kandungan Mineral Liat pada Lereng (Atas, Tengah dan Bawah) Sebelah Barat pada Berbagai Kedalaman di DAS Mikro Cakardipa, Sub DAS Cisukabirus ..................................................................................... 132 1 I PENDAHULUAN 1.1 Latar Belakang Air sungai merupakan salah satu sumber air permukaan relatif lebih rentan terhadap pencemaran yang diakibatkan oleh kegiatan manusia dibandingkan air tanah. Penelitian tentang polusi air tanah dan mekanisme recharge aquifer merupakan beberapa aplikasi penting dari analisis kimia air (hydrochemical), namun masih jarang dilakukan. Di sisi lain analisis kimia air merupakan integrator yang berguna dalam beberapa proses biologi, kimia, dan fisik dalam daerah aliran sungai (DAS), seperti dekomposisi tanaman, pertukaran kation tanah, penurunan kualitas air secara kimiawi, dan mineralisasi. Penilaian tentang pengaruh lingkungan terhadap suatu areal akan sulit diperoleh apabila tidak ada informasi yang lengkap tentang proses-proses hidrologi, kimia, dan biologi yang komplek dan saling berkaitan (Christophersen et al 1994). Dengan demikian hal mendasar yang diperlukan antara lain penelitian yang mempelajari karakteristik dan proses terjadinya limpasan dan aliran bawah permukaan (subsurface stormflow) melalui pengamatan karakteristik biologi, geologi, dan kimianya. Di dalam sumber aliran (source area) terdapat kandungan unsur-unsur kimia yang secara alami dapat menjadi perunut dalam proses pergerakan aliran air (limpasan) di dalam DAS. Pemisahan aliran permukaan dengan menggunakan perunut alami merupakan metode yang dapat dipergunakan untuk memperoleh pemahaman yang mendalam mengenai proses limpasan. Manfaat dari pengambilan contoh air secara kimiawi dan data-data perunut yang dihasilkan dapat membantu kalibrasi model hidrologi. Selain itu data hidrokimia dapat dipergunakan untuk menduga proporsi limpasan yang berasal dari sumber limpasan yang berbeda pada waktu yang berbeda, dalam hal ini dengan Simple Mixing Analysis (Dunn et al 2005). Metode pemisahan aliran permukaan yang digunakan dalam memisahkan beberapa elemen dalam hidrograf pada beberapa kejadian hujan ada yang bersifat subjektif. Perbaikan metode pemisahan aliran yang lebih tepat dapat membantu para ahli hidrologi untuk mengevaluasi alternatif rencana pengelolaan DAS berkelanjutan. 2 Dengan demikian masih diperlukan studi untuk menentukan metode separasi aliran yang akurat melalui teknik perunut hidrokimia didukung dengan aplikasi media Geographical Information Systems (GIS). Perunut adalah zat kimia yang digunakan sebagai tanda untuk mengikuti berlangsungnya reaksi kimia atau proses fisika, atau untuk menunjukkan posisi atau lokasi suatu zat kimia. Selanjutnya Dunn et al (2005) mengemukakan bahwa satu hal umum yang diperlukan dalam pemodelan adalah separasi hidrograf menjadi beberapa bagian aliran untuk mengidentifikasi sumber aliran dan menduga laju transpor beberapa polutan. Dalam hal ini data hidrokimia dapat dipergunakan untuk menduga proporsi aliran yang berasal dari aliran air di dalam DAS. Mekanisme proses aliran bawah permukaan wilayah hutan di DAS bagian hulu telah menjadi perdebatan sejak tahun 1930-an (Bonell 1998, McGlynn et al 2002). Penelitian dengan menggunakan metode atau pendekatan tunggal melalui pendekatan hidrometrik dianggap memerlukan waktu lama, sehingga saat ini kombinasi pengamatan melalui pendekatan hidrometrik dan perunut merupakan metode standar untuk mengatasi perbedaan persepsi antara model dengan konsep-konsep formal tentang proses limpasan di wilayah hulu suatu DAS (McDonnell 2003). Meskipun beberapa penelitian hidrologi yang mempelajari aliran bawah permukaan di lereng (hillslope) sudah banyak dilakukan pada berbagai kondisi iklim, topografi, dan kondisi geologi, namun masih sedikit yang mengkarakterisasi proses limpasan (aliran air). Di Indonesia penelitian tentang proses limpasan nampaknya belum dilakukan, padahal manfaat yang dapat diperoleh cukup banyak. Hasil penelitian menunjukkan bahwa data yang diperoleh dari hasil penelitian di bagian lereng di dalam DAS dapat digunakan oleh komunitas ilmuwan untuk pengembangan dan validasi model atau konseptualisasi aliran bawah permukaan (Tromp-van Meerveld 2008). Teknik pemisahan aliran permukaan yang dapat mengkuantifikasi sumber aliran (source area) sangat penting dalam mendesain stuktur hidraulik, evaluasi model hujan-aliran permukaan, mempelajari proses pengendalian banjir, serta pendugaan dan pengurangan kontaminasi air. 3 Penelitian ini menjadi penting karena masih terbatasnya informasi tentang mekanisme proses aliran (runoff generation) di Indonesia. Selain itu identifikasi mekanisme pencucian hara dalam skala DAS yang merupakan bagian dari penelitian ini penting dalam mengembangkan model prediksi dampak perubahan iklim dan penggunaan lahan terhadap kualitas air permukaan. 1.2 Tujuan Penelitian 1. Mempelajari efektifitas perunut hidrokimia untuk mengkuantifikasi dinamika aliran selama proses limpasan/aliran air (runoff generation) 2. Menentukan potensi sumber aliran (source area) air sungai di dalam DAS melalui kuantifikasi proses transpor pelarut (solute transport) selama proses limpasan/aliran air, dan mempelajari keragaman ketersediaannya secara spasial dan temporal, 3. Menyusun model konseptual hubungan antara proses limpasan dengan pencucian hara dan keragaman ketersediaan air secara spasial dan temporal untuk mendukung pengelolaan sumber daya air di dalam DAS secara berkelanjutan. 1.3 Manfaat Penelitian 1. Tersedianya informasi efektifitas perunut hidrokimia untuk mengkuantifikasi proses limpasan/aliran air (runoff generation), 2. Tersedianya informasi potensi sumber daya air yang lebih objektif dan akurat secara spasial dan temporal di suatu DAS, 3. Tersedianya model konseptual hubungan proses limpasan dengan pencucian hara dan ketersediaan air secara spasial dan temporal sebagai acuan dalam perencanaan pengelolaan sumber daya air, 4. Dalam jangka panjang, tersedia alternatif teknologi pengelolaan sumber daya air dalam mengantisipasi perubahan iklim, sebagai masukan bagi para pengambil kebijakan dalam perencanaan pengelolaan sumber daya air. 4 1.4 Hipotesis Hipotesis yang dirumuskan pada penelitian ini yaitu: 1. Kandungan kimia air bervariasi secara spasial dan temporal tergantung pada karakteristik biofisik DAS dan kondisi hidrogeologinya. 2. Komponen hidrokimia konservatif dapat digunakan sebagai perunut (tracer) hidrologi daerah aliran sungai 3. Informasi yang diperoleh dari separasi hidrograf dalam jangka panjang dapat digunakan sebagai sistem peringatan dini (early warning systems) banjir dan kekeringan, serta penurunan kualitas air. 1.5 Kebaruan Penelitian 1. Diperoleh informasi perunut konservatif di DAS Mikro Cakardipa, DAS Ciliwung Hulu. 2. Diperoleh informasi sumber limpasan (aliran air) dan tingkat pencucian hara di DAS mikro Cakardipa, DAS Ciliwung Hulu 3. Diperoleh model konseptual tentang hubungan limpasan dengan ketersediaan air dan pencucian unsur hara. 1.6 Kerangka dan Ruang Lingkup Penelitian Untuk mencapai tujuan dan menjawab hipotesis dilakukan serangkaian kegiatan penelitian yang mencakup beberapa tahapan sebagai berikut: (a) Persiapan meliputi: studi pustaka, penyusunan proposal, pengumpulan dan inventarisasi data iklim dan hidrologi, dan pengumpulan peta rupa bumi skala 1:25.000, peta geologi 1:100.000, dan hidrogeologi skala 1:250.000, (b) Kegiatan lapang mencakup: pengambilan conto tanah untuk analisis fisika, kimia, dan mineral; pengamatan kedalaman batuan; pemasangan/instalasi peralatan pengamatan hidrokimia; pemasangan alat pengukur debit dan curah hujan; pengambilan conto air, (c) entri dan analisis data hasil penelitian lapang meliputi: analisis karakteristik biofisik DAS, analisis hidrograf debit berdasarkan pengukuran hidrometrik dan hidrokimia dengan metode end member mixing analysis, analisis hubungan konsentrasi unsur hidrokimia dan debit, 5 (d) penyusunan model konseptual hubungan limpasan dengan ketersediaan air dan pencucian unsur hara, dan (d) penyusunan desertasi. Diagram alir ruang lingkup penelitian disajikan pada Gambar 1. Selanjutnya metode yang digunakan untuk memahami beberapa proses hidrologi tersebut dilakukan pada DAS berukuran kecil. Variabilitas di dalam DAS berukuran kecil rendah sehingga beberapa proses hidrologi yang terjadi dalam DAS dapat dipelajari lebih efektif. Pengamatan Lapang Karakterisasi wilayah: Inventarisasi peta geologi dan hidrogeologi Pengumpulan data iklim dan hidrologi Pengamatan topografi Pembuatan profil tanah Pengambilan conto tanah untuk analisis fisika, kimia, dan mineral tanah Pengukuran kedalaman batuan Pengukuran hidrometrik untuk pemisahan aliran permukaan Pengambilan sampel air: untuk analisis hidrokimia Analisis Laboratorium Tanah: Fisika: tekstur, BD, pF, permeabilitas Kimia: pH, bahan organik, nilai tukar kation Mineral tanah Air: Kation dan anion : K, Na, Ca, Mg, SO4 , NO3, SiO2, Cl, HCO3 Konsep hubungan antara proses aliran permukaan dengan pencucian hara dan keragaman ketersediaan air secara spasial dan temporal Gambar 1 Diagram Alir Penelitian Mekanisme Proses Aliran Air di DAS Mikro Cakardipa, Sub DAS Cisukabirus, DAS Ciliwung Hulu. 6 7 II TINJAUAN PUSTAKA 2.1 Sumber Daya Penanganannya Air di DAS Ciliwung:Permasalahan dan Upaya Pengelolaan sumber daya air (water resources management) saat ini menjadi isu yang banyak diperbincangkan di berbagai sektor. Pencemaran lingkungan yang makin meningkat mengakibatkan penurunan kualitas air permukaan, sehingga diperlukan pemahaman yang lebih baik tentang hubungan antara air permukaan dengan aliran dasar (baseflow) yang berasal dari air tanah. Pemahaman terhadap karakteristik baseflow sangat bermanfaat untuk: 1) pihak-pihak yang terkait dengan pengelola dan pengguna air tanah, 2) mengkuantifikasi polusi air tanah yang masuk kedalam aliran sungai, 3) mempelajari perilaku air tanah dalam berkontribusi terhadap aliran sungai, serta 4) merancang dan mengimplementasikan upaya perlindungan terhadap habitat sungai. DAS Ciliwung Hulu memiliki luas 14.876 ha dimulai dari hulu sampai Stasiun Pengamatan Air Sungai (SPAS) Katulampa Bogor. Curah hujan rata-rata tahunan selama periode 1989-2001 adalah 3.636 mm dengan rata-rata hujan bulanan mencapai 303 mm (Kusmana 2003). Berdasarkan data pengamatan selama 1990-2006, debit maksimum absolut harian sungai Ciliwung mencapai 80,1 m3/s terjadi pada tanggal 12 Februari 2001, debit minimum absolut harian sebesar 0 m3/s terjadi pada tanggal 11-13 Oktober 1997, sedangkan debit rata-rata selama periode tersebut sebesar 9,7 m3/s. Debit maksimum Sungai Ciliwung yang terjadi selama musim hujan cenderung meningkat dari tahun 1997 sampai dengan tahun 2006 sebesar 5,6 %, sedangkan debit minimum cenderung menurun sebesar 91,4 %. Rasio debit maksimum dan minimum dapat dipergunakan sebagai indikator dalam menilai tingkat kerusakan sumber daya air di dalam DAS. Meskipun batasan nilai rasio debit maksimum dan minimum berbeda untuk setiap sungai, namun data tersebut memberikan gambaran telah terjadi kerusakan sumber daya air DAS khususnya di DAS Ciliwung dan pada umumnya di Indonesia. 8 Beberapa permasalahan yang dijumpai dalam pengelolaan sumber daya air di DAS Ciliwung antara lain: 1) secara umum, ketersediaan air telah sangat kritis, 2) pemanfaatan ruang baik di sepanjang sempadan sungai maupun pengelolaan di badan sungainya tidak terkendali, 3) Ketersediaan air yang dapat dimanfaatkan untuk berbagai kepentingan semakin mahal dan langka baik kuantitas maupun kualitasnya, sehingga menimbulkan berbagai konflik antar sektor maupun antar wilayah, 4) fluktuasi ketersediaan air permukaan sangat tinggi, sehingga sering terjadi banjir di musim hujan dan kekeringan di musim kemarau, 5) belum adanya kesinergian antar wilayah dalam bentuk role sharing antara Propinsi/Kabupaten/Kota di daerah hulu dengan Propinsi/Kabupaten/Kota di daerah hilir dalam rangka penanganan hulu DAS. Kondisi tersebut memberikan gambaran tentang telah terjadinya kerusakan DAS yang berdampak terhadap permasalahan surplus/defisit neraca air sepanjang tahun (Anonim 2004). Untuk menanggulangi bencana alam seperti banjir yang kerap terjadi setiap tahun, perlu dibentuk kelembagaan pengelolaan DAS yang berfungsi untuk menyelesaikan berbagai isu menyangkut segala permasalahan bencana banjir (Santoso 2006). Masalah pengelolaan DAS juga berhubungan erat dengan lintas sektor/instansi/lembaga, lintas wilayah adminsitrasi (Negara/ Propinsi/ Kabupaten/ Kota), serta lintas disiplin ilmu (lingkungan, ekonomi, sosial, politik, hukum). Selain rekomendasi teknis, diperlukan rekomendasi kebijakan karena DAS Ciliwung berada di dua propinsi yaitu Jawa Barat dan DKI Ibukota, yaitu pengelolaan DAS terpadu untuk mewujudkan kebijakan one river, one plan, one management dan untuk itu perlu dipastikan bentuk campur tangan pemerintah pusat. Dalam kaitan ini diperlukan studi peran multipihak dalam penetapan cost and benefit sharing serta imbal jasa lingkungan antara pemerintahan dan masyarakat di wilayah hulu dan hilir. Kejadian banjir dan kekeringan dapat menimbulkan dampak nyata terhadap sosial ekonomi masyarakat. Pada umumnya hal ini terjadi karena distribusi air yang tidak merata dan kelembagaan yang tidak berfungsi dengan baik, serta ketidaktahuan masyarakat dalam memanfaatkan sumberdaya air. Berbagai upaya telah dilakukan pemerintah dalam rangka mengantisipasi banjir dan kekeringan. Dalam jangka 9 pendek responnya dapat segera terlihat, seperti perubahan praktek-praktek penggunaan lahan, pemanfaatan irigasi dari reservoir, kampanye mitigasi banjir dan kekeringan melalui konservasi air, dan penyediaan tangki air minum. Sedangkan untuk jangka panjang, meliputi perubahan jenis tanaman dan pembangunan reservoir penyimpan. Pengelolaan sumberdaya air baik kualitas maupun kuantitas semakin penting baik di pulau Jawa maupun luar Jawa seperti Sumatera, Kalimantan, Sulawesi, dll. Dengan karakteristik permasalahan yang berbeda, pendekatan yang dilakukan tentu saja berbeda. Di pulau Jawa terutama wilayah Jabodetabek, permasalahannya terjadi karena kepadatan penduduk (over population) serta terjadinya degradasi dan deplesi sumberdaya air. Di pulau Jawa, permasalahan kuantitas dan kualitas air telah menimbulkan konflik kepentingan antara pertanian, industri, dan munisipal, serta antara penggunaan air permukaan dan air tanah seiring dengan pertumbuhan areal perkotaan yang makin cepat. Dengan demikian perbaikan pengelolaan sumberdaya air merupakan hal penting dalam meningkatkan pengelolaan air berkelanjutan (Anonim 2006), yang antara lain dapat dilakukan melalui: (1) peningkatan produktivitas air melalui: a) praktek budidaya tanaman yang lebih baik yang mencakup perbaikan varietas dan substitusi tanaman, b) praktek pengelolaan air yang lebih baik, mencakup pemberian irigasi suplemen yang lebih tepat, re-alokasi air untuk penggunaan dari komoditas yang memiliki nilai ekonomi rendah ke yang memiliki nilai ekonomi tinggi dan, (2) meningkatkan penyimpanan air melalui pengembangan potensi sumberdaya air, dalam hal ini mencakup pembangunan dam, recharge groundwarer, dan panen air hujan. Dengan demikian kuantifikasi potensi sumberdaya air sangat diperlukan untuk mendukung perbaikan pengelolaan sumberdaya air. 2.2 Perkembangan Penelitian Tentang Aliran Bawah Permukaan (Subsurface Stormflow) Beberapa penelitian tentang aliran bawah permukaan menyatakan bahwa aliran bawah permukaan merupakan aliran tidak jenuh (unsaturated flow) di dalam zone tidak jenuh (unsaturated zone). Namun hasil penelitian pada umumnya menunjukkan 10 bahwa aliran bawah permukaan merupakan fenomena aliran air jenuh (atau mendekati jenuh) (Weiler McDonnell, Meerveld, dan Uchida 2005). Aliran bawah permukaan juga termasuk air tanah dan airbumi (soil water dan groundwater). Air tanah (soil water) atau zone tidak jenuh adalah area di dalam profil tanah yang memiliki matrik potensial < 0 kPa, sedangkan groundwater atau zone jenuh didefinisikan sebagai area di dalam profil tanah yang memiliki matrik potensial ≥ 0 kPa. Aliran bawah permukaan menggambarkan semua proses limpasan (aliran air) yang terjadi di lereng/hillslope (dekat permukaan tanah) yang menghasilkan hidrograf aliran selama kejadian hujan. Aliran ini bergabung langsung ke dalam aliran pada jalur preferensial seperti pori makro dan lapisan dengan permeabilitas tinggi. Aliran bawah permukaan yang cepat erat kaitannya dengan kondisi hidraulik dari area jenuh di lereng karena adanya infiltrasi air hujan. Aliran pada skala lereng terdiri dari aliran yang homogen (homogeneous matrix flow) dan aliran preferensial (preferential flow). Aliran homogen terjadi karena area yang jenuh di dalam tanah akan mengalami peningkatan gradient hidraulik yang cepat jika terdapat infiltrasi air. Proses ini terjadi di lereng dimana lapisan tanah dengan permeabilitas tinggi dan kapasitas infiltrasi tinggi terletak di atas lapisan tanah dengan permeabilitas rendah (seperti batuan dan horizon argillic). Karena air yang disimpan di lereng relatif besar tergantung jumlah hujan, area lereng sering berkontribusi besar terhadap air tanah di sungai, karena hanya sebagian kecil aliran permukaan yang diperlukan untuk meningkatkan gradient hidraulik di lereng. Proses aliran ini sering digambarkan sebagai translatory flow (Burt 1989), transmissivity feedback (Rodhe 1987) atau aliran lateral pada lapisan antara tanah dan batuan (soilbedrock interface) (Tani 1997). Aliran preferential secara lateral terjadi di dalam tanah dimana aliran air dipengaruhi oleh pori makro, atau di area yang memiliki permeabilitas lebih tinggi dibandingkan matriks tanah sekitarnya. Pori makro dalam tanah atau rekahan batuan mengalirkan air lebih efisien dan cepat dari lereng menuju sungai (Beven dan Germann 1982). Pori makro yang membesar karena adanya erosi atau saling berhubungan satu sama lain disebut soil pipes (Anderson dan Burt 1990). 11 Aliran preferensial sering disebut sebagai aliran preferential secara lateral (Tsuboyama et al 1994, McDonnell 1990) dan pipeflow (Uchida et al 1999). Pergerakan air secara lateral dalam tanah merupakan proses penting dalam pendistribusian air, hara, dan larutan di dalam suatu lingkungan dataran tinggi. Selain sebagai kontributor penting terhadap volume aliran sungai, aliran bawah permukaan juga berperan dalam transpor hara kedalam air permukaan (McGlynn dan McDonell 2003). Karena jalur aliran air di bawah permukaan sering menentukan kimia air dan kualitas air, maka karakterisasi jalur aliran bawah permukaan dan asal muasal air penting untuk dipelajari (Burns et al 2003). Selain itu aliran bawah permukaan dapat meningkatkan tekanan pori tanah di lahan yang curam (Uchida et al 1999) dan dapat memicu terjadinya longsor (Montgomery et al 1997, Sidle dan Tsuboyama 1992). Oleh karena itu proses aliran bawah permukaan mendapat perhatian utama dan penting dalam hidrologi. Weiler et al (2005) mengemukakan bahwa aliran permukaan tidak selalu terjadi sekalipun pada hujan dengan intensitas tinggi. Air terinfiltrasi kedalam zone perakaran dan mengalir secara lateral di dalam tanah atau pada lapisan antara tanah dan batuan. Gambar 2 memperlihatkan konsep tentang proses tersebut, yaitu infiltrasi yang terjadi dalam humus dan tanah. Pada profil yang lebih dalam air mengalir secara lateral. Gambar 2 Model Perseptual Aliran Bawah Permukaan menurut Engler (1919) (Sumber: Weiler et al 2005). 12 Pemahaman tentang aliran bawah permukaan terus meningkat dengan adanya International Hydrological Decade (IHD). IHD: yakni suatu periode dimana penelitian tentang hidrologi proses mulai berkembang. Menurut Weiler et al (2005), Hewlett dan Hibbert (1963) melakukan penelitian tentang kondisi kelembaban dan energi di daerah lereng dan berbatu (sloping concrete-walled hillslope), Whipkey (1965) tentang aliran preferensial secara lateral, Dunne dan Black (1970) tentang aliran bawah permukaan di areal hillslope dan interaksinya dengan area jenuh di dekat sungai. Hasil penelitian terpenting selama IHD yaitu pembingkaian aliran bawah permukaan dalam konteks ‘konsep beberapa source area’ (source area concept) yang dilakukan oleh Hewlett dan Hibbert (1967) di Amerika, Cappus (1960) di Perancis, Tsukamoto (1961) di Jepang. Selanjutnya Anderson dan Burt (1978) menjelaskan tentang peranan cekungan-cekungan dalam menghubungkan aliran bawah permukaan dengan sungai. Hasil penelitian Mosley (1979, 1982) tentang aliran bawah permukaan di DAS Maimai di New Zealand menunjukkan terdapat persamaan waktu antara debit puncak aliran di sungai dengan puncak aliran bawah permukaan karena adanya pergerakan air yang cepat secara vertikal dan kemudian mengalir secara lateral ke lereng bagian bawah. Mosley (1979) mengemukakan bahwa air yang keluar melalui dua pipa (pipes flow) selama kejadian hujan biasanya terjadi pada dasar horizon B, dimana terdapat laju outflow yang tinggi. Aliran melalui pori makro merupakan proses pergerakan air dalam tanah organik dan memiliki konduktivitas hidraulik 300 kali lebih besar daripada yang terukur pada tanah mineral. Hasil penelitian Pearce et al (1986) dan Sklash et al (1986) tentang aliran bawah permukaan dengan menggunakan teknik isotop di DAS Maimai menunjukkan bahwa: 1) pada umumnya campuran old (preevent) dan new (event) water terjadi di lereng, dan 2) air bawah permukaan dalam aliran sungai merupakan air yang bercampur sempurna secara isotop. Model perseptual Sklash et al (1986) meniadakan pentingnya transmisi air hujan yang cepat di lereng bawah melalui pori makro, karena air disimpan sebagai komponen utama debit sungai (stream channel) selama kejadian hujan. 13 Menurut McDonnell (1990) air yang terinfiltrasi bergerak sesuai kedalaman tanah, air berada pada soil-bedrock interface dan disimpan dalam volume yang lebih besar menjadi aliran dasar (baseflow). Woods dan Rowe (1996) dan Brammer et al (1995) (dalam McGlynn et al 2002) menunjukkan bahwa kondisi topografi permukaan batuan (bedrock) merupakan kunci penentu dimana aliran bawah permukaan terkonsentrasi secara spasial di lereng. Weiler dan McDonnell (2004a) menyertakan keragaman kedalaman tanah kedalam model aliran bawah permukaan dan simulasinya di lereng DAS Panola, Amerika. Hasil penelitiannya menunjukkan bahwa keragaman kedalaman tanah tidak hanya berpengaruh besar terhadap keragaman aliran bawah permukaan secara spasial tetapi juga sangat mempengaruhi volumenya. Pada beberapa kondisi lingkungan, aliran bawah permukaan didominasi oleh aliran pori makro secara lateral yaitu dari wilayah lahan basah dan hutan-hutan di daerah kutub sampai hutan hujan tropis dan lahan kering (McGlynn et al 2002). Pori makro pada umumnya disebut soils pipes, dan aliran bawah permukaan yang berada pada pori makro secara alami disebut pipeflow. Pipeflow secara lateral berperan pada penelitian di lereng (Uchida et al 1999), pencucian hara/nutrient flushing (Buttle et al 2001), serta pendistribusian aliran ke sungai (Freer et al 2002, McDonnell 1990) dan ke zone riparian (McGlynn dan McDonnell 2003a). Karaktersitik pipeflow sudah diuji pada skala lereng di Jepang, Inggeris, Amerika Utara dan Peru. Hasil penelitian menunjukkan bahwa debit maksimum pipeflow ditentukan terutama oleh diameter pori makro. Beberapa model telah mempelajari perilaku pipeflow pada proses limpasan (Faeh et al 1997, Jones and Conelly 2002, Kosugi et al 2004, Weiler et al 2003). Hubungan antara jumlah presipitasi dengan volume aliran bawah permukaan terdapat kecenderungan hubungan tidak linier antara keduanya (Buttle et al 2004, McDonnell 2003) Hasil penelitian hidrologi di hillslope (Mosley 1979 dan Whipkey 1965, dalam Weiler at al 2005) menunjukkan bahwa ambang batas presipitasi untuk dimulainya aliran bawah permukaan dan pada umumnya berkisar antara 15 dan 35 mm. Beberapa hasil penelitian menunjukkan bahwa ambang batas presipitasi tergantung 14 pada kondisi kelembaban sebelumnya (Guebert dan Gardner 2001, Noguchi et al 2001, Uchida et al 1999). Hasil penelitian menunjukkan bahwa aliran pori makro dan aliran matrik memiliki ambang batas yang sangat mirip (sekitar 55 mm). Nilai ambang batas presipitasi berhubungan dengan kondisi kelembaban tanah sebelumnya (Meerveld dan McDonnell 2004). 2.3 Separasi Hidrograf Secara Geokimia untuk Menentukan Sumber Limpasan (Source Area) dalam DAS Air disimpan pada berbagai tempat di dalam suatu daerah aliran sungai (DAS) dan memiliki karakteristik kimia berbeda. Kimia air sungai sangat tergantung kepada jalur aliran dimana air itu mengalir pada saat menuju sungai. Mengetahui jalur aliran yang dominan dan bagaimana air mengalami perubahan secara kimiawi selama kejadian hujan merupakan hal penting dalam memahami proses limpasan terutama yang menyangkut aliran bawah permukaan. Pemahaman teknik kuantitatif yang digunakan untuk mengkarakterisasi proses hidrologi dalam DAS merupakan hal mendasar yang diperlukan dalam penelitian hidrokimia. Pengukuran debit aliran yang tidak akurat atau ketidaksesuaian metode pengambilan conto dan bahan kimia terlarut akan mengakibatkan kesalahan (error) dalam menetapkan hubungan antara debit dan kandungan bahan kimia atau dalam penghitungan neraca masa (Semkin et al 1994). Di Indonesia, penelitian hidrokimia dalam kerangka pengelolaan kualitas air dan program evaluasi hidrokimia telah dilakukan di Krueng Aceh, dan merupakan penelitian tentang muatan bahan kimia di dalam DAS. Evaluasi kualitas air dilaksanakan dari mulai sumber air di daerah hulu sampai daerah hilir DAS sebagai akibat dampak perubahan penggunaan lahan (Environmental Services Program 2007). Penelitian lain dilakukan untuk mengetahui tipe aquifer dan hidrokimia air bumi (groundwater) serta mengetahui faktor-faktor yang mempengaruhi variasi karakteristik air tanah. Hasil penelitian dipergunakan sebagai dasar penentuan lokasi dan kedalaman sumur sebagai suplai air bersih (Santosa 2001). Namun penelitian yang mempelajari proses limpasan belum dilakukan. 15 Mekanisme proses aliran bawah permukaan (subsurface runoff generation) di wilayah hulu DAS telah menjadi perdebatan sejak tahun 1930-an (Dunn 1998, Bonell 1998, McGlynn et al 2002). Penelitian tentang sumberdaya air di DAS berukuran kecil difokuskan dalam kaitannya dengan siklus hidrologi dan transformasi curah hujan yang melewati kanopi vegetasi yang terinfiltrasi kedalam tanah dan batuan sebagai air bumi (groundwater), dan yang masuk kedalam sungai atau danau. Secara ekologi DAS mikro yang berada di daerah hulu suatu DAS sangat sensitif terhadap perubahan ekosistem karena aktivitas manusia, sehingga dapat dipergunakan sebagai sistem peringatan dini (early warning systems) perubahan ekologi. Namun penilaian tentang pengaruh lingkungan terhadap suatu areal yang sensitif sulit diperoleh apabila tidak ada informasi yang lengkap tentang proses-proses hidrologi, kimia, dan biologi yang komplek dan saling berkaitan (Christophersen et al 1994). Pada umumnya model hujan dan aliran permukaan mensintesis perilaku hidrologi dalam DAS, meskipun demikian ketepatan output sangat tergantung kepada teknik dan algoritma yang digunakan dalam memisahkan aliran kedalam komponenkomponennya. Selain sebagai kontributor penting terhadap volume aliran sungai, aliran bawah permukaan juga berperan dalam transpor hara kedalam badan air permukaan (McGlynn dan McDonell 2003b). Karena jalur aliran air bawah permukaan sering menentukan kualitas air (kimia, fisik, dan mikrobiologi), maka karakterisasi jalur aliran bawah permukaan dan asal muasal air penting dipelajari (Burns et al 2003). Identifikasi sumber limpasan dalam unit DAS dan memahami jalur aliran penting dalam: a) membantu mengembangkan model pengelolaan DAS, b) membantu mengidentifikasi sumber kunci beberapa polutan, c) membantu evaluasi tentang pengaruh perubahan penggunaan lahan terhadap kualitas air (Ockenden dan Chappell 2011). Data hidrokimia dapat dipergunakan untuk menduga proporsi limpasan (aliran air) yang berasal dari jalur aliran yang berbeda pada waktu yang berbeda (Dunn et al 2005). Perbaikan teknik yang tersedia atau pengembangan pendekatan yang lebih tepat dapat membantu para ahli hidrologi untuk mengevaluasi alternatif rencana pengelolaan air yang berkelanjutan. Dalam beberapa dekade terakhir, beberapa 16 peneliti memfokuskan penelitiannya untuk menganalisis sumber limpasan (source area) secara spasial di dalam DAS melalui penggunaan tool End Member Mixing Analysis (EMMA), pemisahan hidrograf berdasarkan perunut dan analisis hidrometrik (Inamdar dan Mitchell 2007, Bernal et al 2005, Subagyono et al 2005, Wenninger et al 2004, McGlynn dan McDonnell 2003a, Burns et al 2001, dan Hangen et al 2001). Beberapa penelitian mengkuantifikasi limpasan dari sumber (source) yang berbeda dan menunjukkan kontribusi yang berbeda tergantung kondisi kelembaban yang ada di dalam DAS (Burns et al 2001, McGlynn dan McDonnell 2003a). McGlynn dan McDonnell (2003a) mengidentifikasi unit riparian dan hillslope sebagai kontributor utama terhadap aliran DAS di DAS Maimai New Zealand. Kontribusi riparian cukup besar pada saat kejadian hujan kecil dan pada kondisi awal pada hujan besar, sementara kontribusi lereng terbesar terjadi selama debit puncak pada kejadian hujan yang besar. Hasil penelitian Hangen et al (2001) di DAS kecil di Black Forest di wilayah Jerman menunjukkan bahwa reservoir di riparian dan lereng merupakan regulator dari aliran. Penelitian ini menyajikan 3 langkah model proses limpasan yaitu: aliran permukaan, air tanah, dan airbumi (groundwater) di riparian, dan interflow di lereng yang semuanya merupakan kontribusi utama aliran di dalam DAS. Bernal et al (2006) mengemukakan bahwa kimia aliran tidak dapat dijelaskan oleh end member selama musim kemarau. End member menggambarkan karakteristik air yang teridentifikasi dari unit hidrologi atau geologi yang berbeda. Inamdar dan Mitchell (2007) menggunakan beberapa prosedur analisis seperti hydrometric, geochemical, dan landscape untuk mengkarakterisasi sumber limpasan dan pengaruh topografi terhadap respon hidrologi. Identifikasi terhadap throughfall, debit airbumi di lereng, dan air di riparian dilakukan dengan menggunakan End Member Mixing Analysis (EMMA). Hasil penelitian menunjukkan bahwa kontribusi dari rembesan airbumi tertinggi terdapat selama terjadinya baseflow, sedangkan kontribusi dari throughfall meningkat pada saat terjadi peningkatan hidrograf, sementara jumlah air riparian paling besar terjadi pada saat atau setelah mencapai debit puncak. Mulholland dan Hill (1997) menggunakan pendekatan end member mixing untuk mengevaluasi pentingnya proses biogeokimia dalam aliran di DAS 17 untuk mengontrol konsentrasi hara di DAS Walker Branch. Hasil penelitian lain menunjukkan bahwa Ca2+ dan SO42- dapat digunakan sebagai perunut konservatif dalam analisis end member mixing untuk mencirikan jalur aliran air dominan di dalam DAS (Mulholland 1993). Ca2+ dan SO42- tergolong kedalam perunut lingkungan (alami) yang dapat dipergunakan untuk menentukan input airbumi terhadap aliran selama terjadi periode aliran tinggi maupun rendah. Perunut lingkungan dapat terjadi secara alami atau dilepas kedalam suatu lingkungan karena adanya aktivitas manusia. Yang termasuk kedalam perunut lingkungan yaitu: 1) parameter lapang seperti electrical conductivity atau pH, 2) ion utama seperti kalsium, magnesium, natrium, chlor, dan bikarbonat, 3) isotop stabil seperti oxygen-18 (18O) and deuterium (2H), 4) isotop radioaktif seperti tritium (3H) and radon (222Rn), 5) unsur kimia dalam industri seperti chlorofluorocarbons (CFC) and sulphur hexafluoride (SF6). Beberapa penelitian telah menggunakan beberapa perunut seperti ion utama, isotop stabil dan istotop radioaktif untuk mempelajari interaksi antara airbumi dan air permukaan (Crandall et al 1999, McCarthy et al 1992, Herczeg et al 2001, Cook et al 2003, Baskaran et al 2004). Kelebihan perunut lingkungan (alami) yaitu: 1) berguna untuk mengembangkan pemahaman tentang aliran airbumi di dekat sungai dan memberikan informasi tentang evolusi airbumi, residence time, atau analisis campuran yang sulit untuk ditentukan, 2) pengukuran perunut lingkungan secara seri waktu sepanjang aliran merupakan tool berharga untuk mempelajari distribusi aliran airbumi secara spasial. Metode ini lebih cepat dan murah daripada metode fisik seperti: seepage meters atau pengamatan hidrometrik, terutama jika menggunakan parameter kimia seperti EC atau pH, 3) monitoring secara seri waktu terhadap perunut lingkungan dapat memberikan informasi perubahan flux seepage di alur air. Pengamatan hidrokimia pada umumnya dilakukan untuk melengkapi data dan analisis hidrometrik, 4) isotop stabil dan radioaktif dapat digunakan sebagai alat untuk pengamatan pendahuluan atau untuk konfirmasi hasil yang diperoleh dengan metode lain. Deuterium, oxygen-18 dan radon-222 merupakan isotop yang digunakan untuk mempelajari interaksi airbumi-air tanah. 18 Kelemahan metode perunut lingkungan yaitu: 1) mahal karena memerlukan biaya transportasi dan biaya analisis laboratorium, 2) memerlukan keahlian khusus untuk pengambilan sampel dan interpretasinya, 3) perunut seperti deuterium, oxygen18 atau tritium memerlukan waktu lama antara pengambilan sampel sampai mendapatkan hasil analisis, 4) model yang digunakan untuk mengkuantifikasi fluks seepage dari data hidrokimia memerlukan perkiraan parameter yang sulit diukur di lapangan. Separasi hidrograf secara geokimia dengan EMMA menggunakan Ca2- dan SiO2 telah dilakukan di bagian hulu DAS Kawakami, Jepang, untuk menentukan sumber aliran yang berkontribusi pada saat hujan (Subagyono 2002). Separasi hidrograf secara geokimia pada kejadian hujan 143.5 mm menunjukkan bahwa air riparian di dekat permukaan, air tanah di lereng, dan air bumi di riparian dalam, merupakan sumber utama pada saat hujan berturut-turut sebesar 45%, 35%, dan 20% dari total limpasan.‘Daerah riparian dekat permukaan’ mendominasi baseflow (87%), pada awal hujan sebesar 58%, akhir hujan sebesar 66%, dan setelah hujan sebesar 76%. ‘Daerah riparian dekat permukaan’ kurang berkontribusi antara periode puncak dan akhir hujan, dimana saat itu yang terutama berkontribusi adalah air tanah di lereng. Airbumi di riparian dalam merupakan penyusun utama zone jenuh, dan tidak pernah mendominasi pada saat kejadian hujan meskipun kontribusi meningkat selama puncak hujan 41%, dan pada akhir hujan 32%. Hasil penelitian menggunakan analisis end member mixing menunjukkan bahwa kontributor utama terhadap debit di DAS mikro Huewelerbach adalah komponen airbumi, yang kedua adalah aliran permukaan (overlandflow), dan yang terakhir adalah air tanah dangkal. Sedangkan di DAS mikro Weierbach, aliran permukaan tidak berkontribusi nyata. Airbumi hanya berkontribusi kurang dari 2%, dan lebih dari 90% total debit merupakan kontribusi dari throughfall (Krein et al 2007). Inamdar dan Mitchell (2006a) menyatakan bahwa kontribusi end member bervariasi tergantung kepada ukuran DAS dan besarnya hujan. Kontribusi riparian lebih besar pada DAS yang berukuran besar, sementara rembesan airbumi sangat 19 penting untuk DAS kecil bagian hulu. Lereng yang curam dan kelembaban di daerah lembah menunjukkan adanya air rembesan dari lereng selama kondisi terdapat aliran dasar. Kontribusi air riparian terhadap aliran sungai lebih tinggi pada kejadian hujan yang lebih besar, sementara kejadian hujan yang kecil dan antecedent moisture content (AMC) yang tinggi mengekspresikan adanya rembesan airbumi. Van Verseveld et al (2008) melakukan analisis EMMA berdasarkan Christopherson and Hooper (1992), Burns et al 2001, McHale et al (2002), James dan Roulet (2006), serta Inamdar dan Mitchell (2006b) untuk mengidentifikasi end member aliran dan air bawah permukaan secara lateral. EMMA memiliki asumsi bahwa proses pencampuran end member harus linier, dan pelarut (solute) yang digunakan harus konservatif. Untuk mengevaluasi model EMMA, konsentrasi pelarut hasil prediksi EMMA dibandingkan dengan hasil pengukuran, dan membandingkan kontribusi end member hasil perhitungan dengan data hidrometrik. Sumber aliran secara spasial juga telah diidentifikasi oleh Inamdar dan Mitchell (2006a) menggunakan silica (Si), magnesium (Mg), dan dissolved organic carbon (DOC) sebagai perunut. Silika dan magnesium dipilih sebagai perunut pada beberapa penelitian karena secara tipikal unsur ini ada bersama airbumi dalam dan air tanah dengan residence time tertentu dalam suatu DAS (McGlynn dan McDonnell 2003, Shanley et al 2002). Meskipun DOC bukan perunut konservatif, DOC telah berhasil diadopsi dalam berbagai penelitian untuk mengidentifikasi jalur aliran dan sumber limpasan (Bernal et al 2006, Brown et al 1999, McGlynn dan McDonnell 2003a). Di DAS Point Peter Brook, Inamdar dan Mitchell (2006a) menemukan konsentrasi Si paling tinggi pada airbumi riparian diikuti oleh debit airbumi dari rembesan lereng. Hasil analisis EMMA menunjukkan bahwa tiga end member yang berperan dalam sebagian besar kejadian hujan yaitu throughfall, rembesan lereng, dan airbumi dari riparian. Proporsi aliran yang berasal dari tiga end member dihitung dengan menggunakan neraca massa yang dikemukakan oleh Burns et al (2001). Sedangkan model EMMA dievaluasi dengan membandingkan konsentrasi Mg2+, Si, DOC, NO3- , Ca2+, and SO42 hasil prediksi model dengan konsentrasi aliran hasil pengamatan yang 20 diasumsikan bercampur secara konservatif (Inamdar and Mitchell 2006b). Nilai R2 antara konsentrasi prediksi EMMA dengan hasil pengukuran berkisar antara 0.79 dan 0.99, menunjukkan bahwa tiga komponen terpilih berdasarkan EMMA merupakan prediktor konsentrasi pelarut yang kuat. Model EMMA juga menunjukkan bahwa kontribusi airbumi riparian paling tinggi terjadi setelah puncak debit dan selama kurva resesi. 2.4 Model Konseptual Aliran Permukaan dalam Skala DAS Penelitian di DAS Maimai dan penelitian lain sampai awal tahun 1990-an menghasilkan kesepakatan umum yaitu: 1) pre-event water (soil water) yang disimpan di dalam DAS sebelum kejadian hujan merupakan kontributor dominan terhadap aliran di sungai, rata-rata mencapai 75% (Buttle 1994), 2) aliran preferensial secara vertikal (sering juga secara lateral) merupakan fenomena yang ada di dalam tanah secara alami, terutama di DAS yang curam, 3) perlu menggabungkan pengamatan hidrometrik, kimia, dan isotop dalam satu penelitian untuk mengatasi perbedaan persepsi tentang model perseptual subsurface stormflow ataupun mekanisme aliran/limpasan yang lain. Berdasarkan pengamatan perunut hidrokimia, beberapa penelitian telah berhasil menyusun model konseptual proses limpasan untuk menjelaskan pola kontribusi ketiga end member secara temporal (Wheater et al 1990, Jenkins et al 1994, dan Soulsby et al 1998, Inamdar dan Mitchell 2007). Inamdar dan Mitchell (2007) menyusun model konseptual proses aliran air untuk menjelaskan pola kontribusi ketiga end member secara temporal melalui tiga langkah (stage). Pada tahap pertama yaitu kondisi baseflow ternyata area jenuh pada riparian di lembah mendapat recharge dari rembesan (seepage) air bumi (deep groundwater). Gradient hidraulik rembesan air bumi lebih besar daripada gradient rembesan di riparian/area lahan basah, terutama untuk DAS wilayah hulu. Meskipun demikian beberapa resapan air bumi seperti recharge area riparian di daerah lembah sebagian besar dialirkan ke sungai. Kontribusi air riparian terhadap aliran sungai ternyata cukup tinggi pada DAS yang lebih luas yang memiliki reservoir riparian lebih besar. Selanjutnya pada tahap 21 kedua merupakan peningkatan kurva hidrograf. Pada tahap ini terjadi peningkatan hidrograf yang tajam dengan adanya peningkatan kontribusi throughfall. Throughfall masuk melalui area jenuh di permukaan dan dialirkan ke jaringan drainase (drainage network) sebagai saturation excess runoff. Kontribusi airbumi riparian juga meningkat karena adanya: a) penggantian air riparian dengan throughfall dan presipitasi, b) Percampuran dan pengangkutan air throughfall kedalam aliran permukaan jenuh (saturation overland flow), c) Penggantian airbumi riparian oleh input dari interflow di lereng. Pada tahap terakhir adalah puncak debit dan kurva penurunan. Pada tahap ini kontribusi air riparian terhadap aliran sungai mencapai puncak karena adanya gradient hidraulik dan flux air di lereng, dan pada akhir kurva resesi kontribusi riparian dan dan throughfall menyusut. Van Verseveld et al (2008), Frey et al (2007), Joerin et al (2002), dan Burns et al (2001) menunjukkan bahwa secara eksplisit terdapat kaitan antara faktor internal dalam DAS (tanah dan larutan unsur kimia) dengan pengamatan kimia aliran/stream chemistry. Pada umumnya terdapat keragaman konsentrasi larutan di outlet berdasarkan pengukuran dibandingkan perhitungan berdasarkan model. Model konseptual hubungan proses aliran air dengan ketersediaan air dalam DAS hanya mencakup proses di dalam DAS yang mempengaruhi kimia aliran atau yang memberi pertanda kimia dalam aliran. 22 23 III BAHAN DAN METODE 3.1 Waktu dan Tempat Penelitian Penelitian lapang dilakukan pada bulan Mei 2008 sampai April 2010 di DAS mikro Cakardipa, sub DAS Cisukabirus, mencakup areal seluas 60 ha yang merupakan bagian dari DAS Ciliwung Hulu dengan elevasi antara 300 m sampai 3.000 m dpl. Di wilayah DAS Ciliwung Hulu terdapat 7 Sub DAS, yaitu: Tugu, Cisarua, Cibogo, Cisukabirus, Ciesek, Ciseuseupan, dan Katulampa. Analisis tanah dan air dilakukan di Balai Penelitian Tanah, sedangkan analisis data dan pemetaan dilakukan di Balai Penelitian Agroklimat dan Hidrologi. 3.2 Bahan dan Alat Bahan-bahan dan peralatan yang dipergunakan dalam penelitian ini yaitu: o Peta rupabumi skala 1:25.000, peta geologi skala 1:100.000, peta geohidrologi skala 1:250.000 o Data iklim harian mencakup: curah hujan, dan evapotranspirasi 10 tahun terakhir; o Data hidrologi mencakup data tinggi muka air (debit) o Data tanah: sifat fisik, kimia, dan mineral tanah o Alat pengukur penetapan kedalaman air tanah, piezometer, tensiometer, suction sampler (pompa pengambil air tanah dan air bumi) o Botol untuk pengambilan conto air tanah, airbumi, air hujan, air sungai, aliran permukaan, dan air dari saluran/sistem drainase o Ring sampel, GPS (Global Positioning System); AWLR(Automatic Water Level Recorder); AWS (Automatic Weather Station) dan Current meter, bor tanah. o Seperangkat komputer, plotter, dan digitizer; software Arc-GIS versi 8. 3.3 Metode Penelitian 3.3.1 Karakterisasi Biofisik Wilayah Penelitian Kegiatan yang dilakukan untuk karakterisasi wilayah penelitian, yaitu: 24 1. Penyusunan peta satuan lahan. Peta satuan lahan disusun dengan meIakukan tumpang tindih (overlay) beberapa peta tematik yaitu: peta topografi, peta jenis tanah, peta penggunaan lahan, dan peta geologi, 2. Identifikasi sumberdaya tanah. Identifikasi sumberdaya tanah dilakukan untuk mengamati karakteristik tanah melalui pembuatan profil tanah antara lain: bahan induk tanah, bentuk wilayah, lereng, drainase, solum tanah, horison dan ketebalan horison, warna, tekstur, keadaan batuan, dan pH tanah. Pengambilan contoh tanah dilakukan di lereng dan diambil pada setiap lapisan untuk analisis laboratorium. Analisis laboratorium dilakukan untuk mengetahui karakteristik tanah yang tidak dapat diamati di lapangan dan mengkuantifikasi data lapang antara lain: mineral tanah, tekstur (pasir,debu dan liat), pH , bahan organik (C total dan N total), P2O5 dan K2O dalam bentuk total dan tersedia, kapasitas tukar kation, nilai tukar kation (Ca2+, Mg 2+ , K+ dan Na+). Pengambilan conto tanah dengan ring sample untuk analisis fisika meliputi: pF, porositas tanah dan distribusi pori, bobot isi (bulk density), dan konduktivitas hidraulik, 3. Pengumpulan data curah hujan. Data curah hujan diambil dari stasiun hujan Citeko untuk mengetahui karakteristik hujan jangka panjang, sedangkan untuk melihat fluktuasi curah hujan di DAS mikro Cakardipa telah dipasang alat pengukur hujan otomatis (ARR: Automatic Rainfall Recorder) tipe HOBO. 4. Pengamatan karakteristik hidrologi. Untuk mempelajari karakteristik aliran DAS Mikro Cakardipa telah dilakukan pemasangan alat pengukur tinggi muka air otomatis (Automatic Water Level Recorder, AWLR). 3.3.2 Instalasi Bendung Penduga Debit (Pengamatan Hidrometrik) di DAS Mikro Cakardipa Untuk mempelajari karakteristik aliran DAS Mikro Cakardipa telah dilakukan instalasi alat pengukur tinggi muka air otomatis (Automatic Water Level Recorder, AWLR) tipe pelampung. AWLR tipe pelampung (Gambar 3) merekam data tinggi muka air berdasarkan perubahan ketinggian pelampung yang mengapung pada permukaan air dan terhubung dengan sensor AWLR berdasarkan prinsip kerja katrol. 25 Pelampung tersimpan dalam sumur yang berhubungan dengan dasar sungai melalui prinsip bejana berhubungan. Data tinggi muka air yang terekam oleh AWLR belum memberikan informasi berguna dalam mempelajari karakteristik hidrologis aliran. Data tinggi muka air tersebut perlu ditransformasi menjadi data debit menggunakan persamaan kurva lengkung debit (rating curve). Kurva lengkung debit ditetapkan berdasarkan rumus bangunan bendung penduga debit (weir) yang berbentuk persegi panjang. Persamaan lengkung debit pada bangunan weir berbentuk persegi panjang dapat disusun berdasarkan persamaan sebagai berikut : Q C * L * H 1,5 * 2.g .......................................................................... (1) dengan: Q C L H g : debit (m3 s-1) : koefisien weir (0,35) : lebar mulut weir (m) : tinggi muka air pada weir (m) : percepatan gravitasi bumi 9,8 m s-2 Untuk weir DAS Mikro Cakardipa, persamaan kurva lengkung debitnya adalah sebagai berikut: Ketinggian muka air < 29 cm, maka Q = 0,35x0,9xH1,5 x(2x9,8)0,5.....................................................................(2) Ketinggian muka air > 29 cm, maka Q = 0,35x0,39x(0,29)1,5 x(2x9,8)0,5+ 0,35x1,98x(H-0,29)1,5 x(2x9,8)0,5....(3) Untuk mempelajari karakteristik hujan sesaat telah dilakukan instalasi pengamat hujan otomatis (ARR: Automatic Rainwater Recorder) tipe HOBO. Alat ini terdiri dari sensor hujan tipe typing bucket (timbangan), serta sistem perekaman data menggunakan data logger. Alat ini dapat mencatat intensitas hujan dengan interval pengamatan hingga beberapa detik. Dalam penelitian ini, data diolah dalam interval waktu 5 menit. 26 ARR tipe HOBO AWLR tipe pelampung Gambar 3 ARR tipe HOBO, Bangunan Bendung Penduga Debit (weir), dan AWLR Tipe Pelampung pada Titik Keluaran DAS Mikro Cakardipa. 3.3.3 Pengamatan Kedalaman Tanah dan Batuan Pengamatan kedalaman tanah dan batuan (bedrock) diperlukan sebagai dasar dalam menentukan kedalaman pemasangan jaringan peralatan pengamat hidrometrik dan hidrokimia (piezometer, tensiometer, dan suction sampler). Untuk menentukan kedalaman batuan dilakukan pengeboran tanah pada setiap kedalaman 50 cm sampai 1 meter untuk melihat karakteristik dari tanah dan batuannya. Pengeboran dilakukan dengan menggunakan bor tangan yang memiliki diameter 1,25 dan 3,0 inchi. Alat ini terdiri dari mata bor dari bahan baja yang dihubungkan dengan pipa yang memiliki panjang 0,5 m dan 3 m serta besi pemutar. Ilustrasi bor tangan disajikan pada Gambar 4, dengan cara kerja sebagai berikut: 1. Bor diameter 1,5 inchi dengan panjang mata bor 1,0 m dihubungkan dengan pegangan atau tangkai. Untuk pengamatan lapisan tanah yang lebih dalam diperlukan sambungan pipa lain. 2. Bor dimasukan ke dalam tanah dengan cara ditekan dan disentakan secara berulang oleh tenaga manusia sehingga mata bor masuk ke dalam tanah sampai 27 kedalaman tertentu dan tanah hasil pengeboran tersebut masuk ke dalam lubang bor. 3. Bor diangkat pada setiap kedalaman 50 cm sampai 100 cm. Material (tanah dan batuan) yang terdapat dalam mata bor dikeluarkan, kemudian diamati karakteristiknya (warna, kekerasan/kekompakan, dan tekstur). 4. Pada saat alat pengeboran sudah tidak mampu menembus batuan yang ada di dalam tanah, kondisi ini dianggap sebagai kedalaman batuan (bedrock). Ilustrasi kegiatan lapang pada saat pengamatan kedalaman tanah dan batuan disajikan pada Gambar 5. Gambar 4 Bor manual terbuat dari pipa besi baja yang dipergunakan untuk mengetahui kedalaman tanah dan batuan 28 Gambar 5 Pengeboran tanah untuk menentukan kedalaman batuan (bedrock) di DAS Mikro Cakardipa, Sub DAS Cisukabirus, DAS Ciliwung Hulu. Pengeboran dilakukan sebanyak 10 titik yaitu 5 titik pengamatan (L1 – L5) di lereng arah timur dan 5 titik di lereng arah barat (L6 –L10). Dari hasil pengamatan diketahui bahwa pada lereng bagian atas (punggung lereng) memiliki lapisan bedrock yang lebih dalam dibandingkan dengan lereng di bagian bawah (lembah). Karakteristik kedalaman tanah dan batuannya disajikan pada Tabel Lampiran 1-10. 3.3.4 Pemasangan Peralatan Pengamatan Hidrokimia Dari 10 titik pengamatan kedalaman bedrock telah dilakukan pemasangan jaringan pengamatan hidrokimia berupa piezometer, tensiometer, dan suction sampler di 9 titik pengamatan. Pemasangan peralatan dilakukan pada suatu transek yang ditetapkan sesuai dengan jalur aliran air di lahan kering berlereng (hillslope) masingmasing sebanyak 5 titik pada lereng arah timur dan 4 titik pada lereng arah barat dari sungai di DAS mikro Cakardipa. Pemasangan alat pengamatan hidrokimia secara spasial disajikan pada Gambar 6, sedangkan secara vertikal disajikan pada Gambar 7. Jaringan alat pengamatan hidrokimia seluruhnya berjumlah 62 buah, terdiri dari 22 tensiometer, 16 piezometer, dan 24 suction sampler yang dipasang pada berbagai kedalaman. Tensiometer dipergunakan untuk mengukur potensial air tanah, piezometer digunakan untuk mengukur kedalaman muka air tanah dan pengambilan 29 conto airbumi, sedangkan suction sampler dipergunakan untuk menyedot sampel air tanah. Prototipe tensiometer dan suction sampler yang digunakan pada penelitian ini disajikan pada Gambar 8, dan distribusi kedalaman pemasangan peralatan pengamatan hidrokimia disajikan pada Tabel 1. Gambar 6 Lokasi Pengamatan Batuan dan Pemasangan Jaringan Pengamatan Hidrokimia secara Spasial di DAS Mikro Cakardipa, Sub DAS Cisukabirus. 3.3.5 Penentuan Arah Aliran secara Vertikal dan Lateral Jalur aliran ditentukan di wilayah lereng atas, tengah, dan bawah sampai ke jalur sungai. Jalur aliran bawah permukaan ditetapkan berdasarkan garis equipotensial yang menggambarkan titik-titik yang memiliki potensial air yang sama. Arah aliran bawah permukaan secara vertikal dan lateral ditentukan berdasarkan perbedaan (gradient) tinggi hidrolik airbumi antara dua titik pengamatan 30 pada kedalaman yang berbeda di areal lereng tengah dan bawah. Menurut Subagyono dan Tanaka (2007), gradien tinggi hidrolik secara vertikal (∂Η/∂z) dihitung berdasarkan persamaan berikut: ∂H/∂z = (H2-H1)/(z2-z1)................................................................(4) Dengan : H1 dan H2 adalah tinggi hidrolik pada kedalaman terendah (0,25 m) dan tertinggi (9 m), dan z1 and z2 adalah ketinggian tempat titik pengamatan. Sedangkan gradien tinggi hidrolik secara lateral (∂Η/∂z) dihitung berdasarkan persamaan berikut: ∂H/∂z = (Hb-Ha)/(zb-za)............................................................... (5) Dengan : Ha dan Hb tinggi hidrolik pada titik pengamatan L4 dan L5, sedangkan za dan zb adalah ketinggian tempat pada titik pengamatan L4 dan L5 31 Keterangan: L1, L2, L8,L9 : terdiri dari tensiometer dan suction sampler L3, L4, L5, L6, L7 : terdiri dari tensiometer, piezometer, dan suction sampler Gambar 7 Skema Pemasangan Jaringan Pengamatan Hidrokimia di Lereng sebelah Barat dan Timur DAS mikro Cakardipa, Sub DAS Cisukabirus, DAS Ciliwung Hulu 32 A. B. C. Gambar 8 Peralatan Tensiometer (A), Suction Sampler (B), dan Piezometer (C) yang dipergunakan pada Penelitian ini 33 Tabel 1 Distribusi peralatan pengamatan hidrometrik dan hidrokimia Piezometer Tensiometer Suction Sampler Kedalaman (cm) 25 50 100 150 200 250 300 400 25 50 100 150 200 250 300 350 400 550 650 900 25 50 100 150 200 250 300 350 400 550 650 900 L1 L2 L3 L4 L5 Alur sungai v v v v v L6 L7 v v v v v v v v v v v v v v v v v L9 v v v L8 v v v v v v v v v v v v v v v v v v v v v v v v v v v v v v v v v v v v v v v v v v v Keterangan: L1 –L9 adalah lokasi pemasangan alat 3.3.6 Pengambilan Conto Air Pengambilan conto air dilakukan pada 25 episode hujan (storm event) selama musim hujan dan periode pengambilan satu bulan sekali selama 11 bulan yaitu dari bulan Juni 2009 sampai dengan April 2010. Pengambilan sampel air dilakukan dengan menggunakan suction sampler, kemudian dimasukkan kedalam botol. Pengambilan conto air meliputi air tanah dan airbumi (groundwater) (diambil dari jaringan peralatan pengamatan hidrokimia), air hujan dari ombrometer, air permukaan dari Chin-Ong meter, dan air dari saluran drainase. Selain itu juga diambil sampel air 34 sungai di bagian hulu, tengah, dan hilirnya. Analisis air dilakukan terhadap kandungan unsur: Kalium (K+), Natrium (Na+), Kalsium (Ca2+), Magnesium (Mg2+), Alumunium (Al3+), Besi (Fe3+), Silikat (SiO2), Sulfat (SO42-), Posfat (PO42-), Nitrit (NO3-1), Klorium (Cl-1), dan Bikarbonat (HCO3-). Anion ditentukan dengan ion chromatography, sedangkan kation dengan Atomic Absorption Spectrophotometry (AAS). Selain itu dilakukan pengukuran pH dan Electrical Conducivity (EC). Rangkuman jumlah sampel dan metode pengambilannya disajikan pada Tabel 2. Tabel 2. Jumlah sampel air dan metode pengambilannya No. Jenis sampel 1. Air tanah Metode pengambilan sampel Suction sampler 2. Airbumi Piezometer 3. Air sungai Manual 4. Air hujan Ombrometer 5. Aliran permukaan Air saluran Chin-Ong meter 6. Total Manual Jumlah Frekuensi lokasi sampling Bulanan dan setiap 24 kejadian hujan Bulanan dan setiap 16 kejadian hujan Bulanan dan setiap 3 kejadian hujan Pada saat kejadian 1 hujan Pada saat kejadian 1 hujan Bulanan dan setiap 1 kejadian hujan 46 Total sampel 193 412 87 16 140 26 874 3.3.7 End-member mixing analysis (EMMA) dan Separasi Hidrograf Separasi hidrograf secara geokimia digunakan untuk memisahkan komponen limpasan pada saat terjadi hujan. Karena kimia air sungai merupakan campuran dari berbagai input sumber limpasan/aliran air (sources area), maka identifikasi potensial sumber limpasan yang berkontribusi terhadap kimia air sungai sangat penting. Hal ini memerlukan model campuran (mixing model) (Genereux dan Hooper, 1998). EMMA digunakan untuk menganalisis tiga komponen kimia air (sumber limpasan) yang paling dominan mempengaruhi kimia air sungai. Tiga komponen kimia air tersebut 35 bersifat konservatif (mengikuti hukum kekekalan masa). Proporsi ketiga komponen air tersebut selanjutnya digunakan untuk menghitung proporsi aliran melalui separasi hidrograf. Pertimbangan untuk menggunakan pendekatan ini adalah bahwa seluruh komponen sumber air diasumsikan bercampur secara konservatif sesuai kondisi DAS Ciliwung. Percampuran sifat kimia air secara konservatif terjadi karena komponen kimia air dari sumber limpasan mengalir mengikuti pergerakan air. Kimia air sungai merupakan turunan dari kimia air masing-masing komponen sumber limpasan yang mengalir ke sungai, dengan prinsip bahwa air dapat membawa unsur atau komponen kimia air dari masing-masing sumber limpasan tersebut. EMMA dilakukan sesuai dengan prosedur yang telah digunakan oleh Hooper (2001) and Christophersen dan Hooper (1992) serta Burns et al (2001) sebagai berikut: (1) Menyusun data set air bumi (groundwater), air tanah (soil water), air hujan, dan air sungai yang diukur pada periode hujan tertentu di DAS mikro Cakardipa. Dari unsur yang dianalisis yaitu: K+, Na+, Ca2+, Mg2+, Fe3+, Al3+, SiO2, SO42, PO43-, NO3-, Cl-, dan HCO3- sejumlah 874 contoh, terdapat 9 unsur terpilih yaitu: K+, Na+, Ca2+, Mg2+, SiO2, SO42-, NO3-, Cl-, dan HCO3- sebanyak 497 set data. Set data diberi simbol X yang menggambarkan matriks berukuran n x p (terdiri dari n contoh dan p pelarut/unsur terpilih). (2) Normalisasi data dengan cara membagi (masing-masing data hasil pengamatan dikurangi masing-masing data rata-rata seluruh pengamatan) dengan standar deviasi masing-masing pelarut. Matriks X dinormalkan dengan cara membagi (masing-masing data hasil pengamatan dikurangi masing-masing data rata-rata seluruh pengamatan) dengan standar deviasi masing-masing pelarut. Matriks yang sudah dinormalkan diberi simbol X*. Jika j merupakan rata-rata pengamatan dari masing-masing pelarut dan sj merupakan standar deviasinya, maka nilai setiap elemen dari matrik yang dinormalkan adalah: xij*=( xij - j )/ sj ....................................................................................(6) (3) Melakukan analisis statistik multivariate dengan menggunakan proyeksi ortogonal dari matrik nilai yang sudah dinormalkan ke dalam mixing subspace (plot kimia air sungai) 36 Metode analisis multivariate dengan analisis komponen utama (PCA: Principal Component Analysis) telah digunakan secara luas untuk menganalisis multidimensi data. Pada penelitian ini analisis komponen utama dilakukan terhadap data kimia air terpilih seperti pada point (1) dari beberapa source area. Eigenvectors matriks korelasi diperoleh dengan menggunakan program Minitab Release 14. Nilai air sungai terproyeksi diperoleh dengan menggandakan eigenvectors dengan nilai pelarut terstandarisasi. Nilai air sungai terproyeksi ini akan diplotkan di dalam dimensi sub ruang (plot kimia air). Proyeksi orthogonal dari matriks X* dapat diketahui melalui persamaan : * = X*Vt(VVt)-1V...........................................................................(7) * dapat di normalkan kembali dengan menggandakan kembali dengan standar deviasi dari masing-masing pelarut ditambah dengan rata-ratanya sehingga menjadi . Masing-masing elemen dari matrik ini adalah ij = ij * . sj + j ......................................................................................(8) Residu antara nilai pelarut terproyeksi dengan data asli diplot terhadap konsentrasi unsur yang dimonitor melalui persamaan: E= – X...............................................................................................(9) Untuk mengetahui fit data digunakan juga bias relatif/relative bias (RB) dan relative root mean square error (RRMSE). Bias relatif untuk setiap pelarut (solute) ke j ditentukan melalui persamaan berikut: ...................................................................................(10) Sedangkan RRMSE untuk pelarut ke j ditentukan melalui persamaan berikut: ................................................................................(11) (4) Untuk menguji bahwa kimia air dari sumber air yang menuju sungai menyebar di dalam plot kimia air sungai, data kimia air bumi,air tanah, dan air hujan diproyeksikan ke dalam mixing subspace (kimia air sungai) 37 (5) Data kimia air yang diprediksi dengan EMMA dibandingkan dengan konsentrasi terukur pada saat pengamatan selama hujan tertentu menggunakan regresi linear Kontribusi setiap sumber air selama proses limpasan yang diprediksi menggunakan EMMA kemudian dihitung menggunakan metode kesetimbangan massa untuk air dan total unsur (larutan) sesuai dengan formula sebagai berikut (Hinton et al 1994): Q1 QT cT c1 c2 C3 c2 C3 C2 C2 C2 C2 CT c 2 c 3 ……………………….....(12) C1 c2 c3 Q2 QT cT c2 c1 C 3 c1 C 3 C1 C1 C1 C1 CT c1 c 3 C 2 c1 c 3 ………………………....(13) Kemudian, Q3 dihitung sebagai berikut: Q3 QT cT c3 c2 C1 c2 C1 C2 C2 C2 C2 CT c 2 c1 ……………………….....(14) C 3 c 2 c1 Dengan Q adalah debit, c adalah konsentrasi unsur 1 dan C adalah konsentrasi unsur 2, serta 1, 2, 3, dan T berturut-turut adalah aliran masuk ke sungai dari source area (sumber aliran) 1, source area 2; source area 3, dan T adalah kombinasi total aliran keluar (total outflow). 3.3.8 Keragaman Unsur Hidrokimia Secara Spasial dan Temporal Keragaman unsur hidrokimia secara spasial ditentukan dengan menghitung standar deviasi dan koefisien keragaman. Sedangkan analisis data berdasarkan seri waktu (time series) digunakan untuk mengetahui keragaman unsur hidrokimia secara temporal. Untuk mempelajari proses hidrologi dan hidrokimia yang dapat berubah secara temporal, dapat digunakan analisis autokorelasi dengan menggunakan metode Hann (1985) sebagai berikut: 38 ฀(τ) = Cov (X(t) , (X(t+ τ))/Var (X(t))................................................................(15) ฀(τ) adalah fungsi autokorelasi, Cov (X(t)), X(t+τ) adalah autocovarian, dan Var X(t) adalah keragaman. Covarian ditentukan dengan menggunakan persamaan 14, sedangkan keragaman ditetapkan melalui persamaan 15, sebagai berikut: ___ _____ Cov (X(t), X(t+τ)) = Σ (Xi(t) - X(t))(Xi(t+τ) - X(t + τ))/m.........................(16) m j=1 k __ Var (X(t)) = Σ (Xi - X)2ni/(n – 1).................................................................(17) i=1 ____ X(t) merepresentasikan proses stokastik, X rata-rata data, k jumlah kelompok data, dan n adalah jumlah data pengamatan. Fungsi autokorelasi dihitung menggunakan program SPSS for windows release 16.0. 3.3.9 Analisis Konsentrasi dengan Debit (Discharge) Untuk mengkuantifikasi hubungan antara proses hidrologi dan hidrokimia yang terjadi selama kejadian hujan, C-Q diagram yang pernah didemonstrasikan oleh Evans dan Davies (1998) dan Evans et al (1999) dipergunakan dalam penelitian ini. Konsentrasi unsur K+, Na+, Ca2+, Mg2+, SiO2, SO42-, NO3-, Cl-, dan HCO3- sebagai unsur terpilih diplot terhadap debit (discharge). Plot data tersebut dikombinasikan dengan plot data debit observasi secara temporal dan variasi unsurnya. Model histeresis Evans dan Davies (1998) digunakan untuk menguji hubungan antara komponen sumber aliran (model 3 komponen campuran/the three component mixing model) yang ditetapkan melalui separasi hidrograf dan sifat kimia airnya. Histeresis C-Q digunakan untuk menentukan tingkat pencucian (flushing) unsur. Tiga kriteria digunakan dalam model tersebut untuk mengkarakterisasi tipe histeresis, yaitu: (a) pola rotasi (clockwise/anticlockwise), (b) bentuk kurva (convex/concave), dan (c) kecenderungan/trend (positif/negatif) dan ini digunakan untuk menentukan ranking dari komponen runoff (Tabel 3). 39 Tabel 3 Diagnosa penetapan ranking model tiga komponen runoff Tipe Arah rotasi Bentuk kurva Trend Ranking komponen runoff C1 Searah jarum jam Cembung N/A CKomp1>CKomp2 >CKomp3 C2 Searah jarum jam Cekung Positive CKomp1>CKomp3>CKomp2 C3 Searah jarum jam Cekung Negative CKomp2 >CKomp1 >CKomp3 A1 Berlawanan jarum jam Cembung N/A CKomp3 >CKomp2 >CKomp1 A2 Berlawanan jarum jam Cekung Positive CKomp3 >CKomp1 >CKomp2 A3 Berlawanan jarum jam Cekung Negative CKomp2 >CKomp3 >CKomp1 Sumber: Evans dan Davies (1998) 3.3.10 Menyusun Model Konseptual Hubungan Proses Aliran Permukaan dengan Ketersediaan Air Konsep hubungan proses limpasan dengan ketersediaan air memiliki beberapa karakteristik, yaitu: (1) Secara eksplisit terdapat kaitan antara faktor internal dalam DAS (tanah dan larutan unsur kimia) dengan pengamatan kimia aliran/stream chemistry, (2) Keragaman konsentrasi pelarut di outlet berdasarkan pengukuran mungkin meningkat dibandingkan berdasarkan model. Pengukuran berdasarkan hidrometrik juga akan menunjukkan perbedaaan dibandingkan dengan end member, (3) Hanya mencakup proses di dalam DAS yang mempengaruhi kimia dalam aliran di outlet. Dengan demikian hanya membangun model yang berisi informasi yang memberi pertanda kimia dalam aliran. Model konseptual diharapkan dapat memberikan informasi, antara lain: (1) source (sumber limpasan) mana yang berkontribusi paling besar terhadap aliran sungai, (2) di wilayah mana (lereng atau riparian atau lainnya) solute mixing paling intensif terjadi?, (3) di wilayah mana respon aliran akan lebih lambat atau lebih cepat?, (4) di wilayah mana pencucian hara paling banyak/sedikit terjadi? 40 41 IV KEADAAN UMUM WILAYAH PENELITIAN 4.1 Karakteristik Sumber Daya Tanah DAS Mikro Cakardipa Studi kasus penelitian proses limpasan dilakukan di DAS mikro Cakardipa, Sub DAS Cisukabirus, DAS Ciliwung Hulu, Jawa Barat. DAS mikro Cakardipa meliputi areal seluas 60.8 ha terdiri dari 3 kampung yaitu kampung Bojong Keji, Lemah Neundeut, dan Lemah Neundeut Peuntas. Secara administratif termasuk ke dalam Desa Sukagalih, Kecamatan Megamendung, Kabupaten Bogor. Identifikasi sumberdaya tanah dilakukan dengan mengamati karakteristik tanah melalui pembuatan profil tanah, minipit, dan pengeboran. Identifikasi sumberdaya tanah dilakukan untuk mengamati bentuk wilayah, lereng, drainase, solum tanah, bahan induk tanah, ketebalan horison, warna, tekstur, keadaan batuan, dan pH tanah. Berdasarkan hasil pengamatan lapang dan laboratorium, DAS mikro Cakardipa memiliki 10 satuan lahan yang terdiri dari 2 satuan lahan alluvium dan 8 satuan lahan dari bahan volkan. Pada Gambar 9 dapat dilihat bahwa satuan lahan alluvium terdiri dari satuan lahan 4 dan 6, masing-masing merupakan jalur aliran sungai kecil dan dataran aluvial. Satuan lahan 4 mempunyai sifat datar memanjang mengikuti jalur aliran anak sungai Cakardipa, memiliki luas 3,63 ha atau 5,98% dari total luas DAS mikro Cakardipa. Tanah berkembang dari bahan induk endapan aluvial berupa pasir, debu, liat, dan kerikil. Pada jalur aliran bagian bawah mempunyai drainase agak terhambat sampai terhambat; kedalaman tanahnya dalam, berlapis-lapis karena adanya proses pengendapan yang berangsur; mempunyai warna kelabu karena proses reduksi yang disebabkan oleh kondisi jenuh air yang cukup lama pada setiap tahunnya; tekstur sedang dan bagian bawahnya berkerikil atau berbatu; reaksi tanah agak masam; diklasifikasikan sebagai Fluvaquentic Endoaquepts. Sedangkan pada jalur aliran bagian hulu, mempunyai tanah berlapis; drainase sedang; ketebalan tanahnya dalam; tekstur sedang; di bagian bawah berkerikil; warna coklat sampai coklat kekuningan; reaksi tanah masam sampai agak masam; diklasifikasikan sebagai Fluventic Dystrudepts. 42 Satuan lahan 6 berupa dataran aluvial, merupakan pertemuan antara anak sungai Cakardipa dengan sungai Cisukabirus. Satuan lahan ini sangat sempit hanya meliputi areal 0,39 ha atau 0,64% dari total luas DAS mikro Cakardipa. Tanahnya mempunyai drainase agak terhambat; ketebalan tanah dalam; berlapis; warna kelabu; tekstur sedang; dan bagian bawahnya berkerikil atau berbatu; reaksi tanah agak masam; diklasifikasikan sebagai Fluvaquentic Endoaquepts. Tanah yang berkembang dari bahan volkan dibedakan ke dalam 8 satuan lahan berdasarkan bentuk wilayah, posisi dan tingkat kemiringan lereng, serta penggunaan lahan. Satuan lahan 22 dan 23 terdapat pada satuan fisiografi aliran lahar dan lava berupa lungur volkan dengan bentuk wilayah berbukit memanjang. Kedua satuan lahan ini terdapat di bagian punggung dengan lereng berturut-turut agak melandai 38% dan melandai 8-15%. Tanahnya berkembang dari bahan induk endapan lahar; drainase sedang sampai baik; solum tanah dalam sampai sangat dalam; warna coklat sampai coklat kekuningan; tekstur lempung berdebu sampai lempung; struktur lemah sedang gumpal; BD ringan; reaksi tanah masam; diklasifikasikan sebagai Typic Hapludands (Andosol coklat kekuningan). Satuan lahan 27, terdapat pada satuan fisiografi aliran lahar dan lava berupa lungur volkan dengan bentuk wilayah berbukit memanjang, terdapat di bagian sisi lereng dengan tingkat kemiringan curam 15-30%. Posisinya terdapat di bagian punggung di hulu DAS mikro Cakardipa (Kampung Lemah Neundeut). Tanahnya berkembang dari bahan induk endapan lahar yang diendapkan secara berangsur, membentuk tanah tertimbun (buried); drainase sedang sampai baik; solum tanah dalam; warna coklat sampai coklat kemerahan; tekstur lempung berdebu sampai lempung; struktur lemah sedang gumpal; BD ringan; reaksi tanah masam; diklasifikasikan sebagai Typic Hapludands (Andosol coklat). Satuan lahan 28 terdapat pada satuan fisiografi aliran lahar dan lava berupa lungur volkan dengan bentuk wilayah berbukit memanjang, terdapat di bagian sisi lereng dengan tingkat kemiringan terjal 30-45%. Posisinya terdapat di bagian sisi lereng terjal di Kampung Lemah Neundeut sampai Bojong Keji. Tanahnya berkembang dari bahan induk endapan lahar yang diendapkan secara berangsur; 43 drainase sedang sampai baik; solum tanah dalam, warna coklat sampai coklat kekuningan; tekstur lempung berdebu sampai lempung; struktur lemah sedang gumpal; BD ringan; reaksi tanah masam; diklasifikasikan sebagai Typic Hapludands (Andosol coklat kekuningan). Selanjutnya satuan lahan 30 terdapat pada satuan fisiografi aliran lahar dan lava berupa lungur volkan dengan bentuk wilayah berbukit memanjang terdapat di bagian punggung lereng dengan tingkat kemiringan terjal 3-8%. Posisinya terdapat di bagian punggung lungur di Kampung Lemah Neundeut sampai Bojong keji di bagian sebelah kiri jalur aliran sungai Cakardipa. Tanahnya berkembang dari bahan induk endapan lahar yang diendapkan secara berangsur; drainase agak terhambat; solum tanah dalam; warna coklat sampai coklat kekuningan, dengan karatan berwarna hitam dan coklat kemerahan; tekstur lempung berdebu sampai lempung; struktur lemah sedang gumpal; terdapat lapisan bajak pada kedalaman antara 20-30 cm setebal 5-10 cm; BD sedang; reaksi tanah masam, diklasifikasikan sebagai Aquic Dystrudepts (Andosol coklat). Satuan lahan 32 dan 34 terdapat pada satuan fisiografi aliran lahar dan lava berupa lungur volkan dengan bentuk wilayah berbukit memanjang terdapat di bagian sisi lereng dengan tingkat kemiringan melandai berturut-turut 8-15% dan 30-45%. Posisinya terdapat di bagian punggung lungur di Kampung Lemah Neundeut sampai Bojong Keji, di bagian sebelah kiri jalur aliran sungai Cakardipa. Tanahnya berkembang dari bahan induk endapan lahar yang diendapkan secara berangsur; drainase agak terhambat; solum tanah dalam; warna coklat sampai coklat kekuningan, dengan karatan berwarna hitam dan coklat kemerahan; tekstur lempung berdebu sampai lempung; struktur lemah sedang gumpal; BD 0-8-0,9; reaksi tanah masam, diklasifikasikan sebagai Aquic Dystrudepts (Andosol coklat). Yang terakhir adalah satuan lahan 35 yang terdapat pada satuan fisiografi aliran lahar dan lava berupa lungur volkan dengan bentuk wilayah berbukit kecil dengan tingkat kemiringan terjal 30-45%. Posisinya terdapat di bagian punggung lungur di Kampung Bojongkeji Desa Sukagalih di bagian sebelah kiri jalur aliran sungai Cakardipa. Tanahnya berkembang dari bahan induk endapan lahar yang diendapkan 44 secara berangsur; drainase agak terhambat; solum tanah dalam, warna coklat sampai coklat kekuningan; tekstur lempung berdebu sampai lempung; struktur lemah sedang gumpal, BD 0-8-0.9. 710800 6 22 711200 711600 712000 PETA SATUAN LAHAN DAS MIKRO CAKARDIPA SUBDAS CISUKABIRUS DAERAH ALIRAN SUNGAI (DAS) CILIWUNG HULU PROVINSI JAWA BARAT 35 6 28 712400 22 N W E 9259600 0 0.1 0.2 0.3 0.4 K ilo m e te r s 9259600 S 0.1 S ka la 1 :5 .0 0 0 2009 30 32 4 22 9259200 9259200 23 32 35 34 32 34 Legenda Umum : 9258800 9258800 28 23 27 Batas Mikro DAS Jalan 22 34 Sungai 34 9258400 9258400 Kontur Batas Satuan Lahan 710800 27 23 711200 711600 712000 712400 Gambar 9 Peta Satuan Lahan DAS Mikro Cakardipa, Sub DAS Cisukabirus, DAS Ciliwung Hulu 45 4.2 Penggunaan Lahan DAS Mikro Cakardipa DAS Mikro Cakardipa memiliki 6 jenis penggunaan lahan, dengan penggunaan lahan utama yaitu sawah dan kebun campuran. Peta penggunaan lahan disajikan pada Gambar 10. Areal hutan (H) yang mencakup luasan 0.13 ha atau 0,22 % dari total areal DAS mikro Cakardipa terdiri dari pohon kayu yang dikelola oleh Dinas Kehutanan. Penggunaan lahan kebun campuran (KC) terdapat di sebelah kanan kiri jalur aliran seluas 26,19 ha atau 43,09 % dari total areal DAS Mikro Cakardipa. Areal ini didominasi oleh tanaman tahunan seperti alpokat, nangka, sirsak, pisang, akasia, suren, dan sebagainya. KS merupakan kebun sayuran yang tidak memiliki sarana irigasi mencapai luas sekitar 3,11 ha atau 5,11% dari total areal DAS mikro Cakardipa, dengan jenis sayuran seperti: ubijalar, cabe, caisin, kacang panjang, dan wortel. Budidaya sayuran dan bunga yang dilakukan di rumah kaca atau rumah plastik (Ki) dengan luas sekitar 0,77 ha atau 1,26 % dari total areal DAS Mikro Cakardipa. Daerah pemukiman (KP) terdiri pemukiman penduduk dan pekarangan ditemukan di kampung Lemah Neundeut dan Bojong Keji seluas kurang lebih 7,20 ha atau 11,85% dari total areal DAS mikro Cakardipa. Penggunaan lahan yang dominan adalah sawah (Sw) mencakup areal seluas 23,39 ha atau 38,47% dari total areal DAS mikro Cakardipa. Sawah ini pada awalnya merupakan sawah tadah hujan, namun setelah mendapatkan irigasi suplemen dari dam parit berubah menjadi sawah irigasi pedesaan. Jenis tanaman yang diusahakan pada umumnya adalah pergiliran tanaman antara padi dengan sayuran. 4.3 Karakteristik Fisika Tanah Untuk mempelajari karakteristik fisika tanah telah diambil tanah dengan menggunakan ring sampel sampai kedalaman 80 cm. Keragaman karakteristik kadar air tanah pada beberapa kedalaman disajikan pada Gambar 11. Pada lereng arah timur dan barat, kadar air tanah dari 0 – 60 cm cenderung meningkat dan menurun kembali dengan bertambahnya kedalaman tanah (>60 cm). Kondisi kadar air tanah pada kedalaman 40 dan 60 cm baik di lereng sebelah barat maupun timur hampir sama, hal ini dapat dilihat pada kurva pF yang berhimpit. Di lereng sebelah barat pada 46 kedalaman 40 dan 60 cm kadar air berkurang dari 60,8 dan 60,4% pada pF 1 menjadi 23,3 dan 23% pada pF 4,2. Perubahan kadar air di lereng sebelah timur kedalaman 40 dan 60 cm kadar air berkurang dari 60 dan 62,6% pada pF 1, keduanya menjadi 24,2 % pada pF 4,2. Di kedua lereng tersebut perubahan kadar air terjadi secara bertahap. Hal ini menunjukkan bahwa air bergerak secara lambat dan didominasi oleh pori mikro. Menurut Subagyono (2002) air yang bergerak secara cepat adalah karena adanya dominasi pori makro. Gambar 10 Penggunaan Lahan di DAS Mikro Cakardipa, Sub DAS Cisukabirus, DAS Ciliwung Hulu, Bogor Ruang pori total cenderung menurun sampai kedalaman 60 cm, namun sedikit meningkat sampai kedalaman 80 cm (Gambar 12). Pori cepat menurun sampai 47 kedalaman 60 cm dan meningkat kembali sampai kedalaman 80 cm. Pori lambat cenderung menurun sejalan dengan bertambahnya kedalaman tanah. Lereng Sebelah Barat Lereng Sebelah Timur 4,5 4 4 3,5 3,5 3 3 2,5 2,5 pF pF 4,5 2 2 1,5 1,5 1 1 0,5 0,5 0 0 0 10 20 30 40 50 60 70 0 80 10 20 Kadar Air (% vol.) Kedalaman (cm) 20 40 30 40 50 60 70 80 Kadar Air (% vol.) 60 Kedalaman (cm) 80 20 40 60 80 Gambar 11 Kadar Air Tanah Lereng sebelah Timur dan Barat DAS mikro Cakardipa Lereng Sebelah Barat Porositas (% vol.) 0 10 20 30 40 50 60 70 80 0 20 10 20 30 40 50 60 70 80 20 Kedalaman (cm) Kedalaman (cm) Lereng Sebelah Timur Porositas (% vol.) 30 40 60 40 60 80 80 Ruang pori total Pori cepat Pori lambat Ruang pori total Pori cepat Pori lambat Gambar 12 Porositas Tanah Lereng sebelah Timur dan Barat DAS Mikro Cakardipa Pori dan distribusi ukuran pori merupakan faktor penentu dalam aliran air melalui tanah. Karena pori mikro, pori meso, dan pori makro bervariasi di dalam tanah, maka distribusi dan karakteristik pori-pori tersebut merupakan faktor utama yang mempengaruhi karakteritik aliran di dalam tanah. Evaluasi hubungan pori dan distribusi ukuran pori dan aliran air sangat penting. Aliran air di zone riparian sangat dipengaruhi oleh mikro dan mezo pori dan total porositas, sedangkan di daerah lereng 48 hanya pori mikro yang dominan (Subagyono et al 2009). Pori makro dominan perananannya di lapisan antara tanah dan batuan (soil bedrock interface) yang nyata mempengaruhi aliran. 4.4 Karakteristik Mineral Tanah Untuk mempelajari karakteristik mineral tanah dilakukan pengambilan sampel tanah sebanyak 18 titik masing-masing 9 titik yang mewakili bagian atas, tengah, dan bawah lereng sebelah barat dan timur. Mineral tanah adalah mineral yang terkandung di dalam tanah dan merupakan bahan utama penyusun tanah. Mineral dalam tanah berasal dari pelapukan fisik dan kimia dari batuan yang merupakan bahan induk tanah, rekristalisasi dari senyawa-senyawa hasil pelapukan lainnya atau pelapukan (alterasi) dari mineral primer dan sekunder yang telah ada sebelumnya. Sebagai bahan hasil pelapukan, mineral tanah mempunyai variasi dalam jumlah, ukuran, dan komposisi kimianya. Variasi tersebut ditentukan oleh beberapa hal, antara lain komposisi batuan pembentuk tanah, intensitas pelapukan yang terjadi, iklim (curah hujan), dan kondisi lingkungan. Sifat dari mineral tanah akan berpengaruh pada sifat dan karakteristik tanahnya, sehingga mineral tanah mempunyai peran yang sangat penting. Jenis mineral tanah menurut ukuran butirnya dapat dibedakan atas mineral primer (disebut juga mineral fraksi pasir) dan mineral sekunder (disebut juga mineral liat). Mineral sekunder atau mineral liat adalah mineral-mineral hasil pembentukan baru selama proses pembentukan tanah (pedogenic), walaupun ada beberapa jenis bahan induk tanah yang juga sudah mengandung mineral yang sama dengan mineral tanah (inherited). Komposisi dan struktur dari mineral sekunder ini sudah sangat berbeda dengan mineral yang terlapuk, dan ukuran butirnya tergolong halus, yaitu lebih kecil dari 2µ. Pembentukan jenis mineral sekunder sangat dipengaruhi oleh bahan induk tanah dan lingkungannya. Hasil analisis mineral liat pada lereng sebelah timur menunjukkan bahwa pada lereng atas (L1), lereng tengah (L2) dan lereng bawah (L3) berturut-turut pada kedalaman 0-120 cm, 0-66 cm, dan 0-32 cm, tanah didominasi oleh mineral haolisit 49 hidrat (Tabel 4) yang ditunjukkan oleh puncak difraksi yang berbeda pada perlakukan penjenuhan Mg, kemudian mengembang pada perlakuan penjenuhan Mg + glycerol, dan hilang pada pemanasan 5500C (Gambar Lampiran 2a-i). Mineral haolisit merupakan jenis mineral sekunder (liat) yang banyak dijumpai di Indonesia, dan merupakan mineral utama pada tanah Inceptisol dan Entisol dari bahan volkan. Pada lereng atas sebelah barat, lapisan tanah bagian atas dan tengah (L1/1, 030 cm) dan (L1/2, 30-67 cm) memiliki haolisit hidrat yang banyak ditunjukkan oleh puncak difraksi 10,01 A dan 4,42 A, sedangkan lapisan bawah (L1/3, 67-93) didominasi mineral haolisit hidrat, dan mengandung meta haolisit dalam jumlah sedikit yang ditunjukkan oleh puncak difraksi 7.73 A dan 3,60 A. Pada lereng tengah dan bawah (L2 dan L3) memiliki kandungan haolisit hidrat dari sedang sampai dominan yang ditunjukkan oleh puncak difraksi antara 10,01 A dan 4,42 A, dan memiliki metahaolisit dari sedikit sampai sedang yang ditunjukkan oleh puncak difraksi antara 7,23-7,26 A dan 3,56-3,61 A (Gambar Lampiran 3a-h) Tabel 4. Hasil analisis mineral liat di lereng sebelah timur, DAS mikro Cakardipa Sub DAS Cisukabirus, DAS Ciliwung Hulu No. Contoh Haloisit Meta Kaolinit Kaolinit Kristobalit hidrat haolisit 1. L1/1 ++++ + 2. L1/2 ++++ + 3. L1/3 ++++ + 4. L1/4 ++++ + 5. L2/1 ++++ + 6. L2/2 ++++ + (+) (+) 7. L2/3 ++++ + (+) 8. L3/1 ++++ + 9. L3/2 ++++ + Keterangan: L1, L2, L3: masing-masing lereng atas, tengah, dan bawah ++++: dominan, +++: banyak, ++: sedang, +: sedikit, (+): sangat sedikit 50 Tabel 5. Hasil analisis mineral liat di lereng sebelah barat, DAS mikro Cakardipa Sub DAS Cisukabirus, DAS Ciliwung Hulu No. Contoh 1. 2. 3. 4. 5. 6. 7. 8. 9. L1/1 L1/2 L1/3 L2/1 L2/2 L2/3 L3/1 L3/2 L3/3 Haloisit hidrat +++ +++ ++++ ++ ++++ ++++ ++ +++ ++++ Meta haolisit + + + ++ ++ + ++ ++ + Kaolinit Kaolinit Kristobalit + - (+) - (+) (+) - Keterangan: L1, L2, L3: masing-masing lereng atas, tengah, dan bawah ++++: dominan, +++: banyak, ++: sedang, +: sedikit, (+): sangat sedikit 4.5 Karakteristik Iklim Faktor iklim yang paling berpengaruh terhadap ketersediaan air yaitu curah hujan dan evapotranspirasi. Jumlah curah hujan di daerah penelitian yang diwakili oleh stasiun pengamat hujan dan iklim Citeko, berkisar antara 2735– 3687 mm/tahun dengan rata-rata 3077 mm/tahun. Jumlah bulan kering yaitu bulan dengan curah hujan kurang dari 100 mm berkisar antara 2-4 bulan, dan bulan basah yaitu bulan dengan curah hujan lebih dari 200 mm berkisar antara 6-8 bulan. Periode di mana curah hujan lebih kecil dari evapotranspirasi potensial berkisar antara 2-4 bulan/tahun. Pada periode ini ada kemungkinan terjadinya kelangkaan atau defisit air bagi tanaman. Dari Gambar 13 dapat diketahui bahwa daerah DAS mikro Cakardipa mempunyai penyebaran curah hujan secara temporal yang tidak merata. Curah hujan tertinggi setiap tahun terjadi pada bulan Januari dan Pebruari, sedangkan pada bulan Mei sampai dengan September rata-rata curah hujannya lebih rendah dari evapotranspirasi potensial. Pada bulan-bulan tersebut sebagian petani membiarkan lahannya bera, namun terdapat pula petani yang mengusahakan lahan pertanian dengan irigasi suplemen dari dam parit. 51 300 CH dan ETP (mm) 250 200 150 100 50 0 Jan I Peb I Mar I Apr I Mei I Jun I Curah hujan Jul I Agu I Sept I Okt I Nop I Des I Evapotranspirasi Gambar 13 Distribusi Curah Hujan dan Evapotranspirasi Dasarian Rata-rata di Stasiun Pengamat Curah Hujan Citeko, Megamendung, Bogor. 4.6 Karakteristik Hidrologi Kondisi hidrologi DAS Mikro Cakardipa direpresentasikan oleh karakteristik aliran sungai yang teramati pada titik keluaran DAS (outlet). Karakteristik aliran ini menggambarkan respon karakteristik DAS yang meliputi karakteristik jaringan hidrologi, tipe tutupan lahan, jenis tanah, geologi, serta karakteristik iklim terutama intensitas hujan. Untuk mempelajari karakteristik hujan dan aliran permukaan DAS Mikro Cakardipa, telah dilakukan analisis seri hidrogaf DAS Mikro Cakardipa (Gambar 14 dan 15) selama periode Juni – Desember 2009 dan Januari-Febuari 2010. Selama periode Juni – Desember 2009, pada bulan Oktober tercatat 6 episode hujan-aliran permukaan, pada bulan Nopember hanya tercatat 2 episode hujan-aliran permukaan yang cukup besar, sedangkan selama Desember 2009 tidak tercatat episode hujanaliran permukaan cukup besar. Kedelapan episode selama tahun 2009 tersebut yaitu episode 13 Oktober, 14 Oktober, 22 Oktober, 24 Oktober, 27 Oktober dan 31 Oktober, serta episode 11 Nopember dan 17 Nopember. Sedangkan selama periode JanuariFebruari 2010, tercatat 10 episode aliran permukaan cukup besar yaitu episode 22 Januari, 29 Januari, 30 Januari, 9 Februari, 10 Februari, 12 Februari, 14 Februari, 18 Februari, 19 Februari dan 24 Februari. 100 90 80 70 60 50 40 30 20 0 10 100 90 80 70 60 50 40 30 20 0 10 100 90 80 70 60 50 40 30 20 0 10 10/13/2009 0:00 11/9/2009 14:00 12/2/2009 0:00 52 Debit (l/s) 10/13/2009 16:15 12/2/2009 16:40 11/10/2009 6:40 12/3/2009 9:20 10/14/2009 8:55 10/15/2009 1:35 12/8/2009 6:00 12/9/2009 15:20 12/10/2009 8:00 12/12/2009 10:00 12/13/2009 2:40 12/14/2009 12:00 12/15/2009 4:40 12/15/2009 21:20 12/16/2009 14:00 12/17/2009 6:40 12/17/2009 23:20 12/18/2009 16:00 12/19/2009 8:40 12/20/2009 1:20 12/20/2009 18:00 12/21/2009 10:40 12/22/2009 3:20 12/22/2009 20:00 11/16/2009 12:40 11/17/2009 5:20 11/17/2009 22:00 11/18/2009 14:40 11/19/2009 7:20 11/20/2009 0:00 11/20/2009 16:40 11/21/2009 9:20 10/19/2009 5:35 10/19/2009 22:15 10/20/2009 14:55 10/21/2009 7:35 10/22/2009 0:15 10/22/2009 16:55 10/23/2009 9:35 10/24/2009 2:15 10/24/2009 18:55 10/25/2009 11:35 10/26/2009 4:15 10/26/2009 20:55 10/27/2009 13:35 10/28/2009 6:15 10/28/2009 22:55 10/29/2009 15:35 10/30/2009 8:15 10/31/2009 0:55 10/31/2009 17:35 11/1/2009 10:15 11/2/2009 2:55 11/2/2009 19:35 0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24 26 28 30 0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24 26 28 30 0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 Intensitas Hujan (mm/5 men) 24 26 28 30 Intensitas Hujan (mm/5 men) 12/26/2009 7:20 11/15/2009 20:00 Intensitas Hujan 12/25/2009 14:40 11/15/2009 3:20 Debit 12/24/2009 5:20 12/24/2009 22:00 Intensitas Hujan Debit 12/23/2009 12:40 11/14/2009 10:40 10/18/2009 12:55 Waktu 12/13/2009 19:20 PERIODE 9 - 21 NOPEMBER 2009 12/11/2009 17:20 11/13/2009 18:00 Waktu PERIODE 2 - 26 DESEMBER 2009 12/11/2009 0:40 11/13/2009 1:20 10/17/2009 3:35 10/17/2009 20:15 PERIODE 13 OKTOBER - 3 NOPEMBER 2009 12/8/2009 22:40 11/12/2009 8:40 Intensitas Hujan 12/7/2009 13:20 10/16/2009 10:55 Debit 12/6/2009 20:40 11/11/2009 16:00 10/15/2009 18:15 Intensitas Hujan (mm/5 men) 12/6/2009 4:00 11/10/2009 23:20 INTENSITAS HUJAN DAN DEBIT SESAAT DAS MIKRO CAKARDIPA 12/5/2009 11:20 INTENSITAS HUJAN DAN DEBIT SESAAT DAS MIKRO CAKARDIPA 12/4/2009 18:40 INTENSITAS HUJAN DAN DEBIT SESAAT DAS MIKRO CAKARDIPA 12/4/2009 2:00 Waktu Gambar 14 Intensitas Hujan dan Debit Sesaat DAS Mikro Cakardipa Episode Oktober – Desember 2009. Debit (l/s) Debit (l/s) 53 INTENSITAS HUJAN DAN DEBIT SESAAT DAS MIKRO CAKARDIPA PERIODE 10 - 16 FEBRUARI 2010 0 160 5 140 Intensitas Hujan 10 Debit 120 15 Debit (L s-1 ) 20 80 25 30 60 35 40 40 20 Intensitas Hujan (mm 5 mnt -1 ) 100 45 15/02/2010 21:55 15/02/2010 17:45 15/02/2010 9:25 15/02/2010 13:35 15/02/2010 5:15 15/02/2010 1:05 14/02/2010 20:55 14/02/2010 16:45 14/02/2010 8:25 14/02/2010 12:35 14/02/2010 4:15 14/02/2010 0:05 13/02/2010 19:55 13/02/2010 15:45 13/02/2010 7:25 13/02/2010 11:35 13/02/2010 3:15 12/02/2010 23:05 12/02/2010 18:55 12/02/2010 14:45 12/02/2010 6:25 12/02/2010 10:35 12/02/2010 2:15 11/02/2010 22:05 11/02/2010 17:55 11/02/2010 9:35 11/02/2010 13:45 11/02/2010 5:25 11/02/2010 1:15 10/02/2010 21:05 10/02/2010 16:40 10/02/2010 8:20 10/02/2010 12:30 10/02/2010 4:10 50 10/02/2010 0:00 0 Waktu Gambar 15 Intensitas Hujan dan Debit Sesaat DAS Mikro Cakardipa Episode 10-16 Februari 2010. Analisis terhadap 10 episode kejadian hujan-debit DAS Mikro Cakardipa menunjukkan beberapa karakteristik hujan-debit meliputi curah hujan (CH), intensitas hujan maksimum (Imax), debit maksimum (Qmax), koefisien aliran permukaan (Kr), Waktu Naik (Tn) dan Waktu Konsentrasi (Tc). Secara rinci karakteristik hidrograf DAS Mikro Cakardipa disajikan pada Tabel 6. Selama awal musim hujan di tahun 2009, curah hujan maksimum yang terekam di DAS Mikro Cakardipa sebesar 61.5 mm dengan intensitas maksimum sebesar 10.2 mm 5 mnt-1 atau setara dengan intensitas hujan 122 mm jam-1. Curah hujan dengan intensitas tersebut telah membangkitkan debit puncak sebesar 58.2 L dtk-1. Koefisien aliran permukaan yang dihitung berdasarkan analisis pemisahan hidrograf menunjukkan variasi nilai antara 0.03 % hingga 0.59%. 54 Tabel 6 Karakteristik Hujan dan Debit DAS Mikro Cakardipa untuk setiap episode yang tercatat selama bulan Oktober – Pebruari 2010. Episode Hujan – Debit Curah Hujan (mm) 13 -10 - 09 14,2 Intensitas Hujan Maksimum (mm 5 mnt-1) 3,8 Debit Maksimum (L dtk-1) Waktu Naik (Menit) 10,7 Koefisien Aliran Permukaan (%) 0,03 Waktu Konsentrasi (menit) 35 25 14 -10 - 09 31,2 8,6 21,2 0,23 35 15 22 - 10 - 09 55,9 8,6 28,3 0,20 30 15 24 - 10 - 09 21,3 4,3 17,7 0,22 35 20 27 - 10 - 09 48,3 7,1 22,0 0,21 40 20 31 - 10 - 09 61,5 10,2 58,2 0,39 45 40 11 - 11 - 09 38,1 5,8 16,3 0,18 45 20 17 - 11 - 09 14,5 8,4 21,4 0,59 30 10 10 - 02 - 10 30,5 10,9 44,6 0.53 40 10 Pada kejadian episode hujan-debit tanggal 17 Nopember 2009, terlihat bahwa walaupun curah hujan hanya 14,5 mm, akan tetapi koefisien aliran permukaan mencapai 0,59 %, lebih dari dua kali lipat koefisien aliran permukaan yang terjadi selama episode 22 Oktober 2009 yang memiliki curah hujan 55,9 mm dan intensitas hujan maksimum yang lebih tinggi yaitu sebesar 8,6 mm 5mnt-1. Pada kejadian 17 Nopember 2009, beberapa hari sebelumnya telah terjadi beberapa hujan yang walaupun sedikit tapi mampu menjenuhkan kelembaban tanah sehingga curah hujan yang jatuh pada tanggal 17 Nopember sebagian besar menjadi aliran permukaan. Berdasarkan analisis grafis terhadap pasangan data hujan-debit, diketahui selama periode Oktober 2009 – Februari 2010, waktu konsentrasi DAS Mikro Cakardipa bervariasi antara 10 hingga 40 menit. Waktu konsentrasi adalah waktu yang diperlukan butir hujan yang jatuh pada tempat terjauh di bagian hulu untuk mencapai outlet. 55 V DINAMIKA ALIRAN BAWAH PERMUKAAN BERDASARKAN KERAGAMAN SPASIAL DAN TEMPORAL HIDROKIMIA 5.1 Pendahuluan Di beberapa negara, penelitian tentang proses limpasan dalam suatu daerah tangkapan atau DAS berdasarkan perunut hidrokimia sudah banyak dilakukan. Keragaman hidrokimia yang terjadi tidak hanya disebabkan oleh proses-proses hidrokimia spesifik lokasi, namun juga karena adanya proses transport aliran airnya. Pemahaman tentang proses limpasan penting karena diperlukan dalam upaya pengelolaan DAS dan implikasinya dalam pengendalian banjir dan kesehatan lingkungan sungai. Pengetahuan tentang dinamika jalur aliran air termasuk transpor hara/pelarut sangat diperlukan dalam upaya mempelajari perubahan kandungan hidrokimia dalam suatu DAS yang terjadi pada saat hujan. Secara alami, produksi pelarut melalui pembentukan batuan seimbang dengan yang terbawa oleh aliran air dan hilang selama terjadinya reaksi kimia. Proses-proses ini menyebabkan perubahan komposisi kimia di dalam tanah sama seperti perubahan hidrokimia di dalam suatu DAS, dengan besaran yang bervariasi sesuai dengan jenis tanahnya. Memahami hubungan antara proses limpasan dengan perilaku hidrokimia di dalam DAS tidak hanya dalam jangka pendek pada saat kejadian hujan, namun keragaman berdasarkan musim juga akan mempengaruhi perubahan hidrokimia sebagai bagian dari proses hidrologi. Aliran air di dalam suatu DAS bervariasi secara spasial dan temporal sehingga akan berpengaruh terhadap kandungan kimia air di dalam DAS tersebut. Hal ini terjadi karena adanya transpor pelarut (solute transport) di dalam aliran air yang menyebabkan pelarut menyebar secara spasial dan temporal, sehingga keragaman transpor pelarut merupakan faktor penting dalam menentukan keragaman pelarut. Tidak hanya aliran permukaan yang berkontribusi terhadap proses limpasan tetapi juga kandungan kimia yang terdapat di dalamnya. Proses perubahan komposisi kimia dalam aliran selama terjadinya hujan dipelajari pada bagian ini dengan menggunakan data pada tanggal 14 Pebruari 2010. 56 5.2 Karakteristik Curah Hujan Karakteristik curah hujan pada tanggal 14 Februari 2010 yang digunakan dalam mempelajari dinamika aliran bawah permukaan pada penelitian ini disajikan pada Gambar 16. Curah hujan maksimum pada episode hujan ini mencapai 3.6 mm 5 mnt-1 atau 42.7 mm jam-1. 0,0 120 1,0 intensitas hujan Debit (L dtk -1) 3,0 80 4,0 5,0 60 6,0 40 7,0 Intensitas hujan (mm 5 mnt-1) 2,0 Debit 100 8,0 20 9,0 10:00 8:00 6:00 4:00 2:00 0:00 22:00 20:00 18:00 16:00 14:00 12:00 10:00 8:00 6:00 4:00 2:00 10,0 0:00 0 Waktu Gambar 16 Intensitas hujan dan debit sesaat pada episode 14 Pebruari 2010 di DAS mikro Cakardipa, Sub DAS Cisukabirus, DAS Ciliwung Hulu. 5.3 Dinamika Aliran Bawah Permukaan Pada Saat Hujan Aliran air bervariasi secara vertikal dan lateral dalam skala waktu. Data-data tinggi hidrolik berdasarkan pengamatan melalui tensiometer dan piezometer menunjukkan bahwa aliran air ke bawah dan aliran di lereng ke arah sungai berfluktuasi dalam skala waktu (Gambar 17). Pada saat terjadi aliran air secara vertikal unsur hara akan terangkut ke lapisan tanah yang lebih dalam, sedangkan pada saat terjadi aliran air secara lateral unsur hara akan terangkut ke alur sungai. Untuk menggambarkan dinamika aliran bawah permukaan digunakan episode hujan tanggal 14 Februari 2010. Pada saat awal terjadinya hujan, aliran air mengalir secara vertikal. Aliran kemudian menjadi aliran lateral karena adanya penambahan 57 curah hujan. Terdapat pola aliran yang berbeda pada segmen-segmen tertentu di sepanjang lereng pada saat debit mencapai puncaknya. Pola aliran tersebut (Gambar 18) terdiri dari: 1) Aliran vertikal di dekat punggung bukit. Aliran air yang cepat jelas terjadi di lereng selama terjadi hujan sehingga memungkinkan unsur kimia tercuci dari bagian lereng ini. Potensial air dan jalur aliran dimana air mengalir juga mempengaruhi perbedaan konsentrasi yang melalui lereng hingga ke sungai. Beberapa hasil penelitian menyatakan bahwa di area yang memiliki lereng curam, tanah tipis, air akan bergerak secara vertikal, lalu tertahan pada lapisan antara tanah dan batuan (soil-bedrock interface), dan kemudian bergerak secara lateral (McDonnell 1990, Peters et al 1995, Tani 1997, Sidle et al 2000, Freer et al 2002, Uchida et al 2002). Di daerah lereng air akan terinfiltrasi dengan cepat ke dalam tanah diikuti oleh meningkatnya tingkat kebasahan pada zone bawah permukaan yang dangkal, sehingga di daerah lereng tidak terjadi aliran permukaan. Menurut Subagyono (2002) air akan terdistribusi ke dalam profil tanah dan sebagian akan bergerak ke lereng bagian bawah pada kedalaman 1 meter dan ini merupakan aliran bawah permukaan, Gradien tinggi hidrolik secara lateral Gradien tinggi hidrolik secara vertikal 0 0 -0,2 -0,4 -0,4 -0,8 -0,6 -1,2 -0,8 -1,6 -1 -2 -1,2 Agu Sep Okt Nop Des Jan Peb Mar 2009 2010 Jun Jul Agu Sep Okt Nop Des Jan Peb Mar 2009 2010 Gambar 17 Fluktuasi tinggi hidrolik bulanan airbumi secara lateral dan vertikal di DAS mikro Cakardipa, Sub DAS Cisukabirus, DAS Ciliwung Hulu. 58 2) Adanya perubahan arah aliran pada lereng bagian tengah (antara jaring pengamatan L2 dan L3) menjadi aliran lateral. Adanya perubahan arah aliran yang konsisten dengan adanya penambahan curah hujan dan tingkat kebasahan tanah sangat dipengaruhi oleh ketajaman lereng. Kondisi topografi merupakan faktor fisik yang dominan dan sangat mempengaruhi arah aliran (Beven dan Kirby 1979) dan O’Loughlin (1986). Beberapa model hujan-aliran permukaan memperhitungkan indeks topografi untuk melihat distribusi dan dinamika hubungan air-tanah secara spasial di dalam DAS. Indeks topografi baru (TWI*d ) yang dikemukakan oleh Lanni et al (2011) merupakan salah satu indeks yang dapat dipergunakan untuk menggambarkan proses aliran bawah permukaan, paling tidak pada saat topografi (dalam hal ini aliran lateral) merupakan faktor penentu dalam mekanisme aliran bawah permukaan. 3) Adanya aliran yang bervariasi (vertikal dan lateral) antara batas lereng bagian bawah dengan daerah di dekat aliran sungai (antara jaring pengamatan L4 dan L6). Menurut McGlynn et al (1999) adanya perbedaan ketinggian yang jelas di lereng akan terdapat aliran yang bervariasi. 4) Adanya aliran lateral di dekat daerah aliran sungai dengan aliran sungai. Pergerakan air secara lateral dalam tanah (Tsuboyama et al 1994, McDonnell 1990, dan Uchida et al 1999) merupakan proses penting dalam pendistribusian air, hara, dan larutan. Aliran secara lateral juga berperan pada pencucian hara/nutrient flushing (Buttle et al 2001), serta pendistribusian aliran ke sungai (Freer et al 2002, McDonnell 1990) dan ke zone riparian (McGlynn dan McDonnell 2003a). Menurut Subagyono (2002), Tanaka dan Ono (1998) perubahan arah aliran air tanah di lereng dipengaruhi oleh ketebalan (kedalaman) tanah dan keadaan lereng. Pada penelitian ini lereng bagian bawah memiliki ketebalan tanah dan kedalaman batuan yang jauh lebih kecil dibandingkan lereng atas. Perbedaan kedalaman tanah dan batuan serta posisi titik pengamatan yang sangat berbeda ketinggiannya terdapat pada titik L4 dan L5, L5 dengan L6 serta L5 dan L6 dengan alur sungai. Akumulasi unsur hara pada umumnya meningkat di titik L5 dibandingkan dengan L4. 59 60 Gambar 18 Dinamika Aliran Bawah Permukaan pada Kejadian Hujan 14 Pebruari 2010 di DAS Mikro Cakardipa, Sub DAS Cisukabirus, DAS Ciliwung Hulu Aliran air secara perlahan menjadi aliran vertikal selama penurunan kurva hidrograf (saat resesi). Air yang mengalir secara perlahan ke dalam aliran sungai selama kurva resesi menunjukkan adanya penurunan jumlah (proporsi) aliran yang bertahap pada hydrograf. Perbedaan ketinggian tempat dan ketebalan tanah dan kedalaman batuan antar pengamatan ke 4 dan ke 5 demikian juga pengamatan ke 6 dan ke 5 mengakibatkan peningkatan unsur hara di segmen ini. 5.4 Keragaman Hidrokimia secara Spasial Keragaman konsentrasi hidrokimia (kation dan anion) secara spasial dilihat dari standar deviasi dan koefisien keragaman dari konsentrasi masing-masing unsur selama musim kemarau dan musim hujan. Konsentrasi unsur hara di lereng bagian atas dan bawah menunjukkan trend yang khas (Gambar 18,19, dan 20). Trend ini erat kaitannya dengan proses aliran, dimana aliran ke segmen lereng bagian bawah 61 menyebabkan akumulasi hara di segmen tersebut. Karena aliran yang sangat cepat terjadi di segmen lereng bagian atas pada saat terjadi hujan, biasanya konsentrasi unsur hara tercuci dari segmen ini. Pada Tabel 7 dapat dilihat terdapat keragaman konsentrasi pelarut (hidrokimia) secara spasial (pada beberapa sumber limpasan) dan temporal (musim). Pada musim kemarau pada umumnya konsentrasi hidrokimia di dalam air tanah lebih besar dari pada air bumi. Konsentrasi pelarut yang tinggi pada air tanah diduga karena pada musim kemarau pelarut tidak dapat mengalir sampai kedalaman air bumi. Pada musim kemarau air hujan tidak menjadi sumber limpasan bagi DAS mikro Cakardipa. Hal ini menunjukkan bahwa analisis campuran (end member mixing analysis) tidak dapat menggambarkan air hujan sebagai sumber limpasan pada musim kemarau. Bernal et al (2006) dalam penelitiannya mengemukakan bahwa hillslope, airtanah riparian, dan air hujan (event wáter) sebagai tiga end members aliran sungai, namun kimia aliran tidak dapat dijelaskan oleh end members selama musim kemarau. Berbeda dengan unsur hidrokimia lainnya yang konsentrasinya lebih besar pada air tanah dibandingkan air bumi baik pada musim kemarau maupun musim hujan, namun konsentrasi SiO2 ternyata lebih besar pada air bumi dibandingkan air tanah yaitu 20,510 dan 15,164 mg l-1 berturut-turut pada air bumi dan air tanah pada MK, dan 10,964 dan 9,580 mg l-1 berturut-turut pada air bumi dan air tanah pada MH. Konsentrasi pelarut pada air hujan pada umumnya lebih kecil dibandingkan yang terdapat pada air bumi maupun air tanah. Konsentrasi kalsium pada umumnya dominan pada air bumi maupun pada air tanah, baik pada musim hujan maupun kemarau. Keragaman pelarut juga tinggi sesuai dengan koefisien keragamannya. Untuk mempelajari keragaman konsentrasi hidrokimia secara spasial di lereng (di titik-titik pengamatan) dan sekitar alur sungai disajikan pada Gambar 19 dan 20. Hasil analisis terhadap sampel air pada musim kemarau menunjukkan bahwa fluktuasi kandungan kation dan anion air bumi memiliki pola yang serupa, meskipun pada titik pengamatan L5 (posisinya di lereng bagian bawah) dan transek di dekat sungai unsur-unsur tersebut memiliki konsentrasi yang lebih tinggi. Menurut Subagyono (2007) kecenderungan konsentrasi yang lebih tinggi adalah berkaitan 62 dengan proses aliran dimana aliran ke bawah di zone lereng bagian bawah menyebabkan terjadinya akumulasi unsur kimia tersebut. Aliran air yang cepat jelas terjadi di lereng selama terjadi hujan sehingga memungkinkan unsur kimia tercuci dari bagian lereng ini. Potensial air dan jalur aliran dimana air mengalir juga mempengaruhi perbedaan konsentrasi yang melalui lereng hingga ke sungai. Konsentrasi Ca di lereng lebih rendah karena adanya proses pencucian dan Ca yang terlarut mengalir ke daerah transek/perpotongan antara lereng dan sungai, dapat menjelaskan adanya hubungan antara zone lereng dan zone bukan lereng selama proses limpasan. Hal ini sejalan dengan penemuan McGlynn et al (1999) dan Subagyono (2002) yang menyatakan bahwa aliran yang bervariasi (lateral dan vertikal) terjadi karena adanya perbedaan ketinggian daerah lereng. Gambar 19 dan 20 menyajikan kandungan anion dan kation utama di dalam air bumi di beberapa titik pengamatan berturut-turut pada musim kemarau (periode Juni-September 2009) dan musim hujan (periode Oktober 2009 – April 2010). 35 Konsentrasi (mg L-1 ) 30 K+ 25 Na+ 20 Ca2+ Mg2+ 15 SiO2 10 ClNO3- 5 SO42- 0 L3 L4 L5 Transek sungai Sungai Titik Pengamatan Gambar 19 Kandungan Kation dan Anion utama di dalam Air Bumi di Beberapa Titik Pengamatan (Musim Kemarau 2009). 63 20 18 K+ Konsentrasi (mg L -l) 16 Na+ 14 Ca2+ 12 Mg2+ 10 8 SiO2 6 Cl- 4 NO3- 2 SO42- 0 L3 L4 L5 Transek Sungai L6 L7 Titik Pengamatan Gambar 20 Kandungan Kation dan Anion Utama di dalam Air Bumi di Beberapa Titik Pengamatan (Musim Hujan 2009/2010) 64 Musim MK Endmember Air Bumi Air Tanah MH Air Bumi Air Tanah Air hujan K Rerata SD CV(%) N Rerata SD CV(%) N Rerata SD CV(%) N Rerata SD CV(%) N Rerata SD CV(%) N + 1,092 0,535 48,966 12 6,645 8,202 123,437 11 0,647 0,551 85,198 126 1,468 2,384 162,361 104 0,576 0,607 105,271 14 Na + 6,665 2,804 42,079 12 73,172 94,855 129,633 11 4,928 1,593 32,327 126 7,371 8,161 110,710 105 1,118 1,424 127,309 14 2+ Ca 14,617 6,078 41,584 12 49,485 20,390 41,205 11 13,457 5,717 42,488 126 25,669 12,067 47,010 105 3,770 4,127 109,480 14 Konsentrasi (mg l-1) Mg2+ SiO2 SO42NO3ClHCO33,295 20,510 6,365 4,081 2,784 0,768 1,643 14,364 8,609 2,999 3,366 0,573 49,874 70,033 135,260 73,506 120,886 74,637 12 12 12 12 12 12 3,761 15,164 19,980 15,095 23,856 1,635 2,256 8,722 15,852 14,612 10,369 0,407 59,983 57,519 79,339 96,798 43,467 24,897 11 11 11 11 5 11 4,134 10,964 2,829 3,979 4,439 0,925 1,543 8,286 3,020 5,768 1,278 0,385 37,332 75,580 106,746 144,964 28,795 41,677 126 126 117 123 120 118 4,837 9,580 5,436 5,341 9,116 1,474 3,128 5,358 7,115 6,545 13,697 1,222 64,671 55,931 130,875 122,549 150,254 82,896 105 104 97 79 93 74 0,724 1,890 1,440 7,114 3,987 4,929 1,277 5,371 1,064 7,207 0,444 3,376 176,414 284,154 73,917 101,313 11,129 68,481 14 14 14 14 14 14 Keterangan: MK: musim kemarau, MH: musim hujan, SD: standar deviasi, CV: koefisien keragaman, n: jumlah contoh 64 Tabel 7 Keragaman konsentrasi hidrokimia secara spasial pada musim kemarau dan hujan di DAS mikro Cakardipa, DAS Ciliwung hulu 65 Gambar 21 a-e menyajikan fluktuasi konsentrasi kation dan anion air tanah pada beberapa kedalaman. Pada kedalaman 250 cm di titik pengamatan L4 konsentrasi kation dan anion lebih tinggi dibandingkan dengan L3 dan L6, hal ini terlihat nyata pada Na, Cl, Ca yang jauh lebih tinggi dibandingkan unsur yang lain (Gambar 21 a). Pada kedalaman lainnya (gambar 21 b-e) konsentrasi Ca juga rata-rata lebih tinggi dari unsur lainnya. Ca juga meningkat pada titik pengamatan di lereng yang tinggi dan menurun pada titik pengamatan di daerah lereng bawah dan mendekati sungai. Menurut Subagyono et al (2005) perubahan yang mencolok pada konsentrasi Ca dibandingkan unsur lain adalah berkaitan erat dengan proses aliran. Karena aliran secara lateral di lereng berjalan lebih dalam, maka konsentrasi Ca di dalam air tanah dan air bumi dapat meningkat. 5.5 Keragaman Hidrokimia Secara Temporal Untuk melihat dinamika konsentrasi pelarut secara time series biasanya menggunakan fungsi autokorelasi. Plot fungsi autokorelasi air bumi, air tanah, dan air hujan pada angka lagnya disajikan pada Gambar 22, 23, dan 24. Pada Gambar 22 dapat dilihat bahwa hampir semua unsur hidrokimia memiliki pola acak (random). Hampir semua unsur hidrokimia di dalam air bumi memiliki dinamika yang cukup besar kecuali NO3, hal ini menggambarkan bahwa NO3 ini mudah tercuci. Fungsi autokorelasi pada air hujan lebih besar dibandingkan dengan air bumi dan air tanah. Hal ini menunjukkan bahwa keragaman konsentrasi hidrokimia secara temporal di air bumi dan air tanah berbeda dengan di air hujan. Air hujan akan bergerak secara vertikal pada awal kejadian hujan di wilayah lereng bagian atas dan berpotensi menyebabkan terjadinya pencucian unsur hara. Pada saat menjelang puncak hujan air bumi bergerak secara vertikal dan lateral di lereng bagian bawah, dan memungkinkan terjadi akumulasi unsur hara di lereng bagian bawah. 66 35 250 cm 250 K Na 200 Ca 150 Mg SiO2 100 SO4 50 NO3 L3 L4 Titik Pengamatan Ca 20 Mg 15 SiO2 10 SO4 5 NO3 Cl 0 L3 L6 L4 L6 Titik Pengamatan (a) L7 (b) 40 35 30 25 20 15 10 5 0 300 150cm cm 150 K Na Ca Mg SiO2 SO4 NO3 Cl Konsentrasi (mg L-1 ) Konsentrasi (mg L -1 ) K Na 25 Cl 0 200 cm 30 Konsentrasi (mg L -1 ) Konsentrasi (mg L-1) 300 100 cm 250 K Na Ca 200 Mg 150 SiO2 100 SO4 NO3 50 Cl 0 L3 L4 Titik Pengamatan L3 L7 L4 L5 Titik Pengamatan (c) L6 (d) Konsentrasi (mg L-1 ) 50 K 40 Na Ca 30 Mg SiO2 20 SO4 NO3 10 Cl 0 L1 L3 L4 L5 L6 L7 Titik Pengamatan L8 L9 (e) Gambar 21 Distribusi Kation dan Anion pada Air Tanah Pada Beberapa Kedalaman secara spasial di DAS Mikro Cakardipa 67 land conservation. ------- limit kepercayaan Gambar 22 Korrelogram Beberapa Unsur Hidrokimia pada Air Bumi di DAS Mikro Cakardipa, sub DAS Cisukabirus, DAS Ciliwung Hulu periode Juni 2009-April 2010 68 ------- limit kepercayaan Gambar 23 Korrelogram Beberapa Unsur Hidrokimia pada Air Tanah di DAS Mikro Cakardipa, sub DAS Cisukabirus, DAS Ciliwung Hulu periode Juni 2009-April 2010 69 ------- limit kepercayaan Gambar 24 Korrelogram Beberapa Unsur Hidrokimia pada Air Hujan di DAS Mikro Cakardipa, Sub DAS Cisukabirus, DAS Ciliwung Hulu periode Juni 2009-April 2010. 70 71 VI ANALISIS CAMPURAN (MIXING ANALYSIS) DALAM HIDROLOGI UNTUK PENENTUAN SOURCE AREA 6.1 PENDAHULUAN Model campuran (mixing model) dapat dipergunakan dalam separasi hidrograf secara geokimia, yakni untuk memisahkan komponen runoff pada saat terjadi hujan. Karena kimia air sungai merupakan campuran dari berbagai input sumber aliran (sources area), maka identifikasi potensial sumber air yang berkontribusi terhadap kimia air sungai sangat penting. Hal ini memerlukan model campuran secara temporal dan geografis (Genereux dan Hooper, 1998). Pertimbangan untuk menggunakan pendekatan ini adalah bahwa seluruh komponen sumber air diasumsikan bercampur secara konservatif. Percampuran sifat kimia air secara konservatif terjadi karena komponen kimia air yang berasal dari sumber aliran mengalir mengikuti pergerakan air. Kimia air sungai merupakan turunan dari kimia air masing-masing komponen sumber aliran yang mengalir ke sungai, dengan prinsip bahwa air dapat membawa unsur atau komponen kimia air dari masing-masing sumber aliran tersebut. Source area merupakan sumber aliran yang merupakan kontributor terhadap aliran air di dalam suatu daerah tangkapan air atau daerah aliran sungai. Salah satu metode yang digunakan dalam mempelajari mixing model dalam hidrologi adalah metode EMMA (End Member Mixing Analyses). EMMA juga merupakan salah satu metode untuk separasi hidrograf secara geokimia (Christopherson et al 1990, Hooper et al 1990, dan Burns et al 2001). End member menggambarkan karakteristik air yang teridentifikasi dari unit hidrologi atau geologi yang berbeda. End member yang berbeda biasanya memiliki pertanda isotop atau kimia yang berbeda. Pada penelitian ini menggunakan model campuran yang terdiri dari 3 komponen sumber aliran (three end member) dengan dua perunut konservatif. Ada beberapa asumsi jika menggunakan mixing model dalam pemodelan hidrologi, yaitu: a) Perunutnya merupakan perunut konservatif (bukan merupakan reaksi kimia), b) Seluruh komponen memiliki konsentrasi yang berbeda nyata paling tidak dengan 72 satu perunut, c) Konsentrasi perunut dalam seluruh komponen secara temporal (temporally) konstan atau keragamannya diketahui, d) Konsentrasi perunut dalam seluruh komponen secara ruang (spatially) konstan atau diperlakukan sebagai komponen yang berbeda, dan e) Komponen yang tidak terukur memiliki konsentrasi perunut yang sama atau tidak berkontribusi secara nyata. Model campuran dari perspektif geometrik memiliki karakter sebagai berikut: 1) Untuk model dengan 2 perunut dan 3 komponen, mixing antara sub ruang ditentukan oleh 2 perunut, 2) Jika diplotkan, 3 komponen puncak dari segitiga dan seluruh contoh aliran harus terikat oleh segitiga, 3) Jika tidak terikat dengan baik, berarti perunut tidak konservatif atau komponen tidak terkarakterisasi dengan baik. Beberapa peneliti telah mengidentifikasi sumber limpasan secara spasial di dalam DAS melalui penggunaan tool seperti EMMA, pemisahan hidrograf berdasarkan perunut, dan analisis hidrometrik (Bernal et al 2006, Burns et al 2001, Hangen et al 2001, McGlynn and McDonnell 2003, Subagyono et al 2005, Wenninger et al 2004). Penelitian-penelitian tersebut telah berhasil mengkuantifikasi sejumlah runoff dari sumber (source) yang berbeda dan juga menunjukkan kontribusi yang berbeda dengan kondisi kelembaban yang berbeda di dalam DAS (Burns et al 2001, McGlynn and McDonnell 2003). Bahkan Cary et al (2011) telah berhasil mengidentifikasi sumber limpasan menjadi empat komponen menggunakan silikat dan chlor. Identifikasi sumber runoff dari unit DAS penting karena : a) membantu dalam mengembangkan model pengelolaan DAS yang lebih realistik, b) membantu mengidentifikasi sumber kunci sumber polutan, c) membantu evaluasi yang lebih baik tentang pengaruh perubahan penggunaan lahan terhadap kualitas air. Pendekatan deliniasi sumber air dengan menggunakan analisis neraca air belum memberikan jawaban yang definitif. Kombinasi menggunakan data hidrokimia dan hidrometrik sudah memberikan masukan terhadap model hidrologi daerah aliran sungai. EMMA sudah dapat mengidentifikasi komponen-komponen yang berkontribusi terhadap aliran (Mulholland 1993, Tardy et al 2004). Metode ini merupakan metode analisis campuran sederhana untuk mengidentifikasi end member 73 yang berkontribusi terhadap aliran dan memiliki komposisi kimia yang berbeda dan relatif konstan (Mulholland 1993). Ketidak teraturan separasi hidrograf secara geokimia (mixing approach) sangat besar karena: 1) adanya keragaman karakteristik kimia dari end member secara spasial dan temporal, dan 2) kimia air sungai tergantung pada jalur aliran dimana air itu mengalir menuju sungai. Dalam hal ini pemahaman tentang jalur aliran yang dominan dan bagaimana perubahan yang terjadi selama hujan sangat penting dalam memahami proses limpasan/runoff generation. 6.2 Analisis Multivariate Dalam melakukan EMMA sesuai dengan prosedur yang telah digunakan oleh Hooper (2001), Christophersen dan Hooper (1992), dan Burns et al. (2001), setelah menyusun set data dan melakukan normalisasi terhadap data yang ada, tahap selanjutnya adalah analisis multivariate dengan menggunakan analisis komponen utama (PCA:Principal Component Analysis). Analisis multivariate banyak digunakan dalam penelitian geokimia (Jo¨reskog et al., 1976; Reid et al., 1981; Davis, 1986). Manfaat analisis ini dalam EMMA yaitu: a) untuk memilih end-members, b) merupakan masukan dalam model campuran (mixing model), c) hasilnya dapat diuji, d) memberikan hasil yang tepat dengan alasan yang benar, dan e) dapat memberi tahu jika end-member tidak benar. Analisis komponen utama merupakan salah satu teknik statistik yang digunakan untuk mengidentifikasi peubah baru yang mendasari data peubah ganda, menghilangkan masalah multikolinieritas (peubah yang saling berkorelasi) dan menghilangkan paubah-peubah asal yang memberikan sumbangan informasi yang relatif kecil (Iriawan dan Astuti 2006). Sumbangan keragaman ditunjukkan oleh proportion dalam eigen analysis of the covarian matrix. Dalam principal komponen, apabila sebagian besar total variasi populasi (sekitar 80-90%) untuk jumlah variabel yang besar dapat diterangkan oleh 2 atau 3 komponen utama (principal component, PC), maka kedua atau ketiga komponen dapat menggantikan variabel semula tanpa menghilangkan banyak informasi. 74 Dalam penelitian ini analisis multivariate dengan menggunakan PCA adalah untuk menguji model campuran aliran kimia air menggunakan solute K, Na, Ca, Mg, SiO2, SO4, NO3, Cl, dan HCO3 terhadap beberapa sumber limpasan seperti air tanah, air bumi, air sungai, dan air hujan. Pada Tabel 7 disajikan eigenvalue yang merupakan nilai varian komponen utama. Hasil analisis menunjukkan eigenvalue untuk komponen utama pertama (F1) dan kedua (F2) masing-masing sebesar 5.070 dan 3.001. Eigenvalue kedua komponen utama mewakili 56.3% dan 33.3% dari seluruh variabilitas. Bila diakumulasikan, kedua komponen utama menyatakan 89.6% dari total variabilitas. Ini berarti apabila kesembilan variabel (K, Na, Ca, Mg, Si, SO4, NO3, Cl, dan HCO3) direduksi menjadi 2 variabel, maka kedua variabel baru dapat menjelaskan 89.6% dari total variabilitas kesembilan variabel. Tabel 8. Hasil eigenvalue dengan sembilan variabel K, Na, Ca, Mg, SiO2, SO4, NO3, dan HCO3 F1 F2 F3 F4 F5 Eigenvalue 5.070 3.001 0.661 0.153 0.115 Variabilitas (%) 56.3 33.3 7.3 1.7 1.3 Kumulatif (%) 56.3 89.6 97.0 100 100 Pada Tabel 9 disajikan korelasi Pearson’s, angka-angka positif yang ditulis tebal menunjukkan adanya hubungan yang tinggi antar unsur yang satu dengan yang lainnya. Sebaliknya angka-angka negatif yang ditulis tebal menunjukkan adanya hubungan berbanding terbalik yang tinggi antar unsur yang satu dengan yang lainnya. Kation K dengan SiO2, Na dengan Mg, Ca dengan Mg dan HCO3, serta Mg dengan HCO3 menunjukkan hubungan yang tinggi satu dengan yang lainnya, sedangkan K dengan Cl, Na dengan SO4 dan NO3, Mg dengan SO4 dan NO3 memiliki hubungan berbanding terbalik. Gambar 27 menunjukkan hubungan faktor 1 dengan faktor 2. Jika variabel satu dengan yang lainnya saling berdekatan berarti nyata berkorelasi positif (r mendekati 1), sedangkan jika orthogonal berarti tidak berkorelasi (r mendekati nol). Jika variabel 75 tertentu terletak berlawanan arah dari pusat, berarti variabel tersebut nyata berkorelasi negatif dengan variabel lainnya (r mendekati -1). Dari Gambar 25 dapat dilihat bahwa SiO2 dan K, Ca dan HCO3, SO4 dan NO3 memiliki hubungan positif , sedangkan SO4 dan NO3 yang letaknya bersebrangan dari titik pusat menunjukkan adanya korelasi negatif dengan Na, Mg, Ca, dan HCO3. Tabel 9. Korelasi Pearson’s Variabel K Na Ca Mg SiO2 SO4 NO3 Cl HCO3 K 1 Na 0,491 1 Ca -0,150 0.660 1 Mg 0,141 0.931 0.792 1 SiO2 1 0,933 0.638 0.113 0.334 SO4 -0,337 -0.771 -0.347 -0.741 -0.273 1 NO3 -0,564 -0.943 -0.641 -0.826 -0.642 0.804 1 Cl 1 -0,864 -0.055 0.428 0.298 -0.798 -0.172 -0.115 HCO3 -0.213 0.739 0.911 0.923 0.011 -0.576 -0.650 0.589 1 Angka yang ditulis tebal menunjukkan berbeda nyata dengan derajat nyata =0.05 SiO2 0,50 K Komponen kedua 0,25 Na SO4 0,00 NO3 Mg -0,25 Ca HCO3 -0,50 Cl -0,4 -0,3 -0,2 -0,1 0,0 0,1 0,2 Komponen Pertama 0,3 0,4 0,5 Gambar 25 Grafik hubungan antara faktor 1 dan faktor 2 untuk melukiskan keeratan antar unsur hidrokimia 6.3 Analisis Campuran secara Hidrokimia Untuk menguji bahwa kimia air dari sumber air yang menuju sungai menyebar di dalam plot kimia air sungai, data kimia air sungai diproyeksikan ke dalam mixing 76 subspace/subruang (ruang segitiga yang terikat oleh ketiga end member). Set data hidrokimia tersebut diproyeksikan terhadap data hidrokimia sungai. Pencampuran hidrokimia dapat terjadi dengan baik apabila data hidrokimia sungai terikat dengan baik dalam tiga ikatan end member. Menurut Hooper (2001), dengan menggunakan model regresi, pencampuran yang baik di dalam subruang ditunjukkan oleh pola acak dari residual terhadap konsentrasi masing-masing unsurnya. Plot residual konsentrasi setiap solute terhadap konsentrasi air sungai (Gambar 26) menunjukkan adanya pola acak pada K, Ca, Mg, Na, dan HCO3, hal ini menggambarkan adanya mixing yang baik dalam subruang. 3 6 Na K+ Residual (mg L-1 ) Residual (mg L-1 ) 2 1 0 -1 2 0 -2 -4 -2 -6 0 0,5 1 1,5 2 Konsentrasi (mg 2,5 3 0 3 L-1 ) 9 12 L-1 ) 0,8 Ca 8 Mg Residual (mg L-1 ) 6 4 2 0 -2 -4 -6 0,4 0 -0,4 -0,8 -1,2 0 10 20 30 40 0 2 Konsentrasi (mg L-1 ) 4 6 8 Konsentrasi (mg L-1 ) 4 4 NO3 0 -2 -4 -6 -8 SO4 3 Residual (mg L-1 ) 2 Residual (mg L-1 ) 6 Konsentrasi (mg 10 Residual (mg L-1 ) 4 2 1 0 -1 -2 -3 -10 -4 0 3 6 9 Konsentrasi (mg L-1 ) 12 15 0 2 4 6 Konsentrasi (mg 8 L-1 ) 10 77 12 Si Residual (mg L-1 ) Residual (mg L-1 ) 8 4 0 -4 -8 -12 -16 0 5 10 15 20 25 30 10 8 6 4 2 0 -2 -4 -6 -8 Cl 0 2 Konsentrasi (mg L-1 ) 4 6 8 Konsentrasi (mg L-1 ) 50 HCO3 Residual (meq L-1 ) 40 30 20 10 0 -10 -20 0 10 20 30 40 50 60 70 Konsentrasi (meq L-1) 80 90 100 Gambar 26 Plot residual konsentrasi masing-masing unsur terhadap konsentrasi air sungai Untuk mengetahui validitas EMMA atau mengetahui fit terbaik dari data kimia air yang diprediksi dengan EMMA dengan konsentrasi terukur pada saat pengamatan selama kejadian hujan dilakukan analisis regresi linier. Hasil pengujian disajikan pada Gambar 27. Dari 9 unsur kimia yang diamati, unsur Na, Ca, Mg, SO4, Cl, dan HCO3 memiliki R2 yang tinggi antara hasil pengamatan dan pendugaan berkisar antara 0.73 sampai 0.96. Nilai R2 terbaik dicapai oleh Natrium, sedangkan empat unsur lain yaitu K, SiO2, NO3, dan Cl, memiliki R2 yang rendah. Nilai R2 antara prediksi EMMA dengan hasil pengukuran yang berkisar antara 0.73 dan 0.96 tersebut menunjukkan bahwa tiga komponen terpilih berdasarkan EMMA merupakan prediktor konsentrasi pelarut yang kuat seperti dikemukakan oleh Mitchell (2006b). Inamdar and 10 78 Nilai kimia aliran air terproyeksi diperoleh dengan cara menggandakan matrik eigenvector yang diperoleh dari hasil PCA dengan set data hidrokimia yang telah distandarisasi. Residu antara nilai terproyeksi dengan data awal diplot terhadap konsentrasi unsur yang dimonitor untuk mengetahui fit dari data tersebut. Untuk mengetahui fit data digunakan relative bias (RB) dan relative root mean square error (RRMSE). Berdasarkan hasil RB dan RRSME (Gambar 28 dan 29) ketiga sumber area yang diproyeksikan terhadap air sungai sebagai referensi, ternyata air tanah tanah dan air bumi menunjukkan fit terbaik di dalam mixing subspace. Untuk melihat lebih jauh end member mana yang dapat mengikat kimia air sungai dengan baik, pengujian dilakukan terhadap episode hujan 14 Pebruari 2010. Gambar 30 menunjukkan diagram campuran (mixing diagram) antara Ca dan SO4 dengan ketiga end member yang dapat mengikat aliran sungai dengan baik disajikan pada sub bab 6.4. K+ 0,8 0,6 0,4 y = 0,177x + 0,424 R² = 0,53 0,2 0,0 Pendugaan (mg L-1 ) Pendugaan (mg L-1 ) 1,0 7 6 5 4 3 2 1 0 y = 0,268x + 13,90 R² = 0,93 0 4 8 12 16 20 24 Pengamatan (mg L-1 ) Pengamatan (mg L-1 ) Pendugaan (mg L-1 ) Pendugaan (mg L-1 ) Pengamatan (mg L-1 ) Ca2+ y = 0,227x + 3,878 R² = 0,96 0 1 2 3 4 5 6 7 0,0 0,2 0,4 0,6 0,8 1,0 24 20 16 12 8 4 0 Na+ 7 6 5 4 3 2 1 0 Mg2+ y = 0,248x + 3,349 R² = 0,82 0 1 2 3 4 5 6 7 Pengamatan (mg L-1 ) 24 20 16 12 8 4 0 Pendugaan (mg L-1 ) Pendugaan (mg L-1 ) 79 SiO2 y = 0,169x + 7,465 R² = 0,69 0 4 3,0 2,5 2,0 1,5 1,0 0,5 0,0 8 12 16 20 24 SO42- y = 0,258x + 0,789 R² = 0,86 0,0 0,5 1,0 1,5 2,0 2,5 3,0 Pengamatan (mg L-1 ) Pengamatan (mg L-1 ) Pendugaan (mg L-1 ) Pendugaan (mg L-1 ) 5 NO3- 4 3 2 y = 0,239x + 2,352 R² = 0,73 1 0 0 1 2 3 4 7 6 5 4 3 2 1 0 Cl- y = 0,191x + 3,399 R² = 0,38 5 0 1 2 3 4 5 6 7 Pengamatan (mg L-1 ) Pengamatan (mg L-1 ) Pendugaan (meq L-1 ) 100 HCO3- 80 60 40 y = 0,282x + 49,83 R² = 0,80 20 0 0 20 40 60 80 100 Pengamatan (meq L-1) Gambar 27 Konsentrasi hidrokimia hasil pengamatan dan pendugaan berdasarkan EMMA 80 100 80 Relatif Bias /RB (%) 60 K 40 Ca Mg 20 Na 0 -20 Air tanah Air bumi Air hujan Air sungai SiO2 NO3 SO4 -40 Cl -60 HCO3 -80 Gambar 28 Hasil analisis statistik (RB) terhadap tiga sumber area yang diproyeksikan terhadap 3 dimensi subruang air sungai Relatif Root Mean Square Error / RRMSE (%) 35 30 K 25 Ca Mg 20 Na 15 SiO2 NO3 10 SO4 5 Cl HCO3 0 Air tanah Gambar 29 Air bumi Air hujan Air sungai Hasil analisis statistik (RRMSE) terhadap tiga sumber area yang diproyeksikan terhadap 3 dimensi subruang air sungai 81 6.4 Analisis Komponen Aliran Berdasarkan Separasi Hidrograf Secara Geokimia Mixing model dapat dipergunakan dalam separasi hidrograf secara geokimia, yakni untuk memisahkan komponen runoff pada saat terjadi hujan. Mixing model dapat terdiri dari 2 komponen sumber air (two end member) dengan satu perunut konservatif, ataupun terdiri 3 komponen sumber air (three end member) dengan dua perunut konservatif. Mixing model dari perspektif geometrik memiliki karakteristik seperti berikut: 1) Untuk model dengan 2 perunut dan 3 komponen misalnya, mixing antara sub ruang ditentukan oleh 2 perunut, 2) Jika diplotkan, 3 komponen puncak dari segitiga dan seluruh contoh aliran harus terikat oleh segitiga, 3) Jika tidak terikat dengan baik, berarti perunut tidak konservatif . Berdasarkan hasil end member mixing analysis (EMMA) menggunakan Ca2+ dan SO42- ditemukan bahwa sumber aliran di DAS mikro Cakardipa berasal dari airbumi (groundwater), air tanah (soil water), dan air hujan. Dari ketiga sumber aliran tersebut airbumi merupakan sumber aliran yang paling dominan, sedangkan air tanah merupakan sumber aliran terbesar kedua setelah airbumi. Pada penelitian ini Ca2+ dan SO42-dapat dipertimbangkan sebagai perunut konservatif pada DAS mikro Cakardipa. Mulholland (1993) menunjukkan bahwa Ca2+ dan SO42- dapat digunakan sebagai perunut konservatif dalam analisis end member mixing untuk mencirikan jalur aliran air dominan di dalam DAS). Dari Gambar 30 dapat dilihat bahwa pada awal kejadian hujan (tanda panah no. 1) air sungai mengalir (bergerak) ke arah sumber ‘air hujan’ hal ini menggambarkan bahwa kimia air dari air sungai memiliki kemiripan dengan kimia air dari air hujan. Selanjutnya pada saat puncak hujan (tanda panah no. 2) air sungai mengalir (bergerak) menuju sumber ‘airbumi’, hal ini menggambarkan bahwa kimia air dari air sungai memiliki kemiripan dengan kimia air dari airbumi. Sedangkan pada saat menuju kondisi resesi (fase akhir kejadian hujan, tanda panah no. 3) air mengalir (bergerak) menuju ‘air tanah’, hal ini menggambarkan bahwa kimia air dari air sungai memiliki kemiripan dengan kimia air dari air tanah. Dari ilustrasi ini dapat dijelaskan bahwa pada awal kejadian hujan atau pada saat baseflow sumber air di DAS mikro 82 Cakardipa berasal dari air hujan. Pada saat mencapai debit puncak sumber airnya berasal dari airbumi, sedangkan pada saat kurva resesi sumber air berasal dari air tanah. 5,0 Airbumi (groundwater) Air hujan Air tanah SO42- (mg L-1 ) 4,0 3,0 x: awal hujan : puncak hujan +: akhir hujan 2,0 1 1,0 0,0 0,0 5,0 10,0 15,0 20,0 25,0 30,0 35,0 Ca 2+ (mg L-1 ) Gambar 30 Hasil mixing analisis antara Kalsium (Ca2+) dengan Sulfat (SO42-) pada episode hujan tanggal 14 Februari 2010 Hasil analisis separasi hidrograf secara hidrometrik pada kejadian hujan 14 Februari 2010 disajikan pada Tabel 10. Dengan curah hujan sebesar 46,5 mm selama 8 jam 35 menit menghasilkan debit sebesar 2377 m3. 83 Tabel 10. Hasil separasi hidrograf secara hidrometrik pada kejadian hujan 14 Pebruari 2010 di DAS mikro Cakardipa Total Curah hujan (mm) Total debit Durasi jam, mnt 46,5 8,35 Volume (m3) Aliran permukaan langsung (%) 2377 22 Debit puncak (L/dtk) 83,4 Kontribusi end member (%) AirAir Air bumi tanah hujan 47,3 28 24,7 Berdasarkan end member mixing analysis seperti disajikan pada Gambar 30 dimana sumber aliran (source area) yang utama dari DAS mikro Cakardipa yaitu airbumi (groundwater), air tanah, dan air hujan maka kontribusi setiap sumber aliran terhadap aliran sungai dianalisis dari separasi hidrograf menggunakan formula menurut Hinton et al (1994): [(cT-cAT)(CCH-CAT)-(CAT-CT)(cAT-cCH)] QAB = QT [(cAB-cAT)(CCH-CAT)-(CAT-CAB) (cAT-cCH)] [(cT-cAB)(CCH-CAB)-(CAB-CT)(cAB-cCH)] QAT = QT [(cAT-cAB)(CCH-CAB)-(CAB-CAT) (cAB-cCH)] [(cT-cAT)(CAB-CAT)-(CAT-CT)(cAT-cAB)] QCH = QT [(cCH-cAT)(CAB-CAT)-(CAT-CCH) (cAT-cAB)] Dalam hal ini: Q = debit; c = konsentrasi Ca; C = konsentrasi SO4; and AB, AT, CH, dan T masing-masing = airbumi, air tanah, curah hujan, dan aliran total. Kontribusi setiap sumber aliran terhadap aliran sungai, yang dianalisis dari separasi hidrograf menggunakan formula di atas, menunjukkan bahwa pada episode hujan (storm event) tanggal 14 Pebruari 2010, airbumi merupakan kontributor utama terhadap aliran sungai yaitu mencapai 47,3 %. Air bumi dilaporkan sebagai sumber limpasan (kontributor aliran) oleh beberapa peneliti yaitu (Tanaka 1992, McGlynn et al 1999, Gibson et al 2000, Burns et al 2001, Hangen et al 2001, Subagyono 2002). Menurut Weiler et al (2005), aliran bawah permukaan adalah termasuk air tanah dan 84 airbumi (soil water dan groundwater). Airbumi atau zone jenuh didefinisikan sebagai area di dalam profil tanah yang memiliki matrik potensial ≥ 0 kPa. Airbumi berada di bawah permukaan tanah di dalam ruang pori dan di dalam formasi batuan. Air tanah (soil water) atau zone tidak jenuh adalah area di dalam profil tanah yang memiliki matrik potensial < 0 kPa. Air tanah terdapat dalam lapisan tanah atau bebatuan di bawah permukaan tanah. Dalam beberapa tahun terakhir, peran air tanah dalam proses limpasan sudah mendapat perhatian para peneliti. Komponen air tanah sering mendominasi pada saat debit puncak terutama pada hujan yang besar (Bazemore et al 1994, Tanaka dan Ono 1998). Pada penelitian ini air tanah berkontribusi sebesar 28,0 % dan curah hujan sebesar 24,7 %. Separasi masingmasing sumber aliran disajikan pada Gambar 31. Gambar 31. Separasi Hidrograf pada Kejadian Hujan 14 Pebruari 2010 VII HUBUNGAN ANTARA KONSENTRASI –DEBIT (C-Q) PADA SAAT HUJAN DENGAN PENCUCIAN UNSUR HARA 7.1 Pendahuluan Hubungan antara proses hidrologi dan hidrokimia yang terjadi selama kejadian hujan pernah didemonstrasikan oleh Evans dan Davies (1998) dan Evans et al (1999) melalui penggunaan C-Q diagram. Beberapa penelitian menunjukkan bahwa analisis histeresis konsentrasi dengan debit jarang berbentuk linear, namun cenderung menunjukkan pola melingkar dengan konsentrasi yang berbeda pada saat kurva hidrograf naik dan turun (Walling dan Webb, 1986). Keragaman konsentrasi merupakan hasil dari pencampuran end member (pencampuran komponen yang berbeda dari debit yang memiliki jumlah air yang berbeda dari beberapa sumber air). Evans dan Davies (1998), Evans et al (1999) menunjukkan bahwa karakteristik loop dari analisis histeresis digunakan untuk menentukan end member yang paling dominan diantara airbumi, air tanah, dan air permukaan. Selain itu dengan teknik ini dapat diketahui adanya keragaman konsentrasi perunut pada saat kurva hidrograf naik dan turun. Pada awal hujan yaitu pada saat kurva naik didominasi dengan aliran permukaan, diikuti oleh air tanah, dan airbumi yang mendominasi aliran pada saat penurunan kurva hidrograf. Hal ini menunjukkan bahwa pola dari sistem yang dikemukakan oleh Evans dan Davies (1998), Evans et al (1999) adalah aliran permukaan, air tanah, dan airbumi. Chanat et al (2002) menyatakan bahwa dalam analisis histeresis terdapat keragaman konsentrasi perunut secara temporal di dalam aliran air pada saat hidrograf meningkat dan menurun. Loop histeresis menunjukkan komponen mana di dalam DAS yang berkontribusi selama hujan. Metode ini memiliki kelemahan yaitu tidak dapat mengkuantifikasi persentase kontribusi setiap komponen. Identifikasi mekanisme pencucian hara dalam skala DAS penting dalam pengembangan model dan prediksi perubahan penggunaan lahan dan dampak perubahan iklim terhadap kualitas air. Pemahaman tentang mekanisme pencucian hara selama kejadian hujan juga penting karena adanya kontribusi DOC dan Nitrogen (Hinton et al 1997, Bernal et al 2005). 86 7.2. Keragaman Debit secara Temporal dan Konsentrasi Unsur Hara Pada penelitian ini konsentrasi unsur diplot terhadap debit untuk beberapa unsur terpilih seperti K+1, Na+, Ca2+, Mg2+, SiO2, SO42-, NO3-, Cl-1, dan HCO3-. Plot data tersebut dikombinasikan dengan plot data debit hasil pengamatan secara temporal dan variasi unsurnya. Pada penelitian ini menggunakan model histeresis Evans dan Davies (1998) untuk menguji hubungan antara komponen sumber air (model 3 komponen campuran/the three component mixing model) yang ditetapkan melalui separasi hidrograf dan sifat kimia airnya, dan histeresis C-Q digunakan untuk menentukan tingkat pencucian (flushing) unsur. Histeresis menggambarkan tentang flushing elemen (unsur hara) kaitannya dengan aliran cepat atau lambat. Evan dan Davies (1998) menjelaskan bahwa hidrograf aliran total (T) terdiri dari 3 komponen yaitu: aliran permukaan (SE), air tanah (SO), dan airbumi (G). Tiga kriteria dasar yang diperlukan untuk menentukan histeresis yaitu: 1) Pola rotasi (searah jarum jam/berlawanan jarum jam). Pola rotasi searah jarum jam jika konsentrasi total (CT) lebih tinggi pada saat kurva naik daripada pada saat kurva menurun. Konsentrasi aliran permukaan (CSE) harus melebihi CSO, sebaliknya jika berlawanan jarum jam CSO harus lebih besar CSE. 2) Bentuk kurva (cembung/cekung). Bentuk kurva cembung jika pada saat kurva naik CT lebih besar daripada CG dan sebaliknya jika bentuk kurva cekung. Nilai CG harus berada diantara kedua komponen lainnya. Sedangkan jika bentuk kurva cekung CG harus paling tinggi atau paling rendah diantara kedua komponen yang lain. 3) Trend (positif/negatif).Trend positif terjadi jika CT secara konsisten lebih tinggi selama kejadian hujan daripada pada saat baseflow, CG memiliki konsentrasi paling rendah dibandingkan komponen lainnya. Sebaliknya jika trend negatif maka CG memiliki konsentrasi paling tinggi. Debit hasil pengukuran dan konsentrasi unsur secara temporal disajikan dalam bentuk C-Q diagram pada kejadian hujan tanggal 14 Pebruari 2010. Pada umumnya konsentrasi unsur menurun pada saat mencapai puncak debit dibandingkan dengan kondisi sebelum hujan. SO4 konsentrasinya lebih menurun lagi pada puncak debit kedua (Gambar 32 f). 87 Tabel 11 Diagnosa penetapan ranking model tiga komponen runoff Tipe Arah rotasi Bentuk kurva Trend Ranking komponen runoff C1 Searah jarum jam Cembung N/A Cair bumi>Cair tanah >Cair hujan C2 Searah jarum jam Cekung Positive Cair bumi>Cair hujan>Cair tanah C3 Searah jarum jam Cekung Negative Cair tanah >Cair bumi >Cair hujan A1 Berlawanan jarum jam Cembung N/A Cair hujan >Cair tanah>Cair bumi A2 Berlawanan jarum jam Cekung Positive Cair hujan >Cair bumi >Cair tanah A3 Berlawanan jarum jam Cekung Negative Cair tanah >Caiir hujan >Cair bumi Berdasarkan model 3 komponen campuran ternyata airbumi, air tanah, dan curah hujan merupakan kontributor aliran di DAS mikro Cakardipa. Airbumi merupakan kontributor utama, disusul kemudian air tanah dan air hujan. K, Na, Ca memiliki bentuk kurva cekung dengan arah rotasi berlawanan jarum jam dan trend positif , dalam hal ini CCurah Hujan > Cair bumi > Cair tanah (model A2). Mg, SO4, NO3 memiliki bentuk kurva cekung dengan arah rotasi searah jarum jam dan trend positif sesuai dengan Evans dan Davies (1998), dalam hal ini Cair bumi > Cair hujan > Cair tanah (model C2). Si dan Cl memiliki bentuk kurva cembung dengan arah rotasi searah jarum jam dan trend tidak dapat diketahui dengan pasti, dalam hal ini Cair bumi > Cair tanah> Cair hujan adalah termasuk model C1. Tingkat pencucian hara di masing-masing sumber aliran (source area) yang termasuk kedalam model C2 adalah yang memiliki tingkat flushing yang paling tinggi diantara model yang dikemukakan oleh Evans dan Davis (1988), C3 tergolong sedang, dan A3 yang paling rendah. 88 120 Debit 1,0 1,0 0,8 0,8 0,6 0,6 K 100 Debit (L dtk-1) 80 60 0,4 K (mg L-1 ) (a) 0,4 40 20 0 0,2 0,2 0,0 0,0 11:00 12:00 13:00 14:00 15:00 16:00 17:00 18:00 19:00 20:00 120 (b) Debit 40 10 10 8 8 6 6 60 70 80 90 100 Debit (L dtk -1 ) Na 100 60 4 40 0 Na (mg L-1 ) Debit (L dtk -1) 80 20 4 2 2 0 0 11:00 12:00 13:00 14:00 15:00 16:00 17:00 18:00 19:00 20:00 120 Discharge( L dtk-1) 100 Discharge 40 25 25 20 20 15 15 Ca 80 60 10 40 20 0 Ca (mg L-1 ) (c) 120 Debit 50 60 70 80 90 100 Debit(L dtk -1 ) 10 5 5 0 0 11:00 12:00 13:00 14:00 15:00 16:00 17:00 18:00 19:00 20:00 40 8 8 6 6 50 60 70 80 90 100 90 100 Debit (L dtk -1 ) Mg 100 80 60 4 40 Mg (mg L -1 ) Debit (L dtk-1) (d) 50 4 2 2 0 0 20 0 11:00 12:00 13:00 14:00 15:00 16:00 17:00 18:00 19:00 20:00 40 50 60 70 80 Debit (L dtk -1 ) 89 Debit SiO2 100 Debit (L dtk-1) 80 20 20 18 18 16 16 14 14 12 12 10 60 8 40 20 0 Si (mg l-1 ) 120 (e) 10 8 6 6 4 4 2 2 0 0 11:00 12:00 13:00 14:00 15:00 16:00 17:00 18:00 19:00 20:00 40 50 60 70 80 90 100 80 90 100 90 100 90 100 Debit (l dtk -1 ) 1,2 1,2 100 1,0 1,0 80 0,8 0,8 60 0,6 40 0,4 20 0,2 0,2 0 0,0 0,0 120 SO4 SO4 (mg L -1 ) Debit Debit (L dtk-1) (f) 0,6 0,4 11:00 12:00 13:00 14:00 15:00 16:00 17:00 18:00 19:00 20:00 6 6 100 5 5 80 4 4 60 3 40 2 20 1 1 0 0 0 120 Debit (L dtk-1) Debit 60 70 NO3 11:00 12:00 13:00 14:00 15:00 16:00 17:00 18:00 19:00 20:00 3 2 40 (h) 50 Debit(L dtk -1 ) NO3 (mg L-1 ) (g) 40 120 Debit 8 8 6 6 50 60 70 80 Debit (L dtk -1 ) Cl 80 60 4 40 4 2 2 0 0 20 0 Cl (mg L -1 ) Debit (L dtk-1) 100 11:00 12:00 13:00 14:00 15:00 16:00 17:00 18:00 19:00 20:00 40 50 60 70 80 Debit (L dtk -1 ) Gambar 32 Keragaman Debit secara Temporal (Kiri) dan Konsentrasi K, Na, Ca, Mg, Si, NO3, SO4, dan Cl dalam Diagram C-Q (kanan) pada 14 Pebruari 2010. 90 7.3 Hubungan Konsentrasi dan Debit di DAS Mikro Cakardipa, DAS Ciliwung Hulu Hubungan antara konsentrasi kation dan anion utama pada air bumi dengan debit pada saat kejadian hujan 14 Pebruari 2010 disajikan pada Gambar 33. Hubungan antara konsentrasi K, Na, Ca, Mg, SiO2, SO4, NO3, dan Cl dengan debit adalah linier dengan koefisien determinan (R2) berkisar antara 0.069 sampai 0.99. Ca, Mg, dan SO4 memiliki hubungan yang erat dengan debit yang ditunjukkan dengan nilai R2 yang tinggi berturut-turut 0,99, 0,92, dan 0,90, diikuti oleh K, Na, dan Cl (berturut-turut R2 = 0,86, 0,88, 0,87). Hubungan yang paling rendah ditunjukkan oleh SiO2. Hal ini menunjukkan bahwa dinamika konsentrasi Ca, Mg, dan SO4 sangat ditentukan oleh debit pada saat hujan dibandingkan dengan SiO2. Hal ini juga sangat mendukung dengan hasil yang diperoleh pada penelitian ini yang menggambarkan Ca dan SO4 sebagai perunut konservatif di DAS mikro Cakardipa. Hasil penelitian Mulholland (1993) dan Inamdar dan Mitchell (2006a) menunjukkan Ca dan SO4 sebagai perunut konservatif dalam analisis end member mixing untuk mencirikan jalur aliran air dominan di dalam DAS. Sedangkan SiO2 tidak menjadi perunut dalam proses hidrologi di DAS mikro Cakardipa dalam hal ini berbeda dengan beberapa penelitian yang menyebutkan SiO2 sebagai perunut konservatif (Subagyono 2005, Inamdar dan Mitchell 2006a, McGlynn dan McDonnell 2003, Shanley et al 2002). 1,0 10 0,8 8 Na (mg L1 ) K (mg L-1 ) 91 0,6 0,4 y = -0,012x + 1,528 R² = 0,861 0,2 6 4 y = -0,117x + 14,20 R² = 0,878 2 0,0 0 0 20 40 60 80 100 0 20 20 10 16 8 12 8 y = -0,155x + 24,13 R² = 0,990 4 40 60 80 100 80 100 Debit (L dtk -1 ) Mg (mg- L-l ) Ca (mg L-1) Debit (L dtkt-1 ) 6 4 y = -0,104x + 12,50 R² = 0,918 2 0 0 0 20 40 60 80 100 0 20 Debit (L dtk-1) 40 60 Debit (L dtk -1 ) 20 1,5 SO4 (mg L-1) Si (mg L-1l) 15 10 y = -0,020x + 12,00 R² = 0,069 5 0 1,0 y = -0,032x + 2,886 R² = 0,903 0,5 0,0 0 20 40 60 80 100 0 20 Debit (L dtk -1) 8 8 Cl (mg- L-l ) 10 NO3 (mg L-1 ) 10 6 4 y = -0,069x + 8,382 R² = 0,867 2 40 60 80 100 Debit (L dtk -1) 6 4 y = -0,090x + 10,96 R² = 0,868 2 0 0 0 20 40 60 Debit (L dtk -1 ) 80 100 0 20 40 60 Debit (L dtk -1 ) 80 100 Gambar 33 Hubungan Konsentrasi Hidrokimia dan Debit DAS Mikro Cakardipa 92 93 VIII MODEL KONSEPTUAL HUBUNGAN ANTARA PROSES LIMPASAN DENGAN KETERSEDIAAN AIR DAN PENCUCIAN UNSUR HARA 8.1 Pendahuluan Model konseptual merupakan sintesis dari suatu kumpulan konsep dan pernyataan yang menginterpretasikan konsep-konsep tersebut menjadi suatu kesatuan. Model konseptual dapat disajikan dalam bentuk grafik atau diagram dengan beberapa penjelasan. Berdasarkan pengamatan perunut hidrokimia, beberapa penelitian telah berhasil menyusun model konseptual proses limpasan untuk menjelaskan pola kontribusi ketiga end member secara temporal (Wheater et al 1990, Jenkins et al 1994, dan Soulsby et al 1998, Inamdar dan Mitchell 2007). Inamdar dan Mitchell (2007) menyusun model konseptual proses limpasan untuk menjelaskan pola kontribusi ketiga end member secara temporal melalui tiga langkah (stage). Pada tahap pertama yaitu kondisi baseflow ternyata area jenuh pada riparian di lembah mendapat recharge dari rembesan (seepage) airbumi (deep groundwater). Gradient hidraulik rembesan airbumi lebih besar daripada gradient rembesan di riparian/area lahan basah, terutama untuk DAS wilayah hulu. Meskipun demikian beberapa resapan air bumi seperti recharge area di daerah lembah, sebagian besar dialirkan ke sungai. Selanjutnya pada tahap kedua merupakan peningkatan kurva hidrograf. Pada tahap ini terjadi peningkatan hidrograf yang tajam dengan adanya peningkatan kontribusi throughfall. Throughfall masuk melalui area jenuh di permukaan dan dialirkan ke jaringan drainase (drainage network). Kontribusi airbumi dari riparian juga meningkat karena adanya: a) penggantian air riparian dengan throughfall dan presipitasi, b) Percampuran dan pengangkutan air throughfall kedalam aliran permukaan jenuh (saturation overland flow), c) Penggantian air bumi riparian oleh input dari interflow di hillslope. Pada tahap terakhir adalah puncak debit dan kurva penurunan. Pada tahap ini kontribusi air riparian terhadap aliran sungai mencapai puncak karena adanya gradient hidraulik dan flux air di hillslope, dan pada akhir kurva resesi kontribusi riparian dan throughfall menurun. 94 Beberapa penelitian yang dilakukan oleh Van Verseveld et al. (2008), Frey et al. (2007), Joerin et al. (2002), dan Burns et al. (2001) menunjukkan bahwa secara eksplisit terdapat kaitan antara faktor internal dalam DAS (tanah dan larutan unsur kimia) dengan pengamatan kimia aliran/stream chemistry. Pada umumnya terdapat keragaman konsentrasi larutan di outlet berdasarkan pengukuran dibandingkan perhitungan berdasarkan model. Model konseptual hubungan proses limpasan dengan ketersediaan air dalam DAS hanya mencakup proses di dalam DAS yang mempengaruhi kimia aliran atau yang memberi pertanda kimia dalam aliran. 8.2 Model Konseptual Hubungan antara Proses Limpasan dengan Ketersediaan Air secara Spasial dan Temporal dan Pencucian Hara di DAS mikro Cakardipa, Sub DAS Cisukabirus, DAS Ciliwung Hulu Berdasarkan beberapa hasil yang telah dicapai pada penelitian ini yaitu mengenai dinamika aliran bawah permukaan, separasi hidrograf berdasarkan hidrokimia, serta hubungan konsentrasi dan debit, pada bagian ini disajikan model konseptual tentang hubungan proses limpasan dengan pencucian unsur hara. Kuantifikasi mekanisme pencucian unsur hara pada skala DAS sangat penting dalam pengembangan model dan prediksi perubahan penggunaan lahan dan dampak perubahan iklim terhadap kualitas air permukaan. Pencucian unsur hara dapat terjadi karena: (1) adanya peningkatan water table yang memotong lapisan tanah bagian atas dimana terdapat akumulasi unsur hara yang tinggi, 2) adanya transpor unsur hara secara vertikal oleh aliran preferesial melalui tanah sampai ke lapisan antara tanah dan batuan (soil bedrock interface) dan kemudian mengalir secara lateral ke lereng bagian bawah (Creed et al 1996, Hill et al 1999, Buttle et al 2001) dan 3) adanya transpor unsur hara secara vertikal dan kemudian mengalir secara lateral di dalam profil tanah (Gaskin et al 1989). Bishop et al (2004), Weiler dan McDonnell (2006) menyatakan bahwa model konseptual tentang pencucian unsur hara dapat diaplikasikan pada saat kejadian hujan dalam skala waktu (harian). Pemahaman tentang pencucian unsur hara selama hujan penting karena aliran air selama hujan berperan dalam ekspor unsur hara seperti DOC (dissolved organic carbon) dan nitrogen (Hinton et al 1997, Bernal et al 2005). Meskipun telah banyak 95 penelitian tentang pencucian unsur hara, namun penelitian tentang pemahaman mekanisme pencucian unsur hara secara pasti masih lemah. Sebagai contoh penelitian McGlynn and McDonnell (2003) meskipun berhasil menemukan kontribusi aliran yang berasal dari riparian dan lereng dengan pola DOC, namun belum dapat menentukan bagaimana mekanisme terjadinya pencucian unsur hara di lereng. Hasil penelitian ini menunjukkan terdapat hubungan yang erat antara aliran air di lereng bagian atas dengan perilaku unsur hara di lereng bagian bawah dimana pencucian unsur hara terjadi dengan intensif terutama pada saat kejadian hujan. Zone aliran lambat merupakan zone dimana air mengalir secara lambat sehingga terjadi akumulasi unsur hara. Model konseptual hubungan antara proses limpasan dengan ketersediaan air secara spasial diilustrasikan dengan proses limpasan di zone aliran cepat dan lambat, sedangkan secara temporal direpresentasikan melalui kejadian hujan, yakni proses limpasan yang terjadi pada awal, puncak, dan akhir kejadian hujan. Dengan menggunakan perunut Ca dan SO4 diperoleh sumber limpasan yang berasal dari air bumi, air tanah, dan air hujan, dengan model konseptual yang dapat dikemukakan sebagai berikut: 1. Pada awal kejadian hujan, aliran air bawah permukaan pada zona tidak jenuh (unsaturated zone) dan zona jenuh (saturated zone) umumnya vertikal. Ockenden et al (2011) menyatakan bahwa air bergerak melalui berbagai jalur aliran di dalam DAS, seperti jalur aliran cepat yaitu aliran permukaan dan aliran bawah permukaan yang dangkal, atau melalui jalur aliran yang lebih lambat seperti aliran bawah permukaan melalui strata yang lebih dalam melalui batuan. 2. Pada saat hidrograf meningkat, aliran vertikal mencapai kedalaman yang lebih besar di lereng bagian atas (zona aliran lambat), peran air bumi meningkat dari air bumi sebelumnya. Pada saat kurva hidrograf menurun kontribusi airbumi dan air tanah meningkat dari peran sebelumnya dibandingkan pada saat puncak hujan. 3. Di wilayah antara lereng bagian bawah dengan alur sungai pada umumnya terdapat beberapa jalur aliran air (vertikal dan lateral) sehingga terjadi pencucian hara yang intensif dan cukup tinggi. Vulava et al (2008) menyebutkan bahwa pada saat hujan, terjadi pencucian (flushing) oleh airbumi dangkal ke sungai, dalam hal ini 96 kemungkinan airbumi dalam tidak berhubungan dengan sungai. 4. Di wilayah antara lereng bagian bawah dengan alur sungai (zone aliran lambat) menunjukkan respon aliran yang lambat dibandingkan wilayah lainnya karena keadaan aliran di zone ini paling kecil. Gambar 34 Model konseptual hubungan antara proses limpasan dengan ketersediaan air secara spasial dan pencucian unsur hara Dari ilustrasi pada Gambar 34 di atas dapat diuraikan beberapa hal sebagai berikut: a. Di wilayah (1) terjadi infiltrasi yang cepat dan perkolasi, serta perubahan arah aliran. b. Di wilayah (2) aliran mulai bervariasi antara vertikal dan lateral serta terjadi pencucian hara secara intensif. c. Respon aliran di wilayah (3) agak lambat sehingga terdapat akumulasi unsur hara yang cukup tinggi. d. Aliran air di wilayah (4) dapat memicu pencucian unsur hara ke lapisan tanah yang lebih dalam 97 8.3 Aplikasi Model Konseptual untuk Pengelolaan DAS Model konseptual dapat dirangkum dari beberapa pemahaman tentang prosesproses hidrologi di dalam DAS dan berdampak terhadap pengelolaan sumber daya air. Pada umumnya konsentrasi unsur hara di dalam aliran menurun pada saat debit tinggi, namun demikian ada juga beberapa unsur yang meningkat atau bahkan tidak mengalami perubahan. Pola perubahan ini berbeda antara satu DAS dengan DAS yang lain, atau dari satu kejadian hujan dengan kejadian yang lain. Pada daerah berlereng di dalam suatu DAS, pencucian (flushing) unsur hara yang intensif dan cukup tinggi dapat terjadi di wilayah perpotongan antara lereng bagian bawah dengan wilayah di dekat alur sungai. Hal ini terjadi karena di wilayah ini pada umumnya terdapat beberapa jalur aliran air secara vertikal dan lateral. Konsentrasi kation utama seperti Ca, Na, K, dan Mg, juga Si biasanya menurun pada saat debit meningkat, sedangkan konsentrasi hidrogen pada saat yang sama meningkat. Cl dan SO4 tidak memperlihatkan hubungan yang pasti dengan debit (Anderson et al 1997). Namun pada penelitian ini hubungan Cl dan SO4 dengan debit menunjukkan R2 yang tinggi berturut-turut 0,87 dan 0,90, dalam hal ini konsentrasi kedua unsur tersebut menurun pada saat debit meningkat. Beberapa penelitian lain menunjukkan bahwa selama kejadian hujan terdapat peningkatan unsur nitrogen organik terlarut (DON) dan karbon organik terlarut (DOC) (Creed et al 1996, Boyer et al 1997, McHale et al 2002, McGlynn and McDonnell 2003, Vanderbilt et al 2003). Informasi keragaman ketersedian unsur hara secara spasial dan temporal yang juga diperoleh dari hasil penelitian ini sangat penting dalam kaitannya dengan pengelolaan DAS di areal berlereng. Wilayah Indonesia didominasi areal berlereng, namun upaya pengelolaan lahan dan konservasi tanah yang berkelanjutan masih belum dilakukan dengan optimal karena terbatasnya informasi tentang dinamika perilaku transpor unsur hara. Rekomendasi dalam bidang konservasi tanah dan air berbasis lereng saat ini terbatas pada upaya untuk mengurangi aliran permukaan dan erosi, padahal aplikasi pengelolaan lahan melalui upaya konservasi tanah dan air dapat dilakukan untuk mengurangi pencucian unsur hara. 98 Dinamika pencucian hara dan perilaku transpor unsur hara yang juga merupakan bagian dari penelitian ini dapat dipergunakan sebagai landasan dalam melakukan budidaya tanaman di daerah berlereng. Beberapa upaya konservasi tanah yang telah dilakukan selama ini seperti membangun saluran drainase di lereng, pembuatan rorak, dan penanaman tanaman tahunan dapat mengurangi kecepatan aliran air pada saat hujan. Menurut Subagyono (2007) alley cropping dapat mengurangi aliran preferensial dan pencucian unsur hara. Dinamika aliran bawah permukaan dan data hidrokimia merupakan hal penting yang harus dipertimbangkan dalam rangka perencanaan konservasi di daerah berlereng. Di sisi lain, aplikasi pemupukan biasanya dilakukan berbasis keseimbangan hara (nutrient balance) yang statis, sementara perilaku unsur hara yang dinamik karena aliran air belum dipertimbangkan. Untuk menghindari penurunan unsur hara, fenomena dinamika unsur hara harus diperhitungkan dalam aplikasi pemupukan. Dalam pengelolaan DAS, kriteria dan indikator kinerja DAS perlu ditentukan, karena keberhasilan maupun kegagalan program pengelolaan DAS dapat dimonitoring dan dievaluasi melalui kriteria dan indikator yang ditentukan khusus untuk tujuan tertentu (Mas’ud et al 2004). Menurut Rahayu et al (2009) kegiatan rehabilitasi DAS yang terpadu memerlukan biaya dan waktu tidak sedikit. Oleh karena itu, perlu menentukan DAS mana yang memperoleh prioritas dalam kegiatan rehabilitasi. Dalam menentukan prioritas tersebut diperlukan suatu indikator kuantitatif dari fungsi DAS secara objektif. Melalui indikator ini, maka penilaian terhadap kualitas air serta respon hidrologis DAS terhadap 'rehabilitasi' yang bersifat kuantitatif dan lebih empiris dapat dilakukan. Kriteria aspek tata air dalam SK Menteri Kehutanan No 52/Kpts-II/2001 dan Lampiran Peraturan Dirjen Rehabilitasi Lahan dan Perhutanan Sosial (RLPS) No. P.04/V-SET/2009 tanggal 05 Maret 2009 menyebutkan ada 4 indikator dalam menilai kinerja DAS yaitu debit air sungai, laju sedimentasi, kandungan bahan pencemar (polutan) dan koefisien limpasan. Informasi kandungan kimia di dalam sumber aliran yang diperoleh pada penelitian ini dan didukung oleh penelitian sejenis secara temporal (time series), dalam jangka panjang dapat dipergunakan untuk menilai 99 kinerja (‘kesehatan’) DAS dari sisi kandungan bahan pencemar yaitu manakala konsentrasinya sudah melebihi ambang batas yang dapat ditoleransi. 100 101 IX. SIMPULAN DAN SARAN 9.1 Simpulan Hasil penelitian yang disajikan pada simpulan ini bersifat spesifik lokasi, yaitu sebagai berikut: 1 Efektivitas perunut hidrokimia dari hasil analisis ialah Ca dan SO4, sehingga kedua unsur tersebut dapat dipertimbangkan sebagai perunut konservatif pada DAS mikro Cakardipa. 2 Tiga komponen separasi hidrograf yang diprediksi dengan end member mixing analysis (EMMA) menggunakan perunut Ca dan SO4 menunjukkan bahwa airbumi, air tanah, dan air hujan merupakan sumber utama aliran di DAS mikro Cakardipa, berturut-turut berkontribusi sebesar 47,3%, 28%, 24,7%. 3 Keragaman hidrokimia secara spasial sangat dipengaruhi oleh dinamika perilaku aliran bawah permukaan yang melalui lereng atas, lereng bawah dengan sungai. Konsentrasi unsur hidrokimia pada air tanah (soil water) lebih besar daripada air bumi (groundwater). Aliran air vertikal di lereng bagian bawah menyebabkan terjadinya akumulasi unsur hara. Besaran dan arah aliran bawah permukaan dapat mengakibatkan perubahan konsentrasi hidrokimia secara spasial dan temporal. Informasi perilaku hidrologi dan hidrokimia dalam suatu DAS bermanfaat dalam menyusun perencanaan pengelolaan pertanian di daerah berlereng. 4 Berdasarkan metode Evans dan Davies ternyata Mg, SO4, dan NO3 merupakan unsur hidrokimia yang memiliki tingkat flushing (pencucian) yang paling tinggi di DAS Mikro Cakardipa, memiliki bentuk kurva cekung dengan arah rotasi searah jarum jam dan trend positif dalam hal ini Cair bumi > Cair hujan > Cair tanah termasuk model C2. 5 Berdasarkan integrasi antara pengamatan hidrometrik dan hidrokimia diketahui terdapat hubungan yang erat antara aliran air di lereng bagian atas dengan perilaku unsur hara di lereng bagian bawah dimana pencucian unsur hara terjadi dengan intensif. Pada awal kejadian hujan peran air hujan sangat besar. Selanjutnya pada saat hidrograf meningkat sampai mencapai puncakya, aliran vertikal mencapai 102 kedalaman yang lebih besar di lereng agak atas, dan peran air bumi meningkat dari aliran airbumi sebelumnya. Pada saat kurva hidrograf menurun, debit airbumi menurun dibandingkan pada puncak hujan. 9.2 Saran Penelitian ini terlaksana dengan melalukan beberapa pendekatan melalui metodologi yang telah banyak dilakukan di luar negeri oleh para peneliti hidrologi proses. Untuk mendapatkan informasi yang lebih komprehensif tentang perilaku hidrokimia di dalam DAS, perlu dikembangkan penelitian sejenis pada masa yang akan datang, didukung oleh peralatan yang lebih memadai. Persamaan – persamaan dan model matematik serta penggunaan perangkat Sistem Informasi Geografis juga perlu dikembangkan dalam menyusun dinamika aliran bawah permukaan . Karena teknik pemisahan aliran permukaan ini dapat mengkuantifikasi sumber (source) limpasan yang sangat penting dalam mendesain stuktur hidraulik, evaluasi model hujan-aliran permukaan, mempelajari proses pengendalian banjir, serta pendugaan dan pengurangan kontaminasi air. 103 DAFTAR PUSTAKA Anonim 2006. Integrated Water Resources Management in View of Environmental Sustainability Aspects in Indonesia. UNEP Support for Achieving the IWRM 2005 Target. National Report on Integrated Water Resources Management (IWRM) 2005. Southeast Asia Project. Directorate General of Water Resources Ministry of Public Works Indonesia. Anonim 2004. Kebijakan Pengelolaan Sumber Daya Air di SWS Ciliwung Cisadane untuk Mengatasi Krisis Air Jakarta. Bappeda Propinsi Jawa Barat. Disampaikan pada Seminar Krisis Air Jakarta: Tinjauan Pengelolaan Sumber Daya Air Terpadu Ciliwung Cisadane. Kantor Kementerian PPN/Bappenas Anderson SP, WE Dietrich, R Torres, DR Montgomery, dan K Loague. 1997. Concentration-discharge relationships in runoff from a steep, unchanneled catchment. Water Resources Research, 33(1): 211–225. Bernal, S., Butturini, A., Sabater, F., 2006. Inferring Nitrate Sources Through End Member Mixing Analysis in An Intermittent Mediterranean Stream. Abstract. Biogeochemistry 81, 269–289. Bernal S, Butturini A, Sabater F. 2005. Seasonal variations of dissolved nitrogen and DOC:DON ratios in an intermittent Mediterranean stream. Biogeochemistry 75 (2): 351–372. Beven K, and Germann P. 1982. Macropores and water flow in soils. Water Resources Research, 18(5): 1311–1325. Buttle JM, Dillon PJ and Eerkes GR. 2004. Hydrologic coupling of slopes, riparian zones and streams: an example from the Canadian Shield. Journal of Hydrology. 287(1–4): 161–177. Buttle JM, Lister SW, Hill AR. 2001. Controls on runoff components on a forested slope and implications for N transport. Hydrological Processes 15 (6): 1065– 1070 Buttle JM. 1994. Isotope hydrograph separations and rapid delivery of pre-event water from drainage basins. Prog. Phys. Geogr. 18, 16–41. Burns DA, Plummer LN, McDonnell JJ, Busenberg E, Casile GC, Kendall C, Hooper RP, Freer JE, Peters NE, Beven KJ and Schlosser P 2003. The geochemical evolution of riparian ground water in a forested piedmont catchment. Ground Water 41(7): 913–925. 104 Burns DA, McDonnell JJ, Hooper RP, Peters NE, Freer J, Kendall C, Beven KJ. 2001. Quantifying Contributions to Storm Runoff Through Eend-Member Mixing Analysis and Hydrologic Measurements at the Panola Mountain Research Watershed (Georgia, USA). Hydrological Processes 15 (10): 1903-1924. Bonell M 1998. Progress in the understanding of runoff generation dynamics in forests. Journal of Hydrology. 150: 217–275. Boyer EW, Hornberger GM, Bencala KE, McKnight DM. 1997. Response characteristics of DOC flushing in an Alpine catchment. Hydrological Processes 11 (12): 1635–1647. Brown VA, McDonnell JJ, Burns DA, Kendall C. 1999. The role of event water, a rapid shallow flow component, and catchment size in summer stormflow. Journal of Hydrology 217: 171–190. Buttle J.M, Peters DL 1997. Inferring hydrological processes in a temperate basin using isotopic and geochemical hydrograph separation: a re-evaluation. Hydrological Processes 11: 557–573. Bazemore DE, Eshelman KN, dan Hollenbeck KJ. 1994. The role of soil water in stormflow generation in a forested headwater catchment: synthesis of natural tracer and hydrometric evidence. J. Hydrol. 162: 47-75. Beven KJ, Kirkby MJ. 1979. A physically based variable contributing area model of basin hydrology. Hydrology Science Bulletin 24(1): 43–69. Buttle, J. M., 1994. Isotope hydrograph separations and rapid delivery of pre-event water from drainage basins. Prog. Phys. Geogr., 18, 16–41. Cary RH, JF Dowd, dan NE Peters. 2011. Determining watershed flow pathways using geochemistry and timing. Proceedings of the 2011 Georgia Water Resources Conference,April 11-13, 2011. The University of Georgia Cook PG, Favreau G, Dighton JC and Tickell S, 2003. Determining natural groundwater influx to a tropical river using radon, chlorofluorocarbons and ionic environmental tracers. Journal of Hydrology 277:74-88. Chanat JG, KC Rice, dan GM Hornberger. 2002. Consistency of patterns of concentration-discharge plots. Water Resources Research 38(8): doi:10.1029/ 2001WR000971. 105 Crandall CA, Katz BG and Hirten JJ, 1999. Hydrochemical evidence for mixing of river water and groundwater during high-flow conditions, lower Suwannee River basin, Florida, USA. Hydrogeology Journal 7, 454-467. Creed IF, Band LE, Foster NW, Morrison IK, Nicolson JA, Semkin RS, Jeffries DS. 1996. Regulation of nitrate-N release from temperate forests: a test of the N flushing hypothesis. Water Resources Research 32 (11): 3337–3354. Christophersen N, TA Clair, C T Driscoll, D S Jeffries, C Neal, dan R G Semkin. 1994. Hydrochemical Studies. In B. Moldan dan J.Cerny (eds.). Biogeochemistry of Small Catchments: A Tool for Environmental Research. John Wiley & Sons Ltd. Christophersen N, dan Hooper R P1992. Multivariate analysis of stream water chemical data: the use of principal components analysis for the end member mixing problem. Water Resour. Res., 28 (1), 99-107. Christopherson N, Neal C, Hooper RP, Vogt RD, Andersen SCS. 1990. Modelling streamwater chemistry as a mixture of soilwater endmembers—a step towards second-generation acidification models. Journal of Hydrology 116: 307–320. Dunn SM, JR Bacon, SI Vinogradoff, MC Graham, dan G Farmer 2005. Investigating the utility of simple hydrochemical sampling data for hydrological model calibration. Geophysical Research Abstracts, Vol. 7, 05406, 2005. European Geosciences Union 2005. Dunn SM, McAlister E, Ferrier RC 1998. Development and application of a distributed catchment-scale hydrological model for the river Ythan, NE Scotland. Hydrological Processes 12: 401–416. Davis JC 1986. Statistics and Data Analysis in Geology. Wiley, New York, p. 646. EPA 2007. Water Quality Monitoring and Hydrochemical Loading Study Banda Aceh, Indonesia. Environmental Services Program. USAID/Indonesia. http://www. Esp,or.id/wp-content/uploads/2007/09/r-0193-water-quality-monitoring-andhydrochemi cal-loading-study.pdf Evans C, and Davies TD 1998. Causes of concentration/discharge hysteresis and its potential as a tool for analysis of episode hydrochemistry. Water Resour. Res. 3: 129-137. Evans C, Davies TD, and Murdoch PS 1999. Component flow processes at four streams in the Catskill Mountains, New York, analysed using episodic concentration/discharge relationships. Hydrol. Process. 13: 563-575. 106 Frey K E, DI Siegel, and LC Smith 2007. Geochemistry of west Siberian streams and their potential response to permafrost degradation. Water Resour. Res., 43. W03406. Freer J., McDonnell J.J., Beven K.J., Peters N.E., Burns D.A., Hooper R.P. and Aulenbach B. 2002. The role of bedrock topography on subsurface storm flow. Water Resources Research. 38(12): 1269. doi:10. 1029/ 2001 WR 000872. Faeh AO, Scherrer S, and Naef F. 1997. A combined field and numerical approach to investigate flow processes in natural macroporous soils under extreme precipitation. Hydrology and Earth System Sciences. 1(4): 787–800. Gibson JJ, Price JS, Aravena R, Fitzgerald DF, dan Maloney D. 2000. Runoff generation in a hypermaritime bo-forest upland. Hydrol. Process 14:27112730. Genereux DP, Hooper RD 1998. Oxygen and hydrogen isotopes in rainfall-runoff studies. In Isotope Tracers in Catchment Hydrology. Kendall C, McDonnell J (eds). Elsevier. Gaskin JW, Dowd JW, Nutter WL, Swank WT, 1989. Vertical and lateral components of soil nutrient flux in a hillslope. Journal of Environmental Quality 18 (4): 403–410. Guebert MD, and Gardner TW. 2001. Macropore flow on a reclaimed surface mine: infiltration and hillslope hydrology. Geomorphology, 39: 151–169. Hangen E, M Lindenlaub, Ch Leibundgut, K von Wilpert 2001. Investigating Mechanisms of Stormflow Generation by Natural Tracers and Hydrometric Data: A Small Catchment Study in The Black Forest, Germany. Abstract. Hydrological Processes 15 (2): 183–199. Hooper RP 2001. Applying the scientific method to small catchment studies: A review of the Panola Mountain experience. Hydrological Processes 15(10): 20392050. Hill AR, Kemp WA, Buttle JM, Goodyear D. 1999. Nitrogen chemistry of subsurface storm runoff on forested Canadian Shield hillslopes. Water Resources Research 35 (3): 811–821. Hinton MJ, Schiff SL, English MC. 1997. The significance of storms for the concentration and export of dissolved organic carbon from two Precambrian Shield catchments. Biogeochemistry 36 (1): 67–88. 107 Hinton MJ, Schiff SL, dan English MC 1994. Examining the contributions of glacial till water to storm runoff using two and three component hydrograph separation. Water Resour.Res.30: 983-993. Hooper RP, N Christophersen, and NE Peters 1990. Modelling streamwater chemistry as a mixture of soilwater end members: An application to the Panola Mountain watershed, Georgia, USA. Journal of Hydrology 116: 321–343. Inamdar SP dan M J Mitchell 2007. Contributions of Riparian and Hillslope Waters to Storm Runoff Across Multiple Catchments and Storm Events in a Glaciated Forested Watershed. Journal of Hydrology 341(1-2): 116– 130. Inamdar SP, MJ Mitchell 2006a. Hydrologic and topographic controls on storm-event exports of dissolved organic carbon (DOC) and nitrate across catchment scales. Water Resources Research 42. W03421. Inamdar SP, N O’Leary, M J Mitchell, dan JT Riley 2006b. The impact of storm events on solute exports from a glaciated forested watershed in western New York, USA. Hydrol. Process. 20: 3423–3439. Wiley Inter Science (www.interscience.wiley. com). DOI: 10.1002/hyp.6141. Iriawan N, dan Astuti SP. 2006. Mengolah data statistik dengan mudah menggunakan Minitab 14. Penerbit ANDI Yogyakarta. 469 hal. James AL, NT Roulet 2006. Investigating the applicability of end-member mixing analysis (EMMA) across scale: a study of eight small, nested catchments in a temperate forested watershed. Water Resources Research 42, W08434. doi:10.1029/ 2005WR004419. Joerin C, KJ Beven, I Iorgulescu, A Musy 2002. Uncertainty in hydrograph separation based on geochemical mixing models. Journal of Hydrology: 255:90-106. Jones JAA, and Connelly LJ. 2002. A semi-distributed simulation model for natural pipeflow. Journal of Hydrology 262(1–4): 28–49. Jenkins A, Ferrier RC, Harriman R, Ogunkoya O 1994. A case study in catchment hydrochemistry: conflicting evidence from hydrological and chemical observations. Hydrological Processes 8: 335–349. Jo¨reskog KG, Klovan JE, Reyment RA 1976. Geological Factor Analysis. Elsevier, Amsterdam, p. 178. Krein A, M Salvia-Castellvi, JF Iffly, F Barnich, P Matgen R vd Bos, L Hoffmann, H Hofmann2, A Kies, dan L Pfister 2007. Uncertainty in Chemical Hydrograph 108 Separation. In L. Pfister dan L. Hoffmann (eds.). Uncertainties in the ‘Monitoring-Conceptualisation Modelling’ Sequence of Catchment Research. Proceedings of 11th Conference of the Euromediterranean Network of Experimental and Representative Basins (ERB) Luxembourg, 20 – 22 September 2006. Kosugi K., Uchida T. and Mizuyama T. 2004. Numerical calculation of soil pipe flow and its effect on water dynamics in a slope. Hydrological Processes. 18(4):777–789. Kusmana C 2003. Laporan Akhir Rencana Pengelolaan DAS Terpadu DAS Ciliwung. Kerjasama Balai Penelitian Pengelolaan DAS Citarum-Ciliwung dengan Fakultas Kehutanan IPB. Bogor. Lanni C, JJ McDonnell, dan R Rigon. 2011. On the relative role of upslope and downslope topography for describing water flow path and storage dynamics: a theoretical analysis. Hydrol. Process. 25: 3909–3923. Published online 28 September 2011 in Wiley Online Library (wileyonlinelibrary.com) DOI: 10.1002/hyp.8263 Mas’ud AF, C Nugroho SP, IB. Pramono, 2004. Kriteria dan indikator pengelolaan DAS yang digunakan dalam Gerakan Nasional Rehabilitasi Hutan dan Lahan (GNRHL) di Indonesia. In Mas’ud AF, C Nugroho SP, IB. Pramono, Agus F, van Noordwijk M, dan Rahayu S (Editor). Dampak Hidrologis Hutan, Agroforestri, dan Pertanian Lahan Kering sebagai Dasar Pemberian Imbalan kepada Penghasil Jasa Lingkungan di Indonesia. Prosiding Lokakarya di Padang/Singkarak, Sumatera Barat, Indonesia, 25-28 Pebruari 2004. ICRAFSEA, Bogor, Indonesia McDonnell JJ 2003. Where does water go when it rains? Moving beyond variable source area concept of rainfall-runoff response. Hydrological Processes 17(9): 1869–1875. McDonnell J.J. 1990. A rationale for old water discharge through macropores in a steep, humid catchment. Water Resources Research. 26(11): 2821–2832. McGlynn B.L. and McDonnell J.J. 2003a. Quantifying the relative contributions of riparian and hillslope zones to catchment runoff. Water Resources Research. 39(11). doi:10.1029/2003WR002091. McGlynn B.L. and McDonnell J.J. 2003b. Role of discrete landscape units in controlling catchment dissolved organic carbon dynamics. Water Resources Research. 39(4) 1090. doi:10.1029/2002WR001525. 109 McGlynn BL, McDonnell JJ, Brammer D 2002. A review of the evolving perceptual model of hillslope flowpaths at the Maimai catchment, New Zealand. Journal. of Hydrology. 257(1-4): 1–26. McGlynn BL, McDonnell JJ, Shanley JB, dan Kendall C. 1999. Riparian zone flowpath dynamics during snowmelt in small headwater catchment. Journal of Hydrology 222:75-92. McHale MR, JJ McDonnell, MJ Mitchell, Cirmo CP 2002. A field-based study of soil water and groundwater nitrate release in an Adirondack forested watershed. Water Resources Research. 38(4):1031. Montgomery DR et al. 1997. Hydrologic response of a steep, unchanneled valley to natural and applied rainfall. Water Resources Research. 33(1): 91–109. Mosley M.P. 1982. Subsurface flow velocities through selected forest soils, South Island, New Zealand. Journal of Hydrology 55: 65–92. Mosley M.P. 1979. Streamflow generation in a forested watershed. Water Resources Research 15: 795–806. Mulholland PJ and Hill WR 1997. Seasonal patterns in streamwater nutrient and dissolved organic carbon concentrations: separating catchment flow path and in-stream effects. Water Resour. Res. 33: 1297–1306 Mulholland PJ 1993. Hydrometric and stream chemistry evidence of three storm flowpaths in Walker Branch Watershed. J. Hydrol. 151 (2-4): 291–316. McCarthy KA, McFarland WD, Wilkinson JM and White LD, 1992. The dynamic relationship between ground water and the Columbia River: using deuterium and oxygen-18 as tracers. Journal of Hydrology 135, 1-12. Noguchi S, Tsuboyama Y, Sidle RC, and Hosoda I. 2001. Subsurface runoff characteristics from a forest hillslope soil profile including macropores, Hitachi Ohta, Japan. Hydrological Processes 15: 2131–2149. Ockenden MC, dan NA Chappell. 2011. Identification of the dominant runoff pathways from data-based mechanistic modelling of nested catchments in temperate UK. Journal of Hydrology (2011):71-79 O’Loughlin EM. 1986. Predicition of subsurface saturation zones in natural catchments by topographic analysis. Water Resour. Res. 7:425-448. 110 Pearce A.J., Stewart M.K. and Sklash M.G. 1986. Storm runoff generation in humid headwater catchments: 1. Where does the water come from? Water Resources Research 22:1263–1272. Rahayu S, Widodo RH, van Noordwijk M, Suryadi I dan Verbist B. 2009. Monitoring air di daerah aliran sungai. Bogor, Indonesia. World Agroforestry Centre Southeast Asia Regional Office. 104 p. Reid JM, MacLeod DA, Cresser MS 1981. Factors affecting the chemistry of precipitation and river water in an upland catchment. Journal of Hydrology 50: 129–145. Santoso H 2006. Di Indonesia Perlu Ada Kelembagaan Pengelolaan DAS. 1 September 2006 13:12. http://www.antara.co.id/print/index.php?id=41228. Subagyono K, Tadashi T 2007. The role of subsurface flow dynamic on spatial and temporal variation of water chemistry in a headwater catchment. Indonesian Journal of Agricultural Science 8(1): 17-30. Subagyono K, Tanaka T, Hamada Y, Tsujimura M 2005. Defining Hydrochemical Evolution of Streamflow Through Flowpath Dynamics in Kawakami Headwater Catchment, Central Japan. Abstract. Hydrological Processes 19 (10):1939–1965. Subagyono K, Tanaka T, Y Hamada 2002. The importance of near surface riparian on storm runoff generation and stream chemistry in Kawakami forested headwater catchment (in English) Subagyono K. 2002. Linking of runoff generation to spatial and temporal variation of water chemistry. Dissertation.University of Tsukuba Japan Sidle RC, Tsuboyama Y, Noguchi S, Hosoda I, Fujieda H and Shimizu T 2000. Stormflow generation in steep forested headwaters: a linked hydrogeomorphic paradigm. Hydrological Processes 14(3): 369–385. Semkin RG, DS Jeffries, dan TA Clair 1994. Hydrochemical Methods and Relationships for Study of Stream Output from Small Catchments. In B. Moldan and J.Cerny (eds.) Biogeochemistry of Small Catchments: A Toolfor Environmental Research. John Wiley & Sons Ltd. http://globalecology. stanford.edu /DGE/ CIWDGE/ ........./ SCOPE_51_7_Semkin_163-188.pdf. 23-11-2007. Soulsby C Chen M, Helliwell RC, Ferrier RC, Jenkins A 1998. Hydrogeochemistry of groundwater in an upland Scottish catchment. Hydrological Processes 12: 1111–1118. 111 Sklash M.G., Stewart M.K. and Pearce A.J. 1986. Storm runoff generation in humid headwater catchments: 2. a case study of hillslope and low-order stream response. Water Resources Research 22(8): 1273–1282. Tardy Y, Bustillo V, dan Boeglin JL. 2004. Geo-chemistry applied to the watershed survey: hydro-graph separation, erosion and soil dynamics. A case study: the basin of the Niger River, Africa. Appl. Geochem. 19(4): 469-518. Tanaka T dan Ono T. 1998. Contribution of soil water and its flow path to stormflow Generation in a forested headwater catchment in Central Japan. In Kovar K, Tappeiner U, Peters NE, Craig RG(eds.). Hydrology, Water Resources and Ecology in Headwater. IAHS Publ.No 248:181-188. Tani M. 1997. Runoff generation processes estimated from hydrological observations on a steep forested hillslope with a thin soil layer. Journal of Hydrology 200: 84–109. Tanaka T. 1992. Storm runoff process in a small forested drainage basin. Environ. Geol. Water Sci. 19 (2) 179-191. Tromp-van Meerveld HJ, AL James, JJ McDonnell, and NE Peters 2008. A reference data set of hillslope rainfallrunoff response, Panola Mountain Research Watershed,United States. Water Resour. Res., 44, W06502. Tromp-van Meerveld HJ, dan JJ McDonnell. 2006. Threshold relations in subsurface stormflow:1.A 147-storm analysis of the Panola hillslope. Water Resources Research, 42(2). W02410. Tsuboyama Y, Sidle RC, Noguchi S, and Hosoda I. 1994. Flow and solute transport through the soil matrix and macropores of a hillslope segment. Water Resources Research 30(4): 879–890. Uchida T, McDonnell JJ, Asano Y. 2006. Functional intercomparison of hillslopes and small catchments constrained by water source, flowpath and mean residence time. Water Resources Research 40, W12401. Doi: 10.1029/ 2003WR00. Uchida T, Kosugi KI and Mizuyama T. 2002. Effects of pipe flow and bedrock groundwater on runoff generation in a steep headwater catchment in Ashiu, central Japan. Water Resources Research 38(7). doi:10.1029 /2001WR000261. Uchida T, Kosugi K and Mizuyama T 1999. Runoff characteristics of pipeflow and effects of pipeflow on rainfallrunoff phenomena in a mountainous watershed. Journal of Hydrology 222(1–4): 18–36. 112 Van Verseveld WJ, JJ McDonnell, dan K Lajtha 2008. Mechanistic assessment of nutrient flushing at the catchment scale. Journal of Hydrology 58: 268– 287. Vulava VM, CG Garrett, CL Ginn, TJ Callahan. 2008. Application of geochemical end-member mixing analysis to delineate water sources in a lowland watershed. Proceedings of the 2008 South Carolina Water Resources Conference. Charleston Area Event Center. Vanderbilt KL, Lajtha K, Swanson FJ. 2003. Biogeochemistry of unpolluted forested watersheds in the Oregon Cascades: temporal patterns of precipitation and stream nitrogen fluxes. Biogeochemistry 62 (1): 87–117. Weiler M, McDonnell JJ. 2006. Testing nutrient flushing hypotheses at the hillslope scale: a virtual experiment approach. Journal of Hydrology 319 (1–4): 339– 356. Weiler M, JJ McDonnell, I Tromp-Van Meerveld, dan T Uchida 2005. Subsurface Stormflow. Encyclopedia of Hydrological Sciences. Edited by M. G. Anderson. John Wiley & Sons, Ltd. Weiler M. dan J.J. McDonnell. 2004. Virtual experiments: a new approach for improving process conceptualization in hillslope hydrology. Journal of Hydrology 285(1–4): 3–18. Weiler M, BL McGlynn KJ McGuire, dan J McDonnell 2003. How Does Rainfall Become Runoff? A Combined Tracer and Runoff Transfer Function Approach. Water Resources Research 39 (11):1315. Wenninger J, Uhlenbrook S, Tilch N, Leibundgut C 2004. Experimental Evidence of Fast Groundwater Responses in a Hillslope/Floodplain Area in the Black Forest Mountains, Germany. Abstract. Hydrological Processes 18: 3305– 3322 Wheater HS, Kleissen F, Beck MB, Tuck S, Jenkins A, Harriman R 1990. Modelling short-term flow and chemical response in the Allt a’ Mharcaidh catchments. In Surface Water Acidification Programme, Mason BJ (ed.). Cambridge University Press: 47–54. Woods R,and Rowe L. 1996. The changing spatial variability of subsurface flow across a hillside. Journal of Hydrology (NZ) 35(1): 51–86. 113 LAMPIRAN 114 115 Lampiran 1 Hasil pengamatan kedalaman tanah dan batuan (bedrock) untuk pemasangan peralatan pengamatan hidrokimia di DAS mikro Cakardipa. Titik Pengamatan ke-1 (L1) No 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 Kedalaman (cm) 0-100 100-200 200-300 300-400 400-500 500-600 600-700 700-800 800-900 900-1000 1000-1100 1100-1200 1200-1250 > 1250 Keterangan Warna coklat kekuningan Warna coklat kekuningan Warna coklat kekuningan Warna coklat kekuningan Tanah bercampur batuan cadas (tufa) lunak Tanah bercampur batuan cadas (tufa) lunak Tanah bercampur batuan cadas (tufa) lunak Tanah bercampur batuan cadas (tufa) lunak Lahar lunak Lahar lunak bercampur dengan bahan lava Lava lunak Lava dengan kekerasan sedang Lava dengan kekerasan sedang Lava keras tidak tembus bor dan kedap air Titik Pengamatan ke-2 (L2) No 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 Kedalaman (cm) 0-100 100-200 200-300 300-400 400-500 500-600 600-700 700-800 800-900 >900 Keterangan Warna coklat kekuningan (uraian profil tanah L1) Warna coklat kekuningan Warna coklat kekuningan Tanah bercampur batuan cadas (tufa) lunak Tanah bercampur batuan cadas (tufa) lunak Tanah bercampur batuan cadas (tufa) lunak Lahar lunak Lahar lunak bercampur dengan bahan lava Lava dengan kekerasan sedang Lava keras tidak tembus bor dan kedap air Titik Pengamatan ke-3 (L3) No 1 2 3 4 5 6 Kedalaman (cm) 0-150 150-250 250-300 300-400 400-450 > 450 Keterangan Warna coklat kekelabuan Warna coklat kekelabuan tekstur berkerikil Warna coklat kekelabuan Lahar lunak Lava andesit kekerasan sedang, kedap air Lava andesit keras tidak tembus bor, kedap air. 116 Titik Pengamatan ke-4 (L4) No 1 2 3 4 5 Kedalaman (cm) 0-100 100-150 150-200 200-290 >290 Keterangan Warna coklat kekelabuan Warna coklat kekuningan , berkerikil hancuran tufa Lahar lunak Lava keras Lava tidak tembus dan kedap Titik Pengamatan ke-5 (L5) No 1 2 3 Kedalaman (Cm) 0-50 50-100 >100 Keterangan Tanah Kerikil lepas Lava keras tidak tembus Titik Pengamatan ke-6 (L6) No 1 2 3 4 5 Kedalaman (cm) 0-100 100-200 200-280 280-400 >400 Keterangan Aluvial coklat agak padat Aluvial berlumpur Lapisan tanah berkerikil Lapisan Tufa Lava keras dan kedap air Titik Pengamatan ke-7 (L7) No 1 2 3 4 Kedalaman (cm) 0-50 50-150 150-180 >180 Keterangan Aluvial coklat agak padat Aluvial lunak Lapisan kerikil Lava, keras, kedap air Titik Pengamatan ke-8 (L8) No 1 2 3 4 5 Kedalaman (cm) 0-150 150-200 200-400 400-470 >470 Keterangan Andosol Coklat , lunak Horizon BC, agak lunak Tufa andesit lunak Tufa andesit agak keras tembus air Lava, keras, kedap air 117 Titik Pengamatan ke-9 (L9) No 1 2 3 4 5 Kedalaman (cm) 0-150 150-200 200-400 400-470 >470 Keterangan Andosol Coklat , lunak Horizon BC, agak lunak Tanah Andosol Coklat lunak Horizon II BC, agak keras, tembus air Lava, Keras, Kedap Air Titik Pengamatan ke-10 (L10) No 1 2 3 4 5 6 Kedalaman (cm) 0-200 200-250 250-650 650-670 670-1200 >1200 Keterangan Andosol Coklat , lunak Horizon BC, agak lunak Tanah Andosol Coklat , lunak Horizon II BC, agak keras, tembus air Tufa volkan lunak, bertekstur, SiCl dan tembus air Lava, keras, kedap air 118 Lampiran 2 Uraian Profil Tanah Lereng Sebelah Timur No pengamatan Fisiografi Bahan Induk Bentuk wilayah Lereng Keadaan permukaan Penggunaan lahan Vegetasi Klasifikasi USDA 2007 PPT 1983 Posisi Geografis Lokasi Tanggal pengamatan :1 : Lungur volkan : Lahar dan tufa andesit : Berbukit memanjang : 35 %, posisi lereng atas : Terasering : Kebun campuran : afrika, pisang, talas, ubikayu : Typic Dystruepts : Latosol Coklat Kekuningan : 06069’316” LU dan 106091’ 011” BT : Kp. Bojong Keji, Desa Sukagalih, Kec.Megamendung, Bogor : 9-12-2008 Horison Kedalaman (cm) Ap 0-20 Bw1 20-32 Bw2 32-50 Bw3 50-75 IIBw4 75-96 Uraian Coklat tua (10 YR 4/3); lempung berdebu; cukup, sedang dan halus gumpal; gembur, agak lekat dan agak plastis (basah), pori makro, meso banyak, mikro sedikit, perakaran kasar sedang, perakaran halus dan sedang banyak,; batas horison jelas rata Coklat (10 YR 4/4); lempung liat berdebu; cukup, sedang dan halus gumpal; agak teguh, agak lekat dan agak plastis (basah), pori makro sedang, mesodan mikro banyak, perakaran kasar sedikit, perakaran halus dan sedang banyak; batas horison jelas rata Coklat kekuningan (10 YR 6/6); lempung liat berdebu; kerikil pecahan bahan induk diameter 2-5 cm 20% volume; cukup, sedang dan halus gumpal; agak teguh, agak lekat dan agak plastis (basah), pori makro sedang, meso dan mikro banyak, perakaran halus, sedang dan kasar sedikit; batas horison jelas rata Coklat kekuningan (10 YR 6/6); lempung liat berdebu; cukup, sedang dan halus gumpal; agak teguh, agak lekat dan agak plastis (basah), pori makro sedang, meso dan mikro banyak, perakaran halus dan sedang sedikit; batas horison jelas rata Coklat (10 YR 4/3); lempung liat berdebu; lemah, halus gumpal; gembur, agak lekat dan agak plastis (basah), pori makro sedang, meso dan mikro banyak, perakaran halus dan sedang sedikit; batas horison jelas rata 119 IIBw5 96-120 IIIBw6 120-144 IIIBw7 >144 Coklat (10 YR 5/3); lempung liat berdebu; lemah, halus gumpal; gembur, agak lekat dan agak plastis (basah), pori makro sedang, meso dan mikro banyak, perakaran halus dan sedang sedikit; batas horison jelas rata Coklat pucat ( 10 YR 6/6); lempung berdebu; cukup, halus gumpal; gembur, agak lekat dan agak plastis (basah), pori makro sedang, meso dan mikro banyak, perakaran halus sedikit; batas horison jelas rata Coklat pucat ( 10 YR 6/6); lempung berdebu; cukup, halus gumpal; gembur, agak lekat dan agak plastis (basah), pori makro sedang, meso dan mikro banyak. 120 No pengamatan Fisiografi Bahan Induk Bentuk wilayah Lereng Keadaan permukaan Penggunaan lahan Vegetasi Klasifikasi USDA 2007 PPT 1983 Posisi Geografis Lokasi Tanggal pengamatan :2 : Lungur volkan : Lahar dan tufa andesit : Berbukit memanjang : 15 %, posisi lereng tengah : Terasering : sawah : afrika, pisang, talas, ubikayu, laja : Aeric Endoaquepts : Evisol Aerik : 06069’330” dan 106090’911” : Kp. Bojong Keji, Desa Sukagalih, Kec. Megamendung,Bogor : 9-12-2008 Horison Kedalaman Uraian (cm) Ap 0-16 Coklat tua (10 YR 4/3); lempung berdebu; cukup, sedang dan halus gumpal; gembur, agak lekat dan agak plastis (basah), pori makro, meso banyak, mikro sedikit, perakaran kasar sedang, perakaran halus dan sedang banyak; batas horison jelas rata AB 16-32 Coklat (10 YR 4/4) karatan banyak berwarna kelabu (10 YR 6/1) dan hitam (10 YR 2/1) lempung berdebu; cukup, sedang dan halus gumpal; teguh, agak lekat dan agak plastis (basah), pori makro sedang, mesodan mikro banyak, perakaran halus banyak; batas horison jelas rata Bg1 32-80 Coklat (10 YR 5/4) karatan banyak berwarna kelabu (10 YR 6/1) dan coklat kemerahan (5YR 3/4) ; lempung berdebu; kerikil pecahan bahan induk diameter 2-5 cm 10% volume; cukup, sedang dan halus gumpal; agak teguh, agak lekat dan agak plastis (basah), pori makro sedang, meso dan mikro banyak, perakaran halus, sedang dan kasar sedikit; batas horison jelas rata Bg2 50-66 Coklat kekuningan (10 YR7/6); dan kelabu (10 YR 6/1) karatan banyak berwarna coklat kemerahan (5YR 3/4); lempung berdebu; cukup, sedang dan halus gumpal; agak teguh, agak lekat dan agak plastis (basah), pori makro sedang, meso dan mikro banyak, perakaran halus dan sedang sedikit; batas horison jelas rata Bg3 66-87 Coklat kekuningan (10 YR7/6) dan kelabu (10 YR 6/1) ; karatan banyak berwarna coklat kemerahan (5YR 3/4); lempung berdebu; batuan pecahan bahan induk ukuran besar sebanyak 10%; struktur cukup, halus gumpal; gembur, agak 121 IIBg4 87-105 BCg 105-150 lekat dan agak plastis (basah), pori makro sedang, meso dan mikro banyak; batas horison jelas rata Coklat kekuningan (10 YR7/6) dan kelabu (10 YR 6/1); karatan banyak coklat kemerahan (5YR 3/4 ) dan hitam (10 YR 2/1); lempung berdebu; struktur cukup, halus gumpal; batuan pecahan bahan induk ukuran besar sebanyak 15%; gembur, agak lekat dan agak plastis (basah), pori makro sedang, meso dan mikro banyak; batas horison jelas rata Coklat kekuningan (10 YR7/6) dan kelabu (10 YR 6/1); karatan banyak berwarna dan coklat kemerahan (5YR 3/4), lempung liat berdebu; batuan pecahan bahan induk ukuran besar sebanyak 30%; cukup, halus gumpal; gembur, agak lekat dan agak plastis (basah), pori makro sedang, meso dan mikro banyak. 122 No pengamatan Fisiografi Bahan Induk Bentuk wilayah Lereng Keadaan permukaan Penggunaan lahan Vegetasi Klasifikasi USDA 2007 PPT 1983 Posisi Geografis Lokasi Tanggal pengamatan :3 : Jalur Aliran : alluvium : agak datar : 5 %; posisi lereng bawah : Terasering : Kebun Campuran : afrika, pisang, talas, ubikayu : Aquic Udifluvents : Latosol Coklat berglei : 06069’328” dan 106090’982” : Kp. Bojong Keji, Desa Sukagalih, Kec. Megamendung,Bogor : 9-12-2008 Horison Kedalaman Uraian (Cm) Ap 0-16 Coklat tua (10 YR 4/3); lempung berdebu; lemah, halus gumpal; gembur, agak lekat dan agak plastis (basah), pori makro, meso banyak, mikro banyakt, perakaran kasar sedang, perakaran halus dan sedang banyak; batas horison nyata rata AC 16-32 Coklat kekelabuan (10 YR 6/2) karatan banyak hitam (10 YR 2/1) lempung berdebu; kerikil bulat dari bahan andesit, struktur lemah halus gumpal; teguh, agak lekat dan tidak plastis (basah), pori makro sedang dan meso banyak, perakaran halus banyak; batas horison jelas rata C 32-80 Tanah terdapat dalam sela batuan andesit lepas, bulat diameter 3-10 cm. tanah berwarna coklat dengan karatan bermana hitam, tidak berstruktur. 123 Lampiran 3 Uraian Profil Tanah Lereng Sebelah Barat No pengamatan Fisiografi Bahan Induk Bentuk wilayah Lereng Keadaan permukaan Penggunaan lahan Vegetasi Klasifikasi USDA 2007 DS 1983 Posisi Geografis Lokasi Administratif Tanggall pengamatan Hori son Ap1 Kedalaman (Cm) 0-15 Ap2 15-30 Bwg1 30-46 Bwg2 46-67 `BC1 67-93 BC2 93-120 :4 :Lungur volkan : Alluvium dan Koluvium : agak datar ; 4 % ; posisi lereng : lereng bawah : Terasering : Sawah tadah hujan/tegalan : buncis, pisang, cabe, tomat, dan sawi : Fluventic Dystrudepts : Aluvial Fluvic : lereng bawah,/teras jalur aliran : Kp. Bojong Keji, Desa Sukagalih, Kec. Megamendung,Bogor : 9-7-2010 Uraian Coklat tua (10 YR 4/3); lempung liat berdebu; lemah, halus gumpal; gembur, agak lekat dan agak plastis (basah), pori makro, meso banyak, mikro banyak, perakaran kasar sedang, perakaran halus dan sedang banyak; batas horison nyata rata, pH 5,5 Coklat kekelabuan (10 YR 6/2) karatan banyak hitam (10 YR 2/1) lempung liat berdebu; struktur lemah halus gumpal; teguh, agak lekat dan agak plastis (basah), pori makro sedikit dan mikro banyak, perakaran halus banyak; batas horison jelas rata, pH 5,0 Coklat kekelabuan (10 YR 6/2) dan Coklat (10 YR 5/4), karatan banyak hitam (10 YR 2/1) lempung liat berdebu; struktur lemah halus gumpal; gembur, agak lekat dan agak plastis (basah), pori makro sedikit dan mikro banyak, perakaran halus banyak; batas horison jelas rata, pH 5,0 Kuning kecoklatan (10 YR 6/4) dan Coklat (10 YR 5/4), karatan banyak hitam (10 YR 2/1) lempung liat berdebu; struktur lemah halus gumpal; gembur, agak lekat dan agak plastis (basah), pori makro sedang dan mikro banyak, perakaran halus sedikit; batas horison nyata rata, pH 5,0 Kuning kecoklatan (10 YR 6/4) karatan banyak hitam (10 YR 2/1) dan kelabu pucat (10 YR 8/2) lempung berbatu (10% volume); struktur lemah, gumpal; gembur, agak lekat dan tidak plastis (basah), pori makro sedang dan mikro sedang; batas horison nyata rata, pH 5,0 Kuning kecoklatan (10 YR 6/4) karatan banyak hitam (10 YR 3/1) dan kelabu pucat (10 YR 8/1) lempung berbatu (20% volume); struktur lemah, gumpal; gembur, agak lekat dan tidak plastis (basah), pori makro sedang dan mikro sedang; batas horison nyata rata, pH 5,0 124 BC2 93-120 Coklat (7,5 YR 6/4) dengan campuran (10 YR 3/1) dan merfah (2,5 YR 4/6) kelabu pucat (10 YR 6/1) lempung liat berdebu ; mengandung batu (10% volume); teguh, agak lekat dan agak plastis (basah), pori makro sedang dan mikro banyak; pH 5,0 horison nyata rata, PH 55 125 No pengamatan Fisiografi Bahan Induk Bentuk wilayah Lereng Keadaan permukaan Penggunaan lahan Vegetasi Klasifikasi USDA 2007 DS 1983 Posisi Geografis Lokasi Administratif Tanggal pengamatan Hori son Ap1 Kedalaman (Cm) 0-15 Ap2 15-28 Bw1 28-46 `Bw2 46-95 `II A1 95-112 II Bw1 112-135 :5 :Lungur volkan : Abu dan tufa volkan : Berbukit memanjang ; 25 % ; posisi lereng: lereng tengah : Terasering : Kebun Campuran : Buncis, pisang, cabe, tomat, dan sawi, akasia, : Andic Dystrudepts : Andosol Distrik : 06 41 38,2 dan 106 54 31,1 : Kp. Bojong Keji, Desa Sukagalih, Kec. Megamendung,Bogor : 9-7-2010 Uraian Coklat tua (10 YR 4/3); lempung; cukup, halus, gumpal; gembur, agak lekat dan agak plastis (basah), pori makro sedang, meso dan mikro banyak, perakaran kasar sedang, perakaran halus dan sedang banyak; batas horison nyata rata, pH 5,0 Coklat (10 YR 4/3) lempung liat berdebu; struktur cukup, halus gumpal; teguh, agak lekat dan agak plastis (basah), pori makro sedikit dan mikro banyak, perakaran halus banyak; batas horison jelas rata, pH 5,0 Coklat (10 YR 4/3) dan campuran berwarna putih (10 YR 8/1) dan merah, (5YR 5/6) lempung liat berdebu; struktur cukup halus dan sedang, gumpal; gembur, agak lekat dan agak plastis (basah), pori makro sedikit dan mikro banyak, perakaran halus banyak; batas horison jelas rata, pH 5,0 Coklat (10 YR 4/4) campuran kuning kecoklatan (10 YR 6/6) dan coklat pucat (10 YR 7/4) lempung liat berdebu; struktur cukup, sedang, gumpal; gembur-teguh, agak lekat dan agak plastis (basah), pori makro sedang dan mikro banyak, perakaran halus sedikit; batas horison nyata rata, pH 5,0 Coklat (10 YR 4/3) lempung liat berdebu, struktur cukup,sedang, gumpal; gembur, agak lekat dan tidak plastis (basah), pori makro sedang dan mikro banyak; batas horison nyata rata, pH 5,0 Coklat (10 YR 4/4) dan hitam (10 YR 3/1) 5% volume; lempung liat berdebu; struktur cukup sedang, gumpal; gembur, agak lekat dan agak plastis (basah), pori makro sedang, mikro banyak, pH 5,0 126 No pengamatan Fisiografi Bahan Induk Bentuk wilayah Lereng Keadaan permukaan Penggunaan lahan Vegetasi Klasifikasi USDA 2007 DS 1983 Posisi Geografis Lokasi Administratif Tanggal pengamatan Hori son Ap Kedalaman (Cm) 0-20 Bw1 20-40 Bw2 40-68 `Bw3 68-84 `II A1 84-102 II Bw1 102-130 :6 :Lungur volkan : Abu dan tufa volkan : Berbukit memanjang ; 3-8 % ; posisi lereng: punggung : Terasering : Kebun Campuran : Buncis, pisang, cabe, tomat, dan sawi, akasia, : Andic Dystrudepts : Andosol Distrik : 06 41 40,3 dan 106 54 34,4 : Kp. Bojong Keji, Desa Sukagalih, Kec. Megamendung,Bogor : 9-7-2010 Uraian Coklat tua (10 YR 3/3); lempung; cukup, halus, gumpal; gembur, agak lekat dan agak plastis (basah), pori makro sedang, meso dan mikro banyak, perakaran kasar sedang, perakaran halus dan sedang banyak; batas horison nyata rata, pH 5,0 Coklat tua (10 YR 4/3) lempung liat berdebu; struktur cukup, halus gumpal; teguh, agak lekat dan agak plastis (basah), pori makro sedikit dan mikro banyak, perakaran halus banyak; batas horison jelas rata, pH 5,0 Coklat tua (10 YR 4/3) lempung liat berdebu; struktur cukup, sedang, gumpal; gembur, agak lekat dan agak plastis (basah), pori makro sedikit dan mikro banyak, perakaran halus banyak; batas horison jelas rata, pH 5,0 Coklat kekuningan (10 YR 6/4), lempung liat berdebu; struktur cukup, sedang dan halus, gumpal; gembur-teguh, agak lekat dan agak plastis (basah), pori makro sedang dan mikro banyak, perakaran halus sedikit; batas horison jelas rata, pH 5,0 Coklat (10 YR 4/3) lempung liat berdebu, struktur cukup,halus, gumpal; gembur, agak lekat dan tidak plastis (basah), pori makro sedang dan mikro banyak; batas horison baur rata, pH 5,0 Coklat (10 YR 4/4) lempung liat berdebu; struktur cukup halus, gumpal; gembur, agak lekat dan agak plastis (basah), pori makro sedang, mikro banyak, pH 5,0 127 Lampiran 4 Kandungan Mineral Liat pada Lereng (Atas, Tengah dan Bawah) Sebelah Timur pada Berbagai Kedalaman di DAS Mikro Cakardipa, Sub DAS Cisukabirus a. L1/1 b. L1/2 128 c. d. L1/3 L1/3 L1/4 129 e. L2/1 f. L2/2 130 g. L2/3 h, L3/1 131 i. L3/2 132 Lampiran 5 Kandungan Mineral Liat pada Lereng (Atas, Tengah dan Bawah) Sebelah Barat pada Berbagai Kedalaman di DAS Mikro Cakardipa, Sub DAS Cisukabirus a. L1/2, 30-67 cm b. b. L1/3, 67-93 cm 133 c. L2/1, 0-15 d. L2/2, 28-46 cm 134 e. L2/3, 63-95 cm f. L3/1, 0-20 135 g. L3/2, 40-70 cm h. L3/3, 102-130 cm ABSTRACT NANI HERYANI. Hydrochemical Tracer as Performance Indicator of Watershed Management: Case Study at Upper Ciliwung Watershed. Under the advisory commision of HIDAYAT PAWITAN, M. YANUAR JARWADI PURWANTO, DAN KASDI SUBAGYONO. Understanding the linkage between runoff process and the hydrochemical behavior of the catchment should not be directed merely for the short-term process during the rainfall event, but treating the seasonal variations may also provide valuable insights into the pattern of hydrochemistry changes as a function of the dynamic of hydrologic process. Runoff generation mechanisms are difficult to be generalized from one basin to another and even from storm to storm within the same basin. The aims of the research are (1) To learn the effectiveness of hydrochemistry tracers to quantify the flow dynamics during runoff generation, (2) To define source area of the watershed through quantification of solutes transport during the runoff process and to study the spatial and temporal variation of water chemistry, (3) To formulate a conceptual model linking runoff process and spatial and temporal variation of hydrochemistry to support the watershed management. The research was conducted by: characterization of research area, installation of equipment for hydrochemical and hydrometric observation, and hydrochemical sampling. Result showed that diversity of water chemistry by spatial and temporal highly influenced by the dynamics of subsurface flow behavior. Magnitude and direction of subsurface flow on the hillslope because of changes in solute concentration by spatial and temporal. Ca and SO4 as a conservative tracer at Cakardipa micro watershed. Three components of hydrograf separation were predicted by end member mixing analysis (EMMA) using Ca and SO4 showed that the groundwater, soil water, and rain water were the source area at Cakardipa micro watershed, 47.3%, 28%, and 24.7% respectively. The solutes of Mg, SO4, NO3 assumed to come from groundwater produced convex curvature, clockwise hysteresis loops, and positive trend, indicating a concentration component ranking of CG > CR > CSO (C2 model). At the rising of hydrograf, the vertical flow reaches greater depths on the hillslopes and the role of groundwater was increased at peak discharge. Groundwater contribution lesser at the recessive than at peak discharge Keywords: hydrochemical tracer, source area, conceptual model, EMMA RINGKASAN NANI HERYANI. Perunut Hidrokimia Sebagai Indikator Kinerja Pengelolaan DAS: Studi Kasus DAS Ciliwung Hulu. Dibimbing oleh HIDAYAT PAWITAN, M. YANUAR JARWADI PURWANTO, DAN KASDI SUBAGYONO. Memahami hubungan antara proses limpasan dengan perilaku hidrokimia dalam suatu daerah aliran sungai (DAS) tidak hanya dalam suatu kejadian hujan saja tetapi harus dipelajari keragamannya secara spasial dan temporal. Dinamika keragaman ini dapat menggambarkan pola perubahan hidrokimia dalam kaitannya dengan proses limpasan. Mekanisme proses limpasan tidak dapat disamakan antara satu DAS dengan DAS lain atau antara satu kejadian hujan dengan kejadian lain dalam DAS yang sama. Penelitian dilakukan di DAS mikro Cakardipa, Sub DAS Cisukabirus, DAS Ciliwung Hulu, pada bulan Mei 2008-April 2010. Tujuan penelitian yaitu: 1) mempelajari efektifitas perunut hidrokimia untuk mengkuantifikasi dinamika aliran selama proses limpasan (runoff generation), 2) menentukan potensi sumber limpasan (source area) air sungai di dalam DAS melalui kuantifikasi proses transpor larutan (solute transport) selama proses limpasan, dan mempelajari keragaman ketersediaan air secara spasial dan temporal, 3) menyusun model konseptual hubungan antara proses limpasan dengan keragaman ketersediaan air secara spasial dan temporal untuk mendukung pengelolaan sumber daya air di dalam DAS secara berkelanjutan. Penelitian dilakukan dalam beberapa tahapan yaitu: 1) penelitian lapang terdiri dari: karakterisasi wilayah penelitian (aspek tanah dan batuan, debit, dan iklim); pengukuran debit secara hidrometrik; dan pengambilan contoh air; 2) analisis laboratorium terdiri dari: analisis tanah (fisika, kimia, dan mineral); dan analisis air 3) analisis hidrokimia untuk menyusun model konseptual hubungan antara proses aliran permukaan dengan keragaman ketersediaan air secara spasial dan temporal. DAS mikro Cakardipa merupakan bagian dari Sub DAS Cisukabirus, DAS Ciliwung Hulu, meliputi areal seluas 60.78 ha terdiri dari 3 kampung yaitu kampung Bojong Keji, Lemah Neundeut, dan Lemah Neundeut Peuntas. Secara administratif termasuk ke dalam Desa Sukagalih, Kecamatan Megamendung, Kabupaten Bogor. DAS mikro Cakardipa memiliki 10 satuan lahan yang terdiri dari 2 satuan lahan alluvium dan 8 satuan lahan dari bahan volkan. DAS mikro Cakardipa memiliki 6 jenis penggunaan lahan yaitu: hutan, kebun campuran, kebun sayuran, kebun intensifikasi, pemukiman, dan sawah. Penggunaan lahan utama yaitu sawah dan kebun campuran. Curah hujan maksimum yang terekam di DAS Mikro Cakardipa sebesar 61.5 mm dengan intensitas maksimum sebesar 10.2 mm/5 menit atau setara dengan intensitas hujan 122 mm/jam. Curah hujan dengan intensitas tersebut selama 1 jam telah membangkitkan debit puncak sebesar 58.2 lt/det. Koefisien aliran permukaan yang dihitung berdasarkan analisis pemisahan hidrograf menunjukkan variasi nilai antara 0.03 % hingga 0.59%. Berdasarkan analisis grafis terhadap pasangan data hujan-debit, diketahui selama periode Oktober 2009 – Februari 2010, waktu konsentrasi DAS Mikro Cakardipa bervariasi antara 10 hingga 40 menit. Hasil analisis dengan menggunakan metode end member mixing analysis (EMMA) menunjukkan bahwa Ca2+ dan SO42- dapat dipertimbangkan sebagai perunut konservatif pada DAS mikro Cakardipa. Tiga komponen separasi hidrograf dengan menggunakan perunut Ca2+ dan SO42- menunjukkan bahwa airbumi, air tanah, dan air hujan merupakan sumber utama aliran di DAS mikro Cakardipa, berturut-turut berkontribusi sebesar 47,3%, 28%, 24,7%. Dalam penelitian ini diketahui bahea keragaman hidrokimia secara spasial sangat dipengaruhi oleh dinamika perilaku aliran bawah permukaan yang melalui lereng atas, lereng bawah dengan sungai. Konsentrasi unsur hidrokimia pada air tanah (soil water) lebih besar daripada airbumi (groundwater). Aliran air vertikal di lereng bagian bawah menyebabkan terjadinya akumulasi unsur hara. Besaran dan arah aliran bawah permukaan dapat mengakibatkan perubahan konsentrasi hidrokimia secara spasial dan temporal. Informasi perilaku hidrologi dan hidrokimia dalam suatu DAS bermanfaat dalam menyusun perencanaan pengelolaan pertanian di daerah berlereng. Selanjutnya berdasarkan metode Evans dan Davies diketahui bahwa Mg, 2SO4 , dan NO3- merupakan unsur hidrokimia yang memiliki tingkat flushing (pencucian) yang paling tinggi di DAS Mikro Cakardipa, memiliki bentuk kurva cekung dengan arah rotasi searah jarum jam dan trend positif dalam hal ini Cair bumi > Cair hujan > Cair tanah termasuk model C2. Hasil analisis berdasarkan integrasi antara pengamatan hidrometrik dan hidrokimia diketahui terdapat hubungan yang erat antara aliran air di lereng bagian atas dengan perilaku unsur hara di lereng bagian bawah dimana pencucian unsur hara terjadi dengan intensif. Pada awal kejadian hujan peran air hujan sangat besar. Selanjutnya pada saat hidrograf meningkat sampai mencapai puncaknya, aliran vertikal mencapai kedalaman yang lebih besar di lereng agak atas, dan peran air bumi meningkat. Pada saat kurva hidrograf menurun kontribusi air bumi menurun dibandingkan pada awal dan puncak hujan. Kata kunci: perunut hidrokimia, sumber limpasan, model konseptual, EMMA 1 I PENDAHULUAN 1.1 Latar Belakang Air sungai merupakan salah satu sumber air permukaan relatif lebih rentan terhadap pencemaran yang diakibatkan oleh kegiatan manusia dibandingkan air tanah. Penelitian tentang polusi air tanah dan mekanisme recharge aquifer merupakan beberapa aplikasi penting dari analisis kimia air (hydrochemical), namun masih jarang dilakukan. Di sisi lain analisis kimia air merupakan integrator yang berguna dalam beberapa proses biologi, kimia, dan fisik dalam daerah aliran sungai (DAS), seperti dekomposisi tanaman, pertukaran kation tanah, penurunan kualitas air secara kimiawi, dan mineralisasi. Penilaian tentang pengaruh lingkungan terhadap suatu areal akan sulit diperoleh apabila tidak ada informasi yang lengkap tentang proses-proses hidrologi, kimia, dan biologi yang komplek dan saling berkaitan (Christophersen et al 1994). Dengan demikian hal mendasar yang diperlukan antara lain penelitian yang mempelajari karakteristik dan proses terjadinya limpasan dan aliran bawah permukaan (subsurface stormflow) melalui pengamatan karakteristik biologi, geologi, dan kimianya. Di dalam sumber aliran (source area) terdapat kandungan unsur-unsur kimia yang secara alami dapat menjadi perunut dalam proses pergerakan aliran air (limpasan) di dalam DAS. Pemisahan aliran permukaan dengan menggunakan perunut alami merupakan metode yang dapat dipergunakan untuk memperoleh pemahaman yang mendalam mengenai proses limpasan. Manfaat dari pengambilan contoh air secara kimiawi dan data-data perunut yang dihasilkan dapat membantu kalibrasi model hidrologi. Selain itu data hidrokimia dapat dipergunakan untuk menduga proporsi limpasan yang berasal dari sumber limpasan yang berbeda pada waktu yang berbeda, dalam hal ini dengan Simple Mixing Analysis (Dunn et al 2005). Metode pemisahan aliran permukaan yang digunakan dalam memisahkan beberapa elemen dalam hidrograf pada beberapa kejadian hujan ada yang bersifat subjektif. Perbaikan metode pemisahan aliran yang lebih tepat dapat membantu para ahli hidrologi untuk mengevaluasi alternatif rencana pengelolaan DAS berkelanjutan. 2 Dengan demikian masih diperlukan studi untuk menentukan metode separasi aliran yang akurat melalui teknik perunut hidrokimia didukung dengan aplikasi media Geographical Information Systems (GIS). Perunut adalah zat kimia yang digunakan sebagai tanda untuk mengikuti berlangsungnya reaksi kimia atau proses fisika, atau untuk menunjukkan posisi atau lokasi suatu zat kimia. Selanjutnya Dunn et al (2005) mengemukakan bahwa satu hal umum yang diperlukan dalam pemodelan adalah separasi hidrograf menjadi beberapa bagian aliran untuk mengidentifikasi sumber aliran dan menduga laju transpor beberapa polutan. Dalam hal ini data hidrokimia dapat dipergunakan untuk menduga proporsi aliran yang berasal dari aliran air di dalam DAS. Mekanisme proses aliran bawah permukaan wilayah hutan di DAS bagian hulu telah menjadi perdebatan sejak tahun 1930-an (Bonell 1998, McGlynn et al 2002). Penelitian dengan menggunakan metode atau pendekatan tunggal melalui pendekatan hidrometrik dianggap memerlukan waktu lama, sehingga saat ini kombinasi pengamatan melalui pendekatan hidrometrik dan perunut merupakan metode standar untuk mengatasi perbedaan persepsi antara model dengan konsep-konsep formal tentang proses limpasan di wilayah hulu suatu DAS (McDonnell 2003). Meskipun beberapa penelitian hidrologi yang mempelajari aliran bawah permukaan di lereng (hillslope) sudah banyak dilakukan pada berbagai kondisi iklim, topografi, dan kondisi geologi, namun masih sedikit yang mengkarakterisasi proses limpasan (aliran air). Di Indonesia penelitian tentang proses limpasan nampaknya belum dilakukan, padahal manfaat yang dapat diperoleh cukup banyak. Hasil penelitian menunjukkan bahwa data yang diperoleh dari hasil penelitian di bagian lereng di dalam DAS dapat digunakan oleh komunitas ilmuwan untuk pengembangan dan validasi model atau konseptualisasi aliran bawah permukaan (Tromp-van Meerveld 2008). Teknik pemisahan aliran permukaan yang dapat mengkuantifikasi sumber aliran (source area) sangat penting dalam mendesain stuktur hidraulik, evaluasi model hujan-aliran permukaan, mempelajari proses pengendalian banjir, serta pendugaan dan pengurangan kontaminasi air. 3 Penelitian ini menjadi penting karena masih terbatasnya informasi tentang mekanisme proses aliran (runoff generation) di Indonesia. Selain itu identifikasi mekanisme pencucian hara dalam skala DAS yang merupakan bagian dari penelitian ini penting dalam mengembangkan model prediksi dampak perubahan iklim dan penggunaan lahan terhadap kualitas air permukaan. 1.2 Tujuan Penelitian 1. Mempelajari efektifitas perunut hidrokimia untuk mengkuantifikasi dinamika aliran selama proses limpasan/aliran air (runoff generation) 2. Menentukan potensi sumber aliran (source area) air sungai di dalam DAS melalui kuantifikasi proses transpor pelarut (solute transport) selama proses limpasan/aliran air, dan mempelajari keragaman ketersediaannya secara spasial dan temporal, 3. Menyusun model konseptual hubungan antara proses limpasan dengan pencucian hara dan keragaman ketersediaan air secara spasial dan temporal untuk mendukung pengelolaan sumber daya air di dalam DAS secara berkelanjutan. 1.3 Manfaat Penelitian 1. Tersedianya informasi efektifitas perunut hidrokimia untuk mengkuantifikasi proses limpasan/aliran air (runoff generation), 2. Tersedianya informasi potensi sumber daya air yang lebih objektif dan akurat secara spasial dan temporal di suatu DAS, 3. Tersedianya model konseptual hubungan proses limpasan dengan pencucian hara dan ketersediaan air secara spasial dan temporal sebagai acuan dalam perencanaan pengelolaan sumber daya air, 4. Dalam jangka panjang, tersedia alternatif teknologi pengelolaan sumber daya air dalam mengantisipasi perubahan iklim, sebagai masukan bagi para pengambil kebijakan dalam perencanaan pengelolaan sumber daya air. 4 1.4 Hipotesis Hipotesis yang dirumuskan pada penelitian ini yaitu: 1. Kandungan kimia air bervariasi secara spasial dan temporal tergantung pada karakteristik biofisik DAS dan kondisi hidrogeologinya. 2. Komponen hidrokimia konservatif dapat digunakan sebagai perunut (tracer) hidrologi daerah aliran sungai 3. Informasi yang diperoleh dari separasi hidrograf dalam jangka panjang dapat digunakan sebagai sistem peringatan dini (early warning systems) banjir dan kekeringan, serta penurunan kualitas air. 1.5 Kebaruan Penelitian 1. Diperoleh informasi perunut konservatif di DAS Mikro Cakardipa, DAS Ciliwung Hulu. 2. Diperoleh informasi sumber limpasan (aliran air) dan tingkat pencucian hara di DAS mikro Cakardipa, DAS Ciliwung Hulu 3. Diperoleh model konseptual tentang hubungan limpasan dengan ketersediaan air dan pencucian unsur hara. 1.6 Kerangka dan Ruang Lingkup Penelitian Untuk mencapai tujuan dan menjawab hipotesis dilakukan serangkaian kegiatan penelitian yang mencakup beberapa tahapan sebagai berikut: (a) Persiapan meliputi: studi pustaka, penyusunan proposal, pengumpulan dan inventarisasi data iklim dan hidrologi, dan pengumpulan peta rupa bumi skala 1:25.000, peta geologi 1:100.000, dan hidrogeologi skala 1:250.000, (b) Kegiatan lapang mencakup: pengambilan conto tanah untuk analisis fisika, kimia, dan mineral; pengamatan kedalaman batuan; pemasangan/instalasi peralatan pengamatan hidrokimia; pemasangan alat pengukur debit dan curah hujan; pengambilan conto air, (c) entri dan analisis data hasil penelitian lapang meliputi: analisis karakteristik biofisik DAS, analisis hidrograf debit berdasarkan pengukuran hidrometrik dan hidrokimia dengan metode end member mixing analysis, analisis hubungan konsentrasi unsur hidrokimia dan debit, 5 (d) penyusunan model konseptual hubungan limpasan dengan ketersediaan air dan pencucian unsur hara, dan (d) penyusunan desertasi. Diagram alir ruang lingkup penelitian disajikan pada Gambar 1. Selanjutnya metode yang digunakan untuk memahami beberapa proses hidrologi tersebut dilakukan pada DAS berukuran kecil. Variabilitas di dalam DAS berukuran kecil rendah sehingga beberapa proses hidrologi yang terjadi dalam DAS dapat dipelajari lebih efektif. Pengamatan Lapang Karakterisasi wilayah: Inventarisasi peta geologi dan hidrogeologi Pengumpulan data iklim dan hidrologi Pengamatan topografi Pembuatan profil tanah Pengambilan conto tanah untuk analisis fisika, kimia, dan mineral tanah Pengukuran kedalaman batuan Pengukuran hidrometrik untuk pemisahan aliran permukaan Pengambilan sampel air: untuk analisis hidrokimia Analisis Laboratorium Tanah: Fisika: tekstur, BD, pF, permeabilitas Kimia: pH, bahan organik, nilai tukar kation Mineral tanah Air: Kation dan anion : K, Na, Ca, Mg, SO4 , NO3, SiO2, Cl, HCO3 Konsep hubungan antara proses aliran permukaan dengan pencucian hara dan keragaman ketersediaan air secara spasial dan temporal Gambar 1 Diagram Alir Penelitian Mekanisme Proses Aliran Air di DAS Mikro Cakardipa, Sub DAS Cisukabirus, DAS Ciliwung Hulu. 7 II TINJAUAN PUSTAKA 2.1 Sumber Daya Penanganannya Air di DAS Ciliwung:Permasalahan dan Upaya Pengelolaan sumber daya air (water resources management) saat ini menjadi isu yang banyak diperbincangkan di berbagai sektor. Pencemaran lingkungan yang makin meningkat mengakibatkan penurunan kualitas air permukaan, sehingga diperlukan pemahaman yang lebih baik tentang hubungan antara air permukaan dengan aliran dasar (baseflow) yang berasal dari air tanah. Pemahaman terhadap karakteristik baseflow sangat bermanfaat untuk: 1) pihak-pihak yang terkait dengan pengelola dan pengguna air tanah, 2) mengkuantifikasi polusi air tanah yang masuk kedalam aliran sungai, 3) mempelajari perilaku air tanah dalam berkontribusi terhadap aliran sungai, serta 4) merancang dan mengimplementasikan upaya perlindungan terhadap habitat sungai. DAS Ciliwung Hulu memiliki luas 14.876 ha dimulai dari hulu sampai Stasiun Pengamatan Air Sungai (SPAS) Katulampa Bogor. Curah hujan rata-rata tahunan selama periode 1989-2001 adalah 3.636 mm dengan rata-rata hujan bulanan mencapai 303 mm (Kusmana 2003). Berdasarkan data pengamatan selama 1990-2006, debit maksimum absolut harian sungai Ciliwung mencapai 80,1 m3/s terjadi pada tanggal 12 Februari 2001, debit minimum absolut harian sebesar 0 m3/s terjadi pada tanggal 11-13 Oktober 1997, sedangkan debit rata-rata selama periode tersebut sebesar 9,7 m3/s. Debit maksimum Sungai Ciliwung yang terjadi selama musim hujan cenderung meningkat dari tahun 1997 sampai dengan tahun 2006 sebesar 5,6 %, sedangkan debit minimum cenderung menurun sebesar 91,4 %. Rasio debit maksimum dan minimum dapat dipergunakan sebagai indikator dalam menilai tingkat kerusakan sumber daya air di dalam DAS. Meskipun batasan nilai rasio debit maksimum dan minimum berbeda untuk setiap sungai, namun data tersebut memberikan gambaran telah terjadi kerusakan sumber daya air DAS khususnya di DAS Ciliwung dan pada umumnya di Indonesia. 8 Beberapa permasalahan yang dijumpai dalam pengelolaan sumber daya air di DAS Ciliwung antara lain: 1) secara umum, ketersediaan air telah sangat kritis, 2) pemanfaatan ruang baik di sepanjang sempadan sungai maupun pengelolaan di badan sungainya tidak terkendali, 3) Ketersediaan air yang dapat dimanfaatkan untuk berbagai kepentingan semakin mahal dan langka baik kuantitas maupun kualitasnya, sehingga menimbulkan berbagai konflik antar sektor maupun antar wilayah, 4) fluktuasi ketersediaan air permukaan sangat tinggi, sehingga sering terjadi banjir di musim hujan dan kekeringan di musim kemarau, 5) belum adanya kesinergian antar wilayah dalam bentuk role sharing antara Propinsi/Kabupaten/Kota di daerah hulu dengan Propinsi/Kabupaten/Kota di daerah hilir dalam rangka penanganan hulu DAS. Kondisi tersebut memberikan gambaran tentang telah terjadinya kerusakan DAS yang berdampak terhadap permasalahan surplus/defisit neraca air sepanjang tahun (Anonim 2004). Untuk menanggulangi bencana alam seperti banjir yang kerap terjadi setiap tahun, perlu dibentuk kelembagaan pengelolaan DAS yang berfungsi untuk menyelesaikan berbagai isu menyangkut segala permasalahan bencana banjir (Santoso 2006). Masalah pengelolaan DAS juga berhubungan erat dengan lintas sektor/instansi/lembaga, lintas wilayah adminsitrasi (Negara/ Propinsi/ Kabupaten/ Kota), serta lintas disiplin ilmu (lingkungan, ekonomi, sosial, politik, hukum). Selain rekomendasi teknis, diperlukan rekomendasi kebijakan karena DAS Ciliwung berada di dua propinsi yaitu Jawa Barat dan DKI Ibukota, yaitu pengelolaan DAS terpadu untuk mewujudkan kebijakan one river, one plan, one management dan untuk itu perlu dipastikan bentuk campur tangan pemerintah pusat. Dalam kaitan ini diperlukan studi peran multipihak dalam penetapan cost and benefit sharing serta imbal jasa lingkungan antara pemerintahan dan masyarakat di wilayah hulu dan hilir. Kejadian banjir dan kekeringan dapat menimbulkan dampak nyata terhadap sosial ekonomi masyarakat. Pada umumnya hal ini terjadi karena distribusi air yang tidak merata dan kelembagaan yang tidak berfungsi dengan baik, serta ketidaktahuan masyarakat dalam memanfaatkan sumberdaya air. Berbagai upaya telah dilakukan pemerintah dalam rangka mengantisipasi banjir dan kekeringan. Dalam jangka 9 pendek responnya dapat segera terlihat, seperti perubahan praktek-praktek penggunaan lahan, pemanfaatan irigasi dari reservoir, kampanye mitigasi banjir dan kekeringan melalui konservasi air, dan penyediaan tangki air minum. Sedangkan untuk jangka panjang, meliputi perubahan jenis tanaman dan pembangunan reservoir penyimpan. Pengelolaan sumberdaya air baik kualitas maupun kuantitas semakin penting baik di pulau Jawa maupun luar Jawa seperti Sumatera, Kalimantan, Sulawesi, dll. Dengan karakteristik permasalahan yang berbeda, pendekatan yang dilakukan tentu saja berbeda. Di pulau Jawa terutama wilayah Jabodetabek, permasalahannya terjadi karena kepadatan penduduk (over population) serta terjadinya degradasi dan deplesi sumberdaya air. Di pulau Jawa, permasalahan kuantitas dan kualitas air telah menimbulkan konflik kepentingan antara pertanian, industri, dan munisipal, serta antara penggunaan air permukaan dan air tanah seiring dengan pertumbuhan areal perkotaan yang makin cepat. Dengan demikian perbaikan pengelolaan sumberdaya air merupakan hal penting dalam meningkatkan pengelolaan air berkelanjutan (Anonim 2006), yang antara lain dapat dilakukan melalui: (1) peningkatan produktivitas air melalui: a) praktek budidaya tanaman yang lebih baik yang mencakup perbaikan varietas dan substitusi tanaman, b) praktek pengelolaan air yang lebih baik, mencakup pemberian irigasi suplemen yang lebih tepat, re-alokasi air untuk penggunaan dari komoditas yang memiliki nilai ekonomi rendah ke yang memiliki nilai ekonomi tinggi dan, (2) meningkatkan penyimpanan air melalui pengembangan potensi sumberdaya air, dalam hal ini mencakup pembangunan dam, recharge groundwarer, dan panen air hujan. Dengan demikian kuantifikasi potensi sumberdaya air sangat diperlukan untuk mendukung perbaikan pengelolaan sumberdaya air. 2.2 Perkembangan Penelitian Tentang Aliran Bawah Permukaan (Subsurface Stormflow) Beberapa penelitian tentang aliran bawah permukaan menyatakan bahwa aliran bawah permukaan merupakan aliran tidak jenuh (unsaturated flow) di dalam zone tidak jenuh (unsaturated zone). Namun hasil penelitian pada umumnya menunjukkan 10 bahwa aliran bawah permukaan merupakan fenomena aliran air jenuh (atau mendekati jenuh) (Weiler McDonnell, Meerveld, dan Uchida 2005). Aliran bawah permukaan juga termasuk air tanah dan airbumi (soil water dan groundwater). Air tanah (soil water) atau zone tidak jenuh adalah area di dalam profil tanah yang memiliki matrik potensial < 0 kPa, sedangkan groundwater atau zone jenuh didefinisikan sebagai area di dalam profil tanah yang memiliki matrik potensial ≥ 0 kPa. Aliran bawah permukaan menggambarkan semua proses limpasan (aliran air) yang terjadi di lereng/hillslope (dekat permukaan tanah) yang menghasilkan hidrograf aliran selama kejadian hujan. Aliran ini bergabung langsung ke dalam aliran pada jalur preferensial seperti pori makro dan lapisan dengan permeabilitas tinggi. Aliran bawah permukaan yang cepat erat kaitannya dengan kondisi hidraulik dari area jenuh di lereng karena adanya infiltrasi air hujan. Aliran pada skala lereng terdiri dari aliran yang homogen (homogeneous matrix flow) dan aliran preferensial (preferential flow). Aliran homogen terjadi karena area yang jenuh di dalam tanah akan mengalami peningkatan gradient hidraulik yang cepat jika terdapat infiltrasi air. Proses ini terjadi di lereng dimana lapisan tanah dengan permeabilitas tinggi dan kapasitas infiltrasi tinggi terletak di atas lapisan tanah dengan permeabilitas rendah (seperti batuan dan horizon argillic). Karena air yang disimpan di lereng relatif besar tergantung jumlah hujan, area lereng sering berkontribusi besar terhadap air tanah di sungai, karena hanya sebagian kecil aliran permukaan yang diperlukan untuk meningkatkan gradient hidraulik di lereng. Proses aliran ini sering digambarkan sebagai translatory flow (Burt 1989), transmissivity feedback (Rodhe 1987) atau aliran lateral pada lapisan antara tanah dan batuan (soilbedrock interface) (Tani 1997). Aliran preferential secara lateral terjadi di dalam tanah dimana aliran air dipengaruhi oleh pori makro, atau di area yang memiliki permeabilitas lebih tinggi dibandingkan matriks tanah sekitarnya. Pori makro dalam tanah atau rekahan batuan mengalirkan air lebih efisien dan cepat dari lereng menuju sungai (Beven dan Germann 1982). Pori makro yang membesar karena adanya erosi atau saling berhubungan satu sama lain disebut soil pipes (Anderson dan Burt 1990). 11 Aliran preferensial sering disebut sebagai aliran preferential secara lateral (Tsuboyama et al 1994, McDonnell 1990) dan pipeflow (Uchida et al 1999). Pergerakan air secara lateral dalam tanah merupakan proses penting dalam pendistribusian air, hara, dan larutan di dalam suatu lingkungan dataran tinggi. Selain sebagai kontributor penting terhadap volume aliran sungai, aliran bawah permukaan juga berperan dalam transpor hara kedalam air permukaan (McGlynn dan McDonell 2003). Karena jalur aliran air di bawah permukaan sering menentukan kimia air dan kualitas air, maka karakterisasi jalur aliran bawah permukaan dan asal muasal air penting untuk dipelajari (Burns et al 2003). Selain itu aliran bawah permukaan dapat meningkatkan tekanan pori tanah di lahan yang curam (Uchida et al 1999) dan dapat memicu terjadinya longsor (Montgomery et al 1997, Sidle dan Tsuboyama 1992). Oleh karena itu proses aliran bawah permukaan mendapat perhatian utama dan penting dalam hidrologi. Weiler et al (2005) mengemukakan bahwa aliran permukaan tidak selalu terjadi sekalipun pada hujan dengan intensitas tinggi. Air terinfiltrasi kedalam zone perakaran dan mengalir secara lateral di dalam tanah atau pada lapisan antara tanah dan batuan. Gambar 2 memperlihatkan konsep tentang proses tersebut, yaitu infiltrasi yang terjadi dalam humus dan tanah. Pada profil yang lebih dalam air mengalir secara lateral. Gambar 2 Model Perseptual Aliran Bawah Permukaan menurut Engler (1919) (Sumber: Weiler et al 2005). 12 Pemahaman tentang aliran bawah permukaan terus meningkat dengan adanya International Hydrological Decade (IHD). IHD: yakni suatu periode dimana penelitian tentang hidrologi proses mulai berkembang. Menurut Weiler et al (2005), Hewlett dan Hibbert (1963) melakukan penelitian tentang kondisi kelembaban dan energi di daerah lereng dan berbatu (sloping concrete-walled hillslope), Whipkey (1965) tentang aliran preferensial secara lateral, Dunne dan Black (1970) tentang aliran bawah permukaan di areal hillslope dan interaksinya dengan area jenuh di dekat sungai. Hasil penelitian terpenting selama IHD yaitu pembingkaian aliran bawah permukaan dalam konteks ‘konsep beberapa source area’ (source area concept) yang dilakukan oleh Hewlett dan Hibbert (1967) di Amerika, Cappus (1960) di Perancis, Tsukamoto (1961) di Jepang. Selanjutnya Anderson dan Burt (1978) menjelaskan tentang peranan cekungan-cekungan dalam menghubungkan aliran bawah permukaan dengan sungai. Hasil penelitian Mosley (1979, 1982) tentang aliran bawah permukaan di DAS Maimai di New Zealand menunjukkan terdapat persamaan waktu antara debit puncak aliran di sungai dengan puncak aliran bawah permukaan karena adanya pergerakan air yang cepat secara vertikal dan kemudian mengalir secara lateral ke lereng bagian bawah. Mosley (1979) mengemukakan bahwa air yang keluar melalui dua pipa (pipes flow) selama kejadian hujan biasanya terjadi pada dasar horizon B, dimana terdapat laju outflow yang tinggi. Aliran melalui pori makro merupakan proses pergerakan air dalam tanah organik dan memiliki konduktivitas hidraulik 300 kali lebih besar daripada yang terukur pada tanah mineral. Hasil penelitian Pearce et al (1986) dan Sklash et al (1986) tentang aliran bawah permukaan dengan menggunakan teknik isotop di DAS Maimai menunjukkan bahwa: 1) pada umumnya campuran old (preevent) dan new (event) water terjadi di lereng, dan 2) air bawah permukaan dalam aliran sungai merupakan air yang bercampur sempurna secara isotop. Model perseptual Sklash et al (1986) meniadakan pentingnya transmisi air hujan yang cepat di lereng bawah melalui pori makro, karena air disimpan sebagai komponen utama debit sungai (stream channel) selama kejadian hujan. 13 Menurut McDonnell (1990) air yang terinfiltrasi bergerak sesuai kedalaman tanah, air berada pada soil-bedrock interface dan disimpan dalam volume yang lebih besar menjadi aliran dasar (baseflow). Woods dan Rowe (1996) dan Brammer et al (1995) (dalam McGlynn et al 2002) menunjukkan bahwa kondisi topografi permukaan batuan (bedrock) merupakan kunci penentu dimana aliran bawah permukaan terkonsentrasi secara spasial di lereng. Weiler dan McDonnell (2004a) menyertakan keragaman kedalaman tanah kedalam model aliran bawah permukaan dan simulasinya di lereng DAS Panola, Amerika. Hasil penelitiannya menunjukkan bahwa keragaman kedalaman tanah tidak hanya berpengaruh besar terhadap keragaman aliran bawah permukaan secara spasial tetapi juga sangat mempengaruhi volumenya. Pada beberapa kondisi lingkungan, aliran bawah permukaan didominasi oleh aliran pori makro secara lateral yaitu dari wilayah lahan basah dan hutan-hutan di daerah kutub sampai hutan hujan tropis dan lahan kering (McGlynn et al 2002). Pori makro pada umumnya disebut soils pipes, dan aliran bawah permukaan yang berada pada pori makro secara alami disebut pipeflow. Pipeflow secara lateral berperan pada penelitian di lereng (Uchida et al 1999), pencucian hara/nutrient flushing (Buttle et al 2001), serta pendistribusian aliran ke sungai (Freer et al 2002, McDonnell 1990) dan ke zone riparian (McGlynn dan McDonnell 2003a). Karaktersitik pipeflow sudah diuji pada skala lereng di Jepang, Inggeris, Amerika Utara dan Peru. Hasil penelitian menunjukkan bahwa debit maksimum pipeflow ditentukan terutama oleh diameter pori makro. Beberapa model telah mempelajari perilaku pipeflow pada proses limpasan (Faeh et al 1997, Jones and Conelly 2002, Kosugi et al 2004, Weiler et al 2003). Hubungan antara jumlah presipitasi dengan volume aliran bawah permukaan terdapat kecenderungan hubungan tidak linier antara keduanya (Buttle et al 2004, McDonnell 2003) Hasil penelitian hidrologi di hillslope (Mosley 1979 dan Whipkey 1965, dalam Weiler at al 2005) menunjukkan bahwa ambang batas presipitasi untuk dimulainya aliran bawah permukaan dan pada umumnya berkisar antara 15 dan 35 mm. Beberapa hasil penelitian menunjukkan bahwa ambang batas presipitasi tergantung 14 pada kondisi kelembaban sebelumnya (Guebert dan Gardner 2001, Noguchi et al 2001, Uchida et al 1999). Hasil penelitian menunjukkan bahwa aliran pori makro dan aliran matrik memiliki ambang batas yang sangat mirip (sekitar 55 mm). Nilai ambang batas presipitasi berhubungan dengan kondisi kelembaban tanah sebelumnya (Meerveld dan McDonnell 2004). 2.3 Separasi Hidrograf Secara Geokimia untuk Menentukan Sumber Limpasan (Source Area) dalam DAS Air disimpan pada berbagai tempat di dalam suatu daerah aliran sungai (DAS) dan memiliki karakteristik kimia berbeda. Kimia air sungai sangat tergantung kepada jalur aliran dimana air itu mengalir pada saat menuju sungai. Mengetahui jalur aliran yang dominan dan bagaimana air mengalami perubahan secara kimiawi selama kejadian hujan merupakan hal penting dalam memahami proses limpasan terutama yang menyangkut aliran bawah permukaan. Pemahaman teknik kuantitatif yang digunakan untuk mengkarakterisasi proses hidrologi dalam DAS merupakan hal mendasar yang diperlukan dalam penelitian hidrokimia. Pengukuran debit aliran yang tidak akurat atau ketidaksesuaian metode pengambilan conto dan bahan kimia terlarut akan mengakibatkan kesalahan (error) dalam menetapkan hubungan antara debit dan kandungan bahan kimia atau dalam penghitungan neraca masa (Semkin et al 1994). Di Indonesia, penelitian hidrokimia dalam kerangka pengelolaan kualitas air dan program evaluasi hidrokimia telah dilakukan di Krueng Aceh, dan merupakan penelitian tentang muatan bahan kimia di dalam DAS. Evaluasi kualitas air dilaksanakan dari mulai sumber air di daerah hulu sampai daerah hilir DAS sebagai akibat dampak perubahan penggunaan lahan (Environmental Services Program 2007). Penelitian lain dilakukan untuk mengetahui tipe aquifer dan hidrokimia air bumi (groundwater) serta mengetahui faktor-faktor yang mempengaruhi variasi karakteristik air tanah. Hasil penelitian dipergunakan sebagai dasar penentuan lokasi dan kedalaman sumur sebagai suplai air bersih (Santosa 2001). Namun penelitian yang mempelajari proses limpasan belum dilakukan. 15 Mekanisme proses aliran bawah permukaan (subsurface runoff generation) di wilayah hulu DAS telah menjadi perdebatan sejak tahun 1930-an (Dunn 1998, Bonell 1998, McGlynn et al 2002). Penelitian tentang sumberdaya air di DAS berukuran kecil difokuskan dalam kaitannya dengan siklus hidrologi dan transformasi curah hujan yang melewati kanopi vegetasi yang terinfiltrasi kedalam tanah dan batuan sebagai air bumi (groundwater), dan yang masuk kedalam sungai atau danau. Secara ekologi DAS mikro yang berada di daerah hulu suatu DAS sangat sensitif terhadap perubahan ekosistem karena aktivitas manusia, sehingga dapat dipergunakan sebagai sistem peringatan dini (early warning systems) perubahan ekologi. Namun penilaian tentang pengaruh lingkungan terhadap suatu areal yang sensitif sulit diperoleh apabila tidak ada informasi yang lengkap tentang proses-proses hidrologi, kimia, dan biologi yang komplek dan saling berkaitan (Christophersen et al 1994). Pada umumnya model hujan dan aliran permukaan mensintesis perilaku hidrologi dalam DAS, meskipun demikian ketepatan output sangat tergantung kepada teknik dan algoritma yang digunakan dalam memisahkan aliran kedalam komponenkomponennya. Selain sebagai kontributor penting terhadap volume aliran sungai, aliran bawah permukaan juga berperan dalam transpor hara kedalam badan air permukaan (McGlynn dan McDonell 2003b). Karena jalur aliran air bawah permukaan sering menentukan kualitas air (kimia, fisik, dan mikrobiologi), maka karakterisasi jalur aliran bawah permukaan dan asal muasal air penting dipelajari (Burns et al 2003). Identifikasi sumber limpasan dalam unit DAS dan memahami jalur aliran penting dalam: a) membantu mengembangkan model pengelolaan DAS, b) membantu mengidentifikasi sumber kunci beberapa polutan, c) membantu evaluasi tentang pengaruh perubahan penggunaan lahan terhadap kualitas air (Ockenden dan Chappell 2011). Data hidrokimia dapat dipergunakan untuk menduga proporsi limpasan (aliran air) yang berasal dari jalur aliran yang berbeda pada waktu yang berbeda (Dunn et al 2005). Perbaikan teknik yang tersedia atau pengembangan pendekatan yang lebih tepat dapat membantu para ahli hidrologi untuk mengevaluasi alternatif rencana pengelolaan air yang berkelanjutan. Dalam beberapa dekade terakhir, beberapa 16 peneliti memfokuskan penelitiannya untuk menganalisis sumber limpasan (source area) secara spasial di dalam DAS melalui penggunaan tool End Member Mixing Analysis (EMMA), pemisahan hidrograf berdasarkan perunut dan analisis hidrometrik (Inamdar dan Mitchell 2007, Bernal et al 2005, Subagyono et al 2005, Wenninger et al 2004, McGlynn dan McDonnell 2003a, Burns et al 2001, dan Hangen et al 2001). Beberapa penelitian mengkuantifikasi limpasan dari sumber (source) yang berbeda dan menunjukkan kontribusi yang berbeda tergantung kondisi kelembaban yang ada di dalam DAS (Burns et al 2001, McGlynn dan McDonnell 2003a). McGlynn dan McDonnell (2003a) mengidentifikasi unit riparian dan hillslope sebagai kontributor utama terhadap aliran DAS di DAS Maimai New Zealand. Kontribusi riparian cukup besar pada saat kejadian hujan kecil dan pada kondisi awal pada hujan besar, sementara kontribusi lereng terbesar terjadi selama debit puncak pada kejadian hujan yang besar. Hasil penelitian Hangen et al (2001) di DAS kecil di Black Forest di wilayah Jerman menunjukkan bahwa reservoir di riparian dan lereng merupakan regulator dari aliran. Penelitian ini menyajikan 3 langkah model proses limpasan yaitu: aliran permukaan, air tanah, dan airbumi (groundwater) di riparian, dan interflow di lereng yang semuanya merupakan kontribusi utama aliran di dalam DAS. Bernal et al (2006) mengemukakan bahwa kimia aliran tidak dapat dijelaskan oleh end member selama musim kemarau. End member menggambarkan karakteristik air yang teridentifikasi dari unit hidrologi atau geologi yang berbeda. Inamdar dan Mitchell (2007) menggunakan beberapa prosedur analisis seperti hydrometric, geochemical, dan landscape untuk mengkarakterisasi sumber limpasan dan pengaruh topografi terhadap respon hidrologi. Identifikasi terhadap throughfall, debit airbumi di lereng, dan air di riparian dilakukan dengan menggunakan End Member Mixing Analysis (EMMA). Hasil penelitian menunjukkan bahwa kontribusi dari rembesan airbumi tertinggi terdapat selama terjadinya baseflow, sedangkan kontribusi dari throughfall meningkat pada saat terjadi peningkatan hidrograf, sementara jumlah air riparian paling besar terjadi pada saat atau setelah mencapai debit puncak. Mulholland dan Hill (1997) menggunakan pendekatan end member mixing untuk mengevaluasi pentingnya proses biogeokimia dalam aliran di DAS 17 untuk mengontrol konsentrasi hara di DAS Walker Branch. Hasil penelitian lain menunjukkan bahwa Ca2+ dan SO42- dapat digunakan sebagai perunut konservatif dalam analisis end member mixing untuk mencirikan jalur aliran air dominan di dalam DAS (Mulholland 1993). Ca2+ dan SO42- tergolong kedalam perunut lingkungan (alami) yang dapat dipergunakan untuk menentukan input airbumi terhadap aliran selama terjadi periode aliran tinggi maupun rendah. Perunut lingkungan dapat terjadi secara alami atau dilepas kedalam suatu lingkungan karena adanya aktivitas manusia. Yang termasuk kedalam perunut lingkungan yaitu: 1) parameter lapang seperti electrical conductivity atau pH, 2) ion utama seperti kalsium, magnesium, natrium, chlor, dan bikarbonat, 3) isotop stabil seperti oxygen-18 (18O) and deuterium (2H), 4) isotop radioaktif seperti tritium (3H) and radon (222Rn), 5) unsur kimia dalam industri seperti chlorofluorocarbons (CFC) and sulphur hexafluoride (SF6). Beberapa penelitian telah menggunakan beberapa perunut seperti ion utama, isotop stabil dan istotop radioaktif untuk mempelajari interaksi antara airbumi dan air permukaan (Crandall et al 1999, McCarthy et al 1992, Herczeg et al 2001, Cook et al 2003, Baskaran et al 2004). Kelebihan perunut lingkungan (alami) yaitu: 1) berguna untuk mengembangkan pemahaman tentang aliran airbumi di dekat sungai dan memberikan informasi tentang evolusi airbumi, residence time, atau analisis campuran yang sulit untuk ditentukan, 2) pengukuran perunut lingkungan secara seri waktu sepanjang aliran merupakan tool berharga untuk mempelajari distribusi aliran airbumi secara spasial. Metode ini lebih cepat dan murah daripada metode fisik seperti: seepage meters atau pengamatan hidrometrik, terutama jika menggunakan parameter kimia seperti EC atau pH, 3) monitoring secara seri waktu terhadap perunut lingkungan dapat memberikan informasi perubahan flux seepage di alur air. Pengamatan hidrokimia pada umumnya dilakukan untuk melengkapi data dan analisis hidrometrik, 4) isotop stabil dan radioaktif dapat digunakan sebagai alat untuk pengamatan pendahuluan atau untuk konfirmasi hasil yang diperoleh dengan metode lain. Deuterium, oxygen-18 dan radon-222 merupakan isotop yang digunakan untuk mempelajari interaksi airbumi-air tanah. 18 Kelemahan metode perunut lingkungan yaitu: 1) mahal karena memerlukan biaya transportasi dan biaya analisis laboratorium, 2) memerlukan keahlian khusus untuk pengambilan sampel dan interpretasinya, 3) perunut seperti deuterium, oxygen18 atau tritium memerlukan waktu lama antara pengambilan sampel sampai mendapatkan hasil analisis, 4) model yang digunakan untuk mengkuantifikasi fluks seepage dari data hidrokimia memerlukan perkiraan parameter yang sulit diukur di lapangan. Separasi hidrograf secara geokimia dengan EMMA menggunakan Ca2- dan SiO2 telah dilakukan di bagian hulu DAS Kawakami, Jepang, untuk menentukan sumber aliran yang berkontribusi pada saat hujan (Subagyono 2002). Separasi hidrograf secara geokimia pada kejadian hujan 143.5 mm menunjukkan bahwa air riparian di dekat permukaan, air tanah di lereng, dan air bumi di riparian dalam, merupakan sumber utama pada saat hujan berturut-turut sebesar 45%, 35%, dan 20% dari total limpasan.‘Daerah riparian dekat permukaan’ mendominasi baseflow (87%), pada awal hujan sebesar 58%, akhir hujan sebesar 66%, dan setelah hujan sebesar 76%. ‘Daerah riparian dekat permukaan’ kurang berkontribusi antara periode puncak dan akhir hujan, dimana saat itu yang terutama berkontribusi adalah air tanah di lereng. Airbumi di riparian dalam merupakan penyusun utama zone jenuh, dan tidak pernah mendominasi pada saat kejadian hujan meskipun kontribusi meningkat selama puncak hujan 41%, dan pada akhir hujan 32%. Hasil penelitian menggunakan analisis end member mixing menunjukkan bahwa kontributor utama terhadap debit di DAS mikro Huewelerbach adalah komponen airbumi, yang kedua adalah aliran permukaan (overlandflow), dan yang terakhir adalah air tanah dangkal. Sedangkan di DAS mikro Weierbach, aliran permukaan tidak berkontribusi nyata. Airbumi hanya berkontribusi kurang dari 2%, dan lebih dari 90% total debit merupakan kontribusi dari throughfall (Krein et al 2007). Inamdar dan Mitchell (2006a) menyatakan bahwa kontribusi end member bervariasi tergantung kepada ukuran DAS dan besarnya hujan. Kontribusi riparian lebih besar pada DAS yang berukuran besar, sementara rembesan airbumi sangat 19 penting untuk DAS kecil bagian hulu. Lereng yang curam dan kelembaban di daerah lembah menunjukkan adanya air rembesan dari lereng selama kondisi terdapat aliran dasar. Kontribusi air riparian terhadap aliran sungai lebih tinggi pada kejadian hujan yang lebih besar, sementara kejadian hujan yang kecil dan antecedent moisture content (AMC) yang tinggi mengekspresikan adanya rembesan airbumi. Van Verseveld et al (2008) melakukan analisis EMMA berdasarkan Christopherson and Hooper (1992), Burns et al 2001, McHale et al (2002), James dan Roulet (2006), serta Inamdar dan Mitchell (2006b) untuk mengidentifikasi end member aliran dan air bawah permukaan secara lateral. EMMA memiliki asumsi bahwa proses pencampuran end member harus linier, dan pelarut (solute) yang digunakan harus konservatif. Untuk mengevaluasi model EMMA, konsentrasi pelarut hasil prediksi EMMA dibandingkan dengan hasil pengukuran, dan membandingkan kontribusi end member hasil perhitungan dengan data hidrometrik. Sumber aliran secara spasial juga telah diidentifikasi oleh Inamdar dan Mitchell (2006a) menggunakan silica (Si), magnesium (Mg), dan dissolved organic carbon (DOC) sebagai perunut. Silika dan magnesium dipilih sebagai perunut pada beberapa penelitian karena secara tipikal unsur ini ada bersama airbumi dalam dan air tanah dengan residence time tertentu dalam suatu DAS (McGlynn dan McDonnell 2003, Shanley et al 2002). Meskipun DOC bukan perunut konservatif, DOC telah berhasil diadopsi dalam berbagai penelitian untuk mengidentifikasi jalur aliran dan sumber limpasan (Bernal et al 2006, Brown et al 1999, McGlynn dan McDonnell 2003a). Di DAS Point Peter Brook, Inamdar dan Mitchell (2006a) menemukan konsentrasi Si paling tinggi pada airbumi riparian diikuti oleh debit airbumi dari rembesan lereng. Hasil analisis EMMA menunjukkan bahwa tiga end member yang berperan dalam sebagian besar kejadian hujan yaitu throughfall, rembesan lereng, dan airbumi dari riparian. Proporsi aliran yang berasal dari tiga end member dihitung dengan menggunakan neraca massa yang dikemukakan oleh Burns et al (2001). Sedangkan model EMMA dievaluasi dengan membandingkan konsentrasi Mg2+, Si, DOC, NO3- , Ca2+, and SO42 hasil prediksi model dengan konsentrasi aliran hasil pengamatan yang 20 diasumsikan bercampur secara konservatif (Inamdar and Mitchell 2006b). Nilai R2 antara konsentrasi prediksi EMMA dengan hasil pengukuran berkisar antara 0.79 dan 0.99, menunjukkan bahwa tiga komponen terpilih berdasarkan EMMA merupakan prediktor konsentrasi pelarut yang kuat. Model EMMA juga menunjukkan bahwa kontribusi airbumi riparian paling tinggi terjadi setelah puncak debit dan selama kurva resesi. 2.4 Model Konseptual Aliran Permukaan dalam Skala DAS Penelitian di DAS Maimai dan penelitian lain sampai awal tahun 1990-an menghasilkan kesepakatan umum yaitu: 1) pre-event water (soil water) yang disimpan di dalam DAS sebelum kejadian hujan merupakan kontributor dominan terhadap aliran di sungai, rata-rata mencapai 75% (Buttle 1994), 2) aliran preferensial secara vertikal (sering juga secara lateral) merupakan fenomena yang ada di dalam tanah secara alami, terutama di DAS yang curam, 3) perlu menggabungkan pengamatan hidrometrik, kimia, dan isotop dalam satu penelitian untuk mengatasi perbedaan persepsi tentang model perseptual subsurface stormflow ataupun mekanisme aliran/limpasan yang lain. Berdasarkan pengamatan perunut hidrokimia, beberapa penelitian telah berhasil menyusun model konseptual proses limpasan untuk menjelaskan pola kontribusi ketiga end member secara temporal (Wheater et al 1990, Jenkins et al 1994, dan Soulsby et al 1998, Inamdar dan Mitchell 2007). Inamdar dan Mitchell (2007) menyusun model konseptual proses aliran air untuk menjelaskan pola kontribusi ketiga end member secara temporal melalui tiga langkah (stage). Pada tahap pertama yaitu kondisi baseflow ternyata area jenuh pada riparian di lembah mendapat recharge dari rembesan (seepage) air bumi (deep groundwater). Gradient hidraulik rembesan air bumi lebih besar daripada gradient rembesan di riparian/area lahan basah, terutama untuk DAS wilayah hulu. Meskipun demikian beberapa resapan air bumi seperti recharge area riparian di daerah lembah sebagian besar dialirkan ke sungai. Kontribusi air riparian terhadap aliran sungai ternyata cukup tinggi pada DAS yang lebih luas yang memiliki reservoir riparian lebih besar. Selanjutnya pada tahap 21 kedua merupakan peningkatan kurva hidrograf. Pada tahap ini terjadi peningkatan hidrograf yang tajam dengan adanya peningkatan kontribusi throughfall. Throughfall masuk melalui area jenuh di permukaan dan dialirkan ke jaringan drainase (drainage network) sebagai saturation excess runoff. Kontribusi airbumi riparian juga meningkat karena adanya: a) penggantian air riparian dengan throughfall dan presipitasi, b) Percampuran dan pengangkutan air throughfall kedalam aliran permukaan jenuh (saturation overland flow), c) Penggantian airbumi riparian oleh input dari interflow di lereng. Pada tahap terakhir adalah puncak debit dan kurva penurunan. Pada tahap ini kontribusi air riparian terhadap aliran sungai mencapai puncak karena adanya gradient hidraulik dan flux air di lereng, dan pada akhir kurva resesi kontribusi riparian dan dan throughfall menyusut. Van Verseveld et al (2008), Frey et al (2007), Joerin et al (2002), dan Burns et al (2001) menunjukkan bahwa secara eksplisit terdapat kaitan antara faktor internal dalam DAS (tanah dan larutan unsur kimia) dengan pengamatan kimia aliran/stream chemistry. Pada umumnya terdapat keragaman konsentrasi larutan di outlet berdasarkan pengukuran dibandingkan perhitungan berdasarkan model. Model konseptual hubungan proses aliran air dengan ketersediaan air dalam DAS hanya mencakup proses di dalam DAS yang mempengaruhi kimia aliran atau yang memberi pertanda kimia dalam aliran. 23 III BAHAN DAN METODE 3.1 Waktu dan Tempat Penelitian Penelitian lapang dilakukan pada bulan Mei 2008 sampai April 2010 di DAS mikro Cakardipa, sub DAS Cisukabirus, mencakup areal seluas 60 ha yang merupakan bagian dari DAS Ciliwung Hulu dengan elevasi antara 300 m sampai 3.000 m dpl. Di wilayah DAS Ciliwung Hulu terdapat 7 Sub DAS, yaitu: Tugu, Cisarua, Cibogo, Cisukabirus, Ciesek, Ciseuseupan, dan Katulampa. Analisis tanah dan air dilakukan di Balai Penelitian Tanah, sedangkan analisis data dan pemetaan dilakukan di Balai Penelitian Agroklimat dan Hidrologi. 3.2 Bahan dan Alat Bahan-bahan dan peralatan yang dipergunakan dalam penelitian ini yaitu: o Peta rupabumi skala 1:25.000, peta geologi skala 1:100.000, peta geohidrologi skala 1:250.000 o Data iklim harian mencakup: curah hujan, dan evapotranspirasi 10 tahun terakhir; o Data hidrologi mencakup data tinggi muka air (debit) o Data tanah: sifat fisik, kimia, dan mineral tanah o Alat pengukur penetapan kedalaman air tanah, piezometer, tensiometer, suction sampler (pompa pengambil air tanah dan air bumi) o Botol untuk pengambilan conto air tanah, airbumi, air hujan, air sungai, aliran permukaan, dan air dari saluran/sistem drainase o Ring sampel, GPS (Global Positioning System); AWLR(Automatic Water Level Recorder); AWS (Automatic Weather Station) dan Current meter, bor tanah. o Seperangkat komputer, plotter, dan digitizer; software Arc-GIS versi 8. 3.3 Metode Penelitian 3.3.1 Karakterisasi Biofisik Wilayah Penelitian Kegiatan yang dilakukan untuk karakterisasi wilayah penelitian, yaitu: 24 1. Penyusunan peta satuan lahan. Peta satuan lahan disusun dengan meIakukan tumpang tindih (overlay) beberapa peta tematik yaitu: peta topografi, peta jenis tanah, peta penggunaan lahan, dan peta geologi, 2. Identifikasi sumberdaya tanah. Identifikasi sumberdaya tanah dilakukan untuk mengamati karakteristik tanah melalui pembuatan profil tanah antara lain: bahan induk tanah, bentuk wilayah, lereng, drainase, solum tanah, horison dan ketebalan horison, warna, tekstur, keadaan batuan, dan pH tanah. Pengambilan contoh tanah dilakukan di lereng dan diambil pada setiap lapisan untuk analisis laboratorium. Analisis laboratorium dilakukan untuk mengetahui karakteristik tanah yang tidak dapat diamati di lapangan dan mengkuantifikasi data lapang antara lain: mineral tanah, tekstur (pasir,debu dan liat), pH , bahan organik (C total dan N total), P2O5 dan K2O dalam bentuk total dan tersedia, kapasitas tukar kation, nilai tukar kation (Ca2+, Mg 2+ , K+ dan Na+). Pengambilan conto tanah dengan ring sample untuk analisis fisika meliputi: pF, porositas tanah dan distribusi pori, bobot isi (bulk density), dan konduktivitas hidraulik, 3. Pengumpulan data curah hujan. Data curah hujan diambil dari stasiun hujan Citeko untuk mengetahui karakteristik hujan jangka panjang, sedangkan untuk melihat fluktuasi curah hujan di DAS mikro Cakardipa telah dipasang alat pengukur hujan otomatis (ARR: Automatic Rainfall Recorder) tipe HOBO. 4. Pengamatan karakteristik hidrologi. Untuk mempelajari karakteristik aliran DAS Mikro Cakardipa telah dilakukan pemasangan alat pengukur tinggi muka air otomatis (Automatic Water Level Recorder, AWLR). 3.3.2 Instalasi Bendung Penduga Debit (Pengamatan Hidrometrik) di DAS Mikro Cakardipa Untuk mempelajari karakteristik aliran DAS Mikro Cakardipa telah dilakukan instalasi alat pengukur tinggi muka air otomatis (Automatic Water Level Recorder, AWLR) tipe pelampung. AWLR tipe pelampung (Gambar 3) merekam data tinggi muka air berdasarkan perubahan ketinggian pelampung yang mengapung pada permukaan air dan terhubung dengan sensor AWLR berdasarkan prinsip kerja katrol. 25 Pelampung tersimpan dalam sumur yang berhubungan dengan dasar sungai melalui prinsip bejana berhubungan. Data tinggi muka air yang terekam oleh AWLR belum memberikan informasi berguna dalam mempelajari karakteristik hidrologis aliran. Data tinggi muka air tersebut perlu ditransformasi menjadi data debit menggunakan persamaan kurva lengkung debit (rating curve). Kurva lengkung debit ditetapkan berdasarkan rumus bangunan bendung penduga debit (weir) yang berbentuk persegi panjang. Persamaan lengkung debit pada bangunan weir berbentuk persegi panjang dapat disusun berdasarkan persamaan sebagai berikut : Q C * L * H 1,5 * 2.g .......................................................................... (1) dengan: Q C L H g : debit (m3 s-1) : koefisien weir (0,35) : lebar mulut weir (m) : tinggi muka air pada weir (m) : percepatan gravitasi bumi 9,8 m s-2 Untuk weir DAS Mikro Cakardipa, persamaan kurva lengkung debitnya adalah sebagai berikut: Ketinggian muka air < 29 cm, maka Q = 0,35x0,9xH1,5 x(2x9,8)0,5.....................................................................(2) Ketinggian muka air > 29 cm, maka Q = 0,35x0,39x(0,29)1,5 x(2x9,8)0,5+ 0,35x1,98x(H-0,29)1,5 x(2x9,8)0,5....(3) Untuk mempelajari karakteristik hujan sesaat telah dilakukan instalasi pengamat hujan otomatis (ARR: Automatic Rainwater Recorder) tipe HOBO. Alat ini terdiri dari sensor hujan tipe typing bucket (timbangan), serta sistem perekaman data menggunakan data logger. Alat ini dapat mencatat intensitas hujan dengan interval pengamatan hingga beberapa detik. Dalam penelitian ini, data diolah dalam interval waktu 5 menit. 26 ARR tipe HOBO AWLR tipe pelampung Gambar 3 ARR tipe HOBO, Bangunan Bendung Penduga Debit (weir), dan AWLR Tipe Pelampung pada Titik Keluaran DAS Mikro Cakardipa. 3.3.3 Pengamatan Kedalaman Tanah dan Batuan Pengamatan kedalaman tanah dan batuan (bedrock) diperlukan sebagai dasar dalam menentukan kedalaman pemasangan jaringan peralatan pengamat hidrometrik dan hidrokimia (piezometer, tensiometer, dan suction sampler). Untuk menentukan kedalaman batuan dilakukan pengeboran tanah pada setiap kedalaman 50 cm sampai 1 meter untuk melihat karakteristik dari tanah dan batuannya. Pengeboran dilakukan dengan menggunakan bor tangan yang memiliki diameter 1,25 dan 3,0 inchi. Alat ini terdiri dari mata bor dari bahan baja yang dihubungkan dengan pipa yang memiliki panjang 0,5 m dan 3 m serta besi pemutar. Ilustrasi bor tangan disajikan pada Gambar 4, dengan cara kerja sebagai berikut: 1. Bor diameter 1,5 inchi dengan panjang mata bor 1,0 m dihubungkan dengan pegangan atau tangkai. Untuk pengamatan lapisan tanah yang lebih dalam diperlukan sambungan pipa lain. 2. Bor dimasukan ke dalam tanah dengan cara ditekan dan disentakan secara berulang oleh tenaga manusia sehingga mata bor masuk ke dalam tanah sampai 27 kedalaman tertentu dan tanah hasil pengeboran tersebut masuk ke dalam lubang bor. 3. Bor diangkat pada setiap kedalaman 50 cm sampai 100 cm. Material (tanah dan batuan) yang terdapat dalam mata bor dikeluarkan, kemudian diamati karakteristiknya (warna, kekerasan/kekompakan, dan tekstur). 4. Pada saat alat pengeboran sudah tidak mampu menembus batuan yang ada di dalam tanah, kondisi ini dianggap sebagai kedalaman batuan (bedrock). Ilustrasi kegiatan lapang pada saat pengamatan kedalaman tanah dan batuan disajikan pada Gambar 5. Gambar 4 Bor manual terbuat dari pipa besi baja yang dipergunakan untuk mengetahui kedalaman tanah dan batuan 28 Gambar 5 Pengeboran tanah untuk menentukan kedalaman batuan (bedrock) di DAS Mikro Cakardipa, Sub DAS Cisukabirus, DAS Ciliwung Hulu. Pengeboran dilakukan sebanyak 10 titik yaitu 5 titik pengamatan (L1 – L5) di lereng arah timur dan 5 titik di lereng arah barat (L6 –L10). Dari hasil pengamatan diketahui bahwa pada lereng bagian atas (punggung lereng) memiliki lapisan bedrock yang lebih dalam dibandingkan dengan lereng di bagian bawah (lembah). Karakteristik kedalaman tanah dan batuannya disajikan pada Tabel Lampiran 1-10. 3.3.4 Pemasangan Peralatan Pengamatan Hidrokimia Dari 10 titik pengamatan kedalaman bedrock telah dilakukan pemasangan jaringan pengamatan hidrokimia berupa piezometer, tensiometer, dan suction sampler di 9 titik pengamatan. Pemasangan peralatan dilakukan pada suatu transek yang ditetapkan sesuai dengan jalur aliran air di lahan kering berlereng (hillslope) masingmasing sebanyak 5 titik pada lereng arah timur dan 4 titik pada lereng arah barat dari sungai di DAS mikro Cakardipa. Pemasangan alat pengamatan hidrokimia secara spasial disajikan pada Gambar 6, sedangkan secara vertikal disajikan pada Gambar 7. Jaringan alat pengamatan hidrokimia seluruhnya berjumlah 62 buah, terdiri dari 22 tensiometer, 16 piezometer, dan 24 suction sampler yang dipasang pada berbagai kedalaman. Tensiometer dipergunakan untuk mengukur potensial air tanah, piezometer digunakan untuk mengukur kedalaman muka air tanah dan pengambilan 29 conto airbumi, sedangkan suction sampler dipergunakan untuk menyedot sampel air tanah. Prototipe tensiometer dan suction sampler yang digunakan pada penelitian ini disajikan pada Gambar 8, dan distribusi kedalaman pemasangan peralatan pengamatan hidrokimia disajikan pada Tabel 1. Gambar 6 Lokasi Pengamatan Batuan dan Pemasangan Jaringan Pengamatan Hidrokimia secara Spasial di DAS Mikro Cakardipa, Sub DAS Cisukabirus. 3.3.5 Penentuan Arah Aliran secara Vertikal dan Lateral Jalur aliran ditentukan di wilayah lereng atas, tengah, dan bawah sampai ke jalur sungai. Jalur aliran bawah permukaan ditetapkan berdasarkan garis equipotensial yang menggambarkan titik-titik yang memiliki potensial air yang sama. Arah aliran bawah permukaan secara vertikal dan lateral ditentukan berdasarkan perbedaan (gradient) tinggi hidrolik airbumi antara dua titik pengamatan 30 pada kedalaman yang berbeda di areal lereng tengah dan bawah. Menurut Subagyono dan Tanaka (2007), gradien tinggi hidrolik secara vertikal (∂Η/∂z) dihitung berdasarkan persamaan berikut: ∂H/∂z = (H2-H1)/(z2-z1)................................................................(4) Dengan : H1 dan H2 adalah tinggi hidrolik pada kedalaman terendah (0,25 m) dan tertinggi (9 m), dan z1 and z2 adalah ketinggian tempat titik pengamatan. Sedangkan gradien tinggi hidrolik secara lateral (∂Η/∂z) dihitung berdasarkan persamaan berikut: ∂H/∂z = (Hb-Ha)/(zb-za)............................................................... (5) Dengan : Ha dan Hb tinggi hidrolik pada titik pengamatan L4 dan L5, sedangkan za dan zb adalah ketinggian tempat pada titik pengamatan L4 dan L5 31 Keterangan: L1, L2, L8,L9 : terdiri dari tensiometer dan suction sampler L3, L4, L5, L6, L7 : terdiri dari tensiometer, piezometer, dan suction sampler Gambar 7 Skema Pemasangan Jaringan Pengamatan Hidrokimia di Lereng sebelah Barat dan Timur DAS mikro Cakardipa, Sub DAS Cisukabirus, DAS Ciliwung Hulu 32 A. B. C. Gambar 8 Peralatan Tensiometer (A), Suction Sampler (B), dan Piezometer (C) yang dipergunakan pada Penelitian ini 33 Tabel 1 Distribusi peralatan pengamatan hidrometrik dan hidrokimia Piezometer Tensiometer Suction Sampler Kedalaman (cm) 25 50 100 150 200 250 300 400 25 50 100 150 200 250 300 350 400 550 650 900 25 50 100 150 200 250 300 350 400 550 650 900 L1 L2 L3 L4 L5 Alur sungai v v v v v L6 L7 v v v v v v v v v v v v v v v v v L9 v v v L8 v v v v v v v v v v v v v v v v v v v v v v v v v v v v v v v v v v v v v v v v v v v Keterangan: L1 –L9 adalah lokasi pemasangan alat 3.3.6 Pengambilan Conto Air Pengambilan conto air dilakukan pada 25 episode hujan (storm event) selama musim hujan dan periode pengambilan satu bulan sekali selama 11 bulan yaitu dari bulan Juni 2009 sampai dengan April 2010. Pengambilan sampel air dilakukan dengan menggunakan suction sampler, kemudian dimasukkan kedalam botol. Pengambilan conto air meliputi air tanah dan airbumi (groundwater) (diambil dari jaringan peralatan pengamatan hidrokimia), air hujan dari ombrometer, air permukaan dari Chin-Ong meter, dan air dari saluran drainase. Selain itu juga diambil sampel air 34 sungai di bagian hulu, tengah, dan hilirnya. Analisis air dilakukan terhadap kandungan unsur: Kalium (K+), Natrium (Na+), Kalsium (Ca2+), Magnesium (Mg2+), Alumunium (Al3+), Besi (Fe3+), Silikat (SiO2), Sulfat (SO42-), Posfat (PO42-), Nitrit (NO3-1), Klorium (Cl-1), dan Bikarbonat (HCO3-). Anion ditentukan dengan ion chromatography, sedangkan kation dengan Atomic Absorption Spectrophotometry (AAS). Selain itu dilakukan pengukuran pH dan Electrical Conducivity (EC). Rangkuman jumlah sampel dan metode pengambilannya disajikan pada Tabel 2. Tabel 2. Jumlah sampel air dan metode pengambilannya No. Jenis sampel 1. Air tanah Metode pengambilan sampel Suction sampler 2. Airbumi Piezometer 3. Air sungai Manual 4. Air hujan Ombrometer 5. Aliran permukaan Air saluran Chin-Ong meter 6. Total Manual Jumlah Frekuensi lokasi sampling Bulanan dan setiap 24 kejadian hujan Bulanan dan setiap 16 kejadian hujan Bulanan dan setiap 3 kejadian hujan Pada saat kejadian 1 hujan Pada saat kejadian 1 hujan Bulanan dan setiap 1 kejadian hujan 46 Total sampel 193 412 87 16 140 26 874 3.3.7 End-member mixing analysis (EMMA) dan Separasi Hidrograf Separasi hidrograf secara geokimia digunakan untuk memisahkan komponen limpasan pada saat terjadi hujan. Karena kimia air sungai merupakan campuran dari berbagai input sumber limpasan/aliran air (sources area), maka identifikasi potensial sumber limpasan yang berkontribusi terhadap kimia air sungai sangat penting. Hal ini memerlukan model campuran (mixing model) (Genereux dan Hooper, 1998). EMMA digunakan untuk menganalisis tiga komponen kimia air (sumber limpasan) yang paling dominan mempengaruhi kimia air sungai. Tiga komponen kimia air tersebut 35 bersifat konservatif (mengikuti hukum kekekalan masa). Proporsi ketiga komponen air tersebut selanjutnya digunakan untuk menghitung proporsi aliran melalui separasi hidrograf. Pertimbangan untuk menggunakan pendekatan ini adalah bahwa seluruh komponen sumber air diasumsikan bercampur secara konservatif sesuai kondisi DAS Ciliwung. Percampuran sifat kimia air secara konservatif terjadi karena komponen kimia air dari sumber limpasan mengalir mengikuti pergerakan air. Kimia air sungai merupakan turunan dari kimia air masing-masing komponen sumber limpasan yang mengalir ke sungai, dengan prinsip bahwa air dapat membawa unsur atau komponen kimia air dari masing-masing sumber limpasan tersebut. EMMA dilakukan sesuai dengan prosedur yang telah digunakan oleh Hooper (2001) and Christophersen dan Hooper (1992) serta Burns et al (2001) sebagai berikut: (1) Menyusun data set air bumi (groundwater), air tanah (soil water), air hujan, dan air sungai yang diukur pada periode hujan tertentu di DAS mikro Cakardipa. Dari unsur yang dianalisis yaitu: K+, Na+, Ca2+, Mg2+, Fe3+, Al3+, SiO2, SO42, PO43-, NO3-, Cl-, dan HCO3- sejumlah 874 contoh, terdapat 9 unsur terpilih yaitu: K+, Na+, Ca2+, Mg2+, SiO2, SO42-, NO3-, Cl-, dan HCO3- sebanyak 497 set data. Set data diberi simbol X yang menggambarkan matriks berukuran n x p (terdiri dari n contoh dan p pelarut/unsur terpilih). (2) Normalisasi data dengan cara membagi (masing-masing data hasil pengamatan dikurangi masing-masing data rata-rata seluruh pengamatan) dengan standar deviasi masing-masing pelarut. Matriks X dinormalkan dengan cara membagi (masing-masing data hasil pengamatan dikurangi masing-masing data rata-rata seluruh pengamatan) dengan standar deviasi masing-masing pelarut. Matriks yang sudah dinormalkan diberi simbol X*. Jika j merupakan rata-rata pengamatan dari masing-masing pelarut dan sj merupakan standar deviasinya, maka nilai setiap elemen dari matrik yang dinormalkan adalah: xij*=( xij - j )/ sj ....................................................................................(6) (3) Melakukan analisis statistik multivariate dengan menggunakan proyeksi ortogonal dari matrik nilai yang sudah dinormalkan ke dalam mixing subspace (plot kimia air sungai) 36 Metode analisis multivariate dengan analisis komponen utama (PCA: Principal Component Analysis) telah digunakan secara luas untuk menganalisis multidimensi data. Pada penelitian ini analisis komponen utama dilakukan terhadap data kimia air terpilih seperti pada point (1) dari beberapa source area. Eigenvectors matriks korelasi diperoleh dengan menggunakan program Minitab Release 14. Nilai air sungai terproyeksi diperoleh dengan menggandakan eigenvectors dengan nilai pelarut terstandarisasi. Nilai air sungai terproyeksi ini akan diplotkan di dalam dimensi sub ruang (plot kimia air). Proyeksi orthogonal dari matriks X* dapat diketahui melalui persamaan : * = X*Vt(VVt)-1V...........................................................................(7) * dapat di normalkan kembali dengan menggandakan kembali dengan standar deviasi dari masing-masing pelarut ditambah dengan rata-ratanya sehingga menjadi . Masing-masing elemen dari matrik ini adalah ij = ij * . sj + j ......................................................................................(8) Residu antara nilai pelarut terproyeksi dengan data asli diplot terhadap konsentrasi unsur yang dimonitor melalui persamaan: E= – X...............................................................................................(9) Untuk mengetahui fit data digunakan juga bias relatif/relative bias (RB) dan relative root mean square error (RRMSE). Bias relatif untuk setiap pelarut (solute) ke j ditentukan melalui persamaan berikut: ...................................................................................(10) Sedangkan RRMSE untuk pelarut ke j ditentukan melalui persamaan berikut: ................................................................................(11) (4) Untuk menguji bahwa kimia air dari sumber air yang menuju sungai menyebar di dalam plot kimia air sungai, data kimia air bumi,air tanah, dan air hujan diproyeksikan ke dalam mixing subspace (kimia air sungai) 37 (5) Data kimia air yang diprediksi dengan EMMA dibandingkan dengan konsentrasi terukur pada saat pengamatan selama hujan tertentu menggunakan regresi linear Kontribusi setiap sumber air selama proses limpasan yang diprediksi menggunakan EMMA kemudian dihitung menggunakan metode kesetimbangan massa untuk air dan total unsur (larutan) sesuai dengan formula sebagai berikut (Hinton et al 1994): Q1 QT cT c1 c2 C3 c2 C3 C2 C2 C2 C2 CT c 2 c 3 ……………………….....(12) C1 c2 c3 Q2 QT cT c2 c1 C 3 c1 C 3 C1 C1 C1 C1 CT c1 c 3 C 2 c1 c 3 ………………………....(13) Kemudian, Q3 dihitung sebagai berikut: Q3 QT cT c3 c2 C1 c2 C1 C2 C2 C2 C2 CT c 2 c1 ……………………….....(14) C 3 c 2 c1 Dengan Q adalah debit, c adalah konsentrasi unsur 1 dan C adalah konsentrasi unsur 2, serta 1, 2, 3, dan T berturut-turut adalah aliran masuk ke sungai dari source area (sumber aliran) 1, source area 2; source area 3, dan T adalah kombinasi total aliran keluar (total outflow). 3.3.8 Keragaman Unsur Hidrokimia Secara Spasial dan Temporal Keragaman unsur hidrokimia secara spasial ditentukan dengan menghitung standar deviasi dan koefisien keragaman. Sedangkan analisis data berdasarkan seri waktu (time series) digunakan untuk mengetahui keragaman unsur hidrokimia secara temporal. Untuk mempelajari proses hidrologi dan hidrokimia yang dapat berubah secara temporal, dapat digunakan analisis autokorelasi dengan menggunakan metode Hann (1985) sebagai berikut: 38 ฀(τ) = Cov (X(t) , (X(t+ τ))/Var (X(t))................................................................(15) ฀(τ) adalah fungsi autokorelasi, Cov (X(t)), X(t+τ) adalah autocovarian, dan Var X(t) adalah keragaman. Covarian ditentukan dengan menggunakan persamaan 14, sedangkan keragaman ditetapkan melalui persamaan 15, sebagai berikut: ___ _____ Cov (X(t), X(t+τ)) = Σ (Xi(t) - X(t))(Xi(t+τ) - X(t + τ))/m.........................(16) m j=1 k __ Var (X(t)) = Σ (Xi - X)2ni/(n – 1).................................................................(17) i=1 ____ X(t) merepresentasikan proses stokastik, X rata-rata data, k jumlah kelompok data, dan n adalah jumlah data pengamatan. Fungsi autokorelasi dihitung menggunakan program SPSS for windows release 16.0. 3.3.9 Analisis Konsentrasi dengan Debit (Discharge) Untuk mengkuantifikasi hubungan antara proses hidrologi dan hidrokimia yang terjadi selama kejadian hujan, C-Q diagram yang pernah didemonstrasikan oleh Evans dan Davies (1998) dan Evans et al (1999) dipergunakan dalam penelitian ini. Konsentrasi unsur K+, Na+, Ca2+, Mg2+, SiO2, SO42-, NO3-, Cl-, dan HCO3- sebagai unsur terpilih diplot terhadap debit (discharge). Plot data tersebut dikombinasikan dengan plot data debit observasi secara temporal dan variasi unsurnya. Model histeresis Evans dan Davies (1998) digunakan untuk menguji hubungan antara komponen sumber aliran (model 3 komponen campuran/the three component mixing model) yang ditetapkan melalui separasi hidrograf dan sifat kimia airnya. Histeresis C-Q digunakan untuk menentukan tingkat pencucian (flushing) unsur. Tiga kriteria digunakan dalam model tersebut untuk mengkarakterisasi tipe histeresis, yaitu: (a) pola rotasi (clockwise/anticlockwise), (b) bentuk kurva (convex/concave), dan (c) kecenderungan/trend (positif/negatif) dan ini digunakan untuk menentukan ranking dari komponen runoff (Tabel 3). 39 Tabel 3 Diagnosa penetapan ranking model tiga komponen runoff Tipe Arah rotasi Bentuk kurva Trend Ranking komponen runoff C1 Searah jarum jam Cembung N/A CKomp1>CKomp2 >CKomp3 C2 Searah jarum jam Cekung Positive CKomp1>CKomp3>CKomp2 C3 Searah jarum jam Cekung Negative CKomp2 >CKomp1 >CKomp3 A1 Berlawanan jarum jam Cembung N/A CKomp3 >CKomp2 >CKomp1 A2 Berlawanan jarum jam Cekung Positive CKomp3 >CKomp1 >CKomp2 A3 Berlawanan jarum jam Cekung Negative CKomp2 >CKomp3 >CKomp1 Sumber: Evans dan Davies (1998) 3.3.10 Menyusun Model Konseptual Hubungan Proses Aliran Permukaan dengan Ketersediaan Air Konsep hubungan proses limpasan dengan ketersediaan air memiliki beberapa karakteristik, yaitu: (1) Secara eksplisit terdapat kaitan antara faktor internal dalam DAS (tanah dan larutan unsur kimia) dengan pengamatan kimia aliran/stream chemistry, (2) Keragaman konsentrasi pelarut di outlet berdasarkan pengukuran mungkin meningkat dibandingkan berdasarkan model. Pengukuran berdasarkan hidrometrik juga akan menunjukkan perbedaaan dibandingkan dengan end member, (3) Hanya mencakup proses di dalam DAS yang mempengaruhi kimia dalam aliran di outlet. Dengan demikian hanya membangun model yang berisi informasi yang memberi pertanda kimia dalam aliran. Model konseptual diharapkan dapat memberikan informasi, antara lain: (1) source (sumber limpasan) mana yang berkontribusi paling besar terhadap aliran sungai, (2) di wilayah mana (lereng atau riparian atau lainnya) solute mixing paling intensif terjadi?, (3) di wilayah mana respon aliran akan lebih lambat atau lebih cepat?, (4) di wilayah mana pencucian hara paling banyak/sedikit terjadi? 41 IV KEADAAN UMUM WILAYAH PENELITIAN 4.1 Karakteristik Sumber Daya Tanah DAS Mikro Cakardipa Studi kasus penelitian proses limpasan dilakukan di DAS mikro Cakardipa, Sub DAS Cisukabirus, DAS Ciliwung Hulu, Jawa Barat. DAS mikro Cakardipa meliputi areal seluas 60.8 ha terdiri dari 3 kampung yaitu kampung Bojong Keji, Lemah Neundeut, dan Lemah Neundeut Peuntas. Secara administratif termasuk ke dalam Desa Sukagalih, Kecamatan Megamendung, Kabupaten Bogor. Identifikasi sumberdaya tanah dilakukan dengan mengamati karakteristik tanah melalui pembuatan profil tanah, minipit, dan pengeboran. Identifikasi sumberdaya tanah dilakukan untuk mengamati bentuk wilayah, lereng, drainase, solum tanah, bahan induk tanah, ketebalan horison, warna, tekstur, keadaan batuan, dan pH tanah. Berdasarkan hasil pengamatan lapang dan laboratorium, DAS mikro Cakardipa memiliki 10 satuan lahan yang terdiri dari 2 satuan lahan alluvium dan 8 satuan lahan dari bahan volkan. Pada Gambar 9 dapat dilihat bahwa satuan lahan alluvium terdiri dari satuan lahan 4 dan 6, masing-masing merupakan jalur aliran sungai kecil dan dataran aluvial. Satuan lahan 4 mempunyai sifat datar memanjang mengikuti jalur aliran anak sungai Cakardipa, memiliki luas 3,63 ha atau 5,98% dari total luas DAS mikro Cakardipa. Tanah berkembang dari bahan induk endapan aluvial berupa pasir, debu, liat, dan kerikil. Pada jalur aliran bagian bawah mempunyai drainase agak terhambat sampai terhambat; kedalaman tanahnya dalam, berlapis-lapis karena adanya proses pengendapan yang berangsur; mempunyai warna kelabu karena proses reduksi yang disebabkan oleh kondisi jenuh air yang cukup lama pada setiap tahunnya; tekstur sedang dan bagian bawahnya berkerikil atau berbatu; reaksi tanah agak masam; diklasifikasikan sebagai Fluvaquentic Endoaquepts. Sedangkan pada jalur aliran bagian hulu, mempunyai tanah berlapis; drainase sedang; ketebalan tanahnya dalam; tekstur sedang; di bagian bawah berkerikil; warna coklat sampai coklat kekuningan; reaksi tanah masam sampai agak masam; diklasifikasikan sebagai Fluventic Dystrudepts. 42 Satuan lahan 6 berupa dataran aluvial, merupakan pertemuan antara anak sungai Cakardipa dengan sungai Cisukabirus. Satuan lahan ini sangat sempit hanya meliputi areal 0,39 ha atau 0,64% dari total luas DAS mikro Cakardipa. Tanahnya mempunyai drainase agak terhambat; ketebalan tanah dalam; berlapis; warna kelabu; tekstur sedang; dan bagian bawahnya berkerikil atau berbatu; reaksi tanah agak masam; diklasifikasikan sebagai Fluvaquentic Endoaquepts. Tanah yang berkembang dari bahan volkan dibedakan ke dalam 8 satuan lahan berdasarkan bentuk wilayah, posisi dan tingkat kemiringan lereng, serta penggunaan lahan. Satuan lahan 22 dan 23 terdapat pada satuan fisiografi aliran lahar dan lava berupa lungur volkan dengan bentuk wilayah berbukit memanjang. Kedua satuan lahan ini terdapat di bagian punggung dengan lereng berturut-turut agak melandai 38% dan melandai 8-15%. Tanahnya berkembang dari bahan induk endapan lahar; drainase sedang sampai baik; solum tanah dalam sampai sangat dalam; warna coklat sampai coklat kekuningan; tekstur lempung berdebu sampai lempung; struktur lemah sedang gumpal; BD ringan; reaksi tanah masam; diklasifikasikan sebagai Typic Hapludands (Andosol coklat kekuningan). Satuan lahan 27, terdapat pada satuan fisiografi aliran lahar dan lava berupa lungur volkan dengan bentuk wilayah berbukit memanjang, terdapat di bagian sisi lereng dengan tingkat kemiringan curam 15-30%. Posisinya terdapat di bagian punggung di hulu DAS mikro Cakardipa (Kampung Lemah Neundeut). Tanahnya berkembang dari bahan induk endapan lahar yang diendapkan secara berangsur, membentuk tanah tertimbun (buried); drainase sedang sampai baik; solum tanah dalam; warna coklat sampai coklat kemerahan; tekstur lempung berdebu sampai lempung; struktur lemah sedang gumpal; BD ringan; reaksi tanah masam; diklasifikasikan sebagai Typic Hapludands (Andosol coklat). Satuan lahan 28 terdapat pada satuan fisiografi aliran lahar dan lava berupa lungur volkan dengan bentuk wilayah berbukit memanjang, terdapat di bagian sisi lereng dengan tingkat kemiringan terjal 30-45%. Posisinya terdapat di bagian sisi lereng terjal di Kampung Lemah Neundeut sampai Bojong Keji. Tanahnya berkembang dari bahan induk endapan lahar yang diendapkan secara berangsur; 43 drainase sedang sampai baik; solum tanah dalam, warna coklat sampai coklat kekuningan; tekstur lempung berdebu sampai lempung; struktur lemah sedang gumpal; BD ringan; reaksi tanah masam; diklasifikasikan sebagai Typic Hapludands (Andosol coklat kekuningan). Selanjutnya satuan lahan 30 terdapat pada satuan fisiografi aliran lahar dan lava berupa lungur volkan dengan bentuk wilayah berbukit memanjang terdapat di bagian punggung lereng dengan tingkat kemiringan terjal 3-8%. Posisinya terdapat di bagian punggung lungur di Kampung Lemah Neundeut sampai Bojong keji di bagian sebelah kiri jalur aliran sungai Cakardipa. Tanahnya berkembang dari bahan induk endapan lahar yang diendapkan secara berangsur; drainase agak terhambat; solum tanah dalam; warna coklat sampai coklat kekuningan, dengan karatan berwarna hitam dan coklat kemerahan; tekstur lempung berdebu sampai lempung; struktur lemah sedang gumpal; terdapat lapisan bajak pada kedalaman antara 20-30 cm setebal 5-10 cm; BD sedang; reaksi tanah masam, diklasifikasikan sebagai Aquic Dystrudepts (Andosol coklat). Satuan lahan 32 dan 34 terdapat pada satuan fisiografi aliran lahar dan lava berupa lungur volkan dengan bentuk wilayah berbukit memanjang terdapat di bagian sisi lereng dengan tingkat kemiringan melandai berturut-turut 8-15% dan 30-45%. Posisinya terdapat di bagian punggung lungur di Kampung Lemah Neundeut sampai Bojong Keji, di bagian sebelah kiri jalur aliran sungai Cakardipa. Tanahnya berkembang dari bahan induk endapan lahar yang diendapkan secara berangsur; drainase agak terhambat; solum tanah dalam; warna coklat sampai coklat kekuningan, dengan karatan berwarna hitam dan coklat kemerahan; tekstur lempung berdebu sampai lempung; struktur lemah sedang gumpal; BD 0-8-0,9; reaksi tanah masam, diklasifikasikan sebagai Aquic Dystrudepts (Andosol coklat). Yang terakhir adalah satuan lahan 35 yang terdapat pada satuan fisiografi aliran lahar dan lava berupa lungur volkan dengan bentuk wilayah berbukit kecil dengan tingkat kemiringan terjal 30-45%. Posisinya terdapat di bagian punggung lungur di Kampung Bojongkeji Desa Sukagalih di bagian sebelah kiri jalur aliran sungai Cakardipa. Tanahnya berkembang dari bahan induk endapan lahar yang diendapkan 44 secara berangsur; drainase agak terhambat; solum tanah dalam, warna coklat sampai coklat kekuningan; tekstur lempung berdebu sampai lempung; struktur lemah sedang gumpal, BD 0-8-0.9. 710800 6 22 711200 711600 712000 PETA SATUAN LAHAN DAS MIKRO CAKARDIPA SUBDAS CISUKABIRUS DAERAH ALIRAN SUNGAI (DAS) CILIWUNG HULU PROVINSI JAWA BARAT 35 6 28 712400 22 N W E 9259600 0 0.1 0.2 0.3 0.4 K ilo m e te r s 9259600 S 0.1 S ka la 1 :5 .0 0 0 2009 30 32 4 22 9259200 9259200 23 32 35 34 32 34 Legenda Umum : 9258800 9258800 28 23 27 Batas Mikro DAS Jalan 22 34 Sungai 34 9258400 9258400 Kontur Batas Satuan Lahan 710800 27 23 711200 711600 712000 712400 Gambar 9 Peta Satuan Lahan DAS Mikro Cakardipa, Sub DAS Cisukabirus, DAS Ciliwung Hulu 45 4.2 Penggunaan Lahan DAS Mikro Cakardipa DAS Mikro Cakardipa memiliki 6 jenis penggunaan lahan, dengan penggunaan lahan utama yaitu sawah dan kebun campuran. Peta penggunaan lahan disajikan pada Gambar 10. Areal hutan (H) yang mencakup luasan 0.13 ha atau 0,22 % dari total areal DAS mikro Cakardipa terdiri dari pohon kayu yang dikelola oleh Dinas Kehutanan. Penggunaan lahan kebun campuran (KC) terdapat di sebelah kanan kiri jalur aliran seluas 26,19 ha atau 43,09 % dari total areal DAS Mikro Cakardipa. Areal ini didominasi oleh tanaman tahunan seperti alpokat, nangka, sirsak, pisang, akasia, suren, dan sebagainya. KS merupakan kebun sayuran yang tidak memiliki sarana irigasi mencapai luas sekitar 3,11 ha atau 5,11% dari total areal DAS mikro Cakardipa, dengan jenis sayuran seperti: ubijalar, cabe, caisin, kacang panjang, dan wortel. Budidaya sayuran dan bunga yang dilakukan di rumah kaca atau rumah plastik (Ki) dengan luas sekitar 0,77 ha atau 1,26 % dari total areal DAS Mikro Cakardipa. Daerah pemukiman (KP) terdiri pemukiman penduduk dan pekarangan ditemukan di kampung Lemah Neundeut dan Bojong Keji seluas kurang lebih 7,20 ha atau 11,85% dari total areal DAS mikro Cakardipa. Penggunaan lahan yang dominan adalah sawah (Sw) mencakup areal seluas 23,39 ha atau 38,47% dari total areal DAS mikro Cakardipa. Sawah ini pada awalnya merupakan sawah tadah hujan, namun setelah mendapatkan irigasi suplemen dari dam parit berubah menjadi sawah irigasi pedesaan. Jenis tanaman yang diusahakan pada umumnya adalah pergiliran tanaman antara padi dengan sayuran. 4.3 Karakteristik Fisika Tanah Untuk mempelajari karakteristik fisika tanah telah diambil tanah dengan menggunakan ring sampel sampai kedalaman 80 cm. Keragaman karakteristik kadar air tanah pada beberapa kedalaman disajikan pada Gambar 11. Pada lereng arah timur dan barat, kadar air tanah dari 0 – 60 cm cenderung meningkat dan menurun kembali dengan bertambahnya kedalaman tanah (>60 cm). Kondisi kadar air tanah pada kedalaman 40 dan 60 cm baik di lereng sebelah barat maupun timur hampir sama, hal ini dapat dilihat pada kurva pF yang berhimpit. Di lereng sebelah barat pada 46 kedalaman 40 dan 60 cm kadar air berkurang dari 60,8 dan 60,4% pada pF 1 menjadi 23,3 dan 23% pada pF 4,2. Perubahan kadar air di lereng sebelah timur kedalaman 40 dan 60 cm kadar air berkurang dari 60 dan 62,6% pada pF 1, keduanya menjadi 24,2 % pada pF 4,2. Di kedua lereng tersebut perubahan kadar air terjadi secara bertahap. Hal ini menunjukkan bahwa air bergerak secara lambat dan didominasi oleh pori mikro. Menurut Subagyono (2002) air yang bergerak secara cepat adalah karena adanya dominasi pori makro. Gambar 10 Penggunaan Lahan di DAS Mikro Cakardipa, Sub DAS Cisukabirus, DAS Ciliwung Hulu, Bogor Ruang pori total cenderung menurun sampai kedalaman 60 cm, namun sedikit meningkat sampai kedalaman 80 cm (Gambar 12). Pori cepat menurun sampai 47 kedalaman 60 cm dan meningkat kembali sampai kedalaman 80 cm. Pori lambat cenderung menurun sejalan dengan bertambahnya kedalaman tanah. Lereng Sebelah Barat Lereng Sebelah Timur 4,5 4 4 3,5 3,5 3 3 2,5 2,5 pF pF 4,5 2 2 1,5 1,5 1 1 0,5 0,5 0 0 0 10 20 30 40 50 60 70 0 80 10 20 Kadar Air (% vol.) Kedalaman (cm) 20 40 30 40 50 60 70 80 Kadar Air (% vol.) 60 Kedalaman (cm) 80 20 40 60 80 Gambar 11 Kadar Air Tanah Lereng sebelah Timur dan Barat DAS mikro Cakardipa Lereng Sebelah Barat Porositas (% vol.) 0 10 20 30 40 50 60 70 80 0 20 10 20 30 40 50 60 70 80 20 Kedalaman (cm) Kedalaman (cm) Lereng Sebelah Timur Porositas (% vol.) 30 40 60 40 60 80 80 Ruang pori total Pori cepat Pori lambat Ruang pori total Pori cepat Pori lambat Gambar 12 Porositas Tanah Lereng sebelah Timur dan Barat DAS Mikro Cakardipa Pori dan distribusi ukuran pori merupakan faktor penentu dalam aliran air melalui tanah. Karena pori mikro, pori meso, dan pori makro bervariasi di dalam tanah, maka distribusi dan karakteristik pori-pori tersebut merupakan faktor utama yang mempengaruhi karakteritik aliran di dalam tanah. Evaluasi hubungan pori dan distribusi ukuran pori dan aliran air sangat penting. Aliran air di zone riparian sangat dipengaruhi oleh mikro dan mezo pori dan total porositas, sedangkan di daerah lereng 48 hanya pori mikro yang dominan (Subagyono et al 2009). Pori makro dominan perananannya di lapisan antara tanah dan batuan (soil bedrock interface) yang nyata mempengaruhi aliran. 4.4 Karakteristik Mineral Tanah Untuk mempelajari karakteristik mineral tanah dilakukan pengambilan sampel tanah sebanyak 18 titik masing-masing 9 titik yang mewakili bagian atas, tengah, dan bawah lereng sebelah barat dan timur. Mineral tanah adalah mineral yang terkandung di dalam tanah dan merupakan bahan utama penyusun tanah. Mineral dalam tanah berasal dari pelapukan fisik dan kimia dari batuan yang merupakan bahan induk tanah, rekristalisasi dari senyawa-senyawa hasil pelapukan lainnya atau pelapukan (alterasi) dari mineral primer dan sekunder yang telah ada sebelumnya. Sebagai bahan hasil pelapukan, mineral tanah mempunyai variasi dalam jumlah, ukuran, dan komposisi kimianya. Variasi tersebut ditentukan oleh beberapa hal, antara lain komposisi batuan pembentuk tanah, intensitas pelapukan yang terjadi, iklim (curah hujan), dan kondisi lingkungan. Sifat dari mineral tanah akan berpengaruh pada sifat dan karakteristik tanahnya, sehingga mineral tanah mempunyai peran yang sangat penting. Jenis mineral tanah menurut ukuran butirnya dapat dibedakan atas mineral primer (disebut juga mineral fraksi pasir) dan mineral sekunder (disebut juga mineral liat). Mineral sekunder atau mineral liat adalah mineral-mineral hasil pembentukan baru selama proses pembentukan tanah (pedogenic), walaupun ada beberapa jenis bahan induk tanah yang juga sudah mengandung mineral yang sama dengan mineral tanah (inherited). Komposisi dan struktur dari mineral sekunder ini sudah sangat berbeda dengan mineral yang terlapuk, dan ukuran butirnya tergolong halus, yaitu lebih kecil dari 2µ. Pembentukan jenis mineral sekunder sangat dipengaruhi oleh bahan induk tanah dan lingkungannya. Hasil analisis mineral liat pada lereng sebelah timur menunjukkan bahwa pada lereng atas (L1), lereng tengah (L2) dan lereng bawah (L3) berturut-turut pada kedalaman 0-120 cm, 0-66 cm, dan 0-32 cm, tanah didominasi oleh mineral haolisit 49 hidrat (Tabel 4) yang ditunjukkan oleh puncak difraksi yang berbeda pada perlakukan penjenuhan Mg, kemudian mengembang pada perlakuan penjenuhan Mg + glycerol, dan hilang pada pemanasan 5500C (Gambar Lampiran 2a-i). Mineral haolisit merupakan jenis mineral sekunder (liat) yang banyak dijumpai di Indonesia, dan merupakan mineral utama pada tanah Inceptisol dan Entisol dari bahan volkan. Pada lereng atas sebelah barat, lapisan tanah bagian atas dan tengah (L1/1, 030 cm) dan (L1/2, 30-67 cm) memiliki haolisit hidrat yang banyak ditunjukkan oleh puncak difraksi 10,01 A dan 4,42 A, sedangkan lapisan bawah (L1/3, 67-93) didominasi mineral haolisit hidrat, dan mengandung meta haolisit dalam jumlah sedikit yang ditunjukkan oleh puncak difraksi 7.73 A dan 3,60 A. Pada lereng tengah dan bawah (L2 dan L3) memiliki kandungan haolisit hidrat dari sedang sampai dominan yang ditunjukkan oleh puncak difraksi antara 10,01 A dan 4,42 A, dan memiliki metahaolisit dari sedikit sampai sedang yang ditunjukkan oleh puncak difraksi antara 7,23-7,26 A dan 3,56-3,61 A (Gambar Lampiran 3a-h) Tabel 4. Hasil analisis mineral liat di lereng sebelah timur, DAS mikro Cakardipa Sub DAS Cisukabirus, DAS Ciliwung Hulu No. Contoh Haloisit Meta Kaolinit Kaolinit Kristobalit hidrat haolisit 1. L1/1 ++++ + 2. L1/2 ++++ + 3. L1/3 ++++ + 4. L1/4 ++++ + 5. L2/1 ++++ + 6. L2/2 ++++ + (+) (+) 7. L2/3 ++++ + (+) 8. L3/1 ++++ + 9. L3/2 ++++ + Keterangan: L1, L2, L3: masing-masing lereng atas, tengah, dan bawah ++++: dominan, +++: banyak, ++: sedang, +: sedikit, (+): sangat sedikit 50 Tabel 5. Hasil analisis mineral liat di lereng sebelah barat, DAS mikro Cakardipa Sub DAS Cisukabirus, DAS Ciliwung Hulu No. Contoh 1. 2. 3. 4. 5. 6. 7. 8. 9. L1/1 L1/2 L1/3 L2/1 L2/2 L2/3 L3/1 L3/2 L3/3 Haloisit hidrat +++ +++ ++++ ++ ++++ ++++ ++ +++ ++++ Meta haolisit + + + ++ ++ + ++ ++ + Kaolinit Kaolinit Kristobalit + - (+) - (+) (+) - Keterangan: L1, L2, L3: masing-masing lereng atas, tengah, dan bawah ++++: dominan, +++: banyak, ++: sedang, +: sedikit, (+): sangat sedikit 4.5 Karakteristik Iklim Faktor iklim yang paling berpengaruh terhadap ketersediaan air yaitu curah hujan dan evapotranspirasi. Jumlah curah hujan di daerah penelitian yang diwakili oleh stasiun pengamat hujan dan iklim Citeko, berkisar antara 2735– 3687 mm/tahun dengan rata-rata 3077 mm/tahun. Jumlah bulan kering yaitu bulan dengan curah hujan kurang dari 100 mm berkisar antara 2-4 bulan, dan bulan basah yaitu bulan dengan curah hujan lebih dari 200 mm berkisar antara 6-8 bulan. Periode di mana curah hujan lebih kecil dari evapotranspirasi potensial berkisar antara 2-4 bulan/tahun. Pada periode ini ada kemungkinan terjadinya kelangkaan atau defisit air bagi tanaman. Dari Gambar 13 dapat diketahui bahwa daerah DAS mikro Cakardipa mempunyai penyebaran curah hujan secara temporal yang tidak merata. Curah hujan tertinggi setiap tahun terjadi pada bulan Januari dan Pebruari, sedangkan pada bulan Mei sampai dengan September rata-rata curah hujannya lebih rendah dari evapotranspirasi potensial. Pada bulan-bulan tersebut sebagian petani membiarkan lahannya bera, namun terdapat pula petani yang mengusahakan lahan pertanian dengan irigasi suplemen dari dam parit. 51 300 CH dan ETP (mm) 250 200 150 100 50 0 Jan I Peb I Mar I Apr I Mei I Jun I Curah hujan Jul I Agu I Sept I Okt I Nop I Des I Evapotranspirasi Gambar 13 Distribusi Curah Hujan dan Evapotranspirasi Dasarian Rata-rata di Stasiun Pengamat Curah Hujan Citeko, Megamendung, Bogor. 4.6 Karakteristik Hidrologi Kondisi hidrologi DAS Mikro Cakardipa direpresentasikan oleh karakteristik aliran sungai yang teramati pada titik keluaran DAS (outlet). Karakteristik aliran ini menggambarkan respon karakteristik DAS yang meliputi karakteristik jaringan hidrologi, tipe tutupan lahan, jenis tanah, geologi, serta karakteristik iklim terutama intensitas hujan. Untuk mempelajari karakteristik hujan dan aliran permukaan DAS Mikro Cakardipa, telah dilakukan analisis seri hidrogaf DAS Mikro Cakardipa (Gambar 14 dan 15) selama periode Juni – Desember 2009 dan Januari-Febuari 2010. Selama periode Juni – Desember 2009, pada bulan Oktober tercatat 6 episode hujan-aliran permukaan, pada bulan Nopember hanya tercatat 2 episode hujan-aliran permukaan yang cukup besar, sedangkan selama Desember 2009 tidak tercatat episode hujanaliran permukaan cukup besar. Kedelapan episode selama tahun 2009 tersebut yaitu episode 13 Oktober, 14 Oktober, 22 Oktober, 24 Oktober, 27 Oktober dan 31 Oktober, serta episode 11 Nopember dan 17 Nopember. Sedangkan selama periode JanuariFebruari 2010, tercatat 10 episode aliran permukaan cukup besar yaitu episode 22 Januari, 29 Januari, 30 Januari, 9 Februari, 10 Februari, 12 Februari, 14 Februari, 18 Februari, 19 Februari dan 24 Februari. 100 90 80 70 60 50 40 30 20 0 10 100 90 80 70 60 50 40 30 20 0 10 100 90 80 70 60 50 40 30 20 0 10 10/13/2009 0:00 11/9/2009 14:00 12/2/2009 0:00 52 Debit (l/s) 10/13/2009 16:15 12/2/2009 16:40 11/10/2009 6:40 12/3/2009 9:20 10/14/2009 8:55 10/15/2009 1:35 12/8/2009 6:00 12/9/2009 15:20 12/10/2009 8:00 12/12/2009 10:00 12/13/2009 2:40 12/14/2009 12:00 12/15/2009 4:40 12/15/2009 21:20 12/16/2009 14:00 12/17/2009 6:40 12/17/2009 23:20 12/18/2009 16:00 12/19/2009 8:40 12/20/2009 1:20 12/20/2009 18:00 12/21/2009 10:40 12/22/2009 3:20 12/22/2009 20:00 11/16/2009 12:40 11/17/2009 5:20 11/17/2009 22:00 11/18/2009 14:40 11/19/2009 7:20 11/20/2009 0:00 11/20/2009 16:40 11/21/2009 9:20 10/19/2009 5:35 10/19/2009 22:15 10/20/2009 14:55 10/21/2009 7:35 10/22/2009 0:15 10/22/2009 16:55 10/23/2009 9:35 10/24/2009 2:15 10/24/2009 18:55 10/25/2009 11:35 10/26/2009 4:15 10/26/2009 20:55 10/27/2009 13:35 10/28/2009 6:15 10/28/2009 22:55 10/29/2009 15:35 10/30/2009 8:15 10/31/2009 0:55 10/31/2009 17:35 11/1/2009 10:15 11/2/2009 2:55 11/2/2009 19:35 0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24 26 28 30 0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24 26 28 30 0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 Intensitas Hujan (mm/5 men) 24 26 28 30 Intensitas Hujan (mm/5 men) 12/26/2009 7:20 11/15/2009 20:00 Intensitas Hujan 12/25/2009 14:40 11/15/2009 3:20 Debit 12/24/2009 5:20 12/24/2009 22:00 Intensitas Hujan Debit 12/23/2009 12:40 11/14/2009 10:40 10/18/2009 12:55 Waktu 12/13/2009 19:20 PERIODE 9 - 21 NOPEMBER 2009 12/11/2009 17:20 11/13/2009 18:00 Waktu PERIODE 2 - 26 DESEMBER 2009 12/11/2009 0:40 11/13/2009 1:20 10/17/2009 3:35 10/17/2009 20:15 PERIODE 13 OKTOBER - 3 NOPEMBER 2009 12/8/2009 22:40 11/12/2009 8:40 Intensitas Hujan 12/7/2009 13:20 10/16/2009 10:55 Debit 12/6/2009 20:40 11/11/2009 16:00 10/15/2009 18:15 Intensitas Hujan (mm/5 men) 12/6/2009 4:00 11/10/2009 23:20 INTENSITAS HUJAN DAN DEBIT SESAAT DAS MIKRO CAKARDIPA 12/5/2009 11:20 INTENSITAS HUJAN DAN DEBIT SESAAT DAS MIKRO CAKARDIPA 12/4/2009 18:40 INTENSITAS HUJAN DAN DEBIT SESAAT DAS MIKRO CAKARDIPA 12/4/2009 2:00 Waktu Gambar 14 Intensitas Hujan dan Debit Sesaat DAS Mikro Cakardipa Episode Oktober – Desember 2009. Debit (l/s) Debit (l/s) 53 INTENSITAS HUJAN DAN DEBIT SESAAT DAS MIKRO CAKARDIPA PERIODE 10 - 16 FEBRUARI 2010 0 160 5 140 Intensitas Hujan 10 Debit 120 15 Debit (L s-1 ) 20 80 25 30 60 35 40 40 20 Intensitas Hujan (mm 5 mnt -1 ) 100 45 15/02/2010 21:55 15/02/2010 17:45 15/02/2010 9:25 15/02/2010 13:35 15/02/2010 5:15 15/02/2010 1:05 14/02/2010 20:55 14/02/2010 16:45 14/02/2010 8:25 14/02/2010 12:35 14/02/2010 4:15 14/02/2010 0:05 13/02/2010 19:55 13/02/2010 15:45 13/02/2010 7:25 13/02/2010 11:35 13/02/2010 3:15 12/02/2010 23:05 12/02/2010 18:55 12/02/2010 14:45 12/02/2010 6:25 12/02/2010 10:35 12/02/2010 2:15 11/02/2010 22:05 11/02/2010 17:55 11/02/2010 9:35 11/02/2010 13:45 11/02/2010 5:25 11/02/2010 1:15 10/02/2010 21:05 10/02/2010 16:40 10/02/2010 8:20 10/02/2010 12:30 10/02/2010 4:10 50 10/02/2010 0:00 0 Waktu Gambar 15 Intensitas Hujan dan Debit Sesaat DAS Mikro Cakardipa Episode 10-16 Februari 2010. Analisis terhadap 10 episode kejadian hujan-debit DAS Mikro Cakardipa menunjukkan beberapa karakteristik hujan-debit meliputi curah hujan (CH), intensitas hujan maksimum (Imax), debit maksimum (Qmax), koefisien aliran permukaan (Kr), Waktu Naik (Tn) dan Waktu Konsentrasi (Tc). Secara rinci karakteristik hidrograf DAS Mikro Cakardipa disajikan pada Tabel 6. Selama awal musim hujan di tahun 2009, curah hujan maksimum yang terekam di DAS Mikro Cakardipa sebesar 61.5 mm dengan intensitas maksimum sebesar 10.2 mm 5 mnt-1 atau setara dengan intensitas hujan 122 mm jam-1. Curah hujan dengan intensitas tersebut telah membangkitkan debit puncak sebesar 58.2 L dtk-1. Koefisien aliran permukaan yang dihitung berdasarkan analisis pemisahan hidrograf menunjukkan variasi nilai antara 0.03 % hingga 0.59%. 54 Tabel 6 Karakteristik Hujan dan Debit DAS Mikro Cakardipa untuk setiap episode yang tercatat selama bulan Oktober – Pebruari 2010. Episode Hujan – Debit Curah Hujan (mm) 13 -10 - 09 14,2 Intensitas Hujan Maksimum (mm 5 mnt-1) 3,8 Debit Maksimum (L dtk-1) Waktu Naik (Menit) 10,7 Koefisien Aliran Permukaan (%) 0,03 Waktu Konsentrasi (menit) 35 25 14 -10 - 09 31,2 8,6 21,2 0,23 35 15 22 - 10 - 09 55,9 8,6 28,3 0,20 30 15 24 - 10 - 09 21,3 4,3 17,7 0,22 35 20 27 - 10 - 09 48,3 7,1 22,0 0,21 40 20 31 - 10 - 09 61,5 10,2 58,2 0,39 45 40 11 - 11 - 09 38,1 5,8 16,3 0,18 45 20 17 - 11 - 09 14,5 8,4 21,4 0,59 30 10 10 - 02 - 10 30,5 10,9 44,6 0.53 40 10 Pada kejadian episode hujan-debit tanggal 17 Nopember 2009, terlihat bahwa walaupun curah hujan hanya 14,5 mm, akan tetapi koefisien aliran permukaan mencapai 0,59 %, lebih dari dua kali lipat koefisien aliran permukaan yang terjadi selama episode 22 Oktober 2009 yang memiliki curah hujan 55,9 mm dan intensitas hujan maksimum yang lebih tinggi yaitu sebesar 8,6 mm 5mnt-1. Pada kejadian 17 Nopember 2009, beberapa hari sebelumnya telah terjadi beberapa hujan yang walaupun sedikit tapi mampu menjenuhkan kelembaban tanah sehingga curah hujan yang jatuh pada tanggal 17 Nopember sebagian besar menjadi aliran permukaan. Berdasarkan analisis grafis terhadap pasangan data hujan-debit, diketahui selama periode Oktober 2009 – Februari 2010, waktu konsentrasi DAS Mikro Cakardipa bervariasi antara 10 hingga 40 menit. Waktu konsentrasi adalah waktu yang diperlukan butir hujan yang jatuh pada tempat terjauh di bagian hulu untuk mencapai outlet. 101 IX. SIMPULAN DAN SARAN 9.1 Simpulan Hasil penelitian yang disajikan pada simpulan ini bersifat spesifik lokasi, yaitu sebagai berikut: 1 Efektivitas perunut hidrokimia dari hasil analisis ialah Ca dan SO4, sehingga kedua unsur tersebut dapat dipertimbangkan sebagai perunut konservatif pada DAS mikro Cakardipa. 2 Tiga komponen separasi hidrograf yang diprediksi dengan end member mixing analysis (EMMA) menggunakan perunut Ca dan SO4 menunjukkan bahwa airbumi, air tanah, dan air hujan merupakan sumber utama aliran di DAS mikro Cakardipa, berturut-turut berkontribusi sebesar 47,3%, 28%, 24,7%. 3 Keragaman hidrokimia secara spasial sangat dipengaruhi oleh dinamika perilaku aliran bawah permukaan yang melalui lereng atas, lereng bawah dengan sungai. Konsentrasi unsur hidrokimia pada air tanah (soil water) lebih besar daripada air bumi (groundwater). Aliran air vertikal di lereng bagian bawah menyebabkan terjadinya akumulasi unsur hara. Besaran dan arah aliran bawah permukaan dapat mengakibatkan perubahan konsentrasi hidrokimia secara spasial dan temporal. Informasi perilaku hidrologi dan hidrokimia dalam suatu DAS bermanfaat dalam menyusun perencanaan pengelolaan pertanian di daerah berlereng. 4 Berdasarkan metode Evans dan Davies ternyata Mg, SO4, dan NO3 merupakan unsur hidrokimia yang memiliki tingkat flushing (pencucian) yang paling tinggi di DAS Mikro Cakardipa, memiliki bentuk kurva cekung dengan arah rotasi searah jarum jam dan trend positif dalam hal ini Cair bumi > Cair hujan > Cair tanah termasuk model C2. 5 Berdasarkan integrasi antara pengamatan hidrometrik dan hidrokimia diketahui terdapat hubungan yang erat antara aliran air di lereng bagian atas dengan perilaku unsur hara di lereng bagian bawah dimana pencucian unsur hara terjadi dengan intensif. Pada awal kejadian hujan peran air hujan sangat besar. Selanjutnya pada saat hidrograf meningkat sampai mencapai puncakya, aliran vertikal mencapai 102 kedalaman yang lebih besar di lereng agak atas, dan peran air bumi meningkat dari aliran airbumi sebelumnya. Pada saat kurva hidrograf menurun, debit airbumi menurun dibandingkan pada puncak hujan. 9.2 Saran Penelitian ini terlaksana dengan melalukan beberapa pendekatan melalui metodologi yang telah banyak dilakukan di luar negeri oleh para peneliti hidrologi proses. Untuk mendapatkan informasi yang lebih komprehensif tentang perilaku hidrokimia di dalam DAS, perlu dikembangkan penelitian sejenis pada masa yang akan datang, didukung oleh peralatan yang lebih memadai. Persamaan – persamaan dan model matematik serta penggunaan perangkat Sistem Informasi Geografis juga perlu dikembangkan dalam menyusun dinamika aliran bawah permukaan . Karena teknik pemisahan aliran permukaan ini dapat mengkuantifikasi sumber (source) limpasan yang sangat penting dalam mendesain stuktur hidraulik, evaluasi model hujan-aliran permukaan, mempelajari proses pengendalian banjir, serta pendugaan dan pengurangan kontaminasi air. 55 V DINAMIKA ALIRAN BAWAH PERMUKAAN BERDASARKAN KERAGAMAN SPASIAL DAN TEMPORAL HIDROKIMIA 5.1 Pendahuluan Di beberapa negara, penelitian tentang proses limpasan dalam suatu daerah tangkapan atau DAS berdasarkan perunut hidrokimia sudah banyak dilakukan. Keragaman hidrokimia yang terjadi tidak hanya disebabkan oleh proses-proses hidrokimia spesifik lokasi, namun juga karena adanya proses transport aliran airnya. Pemahaman tentang proses limpasan penting karena diperlukan dalam upaya pengelolaan DAS dan implikasinya dalam pengendalian banjir dan kesehatan lingkungan sungai. Pengetahuan tentang dinamika jalur aliran air termasuk transpor hara/pelarut sangat diperlukan dalam upaya mempelajari perubahan kandungan hidrokimia dalam suatu DAS yang terjadi pada saat hujan. Secara alami, produksi pelarut melalui pembentukan batuan seimbang dengan yang terbawa oleh aliran air dan hilang selama terjadinya reaksi kimia. Proses-proses ini menyebabkan perubahan komposisi kimia di dalam tanah sama seperti perubahan hidrokimia di dalam suatu DAS, dengan besaran yang bervariasi sesuai dengan jenis tanahnya. Memahami hubungan antara proses limpasan dengan perilaku hidrokimia di dalam DAS tidak hanya dalam jangka pendek pada saat kejadian hujan, namun keragaman berdasarkan musim juga akan mempengaruhi perubahan hidrokimia sebagai bagian dari proses hidrologi. Aliran air di dalam suatu DAS bervariasi secara spasial dan temporal sehingga akan berpengaruh terhadap kandungan kimia air di dalam DAS tersebut. Hal ini terjadi karena adanya transpor pelarut (solute transport) di dalam aliran air yang menyebabkan pelarut menyebar secara spasial dan temporal, sehingga keragaman transpor pelarut merupakan faktor penting dalam menentukan keragaman pelarut. Tidak hanya aliran permukaan yang berkontribusi terhadap proses limpasan tetapi juga kandungan kimia yang terdapat di dalamnya. Proses perubahan komposisi kimia dalam aliran selama terjadinya hujan dipelajari pada bagian ini dengan menggunakan data pada tanggal 14 Pebruari 2010. 56 5.2 Karakteristik Curah Hujan Karakteristik curah hujan pada tanggal 14 Februari 2010 yang digunakan dalam mempelajari dinamika aliran bawah permukaan pada penelitian ini disajikan pada Gambar 16. Curah hujan maksimum pada episode hujan ini mencapai 3.6 mm 5 mnt-1 atau 42.7 mm jam-1. 0,0 120 1,0 intensitas hujan Debit (L dtk -1) 3,0 80 4,0 5,0 60 6,0 40 7,0 Intensitas hujan (mm 5 mnt-1) 2,0 Debit 100 8,0 20 9,0 10:00 8:00 6:00 4:00 2:00 0:00 22:00 20:00 18:00 16:00 14:00 12:00 10:00 8:00 6:00 4:00 2:00 10,0 0:00 0 Waktu Gambar 16 Intensitas hujan dan debit sesaat pada episode 14 Pebruari 2010 di DAS mikro Cakardipa, Sub DAS Cisukabirus, DAS Ciliwung Hulu. 5.3 Dinamika Aliran Bawah Permukaan Pada Saat Hujan Aliran air bervariasi secara vertikal dan lateral dalam skala waktu. Data-data tinggi hidrolik berdasarkan pengamatan melalui tensiometer dan piezometer menunjukkan bahwa aliran air ke bawah dan aliran di lereng ke arah sungai berfluktuasi dalam skala waktu (Gambar 17). Pada saat terjadi aliran air secara vertikal unsur hara akan terangkut ke lapisan tanah yang lebih dalam, sedangkan pada saat terjadi aliran air secara lateral unsur hara akan terangkut ke alur sungai. Untuk menggambarkan dinamika aliran bawah permukaan digunakan episode hujan tanggal 14 Februari 2010. Pada saat awal terjadinya hujan, aliran air mengalir secara vertikal. Aliran kemudian menjadi aliran lateral karena adanya penambahan 57 curah hujan. Terdapat pola aliran yang berbeda pada segmen-segmen tertentu di sepanjang lereng pada saat debit mencapai puncaknya. Pola aliran tersebut (Gambar 18) terdiri dari: 1) Aliran vertikal di dekat punggung bukit. Aliran air yang cepat jelas terjadi di lereng selama terjadi hujan sehingga memungkinkan unsur kimia tercuci dari bagian lereng ini. Potensial air dan jalur aliran dimana air mengalir juga mempengaruhi perbedaan konsentrasi yang melalui lereng hingga ke sungai. Beberapa hasil penelitian menyatakan bahwa di area yang memiliki lereng curam, tanah tipis, air akan bergerak secara vertikal, lalu tertahan pada lapisan antara tanah dan batuan (soil-bedrock interface), dan kemudian bergerak secara lateral (McDonnell 1990, Peters et al 1995, Tani 1997, Sidle et al 2000, Freer et al 2002, Uchida et al 2002). Di daerah lereng air akan terinfiltrasi dengan cepat ke dalam tanah diikuti oleh meningkatnya tingkat kebasahan pada zone bawah permukaan yang dangkal, sehingga di daerah lereng tidak terjadi aliran permukaan. Menurut Subagyono (2002) air akan terdistribusi ke dalam profil tanah dan sebagian akan bergerak ke lereng bagian bawah pada kedalaman 1 meter dan ini merupakan aliran bawah permukaan, Gradien tinggi hidrolik secara lateral Gradien tinggi hidrolik secara vertikal 0 0 -0,2 -0,4 -0,4 -0,8 -0,6 -1,2 -0,8 -1,6 -1 -2 -1,2 Agu Sep Okt Nop Des Jan Peb Mar 2009 2010 Jun Jul Agu Sep Okt Nop Des Jan Peb Mar 2009 2010 Gambar 17 Fluktuasi tinggi hidrolik bulanan airbumi secara lateral dan vertikal di DAS mikro Cakardipa, Sub DAS Cisukabirus, DAS Ciliwung Hulu. 58 2) Adanya perubahan arah aliran pada lereng bagian tengah (antara jaring pengamatan L2 dan L3) menjadi aliran lateral. Adanya perubahan arah aliran yang konsisten dengan adanya penambahan curah hujan dan tingkat kebasahan tanah sangat dipengaruhi oleh ketajaman lereng. Kondisi topografi merupakan faktor fisik yang dominan dan sangat mempengaruhi arah aliran (Beven dan Kirby 1979) dan O’Loughlin (1986). Beberapa model hujan-aliran permukaan memperhitungkan indeks topografi untuk melihat distribusi dan dinamika hubungan air-tanah secara spasial di dalam DAS. Indeks topografi baru (TWI*d ) yang dikemukakan oleh Lanni et al (2011) merupakan salah satu indeks yang dapat dipergunakan untuk menggambarkan proses aliran bawah permukaan, paling tidak pada saat topografi (dalam hal ini aliran lateral) merupakan faktor penentu dalam mekanisme aliran bawah permukaan. 3) Adanya aliran yang bervariasi (vertikal dan lateral) antara batas lereng bagian bawah dengan daerah di dekat aliran sungai (antara jaring pengamatan L4 dan L6). Menurut McGlynn et al (1999) adanya perbedaan ketinggian yang jelas di lereng akan terdapat aliran yang bervariasi. 4) Adanya aliran lateral di dekat daerah aliran sungai dengan aliran sungai. Pergerakan air secara lateral dalam tanah (Tsuboyama et al 1994, McDonnell 1990, dan Uchida et al 1999) merupakan proses penting dalam pendistribusian air, hara, dan larutan. Aliran secara lateral juga berperan pada pencucian hara/nutrient flushing (Buttle et al 2001), serta pendistribusian aliran ke sungai (Freer et al 2002, McDonnell 1990) dan ke zone riparian (McGlynn dan McDonnell 2003a). Menurut Subagyono (2002), Tanaka dan Ono (1998) perubahan arah aliran air tanah di lereng dipengaruhi oleh ketebalan (kedalaman) tanah dan keadaan lereng. Pada penelitian ini lereng bagian bawah memiliki ketebalan tanah dan kedalaman batuan yang jauh lebih kecil dibandingkan lereng atas. Perbedaan kedalaman tanah dan batuan serta posisi titik pengamatan yang sangat berbeda ketinggiannya terdapat pada titik L4 dan L5, L5 dengan L6 serta L5 dan L6 dengan alur sungai. Akumulasi unsur hara pada umumnya meningkat di titik L5 dibandingkan dengan L4. 59 60 Gambar 18 Dinamika Aliran Bawah Permukaan pada Kejadian Hujan 14 Pebruari 2010 di DAS Mikro Cakardipa, Sub DAS Cisukabirus, DAS Ciliwung Hulu Aliran air secara perlahan menjadi aliran vertikal selama penurunan kurva hidrograf (saat resesi). Air yang mengalir secara perlahan ke dalam aliran sungai selama kurva resesi menunjukkan adanya penurunan jumlah (proporsi) aliran yang bertahap pada hydrograf. Perbedaan ketinggian tempat dan ketebalan tanah dan kedalaman batuan antar pengamatan ke 4 dan ke 5 demikian juga pengamatan ke 6 dan ke 5 mengakibatkan peningkatan unsur hara di segmen ini. 5.4 Keragaman Hidrokimia secara Spasial Keragaman konsentrasi hidrokimia (kation dan anion) secara spasial dilihat dari standar deviasi dan koefisien keragaman dari konsentrasi masing-masing unsur selama musim kemarau dan musim hujan. Konsentrasi unsur hara di lereng bagian atas dan bawah menunjukkan trend yang khas (Gambar 18,19, dan 20). Trend ini erat kaitannya dengan proses aliran, dimana aliran ke segmen lereng bagian bawah 61 menyebabkan akumulasi hara di segmen tersebut. Karena aliran yang sangat cepat terjadi di segmen lereng bagian atas pada saat terjadi hujan, biasanya konsentrasi unsur hara tercuci dari segmen ini. Pada Tabel 7 dapat dilihat terdapat keragaman konsentrasi pelarut (hidrokimia) secara spasial (pada beberapa sumber limpasan) dan temporal (musim). Pada musim kemarau pada umumnya konsentrasi hidrokimia di dalam air tanah lebih besar dari pada air bumi. Konsentrasi pelarut yang tinggi pada air tanah diduga karena pada musim kemarau pelarut tidak dapat mengalir sampai kedalaman air bumi. Pada musim kemarau air hujan tidak menjadi sumber limpasan bagi DAS mikro Cakardipa. Hal ini menunjukkan bahwa analisis campuran (end member mixing analysis) tidak dapat menggambarkan air hujan sebagai sumber limpasan pada musim kemarau. Bernal et al (2006) dalam penelitiannya mengemukakan bahwa hillslope, airtanah riparian, dan air hujan (event wáter) sebagai tiga end members aliran sungai, namun kimia aliran tidak dapat dijelaskan oleh end members selama musim kemarau. Berbeda dengan unsur hidrokimia lainnya yang konsentrasinya lebih besar pada air tanah dibandingkan air bumi baik pada musim kemarau maupun musim hujan, namun konsentrasi SiO2 ternyata lebih besar pada air bumi dibandingkan air tanah yaitu 20,510 dan 15,164 mg l-1 berturut-turut pada air bumi dan air tanah pada MK, dan 10,964 dan 9,580 mg l-1 berturut-turut pada air bumi dan air tanah pada MH. Konsentrasi pelarut pada air hujan pada umumnya lebih kecil dibandingkan yang terdapat pada air bumi maupun air tanah. Konsentrasi kalsium pada umumnya dominan pada air bumi maupun pada air tanah, baik pada musim hujan maupun kemarau. Keragaman pelarut juga tinggi sesuai dengan koefisien keragamannya. Untuk mempelajari keragaman konsentrasi hidrokimia secara spasial di lereng (di titik-titik pengamatan) dan sekitar alur sungai disajikan pada Gambar 19 dan 20. Hasil analisis terhadap sampel air pada musim kemarau menunjukkan bahwa fluktuasi kandungan kation dan anion air bumi memiliki pola yang serupa, meskipun pada titik pengamatan L5 (posisinya di lereng bagian bawah) dan transek di dekat sungai unsur-unsur tersebut memiliki konsentrasi yang lebih tinggi. Menurut Subagyono (2007) kecenderungan konsentrasi yang lebih tinggi adalah berkaitan 62 dengan proses aliran dimana aliran ke bawah di zone lereng bagian bawah menyebabkan terjadinya akumulasi unsur kimia tersebut. Aliran air yang cepat jelas terjadi di lereng selama terjadi hujan sehingga memungkinkan unsur kimia tercuci dari bagian lereng ini. Potensial air dan jalur aliran dimana air mengalir juga mempengaruhi perbedaan konsentrasi yang melalui lereng hingga ke sungai. Konsentrasi Ca di lereng lebih rendah karena adanya proses pencucian dan Ca yang terlarut mengalir ke daerah transek/perpotongan antara lereng dan sungai, dapat menjelaskan adanya hubungan antara zone lereng dan zone bukan lereng selama proses limpasan. Hal ini sejalan dengan penemuan McGlynn et al (1999) dan Subagyono (2002) yang menyatakan bahwa aliran yang bervariasi (lateral dan vertikal) terjadi karena adanya perbedaan ketinggian daerah lereng. Gambar 19 dan 20 menyajikan kandungan anion dan kation utama di dalam air bumi di beberapa titik pengamatan berturut-turut pada musim kemarau (periode Juni-September 2009) dan musim hujan (periode Oktober 2009 – April 2010). 35 Konsentrasi (mg L-1 ) 30 K+ 25 Na+ 20 Ca2+ Mg2+ 15 SiO2 10 ClNO3- 5 SO42- 0 L3 L4 L5 Transek sungai Sungai Titik Pengamatan Gambar 19 Kandungan Kation dan Anion utama di dalam Air Bumi di Beberapa Titik Pengamatan (Musim Kemarau 2009). 63 20 18 K+ Konsentrasi (mg L -l) 16 Na+ 14 Ca2+ 12 Mg2+ 10 8 SiO2 6 Cl- 4 NO3- 2 SO42- 0 L3 L4 L5 Transek Sungai L6 L7 Titik Pengamatan Gambar 20 Kandungan Kation dan Anion Utama di dalam Air Bumi di Beberapa Titik Pengamatan (Musim Hujan 2009/2010) 64 Musim MK Endmember Air Bumi Air Tanah MH Air Bumi Air Tanah Air hujan K Rerata SD CV(%) N Rerata SD CV(%) N Rerata SD CV(%) N Rerata SD CV(%) N Rerata SD CV(%) N + 1,092 0,535 48,966 12 6,645 8,202 123,437 11 0,647 0,551 85,198 126 1,468 2,384 162,361 104 0,576 0,607 105,271 14 Na + 6,665 2,804 42,079 12 73,172 94,855 129,633 11 4,928 1,593 32,327 126 7,371 8,161 110,710 105 1,118 1,424 127,309 14 2+ Ca 14,617 6,078 41,584 12 49,485 20,390 41,205 11 13,457 5,717 42,488 126 25,669 12,067 47,010 105 3,770 4,127 109,480 14 Konsentrasi (mg l-1) Mg2+ SiO2 SO42NO3ClHCO33,295 20,510 6,365 4,081 2,784 0,768 1,643 14,364 8,609 2,999 3,366 0,573 49,874 70,033 135,260 73,506 120,886 74,637 12 12 12 12 12 12 3,761 15,164 19,980 15,095 23,856 1,635 2,256 8,722 15,852 14,612 10,369 0,407 59,983 57,519 79,339 96,798 43,467 24,897 11 11 11 11 5 11 4,134 10,964 2,829 3,979 4,439 0,925 1,543 8,286 3,020 5,768 1,278 0,385 37,332 75,580 106,746 144,964 28,795 41,677 126 126 117 123 120 118 4,837 9,580 5,436 5,341 9,116 1,474 3,128 5,358 7,115 6,545 13,697 1,222 64,671 55,931 130,875 122,549 150,254 82,896 105 104 97 79 93 74 0,724 1,890 1,440 7,114 3,987 4,929 1,277 5,371 1,064 7,207 0,444 3,376 176,414 284,154 73,917 101,313 11,129 68,481 14 14 14 14 14 14 Keterangan: MK: musim kemarau, MH: musim hujan, SD: standar deviasi, CV: koefisien keragaman, n: jumlah contoh 64 Tabel 7 Keragaman konsentrasi hidrokimia secara spasial pada musim kemarau dan hujan di DAS mikro Cakardipa, DAS Ciliwung hulu 65 Gambar 21 a-e menyajikan fluktuasi konsentrasi kation dan anion air tanah pada beberapa kedalaman. Pada kedalaman 250 cm di titik pengamatan L4 konsentrasi kation dan anion lebih tinggi dibandingkan dengan L3 dan L6, hal ini terlihat nyata pada Na, Cl, Ca yang jauh lebih tinggi dibandingkan unsur yang lain (Gambar 21 a). Pada kedalaman lainnya (gambar 21 b-e) konsentrasi Ca juga rata-rata lebih tinggi dari unsur lainnya. Ca juga meningkat pada titik pengamatan di lereng yang tinggi dan menurun pada titik pengamatan di daerah lereng bawah dan mendekati sungai. Menurut Subagyono et al (2005) perubahan yang mencolok pada konsentrasi Ca dibandingkan unsur lain adalah berkaitan erat dengan proses aliran. Karena aliran secara lateral di lereng berjalan lebih dalam, maka konsentrasi Ca di dalam air tanah dan air bumi dapat meningkat. 5.5 Keragaman Hidrokimia Secara Temporal Untuk melihat dinamika konsentrasi pelarut secara time series biasanya menggunakan fungsi autokorelasi. Plot fungsi autokorelasi air bumi, air tanah, dan air hujan pada angka lagnya disajikan pada Gambar 22, 23, dan 24. Pada Gambar 22 dapat dilihat bahwa hampir semua unsur hidrokimia memiliki pola acak (random). Hampir semua unsur hidrokimia di dalam air bumi memiliki dinamika yang cukup besar kecuali NO3, hal ini menggambarkan bahwa NO3 ini mudah tercuci. Fungsi autokorelasi pada air hujan lebih besar dibandingkan dengan air bumi dan air tanah. Hal ini menunjukkan bahwa keragaman konsentrasi hidrokimia secara temporal di air bumi dan air tanah berbeda dengan di air hujan. Air hujan akan bergerak secara vertikal pada awal kejadian hujan di wilayah lereng bagian atas dan berpotensi menyebabkan terjadinya pencucian unsur hara. Pada saat menjelang puncak hujan air bumi bergerak secara vertikal dan lateral di lereng bagian bawah, dan memungkinkan terjadi akumulasi unsur hara di lereng bagian bawah. 66 35 250 cm 250 K Na 200 Ca 150 Mg SiO2 100 SO4 50 NO3 L3 L4 Titik Pengamatan Ca 20 Mg 15 SiO2 10 SO4 5 NO3 Cl 0 L3 L6 L4 L6 Titik Pengamatan (a) L7 (b) 40 35 30 25 20 15 10 5 0 300 150cm cm 150 K Na Ca Mg SiO2 SO4 NO3 Cl Konsentrasi (mg L-1 ) Konsentrasi (mg L -1 ) K Na 25 Cl 0 200 cm 30 Konsentrasi (mg L -1 ) Konsentrasi (mg L-1) 300 100 cm 250 K Na Ca 200 Mg 150 SiO2 100 SO4 NO3 50 Cl 0 L3 L4 Titik Pengamatan L3 L7 L4 L5 Titik Pengamatan (c) L6 (d) Konsentrasi (mg L-1 ) 50 K 40 Na Ca 30 Mg SiO2 20 SO4 NO3 10 Cl 0 L1 L3 L4 L5 L6 L7 Titik Pengamatan L8 L9 (e) Gambar 21 Distribusi Kation dan Anion pada Air Tanah Pada Beberapa Kedalaman secara spasial di DAS Mikro Cakardipa 67 land conservation. ------- limit kepercayaan Gambar 22 Korrelogram Beberapa Unsur Hidrokimia pada Air Bumi di DAS Mikro Cakardipa, sub DAS Cisukabirus, DAS Ciliwung Hulu periode Juni 2009-April 2010 68 ------- limit kepercayaan Gambar 23 Korrelogram Beberapa Unsur Hidrokimia pada Air Tanah di DAS Mikro Cakardipa, sub DAS Cisukabirus, DAS Ciliwung Hulu periode Juni 2009-April 2010 69 ------- limit kepercayaan Gambar 24 Korrelogram Beberapa Unsur Hidrokimia pada Air Hujan di DAS Mikro Cakardipa, Sub DAS Cisukabirus, DAS Ciliwung Hulu periode Juni 2009-April 2010. 70 71 VI ANALISIS CAMPURAN (MIXING ANALYSIS) DALAM HIDROLOGI UNTUK PENENTUAN SOURCE AREA 6.1 PENDAHULUAN Model campuran (mixing model) dapat dipergunakan dalam separasi hidrograf secara geokimia, yakni untuk memisahkan komponen runoff pada saat terjadi hujan. Karena kimia air sungai merupakan campuran dari berbagai input sumber aliran (sources area), maka identifikasi potensial sumber air yang berkontribusi terhadap kimia air sungai sangat penting. Hal ini memerlukan model campuran secara temporal dan geografis (Genereux dan Hooper, 1998). Pertimbangan untuk menggunakan pendekatan ini adalah bahwa seluruh komponen sumber air diasumsikan bercampur secara konservatif. Percampuran sifat kimia air secara konservatif terjadi karena komponen kimia air yang berasal dari sumber aliran mengalir mengikuti pergerakan air. Kimia air sungai merupakan turunan dari kimia air masing-masing komponen sumber aliran yang mengalir ke sungai, dengan prinsip bahwa air dapat membawa unsur atau komponen kimia air dari masing-masing sumber aliran tersebut. Source area merupakan sumber aliran yang merupakan kontributor terhadap aliran air di dalam suatu daerah tangkapan air atau daerah aliran sungai. Salah satu metode yang digunakan dalam mempelajari mixing model dalam hidrologi adalah metode EMMA (End Member Mixing Analyses). EMMA juga merupakan salah satu metode untuk separasi hidrograf secara geokimia (Christopherson et al 1990, Hooper et al 1990, dan Burns et al 2001). End member menggambarkan karakteristik air yang teridentifikasi dari unit hidrologi atau geologi yang berbeda. End member yang berbeda biasanya memiliki pertanda isotop atau kimia yang berbeda. Pada penelitian ini menggunakan model campuran yang terdiri dari 3 komponen sumber aliran (three end member) dengan dua perunut konservatif. Ada beberapa asumsi jika menggunakan mixing model dalam pemodelan hidrologi, yaitu: a) Perunutnya merupakan perunut konservatif (bukan merupakan reaksi kimia), b) Seluruh komponen memiliki konsentrasi yang berbeda nyata paling tidak dengan 72 satu perunut, c) Konsentrasi perunut dalam seluruh komponen secara temporal (temporally) konstan atau keragamannya diketahui, d) Konsentrasi perunut dalam seluruh komponen secara ruang (spatially) konstan atau diperlakukan sebagai komponen yang berbeda, dan e) Komponen yang tidak terukur memiliki konsentrasi perunut yang sama atau tidak berkontribusi secara nyata. Model campuran dari perspektif geometrik memiliki karakter sebagai berikut: 1) Untuk model dengan 2 perunut dan 3 komponen, mixing antara sub ruang ditentukan oleh 2 perunut, 2) Jika diplotkan, 3 komponen puncak dari segitiga dan seluruh contoh aliran harus terikat oleh segitiga, 3) Jika tidak terikat dengan baik, berarti perunut tidak konservatif atau komponen tidak terkarakterisasi dengan baik. Beberapa peneliti telah mengidentifikasi sumber limpasan secara spasial di dalam DAS melalui penggunaan tool seperti EMMA, pemisahan hidrograf berdasarkan perunut, dan analisis hidrometrik (Bernal et al 2006, Burns et al 2001, Hangen et al 2001, McGlynn and McDonnell 2003, Subagyono et al 2005, Wenninger et al 2004). Penelitian-penelitian tersebut telah berhasil mengkuantifikasi sejumlah runoff dari sumber (source) yang berbeda dan juga menunjukkan kontribusi yang berbeda dengan kondisi kelembaban yang berbeda di dalam DAS (Burns et al 2001, McGlynn and McDonnell 2003). Bahkan Cary et al (2011) telah berhasil mengidentifikasi sumber limpasan menjadi empat komponen menggunakan silikat dan chlor. Identifikasi sumber runoff dari unit DAS penting karena : a) membantu dalam mengembangkan model pengelolaan DAS yang lebih realistik, b) membantu mengidentifikasi sumber kunci sumber polutan, c) membantu evaluasi yang lebih baik tentang pengaruh perubahan penggunaan lahan terhadap kualitas air. Pendekatan deliniasi sumber air dengan menggunakan analisis neraca air belum memberikan jawaban yang definitif. Kombinasi menggunakan data hidrokimia dan hidrometrik sudah memberikan masukan terhadap model hidrologi daerah aliran sungai. EMMA sudah dapat mengidentifikasi komponen-komponen yang berkontribusi terhadap aliran (Mulholland 1993, Tardy et al 2004). Metode ini merupakan metode analisis campuran sederhana untuk mengidentifikasi end member 73 yang berkontribusi terhadap aliran dan memiliki komposisi kimia yang berbeda dan relatif konstan (Mulholland 1993). Ketidak teraturan separasi hidrograf secara geokimia (mixing approach) sangat besar karena: 1) adanya keragaman karakteristik kimia dari end member secara spasial dan temporal, dan 2) kimia air sungai tergantung pada jalur aliran dimana air itu mengalir menuju sungai. Dalam hal ini pemahaman tentang jalur aliran yang dominan dan bagaimana perubahan yang terjadi selama hujan sangat penting dalam memahami proses limpasan/runoff generation. 6.2 Analisis Multivariate Dalam melakukan EMMA sesuai dengan prosedur yang telah digunakan oleh Hooper (2001), Christophersen dan Hooper (1992), dan Burns et al. (2001), setelah menyusun set data dan melakukan normalisasi terhadap data yang ada, tahap selanjutnya adalah analisis multivariate dengan menggunakan analisis komponen utama (PCA:Principal Component Analysis). Analisis multivariate banyak digunakan dalam penelitian geokimia (Jo¨reskog et al., 1976; Reid et al., 1981; Davis, 1986). Manfaat analisis ini dalam EMMA yaitu: a) untuk memilih end-members, b) merupakan masukan dalam model campuran (mixing model), c) hasilnya dapat diuji, d) memberikan hasil yang tepat dengan alasan yang benar, dan e) dapat memberi tahu jika end-member tidak benar. Analisis komponen utama merupakan salah satu teknik statistik yang digunakan untuk mengidentifikasi peubah baru yang mendasari data peubah ganda, menghilangkan masalah multikolinieritas (peubah yang saling berkorelasi) dan menghilangkan paubah-peubah asal yang memberikan sumbangan informasi yang relatif kecil (Iriawan dan Astuti 2006). Sumbangan keragaman ditunjukkan oleh proportion dalam eigen analysis of the covarian matrix. Dalam principal komponen, apabila sebagian besar total variasi populasi (sekitar 80-90%) untuk jumlah variabel yang besar dapat diterangkan oleh 2 atau 3 komponen utama (principal component, PC), maka kedua atau ketiga komponen dapat menggantikan variabel semula tanpa menghilangkan banyak informasi. 74 Dalam penelitian ini analisis multivariate dengan menggunakan PCA adalah untuk menguji model campuran aliran kimia air menggunakan solute K, Na, Ca, Mg, SiO2, SO4, NO3, Cl, dan HCO3 terhadap beberapa sumber limpasan seperti air tanah, air bumi, air sungai, dan air hujan. Pada Tabel 7 disajikan eigenvalue yang merupakan nilai varian komponen utama. Hasil analisis menunjukkan eigenvalue untuk komponen utama pertama (F1) dan kedua (F2) masing-masing sebesar 5.070 dan 3.001. Eigenvalue kedua komponen utama mewakili 56.3% dan 33.3% dari seluruh variabilitas. Bila diakumulasikan, kedua komponen utama menyatakan 89.6% dari total variabilitas. Ini berarti apabila kesembilan variabel (K, Na, Ca, Mg, Si, SO4, NO3, Cl, dan HCO3) direduksi menjadi 2 variabel, maka kedua variabel baru dapat menjelaskan 89.6% dari total variabilitas kesembilan variabel. Tabel 8. Hasil eigenvalue dengan sembilan variabel K, Na, Ca, Mg, SiO2, SO4, NO3, dan HCO3 F1 F2 F3 F4 F5 Eigenvalue 5.070 3.001 0.661 0.153 0.115 Variabilitas (%) 56.3 33.3 7.3 1.7 1.3 Kumulatif (%) 56.3 89.6 97.0 100 100 Pada Tabel 9 disajikan korelasi Pearson’s, angka-angka positif yang ditulis tebal menunjukkan adanya hubungan yang tinggi antar unsur yang satu dengan yang lainnya. Sebaliknya angka-angka negatif yang ditulis tebal menunjukkan adanya hubungan berbanding terbalik yang tinggi antar unsur yang satu dengan yang lainnya. Kation K dengan SiO2, Na dengan Mg, Ca dengan Mg dan HCO3, serta Mg dengan HCO3 menunjukkan hubungan yang tinggi satu dengan yang lainnya, sedangkan K dengan Cl, Na dengan SO4 dan NO3, Mg dengan SO4 dan NO3 memiliki hubungan berbanding terbalik. Gambar 27 menunjukkan hubungan faktor 1 dengan faktor 2. Jika variabel satu dengan yang lainnya saling berdekatan berarti nyata berkorelasi positif (r mendekati 1), sedangkan jika orthogonal berarti tidak berkorelasi (r mendekati nol). Jika variabel 75 tertentu terletak berlawanan arah dari pusat, berarti variabel tersebut nyata berkorelasi negatif dengan variabel lainnya (r mendekati -1). Dari Gambar 25 dapat dilihat bahwa SiO2 dan K, Ca dan HCO3, SO4 dan NO3 memiliki hubungan positif , sedangkan SO4 dan NO3 yang letaknya bersebrangan dari titik pusat menunjukkan adanya korelasi negatif dengan Na, Mg, Ca, dan HCO3. Tabel 9. Korelasi Pearson’s Variabel K Na Ca Mg SiO2 SO4 NO3 Cl HCO3 K 1 Na 0,491 1 Ca -0,150 0.660 1 Mg 0,141 0.931 0.792 1 SiO2 1 0,933 0.638 0.113 0.334 SO4 -0,337 -0.771 -0.347 -0.741 -0.273 1 NO3 -0,564 -0.943 -0.641 -0.826 -0.642 0.804 1 Cl 1 -0,864 -0.055 0.428 0.298 -0.798 -0.172 -0.115 HCO3 -0.213 0.739 0.911 0.923 0.011 -0.576 -0.650 0.589 1 Angka yang ditulis tebal menunjukkan berbeda nyata dengan derajat nyata =0.05 SiO2 0,50 K Komponen kedua 0,25 Na SO4 0,00 NO3 Mg -0,25 Ca HCO3 -0,50 Cl -0,4 -0,3 -0,2 -0,1 0,0 0,1 0,2 Komponen Pertama 0,3 0,4 0,5 Gambar 25 Grafik hubungan antara faktor 1 dan faktor 2 untuk melukiskan keeratan antar unsur hidrokimia 6.3 Analisis Campuran secara Hidrokimia Untuk menguji bahwa kimia air dari sumber air yang menuju sungai menyebar di dalam plot kimia air sungai, data kimia air sungai diproyeksikan ke dalam mixing 76 subspace/subruang (ruang segitiga yang terikat oleh ketiga end member). Set data hidrokimia tersebut diproyeksikan terhadap data hidrokimia sungai. Pencampuran hidrokimia dapat terjadi dengan baik apabila data hidrokimia sungai terikat dengan baik dalam tiga ikatan end member. Menurut Hooper (2001), dengan menggunakan model regresi, pencampuran yang baik di dalam subruang ditunjukkan oleh pola acak dari residual terhadap konsentrasi masing-masing unsurnya. Plot residual konsentrasi setiap solute terhadap konsentrasi air sungai (Gambar 26) menunjukkan adanya pola acak pada K, Ca, Mg, Na, dan HCO3, hal ini menggambarkan adanya mixing yang baik dalam subruang. 3 6 Na K+ Residual (mg L-1 ) Residual (mg L-1 ) 2 1 0 -1 2 0 -2 -4 -2 -6 0 0,5 1 1,5 2 Konsentrasi (mg 2,5 3 0 3 L-1 ) 9 12 L-1 ) 0,8 Ca 8 Mg Residual (mg L-1 ) 6 4 2 0 -2 -4 -6 0,4 0 -0,4 -0,8 -1,2 0 10 20 30 40 0 2 Konsentrasi (mg L-1 ) 4 6 8 Konsentrasi (mg L-1 ) 4 4 NO3 0 -2 -4 -6 -8 SO4 3 Residual (mg L-1 ) 2 Residual (mg L-1 ) 6 Konsentrasi (mg 10 Residual (mg L-1 ) 4 2 1 0 -1 -2 -3 -10 -4 0 3 6 9 Konsentrasi (mg L-1 ) 12 15 0 2 4 6 Konsentrasi (mg 8 L-1 ) 10 77 12 Si Residual (mg L-1 ) Residual (mg L-1 ) 8 4 0 -4 -8 -12 -16 0 5 10 15 20 25 30 10 8 6 4 2 0 -2 -4 -6 -8 Cl 0 2 Konsentrasi (mg L-1 ) 4 6 8 Konsentrasi (mg L-1 ) 50 HCO3 Residual (meq L-1 ) 40 30 20 10 0 -10 -20 0 10 20 30 40 50 60 70 Konsentrasi (meq L-1) 80 90 100 Gambar 26 Plot residual konsentrasi masing-masing unsur terhadap konsentrasi air sungai Untuk mengetahui validitas EMMA atau mengetahui fit terbaik dari data kimia air yang diprediksi dengan EMMA dengan konsentrasi terukur pada saat pengamatan selama kejadian hujan dilakukan analisis regresi linier. Hasil pengujian disajikan pada Gambar 27. Dari 9 unsur kimia yang diamati, unsur Na, Ca, Mg, SO4, Cl, dan HCO3 memiliki R2 yang tinggi antara hasil pengamatan dan pendugaan berkisar antara 0.73 sampai 0.96. Nilai R2 terbaik dicapai oleh Natrium, sedangkan empat unsur lain yaitu K, SiO2, NO3, dan Cl, memiliki R2 yang rendah. Nilai R2 antara prediksi EMMA dengan hasil pengukuran yang berkisar antara 0.73 dan 0.96 tersebut menunjukkan bahwa tiga komponen terpilih berdasarkan EMMA merupakan prediktor konsentrasi pelarut yang kuat seperti dikemukakan oleh Mitchell (2006b). Inamdar and 10 78 Nilai kimia aliran air terproyeksi diperoleh dengan cara menggandakan matrik eigenvector yang diperoleh dari hasil PCA dengan set data hidrokimia yang telah distandarisasi. Residu antara nilai terproyeksi dengan data awal diplot terhadap konsentrasi unsur yang dimonitor untuk mengetahui fit dari data tersebut. Untuk mengetahui fit data digunakan relative bias (RB) dan relative root mean square error (RRMSE). Berdasarkan hasil RB dan RRSME (Gambar 28 dan 29) ketiga sumber area yang diproyeksikan terhadap air sungai sebagai referensi, ternyata air tanah tanah dan air bumi menunjukkan fit terbaik di dalam mixing subspace. Untuk melihat lebih jauh end member mana yang dapat mengikat kimia air sungai dengan baik, pengujian dilakukan terhadap episode hujan 14 Pebruari 2010. Gambar 30 menunjukkan diagram campuran (mixing diagram) antara Ca dan SO4 dengan ketiga end member yang dapat mengikat aliran sungai dengan baik disajikan pada sub bab 6.4. K+ 0,8 0,6 0,4 y = 0,177x + 0,424 R² = 0,53 0,2 0,0 Pendugaan (mg L-1 ) Pendugaan (mg L-1 ) 1,0 7 6 5 4 3 2 1 0 y = 0,268x + 13,90 R² = 0,93 0 4 8 12 16 20 24 Pengamatan (mg L-1 ) Pengamatan (mg L-1 ) Pendugaan (mg L-1 ) Pendugaan (mg L-1 ) Pengamatan (mg L-1 ) Ca2+ y = 0,227x + 3,878 R² = 0,96 0 1 2 3 4 5 6 7 0,0 0,2 0,4 0,6 0,8 1,0 24 20 16 12 8 4 0 Na+ 7 6 5 4 3 2 1 0 Mg2+ y = 0,248x + 3,349 R² = 0,82 0 1 2 3 4 5 6 7 Pengamatan (mg L-1 ) 24 20 16 12 8 4 0 Pendugaan (mg L-1 ) Pendugaan (mg L-1 ) 79 SiO2 y = 0,169x + 7,465 R² = 0,69 0 4 3,0 2,5 2,0 1,5 1,0 0,5 0,0 8 12 16 20 24 SO42- y = 0,258x + 0,789 R² = 0,86 0,0 0,5 1,0 1,5 2,0 2,5 3,0 Pengamatan (mg L-1 ) Pengamatan (mg L-1 ) Pendugaan (mg L-1 ) Pendugaan (mg L-1 ) 5 NO3- 4 3 2 y = 0,239x + 2,352 R² = 0,73 1 0 0 1 2 3 4 7 6 5 4 3 2 1 0 Cl- y = 0,191x + 3,399 R² = 0,38 5 0 1 2 3 4 5 6 7 Pengamatan (mg L-1 ) Pengamatan (mg L-1 ) Pendugaan (meq L-1 ) 100 HCO3- 80 60 40 y = 0,282x + 49,83 R² = 0,80 20 0 0 20 40 60 80 100 Pengamatan (meq L-1) Gambar 27 Konsentrasi hidrokimia hasil pengamatan dan pendugaan berdasarkan EMMA 80 100 80 Relatif Bias /RB (%) 60 K 40 Ca Mg 20 Na 0 -20 Air tanah Air bumi Air hujan Air sungai SiO2 NO3 SO4 -40 Cl -60 HCO3 -80 Gambar 28 Hasil analisis statistik (RB) terhadap tiga sumber area yang diproyeksikan terhadap 3 dimensi subruang air sungai Relatif Root Mean Square Error / RRMSE (%) 35 30 K 25 Ca Mg 20 Na 15 SiO2 NO3 10 SO4 5 Cl HCO3 0 Air tanah Gambar 29 Air bumi Air hujan Air sungai Hasil analisis statistik (RRMSE) terhadap tiga sumber area yang diproyeksikan terhadap 3 dimensi subruang air sungai 81 6.4 Analisis Komponen Aliran Berdasarkan Separasi Hidrograf Secara Geokimia Mixing model dapat dipergunakan dalam separasi hidrograf secara geokimia, yakni untuk memisahkan komponen runoff pada saat terjadi hujan. Mixing model dapat terdiri dari 2 komponen sumber air (two end member) dengan satu perunut konservatif, ataupun terdiri 3 komponen sumber air (three end member) dengan dua perunut konservatif. Mixing model dari perspektif geometrik memiliki karakteristik seperti berikut: 1) Untuk model dengan 2 perunut dan 3 komponen misalnya, mixing antara sub ruang ditentukan oleh 2 perunut, 2) Jika diplotkan, 3 komponen puncak dari segitiga dan seluruh contoh aliran harus terikat oleh segitiga, 3) Jika tidak terikat dengan baik, berarti perunut tidak konservatif . Berdasarkan hasil end member mixing analysis (EMMA) menggunakan Ca2+ dan SO42- ditemukan bahwa sumber aliran di DAS mikro Cakardipa berasal dari airbumi (groundwater), air tanah (soil water), dan air hujan. Dari ketiga sumber aliran tersebut airbumi merupakan sumber aliran yang paling dominan, sedangkan air tanah merupakan sumber aliran terbesar kedua setelah airbumi. Pada penelitian ini Ca2+ dan SO42-dapat dipertimbangkan sebagai perunut konservatif pada DAS mikro Cakardipa. Mulholland (1993) menunjukkan bahwa Ca2+ dan SO42- dapat digunakan sebagai perunut konservatif dalam analisis end member mixing untuk mencirikan jalur aliran air dominan di dalam DAS). Dari Gambar 30 dapat dilihat bahwa pada awal kejadian hujan (tanda panah no. 1) air sungai mengalir (bergerak) ke arah sumber ‘air hujan’ hal ini menggambarkan bahwa kimia air dari air sungai memiliki kemiripan dengan kimia air dari air hujan. Selanjutnya pada saat puncak hujan (tanda panah no. 2) air sungai mengalir (bergerak) menuju sumber ‘airbumi’, hal ini menggambarkan bahwa kimia air dari air sungai memiliki kemiripan dengan kimia air dari airbumi. Sedangkan pada saat menuju kondisi resesi (fase akhir kejadian hujan, tanda panah no. 3) air mengalir (bergerak) menuju ‘air tanah’, hal ini menggambarkan bahwa kimia air dari air sungai memiliki kemiripan dengan kimia air dari air tanah. Dari ilustrasi ini dapat dijelaskan bahwa pada awal kejadian hujan atau pada saat baseflow sumber air di DAS mikro 82 Cakardipa berasal dari air hujan. Pada saat mencapai debit puncak sumber airnya berasal dari airbumi, sedangkan pada saat kurva resesi sumber air berasal dari air tanah. 5,0 Airbumi (groundwater) Air hujan Air tanah SO42- (mg L-1 ) 4,0 3,0 x: awal hujan : puncak hujan +: akhir hujan 2,0 1 1,0 0,0 0,0 5,0 10,0 15,0 20,0 25,0 30,0 35,0 Ca 2+ (mg L-1 ) Gambar 30 Hasil mixing analisis antara Kalsium (Ca2+) dengan Sulfat (SO42-) pada episode hujan tanggal 14 Februari 2010 Hasil analisis separasi hidrograf secara hidrometrik pada kejadian hujan 14 Februari 2010 disajikan pada Tabel 10. Dengan curah hujan sebesar 46,5 mm selama 8 jam 35 menit menghasilkan debit sebesar 2377 m3. 83 Tabel 10. Hasil separasi hidrograf secara hidrometrik pada kejadian hujan 14 Pebruari 2010 di DAS mikro Cakardipa Total Curah hujan (mm) Total debit Durasi jam, mnt 46,5 8,35 Volume (m3) Aliran permukaan langsung (%) 2377 22 Debit puncak (L/dtk) 83,4 Kontribusi end member (%) AirAir Air bumi tanah hujan 47,3 28 24,7 Berdasarkan end member mixing analysis seperti disajikan pada Gambar 30 dimana sumber aliran (source area) yang utama dari DAS mikro Cakardipa yaitu airbumi (groundwater), air tanah, dan air hujan maka kontribusi setiap sumber aliran terhadap aliran sungai dianalisis dari separasi hidrograf menggunakan formula menurut Hinton et al (1994): [(cT-cAT)(CCH-CAT)-(CAT-CT)(cAT-cCH)] QAB = QT [(cAB-cAT)(CCH-CAT)-(CAT-CAB) (cAT-cCH)] [(cT-cAB)(CCH-CAB)-(CAB-CT)(cAB-cCH)] QAT = QT [(cAT-cAB)(CCH-CAB)-(CAB-CAT) (cAB-cCH)] [(cT-cAT)(CAB-CAT)-(CAT-CT)(cAT-cAB)] QCH = QT [(cCH-cAT)(CAB-CAT)-(CAT-CCH) (cAT-cAB)] Dalam hal ini: Q = debit; c = konsentrasi Ca; C = konsentrasi SO4; and AB, AT, CH, dan T masing-masing = airbumi, air tanah, curah hujan, dan aliran total. Kontribusi setiap sumber aliran terhadap aliran sungai, yang dianalisis dari separasi hidrograf menggunakan formula di atas, menunjukkan bahwa pada episode hujan (storm event) tanggal 14 Pebruari 2010, airbumi merupakan kontributor utama terhadap aliran sungai yaitu mencapai 47,3 %. Air bumi dilaporkan sebagai sumber limpasan (kontributor aliran) oleh beberapa peneliti yaitu (Tanaka 1992, McGlynn et al 1999, Gibson et al 2000, Burns et al 2001, Hangen et al 2001, Subagyono 2002). Menurut Weiler et al (2005), aliran bawah permukaan adalah termasuk air tanah dan 84 airbumi (soil water dan groundwater). Airbumi atau zone jenuh didefinisikan sebagai area di dalam profil tanah yang memiliki matrik potensial ≥ 0 kPa. Airbumi berada di bawah permukaan tanah di dalam ruang pori dan di dalam formasi batuan. Air tanah (soil water) atau zone tidak jenuh adalah area di dalam profil tanah yang memiliki matrik potensial < 0 kPa. Air tanah terdapat dalam lapisan tanah atau bebatuan di bawah permukaan tanah. Dalam beberapa tahun terakhir, peran air tanah dalam proses limpasan sudah mendapat perhatian para peneliti. Komponen air tanah sering mendominasi pada saat debit puncak terutama pada hujan yang besar (Bazemore et al 1994, Tanaka dan Ono 1998). Pada penelitian ini air tanah berkontribusi sebesar 28,0 % dan curah hujan sebesar 24,7 %. Separasi masingmasing sumber aliran disajikan pada Gambar 31. Gambar 31. Separasi Hidrograf pada Kejadian Hujan 14 Pebruari 2010 VII HUBUNGAN ANTARA KONSENTRASI –DEBIT (C-Q) PADA SAAT HUJAN DENGAN PENCUCIAN UNSUR HARA 7.1 Pendahuluan Hubungan antara proses hidrologi dan hidrokimia yang terjadi selama kejadian hujan pernah didemonstrasikan oleh Evans dan Davies (1998) dan Evans et al (1999) melalui penggunaan C-Q diagram. Beberapa penelitian menunjukkan bahwa analisis histeresis konsentrasi dengan debit jarang berbentuk linear, namun cenderung menunjukkan pola melingkar dengan konsentrasi yang berbeda pada saat kurva hidrograf naik dan turun (Walling dan Webb, 1986). Keragaman konsentrasi merupakan hasil dari pencampuran end member (pencampuran komponen yang berbeda dari debit yang memiliki jumlah air yang berbeda dari beberapa sumber air). Evans dan Davies (1998), Evans et al (1999) menunjukkan bahwa karakteristik loop dari analisis histeresis digunakan untuk menentukan end member yang paling dominan diantara airbumi, air tanah, dan air permukaan. Selain itu dengan teknik ini dapat diketahui adanya keragaman konsentrasi perunut pada saat kurva hidrograf naik dan turun. Pada awal hujan yaitu pada saat kurva naik didominasi dengan aliran permukaan, diikuti oleh air tanah, dan airbumi yang mendominasi aliran pada saat penurunan kurva hidrograf. Hal ini menunjukkan bahwa pola dari sistem yang dikemukakan oleh Evans dan Davies (1998), Evans et al (1999) adalah aliran permukaan, air tanah, dan airbumi. Chanat et al (2002) menyatakan bahwa dalam analisis histeresis terdapat keragaman konsentrasi perunut secara temporal di dalam aliran air pada saat hidrograf meningkat dan menurun. Loop histeresis menunjukkan komponen mana di dalam DAS yang berkontribusi selama hujan. Metode ini memiliki kelemahan yaitu tidak dapat mengkuantifikasi persentase kontribusi setiap komponen. Identifikasi mekanisme pencucian hara dalam skala DAS penting dalam pengembangan model dan prediksi perubahan penggunaan lahan dan dampak perubahan iklim terhadap kualitas air. Pemahaman tentang mekanisme pencucian hara selama kejadian hujan juga penting karena adanya kontribusi DOC dan Nitrogen (Hinton et al 1997, Bernal et al 2005). 86 7.2. Keragaman Debit secara Temporal dan Konsentrasi Unsur Hara Pada penelitian ini konsentrasi unsur diplot terhadap debit untuk beberapa unsur terpilih seperti K+1, Na+, Ca2+, Mg2+, SiO2, SO42-, NO3-, Cl-1, dan HCO3-. Plot data tersebut dikombinasikan dengan plot data debit hasil pengamatan secara temporal dan variasi unsurnya. Pada penelitian ini menggunakan model histeresis Evans dan Davies (1998) untuk menguji hubungan antara komponen sumber air (model 3 komponen campuran/the three component mixing model) yang ditetapkan melalui separasi hidrograf dan sifat kimia airnya, dan histeresis C-Q digunakan untuk menentukan tingkat pencucian (flushing) unsur. Histeresis menggambarkan tentang flushing elemen (unsur hara) kaitannya dengan aliran cepat atau lambat. Evan dan Davies (1998) menjelaskan bahwa hidrograf aliran total (T) terdiri dari 3 komponen yaitu: aliran permukaan (SE), air tanah (SO), dan airbumi (G). Tiga kriteria dasar yang diperlukan untuk menentukan histeresis yaitu: 1) Pola rotasi (searah jarum jam/berlawanan jarum jam). Pola rotasi searah jarum jam jika konsentrasi total (CT) lebih tinggi pada saat kurva naik daripada pada saat kurva menurun. Konsentrasi aliran permukaan (CSE) harus melebihi CSO, sebaliknya jika berlawanan jarum jam CSO harus lebih besar CSE. 2) Bentuk kurva (cembung/cekung). Bentuk kurva cembung jika pada saat kurva naik CT lebih besar daripada CG dan sebaliknya jika bentuk kurva cekung. Nilai CG harus berada diantara kedua komponen lainnya. Sedangkan jika bentuk kurva cekung CG harus paling tinggi atau paling rendah diantara kedua komponen yang lain. 3) Trend (positif/negatif).Trend positif terjadi jika CT secara konsisten lebih tinggi selama kejadian hujan daripada pada saat baseflow, CG memiliki konsentrasi paling rendah dibandingkan komponen lainnya. Sebaliknya jika trend negatif maka CG memiliki konsentrasi paling tinggi. Debit hasil pengukuran dan konsentrasi unsur secara temporal disajikan dalam bentuk C-Q diagram pada kejadian hujan tanggal 14 Pebruari 2010. Pada umumnya konsentrasi unsur menurun pada saat mencapai puncak debit dibandingkan dengan kondisi sebelum hujan. SO4 konsentrasinya lebih menurun lagi pada puncak debit kedua (Gambar 32 f). 87 Tabel 11 Diagnosa penetapan ranking model tiga komponen runoff Tipe Arah rotasi Bentuk kurva Trend Ranking komponen runoff C1 Searah jarum jam Cembung N/A Cair bumi>Cair tanah >Cair hujan C2 Searah jarum jam Cekung Positive Cair bumi>Cair hujan>Cair tanah C3 Searah jarum jam Cekung Negative Cair tanah >Cair bumi >Cair hujan A1 Berlawanan jarum jam Cembung N/A Cair hujan >Cair tanah>Cair bumi A2 Berlawanan jarum jam Cekung Positive Cair hujan >Cair bumi >Cair tanah A3 Berlawanan jarum jam Cekung Negative Cair tanah >Caiir hujan >Cair bumi Berdasarkan model 3 komponen campuran ternyata airbumi, air tanah, dan curah hujan merupakan kontributor aliran di DAS mikro Cakardipa. Airbumi merupakan kontributor utama, disusul kemudian air tanah dan air hujan. K, Na, Ca memiliki bentuk kurva cekung dengan arah rotasi berlawanan jarum jam dan trend positif , dalam hal ini CCurah Hujan > Cair bumi > Cair tanah (model A2). Mg, SO4, NO3 memiliki bentuk kurva cekung dengan arah rotasi searah jarum jam dan trend positif sesuai dengan Evans dan Davies (1998), dalam hal ini Cair bumi > Cair hujan > Cair tanah (model C2). Si dan Cl memiliki bentuk kurva cembung dengan arah rotasi searah jarum jam dan trend tidak dapat diketahui dengan pasti, dalam hal ini Cair bumi > Cair tanah> Cair hujan adalah termasuk model C1. Tingkat pencucian hara di masing-masing sumber aliran (source area) yang termasuk kedalam model C2 adalah yang memiliki tingkat flushing yang paling tinggi diantara model yang dikemukakan oleh Evans dan Davis (1988), C3 tergolong sedang, dan A3 yang paling rendah. 88 120 Debit 1,0 1,0 0,8 0,8 0,6 0,6 K 100 Debit (L dtk-1) 80 60 0,4 K (mg L-1 ) (a) 0,4 40 20 0 0,2 0,2 0,0 0,0 11:00 12:00 13:00 14:00 15:00 16:00 17:00 18:00 19:00 20:00 120 (b) Debit 40 10 10 8 8 6 6 60 70 80 90 100 Debit (L dtk -1 ) Na 100 60 4 40 0 Na (mg L-1 ) Debit (L dtk -1) 80 20 4 2 2 0 0 11:00 12:00 13:00 14:00 15:00 16:00 17:00 18:00 19:00 20:00 120 Discharge( L dtk-1) 100 Discharge 40 25 25 20 20 15 15 Ca 80 60 10 40 20 0 Ca (mg L-1 ) (c) 120 Debit 50 60 70 80 90 100 Debit(L dtk -1 ) 10 5 5 0 0 11:00 12:00 13:00 14:00 15:00 16:00 17:00 18:00 19:00 20:00 40 8 8 6 6 50 60 70 80 90 100 90 100 Debit (L dtk -1 ) Mg 100 80 60 4 40 Mg (mg L -1 ) Debit (L dtk-1) (d) 50 4 2 2 0 0 20 0 11:00 12:00 13:00 14:00 15:00 16:00 17:00 18:00 19:00 20:00 40 50 60 70 80 Debit (L dtk -1 ) 89 Debit SiO2 100 Debit (L dtk-1) 80 20 20 18 18 16 16 14 14 12 12 10 60 8 40 20 0 Si (mg l-1 ) 120 (e) 10 8 6 6 4 4 2 2 0 0 11:00 12:00 13:00 14:00 15:00 16:00 17:00 18:00 19:00 20:00 40 50 60 70 80 90 100 80 90 100 90 100 90 100 Debit (l dtk -1 ) 1,2 1,2 100 1,0 1,0 80 0,8 0,8 60 0,6 40 0,4 20 0,2 0,2 0 0,0 0,0 120 SO4 SO4 (mg L -1 ) Debit Debit (L dtk-1) (f) 0,6 0,4 11:00 12:00 13:00 14:00 15:00 16:00 17:00 18:00 19:00 20:00 6 6 100 5 5 80 4 4 60 3 40 2 20 1 1 0 0 0 120 Debit (L dtk-1) Debit 60 70 NO3 11:00 12:00 13:00 14:00 15:00 16:00 17:00 18:00 19:00 20:00 3 2 40 (h) 50 Debit(L dtk -1 ) NO3 (mg L-1 ) (g) 40 120 Debit 8 8 6 6 50 60 70 80 Debit (L dtk -1 ) Cl 80 60 4 40 4 2 2 0 0 20 0 Cl (mg L -1 ) Debit (L dtk-1) 100 11:00 12:00 13:00 14:00 15:00 16:00 17:00 18:00 19:00 20:00 40 50 60 70 80 Debit (L dtk -1 ) Gambar 32 Keragaman Debit secara Temporal (Kiri) dan Konsentrasi K, Na, Ca, Mg, Si, NO3, SO4, dan Cl dalam Diagram C-Q (kanan) pada 14 Pebruari 2010. 90 7.3 Hubungan Konsentrasi dan Debit di DAS Mikro Cakardipa, DAS Ciliwung Hulu Hubungan antara konsentrasi kation dan anion utama pada air bumi dengan debit pada saat kejadian hujan 14 Pebruari 2010 disajikan pada Gambar 33. Hubungan antara konsentrasi K, Na, Ca, Mg, SiO2, SO4, NO3, dan Cl dengan debit adalah linier dengan koefisien determinan (R2) berkisar antara 0.069 sampai 0.99. Ca, Mg, dan SO4 memiliki hubungan yang erat dengan debit yang ditunjukkan dengan nilai R2 yang tinggi berturut-turut 0,99, 0,92, dan 0,90, diikuti oleh K, Na, dan Cl (berturut-turut R2 = 0,86, 0,88, 0,87). Hubungan yang paling rendah ditunjukkan oleh SiO2. Hal ini menunjukkan bahwa dinamika konsentrasi Ca, Mg, dan SO4 sangat ditentukan oleh debit pada saat hujan dibandingkan dengan SiO2. Hal ini juga sangat mendukung dengan hasil yang diperoleh pada penelitian ini yang menggambarkan Ca dan SO4 sebagai perunut konservatif di DAS mikro Cakardipa. Hasil penelitian Mulholland (1993) dan Inamdar dan Mitchell (2006a) menunjukkan Ca dan SO4 sebagai perunut konservatif dalam analisis end member mixing untuk mencirikan jalur aliran air dominan di dalam DAS. Sedangkan SiO2 tidak menjadi perunut dalam proses hidrologi di DAS mikro Cakardipa dalam hal ini berbeda dengan beberapa penelitian yang menyebutkan SiO2 sebagai perunut konservatif (Subagyono 2005, Inamdar dan Mitchell 2006a, McGlynn dan McDonnell 2003, Shanley et al 2002). 1,0 10 0,8 8 Na (mg L1 ) K (mg L-1 ) 91 0,6 0,4 y = -0,012x + 1,528 R² = 0,861 0,2 6 4 y = -0,117x + 14,20 R² = 0,878 2 0,0 0 0 20 40 60 80 100 0 20 20 10 16 8 12 8 y = -0,155x + 24,13 R² = 0,990 4 40 60 80 100 80 100 Debit (L dtk -1 ) Mg (mg- L-l ) Ca (mg L-1) Debit (L dtkt-1 ) 6 4 y = -0,104x + 12,50 R² = 0,918 2 0 0 0 20 40 60 80 100 0 20 Debit (L dtk-1) 40 60 Debit (L dtk -1 ) 20 1,5 SO4 (mg L-1) Si (mg L-1l) 15 10 y = -0,020x + 12,00 R² = 0,069 5 0 1,0 y = -0,032x + 2,886 R² = 0,903 0,5 0,0 0 20 40 60 80 100 0 20 Debit (L dtk -1) 8 8 Cl (mg- L-l ) 10 NO3 (mg L-1 ) 10 6 4 y = -0,069x + 8,382 R² = 0,867 2 40 60 80 100 Debit (L dtk -1) 6 4 y = -0,090x + 10,96 R² = 0,868 2 0 0 0 20 40 60 Debit (L dtk -1 ) 80 100 0 20 40 60 Debit (L dtk -1 ) 80 100 Gambar 33 Hubungan Konsentrasi Hidrokimia dan Debit DAS Mikro Cakardipa 93 VIII MODEL KONSEPTUAL HUBUNGAN ANTARA PROSES LIMPASAN DENGAN KETERSEDIAAN AIR DAN PENCUCIAN UNSUR HARA 8.1 Pendahuluan Model konseptual merupakan sintesis dari suatu kumpulan konsep dan pernyataan yang menginterpretasikan konsep-konsep tersebut menjadi suatu kesatuan. Model konseptual dapat disajikan dalam bentuk grafik atau diagram dengan beberapa penjelasan. Berdasarkan pengamatan perunut hidrokimia, beberapa penelitian telah berhasil menyusun model konseptual proses limpasan untuk menjelaskan pola kontribusi ketiga end member secara temporal (Wheater et al 1990, Jenkins et al 1994, dan Soulsby et al 1998, Inamdar dan Mitchell 2007). Inamdar dan Mitchell (2007) menyusun model konseptual proses limpasan untuk menjelaskan pola kontribusi ketiga end member secara temporal melalui tiga langkah (stage). Pada tahap pertama yaitu kondisi baseflow ternyata area jenuh pada riparian di lembah mendapat recharge dari rembesan (seepage) airbumi (deep groundwater). Gradient hidraulik rembesan airbumi lebih besar daripada gradient rembesan di riparian/area lahan basah, terutama untuk DAS wilayah hulu. Meskipun demikian beberapa resapan air bumi seperti recharge area di daerah lembah, sebagian besar dialirkan ke sungai. Selanjutnya pada tahap kedua merupakan peningkatan kurva hidrograf. Pada tahap ini terjadi peningkatan hidrograf yang tajam dengan adanya peningkatan kontribusi throughfall. Throughfall masuk melalui area jenuh di permukaan dan dialirkan ke jaringan drainase (drainage network). Kontribusi airbumi dari riparian juga meningkat karena adanya: a) penggantian air riparian dengan throughfall dan presipitasi, b) Percampuran dan pengangkutan air throughfall kedalam aliran permukaan jenuh (saturation overland flow), c) Penggantian air bumi riparian oleh input dari interflow di hillslope. Pada tahap terakhir adalah puncak debit dan kurva penurunan. Pada tahap ini kontribusi air riparian terhadap aliran sungai mencapai puncak karena adanya gradient hidraulik dan flux air di hillslope, dan pada akhir kurva resesi kontribusi riparian dan throughfall menurun. 94 Beberapa penelitian yang dilakukan oleh Van Verseveld et al. (2008), Frey et al. (2007), Joerin et al. (2002), dan Burns et al. (2001) menunjukkan bahwa secara eksplisit terdapat kaitan antara faktor internal dalam DAS (tanah dan larutan unsur kimia) dengan pengamatan kimia aliran/stream chemistry. Pada umumnya terdapat keragaman konsentrasi larutan di outlet berdasarkan pengukuran dibandingkan perhitungan berdasarkan model. Model konseptual hubungan proses limpasan dengan ketersediaan air dalam DAS hanya mencakup proses di dalam DAS yang mempengaruhi kimia aliran atau yang memberi pertanda kimia dalam aliran. 8.2 Model Konseptual Hubungan antara Proses Limpasan dengan Ketersediaan Air secara Spasial dan Temporal dan Pencucian Hara di DAS mikro Cakardipa, Sub DAS Cisukabirus, DAS Ciliwung Hulu Berdasarkan beberapa hasil yang telah dicapai pada penelitian ini yaitu mengenai dinamika aliran bawah permukaan, separasi hidrograf berdasarkan hidrokimia, serta hubungan konsentrasi dan debit, pada bagian ini disajikan model konseptual tentang hubungan proses limpasan dengan pencucian unsur hara. Kuantifikasi mekanisme pencucian unsur hara pada skala DAS sangat penting dalam pengembangan model dan prediksi perubahan penggunaan lahan dan dampak perubahan iklim terhadap kualitas air permukaan. Pencucian unsur hara dapat terjadi karena: (1) adanya peningkatan water table yang memotong lapisan tanah bagian atas dimana terdapat akumulasi unsur hara yang tinggi, 2) adanya transpor unsur hara secara vertikal oleh aliran preferesial melalui tanah sampai ke lapisan antara tanah dan batuan (soil bedrock interface) dan kemudian mengalir secara lateral ke lereng bagian bawah (Creed et al 1996, Hill et al 1999, Buttle et al 2001) dan 3) adanya transpor unsur hara secara vertikal dan kemudian mengalir secara lateral di dalam profil tanah (Gaskin et al 1989). Bishop et al (2004), Weiler dan McDonnell (2006) menyatakan bahwa model konseptual tentang pencucian unsur hara dapat diaplikasikan pada saat kejadian hujan dalam skala waktu (harian). Pemahaman tentang pencucian unsur hara selama hujan penting karena aliran air selama hujan berperan dalam ekspor unsur hara seperti DOC (dissolved organic carbon) dan nitrogen (Hinton et al 1997, Bernal et al 2005). Meskipun telah banyak 95 penelitian tentang pencucian unsur hara, namun penelitian tentang pemahaman mekanisme pencucian unsur hara secara pasti masih lemah. Sebagai contoh penelitian McGlynn and McDonnell (2003) meskipun berhasil menemukan kontribusi aliran yang berasal dari riparian dan lereng dengan pola DOC, namun belum dapat menentukan bagaimana mekanisme terjadinya pencucian unsur hara di lereng. Hasil penelitian ini menunjukkan terdapat hubungan yang erat antara aliran air di lereng bagian atas dengan perilaku unsur hara di lereng bagian bawah dimana pencucian unsur hara terjadi dengan intensif terutama pada saat kejadian hujan. Zone aliran lambat merupakan zone dimana air mengalir secara lambat sehingga terjadi akumulasi unsur hara. Model konseptual hubungan antara proses limpasan dengan ketersediaan air secara spasial diilustrasikan dengan proses limpasan di zone aliran cepat dan lambat, sedangkan secara temporal direpresentasikan melalui kejadian hujan, yakni proses limpasan yang terjadi pada awal, puncak, dan akhir kejadian hujan. Dengan menggunakan perunut Ca dan SO4 diperoleh sumber limpasan yang berasal dari air bumi, air tanah, dan air hujan, dengan model konseptual yang dapat dikemukakan sebagai berikut: 1. Pada awal kejadian hujan, aliran air bawah permukaan pada zona tidak jenuh (unsaturated zone) dan zona jenuh (saturated zone) umumnya vertikal. Ockenden et al (2011) menyatakan bahwa air bergerak melalui berbagai jalur aliran di dalam DAS, seperti jalur aliran cepat yaitu aliran permukaan dan aliran bawah permukaan yang dangkal, atau melalui jalur aliran yang lebih lambat seperti aliran bawah permukaan melalui strata yang lebih dalam melalui batuan. 2. Pada saat hidrograf meningkat, aliran vertikal mencapai kedalaman yang lebih besar di lereng bagian atas (zona aliran lambat), peran air bumi meningkat dari air bumi sebelumnya. Pada saat kurva hidrograf menurun kontribusi airbumi dan air tanah meningkat dari peran sebelumnya dibandingkan pada saat puncak hujan. 3. Di wilayah antara lereng bagian bawah dengan alur sungai pada umumnya terdapat beberapa jalur aliran air (vertikal dan lateral) sehingga terjadi pencucian hara yang intensif dan cukup tinggi. Vulava et al (2008) menyebutkan bahwa pada saat hujan, terjadi pencucian (flushing) oleh airbumi dangkal ke sungai, dalam hal ini 96 kemungkinan airbumi dalam tidak berhubungan dengan sungai. 4. Di wilayah antara lereng bagian bawah dengan alur sungai (zone aliran lambat) menunjukkan respon aliran yang lambat dibandingkan wilayah lainnya karena keadaan aliran di zone ini paling kecil. Gambar 34 Model konseptual hubungan antara proses limpasan dengan ketersediaan air secara spasial dan pencucian unsur hara Dari ilustrasi pada Gambar 34 di atas dapat diuraikan beberapa hal sebagai berikut: a. Di wilayah (1) terjadi infiltrasi yang cepat dan perkolasi, serta perubahan arah aliran. b. Di wilayah (2) aliran mulai bervariasi antara vertikal dan lateral serta terjadi pencucian hara secara intensif. c. Respon aliran di wilayah (3) agak lambat sehingga terdapat akumulasi unsur hara yang cukup tinggi. d. Aliran air di wilayah (4) dapat memicu pencucian unsur hara ke lapisan tanah yang lebih dalam 97 8.3 Aplikasi Model Konseptual untuk Pengelolaan DAS Model konseptual dapat dirangkum dari beberapa pemahaman tentang prosesproses hidrologi di dalam DAS dan berdampak terhadap pengelolaan sumber daya air. Pada umumnya konsentrasi unsur hara di dalam aliran menurun pada saat debit tinggi, namun demikian ada juga beberapa unsur yang meningkat atau bahkan tidak mengalami perubahan. Pola perubahan ini berbeda antara satu DAS dengan DAS yang lain, atau dari satu kejadian hujan dengan kejadian yang lain. Pada daerah berlereng di dalam suatu DAS, pencucian (flushing) unsur hara yang intensif dan cukup tinggi dapat terjadi di wilayah perpotongan antara lereng bagian bawah dengan wilayah di dekat alur sungai. Hal ini terjadi karena di wilayah ini pada umumnya terdapat beberapa jalur aliran air secara vertikal dan lateral. Konsentrasi kation utama seperti Ca, Na, K, dan Mg, juga Si biasanya menurun pada saat debit meningkat, sedangkan konsentrasi hidrogen pada saat yang sama meningkat. Cl dan SO4 tidak memperlihatkan hubungan yang pasti dengan debit (Anderson et al 1997). Namun pada penelitian ini hubungan Cl dan SO4 dengan debit menunjukkan R2 yang tinggi berturut-turut 0,87 dan 0,90, dalam hal ini konsentrasi kedua unsur tersebut menurun pada saat debit meningkat. Beberapa penelitian lain menunjukkan bahwa selama kejadian hujan terdapat peningkatan unsur nitrogen organik terlarut (DON) dan karbon organik terlarut (DOC) (Creed et al 1996, Boyer et al 1997, McHale et al 2002, McGlynn and McDonnell 2003, Vanderbilt et al 2003). Informasi keragaman ketersedian unsur hara secara spasial dan temporal yang juga diperoleh dari hasil penelitian ini sangat penting dalam kaitannya dengan pengelolaan DAS di areal berlereng. Wilayah Indonesia didominasi areal berlereng, namun upaya pengelolaan lahan dan konservasi tanah yang berkelanjutan masih belum dilakukan dengan optimal karena terbatasnya informasi tentang dinamika perilaku transpor unsur hara. Rekomendasi dalam bidang konservasi tanah dan air berbasis lereng saat ini terbatas pada upaya untuk mengurangi aliran permukaan dan erosi, padahal aplikasi pengelolaan lahan melalui upaya konservasi tanah dan air dapat dilakukan untuk mengurangi pencucian unsur hara. 98 Dinamika pencucian hara dan perilaku transpor unsur hara yang juga merupakan bagian dari penelitian ini dapat dipergunakan sebagai landasan dalam melakukan budidaya tanaman di daerah berlereng. Beberapa upaya konservasi tanah yang telah dilakukan selama ini seperti membangun saluran drainase di lereng, pembuatan rorak, dan penanaman tanaman tahunan dapat mengurangi kecepatan aliran air pada saat hujan. Menurut Subagyono (2007) alley cropping dapat mengurangi aliran preferensial dan pencucian unsur hara. Dinamika aliran bawah permukaan dan data hidrokimia merupakan hal penting yang harus dipertimbangkan dalam rangka perencanaan konservasi di daerah berlereng. Di sisi lain, aplikasi pemupukan biasanya dilakukan berbasis keseimbangan hara (nutrient balance) yang statis, sementara perilaku unsur hara yang dinamik karena aliran air belum dipertimbangkan. Untuk menghindari penurunan unsur hara, fenomena dinamika unsur hara harus diperhitungkan dalam aplikasi pemupukan. Dalam pengelolaan DAS, kriteria dan indikator kinerja DAS perlu ditentukan, karena keberhasilan maupun kegagalan program pengelolaan DAS dapat dimonitoring dan dievaluasi melalui kriteria dan indikator yang ditentukan khusus untuk tujuan tertentu (Mas’ud et al 2004). Menurut Rahayu et al (2009) kegiatan rehabilitasi DAS yang terpadu memerlukan biaya dan waktu tidak sedikit. Oleh karena itu, perlu menentukan DAS mana yang memperoleh prioritas dalam kegiatan rehabilitasi. Dalam menentukan prioritas tersebut diperlukan suatu indikator kuantitatif dari fungsi DAS secara objektif. Melalui indikator ini, maka penilaian terhadap kualitas air serta respon hidrologis DAS terhadap 'rehabilitasi' yang bersifat kuantitatif dan lebih empiris dapat dilakukan. Kriteria aspek tata air dalam SK Menteri Kehutanan No 52/Kpts-II/2001 dan Lampiran Peraturan Dirjen Rehabilitasi Lahan dan Perhutanan Sosial (RLPS) No. P.04/V-SET/2009 tanggal 05 Maret 2009 menyebutkan ada 4 indikator dalam menilai kinerja DAS yaitu debit air sungai, laju sedimentasi, kandungan bahan pencemar (polutan) dan koefisien limpasan. Informasi kandungan kimia di dalam sumber aliran yang diperoleh pada penelitian ini dan didukung oleh penelitian sejenis secara temporal (time series), dalam jangka panjang dapat dipergunakan untuk menilai 99 kinerja (‘kesehatan’) DAS dari sisi kandungan bahan pencemar yaitu manakala konsentrasinya sudah melebihi ambang batas yang dapat ditoleransi. PERUNUT HIDROKIMIA SEBAGAI INDIKATOR KINERJA PENGELOLAAN DAS: Studi Kasus DAS Ciliwung Hulu NANI HERYANI SEKOLAH PASCASARJANA INSTITUT PERTANIAN BOGOR BOGOR 2012 103 DAFTAR PUSTAKA Anonim 2006. Integrated Water Resources Management in View of Environmental Sustainability Aspects in Indonesia. UNEP Support for Achieving the IWRM 2005 Target. National Report on Integrated Water Resources Management (IWRM) 2005. Southeast Asia Project. Directorate General of Water Resources Ministry of Public Works Indonesia. Anonim 2004. Kebijakan Pengelolaan Sumber Daya Air di SWS Ciliwung Cisadane untuk Mengatasi Krisis Air Jakarta. Bappeda Propinsi Jawa Barat. Disampaikan pada Seminar Krisis Air Jakarta: Tinjauan Pengelolaan Sumber Daya Air Terpadu Ciliwung Cisadane. Kantor Kementerian PPN/Bappenas Anderson SP, WE Dietrich, R Torres, DR Montgomery, dan K Loague. 1997. Concentration-discharge relationships in runoff from a steep, unchanneled catchment. Water Resources Research, 33(1): 211–225. Bernal, S., Butturini, A., Sabater, F., 2006. Inferring Nitrate Sources Through End Member Mixing Analysis in An Intermittent Mediterranean Stream. Abstract. Biogeochemistry 81, 269–289. Bernal S, Butturini A, Sabater F. 2005. Seasonal variations of dissolved nitrogen and DOC:DON ratios in an intermittent Mediterranean stream. Biogeochemistry 75 (2): 351–372. Beven K, and Germann P. 1982. Macropores and water flow in soils. Water Resources Research, 18(5): 1311–1325. Buttle JM, Dillon PJ and Eerkes GR. 2004. Hydrologic coupling of slopes, riparian zones and streams: an example from the Canadian Shield. Journal of Hydrology. 287(1–4): 161–177. Buttle JM, Lister SW, Hill AR. 2001. Controls on runoff components on a forested slope and implications for N transport. Hydrological Processes 15 (6): 1065– 1070 Buttle JM. 1994. Isotope hydrograph separations and rapid delivery of pre-event water from drainage basins. Prog. Phys. Geogr. 18, 16–41. Burns DA, Plummer LN, McDonnell JJ, Busenberg E, Casile GC, Kendall C, Hooper RP, Freer JE, Peters NE, Beven KJ and Schlosser P 2003. The geochemical evolution of riparian ground water in a forested piedmont catchment. Ground Water 41(7): 913–925. 104 Burns DA, McDonnell JJ, Hooper RP, Peters NE, Freer J, Kendall C, Beven KJ. 2001. Quantifying Contributions to Storm Runoff Through Eend-Member Mixing Analysis and Hydrologic Measurements at the Panola Mountain Research Watershed (Georgia, USA). Hydrological Processes 15 (10): 1903-1924. Bonell M 1998. Progress in the understanding of runoff generation dynamics in forests. Journal of Hydrology. 150: 217–275. Boyer EW, Hornberger GM, Bencala KE, McKnight DM. 1997. Response characteristics of DOC flushing in an Alpine catchment. Hydrological Processes 11 (12): 1635–1647. Brown VA, McDonnell JJ, Burns DA, Kendall C. 1999. The role of event water, a rapid shallow flow component, and catchment size in summer stormflow. Journal of Hydrology 217: 171–190. Buttle J.M, Peters DL 1997. Inferring hydrological processes in a temperate basin using isotopic and geochemical hydrograph separation: a re-evaluation. Hydrological Processes 11: 557–573. Bazemore DE, Eshelman KN, dan Hollenbeck KJ. 1994. The role of soil water in stormflow generation in a forested headwater catchment: synthesis of natural tracer and hydrometric evidence. J. Hydrol. 162: 47-75. Beven KJ, Kirkby MJ. 1979. A physically based variable contributing area model of basin hydrology. Hydrology Science Bulletin 24(1): 43–69. Buttle, J. M., 1994. Isotope hydrograph separations and rapid delivery of pre-event water from drainage basins. Prog. Phys. Geogr., 18, 16–41. Cary RH, JF Dowd, dan NE Peters. 2011. Determining watershed flow pathways using geochemistry and timing. Proceedings of the 2011 Georgia Water Resources Conference,April 11-13, 2011. The University of Georgia Cook PG, Favreau G, Dighton JC and Tickell S, 2003. Determining natural groundwater influx to a tropical river using radon, chlorofluorocarbons and ionic environmental tracers. Journal of Hydrology 277:74-88. Chanat JG, KC Rice, dan GM Hornberger. 2002. Consistency of patterns of concentration-discharge plots. Water Resources Research 38(8): doi:10.1029/ 2001WR000971. 105 Crandall CA, Katz BG and Hirten JJ, 1999. Hydrochemical evidence for mixing of river water and groundwater during high-flow conditions, lower Suwannee River basin, Florida, USA. Hydrogeology Journal 7, 454-467. Creed IF, Band LE, Foster NW, Morrison IK, Nicolson JA, Semkin RS, Jeffries DS. 1996. Regulation of nitrate-N release from temperate forests: a test of the N flushing hypothesis. Water Resources Research 32 (11): 3337–3354. Christophersen N, TA Clair, C T Driscoll, D S Jeffries, C Neal, dan R G Semkin. 1994. Hydrochemical Studies. In B. Moldan dan J.Cerny (eds.). Biogeochemistry of Small Catchments: A Tool for Environmental Research. John Wiley & Sons Ltd. Christophersen N, dan Hooper R P1992. Multivariate analysis of stream water chemical data: the use of principal components analysis for the end member mixing problem. Water Resour. Res., 28 (1), 99-107. Christopherson N, Neal C, Hooper RP, Vogt RD, Andersen SCS. 1990. Modelling streamwater chemistry as a mixture of soilwater endmembers—a step towards second-generation acidification models. Journal of Hydrology 116: 307–320. Dunn SM, JR Bacon, SI Vinogradoff, MC Graham, dan G Farmer 2005. Investigating the utility of simple hydrochemical sampling data for hydrological model calibration. Geophysical Research Abstracts, Vol. 7, 05406, 2005. European Geosciences Union 2005. Dunn SM, McAlister E, Ferrier RC 1998. Development and application of a distributed catchment-scale hydrological model for the river Ythan, NE Scotland. Hydrological Processes 12: 401–416. Davis JC 1986. Statistics and Data Analysis in Geology. Wiley, New York, p. 646. EPA 2007. Water Quality Monitoring and Hydrochemical Loading Study Banda Aceh, Indonesia. Environmental Services Program. USAID/Indonesia. http://www. Esp,or.id/wp-content/uploads/2007/09/r-0193-water-quality-monitoring-andhydrochemi cal-loading-study.pdf Evans C, and Davies TD 1998. Causes of concentration/discharge hysteresis and its potential as a tool for analysis of episode hydrochemistry. Water Resour. Res. 3: 129-137. Evans C, Davies TD, and Murdoch PS 1999. Component flow processes at four streams in the Catskill Mountains, New York, analysed using episodic concentration/discharge relationships. Hydrol. Process. 13: 563-575. 106 Frey K E, DI Siegel, and LC Smith 2007. Geochemistry of west Siberian streams and their potential response to permafrost degradation. Water Resour. Res., 43. W03406. Freer J., McDonnell J.J., Beven K.J., Peters N.E., Burns D.A., Hooper R.P. and Aulenbach B. 2002. The role of bedrock topography on subsurface storm flow. Water Resources Research. 38(12): 1269. doi:10. 1029/ 2001 WR 000872. Faeh AO, Scherrer S, and Naef F. 1997. A combined field and numerical approach to investigate flow processes in natural macroporous soils under extreme precipitation. Hydrology and Earth System Sciences. 1(4): 787–800. Gibson JJ, Price JS, Aravena R, Fitzgerald DF, dan Maloney D. 2000. Runoff generation in a hypermaritime bo-forest upland. Hydrol. Process 14:27112730. Genereux DP, Hooper RD 1998. Oxygen and hydrogen isotopes in rainfall-runoff studies. In Isotope Tracers in Catchment Hydrology. Kendall C, McDonnell J (eds). Elsevier. Gaskin JW, Dowd JW, Nutter WL, Swank WT, 1989. Vertical and lateral components of soil nutrient flux in a hillslope. Journal of Environmental Quality 18 (4): 403–410. Guebert MD, and Gardner TW. 2001. Macropore flow on a reclaimed surface mine: infiltration and hillslope hydrology. Geomorphology, 39: 151–169. Hangen E, M Lindenlaub, Ch Leibundgut, K von Wilpert 2001. Investigating Mechanisms of Stormflow Generation by Natural Tracers and Hydrometric Data: A Small Catchment Study in The Black Forest, Germany. Abstract. Hydrological Processes 15 (2): 183–199. Hooper RP 2001. Applying the scientific method to small catchment studies: A review of the Panola Mountain experience. Hydrological Processes 15(10): 20392050. Hill AR, Kemp WA, Buttle JM, Goodyear D. 1999. Nitrogen chemistry of subsurface storm runoff on forested Canadian Shield hillslopes. Water Resources Research 35 (3): 811–821. Hinton MJ, Schiff SL, English MC. 1997. The significance of storms for the concentration and export of dissolved organic carbon from two Precambrian Shield catchments. Biogeochemistry 36 (1): 67–88. 107 Hinton MJ, Schiff SL, dan English MC 1994. Examining the contributions of glacial till water to storm runoff using two and three component hydrograph separation. Water Resour.Res.30: 983-993. Hooper RP, N Christophersen, and NE Peters 1990. Modelling streamwater chemistry as a mixture of soilwater end members: An application to the Panola Mountain watershed, Georgia, USA. Journal of Hydrology 116: 321–343. Inamdar SP dan M J Mitchell 2007. Contributions of Riparian and Hillslope Waters to Storm Runoff Across Multiple Catchments and Storm Events in a Glaciated Forested Watershed. Journal of Hydrology 341(1-2): 116– 130. Inamdar SP, MJ Mitchell 2006a. Hydrologic and topographic controls on storm-event exports of dissolved organic carbon (DOC) and nitrate across catchment scales. Water Resources Research 42. W03421. Inamdar SP, N O’Leary, M J Mitchell, dan JT Riley 2006b. The impact of storm events on solute exports from a glaciated forested watershed in western New York, USA. Hydrol. Process. 20: 3423–3439. Wiley Inter Science (www.interscience.wiley. com). DOI: 10.1002/hyp.6141. Iriawan N, dan Astuti SP. 2006. Mengolah data statistik dengan mudah menggunakan Minitab 14. Penerbit ANDI Yogyakarta. 469 hal. James AL, NT Roulet 2006. Investigating the applicability of end-member mixing analysis (EMMA) across scale: a study of eight small, nested catchments in a temperate forested watershed. Water Resources Research 42, W08434. doi:10.1029/ 2005WR004419. Joerin C, KJ Beven, I Iorgulescu, A Musy 2002. Uncertainty in hydrograph separation based on geochemical mixing models. Journal of Hydrology: 255:90-106. Jones JAA, and Connelly LJ. 2002. A semi-distributed simulation model for natural pipeflow. Journal of Hydrology 262(1–4): 28–49. Jenkins A, Ferrier RC, Harriman R, Ogunkoya O 1994. A case study in catchment hydrochemistry: conflicting evidence from hydrological and chemical observations. Hydrological Processes 8: 335–349. Jo¨reskog KG, Klovan JE, Reyment RA 1976. Geological Factor Analysis. Elsevier, Amsterdam, p. 178. Krein A, M Salvia-Castellvi, JF Iffly, F Barnich, P Matgen R vd Bos, L Hoffmann, H Hofmann2, A Kies, dan L Pfister 2007. Uncertainty in Chemical Hydrograph 108 Separation. In L. Pfister dan L. Hoffmann (eds.). Uncertainties in the ‘Monitoring-Conceptualisation Modelling’ Sequence of Catchment Research. Proceedings of 11th Conference of the Euromediterranean Network of Experimental and Representative Basins (ERB) Luxembourg, 20 – 22 September 2006. Kosugi K., Uchida T. and Mizuyama T. 2004. Numerical calculation of soil pipe flow and its effect on water dynamics in a slope. Hydrological Processes. 18(4):777–789. Kusmana C 2003. Laporan Akhir Rencana Pengelolaan DAS Terpadu DAS Ciliwung. Kerjasama Balai Penelitian Pengelolaan DAS Citarum-Ciliwung dengan Fakultas Kehutanan IPB. Bogor. Lanni C, JJ McDonnell, dan R Rigon. 2011. On the relative role of upslope and downslope topography for describing water flow path and storage dynamics: a theoretical analysis. Hydrol. Process. 25: 3909–3923. Published online 28 September 2011 in Wiley Online Library (wileyonlinelibrary.com) DOI: 10.1002/hyp.8263 Mas’ud AF, C Nugroho SP, IB. Pramono, 2004. Kriteria dan indikator pengelolaan DAS yang digunakan dalam Gerakan Nasional Rehabilitasi Hutan dan Lahan (GNRHL) di Indonesia. In Mas’ud AF, C Nugroho SP, IB. Pramono, Agus F, van Noordwijk M, dan Rahayu S (Editor). Dampak Hidrologis Hutan, Agroforestri, dan Pertanian Lahan Kering sebagai Dasar Pemberian Imbalan kepada Penghasil Jasa Lingkungan di Indonesia. Prosiding Lokakarya di Padang/Singkarak, Sumatera Barat, Indonesia, 25-28 Pebruari 2004. ICRAFSEA, Bogor, Indonesia McDonnell JJ 2003. Where does water go when it rains? Moving beyond variable source area concept of rainfall-runoff response. Hydrological Processes 17(9): 1869–1875. McDonnell J.J. 1990. A rationale for old water discharge through macropores in a steep, humid catchment. Water Resources Research. 26(11): 2821–2832. McGlynn B.L. and McDonnell J.J. 2003a. Quantifying the relative contributions of riparian and hillslope zones to catchment runoff. Water Resources Research. 39(11). doi:10.1029/2003WR002091. McGlynn B.L. and McDonnell J.J. 2003b. Role of discrete landscape units in controlling catchment dissolved organic carbon dynamics. Water Resources Research. 39(4) 1090. doi:10.1029/2002WR001525. 109 McGlynn BL, McDonnell JJ, Brammer D 2002. A review of the evolving perceptual model of hillslope flowpaths at the Maimai catchment, New Zealand. Journal. of Hydrology. 257(1-4): 1–26. McGlynn BL, McDonnell JJ, Shanley JB, dan Kendall C. 1999. Riparian zone flowpath dynamics during snowmelt in small headwater catchment. Journal of Hydrology 222:75-92. McHale MR, JJ McDonnell, MJ Mitchell, Cirmo CP 2002. A field-based study of soil water and groundwater nitrate release in an Adirondack forested watershed. Water Resources Research. 38(4):1031. Montgomery DR et al. 1997. Hydrologic response of a steep, unchanneled valley to natural and applied rainfall. Water Resources Research. 33(1): 91–109. Mosley M.P. 1982. Subsurface flow velocities through selected forest soils, South Island, New Zealand. Journal of Hydrology 55: 65–92. Mosley M.P. 1979. Streamflow generation in a forested watershed. Water Resources Research 15: 795–806. Mulholland PJ and Hill WR 1997. Seasonal patterns in streamwater nutrient and dissolved organic carbon concentrations: separating catchment flow path and in-stream effects. Water Resour. Res. 33: 1297–1306 Mulholland PJ 1993. Hydrometric and stream chemistry evidence of three storm flowpaths in Walker Branch Watershed. J. Hydrol. 151 (2-4): 291–316. McCarthy KA, McFarland WD, Wilkinson JM and White LD, 1992. The dynamic relationship between ground water and the Columbia River: using deuterium and oxygen-18 as tracers. Journal of Hydrology 135, 1-12. Noguchi S, Tsuboyama Y, Sidle RC, and Hosoda I. 2001. Subsurface runoff characteristics from a forest hillslope soil profile including macropores, Hitachi Ohta, Japan. Hydrological Processes 15: 2131–2149. Ockenden MC, dan NA Chappell. 2011. Identification of the dominant runoff pathways from data-based mechanistic modelling of nested catchments in temperate UK. Journal of Hydrology (2011):71-79 O’Loughlin EM. 1986. Predicition of subsurface saturation zones in natural catchments by topographic analysis. Water Resour. Res. 7:425-448. 110 Pearce A.J., Stewart M.K. and Sklash M.G. 1986. Storm runoff generation in humid headwater catchments: 1. Where does the water come from? Water Resources Research 22:1263–1272. Rahayu S, Widodo RH, van Noordwijk M, Suryadi I dan Verbist B. 2009. Monitoring air di daerah aliran sungai. Bogor, Indonesia. World Agroforestry Centre Southeast Asia Regional Office. 104 p. Reid JM, MacLeod DA, Cresser MS 1981. Factors affecting the chemistry of precipitation and river water in an upland catchment. Journal of Hydrology 50: 129–145. Santoso H 2006. Di Indonesia Perlu Ada Kelembagaan Pengelolaan DAS. 1 September 2006 13:12. http://www.antara.co.id/print/index.php?id=41228. Subagyono K, Tadashi T 2007. The role of subsurface flow dynamic on spatial and temporal variation of water chemistry in a headwater catchment. Indonesian Journal of Agricultural Science 8(1): 17-30. Subagyono K, Tanaka T, Hamada Y, Tsujimura M 2005. Defining Hydrochemical Evolution of Streamflow Through Flowpath Dynamics in Kawakami Headwater Catchment, Central Japan. Abstract. Hydrological Processes 19 (10):1939–1965. Subagyono K, Tanaka T, Y Hamada 2002. The importance of near surface riparian on storm runoff generation and stream chemistry in Kawakami forested headwater catchment (in English) Subagyono K. 2002. Linking of runoff generation to spatial and temporal variation of water chemistry. Dissertation.University of Tsukuba Japan Sidle RC, Tsuboyama Y, Noguchi S, Hosoda I, Fujieda H and Shimizu T 2000. Stormflow generation in steep forested headwaters: a linked hydrogeomorphic paradigm. Hydrological Processes 14(3): 369–385. Semkin RG, DS Jeffries, dan TA Clair 1994. Hydrochemical Methods and Relationships for Study of Stream Output from Small Catchments. In B. Moldan and J.Cerny (eds.) Biogeochemistry of Small Catchments: A Toolfor Environmental Research. John Wiley & Sons Ltd. http://globalecology. stanford.edu /DGE/ CIWDGE/ ........./ SCOPE_51_7_Semkin_163-188.pdf. 23-11-2007. Soulsby C Chen M, Helliwell RC, Ferrier RC, Jenkins A 1998. Hydrogeochemistry of groundwater in an upland Scottish catchment. Hydrological Processes 12: 1111–1118. 111 Sklash M.G., Stewart M.K. and Pearce A.J. 1986. Storm runoff generation in humid headwater catchments: 2. a case study of hillslope and low-order stream response. Water Resources Research 22(8): 1273–1282. Tardy Y, Bustillo V, dan Boeglin JL. 2004. Geo-chemistry applied to the watershed survey: hydro-graph separation, erosion and soil dynamics. A case study: the basin of the Niger River, Africa. Appl. Geochem. 19(4): 469-518. Tanaka T dan Ono T. 1998. Contribution of soil water and its flow path to stormflow Generation in a forested headwater catchment in Central Japan. In Kovar K, Tappeiner U, Peters NE, Craig RG(eds.). Hydrology, Water Resources and Ecology in Headwater. IAHS Publ.No 248:181-188. Tani M. 1997. Runoff generation processes estimated from hydrological observations on a steep forested hillslope with a thin soil layer. Journal of Hydrology 200: 84–109. Tanaka T. 1992. Storm runoff process in a small forested drainage basin. Environ. Geol. Water Sci. 19 (2) 179-191. Tromp-van Meerveld HJ, AL James, JJ McDonnell, and NE Peters 2008. A reference data set of hillslope rainfallrunoff response, Panola Mountain Research Watershed,United States. Water Resour. Res., 44, W06502. Tromp-van Meerveld HJ, dan JJ McDonnell. 2006. Threshold relations in subsurface stormflow:1.A 147-storm analysis of the Panola hillslope. Water Resources Research, 42(2). W02410. Tsuboyama Y, Sidle RC, Noguchi S, and Hosoda I. 1994. Flow and solute transport through the soil matrix and macropores of a hillslope segment. Water Resources Research 30(4): 879–890. Uchida T, McDonnell JJ, Asano Y. 2006. Functional intercomparison of hillslopes and small catchments constrained by water source, flowpath and mean residence time. Water Resources Research 40, W12401. Doi: 10.1029/ 2003WR00. Uchida T, Kosugi KI and Mizuyama T. 2002. Effects of pipe flow and bedrock groundwater on runoff generation in a steep headwater catchment in Ashiu, central Japan. Water Resources Research 38(7). doi:10.1029 /2001WR000261. Uchida T, Kosugi K and Mizuyama T 1999. Runoff characteristics of pipeflow and effects of pipeflow on rainfallrunoff phenomena in a mountainous watershed. Journal of Hydrology 222(1–4): 18–36. 112 Van Verseveld WJ, JJ McDonnell, dan K Lajtha 2008. Mechanistic assessment of nutrient flushing at the catchment scale. Journal of Hydrology 58: 268– 287. Vulava VM, CG Garrett, CL Ginn, TJ Callahan. 2008. Application of geochemical end-member mixing analysis to delineate water sources in a lowland watershed. Proceedings of the 2008 South Carolina Water Resources Conference. Charleston Area Event Center. Vanderbilt KL, Lajtha K, Swanson FJ. 2003. Biogeochemistry of unpolluted forested watersheds in the Oregon Cascades: temporal patterns of precipitation and stream nitrogen fluxes. Biogeochemistry 62 (1): 87–117. Weiler M, McDonnell JJ. 2006. Testing nutrient flushing hypotheses at the hillslope scale: a virtual experiment approach. Journal of Hydrology 319 (1–4): 339– 356. Weiler M, JJ McDonnell, I Tromp-Van Meerveld, dan T Uchida 2005. Subsurface Stormflow. Encyclopedia of Hydrological Sciences. Edited by M. G. Anderson. John Wiley & Sons, Ltd. Weiler M. dan J.J. McDonnell. 2004. Virtual experiments: a new approach for improving process conceptualization in hillslope hydrology. Journal of Hydrology 285(1–4): 3–18. Weiler M, BL McGlynn KJ McGuire, dan J McDonnell 2003. How Does Rainfall Become Runoff? A Combined Tracer and Runoff Transfer Function Approach. Water Resources Research 39 (11):1315. Wenninger J, Uhlenbrook S, Tilch N, Leibundgut C 2004. Experimental Evidence of Fast Groundwater Responses in a Hillslope/Floodplain Area in the Black Forest Mountains, Germany. Abstract. Hydrological Processes 18: 3305– 3322 Wheater HS, Kleissen F, Beck MB, Tuck S, Jenkins A, Harriman R 1990. Modelling short-term flow and chemical response in the Allt a’ Mharcaidh catchments. In Surface Water Acidification Programme, Mason BJ (ed.). Cambridge University Press: 47–54. Woods R,and Rowe L. 1996. The changing spatial variability of subsurface flow across a hillside. Journal of Hydrology (NZ) 35(1): 51–86. 113 LAMPIRAN 114 115 Lampiran 1 Hasil pengamatan kedalaman tanah dan batuan (bedrock) untuk pemasangan peralatan pengamatan hidrokimia di DAS mikro Cakardipa. Titik Pengamatan ke-1 (L1) No 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 Kedalaman (cm) 0-100 100-200 200-300 300-400 400-500 500-600 600-700 700-800 800-900 900-1000 1000-1100 1100-1200 1200-1250 > 1250 Keterangan Warna coklat kekuningan Warna coklat kekuningan Warna coklat kekuningan Warna coklat kekuningan Tanah bercampur batuan cadas (tufa) lunak Tanah bercampur batuan cadas (tufa) lunak Tanah bercampur batuan cadas (tufa) lunak Tanah bercampur batuan cadas (tufa) lunak Lahar lunak Lahar lunak bercampur dengan bahan lava Lava lunak Lava dengan kekerasan sedang Lava dengan kekerasan sedang Lava keras tidak tembus bor dan kedap air Titik Pengamatan ke-2 (L2) No 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 Kedalaman (cm) 0-100 100-200 200-300 300-400 400-500 500-600 600-700 700-800 800-900 >900 Keterangan Warna coklat kekuningan (uraian profil tanah L1) Warna coklat kekuningan Warna coklat kekuningan Tanah bercampur batuan cadas (tufa) lunak Tanah bercampur batuan cadas (tufa) lunak Tanah bercampur batuan cadas (tufa) lunak Lahar lunak Lahar lunak bercampur dengan bahan lava Lava dengan kekerasan sedang Lava keras tidak tembus bor dan kedap air Titik Pengamatan ke-3 (L3) No 1 2 3 4 5 6 Kedalaman (cm) 0-150 150-250 250-300 300-400 400-450 > 450 Keterangan Warna coklat kekelabuan Warna coklat kekelabuan tekstur berkerikil Warna coklat kekelabuan Lahar lunak Lava andesit kekerasan sedang, kedap air Lava andesit keras tidak tembus bor, kedap air. 116 Titik Pengamatan ke-4 (L4) No 1 2 3 4 5 Kedalaman (cm) 0-100 100-150 150-200 200-290 >290 Keterangan Warna coklat kekelabuan Warna coklat kekuningan , berkerikil hancuran tufa Lahar lunak Lava keras Lava tidak tembus dan kedap Titik Pengamatan ke-5 (L5) No 1 2 3 Kedalaman (Cm) 0-50 50-100 >100 Keterangan Tanah Kerikil lepas Lava keras tidak tembus Titik Pengamatan ke-6 (L6) No 1 2 3 4 5 Kedalaman (cm) 0-100 100-200 200-280 280-400 >400 Keterangan Aluvial coklat agak padat Aluvial berlumpur Lapisan tanah berkerikil Lapisan Tufa Lava keras dan kedap air Titik Pengamatan ke-7 (L7) No 1 2 3 4 Kedalaman (cm) 0-50 50-150 150-180 >180 Keterangan Aluvial coklat agak padat Aluvial lunak Lapisan kerikil Lava, keras, kedap air Titik Pengamatan ke-8 (L8) No 1 2 3 4 5 Kedalaman (cm) 0-150 150-200 200-400 400-470 >470 Keterangan Andosol Coklat , lunak Horizon BC, agak lunak Tufa andesit lunak Tufa andesit agak keras tembus air Lava, keras, kedap air 117 Titik Pengamatan ke-9 (L9) No 1 2 3 4 5 Kedalaman (cm) 0-150 150-200 200-400 400-470 >470 Keterangan Andosol Coklat , lunak Horizon BC, agak lunak Tanah Andosol Coklat lunak Horizon II BC, agak keras, tembus air Lava, Keras, Kedap Air Titik Pengamatan ke-10 (L10) No 1 2 3 4 5 6 Kedalaman (cm) 0-200 200-250 250-650 650-670 670-1200 >1200 Keterangan Andosol Coklat , lunak Horizon BC, agak lunak Tanah Andosol Coklat , lunak Horizon II BC, agak keras, tembus air Tufa volkan lunak, bertekstur, SiCl dan tembus air Lava, keras, kedap air 118 Lampiran 2 Uraian Profil Tanah Lereng Sebelah Timur No pengamatan Fisiografi Bahan Induk Bentuk wilayah Lereng Keadaan permukaan Penggunaan lahan Vegetasi Klasifikasi USDA 2007 PPT 1983 Posisi Geografis Lokasi Tanggal pengamatan :1 : Lungur volkan : Lahar dan tufa andesit : Berbukit memanjang : 35 %, posisi lereng atas : Terasering : Kebun campuran : afrika, pisang, talas, ubikayu : Typic Dystruepts : Latosol Coklat Kekuningan : 06069’316” LU dan 106091’ 011” BT : Kp. Bojong Keji, Desa Sukagalih, Kec.Megamendung, Bogor : 9-12-2008 Horison Kedalaman (cm) Ap 0-20 Bw1 20-32 Bw2 32-50 Bw3 50-75 IIBw4 75-96 Uraian Coklat tua (10 YR 4/3); lempung berdebu; cukup, sedang dan halus gumpal; gembur, agak lekat dan agak plastis (basah), pori makro, meso banyak, mikro sedikit, perakaran kasar sedang, perakaran halus dan sedang banyak,; batas horison jelas rata Coklat (10 YR 4/4); lempung liat berdebu; cukup, sedang dan halus gumpal; agak teguh, agak lekat dan agak plastis (basah), pori makro sedang, mesodan mikro banyak, perakaran kasar sedikit, perakaran halus dan sedang banyak; batas horison jelas rata Coklat kekuningan (10 YR 6/6); lempung liat berdebu; kerikil pecahan bahan induk diameter 2-5 cm 20% volume; cukup, sedang dan halus gumpal; agak teguh, agak lekat dan agak plastis (basah), pori makro sedang, meso dan mikro banyak, perakaran halus, sedang dan kasar sedikit; batas horison jelas rata Coklat kekuningan (10 YR 6/6); lempung liat berdebu; cukup, sedang dan halus gumpal; agak teguh, agak lekat dan agak plastis (basah), pori makro sedang, meso dan mikro banyak, perakaran halus dan sedang sedikit; batas horison jelas rata Coklat (10 YR 4/3); lempung liat berdebu; lemah, halus gumpal; gembur, agak lekat dan agak plastis (basah), pori makro sedang, meso dan mikro banyak, perakaran halus dan sedang sedikit; batas horison jelas rata 119 IIBw5 96-120 IIIBw6 120-144 IIIBw7 >144 Coklat (10 YR 5/3); lempung liat berdebu; lemah, halus gumpal; gembur, agak lekat dan agak plastis (basah), pori makro sedang, meso dan mikro banyak, perakaran halus dan sedang sedikit; batas horison jelas rata Coklat pucat ( 10 YR 6/6); lempung berdebu; cukup, halus gumpal; gembur, agak lekat dan agak plastis (basah), pori makro sedang, meso dan mikro banyak, perakaran halus sedikit; batas horison jelas rata Coklat pucat ( 10 YR 6/6); lempung berdebu; cukup, halus gumpal; gembur, agak lekat dan agak plastis (basah), pori makro sedang, meso dan mikro banyak. 120 No pengamatan Fisiografi Bahan Induk Bentuk wilayah Lereng Keadaan permukaan Penggunaan lahan Vegetasi Klasifikasi USDA 2007 PPT 1983 Posisi Geografis Lokasi Tanggal pengamatan :2 : Lungur volkan : Lahar dan tufa andesit : Berbukit memanjang : 15 %, posisi lereng tengah : Terasering : sawah : afrika, pisang, talas, ubikayu, laja : Aeric Endoaquepts : Evisol Aerik : 06069’330” dan 106090’911” : Kp. Bojong Keji, Desa Sukagalih, Kec. Megamendung,Bogor : 9-12-2008 Horison Kedalaman Uraian (cm) Ap 0-16 Coklat tua (10 YR 4/3); lempung berdebu; cukup, sedang dan halus gumpal; gembur, agak lekat dan agak plastis (basah), pori makro, meso banyak, mikro sedikit, perakaran kasar sedang, perakaran halus dan sedang banyak; batas horison jelas rata AB 16-32 Coklat (10 YR 4/4) karatan banyak berwarna kelabu (10 YR 6/1) dan hitam (10 YR 2/1) lempung berdebu; cukup, sedang dan halus gumpal; teguh, agak lekat dan agak plastis (basah), pori makro sedang, mesodan mikro banyak, perakaran halus banyak; batas horison jelas rata Bg1 32-80 Coklat (10 YR 5/4) karatan banyak berwarna kelabu (10 YR 6/1) dan coklat kemerahan (5YR 3/4) ; lempung berdebu; kerikil pecahan bahan induk diameter 2-5 cm 10% volume; cukup, sedang dan halus gumpal; agak teguh, agak lekat dan agak plastis (basah), pori makro sedang, meso dan mikro banyak, perakaran halus, sedang dan kasar sedikit; batas horison jelas rata Bg2 50-66 Coklat kekuningan (10 YR7/6); dan kelabu (10 YR 6/1) karatan banyak berwarna coklat kemerahan (5YR 3/4); lempung berdebu; cukup, sedang dan halus gumpal; agak teguh, agak lekat dan agak plastis (basah), pori makro sedang, meso dan mikro banyak, perakaran halus dan sedang sedikit; batas horison jelas rata Bg3 66-87 Coklat kekuningan (10 YR7/6) dan kelabu (10 YR 6/1) ; karatan banyak berwarna coklat kemerahan (5YR 3/4); lempung berdebu; batuan pecahan bahan induk ukuran besar sebanyak 10%; struktur cukup, halus gumpal; gembur, agak 121 IIBg4 87-105 BCg 105-150 lekat dan agak plastis (basah), pori makro sedang, meso dan mikro banyak; batas horison jelas rata Coklat kekuningan (10 YR7/6) dan kelabu (10 YR 6/1); karatan banyak coklat kemerahan (5YR 3/4 ) dan hitam (10 YR 2/1); lempung berdebu; struktur cukup, halus gumpal; batuan pecahan bahan induk ukuran besar sebanyak 15%; gembur, agak lekat dan agak plastis (basah), pori makro sedang, meso dan mikro banyak; batas horison jelas rata Coklat kekuningan (10 YR7/6) dan kelabu (10 YR 6/1); karatan banyak berwarna dan coklat kemerahan (5YR 3/4), lempung liat berdebu; batuan pecahan bahan induk ukuran besar sebanyak 30%; cukup, halus gumpal; gembur, agak lekat dan agak plastis (basah), pori makro sedang, meso dan mikro banyak. 122 No pengamatan Fisiografi Bahan Induk Bentuk wilayah Lereng Keadaan permukaan Penggunaan lahan Vegetasi Klasifikasi USDA 2007 PPT 1983 Posisi Geografis Lokasi Tanggal pengamatan :3 : Jalur Aliran : alluvium : agak datar : 5 %; posisi lereng bawah : Terasering : Kebun Campuran : afrika, pisang, talas, ubikayu : Aquic Udifluvents : Latosol Coklat berglei : 06069’328” dan 106090’982” : Kp. Bojong Keji, Desa Sukagalih, Kec. Megamendung,Bogor : 9-12-2008 Horison Kedalaman Uraian (Cm) Ap 0-16 Coklat tua (10 YR 4/3); lempung berdebu; lemah, halus gumpal; gembur, agak lekat dan agak plastis (basah), pori makro, meso banyak, mikro banyakt, perakaran kasar sedang, perakaran halus dan sedang banyak; batas horison nyata rata AC 16-32 Coklat kekelabuan (10 YR 6/2) karatan banyak hitam (10 YR 2/1) lempung berdebu; kerikil bulat dari bahan andesit, struktur lemah halus gumpal; teguh, agak lekat dan tidak plastis (basah), pori makro sedang dan meso banyak, perakaran halus banyak; batas horison jelas rata C 32-80 Tanah terdapat dalam sela batuan andesit lepas, bulat diameter 3-10 cm. tanah berwarna coklat dengan karatan bermana hitam, tidak berstruktur. 123 Lampiran 3 Uraian Profil Tanah Lereng Sebelah Barat No pengamatan Fisiografi Bahan Induk Bentuk wilayah Lereng Keadaan permukaan Penggunaan lahan Vegetasi Klasifikasi USDA 2007 DS 1983 Posisi Geografis Lokasi Administratif Tanggall pengamatan Hori son Ap1 Kedalaman (Cm) 0-15 Ap2 15-30 Bwg1 30-46 Bwg2 46-67 `BC1 67-93 BC2 93-120 :4 :Lungur volkan : Alluvium dan Koluvium : agak datar ; 4 % ; posisi lereng : lereng bawah : Terasering : Sawah tadah hujan/tegalan : buncis, pisang, cabe, tomat, dan sawi : Fluventic Dystrudepts : Aluvial Fluvic : lereng bawah,/teras jalur aliran : Kp. Bojong Keji, Desa Sukagalih, Kec. Megamendung,Bogor : 9-7-2010 Uraian Coklat tua (10 YR 4/3); lempung liat berdebu; lemah, halus gumpal; gembur, agak lekat dan agak plastis (basah), pori makro, meso banyak, mikro banyak, perakaran kasar sedang, perakaran halus dan sedang banyak; batas horison nyata rata, pH 5,5 Coklat kekelabuan (10 YR 6/2) karatan banyak hitam (10 YR 2/1) lempung liat berdebu; struktur lemah halus gumpal; teguh, agak lekat dan agak plastis (basah), pori makro sedikit dan mikro banyak, perakaran halus banyak; batas horison jelas rata, pH 5,0 Coklat kekelabuan (10 YR 6/2) dan Coklat (10 YR 5/4), karatan banyak hitam (10 YR 2/1) lempung liat berdebu; struktur lemah halus gumpal; gembur, agak lekat dan agak plastis (basah), pori makro sedikit dan mikro banyak, perakaran halus banyak; batas horison jelas rata, pH 5,0 Kuning kecoklatan (10 YR 6/4) dan Coklat (10 YR 5/4), karatan banyak hitam (10 YR 2/1) lempung liat berdebu; struktur lemah halus gumpal; gembur, agak lekat dan agak plastis (basah), pori makro sedang dan mikro banyak, perakaran halus sedikit; batas horison nyata rata, pH 5,0 Kuning kecoklatan (10 YR 6/4) karatan banyak hitam (10 YR 2/1) dan kelabu pucat (10 YR 8/2) lempung berbatu (10% volume); struktur lemah, gumpal; gembur, agak lekat dan tidak plastis (basah), pori makro sedang dan mikro sedang; batas horison nyata rata, pH 5,0 Kuning kecoklatan (10 YR 6/4) karatan banyak hitam (10 YR 3/1) dan kelabu pucat (10 YR 8/1) lempung berbatu (20% volume); struktur lemah, gumpal; gembur, agak lekat dan tidak plastis (basah), pori makro sedang dan mikro sedang; batas horison nyata rata, pH 5,0 124 BC2 93-120 Coklat (7,5 YR 6/4) dengan campuran (10 YR 3/1) dan merfah (2,5 YR 4/6) kelabu pucat (10 YR 6/1) lempung liat berdebu ; mengandung batu (10% volume); teguh, agak lekat dan agak plastis (basah), pori makro sedang dan mikro banyak; pH 5,0 horison nyata rata, PH 55 125 No pengamatan Fisiografi Bahan Induk Bentuk wilayah Lereng Keadaan permukaan Penggunaan lahan Vegetasi Klasifikasi USDA 2007 DS 1983 Posisi Geografis Lokasi Administratif Tanggal pengamatan Hori son Ap1 Kedalaman (Cm) 0-15 Ap2 15-28 Bw1 28-46 `Bw2 46-95 `II A1 95-112 II Bw1 112-135 :5 :Lungur volkan : Abu dan tufa volkan : Berbukit memanjang ; 25 % ; posisi lereng: lereng tengah : Terasering : Kebun Campuran : Buncis, pisang, cabe, tomat, dan sawi, akasia, : Andic Dystrudepts : Andosol Distrik : 06 41 38,2 dan 106 54 31,1 : Kp. Bojong Keji, Desa Sukagalih, Kec. Megamendung,Bogor : 9-7-2010 Uraian Coklat tua (10 YR 4/3); lempung; cukup, halus, gumpal; gembur, agak lekat dan agak plastis (basah), pori makro sedang, meso dan mikro banyak, perakaran kasar sedang, perakaran halus dan sedang banyak; batas horison nyata rata, pH 5,0 Coklat (10 YR 4/3) lempung liat berdebu; struktur cukup, halus gumpal; teguh, agak lekat dan agak plastis (basah), pori makro sedikit dan mikro banyak, perakaran halus banyak; batas horison jelas rata, pH 5,0 Coklat (10 YR 4/3) dan campuran berwarna putih (10 YR 8/1) dan merah, (5YR 5/6) lempung liat berdebu; struktur cukup halus dan sedang, gumpal; gembur, agak lekat dan agak plastis (basah), pori makro sedikit dan mikro banyak, perakaran halus banyak; batas horison jelas rata, pH 5,0 Coklat (10 YR 4/4) campuran kuning kecoklatan (10 YR 6/6) dan coklat pucat (10 YR 7/4) lempung liat berdebu; struktur cukup, sedang, gumpal; gembur-teguh, agak lekat dan agak plastis (basah), pori makro sedang dan mikro banyak, perakaran halus sedikit; batas horison nyata rata, pH 5,0 Coklat (10 YR 4/3) lempung liat berdebu, struktur cukup,sedang, gumpal; gembur, agak lekat dan tidak plastis (basah), pori makro sedang dan mikro banyak; batas horison nyata rata, pH 5,0 Coklat (10 YR 4/4) dan hitam (10 YR 3/1) 5% volume; lempung liat berdebu; struktur cukup sedang, gumpal; gembur, agak lekat dan agak plastis (basah), pori makro sedang, mikro banyak, pH 5,0 126 No pengamatan Fisiografi Bahan Induk Bentuk wilayah Lereng Keadaan permukaan Penggunaan lahan Vegetasi Klasifikasi USDA 2007 DS 1983 Posisi Geografis Lokasi Administratif Tanggal pengamatan Hori son Ap Kedalaman (Cm) 0-20 Bw1 20-40 Bw2 40-68 `Bw3 68-84 `II A1 84-102 II Bw1 102-130 :6 :Lungur volkan : Abu dan tufa volkan : Berbukit memanjang ; 3-8 % ; posisi lereng: punggung : Terasering : Kebun Campuran : Buncis, pisang, cabe, tomat, dan sawi, akasia, : Andic Dystrudepts : Andosol Distrik : 06 41 40,3 dan 106 54 34,4 : Kp. Bojong Keji, Desa Sukagalih, Kec. Megamendung,Bogor : 9-7-2010 Uraian Coklat tua (10 YR 3/3); lempung; cukup, halus, gumpal; gembur, agak lekat dan agak plastis (basah), pori makro sedang, meso dan mikro banyak, perakaran kasar sedang, perakaran halus dan sedang banyak; batas horison nyata rata, pH 5,0 Coklat tua (10 YR 4/3) lempung liat berdebu; struktur cukup, halus gumpal; teguh, agak lekat dan agak plastis (basah), pori makro sedikit dan mikro banyak, perakaran halus banyak; batas horison jelas rata, pH 5,0 Coklat tua (10 YR 4/3) lempung liat berdebu; struktur cukup, sedang, gumpal; gembur, agak lekat dan agak plastis (basah), pori makro sedikit dan mikro banyak, perakaran halus banyak; batas horison jelas rata, pH 5,0 Coklat kekuningan (10 YR 6/4), lempung liat berdebu; struktur cukup, sedang dan halus, gumpal; gembur-teguh, agak lekat dan agak plastis (basah), pori makro sedang dan mikro banyak, perakaran halus sedikit; batas horison jelas rata, pH 5,0 Coklat (10 YR 4/3) lempung liat berdebu, struktur cukup,halus, gumpal; gembur, agak lekat dan tidak plastis (basah), pori makro sedang dan mikro banyak; batas horison baur rata, pH 5,0 Coklat (10 YR 4/4) lempung liat berdebu; struktur cukup halus, gumpal; gembur, agak lekat dan agak plastis (basah), pori makro sedang, mikro banyak, pH 5,0 127 Lampiran 4 Kandungan Mineral Liat pada Lereng (Atas, Tengah dan Bawah) Sebelah Timur pada Berbagai Kedalaman di DAS Mikro Cakardipa, Sub DAS Cisukabirus a. L1/1 b. L1/2 128 c. d. L1/3 L1/3 L1/4 129 e. L2/1 f. L2/2 130 g. L2/3 h, L3/1 131 i. L3/2 132 Lampiran 5 Kandungan Mineral Liat pada Lereng (Atas, Tengah dan Bawah) Sebelah Barat pada Berbagai Kedalaman di DAS Mikro Cakardipa, Sub DAS Cisukabirus a. L1/2, 30-67 cm b. b. L1/3, 67-93 cm 133 c. L2/1, 0-15 d. L2/2, 28-46 cm 134 e. L2/3, 63-95 cm f. L3/1, 0-20 135 g. L3/2, 40-70 cm h. L3/3, 102-130 cm
Perunut hidrokimia sebagai indikator kinerja pengelolaan DAS studi kasus DAS Ciliwung Hulu Aliran Pengambilan Conto Air Analisis Campuran secara Hidrokimia Analisis Komponen Aliran Berdasarkan Separasi Hidrograf Secara Geokimia Analisis Konsentrasi dengan Debit Discharge Aplikasi Model Konseptual untuk Pengelolaan DAS Bahan dan Alat Perunut hidrokimia sebagai indikator kinerja pengelolaan DAS studi kasus DAS Ciliwung Hulu Dinamika Aliran Bawah Permukaan Pada Saat Hujan End-member mixing analysis EMMA dan Separasi Hidrograf Hipotesis Perunut hidrokimia sebagai indikator kinerja pengelolaan DAS studi kasus DAS Ciliwung Hulu Hubungan Konsentrasi dan Debit di DAS Mikro Cakardipa, DAS Ciliwung Hulu Instalasi Bendung Penduga Debit Pengamatan Hidrometrik di DAS Mikro Cakardipa Karakteristik Curah Hujan Perunut hidrokimia sebagai indikator kinerja pengelolaan DAS studi kasus DAS Ciliwung Hulu Karakteristik Hidrologi Perunut hidrokimia sebagai indikator kinerja pengelolaan DAS studi kasus DAS Ciliwung Hulu Karakteristik Iklim Karakteristik Hidrologi Karakteristik Iklim Perunut hidrokimia sebagai indikator kinerja pengelolaan DAS studi kasus DAS Ciliwung Hulu Karakteristik Mineral Tanah Perunut hidrokimia sebagai indikator kinerja pengelolaan DAS studi kasus DAS Ciliwung Hulu Karakteristik Sumber Daya Tanah DAS Mikro Cakardipa Kebaruan Penelitian Perunut hidrokimia sebagai indikator kinerja pengelolaan DAS studi kasus DAS Ciliwung Hulu Keragaman Debit secara Temporal dan Konsentrasi Unsur Hara Keragaman Hidrokimia Perunut hidrokimia sebagai indikator kinerja pengelolaan DAS studi kasus DAS Ciliwung Hulu Keragaman Hidrokimia Secara Temporal Keragaman Unsur Hidrokimia Secara Spasial dan Temporal Kerangka dan Ruang Lingkup Penelitian Latar Belakang Perunut hidrokimia sebagai indikator kinerja pengelolaan DAS studi kasus DAS Ciliwung Hulu Manfaat Penelitian Perunut hidrokimia sebagai indikator kinerja pengelolaan DAS studi kasus DAS Ciliwung Hulu Model Konseptual Aliran Permukaan dalam Skala DAS Model Konseptual Perunut hidrokimia sebagai indikator kinerja pengelolaan DAS studi kasus DAS Ciliwung Hulu Pemasangan Peralatan Pengamatan Hidrokimia Pendahuluan Karakteristik Curah Hujan Dinamika Aliran Bawah Permukaan Pada Saat Hujan Pendahuluan Perunut hidrokimia sebagai indikator kinerja pengelolaan DAS studi kasus DAS Ciliwung Hulu Penentuan Arah Aliran secara Vertikal dan Lateral Pengamatan Kedalaman Tanah dan Batuan Penggunaan Lahan DAS Mikro Cakardipa Perkembangan Penelitian Tentang Aliran Bawah Permukaan Subsurface Separasi Hidrograf Secara Geokimia untuk Menentukan Sumber Simpulan Saran Pendahuluan Perunut hidrokimia sebagai indikator kinerja pengelolaan DAS studi kasus DAS Ciliwung Hulu Simpulan Saran Perunut hidrokimia sebagai indikator kinerja pengelolaan DAS studi kasus DAS Ciliwung Hulu Sumber Daya Air di DAS Ciliwung:Permasalahan dan Upaya Tujuan Penelitian Manfaat Penelitian Tujuan Penelitian Perunut hidrokimia sebagai indikator kinerja pengelolaan DAS studi kasus DAS Ciliwung Hulu Waktu dan Tempat Penelitian
Aktifitas terbaru
Penulis
Dokumen yang terkait
Tags
Upload teratas

Perunut hidrokimia sebagai indikator kinerja pengelolaan DAS studi kasus DAS Ciliwung Hulu

Gratis