GEOHIDROLOGI

Hidrogeologi dalam bahasa Inggris tertulis hydrogeology. Bila kita merujuk dari struktur bahasa Inggris, maka tulisan hydrogeology dapat diurai menjadi (Toth, 1990) :

Hydro à merupakan kata sifat (adjective) yang berarti ‘mengenai air’

Geology à kata benda

Sehingga dapat diartikan menjadi geologi air (the geology of water). Secara definitif dapat dikatakan merupakan suatu studi dari interaksi antara kerja kerangka batuan dan air tanah. Dalam prosesnya, studi ini menyangkut aspek-aspek fisika dan kimia yang terjadi di dekat atau di bawah permukaan tanah. Termasuk di dalamnya adalah transportasi massa, material, reaksi kimia, perubahan temperatur, perubahan topographi dan lainnya. Proses ini terjadi dalam skala waktu harian (daily time scale). Sedangkan gerakan air di dalam tanah melalui sela-sela dari kerangka batuan dikenal juga dengan istilah aliran air tanah (groundwater flow). Definisi air tanah ialah sejumlah air dibawah permukaan bumi yang dapat dikumpulkan dengan sumur-sumur, terowongan atau sistem drainase. Dapat juga disebut aliran yang secara alami mengalir ke permukaan tanah melalui pancaran atau rembesan (Bouwer, 1978).

Air tanah mengalir dari daerah yang lebih tinggi menuju ke daerah yang lebih rendah dan dengan akhir perjalanannya menuju ke laut. Daerah yang lebih tinggi merupakan daerah tangkapan (recharge area) dan daerah yang lebih rendah merupakan daerah buangan (discharge area), yang merupakan daerah pantai maupun lembah dengan suatu sistem aliran sungai. Secara lebih spesifik daerah tangkapan didefinisikan sebagai bagian dari suatu daerah aliran (watershed/catchment area) dimana aliran air tanah (yang saturated) menjauhi muka air tanah.

Sedangkan daerah buangan didefinisikan sebagai bagian dari suatu daerah aliran (watershed/catchment area) dimana aliran air tanah (yang saturated) menuju muka air tanah (Freeze dan Cherry, 1979). Biasanya di daerah tangkapan, muka air tanahnya terletak pada suatu kedalaman tertentu sedangkan muka air tanah daerah buangan umumnya mendekati permukaan tanah, salah satu contohnya adalah pantai.

Sistem Akuifer dan Geologi Air Tanah

Beberapa istilah penting yang merupakan bagian dari hidrogeologi dijelaskan definisinya, yaitu :

a. Akuifer

Definisi akuifer ialah suatu lapisan, formasi, atau kelompok formasi satuan geologi yang permeable baik yang terkonsolidasi (misalnya lempung) maupun yang tidak terkonsolidasi (pasir) dengan kondisi jenuh air dan mempunyai suatu besaran konduktivitas hidraulik (K) sehingga dapat membawa air (atau air dapat diambil) dalam jumlah (kuantitas) yang ekonomis.

b. Aquiclude (impermeable layer)

Definisinya ialah suatu lapisan lapisan, formasi, atau kelompok formasi suatu geologi yang impermable dengan nilai konduktivitas hidraulik yang sangat kecil sehingga tidak memungkinkan air melewatinya. Dapat dikatakan juga merupakan lapisan pambatas atas dan bawah suatu confined aquifer.

c. Aquitard (semi impervious layer)

Definisinya ialah suatu lapisan lapisan, formasi, atau kelompok formasi suatu geologi yang permable dengan nilai konduktivitas hidraulik yang kecil namun masih memungkinkan air melewati lapisan ini walaupun dengan gerakan yang lambat. Dapat dikatakan juga merupakan lapisan pambatas atas dan bawah suatu semi confined aquifer.

d. Confined Aquifer

Merupakan akuifer yang jenuh air yang dibatasi oleh lapisan atas dan bawahnya merupakan aquiclude dan tekanan airnya lebih besar dari tekanan atmosfir. Pada lapisan pembatasnya tidak ada air yang mengalir (no flux).

e. Semi Confined (leaky) Aquifer

Merupakan akuifer yang jenuh air yang dibatasi oleh lapisan atas berupa aquitard dan lapisan bawahnya merupakan aquiclude. Pada lapisan pembatas di bagian atasnya karena bersifat aquitard masih ada air yang mengalir ke akuifer tersebut (influx) walaupun hidraulik konduktivitasnya jauh lebih kecil dibandingkan hidraulik konduktivitas akuifer. Tekanan airnya pada akuifer lebih besar dari tekanan atmosfir.

f. Unconfined Aquifer

Merupakan akuifer jenuh air (satured). Lapisan pembatasnya, yang merupakan aquitard, hanya pada bagian bawahnya dan tidak ada pembatas aquitard dilapisan atasnya, batas di lapisan atas berupa muka air tanah. Dengan kata lain merupakan akuifer yang mempunyai muka air tanah.

g. Semi Unconfined Aquifer

Merupakan akuifer yang jenuh air (satured) yang dibatasi hanya lapisan bawahnya yang merupakan aquitard. Pada bagian atasnya ada pembatas yang mempunyai hidraulik konduktivitas lebih kecil daripada hidraulik konduktivitas dari akuifer. Akuifer ini juga mempunyai muka air tanah yang terletak pada lapisan pembatas tersebut.

h. Artesian Aquifer

Merupakan confined aquifer dimana ketinggian hidrauliknya (potentiometric surface) lebih tinggi daripada muka tanah. 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 hidraulik tersebut.

Lithologi, Stratigrafi dan Struktur

Kondisi alami dan distribusi akuifer, aquiclude dan aquitard dalam sistem geologi dikendalikan oleh lithologi, stratigrafi dan struktur dari material simpanan geologi dan formasi (Freeze dan Cherry, 1979). Selanjutnya dijelaskan lithologi merupakan susunan fisik dari simpanan geologi. Susunan ini termasuk komposisi mineral, ukuran butir dan kumpulan butiran (grain pcking) yang terbentuk dari sedimentasi atau batuan yang menampilkan sistem geologi. Stratigrafi 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 (fracture), 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 (crystallization) dari batuan. Pada simpanan yang belum terkonsolidasi (unconsolidated deposits) lithologi dan stratigrafi merupakan pengendali yang paling penting.

Beberapa Macam Unconfined Aquifer

Unconfined aquifer merupakan akuifer dengan hanya satu lapisan pembatas yang kedap air (dibagian bawahnya). Ketinggian hidraulik sama dengan ketinggian muka airnya. Dari sistem terbentuknya dan lokasinya jenis akuifer ini ada beberapa macam, yaitu :

a. Akuifer Lembah (Valley Aquifers)

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 zone), seperti di Indonesia. Pengisian air terjadi pada seluruh areal dari akuifer melalui transfiltrasi. Sungai-sungai yang ada di akuifer ini diisi airnya (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 walaupun dalam keadaan tidak ada hujan (musim kemarau), pada sungai-sungai tertentu masih ada aliran airnya. Disamping itu akibat adanya recharge juga merupakan salah satu faktor penyebab suatu sungai berkembang dari penampang yang kecil disebelah hulunya menjadi penampang yang besar di sebelah hilirnya (mendekati laut).

Pada daerah gersang (arid zone) dimana curah hujannya sedikit, kurang dari 500 mm per tahun, dan lebih kecil dari penguapan/evapotranspirasi phenomenanya merupakan kebalikan dari daerah humid. Karena pengisian (infiltrasi) ke akuifer tidak ada akibat 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 :

- Permeabilitas besar dari sungai terutama pada 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 air tanah (Chebatarev, 1955 dan Toth, 1963) mengubah komposisi kimia makin ke hilir mendekati unsur kimia air laut (misalnya NaCl).

b. Perched Aquifers

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 aquitards 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 Aquifers

Alluvial Aquifers 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 berisi material tanah yang beragam dan heterogen dalam distribusi sifat-sifat hidaruliknya. Dalam klasifikasi tanah sering disebut welll graded. Akibatnya kapasitas air di akuifer ini menjadi besar dan umumnya volume air tanahnya seimbang (equillibrium) dengan air yang ada di sungai. Akuifer ini membantu pengaturan rezim aliran sungai. Sehingga boleh dikatakan 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 ini (recharge). Hal ini terjadi karena ketinggian dasar sungai relatif di atas ketinggian muka air tanah pada akuifer. Namun semakin ke hilir aliran sungai terjadi sebaliknya, akuifer memberikan pengisian ke aliran sungai (recharge), karena muka air tanah 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 pengaliran sungai (DPS). Ditinjau dari kuantitas kandungan air yang dimilikinya, maka akuifer ini merupakan akuifer yang paling baik dibandingkan dengan akuifer jenis lain.

BACA JUGA YA GEOLOGI DASAR 1, 2, 3, 4, 5 DAN 6

AIRTANAH

Walaupun jumlah air tanah hanya sekitar satu persen dari jumlah air yang menyusun bumi kita ini, tetapi jumlahnya sangat besar. Diperkirakan jumlah air tanah pada kerak bumi sampai kedalamam 899 meter sekitar 3000 kali lebih besar dari jumlah volume air yang berada pada semua sungai, dan sekitar 20 kali dari jumlah volume air yang terdapat pada semua danau dan sungai.

Di beberapa bagian di dunia ini air yang berasal dari tanah tidak hanya digunakan untuk mencukupi kebutuhan hidup manusia, tetapi juga digunakan untuk pertanian dan indutri. Di Indonesia pemanfaatan airtanah ini dikelola oleh instansi dibawah Departemen Pekerjaan Umum. Instansi tersebut adalah Proyek Pengembangan Air Tanah (P2AT). Instansi inilah yang berusaha mengembangkan pemanfaatan air tanah untuk pertanian terutama pada lahan pertanian yang belum dicapai atau dialiri oleh air dari segi irigasi teknik.

Selain itu airtanah juga merupakan media yang sangat penting dari proses erosi seperti aliran air permukaan. Proses erosi yang dilakukan airtanahlah yang membentuk gua-gua di dalam tanah dan kenampakan lain yang berhubungan dengan gua tersebut.

Penyebaran Airtanah

Air hujan sebagian akan menjadi air permukaan, sebagian akan menguap, dan sebagian lagi akan meresap ke dalam tanah menjadi airtanah. Sumber airtanah yang berasal dari peresapan air hujan ini disebut air meteorik. Jumlah air hujan yang meresap ke dalam tanah dipengaruhi oleh beberapa faktor, yaitu kemiringan topografi, sifat batuan, intensitas hujan dan tipe serta jumlah vegetasi yang terdapat pada daerah tersebut. Air hujan yang turun pada daerah kemiringan lereng yang terjal dan disusun oleh batuan yang kedap air (impermeable), sebagian besar airnya menjadi air permukaan (run off). Sedangkan air hujan yang turun pada daerah yang landai dengan batuan yang tidak kedap air (permeable), sebagian besar airnya akan meresap kedalam tanah menjadi airtanah.

Air yang meresap kedalam tanah sebagian akan tertahan oleh partikel-partikel tanah dan akan menguap kembali ke atmosfer, sebagian akan diserap oleh tumbuhan dan sebagian lagi akan terus meresap ke bawah sampai pada suatu zona dimana pori-pori dari tanah seluruhnya terisi oleh air. Zona tersebut disebut zona yang jenuh air atau zona saturasi (zone of saturation). Air yang terdapat dalam zona ini disebut airtanah. Batas teratas dari zona yang jenuh air ini disebut muka airtanah (water table). Daerah di atas muka airtanah, dimana tanah, sedimen atau batuannya tidak jenuh air disebut zone of aeration. Pada zona ini rongga antar butiran terisi oleh udara.

Sumber Airtanah

Airtanah berasal dari bermacam sumber. Airtanah yang berasal dari peresapan air permukaan disebut air meteorik (meteroic water). Selain berasal dari air permukaan, airtanah dapat juga berasal dari air yang terjebak pada waktu pembentukan batuan sedimen. Airtanah jenis ini disebut air konat (connate water). Aktivitas magma di dalam bumi dapat membentuk airtanah, karena adanya unsur hidrogen dan oksigen yang menyusun magma. Airtanah yang berasal dari aktivitas magma ini disebut dengan air juvenil (juvenile water). Dari ketiga sumber airtanah tersebut air meteorik merupakan sumber airtanah yang terbesar.

Muka Airtanah (Water Table)

Muka airtanah merupakan kenampakan yang sangat penting bagi airtanah, terutama untuk memperkirakan produktivitas dari suatu sumur, menerangkan tentang aliran sungai dan mata air, dan menentukan fluktuasi dari air di danau dan sungai.

Meskipun muka airtanah tidak dapat diketahui secara langsung tetapi kedudukannya dapat dipelajari dan dipetakan pada daerah yang mempunyai banyak sumur, karena muka airtanah di sumur merupakan batas paling atas dari zona yang jenuh air. Muka air tanah biasanya merupakan pencerminan dari keadaan topografinya. Di daerah rawa muka airtanah akan tinggi, dan akan turun ke bawah pada daerah yang rendah (gambar 1). Di daerah rawa muka airtanah tepat berada di permukaan. Sedangkan muka airtanah yang berada di atas permukaan akan membentuk danau atau sungai. Kedudukan muka airtanah sangat bervariasi tergantung pada jumlah curah hujan dan permeabilitas dari tanah dan batuan penyusunnya.

Hubungan antara muka airtanah dengan sungai yang mengalir pada daerah yang basah (humid) digambarkan pada gambar 2. Sungai yang airnya disuplai oleh airtanah, sehingga sungai tersebut tetap berair pada musim kemarau, disebut sungai effuent. Sebaliknya di daerah kering (arid) dimana muka airtanah sangat dalam, airtanah tidak dapat mensuplai aliran air sungai. Hanya sungai permanen di daerah ini yang berasal dari daerah bawah yang kemudian mengalir ke daerah kering. Pada kondisi yang demikian, zona saturasi yang berada di bawah lembah sungai akan disuplai oleh air sungai, sehingga muka airtanah di bawah lembah ini akan cembung ke atas. Sungai demikian disebut dengan sungai influen.

Pergerakan Airtanah

Aliran airtanah sangat dipengaruhi oleh gaya gravitasi. Airtanah mengalir dari muka airtanah yang tinggi ke muka airtanah yang rendah, yaitu menuju lembah sungai, danau atau mata air. Meskipun kebanyakan airtanah mengalir ke tempat yang rendah sesuai dengan kemiringan muka airtanah, tetapi sebagian airtanah mengalir melalui jalur yang melengkung ke daerah tersebut di atas. Pada gambar 3, terlihat sebagian airtanah meresap ke sungai dari segala arah. Ada juga aliran yang melengkung ke atas berlawanan arah dengan gaya gravitasi. Aliran tersebut disebabkan oleh perbedaan ketinggian muka airtanah yang menyebabkan perbedaan tekanan pada airtanah tersebut. Hal ini dapat dikatakan bahwa airtanah di daerah perbukitan berada pada tekanan yang lebih tinggi daripada airtanah yang berada di lembah sungai, sehingga airtanah bergerak ke daerah yang bertekanan rendah. Jadi aliran yang berbentuk garis melengkung di zona saturasi merupakan perpaduan antara gaya gravitasi dan kecenderungan air untuk mengalir ke tempat yang tekanannya lebih rendah.

Keadaan material bawah tanah sangat mempengaruhi aliran dan jumlah airtanah. Jumlah airtanah yang dapat disimpan dalam batuan dasar, sedimen dan tanah, sangat tergantung pada porositas bahan tersebut. Porositas merupakan jumlah atau persentase pori atau rongga dalam total volume batuan atau sedimen. Selain pori atau rongga antar butiran, rongga di dalam batuan dapat juga terbentuk karena adanya kekar dan sesar, atau karena pelarutan batuan seperti yang sering terbentuk pada batugamping.

Porositas suatu material sangat bervariasi, sedimen pada umumnya mempunyai porositas antara 10% sampai 50%. Besarnya porositas sangat tergantung pada bentuk dan ukuran butir, susunan butiran, derajat sortasi dan derajat batuan sedimen. Sebagai contoh, lempung dapat mempunyai porositas samapi 50%, sedang material yang disusun oleh gravel mempunyai porositas 20%. Pada batuan yang disusun oleh ukuran butir yang sangat bervariasi (sortasinya jelek), porositasnya akan turun, sebab butiran yang halus akan mengisi rongga diantara butiran yang kasar. Batuan beku dan metamorf, dan juga sebagian batuan sedimen yang disusun oleh mineral yang saling tumbuh dan mengikat, porositasnya sangat kecil. Porositas yang besar pada batuan semacam ini disebabkan oleh adanya rekahan-rekahan pada batuan tersebut.

Selain porositas, sifat fisik batuan lainnya yang mempengaruhi jumlah airtanah adalah permeabilitas. Permeabilitas merupakan kemampuan batuan atau tanah untuk melewatkan atau meloloskan air. Airtanah mengalir melalui rongga-rongga yang kecil. Semakin kecil rongganya, semakin lambat alirannya. Jika rongganya sangat kecil, akibatnya molekul air tersebut akan tetap tinggal. Kejadian semacam ini terjadi pada lempung. Meskipun lempung mempunyai kemampuan yang tinggi untuk menyimpan air, tetapi karena porinya sangat kecil, maka air tidak dapat bergerak atau mengalir. Lapisan atau batuan yang disusun oleh material lempung yang tidak dapat melewatkan air disebut lapisan kedap air (impermeable) dan disebut lapisan aquiclude. Sebaliknya batuan yang disusun oleh material kasar seperti batupasir atau kerakal yang mempunyai pori yang besar, airtanah akan mengalir dengan mudah. Batuan permeabel semacam ini yang dapat mengalirkan airtanah dengan mudah disebut aquifer.

Mataair (Spring)

Mataair (spring) merupakan airtanah yang muncul kepermukaan. Munculnya airtanah kepermukaan dapat disebabkan oleh bermacam faktor, diantaranya adalah terpotongnya muka airtanah oleh topografi atau sesar, atau karena adanya perbedaan sifat fisik batuan. Oleh karena itulah masa air banyak dijumpai pada daerah pegunungan, karena pada daerah dengan topografi tinggi banyak yang muka airtanah yang terpotong oleh topografi. Pada gambar 1, terlihat bagaimana suatu mataair terbentuk oleh perbedaan sifat batuan. Lapisan kedap air yang terdapat di atas muka airtanah, akan menghalangi aliran air yang meresap ke dalam tanah, sehingga akan terbentuk suatu zona saturasi diatas lapisan kedap air tersebut. Pada zona saturasi tersebut akan terbentuk muka airtanah yang terjebak (perched water table). Karena airtanah tersebut tidak dapat mengalir secara vertikal, maka aliran airtanah tersebut akan mendatar, dan akan membentuk mataair bila alirannya terpotong oleh topografi.

Sumur Bor (Well)

Salah satu pemanfaatan airtanah oleh manusia dilakukan dengan cara melakukan pemboran sampai ke zona saturasi yang biasanya disingkat dengan sumur bor (well). Kegiatan semacam ini sudah dilakukan sejak berabad lalu dan sampai sekarang masih merupakan salah satu cara untuk memanfaatkan airtanah. Sekarang ini pemanfaatan airtanah bukan saja untuk kebutuhan manusia sehari-hari, tetapi juga untuk pengairan atau irigasi.

Muka air laut selalu mengalami fluktuasi tergantung musim. Pada musim kering muka airtanah turun, sedangkan pada musim hujan muka airtanah akan naik. Untuk menjaga agar sumur bor dapat selalu mensuplai air, maka pemboran harus dilakukan beberapa meter di bawah muka airtanah. Pada waktu dilakukan pemompaan akan terjadi penurunan muka airtanah disekitar sumur yang berbentuk kerucut yang disebut cone of depression. Bila pemompaan dilakukan dalam jumlah yang sangat berlebihan, maka akan terjadi penurunan muka airtanah yang meliputi daerah yang sangat luas. Kejadian ini dapat mempengaruhi sumur-sumur bor launnya yang lebih dangkal. Untuk menghindari hal tersebut, maka pemompaan airtanah harus disesuaikan dengan debit dan suplai airtanahnya.

Sumur Artesis

Istilah artesis digunakan untuk airtanah yang muncul kepermukaan dengan tekanannya sendiri. Kondisi demikian dapat terjadi apabila lapisan aquifer yang miring terletak diantara dua lapisan kedap air, sehingga salah satu sisinya muncuk dipermukaan dan suplai airtanah dapat terjadi. Airtanah yang terdapat di dalam aquifer semacam ini disebut airtanah tertekan (confined grounwater). Karena tekanan airtanah yang terdapat diatasnya, maka air akan naik. Bila tidak ada hambatan, maka airtanah tersebut akan memancarkan sampai ketinggian airtanah pada puncak aquifer. Adanya hambatan menyebabkan turunnya permukaan tekanan. Semakin jauh dari daerah suplai air (discharge area), hambatan semakin besar, dan kenaikan air semakin kecil. Pada gambar 4, sumur 1 merupakan sumur artesis negatif, karena ditempat ini permukaan tekanan dibawah permukaan tanah. Jika permukaan tekanan berada diatas permukaan tanah, maka sumur yang di bor sampai aquifer (sumur 2), merupakan sumur artesis positif.

Mata Air Panas (Hot Spring)

Mata air panas adalah mata air yang temperatur airnya sekitar 6o – 9o C diatas temperatur rata-rata disekitar mata air tersebut. Pada umumnya mata air panas muncul di daerah gunung api. Airtanah yang mempunyai sirkulasi pada tempat yang sangat dalam akan menjadi panas karena adanya gradient geotermal, yaitu perubahan temperatur bumi karena bertambahnya kedalaman. Tiap daerah mempunyai gradient geotermal yang berbeda-beda. Pada umumnya di Indonesia besarnya gradien geotermal adalah 3o per 100 meter. Artinya setiap masuk sampai kedalaman seratus meter temperatur akan naik sekitar 3oC. Di daerah volkanik angka ini akan bertambah besar, karena besar aktivitas magma di daerah ini. Bila airtanah pada daerah semacam ini muncul dipermukaan, maka akan terbentuk juga mata air panas.

Geyser

Geyser merupakan mata air panas yang pada waktu-waktu tertentu memuncratkan airnya dengan tekanan yang besar. Semburan airnya sangat bervariasi, kadang sampai 30 – 60 meter. Setelah air kemudian disemburkan udara panas yang disertai dengan suara yang bergemuruh.

Geyser terjadi karena airtanah dipanaskan di dalam suatu rongga di bawah tanah. Pada dasar rongga tersebut air berada pada tekanan yang besar karena berat dari air yang berada diatasnya. Akibatnya titik didihnya naik menjadi lebih dari 100oC. Karena pemanasan ini air mengembang, dan sebagian mengalir keatas. Penurunan tekanan ini menyebabkan air dengan cepat berubah menjadi uap air, dan menyebabkan terjadinya erupsi air panas.

Airtanah dari mata air panas dan geyser biasanya mengandung banyak material terlarut daripada airtanah biasa, karena air panas mempunyai sifat lebih mudah melarutkan. Apabila airnya banyak mengandung silika, maka akan terbentuk endapan geyser disekitar mata air. Bila banyak mengandung karbonat, maka akan terbentuk travertin, yang merupakan karakteristik mata air panas di daerah batugamping. Beberapa mata air panas banyak mengandung sulfur, yang menyebabkan rasa dan baunya tidak enak.

Energi Panas Bumi (Geotermal)

Beberapa geyser merupakan tempat yang potensial untuk terkumpulnya energi geotermal, yaitu tiap air alam yang digunakan sebagai pembangkit tenaga listrik. Beberapa negara seperti Selandia Baru, Italia, Rusia, Meksiko, Amerika Serikat dan juga Indonesia, telah memanfaatkan energi tersebut sebagai tenaga listrik. Beberapa faktor geologis yang menyebabkan resevoir geotermal mempunyai nilai ekonomis antara lain :

1. Ada sumber panas yang potensial, seperti dapur magma yang besar. Dapur magma ini harus cukup dalam sehingga mempunyai tekanan yang cukup besar dan pembekuan magma relatif lambat, tetapi tidak terlalu dalam untuk sirkulasi airtanah. Dapur magma semacam ini umumnya terdapat di daerah sekitar aktivitas gunung api.

2. Ada batuan reservoir yang besar dan porous tempat tersimpannya uap air hasil dari pemanasan sirkulasi airtanah oleh panas dari magma.

3. Ada lapisan penutup (cap rock) yang disusun oleh batuan kedap air supaya uap air yang tersimpan tidak lepas kemana-mana.

Indonesia juga merupakan daerah dengan aktifitas gunung api sangat besar, mempunyai potensi energi geotermal sangat besar. Beberapa diantaranya telah dikembangkan sebagai pembangkit tenaga listrik yang disebut dengan Pembangkit Listrik Tenaga Panas Bumi, yaitu di Kamojang dan Gunung Salak (Jawa Barat), Dieng (Jawa Tengah) dan Lahendong (Sulawesi Utara), sedang di daerah lainnya masih taraf eksplorasi. Beberapa kesulitan pemanfaatan energi panas bumi ini adalah kebanyakan tempat-tempat dengan aktifitas magma yang besar juga merupakan tempat-tempat dengan kegempaan yang besar juga.

Proses Geologi Oleh Airtanah

Proses erosi atau pengikisan batuan penyusun kerak bumi selain dilakukan oleh air permukaan juga dapat dilakukan oleh airtanah. Proses erosi yang terutama dilakukan oleh airtanah adalah pelarutan batuan. Karena proses pelarutan inilah mengakibatkan komposisi kimia airtanah sangat tergantung pada unsur-unsur yang terlarut didalamnya.

Batuan yang mudah larut seperti seperti batugamping mempunyai penyebaran yang luas pada permukaan bumi. Pada daerah inilah airtanah memegang peranan penting sebagai media erosi. Batugamping merupakan batuan yang mudah larut dalam air yang mengandung asam karbonat. Kebanyakan air di alam mengandung asam tersebut, karena air hujan melarutkan karbon dioksida yang terdapat di atmosfer dan dari pembusukan tumbuhan. Bila airtanah bersentuhan dengan batugamping, akan terjadi reaksi antara kalsit dengan asam karbonat yang membentuk kalsium bikarbonat, yang mudah larut dan ditransport oleh airtanah.

SIKLUS HIDROLOGI

Jumlah air di bumi sangat besar, kira-kira 1,36 milyar km3. Dari jumlah tersebut sekitar 97,2% merupakan air yang berada di laut, 2,15% berupa es dan salju, sedang sisanya yang 0,65% merupakan air yang terdapat di danau, sungai, atmosfer dan air tanah. Meskipun persentase dari bagian yang terakhir ini sangat kecil, tetapi jumlahnya sangat besar.

Air merupakan komponen yang sangat penting bagi kehidupan di muka bumi. Dengan meningkatnya kebutuhan akan air, para ilmiawan memberikan perhatian yang sangat besar terhadap kelangsungan perubahan air di atmosfer, laut dan daratan. Sirkulasi suplai air di bumi yang tidak putusnya disebut siklus hidrologi. Siklus ini merupakan pancaran sistem energi matahari atmosfer merupakan rantai yang menghubungkan lautan dan daratan. Air dari laut, secara tetap mengalami evaporasi menjadi uap air yang berada di atmosfer. Angin akan mengangkut uap air ini. Kadang pada jarak yang sangat jauh. Uap air ini akan berkumpul membentuk awan. Apabila awan sudah jenuh, maka akan berubah menjadi hujan. Hujan yang jatuh di laut mengakhiri siklus ini dan akan mulai dengan siklus yang baru. Hujan yang jatuh di daratan akan melalui jalan yang lebih panjang untuk mencapai laut.

Apa yang terjadi apabila hujan jatuh di daratan ? Sebagian air hujan akan meresap ke dalam tanah dan sebagian lagi akan mengalir di permukaan ke darah yang lebih rendah, dan kemudian akan berkumpul di danau atau sungai dan akhirnya mengalir ke laut. Bila curah hujan lebih besar daripada kemampuan tanah untuk menyerap air, maka kelebihan air tersebut akan mengalir dipermukaan menuju ke danau atau sungai. Air yang meresap ke dalam tanah (infiltrasi) atau yang mengalir di permukaan (run off) akan menemukan jalannya untuk kembali ke atmosfer, karena adanya evaporasi dari tanah, danau dan sungai. Air yang meresap ke dalam tanah juga akan diserap oleh tumbuhan dan akan kembali menguap melalui daunnya kembali ke atmosfer. Proses ini disebut transpirasi.

Apabila hujan jatuh di daerah beriklim dingin, airnya tidak langsung meresap ke dalam tanah atau mengalir sebagai run off, atau menguap. Air tersebut akan menjadi salju atau es, yang merupakan cadangan air yang cukup besar di daratan. Apabila salju atau es ini mencair, dapat menyebabkan naiknya muka air laut dan menggenangi daerah pantai.

Meskipun jumlah uap air di bumi waktu tertentu sangat sedikit dibandingkan dengan jumlah total suplai air di bumi, tetapi jumlah absolut dalam siklus yang melalui atmosfer setiap tahunnya sangat besar, kira-kira 380.000 km3, jumlah yang cukup untuk menutupi permukaan bumi sampai kedalaman sekitar satu meter. Karena jumlah total dari uap air di atmosfer kira-kira tetap sama, maka curah hujan tahunan rata-rata di permukaan bumi harus sama dengan jumlah air yang menguap. Tetapi untuk semua daratan, jumlah curah hujan lebih banyak daripada penguapan, sebaliknya di laut, jumlah penguapan lebih banyak daripada curah hujannya. Karena muka air laut tidak mengalami penurunan, maka curah hujan di daratan sebanding dengan penguapan di laut.

Siklus hidrologi menggambarkan gerakan air yang terus menerus dari laut ke atmosfer, dari atmosfer ke daratan, dan dari daratan kembali ke laut.

Air Yang Mengalir Di Permukaan

Diantara proses geologi, air yang mengalir merupakan proses yang sangat penting bagi manusia. Manusia tergantung pada sungai sebagai sumber energi, transportasi dan irigasi; dan dataran sungai yang subur merupakan tempat yang paling baik untuk tempat tinggal manusia sejak dulu kala. Sebagai agen yang dominan untuk merubah bentang alam, aliran air telah membentuk lingkungan fisik manusia.

Meskipun manusia sangat tergantung pada air yang mengalir, tetapi tidak pernah mengetahui sumber air tersebut. Hal ini berlangsung sampai pada abad ke 16 ketika manusia menyadari bahwa air berasal dari aliran permukaan dan airtanah, yang keduanya bersumber dari air hujan dan salju. Air permukaan yang mengalir akan terkumpul pada torehan-torehan kecil, yang akhirnya sampai ke sungai. Ada dua istilah yang sering digunakan untuk aliran air permukaan yang terkumpul ini, yaitu stream dan river. Walaupun keduanya mempunyai pengertian yang sama, stream digunakan untuk sungai dalam segala ukuran, dari torehan kecil sampai yang berukuran seperti Amazone, sedangkan river digunakan untuk sungai utama yang mempunyai banyak cabang.

Aliran Air Sungai (streamflow)

Air yang mengalir menuju ke laut sangat dipengaruhi oleh gravitasi. Waktu yang dibutuhkan untuk mencapai laut tergantung pada kecepatan aliran, yang merupakan jarak yang ditempuh oleh aliran air dalam satuan waktu tertentu. Ada sungai yang mempunyai kecepatan aliran hanya 0,8 km/jam dan adapula yang sangat cepat sampai 30 km/jam. Kecepatan biasanya diukur pada beberapa lokasi memotong saluran sungai yang kemudian dirata-ratakan. Pada saluran yang tegak lurus, kecepatan terbesar terdapat di tengah saluran sedikit dibawah permukaan, dimana terdapat tahanan yang terkecil. Tetapi pada sungai yang berkelok, kecepatan maksimum terdapat pada bagian luar kelokan.

Kemampuan sungai untuk mengerosi dan mentransport material berhubungan langsung dengan kecepatan aliran, jadi kecepatan merupakan ciri yang paling penting. Variasi kecepatan aliran akan berhubungan langsung dengan perubahan material sedimen yang ditransport oleh air. Ada beberapa faktor yang mempengaruhi kecepatan aliran yang tentunya juga mengontrol jumlah erosi oleh sungai. Faktor-faktor tersebut adalah :

1. Kemiringan Sungai

2. Bentuk, ukuran dan kekasaran dari dasar saluran

3. Debit sungai

Faktor yang terutama mengontrol kecepatan aliran sungai adalah gradient atau kemiringan lereng sungai. Gradien sungai dinyatakan dengan perbandingan beda tinggi dengan jarak atau panjang mendatar dari sungai. Gradien sungai sangat bervariasi antara satu sungai dengan yang lainnya. Semakin besar gradien antar satu sungai semakin besar kecepatan alirannya. Jika kedua sungai yang mempunyai karakteristik sama kecuali gradiennya, maka sungai yang mempunyai gradien lebih besar akan mempunyai kecepatan aliran yang lebih besar pula.

Bentuk penampang melintang saluran menentukan jumlah air yang bersentuhan dengan saluran dan ini akan mempengaruhi tahanan gesernya. Saluran yang paling efisien adalah yang mempunyai perimeter yang paling kecil. Meskipun luas penampang dari ketiga saluran tersebut sama, tetapi bentuk saluran yang setengah lingkaran mempunyai persentuhan air dengan saluran paling kecil, sehingga mempunyai tahanan geser yang paling kecil. Jadi apabila faktor lain dari ketiga saluran tersebut sama, maka air akan mengalir lebih cepat dalam saluran setengah lingkaran.

Ukuran dan kekasaran dasar saluran berpengaruh juga terhadap besarnya tahanan saluran. Bila ukuran saluarn bertambah, maka perbandingan perimeter dengan penampang melintang saluran akan berkurang, sehingga efisiensi aliran bertambah besar. Efek dari kekasaran dasar saluran berpengaruh terhadap macam aliran dalam saluran. Bila salurannya halus akan menghasilkan aliran seragam (uniform flows), sedang bila dasar saluran kasar, seperti misalnya banyak bolder, akan menghasilkan aliran turbulen.

Debit (discharge) sungai adalah jumlah air yang mengalir pada jarak tertentu pada satuan waktu tertentu, biasanya diukur dengan meter kubik per detik. Debit sungai biasanya diperoleh dari perkalian antara luas penampang melintang saluran dengan kecepatan alirannya.

Debit sungai selalu berubah-ubah. Hal ini disebabkan oleh curah hujan dan pencairan salju yang tidak selalu tetap. Jika debit sungai berubah, maka faktor-faktor yang berpengaruhpun akan mengalami perubahan. Bila debit bertambah, maka lebar dan kedalaman dari saluran akan bertambah besar atau air mengalir lebih cepat. Dari penelitian yang pernah dilakukan menunjukkan bahwa dengan bertambahnya jumlah air yang mengalir, maka lebar, kedalaman dan kecepatan akan meningkat pula. Jadi untuk mengimbangi peningkatan debitnya, sungai akan mengalami proses pelebaran dan pendalaman saluran sungai.

Perubahan Sungai Ke Arah Hilir (downstream)

Salah satu jalan untuk mempelajari suatu sungai adalah penampang memanjang sungai (longitudinal profile). Profil ini menggambarkan penampang sungai mulai dari bagian hulu (head atau headwater) sampai ke muara sungai. Kenampakan utama dari tipe profil memanjang sungai adalah penurunan gradien sungai dari hulu ke muara. Secara umum bentuk penampang tersebut adalah busur yang cekung ke atas.

Ada hubungan terbalik antara gradien dan debit sungai. Bial kemiringan sungai besar, maka debitnya kecil, dan bila debit besar maka gradien sungai kecil. Atau bisa dikatakan bahwa di bagian hulu sungai dapat mempunyai kecepatan yang besar walaupun kemiringannya kecil, karena debit yang besar, saluran yang lebar dan dasar sungai yang relatif halus.

Bidang Datum (Base Level) dan

Keseimbangan Sungai (Graded Stream)

Satu hal yang penting yang mengontrol aliran sungai adalah bidang datum (base level), yang merupakan titik terendah dimana aliran air dapat melakukan erosi (pengikisan). Dua tipe umum dari base level, muka air laut (sea level) yang disebut ultimata base level, yang merupakan batas terendah dari proses erosi oleh sungai, dan temporary atau lokal base level, yang ditunjukkan oleh danau. Batuan yang resisten, dan sungai utama, yang merupakan base level bagi cabang-cabang sungainya.

Sungai selalu akan menyesuaikan dirinya dengan perubahan yang terjadi. Pada suatu kondisi tertentu sungai akan berada pada suatu keadaan dimana sungai tidak melakukan proses erosi ataupun deposisi. Sungai pada kondisi demikian disebut dalam kondisi kesetimbangan atau graded stream.

Proses Yang Dilakukan Oleh Aliran Air Di Sungai

Proses yang dilakukan oleh sungai adalah erosi, transportasi dan pengendapan. Proses tersebut berjalan bersama-sama pada setiap sungai, walaupun di bawah ini akan dibahas satu persatu.

1. Proses Pengikisan (erosi)

Meskipun sebagian besar material yang diangkut oleh sungai berasal dari material yang diangkut oleh air tanah, aliran air permukaan dan mass wasting, sungai juga menambah jumlah angkutannya dengan mengerosi batuan yang dilaluinya. Bila batuan yang dilalui sangat kompak (bedrock), maka proses erosi dilakukan dengan cara abrasi yang dilakukan oleh material sedimen yang diangkut oleh air. Material yang berukuran kasar biasanya dilepas dari batuannya dengan melakukan pengeboran oleh air pada dasar saluran yang disebut potholes. Tetapi bila batuannya tidak kompak (lepas), maka pengikisan dilakukan oleh air sendiri.

2. Proses Pengangkutan (transportasi)

Sungai akan mengangkut material hasil erosinya dengan cara pelarutan (dissolved load), suspensi (suspended load) dan sepanjang dasar saluran (bed load).

Material terlarut diangkut ke sungai oleh air tanah dan sebagian kecil berasal dari batuan yang mudah larut sepanjang sungai. Jumlah material yang terlarut sangat bervariasi dan sangat tergantung pada iklim dan kondisi geologinya.

Kebanyakan sungai mengankut material hasil erosinya dengan suspensi. Material yang diangkut dengan cara suspensi ini umumnya berukuran pasir halus, lanau dan lempung. Pada waktu banjir, material yang ukurannya besar dapat juga diangkut dengan cara suspensi. Juga pada waktu banjir material suspensi akan meningkat jumlahnya.

Banyak juga material sungai yang ukurannya terlalu besar untuk diangkut dengan cara suspensi. Material kasar ini akan bergerak pada dasar sungai sebagai bedload. Material ini mengerosi dasar sungai, sehingga sungai menjadi bertambah dalam.

Material bedload bergerak sepanjang dasar sungai dengan cara menggelinding (rolling), meluncur (sliding) dan meloncat (saltasi). Sedimen yang bergerak dengan saltasi akan meloncat sepanjang dasar sungai. Hal ini terjadi karena material tersebut ditabrak oleh sedimen yang diangkut sehingga akan terangkat dan akan turun kembali ke dasar karena gaya beratnya. Sedimen yang terlalu besar untuk bergerak.

Tidak seperti sedimen suspensi dan terlarut yang bergerak tetap pada sungai, sedimen bedload hanya bergerak apabila kekuatan air cukup besar untuk menggerakannnya. Sedimen bedload sangat sulit diukur, karena terjadi pada waktu banjir.

Kemampuan sungai untuk mengangkut material hasil erosinya diukur dengan dua kriteria. Yang pertama, kompetensi sungai, yaitu ukuran maksimum dari sedimen yang dapat diangkut. Kompetensi sungai sangat tergantung pada kecepatan aliran sungai. Jika kecepatan aliran sungai meningkat dua kali lipat, maka gaya impak yang dilakukan oleh air akan meningkat sampai empat kali. Jika kecepatan meningkat sampai tiga kali lipat, maka gaya impak dari air akan meningkat sampai sembilan kali. Jadi pada kecepatan yang rendah, bolder akan tetap diam, dan akan bergerak pada waktu banjir ketika kecepatan aliran meningkat. Yang kedua, kapasitas sungai, yaitu jumlah maksimum sedimen yang mampu diangkut oleh aliran sungai. Kapasitas sungai sangat berhubungan dengan debit sungai. Semakin besar debit sungai, semakin besar juga jumlah sedimen yang dapat diangkut.

3. Proses Pengendapan

Ketika kecepatan sungai menurun, maka kompetensi sungai juga menurun. Akibatnya, sedimen suspensi akan mulai mengendap. Endapan sedimen ini disebut dengan aluvial. Meskipun sebagian sedimen terendapkan sementara di sungai, sebagian lainnya akan mencapai laut. Bila sungai mencapai tubuh air yang tetap seperti laut atau danau, kecepatannya menurun dengan cepat, dan akan mengendapkan sedimen yang diangkutnya di mulut sungai yang disebut delta. Sedimen halus yang berukuran lanau dan lempung akan terendapkan agak jauh dari muara sungai dengan membentuk lapisan yang hampir mendatar yang disebut lapisan bottomset. Kelanjutan dari lapisan bottomset, mulai terendapkan lapisan foreset. Lapisan ini disusun oleh sedimen kasar, yang diendapkan begitu aliran mancapai laut atau danau, membentuk lapisan yang miring. Lapisan foreset biasanya ditutupi oleh lapisan mendatar yang tipis yang terbentuk pada waktu banjir yang disebut topset. Pertumbuhan dari delta menyebabkan gradien sungai akan mengalami penurunan, sehingga sungai mencari jalan yang lebih pendek untuk mencapai base level. Akibatnya delta akan berkembang membentuk segitiga seperti huruf Yunani delta. Itulah sebabnya endapan di muara sungai ini disebut delta.

Sungai-sungai besar seperti Nil, Mississippi dan Mahakam membentuk delta yang telah berkembang mulai jutaan tahun yang lalu sehingga membentuk delta yang sangat luas. Selain itu sungai utama membaginya menjadi beberapa saluran yang disebut distributaries, kenampakan yang terlihat pada delta yang besar.

Meskipun delta sering terbentuk pada sungai besar, tidak semua sungai besar dapat membentuk delta. Sedimen yang besar jumlahnya, oleh kekuatan arus dan ombak disekitar muara sungai akan disebarkan kembali begitu diendapkan di muara. Kadang-kadang sungai besar juga tidak mengangkut sedimen dalam jumlah yang cukup besar untuk membentuk delta.

Kipas aluvial (aluvial fan) adalah endapan sungai yang bentuknya seperti delta yang terbentuk di daratan. Sungai-sungai yang mengalir di gunung, setelah mencapai dataran, gradien sungai akan turun dengan drastis, sehingga akan mengendapkan material yang diangkutnya. Biasanya material kasar diendapkan dekat kemiringan lereng, sementara yang halus terendapkan lebih jauh pada pedataran.

Sungai yang lebar dengan lembah yang datar, kadang-kadang membentuk tanggul alam (natural level), merupakan endapan yang sejajar lembah. Tangggul alam ini dibentuk oleh endapan banjir yang terjadi secara periodik selama bertahun-tahun. Ketika banjir, air sungai akan melewati tebing sungai dan kecepatan menurun drastis, sehingga akan meninggalkan endapan sedimen kasar pada tepi sungai. Ketika air melimpah, sedimen halus terendapkan di dasar lembah. Penyebaran sedimen yang tidak merata ini akan membentuk kemiringan yang landai dari tanggul alam. Daerah di belakang tanggul alam dicirikan oleh drainase yang jelek dan air tidak dapat mengalir kembali ke sungai, sehingga terbentuk rawa-rawa yang disebut back swamp. Cabang-cabang sungai yang terbentuk sejajar dengan sungai utama dan memotong tanggul alam disebut dengan yazzo tributaries.