4

BAB II. TINJAUAN PUSTAKA

2.1. Sumber Daya Air

Air merupakan sumberdaya vital yang sekaligus paling berlimpah di muka

bumi. Sekitar 71 % dari permukaan bumi tertutupi oleh air. Dari seluruh air yang

ada di bumi, 97,2 % nya adalah air laut. Dan hanya 2,8 % yang berupa air baku

(fresh water). Sebanyak 70 % dari air baku tersebut berbentuk benua dan gunung

es di kutub bumi. Sisa yang 30 % dari air baku tersebut berada di tanah sebagai

kelengasan tanah dan sebagian lagi berada jauh di dalam akifer di perut bumi. Air

baku yang siap untuk didayagunakan manusia hanya tersedia kurang dari 1 %

(0,01 % dari seluruh air yang ada di bumi). Air itu tersedia di danau, sungai, dan

di sumur dangkal. Ini menunjukkan bahwa air merupakan sumberdaya yang

melimpah di muka bumi sekaligus sangat terbatas untuk dapat dimanfaatkan oleh

manusia.

Sumberdaya air baku di permukaan bumi tersedia dalam distribusi yang tidak

merata. Ditinjau dari curah hujan, maka distribusinya bervariasi dari kondisi

sangat berlimpah sampai tidak ada hujan, seperti di daerah gersang dan padang

pasir. Luas wilayah dengan iklim kering dan setengah gersang meliputi 40 %

permukaan bumi. Namun wilayah ini hanya memperoleh 2 % dari total air baku.

Curah hujan yang turun di daratan sekitar 110.000 km3, sebagian besar akan

menguap lagi ke udara, sebagian lagi terserap oleh tanaman dan masuk ke dalam

tanah. Curah hujan yang terserap ke dalam tanah mengalir menjadi sungai dan

danau jumlahnya sekitar 42.700 km3. Ketimpangan distribusi air ini juga dapat

dilihat dari jumlah aliran di sungai-sungai dunia. Sungai Amazon misalnya,

mengangkangi tidak kurang dari 16 % aliran dunia.

Lebih dari 98 % dari semua air di daratan berada di bawah permukaan tanah

dalam pori-pori batuan dan bahan-bahan butiran. Dua persen sisanya terlihat

sebagai air di sungai, danau, dan reservoir. Setengah dari dua persen ini disimpan

di reservoir buatan dan 98% dari air di bawah permukaan disebut airtanah dan

digambarkan sebagai air yang terdapat pada bahan yang jenuh di bawah muka

airtanah. Dua persen sisanya adalah kelembaban tanah.

5

Jumlah air di bumi secara keseluruhan relatif tetap, yang berubah adalah

wujud dan tempatnya. Tabel 1 berikut menyajikan perkiraan jumlah sumberdaya

air di bumi.

Tabel 1. Perkiraan Jumlah Sumberdaya Air di Bumi Lokasi Volume Air

(km3) Persentase Air di daratan 37800.00 2.8000 Danau air tawar 125.00 0.0090 Danau air asin dan laut daratan 104.00 0.0080 Sungai 1.25 0.0001 Kelembaban tanah dan air vadose 67.00 0.0050 Airtanah sampai kedalaman 4000 m 8350.00 0.6100 Es dan glaciers 29200.00 2.1400 Air di atmosfir 13.00 0.0010 Air di Lautan 1320000.00 97.200 Total Air di Dunia 1360000.00 100.000

Sumber : Fetter, 1994

Ketersediaan air baku di muka bumi rata-rata sebesar 7.300 m3/kapita/tahun

pada tahun 1995. Dibanding tahun 1970, kondisi ini merosot sebesar 37 %.

Kondisi terjadi sebagai akibat terus meningkatnya jumlah penduduk. Ketersediaan

diprediksi akan merosot lagi pada 2025 menjadi antara 40 % sampai 60 %. Pada

saat itu diperkirakan bahwa 35 % penduduk dunia akan mengalami krisis air.

Meningkatnya jumlah penduduk, meskipun Benua Asia memiliki sumberdaya

air baku yang terbesar dibanding benua lain, tetapi ketersediaan air per kapitanya

tergolong yang terendah. Secara keseluruhan, Indonesia termasuk wilayah yang

kaya sumberdaya air. Distribusi sumberdaya air Indonesia per kapita per tahun

tidak kurang dari 15.000 m3. Tetapi kalau dicermati lebih dalam, maka kita akan

dikejutkan oleh ketimpangan distribusi ini. Seperti halnya dengan Benua Asia,

maka Pulau Jawa misalnya, meskipun mendapat karunia hujan yang berlimpah

tetapi ketersediaannya per kapita sangatlah rendah.

Penduduk Jabotabek yang bermukim di Daerah Aliran Sungai Ciliwung, hanya

memperoleh distribusi 200 m3/kapita/tahun. Suatu angka yang sangat rendah.

Bertambahnya kebutuhan air untuk kegiatan manusia dan juga peningkatan

jumlah penduduk yang semakin pesat, kelangkaan air merupakan masalah yang

sangat penting. Air hujan yang jatuh ke bumi, sebagian menguap kembali menjadi

6

air di udara, sebagian masuk ke dalam tanah, sebagian lagi mengalir di

permukaan. Aliran air di permukaan ini kemudian akan berkumpul mengalir ke

tempat yang lebih rendah dan membentuk sungai yang kemudian mengalir ke laut.

2.2. Siklus Hidrologi

Membahas tentang daerah resapan air, sumber daya air, maka tidak akan lepas

dari siklus hidrologi. Siklus Hidrologi adalah sirkulasi air yang tidak pernah

berhenti dari atmosfir ke bumi dan kembali ke atmosfir melalui kondensasi,

presipitasi, evaporasi dan transpirasi.

Pemanasan air samudera oleh sinar matahari merupakan kunci proses siklus

hidrologi tersebut dapat berjalan secara kontinu. Air berevaporasi, kemudian jatuh

sebagai presipitasi dalam bentuk hujan, salju, hujan batu, hujan es dan salju

(sleet), hujan gerimis atau kabut.

Sumber : Todd, 1995

Gambar 1. Siklus Hidrologi

Pada perjalanan menuju bumi beberapa presipitasi dapat berevaporasi kembali

ke atas atau langsung jatuh yang kemudian diintersepsi oleh tanaman sebelum

mencapai tanah. Setelah mencapai tanah, siklus hidrologi terus bergerak secara

kontinu dalam tiga cara yang berbeda :

Evaporasi / transpirasi - Air yang ada di laut, di daratan, di sungai, di

tanaman, dsb. kemudian akan menguap ke angkasa (atmosfer) dan

kemudian akan menjadi awan. Pada keadaan jenuh uap air (awan) itu

7

akan menjadi bintik-bintik air yang selanjutnya akan turun

(precipitation) dalam bentuk hujan, salju, es.

Infiltrasi / Perkolasi ke dalam tanah - Air bergerak ke dalam tanah

melalui celah-celah dan pori-pori tanah dan batuan menuju muka air

tanah. Air dapat bergerak akibat aksi kapiler atau air dapat bergerak

secara vertikal atau horizontal di bawah permukaan tanah hingga air

tersebut memasuki kembali sistem air permukaan.

Air Permukaan - Air bergerak diatas permukaan tanah dekat dengan

aliran utama dan danau; makin landai lahan dan makin sedikit pori-

pori tanah, maka aliran permukaan semakin besar. Aliran permukaan

tanah dapat dilihat biasanya pada daerah urban. Sungai-sungai

bergabung satu sama lain dan membentuk sungai utama yang

membawa seluruh air permukaan disekitar daerah aliran sungai

menuju laut.

Air permukaan, baik yang mengalir maupun yang tergenang (danau, waduk,

rawa), dan sebagian air bawah permukaan akan terkumpul dan mengalir

membentuk sungai dan berakhir ke laut. Proses perjalanan air di daratan itu terjadi

dalam komponen-komponen siklus hidrologi yang membentuk sistem Daerah

Aliran Sungai (DAS) yang merupakan bagian dari daerah resapan air dan zona

resapan air. Jumlah air di bumi secara keseluruhan relatif tetap, yang berubah

adalah wujud dan tempatnya. Akan tetapi sangat banyak manusia tidak menyadari

bahwa bumi ini memiliki air, kurang lebih 1.4 Milyar Km3, tetapi 97.5% dari

seluruh air di bumi adalah air asin, dan hanya 2.5% berupa air tawar.

Sebagian besar air tawar terdistribusi berupa es. Es terdistribusi sebanyak

68.9% berupa es di kutub utara dan selatan serta di puncak-puncak pegunungan

tinggi es abadi sehingga tidak dapat dimanfaatkan langsung oleh manusia.

Sebanyak 29.9% adalah air tawar lainnya tersimpan di bawah permukaan tanah

hingga 5 Km. sisanya 0.9% berupa air tawar yang tidak dapat langsung

dimanfaatkan oleh manusia karena berada di tanaman, uap air dan awan. Menurut

penelitian hanya 0.3% air tawar saja yang langsung dapat dimanfaatkan oleh

manusia karena berada di permukaan bumi seperti danau, telaga, waduk, dan

sungai. Sehingga penurunan kualitas dan kuantitas air permukaan akan

8

mengakibatkan permasalahan yang sangat serius karena menyangkut kehidupan

manusia dan makhluk hidup lainnya.

2.3. Zona Hidrologi dan Zona Hidrogeologi

Hidrologi merupakan ilmu yang berkaitan dengan air bumi, yang meliputi

proses terjadinya air bumi, peredaran, distribusi, sifat-sifat kimia maupun sifat

fisiknya, serta reaksi antara air dengan lingkungan sekitarnya, termasuk

hubungannya dengan makhluk hidup. Sosrodarsono dan Takeda (1999)

menggambarkan hidrologi sebagai ilmu yang digunakan untuk mempelajari

presipitasi, evaporasi, transpirasi, aliran permukaan dan airtanah.

Hidrogeologi dapat diartikan sebagai geologi air (the geology of water), adalah

suatu studi mengenai interaksi antara kerangka batuan dan airtanah. Studi ini

menyangkut aspek-aspek fisika dan kimia yang terjadi di dekat atau di bawah

permukaan tanah, termasuk transportasi massa, material, reaksi kimia, perubahan

temperature dan lain sebagainya (Kodotie, 1996)

Kajian airtanah pada suatu wilayah mengenal adanya zona hidrologi dan zona

hidrogeologi. Suatu wilayah kajian dapat dibatasi secara hidrologi dengan

menelaah keseragaman karakteristik hidrologi yang dimilikinya. Zona hidrologi

yang digunakan dalam kajian airtanah adalah Daerah Aliran Sungai (DAS).

Pembatasan wilayah kajian secara hidrogeologi dilakukan dengan menelaah

keseragaman dari karektiristik hidrogeologi suatu wilayah. Pada awal abad ke 20,

ahli hidrogeologi menetapkan struktur geologi sebagai dasar dari pembentukan

zona hidrogeologi. Perkembangan bidang hidrogeologi menjadikan struktur

geologi hanya sebagian kecil dari banyak karakteristik hidrogeologi dari suatu

wilayah, seperti fluktuasi muka airtanah, konduktivitas hidrolik dan lain

sebagainya.

Pendekatan hidrologi yang digunakan dalam kajian-kajian hidrogeologi,

menjadikan proses pengembalian air ke dalam tanah (resapan) sebagai factor

penting dalam pembentukan zona hidrogeologi. Faktor resapan ini melahirkan

suatu konsep daerah tangkapan (recharge area) dan daerah buangan (discharge

area) dalam kajian hidrogeologi suatu wilayah.

Ahli geologi mendapati bahwa kajian airtanah lebih mudah dilakukan pada

suatu wilayah yang dibatasi secara hidrologi (zona hidrologi). Pada zona ini,

9

persamaan neraca air yang merupakan konsep dasar dari kajian-kajian mengenai

siklus air dapat dijelaskan secara spesifik. Hal ini sulit dilakukan pada zona

hidrogeologi yang banyak memilki masukan (inlet) dan keluaran outlet (outlet)

dipermukaan dan di bawah permukaan tanah.

2.4. Daerah Aliran Sungai

DAS diberi batasan sebagai suatu daerah tertentu yang bentuk dan sifat

alamnya sedemikian rupa, sehingga merupakan satu kesatuan dengan sungai dan

anak sungainya, dengan fungsi untuk menampung air yang bersal dari curah hujan

dan sumber lainnya. Sifat dan karakteristik respon dari setiap DAS akan berbeda-

beda. Karakteristik respon suatu DAS dicerminkan oleh sifat dan aliran sungai

dan fluktuasi muka airtanah (groundwater table). Hal ini tergantung dari sifat fisik

dari DAS, antara lain penggunaan lahan, sifat fisik tanah, iklim dan topografi dari

setiap DAS.

Linsley dan Franzini (1991) mendefenisikan DAS sebagai suatu wilayah dari

suatu titik tertentu pada sutau sungai yang dipisahkan dari DAS-DAS

disebelahnya oleh pembagi atau punggung /gunung. Wilayah ini dapat ditelusuri

pada peta topografi. Semua air permukaan yang berasal dari dari wilayah yang

dikelilingi oleh pembagi tersebut dalirkan melalui titikk terendah pembagi, yaitu

tepat dilalui oleh sungai utama pada DAS yang bersangkutan. DAS dan amosfer

diatasnya, menjadi tempat kelansungan daur hidrologi. Hubungan antara tata air

dan tubuh bumi dapat berjalan secara lansung melalui peranan DAS.

Pendekatan hidrologi dalam studi airtanah suatu DAS melahirkan konsep

dareah tangkapan dan daerah buangan. Daerah tangkapan didefenisikan sebagai

suatu daerah aliran, dimana aliran airtanah (yang jenuh) bergerak menjahui muka

airtanah. Daerah buangan didefenisikan sebagai bagian dari suatu daerah aliran.

Aliran tersebut bergerak mendekati muka airtanah. Pada umumnya muka airtanah

pada daerah tangkapan terletak pada kedalaman tertentu, sedangkan pada daerah

buangan mendekati permukaan tanah. Daerah buangan dapat berupa pantai atau

lembah dengan system aliran sungai (Kodoatie, 1996).

Sebagai tempat pendauran air, DAS merupakan satuan fisik yang cocok bagi

penelahaan proses-proses hidrologi. Di dalam suatu DAS, besara iklim dapat

diukur dan bentuk lahan, penggunaan serta pengololaannya dapat dipelajari.

10

Pemasukan dan pemgeluaran yang terjadi daur hidrologi dapat dihitung dan

dipelajari dengan lebih muda dengan batasan DAS. Proses-proses yang

berlansung pada DAS dapat dikaji berdasarkan interaksi antara komponen-

komponen yang terdapat dalam DAS.

2.4.1. Interaksi Komponen-Komponen DAS

Di dalam sustu system hidrologi DAS dijumpai komponen-komponen system

(subsistem) yang berperan dalam neraca air. Komponen tersebut adalah tanah,

Vegetasi, sungai dan iklim sebagai infrastruktur.

Identifikasi sebagai komponen DAS merupakan kunci dalam pengelolaan

aliran DAS, yaitu dalam upaya menghimpun informasi dari sifat masing-masing

DAS. Komponen-komponen DAS tersebut adalah topografi, tanah, iklim, dan

vegetasi.

Unsur seperti iklim, curah hujan, radiasi surya, suhu, kelembaban udara dan

kecepatan angin merupakan unsur-unsur masukan bagi suatu DAS yang

berpangaruh terhadap keluaran air dari ekosistem DAS tersebut. Unsur-unsur

iklim dan tanah berpengaruh terhadap penyebaran vegetasi yang tumbuh pada

DAS, mulai dari jenis tumbuhan hutan, rumput, semak belukar dan tumbuhan-

tumbuhan yang dibudidayakan manusia.

Sifat-sifat iklim, topografi wilayah, jenis tanah dan sifat tanaman yang tumbuh,

mempengaruhi jumlah air hujan yang jatuh sampai ke permukaan tanah dan air

yang tersimpan di dalam tanah, jumlah air yang lansung mengalir di atas

permukaan tanah sebagai limpasan permukaan dan masuk ke sungai, jumlah air

yang dialirkan secara perlahan-lahan dari simpanan di bawah tanah berupa mata

air, serta jumlah air yang diuapkan kembali melalui proses evapotranspirasi.

Linsley, et al. (1991) menjelaskan peranan geologi pada suatu DAS, yaitu

sebagai pengendali relief, pematangan tanah dan penentu keadaan air dalam tanah

dan aliran permukaan. Kondisi geologi atau material tanah akan menentukan

besarnya laju infiltras, kelembaban tanah, drainase dan aliran permukaan. Kondisi

geologi juga mempengaruhi bagian limpasan yang menjadi limpasan di bawah

tanah, kondisi airtanah, dan berperan dalam proses terjadinya sungai.

Penjelasan di atas menunjukkan bahwa iklim, tanah, geologi, topografi, dan

tumbuhan mempengaruhi keseimbangan air atau neraca air pada suatu DAS.

11

Semua komponen DAS tersususun dalam suatu daur yang dinamakan daur

hidrologi. Karakteristik DAS yang berkaitan dengan neraca air disebut

karakteristik hidrologi DAS.

Manusia sebagai subjek pelaku pendayagunaan komponen-komponen DAS,

tidak hanya memandang DAS sebagai bertempat tinggal, tetapi juga sebagai

tempat untuk memenuhi kebutuhannya. Aktivitas manusia yang berkaitan dengan

tata guna lahan dan pengelolaan suatu DAS sering mengakibatkan terjadinya

berbagai perubahan karakteristik hidrologi DAS tersebut, baik perubahan positif

maupun negatif.

2.4.2. Bentuk dan ukuran (morfometri) DAS

Semakin besar ukuran suatu DAS maka semakin besar air limpasan yang

dihasilkannya. Tetapi, baik laju maupun volume air limpasan per satuan wilayah

dalam DAS tersebut turun apabila luas daerah tangkapan air (catchment area)

bertambah besar. Semakin besar luas DAS, ada kecenderungan semakin besar

jumlah curah hujan yang diterima. Tetapi beda waktu (time lag) antara puncak

curah hujan dan puncak hidrograf aliran menjadi lebih lama. Demikian pula waktu

yang diperlukan untuk mencapai puncak hidrograf dan lama waktu untuk

keseluruhan hidrograf aliran juga menjadi lebih panjang.

Bentuk DAS yang memanjang dan sempit cenderung menurunkan laju air

limpasan daripada DAS berbentuk melebar walaupun luas keseluruhan dari kedua

DAS tersebut sama. Adapun kerapatan drainase, yaitu jumlah dari panjang seluruh

aliran air/sungai (km) dibagi luas DAS (km2), sangat berpengaruh terhadap

kecepatan air limpasan. Semakin tinggi kerapatan drainase maka semakin besar

kecepatan air limpasan untuk curah hujan yang sama, sehingga debit puncak akan

tercapai dalam waktu yang lebih cepat.

2.4.3. Topografi dan Jenis Tanah DAS

Bentuk topografi seperti kemiringan lereng, keadaan parit dan bentuk-bentuk

cekungan permukaan tanah lainnya akan mempengaruhi laju dan volume air

limpasan. Kemiringan lereng DAS mempengaruhi perilaku hidrograf dalam hal

timing. Semakin besar kemiringan lereng suatu DAS maka semakin cepat laju air

limpasan, dan mempercepat respon DAS oleh adanya hujan. DAS dengan

sebagian besar bentang lahan datar atau pada daerah dengan cekungan-cekungan

12

tanah tanpa saluran pembuangan (outlet) akan menghasilkan air limpasan yang

lebih kecil dibandingkan suatu DAS yang lerengnya lebih curam serta pola

pengairan yang dirancang dengan baik.

Karakteristik limpasan suatu DAS sangat dipengaruhi oleh jenis tanahnya,

dikarenakan bentuk butir-butir tanah, coraknya dan cara mengendapnya

merupakan faktor-faktor yang menentukan kapasitas infiltrasi. Bahan-bahan

koloidal juga berpengaruh terhadap kapasitas infiltrasi karena bahan-bahan ini

mengembang dan menyusut sesuai dengan variasi kadar kelembaban tanah.

2.4.4. Tata guna lahan (land use)

Hidrograf sebuah sungai sangat dipengaruhi oleh kondisi penggunaan lahan

dalam DAS tersebut. Vegetasi dapat memperlambat jalannya air limpasan dan

memperbesar jumlah air yang tertahan di atas permukaan tanah (surface

detention) sehingga menurunkan laju air limpasan. Jika areal hutan dibuka dan

dijadikan kawasan budidaya (pembangunan) maka kapasitas infiltrasi akan turun

karena pemampatan permukaan tanah. Air hujan akan mudah terkumpul ke

sungai-sungai dengan kecepatan tinggi sehingga debit puncak akan tercapai dalam

waktu yang lebih cepat.

Besarnya laju air limpasan dapat didekati dengan persamaan rasional (Arsyad,

S., 2000), secara matematis dapat dituliskan sebagai barikut:

Q = C.I.A

Dimana, Q = laju air limpasan ( m3/detik)

I = Intensitas hujan rata-rata (m/detik)

A = luas daerah limpasan (m2)

C = koefisien limpasan

2.5. Airtanah

2.5.1. Pengertian Airtanah

Airtanah adalah air yang bergerak dalam tanah yang terdapat di dalam ruang-

ruang antara butir-butir tanah yang membentuknya dan di dalam retak-retak

batuan dasar. Yang pertama disebut air lapisan dan terakhir disebut air celah

(fissure water). Dengan kata lain, airtanah adalah air yang berada di wilayah jenuh

di bawah permukaan tanah yang merupakan bagian dari air bawah permukaan.

Secara global, dari keseluruhan air tawar yang berada di planet bumi, lebih dari 97

13

% terdiri atas air bawah permukaan. Sembilan puluh delapan persen dari air di

bawah permukaan (98 dari 100 persen air total) disebut airtanah dan digambarkan

sebagai air yang terdapat pada bahan yang jenuh di bawah muka airtanah. Dua

persen sisanya adalah berupa lengas tanah pada zona tidak jenuh di atas muka

airtanah.

Airtanah dapat dijumpai di hampir semua tempat di bumi. Airtanah dapat

ditemukan di bawah gurun pasir yang paling kering sekalipun, demikian juga di

bawah tanah yang membeku karena tertutup lapisan salju atau es. Sumbangan

airtanah berasal dari daerah arid dan semi-arid serta daerah lain yang mempunyai

formasi geologi yang paling sesuai untuk penampungan airtanah.

Pengetahuan yang menyeluruh tentang sistem penampungan air (water

storage) dan gerakan airtanah dianggap penting untuk suatu pemahaman yang

lebih baik tentang proses dan mekanisme daur hirologi. Air permukaan (aliran air

sungai, air danau/waduk dan genangan permukaan air yang lainnya) dan airtanah

pada prinsipnya mempunyai keterkaitan yang erat serta keduanya mengalami

proses pertukaran yang terus menerus. Selama musim kemarau (tidak ada hujan)

kebanyakan sungai masih mengalirkan air. Air sungai tersebut sebagian besar

berasal dari dalam tanah, terutama dari daerah hulu sungai yang umunya

merupakan daerah resapan yang didominasi oleh daerah bervegetasi (hutan).

Selain faktor-faktor di atas permukaan tanah, proses terbentuknya airtanah juga

sangat dipengaruhi oleh faktor formasi geologi. Berkaitan dengan hal ini, terdapat

beberapa istilah penting, yakni:

a) Akuifer (akuifer), adalah suatu lapisan, formasi, atau kelompok formasi

satuan geologi yang permeabel baik yang terkonsolidasi (misalnya

lempung) maupun yang tidak terkonsolidasi (pasir) dengan kondisi jenuh

air dan mempunyai suatu besaran konduktivitas hidrolik (K) yang

berfungsi menyimpan airtanah dalam jumlah besar sehingga dapat

membawa air (air dapat diambil) dalam jumlah yang ekonomis. Dengan

demikian, akuifer pada dasarnya adalah kantong air yang berada di dalam

tanah.

b) Aquiclude (impermeable layer), adalah suatu lapisan-lapisan, formasi, atau

kelompok formasi satuan geologi yang impermeabel dengan nilai

14

konduktivitas hidrolik yang sangat kecil sehingga tidak memungkinkan air

melewatinya. Dapat dikatakan juga merupakan lapisan pembatas atas dan

bawah suatu confined akuifer.

c) Aquitard (semi impervious layer), adalah suatu lapisan-lapisan, formasi,

atau kelompok formasi satuan geologi yang permeabel dengan nilai

konduktivitas hidrolik yang kecil. Namun, masih memungkinkan air

melewati lapisan ini walaupun dengan gerakan yang lambat. Dapat

dikatakan juga merupakan lapisan pembatas atas dan bawah suatu semi

confined akuifer.

d) Confined Akuifer, merupakan akuifer yang jenuh air yang dibatasi oleh

lapisan atas dan bawahnya merupakan aquilude dan tekanan airnya lebih

besar dari tekanan atmosfer. Pada lapisan pembatasnya tidak ada air yang

mengalir (non-flux).

e) Semi Confined (leaky) Akuifer, merupakan akuifer yang jenuh air yang

dibatasi oleh lapisan atas berupa aquitard dan lapisan bawahnya

merupakan aquiclude. Pada lapisan pembatas dibagian atasnya. Karena

bersifat aquitard masih ada air yang mengalir ke akuifer tersebut (influx)

walaupun hidrolik konduktivitasnya jauh lebih kecil dibandingkan hidrolik

konduktivitas akuifer. Tekanan air pada akuifer lebih besar dari tekanan

atmosfer.

f) Unconfined Akuifer, merupakan akuifer jenuh air (saturated). Lapisan

pembatasnya merupakan aquitard. Namun hanya pada bagian bawahnya,

sedangkan pada lapisan atasnya tidak ada pembatas aquitard. Batas di

lapisan atas merupakan muka airtanah. Dengan kata lain merupakan

akuifer yang mempunyai muka airtanah.

g) Semi Unconfined akuifer, merupakan akuifer yang jenuh air (saturated)

yang lapisan bawahnya dibatasi merupakan aquitard. Pada bagian atasnya

ada lapisan pembatas yang mempunyai konduktivitas hidrolik lebih kecil

daripada konduktivitas hidrolik dari akuifer. Akuifer ini juga mempunyai

muka airtanah yang terletak pada lapisan pembatas tersebut.

h) Artesian Akuifer, merupakan confined akuifer di mana ketinggian

hidroliknya (potentiometric surface) lebih tinggi daripada muka tanah.

15

Oleh karena itu, apabila pada akuifer ini dilakukan pengeboran, maka akan

timbul pancaran air (spring) karena air yang keluar dari pengeboran ini

berusaha mencapai ketinggian hidrolik tersebut.

2.5.2. Asal Mula Airtanah

Jumlah airtanah yang besar yang disimpan di bawah permukaan bumi dapat

digambarkan oleh penaksiran Shimer (1968) yang menggambarkan bahwa jika

semua airtanah di Amerika Utara dibawa ke permukaan, ia akan menutupi lahan

sampai kedalaman 2,5 m lebih, yang setara dengan beberapa kali presipitasi

tahunan. Air ini tentunya harus berasal dari suatu tempat. Secara praktis semua air

bawah permukaan berasal dari presipitasi. Akan tetapi, jumlah airtanah yang

secara relatif kecil, berasal dari sumber-sumber lain. Waktu rata-rata yang

diperkirakan oleh suatu tetes hujan untuk berjalan dari hujan ke laut kurang lebih

adalah sekitar 400 tahun (Gelhar, 1972).

Asal muasal airtanah juga dipergunakan sebagai konsep dalam menggolongkan

airtanah ke dalam 4 tipe yang jelas (Todd, 1995), yaitu:

1) Air meteorik: air ini berasal dari atmosfer dan mencapai zona kejenuhan baik

secara langsung maupun tidak langsung dengan: (a) secara langsung oleh

infiltrasi pada permukaan tanah (b) secara tidak langsung oleh perembesan

influen (dimana kemiringan muka airtanah menyusup di bawah aras air

permukaan – kebalikan dari efluen) dari danau, sungai, saluran buatan, dan

lautan (c) secara langsung dengan cara kondensasi uap air (dapat diabaikan).

2) Air juvenil: air ini merupakan air baru yang ditambahkan pada zona kejenuhan

dari kerak bumi yang dalam. Selanjutnya, air ini dibagi lagi menurut sumber

spesifikasinya ke dalam: (a) air magmatic (b) air gunung api dan air kosmik

(yang dibawa oleh meteor).

3) Air diremajakan (rejuvenated): air yang untuk sementara waktu telah

dikeluarkan dari siklus hidrologi oleh pelapukan, maupun oleh sebab-sebab

lain, kembali ke siklus lagi dengan proses-proses metamorfisme, pemadatan,

atau proses-proses yang serupa

4) Air konat: air yang dijebak pada beberapa batuan sedimen atau gunung pada

asal mulanya. Air tersebut biasanya sangat termineralisasi dan mempunyai

salinitas yang lebih tinggi dari pada air laut.

16

Untuk lebih memahami proses terbentuknya airtanah, pertama kali harus

diketahui tentang gaya-gaya yang mengakibatkan terjadinya gerakan air di dalam

tanah. Uraian tentang infiltrasi telah secara lengkap menunjukkan proses dan

mekanisme perjalanan air dalam tanah. Juga telah disebutkan bahwa semakin

dalam, jumlah dan ukuran pori-pori tanah menjadi semakin kecil. Lebih lanjut,

ketika air tersebut mencapai tempat yang lebih dalam, air tersebut sudah tidak

berperan dalam proses evaporasi atau transpirasi. Keadaan tersebut menyebabkan

terbentuknya wilayah jenuh di bawah permukaan tanah yang kemudian dikenal

sebagai airtanah.

2.5.3. Distribusi Vertikal Airtanah

Untuk usaha-usaha pengisian kembali airtanah melaui peningkatan proses

infiltrasi tanah serta usaha-usaha reklamasi air airtanah, maka kedudukan akuifer

dapat dipandang dari dua sisi yang berbeda:

1. Zona akuifer tidak jenuh: adalah suatu zona penampung air di dalam tanah

yang terletak di atas permukaan airtanah (water table) baik dalam keadaan

alamiah (permanen) atau sesaat setelah berlangsungnya periode

pengambilan airtanah.

2. Zona akuifer jenuh: adalah suatu zona penampung airtanah yang terletak

di bawah permukaan airtanah kecuali zona penampung airtanah yang

sementara jenuh dan berada di bawah daerah yang sedang mengalami

pengisian airtanah.

Zona akuifer tidak jenuh merupakan zona penyimpan airtanah yang paling

berperan dalam mengurangi kadar pencemaran airtanah. Oleh karena itu, zona ini

sangat penting untuk usaha-usaha reklamasi dan sekaligus pengisian kembali

airtanah. Sedang kan zona akuifer jenuh seperti telah diuraikan di muka lebih

berfungsi sebagai pemasok airtanah yang memiliki keunggulan dibandingkan

dengan zona akuifer tidak jenuh. Dalam hal akuifer yang pertama tersebut mampu

memasok airtanah dalam jumlah yang lebih besar serta mempunyai kualitas air

yang lebih baik.

Akuifer ini dibedakan menjadi akuifer bebas (unconfined akuifer) dan akuifer

tertekan (confined akuifer). Akuifer bebas terbentuk ketika tinggi permukaan

airtanah (water table) menjadi batas antara zona tanah jenuh. Tinggi permukaan

17

airtanah berfluktuasi tergantung pada jumlah dan kecepatan air (hujan) masuk ke

dalam tanah, pengambilan airtanah, dan permeabilitas tanah. Akuifer tertekan juga

dikenal sebagai artesis, terbentuk ketika airtanah dalam dibatasi oleh lapisan

kedap air sehingga tekanan di bawah lapisan kedap air tersebut lebih besar

daripada tekanan atmosfer.

Penyebaran airtanah dapat dibedakan berdasarkan daerah penyebarannya

menjadi zona aerasi (zona akuifer tidak jenuh) dan zona jenuh (zona akuifer

jenuh). Pada zona akuifer jenuh, semua pori-pori tanah terisi oleh air di bawah

tekanan hidrostatik. zona ini dikenal sebagai zona airtanah. Zona aerasi dapat

dibagi menjadi beberapa bagian wilayah penampung airtanah seperti tersebut di

bawah ini (Todd, 1995):

1) Zona airtanah (soil water zone). zona airtanah bermula dari

permukaan tanah dan berkembang ke dalam tanah melalui akar

tanaman. Kedalaman yang dicapai airtanah ini bervariasi tergantung

pada tipe tanah dan vegetasi. zona airtanah ini dapat diklasifikasikan

menjadi: zona air higroskopis, yaitu air yang diserap langsung dari

udara di atas permukaan tanah; air kapiler; dan air gravitasi, yaitu air

yang bergerak ke dalam tanah karena gaya gravitasi bumi.

2) Zona pertengahan (intermediate zone). zona ini umumnya terletak

antara permukaan tanah dan permukaan airtanah dan merupakan

daerah infiltrasi.

3) Zona kapiler (capilary zone). zona kapiler terbentang dari

permukaan airtanah ke atas sampai ketinggian yang dapat dicapai

oleh gerakan air kapiler.

4) Zona jenuh (saturated zone). Pada zona jenuh ini semua pori-pori

tanah terisi oleh air.

2.5.4. Keadaan Airtanah

2.5.4.1.Lapisan Permeabel dan Lapisan Impermeabel

Lapisan yang dapat dilalui dengan mudah oleh airtanah seperti lapisan pasir

atau lapisan kerikil disebut lapisan permeabel. Lapisan yang sulit dilalui airtanah

seperti lapisan lempung atau lapisan silt disebut lapisan kedap air (aquiclude) dan

lapisan yang menahan air seperti lapisan batuan (rock) disebut lapisan kebal air

18

(aquifuge). Kedua jenis lapisan ini disebut lapisan impermeabel. Lapisan

permeabel yang jenuh dengan airtanah disebut juga akuifer (lapisan pengandung

air).

2.5.4.2.Air Bebas dan Air Tertekan

Airtanah dalam akuifer yang tertutup dengan lapisan impermeabel mendapat

tekanan dan disebut air tertekan. Airtanah dalam akuifer yang tidak tertutup

dengan lapisan impermeabel disebut airtanah bebas atau air tak tertekan.

Permukaan airtanah di sumur dari airtanah bebas adalah permukaan air bebas dan

permukaan airtanah dari akuifer adalah permukaan air tertekan. Jadi permukaaan

air bebas adalah batas antara zona yang jenuh dengan airtanah dan zona aerasi (tak

jenuh) dari atas zona yang jenuh.

Air bebas mempunyai suatu keadaan yang pelik di dalam tanah yang

disebabkan oleh kapilaritas. Sebaliknya, permukaan airtanah tertekan itu

ditentukan oleh gradien antara titik pemasukan dan titik pengeluaran dan oleh

karakteristik dari akuifer. Karakteristik-karakteristik air bebas dan air tertekan

dapat dilihat dalam Tabel 2.

Tabel 2. Karakteristik air bebas dan air tertekan Zona Air Air Bebas Air Tertekan

Akuifer Mempunyai hubungan dengan zona aerasi

Ditutup dengan lapisan impermeabel

Permukaan airtanah

Batas antara zona aerasi dan zona jenuh adalah permukaan airtanah bebas.

Permukaan air tertekan (dengan tekanan)

Permukaan air di sumur

Permukaan air bebas berubah-ubah perlahan-lahan oleh pemompaan atau berhenti. Permukaan itu dipengaruhi dengan pekak oleh curah hujan dan kondisi aliran sungai, tetapi tidak dipengaruhi oleh tekanan udara dan pasang surut.

Variasi permukaan air tertekan menyebar secepat kecepatan suara. Permukaan itu berubah sedikit peka terhadap tekanan udara dan pasang surut. Akan tetapi, dipengaruhi banyak oleh curah hujan dan kondisi aliran sungai.

Jari-jari pengaruh 150-500 m, terbesar 1.000 m.

500-1000 m, untuk jari-jari beberapa km.

Sumber : Todd, 1995

19

2.5.4.3.Karakteristik air lapisan dan air celah

Karakteristik air lapisan dan air celah disajikan dalam Tabel 3.

Tabel 3. Karakteristik Air Lapisan dan Air Celah Keterdapatan

Air Air Lapisan Air Celah

Kondisi kadar air

Air terdapat dalam ruang antara butir-butir tanah dari lapisan.

Air terdapat dalam ruang celah sekunder atau zona retakan.

Theori airtanah Umumnya dapat diekplorasi

Dalam banyak hal tidak dapat diekplorasi

Keadaan akuifer Akuifer dibentuk dan didistribusi secara teratur menurut kondisi sedimentasi. Air diisi terutama melalui akuifer

Akuifer khusus tidak dibentuk dan didistribusi secara tidak teratur. Air diisi terutama melaui zona celah dan retakan

Jenis akuifer Pasir, kerikil, lapisan-lapisan pasir, dan kerikil dalam alluvium atau dilluvium

Zona retakan yang terbentuk dalam batuan daras (dalam lapisan sebelum tersier atau batuan fragmen gunung api)

Daerah tempat terjadinya

Dataran, terras Daerah bergunung-gunung, kaki gunung api

Cara pengambilan air

Sumur, kolam pengumpul, saluran pengumpul

Pemboran horizontal, terowongan

Sumber : Todd, 1995

2.5.5. Jenis Kondisi Airtanah

Airtanah berpengaruh pada pengembangan air. Pengembangan airtanah

diklasifikasikan dalam lima jenis keadaan sesuai dengan kondisi airtanah yaitu

airtanah dalam dataran alluvial, airtanah dalam kipas detrital, airtanah dalam

terras dilluvial, airtanah di kaki gunung api, dan airtanah dalam zona batuan retak.

2.5.5.1.Airtanah Dataran Alluvial

Volume airtanah dataran alluvial ditentukan oleh tebal, penyebaran, dan

permeabilitas dari akuifer yang terbentuk dalam alluvium dan dilluvium yang

mengendap dalam dataran. Air susupan, airtanah yang dalam, dan airtanah

sepanjang pantai mempunyai sfat-sifat sebagai berikut:

(1) Air susupan (influent water)

Airtanah dalam lapisan yang mengendap di dataran banjir ditambah langsung

dari peresapan air sungai disebut air susupan. Titik permulaan peresapan air

sungai dapat diperkirakan dari garis kontur permukaan airtanah. Makin panjang

jarak dari titik asal, maka makin kecil tahanan listriknya. Karena makin panjang

20

penyusupan, makin banyak bahan-bahan listrik yang larut dalam airtanah. Jadi

kondisi air susupan dapat diketahui dengan garis tahanan iso-listrik dari airtanah.

Koefisien permeabilitas dari lapisan yang diendapkan di dataran alluvial yang

sebagian besar terdiri dari pasir dan kerikil adalah kira-kira 10-1 cm/det.

Mengingat gradien hidroliknya hampir sama dengan gradien sungai, maka

kecepatan alirannya juga besar. Jadi suhu air dan kualitasnya adalah lebih

menyamai suhu dan kualitas air sungai dari pada airtanah.

Dalam periode kurang air, volume air susupan sangat berkurang. Arah aliran

air berubah dan airtanahpun keluar ke sungai, sehingga memerlukan penyelidikan

yang cukup untuk menentukan cara pengambilan air. Untuk meningkatkan

efisiensi pengambilan air, maka arah letak drainase pengumpul harus tegak lurus

pada garis kontur permukaan air.

(2) Airtanah di lapisan yang dalam

Alluvium dan dilluvium yang diendapkan setebal seratus sampai beberapa m di

dataran alluvium terdiri dari lapisan pasir dan lapisan kerikil, lapisan loam dan

lapisan lempung. Airtanah di lapisan yang dalam selalu tertekan dan seringkali

permukaan air yang tertekan itu terdapat di dekat permukaan tanah.

a. Permeabilitas dari akuifer adalah kira-kira 10-2 sampai 10-3 cm/det

dan mengingat permukaan air hidrolik itu dalam, maka

pengambilan air dilakukan dengan sumur dalam.

b. Untuk pipa 300 mm, kapasitas pompa 1000 sampai 3000 m3/hari.

c. Penurunan permukaan airtanah dapat terjadi oleh konsolidasi

lapisan lempung yang disebabkan oleh penurunan permukaan

airtanah.

d. Jika pemompaan diadakan pada lapisan yang dalam, maka

penurunan permukaan air tertekan itu besar dan jari-jari lingkaran

pengaruh dapat mencapai beberapa kilom.

(3) Airtanah sepanjang pantai

Mengingat sumur di tepi pantai itu tidak dapat dipergunakan kembali setelah

dimasuki air asin, maka harus diperhatikan hal-hal sebagai berikut:

a. Untuk airtanah bebas: Jika batas antara air asin dan air tawar

berada dalam keseimbangan yang statis, maka untuk zona

21

airtanah bebas di pantai dengan permeabilitas yang kira-kira

merata, berlaku (Todd, 1995):

휌퐻 = 휌 (퐻 + ℎ)

퐻 = 휌

휌 − 휌 ℎ

dimana:

0 : kerapatan air tawar

: kerapatan air asin

h : tinggi dari permukaan air asin ke permukaan air tawar

H : dalam dari permukaan air laut ke batas (antara air asin dan air tawar).

Untuk 0 = 1000, = 1.024 didapat H = 42 h

Hubungan di atas disebut hukum Herzberg. Percampuran air asin dan air tawar

dalam sebuah sumur dapat terjadi dalam hal-hal sebagai berikut:

Dasar sumur terletak di bawah perbatasan antara air asin

dan air tawar.

Permukaan air dalam sumur selama pemompaan menjadi

lebih rendah dari permukaan air laut, sehingga daerah

pengaruhnya mencapai tepi pantai.

Keseimbangan perbatasan antara air asin dan air tawar

tidak dapat dipertahankan. Perbatasan itu dapat naik secara

abnormal yang disebabkan oleh penurunan permukaan air

di dalam sumur selama pemompaan.

b. Untuk airtanah tertekan : Perbatasan antara air asin dan air tawar

dalam akuifer tertekan ditentukan oleh dalamnya akuifer,

permeabilitas, besar tekanan, dan lain-lain. Jadi terkadang,

meskipun sumur dalam dan di tepi pantai, tidak akan terdapat

percampuran air asin. Tetapi kadang-kadang percampuran itu

akan terjadi walaupun sumur dangkal dan cukup jauh dari tepi

pantai.

c. Alluvium di atas lembah yang tenggelam : Jika lapisan pasir dan

kerikil dengan permeabilitas yang tinggi diendapkan di atas dasar

lembah yang tenggelam dan mempunyai daerah pengaliran yang

22

kecil dibandingkan dengan luas lembah, maka sering juga air asin

dapat menyusup agak jauh ke dalam daratan melalui pasir dan

kerikil.

2.5.5.2.Airtanah di Dalam Kipas Detrital

Endapan kipas detrital dibagi atas endapan di atas kipas, dan endapan di bagian

ujung bawah kipas. Kesemuanya memiliki karakteristik sebagai berikut:

1. Endapan di atas kipas terdiri dari lapisan pasir dan kerikil yang tidak

terpilih. Zona penambahan dimana airtanah sulit ditampung, terbentuk

pada bagian hulu endapan. Permeabilitas endapan pada bagian atas kipas

adalah sekitar 10-1 sampai 10-2 cm/det.

2. Endapan dibagian tengah kipas terdiri dari lapisan pasir dan

permeabilitasnya 10-2 sampai 10-3 cm/det. Permukaan airtanah bebas

umunya dalam.

3. Endapan loam pada ujung bawah kipas umumnya berbentuk lensa.

Akuifer yang terdapat di bawah endapan ini adalah airtanah tertekan.

4. Makin dekat ke ujung batas kipas, permukaan airtanah makin dangkal

dan seringkali akan keluar di ujung bawah kipas. Tetapi pada bagian ini

dapat terbentuk juga zona airtanah tertekan yang dangkal mengingat

bagian ini tertutup dengan lapisan lempung

2.5.5.3. Airtanah di Dalam Terras Diluvial

Airtanah terras diluvial yang tertutup dengan endapan terras yang agak tebal

ditentukan oleh keadaan bahan dasar dan daerah pengaliran dari terras. Kondisi-

kondisinya adalah sebagai berikut:

1. Airtanah pada lembah, bagian dari batuan dasar terdapat akuifer yang

tebal dan mata air akan keluar pada bagian dimana batuan dasar itu

letaknya dangkal.

2. Terras bersambungan dengan kaki gunung api dan endapan lapisannya

juga bersambungan dengan endapan kasar gunung api, maka pengisian

airtanah akan menjadi besar meskipun daerah aliran terras itu kecil.

2.5.5.4. Airtanah di Kaki Gunung Api

Mengingat kaki dari gunung api mempunyai topografi yang aneh, maka

airtanahnya mempunyai karakteristik sebagai berikut:

23

1. Kaki gunung api mempunyai latar belakang yang tinggi, sehingga bagian

ini mempunyai curah hujan yang lebih banyak dari pada daerah

sekelilingnya. Pengisian airtanah tentu lebih banyak.

2. Fragmen-fragmen gunung api mempunyai ruang-ruang yang banyak dn

dapat dengan mudah menyalurkan airtanah. Pada ujung terras akan

terbentuk akuifer yang besar dengan mata air yang banyak.

3. Mengingat pada bagian dasar aliran lava itu terdapat banyak retakan dan

ruang-ruang, maka airtanah dengan mudah dapat melalui dasar sepanjang

lembah itu. Airtanah mempunyai sifat seperi air celah.

2.5.5.5. Airtanah di zona Retakan

Mengingat lapisan-lapisasn di zaman Tersier mempunyai kepadatan yang

besar, porositas efektif antara butir tanah adalah kecil. Koefisien permeabilitasnya

10-4 sampai 10-6 cm/det dan tidak terbentuk akuifer. Akan tetapi jika terdapat zona

retakan yang memotong lapisan-lapisan ini, maka di dalamnya terisi air celah.

Sesar tegak (ortho-fault) dengan lapisan teratas yang turun mempunyai banyak

ruan-ruang (rongga-rongga), dan dapat dengan mudah mengandung air celah.

Selanjutnya, mengingat airtanah yang terkumpul pada zona sesar sedemikian

malampaui topografi dan geologi daerah aliran, maka dapat diambil berlimpah-

limpah airtanah yang kualitasnya baik secara terus menerus jika pengambilannya

dilakukan dengan penggalian terowongan pada titik yang cukup dalam.

Sebaliknya, sesar balik dimana lapisan bawahnya yang turun, kebanyakan

mempunyai ruang-ruang yang sedikit yang disebabkan oleh pembentukan sesar

airtanah liat. Airtanah itu terbendung oleh dasar, sehingga permukaan airtanah

naik. Pengambilan airtanah dapat diusahakan dengan penggalian sumur

horisontal.

2.5.6. Sistem Akuifer dan Geologi

2.5.6.1. Lithologi, Stratigraphi, dan Struktur

Kondisi alami dan distribusi akuifer, aquiclude, dan aquitard dalam sistem

geologi dikendalikan oleh lithologi, stratigraphi, dan struktur dari material

simpanan geologi dan formasi (Freeze dan Cheery, 1979). Selanjutnya dijelaskan

bahwa geologi merupakan susunan fisik dari simpanan geologi. Susunan ini

termasuk komposisi mineral, ukuran butiran dan kumpulan butiran (grain

24

packing) yang terbentuk dari sedimentasi atau batuan yang menampilkan sistem

geologi. Stratigraphi menjelaskan hubungan geometris dan umur antara macam-

macam lensa, dasar, dan formasi dalam geologi sistem dari asal terjadinya

sedimentasi. Bentuk struktur seperti: pecahan (cleavages), retakan (fractures),

lipatan (folds), dan patahan (faults), merupakan sifat-sifat geometrik dari sistem

geologi yang dihasilkan oleh perubahan bentuk (deformation) akibat adanya

proses penyimpanan (deposition) dan proses kristalisasi (crytallization) dari

batuan. Pada simpanan yang belum terkonsolidasi (unconsolidated deposits),

lithologi dan stratigraphi merupakan pengendali yang paling penting.

Sumber : Todd, 1995

Gambar 2. Kondisi Cekungan dan Akuifer Airtanah

2.5.6.2. Beberapa Macam Akuifer Tak-Tertekan

Akuifer tak-tertekan merupakan akuifer dengan hanya satu lapisan pembatas

yang kedap air (di bagian bawahnya). Ketinggian hidrolik sama dengan ketinggian

muka airnya. Dari sistem terbentuknya dan lokasinya jenis akuifer ini ada

beberapa macam yaitu:

(a) Akuifer Lembah (Valley Akuifer)

Akuifer lembah merupakan akuifer yang ada pada suatu lembah dengan sungai

sebagai batas (inlet atau outletnya). Jenis ini dapat dibedakan berdasarkan

lokasinya yaitu, di daerah yang banyak curah hujannya (humid zona) seperti di

Indonesia. Pengisian air terjadi pada seluruh areal dari akuifer melalui infiltrasi.

25

Sungai-sungai yang ada di akuifer, airnya diisi (recharge) melalui daerah-daerah

yang mempunyai ketinggian yang sama dengan ketinggian sungai. Pada ilmu

hidrologi, pengisian yang menimbulkan aliran ini dikenal dengan sebutan aliran

dasar (base flow). Hal ini merupakan indikator bahwa walupun dalam keadaan

tidak ada hujan (musim kemarau), pada sungai-sungai tertentu masih ada aliran

airnya. Disamping itu akibat adanya recharge juga merupakan salah satu penyebab

suatu sungai berkembang dari penampang yang kecil disebelah hulunya menjadi

penampang yang besar disebelah hilirnya (mendekati laut).

Airtanah di daerah gersang (arid zona), curah hujannya sedikit (kurang dari

500 mm/tahun) dan lebih kecil dari penguapan/evapotranspirasi, fenomenanya

merupakan kebalikan dari daerah humid. Karena pengisian (infliltrasi) ke akuifer

tidak ada akibat dari sedikitnya curah hujan, maka pengisian adalah dari sungai ke

akuifer. Pada umumnya, aliran pada akuifer adalah pada arah yang sama dengan

aliran sungai. Masalah yang terjadi umumnya antara lain:

Permeabilitas besar dari sungai terutama di bagian dasarnya, semakin

besar permeabilitasnya aliran sungai semakin kecil karena aliran akan

meresap ke dalam tanah.

Pada daerah rendah timbul masalah salinitas yang cukup besar, karena

aliran airtanah mengubah komposisi kimia makin ke hilir mendekati

unsur kimia air laut (NaCI).

(b) Perched Akuifers

Merupakan akuifer yang terletak di atas suatu lapisan formasi geologi kedap

air. Biasanya terletak bebas di suatu struktur tanah dan tidak berhubungan dengan

sungai. Kadang-kadang bilamana lapisan di bawahnya tidak murni kedap air

namun berupa aquitard bisa memberikan distribusi air pada akuifer di bawahnya.

Kapasitasnya tergantung dari pengisian air dari sekitarnya dan juga luasnya

lapisan geologi yang kedap air tersebut.

(c) Alluvial Akuifers

Alluvial deposits merupakan material yang terjadi akibat proses fisik di

sepanjang daerah aliran sungai atau daerah genangan (flood plains). Akibat

pergeseran sungai dan perubahan kecepatan penyimpanan yang sebelumnya

pernah terjadi, maka simpanan ini berisi material tanah yang beragam dan

26

heterogen dalam distribusi sifat-sifat hidroliknya. Dalam klasifikasi tanah sering

disebut well graded. Akibatnya kapasitas air di akuifer ini menjadi besar dan pada

umunya volume airtanahnya seimbang (aquillibrium) dengan air yang ada di

sungai. Akuifer ini membantu pengaturan rezim aliran sungai. Sehingga boleh

dikatakan di setiap daerah dengan akuifer jenis ini, akuifer ini merupakan sumber

yang penting untuk suplai air. Di daerah hulu aliran sungai umumnya air sungai

meresap ke tanah (infiltrasi) dan mengisi akuifer (recharge) ini. Hal ini terjadi

karena ketinggian dasar sungai relatif di atas ketinggian muka airtanah pada

akuifer. Namun semakin ke hilir aliran sungai, akuifer memberikan pengisian ke

aliran sungai (recharge). Karena muka airtanah di akuifer relatif lebih tinggi di

bandingkan dengan dasar sungai. Pengisian ini menimbulkan aliran dasar (base

flow) di sungai sepanjang tahun, walaupun pada musim kemarau tidak terjadi

hujan di daerah aliran sungai (DAS). Ditinjau dari kuantitas dan kandungan air

yang dimilikinya, maka akuifer ini merupakan akuifer yang paling baik

dibandingkan dengan akuifer jenis lain.

Menurut Freeze dan Cherry (1979), dilihat dari terbentuknya sedimen, maka

ada dua jenis sungai, yaitu sungai-sungai berbentuk selampit (braided rivers) dan

sungai-sungai bermeander. Sengai-sungai berbentuk selampit umumnya terjadi di

bagian hulu daerah aliran sungai, dimana sedimen yang terbawa aliran air berupa

butiran pasir kasar dan kerikil serta kecepatan arusnya tinggi karena kemiringan

dasar sungainya yang curam. Pergeseran posisi saluran dan perubahah kecepatan

sungai mengakibatkan simpanan material dasar sungai (bed load) berupa pasir dan

kerikil dengan lanau dan lempung yang relatif sedikit. Sedangkan sungai-sungai

yang bermeander yaitu sungai yang berlekuk-lekuk, yang biasanya terletak di

bagian hilir daerah aliran sungai juga mempunyai simpanan pasir halus dan

kerikil, tetapi kuantitasnya jauh lebih sedikit. Pada tipe sungai-sungai ini

kandungan sedimennya didominasi oleh lanau dan lempung. Kemiringan dasarnya

relatif datar dengan kecepatan yang lebih lambat dibandingkan dengan sungai-

sungai berselampit. Kadang-kadang karena lambatnya kecepatan di suatu tempat

aliran sungai terjadi perpotongan sungai (cut-off channel).

27

2.5.7. Param-Param Aliran Airtanah

2.5.7.1.Konduktivitas Hidrolik dan Permeabilitas

Nilai konduktivitas hidrolik K merujuk pada sifat-sifat fluida dan batuan, atau

dengan kata lain K merupakan fungsi dari sifat fluida dan tanah dan dinyatakan

dengan bentuk matematis K = f (fluida dan sifat-sifat tanah) dengan persamaan

(Fetter, 1994):

gkgcdK

2

dimana:

k = cd2 merupakan permeabilitas dengan dimensi m2

= centipoise = 10-3 Pascal.detik = 10-3 Newton/m2 detik

1 N = 1 kg m/detik2

= kg/m3

g = m/detik2

K = m/detik

Sedangkan param permeabilitas K (the specific or intrinsic permeability)

merujuk hanya pada sifat-sifat batuan dan merupakan param yang menunjukkan

berapa besar luas area batuan yang dilalui oleh fluida. Param ini umumnya

digunakan untuk kepentingan geologi perminyakan karena keberadaan gas,

minyak, dan air di dalam sistem aliran yang berdimensi multiphase membuat

param fluida bebas konduksi (hantaran) lebih atraktif. Dimensi dari k seperti

sudah disebutkan di atas adalah L2 dan ini bisa cm2 atau m2. karena bila dipakai

dimensi cm2 atau m2 nilai k adalah sangat kecil maka umumnya dalam geologi

perminyakan memakai satuan Darcy yang didefinisikan sebagai permeabilitas

yang akan menghasilkan debit spesifik sebesar satu cm/detik untuk suatu fluida

dengan viskositas satu centipoise dengan gradien hidrolik yang membuat

terminologi g dh/dl sama dengan satu atm/cm.

Nilai k dan K mempunyai beda jangkauan (range) yang cukup besar, misal

untuk jenis tanah pasir nilai k berkisar dari 10-1 sampai dengan 10-3 Darcy,

sedangkan nilai K berkisar antara 10-4 sampai 1 cm/detik. Angka desimal ketiga

dan seterusnya baik untuk k maupun K tidak berpengaruh banyak terhadap hasil

analisis perhitungannya, karena analisis ini pada prinsipnya merupakan konsep

28

pemilahan dari pemisahan antara nilai yang berdekatan dengan nilai–nilai yang

sangat berbeda dari param-param yang mempengaruhi perhitungan. Dengan

mengetahui nilai-nilai yang berdekatan dan penting (signifikan), param lainnya

yang nilainya jauh berbeda dapat diabaikan dan tidak perlu diperhitungkan

sehingga analisisnya menjadi jauh lebih mudah.

Tabel 4. Nilai Konduktivitas Batuan Material Hydraulic

Conductivity, m/day

Type of Measurement

Gravel, coarse 150.00000 R Gravel, medium 270.00000 R Gravel, fine 450.00000 R Sand, coarse 45.00000 R Sand, medium 12.00000 R Sand, fine 2.50000 R Silt 0.08000 H Clay 0.00020 H Sandstone, fine-grained 0.20000 V Sandstone, medium-grained 3.10000 V Limestone 0.94000 V Dolomite 0.00100 V Dune Sand 20.00000 V Loess 0.08000 V Peat 5.70000 V Schist 0.20000 V Slate 0.00008 V Till, predominantly sand 0.49000 R Till, predominantly gravel 30.00000 R Tuff 0.20000 V Basalt 0.01000 V Gabbro, weathered 0.20000 V Granite, weathered 1.40000 V

Sumber : Todd, 1995

2.5.7.2. Tampungan Spesifik (Specific Storage, So)

Definisi tampungan spesifik So (specific storage) ialah isi (volume) air yang

keluar dari tampungan oleh satuan isi akuifer akibat satu unit penurunan dari

ketinggian hidrolik (hydraulic head). Dalam hal ini diasumsikan akuifer

29

merupakan suatu tampungan yang elatis. Bila tidak ada pemadatan (compaction)

akuifer, maka penambahan air akan menyebabkan aliran air masuk ke akuifer.

Tampungan spesifik So merupakan kumulatif dari perubahan isi air akibat

kompresibilitas dari akuifer () dan kompresibilitas akibat dari air itu sendiri ().

Dengan adanya pemompaan sebesar Q terhadap isi air akuifer, maka akan

mengurangi pori dari butiran tanah di dalam akuifer dan hal ini akan menurunkan

potentiometric surface yaitu tingginya kemampuan air di dalam akuifer yang

terletak di luar batas akuifer. Karena akuifernya merupakan lapisan yang dibatasi

oleh dua permukaan (layer) yang impermeabel.

Pada kondisi ini akuifer (diasumsikan) elastis sehingga dengan adanya

pemompaan akan memadatkan akuifer (akuifer compaction) tersebut (fetter,

1995).

2.5.7.3. Storativitas (S)

Storativitas diformulasikan sebagai:

S = gb ( + n)

Storativitas merupakan angka tak berdimensi dengan melihat bahwa umumnya

tebal akuifer antara 5 sampai 100 m, maka nilai storativitas berkisar antara 0,005

sampai 0,00005.

2.5.7.4. Transmisivitas (T)

Transmisivitas didefinisikan sebagai besarnya konduktivitas hidrolik K

dikalikan dengan tebal akuifer b, sehingga rumusnya ditulis:

T = K b

Dimensi dari T adalah L2/T. Bila untuk pasir K = 10-3 m/detik dengan tebal

akuifer 50 m, maka besarnya T = 0,05 m2/detik.

2.5.7.5. Difusivitas

Formula untuk difusifitas D adalah:

oSK

STD

Transmisivitas T dan storativitas S khususnya dipakai untuk analisis aliran

airtanah 2 dimensi pada akuifer tertekan. Bila persoalan airtanah lebih dominan

dalam bentuk 3 dimensi, maka disarankan untuk memakai hidrolik konduktivitas

30

K, tampungan spesifik So atau pemakaian param porositas n, permeabilitas k, dan

kompresibilitas akuifer .

2.5.7.6. Specific Yield (Sy)

Param tampungan spesifik So digunakan untuk akuifer yang dibatasi oleh dua

lapisan kedap air, seperti yang terjadi pada akuifer tertekan. Pada kondisi dimana

lapisan kedap airnya hanya satu, yaitu pada akuifer tidak tertekan, param

tampungan dikenal dengan sebutan specific yield (Sy). Definisinya ialah isi

(volume ) air yang keluar dari tampungan oleh satuan luas dari akuifer tak

tertekan akibat satu unit penurunan dari muka air (water table).

Pengertian specific yield dapat juga dijelaskan seperti berikut ini. Pada akuifer

tak tertekan, muka airtanah berfungsi sebagai batas daerah jenuh air dan daerah

tak jenuh air. Di daerah tak jenuh air, kadar air merupakan perbandingan isi air

dengan total isi material tanah dan selalu lebih kecil dari porositas n ( n). Pada

muka airtanah dan di daerah jenuh air besarnya = n.

Nilai Sy jauh lebih besar dibandingkan S yaitu berkisar antara 0,01 – 0,03. nilai

Sy yang besar menunjukkan bahwa keluarnya air dari tampungan di akuifer tak

tertekan merupakan dewatering langsung dari pori-pori tanah, sedangkan

keluarnya air dari tampungan di akuifer tertekan merupakan efek sekunder dari

ekspansi air dan pemadatan akuifer yang disebabkan karena adanya perubahan

tekanan fluida (g). Oleh karena itu, kita dapat menyimpulkan bahwa akuifer

tak tertekan lebih efisien sebagai sumber air dibandingkan dengan akuifer

tertekan. Untuk nilai debit yang sama, hanya dibutuhkan ketinggian hidrolik yang

lebih kecil.

Tabel 5. Nilai Spesific Yield Batuan

Material Spesific Yield (Sy) %

Kerikil kasar 23 Kerikil sedang 24 Kerikil halus 25 Pasir kasar 27 Pasir sedang 28 Pasir halus 23 debu 8 lempung 3 Batu pasir halus 21 Batupasir sedang 27

31

Batu gamping 14 Gemuk pasir 38 gambut 26 sekis 26 Batu debu 12 Tuf 21

Sumber : Todd, 1995

2.5.7.7. Gerakan Airtanah

Sebagai hasil dari cara bahan-bahan diendapkan semula, sistem-sistem akuifer

hampir tidak pernah seragam dalam ciri-ciri hidroliknya. Bahkan bila struktur

geologi sistem akuifer diketahui, maka detil gerakan air di dalamnya sulit untuk

diketahui. Banyak detil gerakan airtanah masih belum dipahami dengan jelas.

Tetapi, proses umum gerakan airtanah sangatlah sederhana. Suatu gerakan yang

didorong oleh gaya berat dan ditahan oleh gesekan cairan pada medium yang

porous. Bila kita bawa prinsip yang sederhana itu pada perlakuan matematis dari

aliran airtanah, maka asumsi-asumsi dan generalisasi tertentu harus dilakukan.

Beberapa dari asumsi-asumsi itu (Dam, 1966) adalah:

1. Akuifer haruslah homogen dan isotropik (permeabilitas dalam arah x,

y, dan z adalah sama).

2. Lapisan-lapisan semi-tembus mempunyai ketahanan hidrolik yang

seragam.

3. Koefisien permeabilitas merupakan invarian waktu (tak tergantung

waktu).

4. Transmisibilitas suatu akuifer bebas adalah konstan.

5. Koefisien cadangan/simpanan adalah konstan.

6. Pelepasan air dari cadangan adalah seketika.

7. Zona kapiler dapat diabaikan.

Dengan menggunakan kriteria ini, aliran airtanah untuk keadaan lunak (nilai-

nilai konstan dengan waktu pada titik yang berbeda pada akuifer-stasioner) tak

tertekan (kerapatan air tetap konstan) diperlakukan secara matematik. Persamaan-

persamaan dasar yang menjelaskan perlakuan ini didasarkan atas 2 hukum, yaitu

hukum Darcy dan hukum Kontinuitas.

Hukum Darcy

Kombinasi gaya gravitasi bumi (Z) dengan tekanan potensial (P) disebut

tinggi-energi hidrolik (hydraulic head). Perbedaan tinggi energi hidrolik H antara

32

dua tempat sering disebut dH. Apabila nilai perbedaan tersebut diwujudkan dalam

satuan panjang, maka ia akan ditulis dH/L dan disebut gradien hidrolik (hydraulic

gradient). Gradien hidrolik merupakan tenaga pendorong gerakan air dalam tanah.

Jika permukaan airtanah bebas itu mempunyai gradien, maka airtanah akan

bergerak ke arah tersebut.

Oleh adanya hujan yang terputus, evaporasi, dan buangan air di lapangan,

maka akan selalu ada tenaga pendorong gerakan airtanah. Untuk dapat

memperkirakan laju gerakan air dalam tanah, diperlukan tambahan informasi luas

penampang melintang (A) daerah yang akan dilalui airtanah serta faktor

konduktivitas hidrolik (K) yang merupakan karakteristik airtanah.

Menurut hukum Darcy, kecepatan semu aliran adalah sebanding dengan

gradien hidrolik (∂h/∂l) adalah :

푣 = 퐾 ×휕ℎ휕푙

K adalah konduktivitas hidrolik (L/T). Bila kedua sisi persamaan masing-

masing dikalikan luas penampang melintang A, maka volume per satuan waktu

(q) menjadi:

푄 = 푣 × 퐴

푄 = 퐾 × 퐴 ×휕ℎ휕푙

Dimensi q adalah L3/T dan persamaan di atas berlaku untuk tanah jenuh.

Hukum Darcy dapat juga digunakan untuk menghitung besarnya aliran air dalam

tanah tidak jenuh. Proses perhitungan aliran air pada tanah tidak jenuh lebih rumit

karena nilai K tidak hanya tergantung pada ukuran pori-pori tanah, tapi juga pada

keadaan kelembaban tanah.

nilai K (0v) bervariasi dari 50 cm/hari pada tanah basah sampai 0,001 cm/hari

pada keadaan permanent wilting point (PWP). Tabel 6 berikut ini memperlihatkan

kecepatan aliran airtanah yang diukur di lapangan.

33

Tabel 6. Kecepatan Airtanah di Berbagai Jenis Batuan

Karakteristik Tanah Dalam Akuifer Ukuran Butir (mm)

Kecepatan Rata-Rata Aliran (m/hari)

Gradien Hidrolik 1 %

Gradien Hidrolik 100

% Silt, pasir halus Pasir sedang Pasir kasar, kerikil halus Kerikil Kecepatan maksimum dalam kerikil

0,005-0,25 0,25-0,5 0,5-2,0

2,0-10,0 18,5 (ukuran butir

efektif)

0.02 0.35 1.92 9.09

33.33

2.0 35.0

192.0 909.0

3,333.0

Sumber : Todd, 1995

Porositas yang lebih besar tidak selalu disertai oleh permeabilitas yang lebih

baik (porositas adalah kadar ruang antara butir-butir yang membentuk lapisan-

lapisan). Sebagai contoh adalah lempung. Porositas lapisan lempung adalah sangat

besar, tetapi permeabilitasnya adalah kecil karena ruang-ruangnya sangat kecil.

Permeabilitas ditentukan oleh porositas efektif. Tabel 7 memperlihatkan porositas

efektif dan koefisien permeabilitas dari suatu lapisan.

Tabel 7. Porositas dan Permeabilitas Lapisan

Jenis Lapisan Porositas (%)

Porositas Efektif (%)

Koefisien Permeabilitas

Alluvium Lapisan lempung Lapisan silt Lapisan pasir Lapisan pasir dan kerikil

45-50 35-45 30-35 25-30

5-10 5-8

20-25 15-20

10-4-10-5

10-1-10-2

Dilluvium Lapisan lempung Lapisan silt Lapisan pasir Lapisan pasir dan kerikil

50-60 40-50 35-40 30-35

3-5 5-10

15-20 10-20

10-5-10-6

10-2-10-3

Neo-Tersier

Lapisan lumpur Lapisan batu pasir Lapisan tufa

55-65 40-50 30-65

3-5 5-10 3-10

10-5-10-6

10-3-10-4

10-3-10-6 Sumber : Todd, 1995

Keterbatasan umum Hukum Darcy adalah (Seyhan, 1990):

1. Berlaku untuk aliran laminer pada media porous, yang berarti

bahwa ini berlaku untuk bilangan Reynolds hingga 10.

2. Untuk maksud-maksud rekayasa, hukum ini mempunyai

ketelitian dengan kesalahan 1 – 2 %.

34

Hukum Kontinuitas

Hukum ini yang digunakan bersama-sama hukum Darcy dalam memecahkan

permasalahan airtanah yang dapat dituliskan untuk keadaan lunak (invarian

waktu) dan tak dapat ditekan (kerapatan air yang konstan) sebagai:

0zq

yq

xq zyx

yang hanya mendefinisikan kenyataan bahwa air yang meninggalkan suatu

tubuh harus berasal dari suatu tempat. Untuk akuifer semi tertekan, persamaan ini

menjadi sama dengan kebocoran dari akuifer. Sehingga,

HCHCzq

yq

xq zyx

2

2

1

1

dimana:

C1 = ketahanan hidrolik lapisan semi tembus yang membatasi di bagian atas

= d1 / k1

C2 = ketahanan hidrolik lapisan semi tembus yang membatasi di bagian

bawah

= d2 / k2

H = ketebalan akuifer.

Dengan menggunakan 2 hukum ini, dalam batas-batas asumsi yang disajikan

pada awal sub-bahasan ini banyak permasalahan airtanah dapat dipecahkan secara

matematik.

2.5.8. Sifat-Sifat Akuifer dan Batuan Dasar

Dalam hal-hal tertentu, corak batuan dasar dan akuifer dapat diketahui dari

corak airtanah. Jika lapisan akuifer yang permeabel terletak di atas batuan dasar

yang mempunyai titik perubahan gradien yang besar, maka gradien airtanah juga

berubah menjadi curam pada titik perubahan tersebut di atas. Akan tetapi, jika

batuan dasar mempunyai gradien yang berlawanan terhadap gradien airtanah,

maka aliran airtanah pada bagian batuan dasar akan menjadi tidak normal dan

permukaan airtanah seolah-olah akan berbentuk garis lurus. Jadi dalam hal ini,

bentuk batuan dasar yang cekung tidak tercermin pada gradien airtanah.

Juga keadaan permukaan airtanah dapat berubah karena variasi sifat akuifer

tersebut. Airtanah yang datang dari bagian-bagian butir kasar dinaikkan oleh

35

airtanah yang datang dari bagian butir halus, sehingga gradien permukaan airtanah

diperkecil, lalu pada batas antara bagian-bagian butir halus dan bagian-bagian

butir kasar gradiennya menjadi curam.

2.5.9. Gradien Permukaan Air Tertekan

Jika penampang permeabel melintang adalah sama, maka meskipun keadaan

akuifer itu berubah-ubah, gradien permukaan air tertekan akan berhimpitan

dengan gradien dari penampang antara titik pemasukan airtanah dengan titik

akhirnya. Sebaliknya, jika penampang permeabel berubah-ubah, maka permukaan

air tertekan juga berubah pada titik perubahan tersebut. Perubahan permukaan air

disebabkan oleh perubahan kelapisan butir-butir kasar dengan porositas efektif

yang besar dan kelapisan butir-butir halus dengan porositas efektif yang kecil.

Perubahan tersebut disebabkan oleh perubahan tebalnya akuifer.

2.5.10. Hubungan Airtanah dan Air Sungai

Hubungan airtanah dan air sungai dapat ditentukan dengan garis kontur

permukaan airtanah. Airtanah dapat bertambah karena adanya peresapan air

sungai. Airtanah juga dapat mengalir ke sungai atau airtanah dan air sungai sama-

sama netral. Selanjutnya terdapat juga keadaan dimana pada sisi yang satu air

sungai bertambah oleh airtanah dan pada sisi yang lain air sungi itu meresap ke

dalam tanah, sehingga arah aliran berbalik dan tergantung dari musim. Keadaan-

keadaan ini terdapat antara airtanah dan air sungai dalam bekas sungai yang lama

atau di dataran banjir (flood plain).

2.6. Kajian Geolistrik

Geolistrik merupakan salah satu metode geofisika yang mempelajari sifat

aliran listrik di dalam bumi dan bagaimana cara mendeteksinya di permukaan

bumi. Dalam hal ini meliputi pengukuran potensial, arus dan medan

elektromagnetik yang terjadi baik secara alamiah ataupun akibat injeksi arus ke

dalam bumi.

Konfigurasi Tahanan Jenis Schlumberger 2.6.1.

Konfigurasi metode geolistrik (resistivity) Schlumberger bertujuan untuk

mengidentifikasi diskontinuitas lateral (anomali konduktif lokal). Arus

diinjeksikan melalui elektroda AB, dan pengukuran beda potensial dilakukan pada

elektroda MN, dimana jarak elektroda arus (AB) jauh lebih besar dari jarak

36

elektroda tegangan (MN). Persamaan yang digunakan dalam konfigurasi ini

adalah : Dimana

휌 = Tahanan jenis (Ohm-M)

AB = Spasi antara dua elektroda arus

MN = Spasi antara dua elektroda tegangan ∆V = Tegangan listrik (Volt)

I = Kuat aru listrik (ampere)

Skema Pemasangan elektroda arus dan potensial konfigurasi Schlumberger disajikan

pada Gambar 3.

Gambar 3. Konfigurasi Elektroda dengan Metode Schlumberger

Konfigurasi Tahanan Jenis Wenner 2.6.2.

Pada konfigurasi Wenner, elektrode arus dan elektrode potensial diletakkan

seperti pada Gambar 4.

휌 = 휋 ×퐴퐵2 − 푀푁

2푀푁

×∆푉퐼

×∆푉퐼

37

Gambar 4. Konfigurasi Elektroda dengan Metode Wenner

Konfigurasi Tahanan Jenis Dipole Sounding 2.6.3.

Selain konfigurasi Wenner dan Wenner-Schlumberger, konfigurasi yang dapat

digunakan adalah Pole-pole, Pole-dipole dan Dipole-dipole. Pada konfigurasi

Pole-pole, hanya digunakan satu elektrode untuk arus dan satu elektrode untuk

potensial. Sedangkan elektrode yang lain ditempatkan pada sekitar lokasi

penelitian dengan jarak minimum 20 kali spasi terpanjang C1-P1 terhadap lintasan

pengukuran. Sedangkan untuk konfigurasi Pole-dipole digunakan satu elektrode

arus dan dua elektrode potensial. Untuk elektrode arus C2 ditempatkan pada

sekitar lokasi penelitian dengan jarak minimum 5 kali spasi terpanjang C1-P1.

Sehingga untuk penelitian skala laboratorium yang mungkin digunakan adalah

konfigurasi Dipole-dipole.

Pada konfigurasi Dipole-dipole, dua elektrode arus dan dua elektrode potensial

ditempatkan terpisah dengan jarak na, sedangkan spasi masing-masing elektrode

a. Pengukuran dilakukan dengan memindahkan elektrode potensial pada suatu

penampang dengan elektrode arus tetap, kemudian pemindahan elektrode arus

pada spasi n berikutnya diikuti oleh pemindahan elektrode potensial sepanjang

lintasan seterusnya hingga pengukuran elektrode arus pada titik terakhir di

lintasan. Konfigurasi Dipole-dipole disajikan pada Gambar 5.

38

Gambar 5. Susunan Elektroda Konfigurasi Dipole Sounding

Penelitan Potensi Airtanah 2.6.4.

Penelitian airtanah telah banyak dilakukan. Setyawan Purnama, Suyono, dan

Budi Sulaswono (2007), menganilisis sistem akuifer dan potensi airtanah di DAS

Opak. Pendekatan yang dilakukan adalah dengan metode statis dan metode

dinamis.