Post on 18-Feb-2015
description
Jurusan Teknik Lingkungan Fakultas Teknik Sipil dan Perencanaan
Institut Teknologi Sepuluh Nopember Surabaya 2010
Geohidrologi Bahan Ajar
Oleh Mas Agus Mardyanto
2 | Buku Ajar Geohidrologi – Mas Agus Mardyanto
Geohidrologi Oleh Mas Agus Mardyanto
Geohidrologi atau juga disebut hidrogeologi merupakan ilmu yang mempelajari aliran dan
kualitas airtanah.Banyak ahli membedakan istilah geohidrologi dengan hidrogeologi.
Geohidrologi lebih terfokus tentang airtanahnya sedangkan hidrogeologi lebih pada
media tempat airtanah tinggal, atau geologinya. Untuk selanjutnya kita gunakan istilah
geohidrologi.
Airtanah mengalir ke bawah akibat gaya gravitasi mengikuti gradient tekanan. Airtanah
ini terletak di dalam pori-pori tanah, oleh karenanya sering disebut sebagai aliran dalam
media berpori (porous media). Sebagian airtanah terletak di dalam celah atau retakan
batuan dan mengalir melalui saluran semacam pipa (conduit). Airtanah ini terletak dalam
lapisan tanah yang disebut aquifer dan media porous yang dangkal (sekitar 450 m di
bawah permukaan tanah). Airtanah yang dangkal (sekitar 3 meter dari permukaan tanah)
merupakan topik penting pada bidang ilmu tanah, pertanian, dan teknik sipil, dan juga
geohidrologi.
Salah satu tugas seorang ahli geohidrologi (geohidrologist) adalah memprediksi keadaan
yang akan datang dari suatu system aquifer yang dilakukannya berdasarkan observasi
historikal (data tentang airtanah yang bertahaun-tahun/ waktunya lama) dan saat ini
terhadap keadaan airtanah tersebut. Hal yang diperkirakan antara lain:
• Apakah debit airtanah yang dapat dimanfaatkan dari suatu aquifer akan tetap atau
mengecil bahkan habis?
• Apakah suatu mataair akan kering jika luas daerah pertanian meningkat?
• Apakah airtanah yang ada di dalam sumur sehat/ memenuhi standar kualitas air
minum?
3 | Buku Ajar Geohidrologi – Mas Agus Mardyanto
Pertanyaan tersebut bisa dijawab melalui analisis airtanah, baik secara manual maupun
simulasi menggunakan model numerik atau analitik, tergantung dari kerumitan
permasalahan. Simulasi yang akurat bisa dilakukan bila karakteristik aquifer dan kondisi
batasnya diketahui. Tes aquifer merupakan hal yang penting dilakukan untuk mengetahui
karakteristik aquifer tersebut.
SIKLUS HIDROLOGI Air di bumi jumlahnya tidak berubah. Air tersebut hanya berputar di atmosfir dan berubah
bentuk serta kualitasnya. Jumlah air di bumi sekitar 1.421.013.820 km3. Air ini hampir
97,5% nya (1.385.984.610 km3) berada di laut sebagai air asin. Air segar yang bisa
segera dimanfaatkan untuk kebutuhan sehari-hari makhluk hidup hanya sekitar 2,5%
atau sekitar 35.029.210 km3 (Chow et. Al., 1988). Dari jumlah air segar di bumi, air tanah
merupakan bagian terbesar kedua (30,1%) setelah es yang berada di Kutub Utara dan
Selatan (68,8%). Sisanya berupa air di sungai, di danau, dan lainnya. Secara grafis
proporsi jumlah air di bumi disajikan pada Gambar 1 dan 2.
Gambar 1. Proporsi jumlah air di bumi
Air di seluruh permukaan bumi menguap ke udara. Penguapan dari permukaan air bebas
seperti permukaan laut, danau, sungai, ataupun telaga dikenal sebagai proses evaporasi.
Air menguap akibat adanya pemanasan matahari, perbedaan tekanan udara di udara
dan di permukaan bumi. Selain itu hembusan angin mempercepat terjadinya penguapan.
Penguapan ini jika terjadi dari tubuh tanaman ataupun hewan dan manusia dikenal
sebagai transpirasi. Penguapan dari daratan pada umumnya sulit dikenali apakah
4 | Buku Ajar Geohidrologi – Mas Agus Mardyanto
berasal dari permukaan air bebas ataupun dari permukaan tubuh tanaman, hewan, dan
manusia, sehingga penguapan ini merupakan gabungan keduanya dan dikenal sebagai
evapotranspirasi. Uap air hasil penguapan naik ke udara membentuk kelembaban udara
dan sebagian lagi naik terus membentuk awan. Awan ini makin tebal dan mengalami
kondensasi kemudian berubah menjadi presipitasi. Sebagian air presipitasi tersebut, saat
proses jatuhnya, menguap kembali sebagai kelembaban udara. Presipitasi bisa berupa:
(i) hujan (rainfall)
(ii) salju (snowfall)
(iii) es (hail)
(iv) embun (dew)
(v) kabut (fog)
Gambar 2. Proporsi jumlah air segar di bumi
Presipitasi yang jatuh di permukaan bumi akan (i) mengalir di permukaan tanah sebagai
aliran permukaan (surface runoff) dan (ii) meresap kedalam tanah (infiltrasi). Proporsi
dari keseluruhan air hujan yang jatuh di atas permukaan bumi tersebut tergantung dari
banyak hal. Faktor yang mempengaruhi antara lain:
(i) Penutupan lahan (hutan lebat, perkebunan, sawah, permukiman, industry, dll)
(ii) Kemiringan lahan
(iii) Jenis tanah permukaan
(iv) Jenis tanaman
5 | Buku Ajar Geohidrologi – Mas Agus Mardyanto
Hutan lebat pada topografi landai akan meningkatkan jumlah air hujan yang meresap dan
tertahan oleh tanaman dibandingkan pada daerah permukiman yang terletak pada
topografi yang miring. Perbandingan antara jumlah air hujan yang mengalir sebagai
surface runoff dengan jumlah hujan total disebut sebagai koefisien pengaliran (runoff
coefficient/C). Nilai koefisien ini berkisar antara 0 s.d. 1. Semakin besar nilai C semakin
banyak air yang mengalir sebagai surface runoff. Air surface runoff ini mengalir terus ke
daerah yang lebih rendah akibat gaya gravitasi. Air ini mengisi sungai, danau, telaga,
waduk, ataupun cekungan di atas tanah lainnya. Akhir dari aliran air permukaan ini adalah
laut.
Air yang meresap ke dalam tanah melalui permukaan tanah (infiltrasi) sebagian menjadi
kelembaban tanah (soil moisture) dan sebagian lagi meresap terus ke bawah di dalam
tanah (perkolasi) sampai mencapai permukaan airtanah dan mengimbuh airtanah. Setelah
air mencapai airtanah, air ini mengalir ke bawah (horizontal) sebagai aliran airtanah
melalui pori-pori tanah (porous media/ media berpori) atau retakan batuan. Airtanah ini
mengalir ke bawah dan sebagian keluar sebagai mata air dan sebagian yang lain keluar
ke dalam sungai sebagai aliran dasar sungai/ baseflow. Seperti halnya aliran air
permukaan ini, aliran airtanah juga berakhir di laut. Proses siklus hidrologi terus berlanjut
seperti disajikan pada Gambar 3.
Gambar 3. Siklus hidrologi
6 | Buku Ajar Geohidrologi – Mas Agus Mardyanto
Telah diungkapkan di atas bahwa jumlah air di bumi adalah tetap. Namun air tersebut
berubah bentuk, tempat, dan kualitasnya. Bentuk air bisa dalam keadaan cair (air hujan,
air laut, airtanah, air permukaan), padat (salju, es), dan uap (uap air, awan). Kualitas air
berubah ketika dia mengalir. Air merupakan zat pelarut yang kuat sehingga dia
melarutkan zat yang terdapat pada daerah yang dilewatinya. Awan dan embun pada
umumnya merupakan air murni (H2O). Pada saat jatuh dari langit, air melarutkan
pollutant (pencemar) yang terdapat di udara. Pollutant ini berasal dari pencemar industri.
Jika kadar pencemar ini cukup besar maka air hujan dapat bersifat asam. Fenomenon ini
dikenal sebagai hujan asam. Di permukaan tanah, air hujan dapat melarutkan zat yang
ada di permukaan tanah seperti zat organic hasil pembusukan tanaman, ceceran minyak
dari kendaraan, kotoran binatang, dan lain-lain. Ketika air meresap ke dalam tanah, air ini
melarutkan mineral yang berada di dalam tanah sehingga airtanah pada umumnya
mengandung mineral (Calcium, Chlor, Ferro, dll).
Airtanah (groundwater) Airtanah merupakan air yang berada di dalam tanah (underground). Air ini tinggal di
dalam media berpori maupun celah/ retakan batuan. Sebelum diskusi tentang airtanah
dilanjutkan, berikut ini akan disajikan batuan tempat airtanah berada.
Siklus Batuan Batuan di bumi mengalami perubahan terus-menerus. Magma yang keluar ke permukaan
bumi, baik karena lelehan/ proses erupsi celahan maupun letusan gunung/ volkanik,
berubah menjadi batuan igneous. Batuan ini di permukaan bumi mengalami pergerakan,
erosi, dan terpapar oleh cuaca (panas, dingin, angin, hujan, dll) dan berubah menjadi
sedimen. Sedimen ini karena proses alamiah mengalami pemadatan, perekatan karena
bercampur dengan bahan mineral, dan kristalisasi, kemudaian berubah menjadi batuan
sedimen. Oleh adanya proses metamorphosis, batuan ini berubah menjadi batuan
metamorfik. Batuan metamorfik bisa melelh kembali menjadi magma. Proses siklus
berulang kembali. Secara garis besar proses tersebut diperlihatkan pada Gambar 4.
Beberapa penjelasan tentang batuan tersebut disajikan berikut ini:
7 | Buku Ajar Geohidrologi – Mas Agus Mardyanto
Gambar 4. Siklus batuan (Das, 2001)
– Batuan igneous terbentuk karena ada proses pemadatan magma yang meleleh yang
keluar dari dalam perut bumi
– Proses pendinginan batuan igneous:
• Terjadi di permukaan bumi
• Terjadi di bawah permukaan bumi � batuan igneous intrusive (plutons)�bisa
terekspos ke permukaan bumi karena adanya erosi tanah
– Batuan igneous� jenisnya tergantung faktor: komposisi magma (jenis mineral yang
tercampur ketika proses pembentukannya) serta kecepatan pendinginannya
– Kristal mineral sebagian tumbuh membesar dan sebagian lainnya tetap
– Kristal yang tinggal di cairan suspended bereaksi dengan lelehan yang tersisa
membentuk mineral baru yang membeku pada suhu lebih rendah.
– Wheathering (pengaruh cuaca), merupakan proses pecahnya batuan menjadi lebih
kecil karena proses mekanik dan kimia
8 | Buku Ajar Geohidrologi – Mas Agus Mardyanto
• Proses mekanik� pengembangan dan penyusutan batuan akibat perubahan suhu,
glasier, angin, aliran air di sungai.
• Proses kimia � mineral batuan berubah menjadi mineral baru karena proses kimia
� misalnya air dan karbondioksida dari atmosfir membentuk asam karbon�
bereaksi dengan batuan asli� membentuk mineral baru dan garam-garam
terlarut, dll.
– Batuan yang telah mengalami weathering dapat berpindah (transport) akibat gaya
gravitasi yang dipicu oleh adanya hujan dan angin ataupun gerakan bumi/ gempa.
– Tanah yg terbentuk oleh produk dari weathering di tempat asalnya (tidak berpindah/
ter-transport) disebut sebagai residuals. Residuals ini pada umumnya gradasi ukuran
butir di permukaan tanah halus dan makin ke dalam makin kasar dan bahkan
sebagian berupa pecahan batuan bersiku-siku (angular). Contoh weathering
disajikan pada Gambar 5.
– Klasifikasi batuan/tanah menurut pembentukannya:
• Tanah glasial� batuan/tanah yang berpindah dan kemudian terdeposisi oleh
adanya glasier
• Tanah alluvial� batuan/tanah yang berpindah dan kemudian terdeposisi oleh aliran
air dan kemudian terdeposisi sepanjang alur sungai
• Tanah lacusstrine� batuan/tanah yang berpindah dan kemudian terdeposisi oleh
aliran air dan kemudian terdeposisi di danau yang alirannya tenang
• Tanah lautan� batuan/tanah yang berpindah dan kemudian terdeposisi oleh aliran
air dan kemudian terdeposisi di laut
• Tanah aeolian� batuan/tanah yang berpindah dan kemudian terdeposisi oleh angin
• Tanah colluvial� batuan/tanah yang berpindah dari tepat asalnya akibat gaya
gravitasi (tanah longsor)
– Batuan sedimen� timbunan kerikil, tanah, dan lempung yang memadat karena
adanya tekanan timbunan di atasnya dan terlekatkan oleh oksida besi, kalsit,
dolomite, dan quarts (cemented agents).; dimana cemented agents ini terbawa
aliran/ terkandung di dalam air tanah
– Detrital sedimentary rocks (misalnya: konglomerat, bresi, sandstone, mudstone,
shale).
9 | Buku Ajar Geohidrologi – Mas Agus Mardyanto
Gambar 5. Contoh batuan yang terkena weathering oleh angin (Das, 2001)
– Chemical sedimentary rocks� pada saat proses pembentukannya terjadi proses
kimia (misalnya: limestone, chalk, dolomite, gypsum, anhydrite, dll). Evaporites�
merupakan chemical sedimentary rocks yang disebut juga rock salt (NaCl)
– Metamorphism merupakan proses perubahan komposisi dan tekstur batuan akibat
tekanan dan pemanasan tanpa terjadinya proses meleleh. Selama proses tersebut,
mineral baru terbentuk dan butiran mineral tergesek membentuk tekstur foliated
10 | Buku Ajar Geohidrologi – Mas Agus Mardyanto
pada metamorphic rocks. Granite, diorite, dan gabro berubah menjadi gneisses
akibat proses high-grade metamorphism. Shales dan mudstone berubah menjadi
slates dan phyllites akibat proses low-grade metamorphism. Schists merupakan
jenis metamorphic rocks yang mempunyai tekstur foliated yang bagus dan
lempengan mineral dan micaceous- nya tampak jelas. Marmer terbentuk dari calcite
dan dolomite dengan adanya rekristalisasi. Butiran mineral pada marmer lebih
besar dibandingkan dengan yang terdapat pada batuan aslinya. Quartzite
merupakan metamorphic rock yang terbentuk dari sandstone yang kaya quartz.
Silika masuk ke dalam lubang antara butiran quarts dan pasir dan berperan sebagai
agen pelekat (cementing agent). Quartzite merupakan salah satu batuan terkeras.
Pada kondisi temperature dan tekanan ekstrem, metamorphic rocks bisa meleleh
membentuk magma, dan siklus terulang kembali.
– Mineral lempung � merupakan aluminium silikat yg komplek; terdiri dari 2 material
dasar silika dan alumina. Beberapa contoh lempung: kaolin, lempung mika dan
chlorite, montmorillonite, dan vermiculite.
– Specific gravity (Gs) merupakan perbandingan antara unit weight dari material
tertentu terhadap unit weight air. Penentuannya dilakukan di laboratorium. Nilai Gs
diperlukan pada perhitungan mekanika tanah. Pada umumnya nilai Gs dari batuan
antara 2,6 – 2,9. Gs dari pasir dengan warna terang, yang bagian terbanyaknay
adalah quartz adalah sekitar 2,65; sedangkan tanah lempung dan lanau (silt) nilai
Gs nya sekitar 2,6 s.d. 2,9. Nilai Gs beberapa mineral dapat dilihat pada Tabel 1.
Tabel 1. Nilai Gs beberapa mineral
Mineral Gs Mineral Gs Quartz 2,65 Chlorite 2,6 – 2,9 Kaolinaite 2,6 Biotite 2,8 – 3,2 Illite 2,8 Muscovite 2,76 – 3,1 Montmorillonite 2,65 – 2,8 Hornblende 3,0 – 3,47 Halloysite 2,0 – 2,55 Limonite 3,6 – 4 Potassium feldspar 2,57 Olivine 3,27 – 3,7 Sodium dan calcium feldspar 2,62 – 2,76 Das (2001)
Ukuran partikel tanah (berbagai standar klasifikasi)
11 | Buku Ajar Geohidrologi – Mas Agus Mardyanto
Tanah berbutir diklasifikasikan berdasarkan ukuran butir serta distribusi ukuran butirannya.
Beberapa hal penting terkait ukuran butir adalah sebagai berikut:
– Ukuran butir tanah bervariasi dengan rentang yang besar (kerikil, pasir, lanau, atau
lempung)
– Kerikil: diameter > 2 mm
– Lempung: diameter < 0,002 mm
– Partikel tanah <2 atau 5 mikron � clay-sized particles (bukan clay)
Tabel 2 menunjukkan klasifikasi butiran tanah berdasarkan ukuran butiran menurut
berbagai organisasi.
Analisis mekanik tanah
– Penentuan rentang ukuran partikel yg ada di tanah dinyatakan dalam persentasi
terhadap berat kering total
– Metode yg digunakan:
• Analisis ayakan (diameter > 0,075 mm)
• Analisa hidrometer (diameter <= 0,075 mm)
Tabel 2. Klasifikasi butiran tanah
Nama organisasi Ukuran butir (mm) Kerikil (gravel)
Pasir (sand) Lanau (silt)
Lempung (clay)
Massachusetts Institute of Technology (MIT)
>2 2 s.d. 0,06 0,06 s.d. 0,002
< 0,002
U.S. Dept. of Agriculture (USDA)
>2 2 s.d. 0,05 0,05 s.d. 0,002
< 0,002
American Assoc. of State Highway & Transportation Officials (AASHTO)
76,2 s.d. 2 2 s.d. 0,075 0,075 s.d. 0,002
< 0,002
United Soil Classification System (U.S. Army Corps of Engineers, U.S. Bureau of Reclamation, and American Society for Testing and Materials)
76,2 s.d. 4,75 4,75 s.d. 0,075 Halus (misalnya lanau dan lempung) < 0,075
Catatan: ukuran bukaan saringan 4,75mm ditemukan pada Ayakan U.S. No. 4; bukaan 2 mm pada U.S. No. 10; 0,075 mm pada U.S. No. 200. (Das, 2001)
12 | Buku Ajar Geohidrologi – Mas Agus Mardyanto
Alat untuk melakukan analisis ayakan disajikan pada Gambar 6 dan standar ukuran
diameter bukaan ayakan dapat dilihat pada Tabel 3.
Gambar 6. Satu set ayakan untuk tes di laboratorium (Das, 2001)
Tabel 3. Standar ukuran diameter bukaan ayakan Standar U.S. Ayakan No. Bukaan
(mm) Ayakan No. Bukaan
(mm) Ayakan No. Bukaan
(mm) 4 4,75 18 1,00 80 0,180 5 4,00 20 0,85 100 0,150 6 3,35 25 0,71 120 0,125 7 2,80 30 0,60 140 0,106 8 2,36 35 0,50 170 0,090 10 2,00 40 0,425 200 0,075 12 1,70 50 0,355 270 0,053 14 1,40 60 0,250 16 1,18 70 0,212
Das (2001) Prosedur analisis ayakan:
13 | Buku Ajar Geohidrologi – Mas Agus Mardyanto
– Tentukan masa yang tertinggal di tiap ayakan (M1, M2,.., Mn) dan pan (Mp)
– Tentukan total masa tanah (SM = M1+ M2 +…Mp)
– Tentukan akumulasi masa yang tertinggal di atas tiap ayakan (M1+M2+…+Mi � untuk
ayakan ke i)
– Masa tanah yg lolos ayakan ke i � SM - M1+ M2+…+ Mi
– Persentase tanah yg lolos ayakan ke i (percent finer)
� F= [(SM - M1+ M2 +…+ Mi)/ SM] x 100%
– Plotkan di kertas log-arithmetic � kurva distribusi ukuran butir (Lihat Gambar 7)
Gambar 7. Kurva distribusi ukuran butir (Das, 2001)
Kurva distribusi ukuran butir bisa digunakan untuk menentukan berbagai parameter
berikut:
• Ukuran efektif (D10)�diameter butir dimana 10% butiran lebih kecil dari diameter tersebut
• Koef. keseragaman � Cu=D60/D10 Cu �berguna unt menentukan konduktivitas hidrolik dan rembesan melalui tanah
• Koefisien gradasi/ kurvatur(Cz)�Cz=(D302)/(D60xD10)
Analisis Hidrometer
14 | Buku Ajar Geohidrologi – Mas Agus Mardyanto
Analisis hydrometer (lihat Gambar 8) dilaksanakan berdasarkan prinsip pengendapan
butiran tanah di dalam air. Pada saat contoh tanah dicampurkan pada air, setiap partikel
butiran mengendap dengan kecepatan endap yang berbeda, tergantung pada bentuknya,
ukurannya, beratnya, serta viskositas air. Untuk penyederhanaan, dianggap semua butiran
berbentuk bulat, sehingga persamaan pengendapan partikel dapat ditentukan dengan
Persamaan Stokes:
D
Dimana:
V = kecepatan
�s = densitas partikel tanah
�w = densitas air
D = diameter partikel tanah
Sehingga dari Persamaan di atas diperoleh:
Dimana: Kecepatan
15 | Buku Ajar Geohidrologi – Mas Agus Mardyanto
Gambar 8. Test hydrometer (Das, 2001)
Formasi tanah/ batuan yang mengandung airtanah
Berdasarkan keberadaan airtanah di dalam tanah/ batuan, maka lapisan tanah/ batuan
dapat digolongkan menjadi:
• Aquifer: tanah/ batuan yang mampu menyimpan air dan mengalirkan air yang
berada di dalamnya (contoh: pasir dan kerikil)
• Aquitard: tanah/ batuan yang mengandung air namun air tersebut mengalir dengan
sangat lambat (contoh: silt)
• Aquiclude: tanah/ batuan yang mengandung air namun air yang terdapat di
dalamnya tidak dapat mengalir
• Aquifuge: tanah/ batuan yang tidak dapat ditembus air dan tidak mengandung air di
dalamnya (contoh: batu granit, marmaer)
Lapisan tanah yang berpotensi sebagai sumber airtanah adalah aquifer. Beberapa jenis
aquifer yang ada, yaitu:
16 | Buku Ajar Geohidrologi – Mas Agus Mardyanto
• Confined aquifer (akuifer terkekang): aquifer yang terletak di antara 2 lapisan kedap
air. Tekanan pada airtanah disebut piezometric head/potentiometric surface.
Tekanan ini merupakan suatu permukaan imajiner yang menunjukkan level tekanan
air di dalam aquifer. (Lihat Gambar 9 dan 10)
• Unconfined aquifer: aquifer yang pada sisi bawahnya dibatasi oleh lapisan kedap
air dan di sisi atasnya tidak terdapat lapisan kedap air serta mempunyai permukaan
airtanah. Tekanan pada permukaan airtanah merupakan tekanan atmosfir lokal.
(Lihat Gambar 8 dan 9)
• Semi-confined aquifer: aquifer yang dibatasi oleh lapisan semi-kedap (aquitard),
sehingga air yang berada di atas dari lapisan semi-kedap masih dapat mengalir ke
dalam aquifer tersebut.
• Perched aquifer: akuifer yang terletak di atas muka airtanah, berupa cekungan
dengan luas terbatas, yang menampung airtanah.
• Aquifer yang berupa batuan retak/ celah batuan, dimana airtanah meresap ke
dalamnya dan tersimpan sebagai cadangan air yang cukup berlimpah.
Gambar 9. Confined dan unconfined aquifers
17 | Buku Ajar Geohidrologi – Mas Agus Mardyanto
Gambar 10. Confined dan unconfined aquifers
Beberapa struktur batuan aquifer bisa dilihat pada Gambar 11.
Untuk mengetahui seberapa besar suatu aquifer mampu menyediakan airtanah serta
mengalirkannya dengan lancar bisa dilihat dari parameter aliran airtanah sebagai berikut:
• Storage coefficienf (S): jumlah air yang dapat dikeluarkan atau dimasukkan dari
atau ke dalam aquifer per satuan luas permukaan aquifer apabila hydraulic head/
piezometric head turun/ naik satu satuan, tegak lurus luas permukaan aquifer
tersebut. Nilai ini menunjukkan volume air yang dapat dikeluarkan/ dimasukkan
dari/ ke dalam aquifer per satuan volume aquifer. Pada umumnya nilai S berkisar
antara 0,00005 s.d 0,005. Walaupun nilai ini kecil, namun karena suatu aquifer
confined biasanya membentang luas maka air yang dapat dikeluarkan dari aquifer
confined cukup besar. S tidak mempunyai satuan.
18 | Buku Ajar Geohidrologi – Mas Agus Mardyanto
Gambar 11. Berbagai struktur batuan aquifer (Todd, 1988)
Keterangan:
a. Deposit batuan sedimen yang tersortir baik dengan porositas tinggi b. Deposit batuan sedimen tdk tersortir dng porositas rendah c. Deposit batuan sedimen yang tersortir baik mengandung kerikil/pebles (yg porous)
dengan porositas sangat tinggi d. Deposit batuan sedimen yang tersortir baik dimana pori-porinya terisi materi mineral e. Batuan yang porous karena proses pembentukannya f. Batuan yang porous karena adanya retakan
• Specific yield (Sy): angka yang menunjukkan perbandingan antara jumlah air yang
dapat dikeluarkan dari suatu masa tanah jenuh air oleh gaya gravitasi dibandingkan
dengan volume total tanah tersebut. Nilai Sy ini menunjukkan banyaknya air yang
dapat dikeluarkan dari suatu aquifer confined dari satu masa tanah/ aquifer. Nilai Sy
ini pada tanah berbutir (pasir, kerikil) berkisar antara 20% s.d 30%, sedangkan
pada tanah berbutir halus (lanau, lempung) berkisar antara 7% s.d 15%. Nilai ini
makin kecil pada tanah yang letaknya dalam dari permukaan tanah karena makin
besarnya tekanan tanah di atasnya. Nilai Sy ini tergantung pada ukuran butiran
tanah, bentuk butiran, distribusi pori-pori tanah, kepadatan lapisan tanah, dan waktu
saat pengeluaran air. Airtanah tersimpan di dalam pori-pori tanah. Dalam keadaan
jenuh, seluruh pori-pori tanah terisi oleh air. Air yang bisa dikeluarkan oleh gaya
gravitasi tersebut adalah air di dalam pori-pori tersebut. Namun, tidak seluruh air
dalam pori-pori tanah dapat dikeluarkan oleh gaya gravitasi karena adanya gaya
lekat antara butiran tanah dan air. Volume air yang tertinggal dalam pori-pori tanah
19 | Buku Ajar Geohidrologi – Mas Agus Mardyanto
setelah terjadinya drainase akibat gaya gravitasi dibandingkan dengan volume
tanah total disebut sebagai specific retention (Sr). Sehingga:
Porositas (�) = Sy + Sr
Sy tidak mempunyai satuan.
Nilai S maupun Sy ditentukan terbaik dengan tes pemompaan.
• Konduktivitas hidrolik/ hydraulic conductivity (K): angka yang menunjukkan
kemampuan suatu masa tanah mengalirkan air pada satu satuan waktu melalui
satu satuan luas potongan melintang masa tanah akibat adanya perbedaan satu
satuan gradient hidrolik dimana arah alirannya tegak lurus potongan melintang
masa tanah tersebut. Nilai K ini tergantung pada porositas tanah, ukuran butiran
tanah, distribusi butiran tanah, bentuk partikel tanah, susunan/ struktur butiran
tanah, viskositas air, dll. Satuan K adalah m/hari. Nilai K pada butiran berbutir
(pasir, kerikil) berkisar antara 2,5 m/hari s.d 450 m/hari. Dalam mekanika tanah,
konduktifitas hidrolik juga dikenal sebagai permeability (permeabilitas).
Dalam geo-hydrology istilah yang dipakai adalah konduktivitas hidrolik. Agar tidak
rancu dengan istilah permeability, istilah intrinsic (absolute) permeability ( )
digunakan sebagai pengganti istilah permeability. Persamaan k adalah:
(m2)
� karena nilai ini pada batuan/tanah sangat kecil maka satuannya biasanya
(U.S. Geological Survey, Todd, 1988) dinyatakan dalam mikro-meter-persegi (�m)2
= 10-12 m2.
Dimana:
K = konduktivitas hidrolik (m/dt)
� = densitas cairan (kg/m3)
� = viskositas dinamik cairan (kg/m.dt)
g = gravitasi (m/dt2)
Gambaran visual definisi S dan Sy disajikan pada Gambar 12.
20 | Buku Ajar Geohidrologi – Mas Agus Mardyanto
Nilai porositas (�), specific yield (Sy), dan konduktivitas hidrolik (K) tanah/batuan disajikan
pada Tabel 4. Dari Tabel 4 dapat dilihat bahwa nilai �, Sy, dan K pada jenis tanah No. 1
s.d 5 cukup besar. Nilai parameter � untuk jenis tanah No. 7 dan 8 besar, namun nilai Sy-
nya sedang dan K nya kecil. Pada tanah jenis 6, 9, dan 10 nilai � dan Sy cukup besar
sedangkan nilai K sedang. Hal ini menunjukkan bahwa:
• tanah jenis 1 s.d 5 merupakan aquifer yang sangat potensial untuk menyediakan
airtanah
• tanah jenis 7 dan 8 bukan aquifer, namun merupakan aquitard atau aquiclude
• tanah jenis 6, 9, dan 10 merupakan aquifer dengan potensi sedang.
Menentukan Nilai Konduktivitas Hidrolik: DI LABORATORIUM
Ada 2 cara yang umum digunakan untuk mengukur nilai K di alboratorium: constant head
test dan falling head test. Alat pengukur nilai K tersebut adalah perpeameter seperti
terlihat pada Gambar 13. Constant head test digunakan untuk mengukur nilai K bagi tanah
berbutir kasar.
Untuk tanah berbutir halus, nilai K pada umumnya sangat kecil, sehingga jika
menggunakan metode ini maka waktu yang diperlukan untuk mengumpulkan air di dalam
tabung/ gelas ukur yang cukup banyak akan lama (berjam-jam atau berhari-hari).
Pengukuran K pada tanah berbutir halus digunakan metode falling head test. Pada
metode ini tidak diperlukan penampungan/ pengukuran volume air. Pada alat jenis ini
terdapat pipa kecil yang diameternya relative sangat kecil dibandingkan dengan diameter
sampel, sehingga dengan jumlah volume yang mengalir melalui sampel kecil saja, maka
terjadi penurunan head (dari h1 ke h2) yang cukup signifikan, sehingga waktu yang
diperlukan relative singkat. Kedua jenis alat permeameter disajikan pada Gambar 12.
21 | Buku Ajar Geohidrologi – Mas Agus Mardyanto
Gambar 12. Visualisasi S (a) dan Sy (b) (Todd, 1988)
Tabel 4. Nilai �, Sy, dan K tanah/ batuan (dimodifikasi dari Todd, 1988) No Jenis tanah � (%) Sy
(%) K
(m/hari) 1 Kerikil kasar 28 23 150 2 Kerikil sedang 32 24 270 3 Kerikil halus 34 25 450 4 Pasir kasar 39 27 45 5 Pasir sedang 39 28 12 6 Pasir halus 43 23 2,5 7 Lanau 46 8 0,08 8 Lempung 42 3 0,0002 9 Sand stone, berbutir halus 33 21 0,2 10 Sand stone, berbutir
sedang 37 27 3,1
22 | Buku Ajar Geohidrologi – Mas Agus Mardyanto
Gambar 13. Metode/ alat untuk menentukan nilai konduktivitas hidrolik
(permeabilitas) tanah: (a) constatnt head dan (b) falling head tests (Todd, 1988) Constant head test
����UNTUK TANAH BERBUTIR KASAR (PASIR KASAR, PASIR HALUS, KERIKIL)
tvAQ ..=
Lh
KKiv ==
Lh
KtAQ ..=
tAhLQ
K..
.=
Satuan � m/detik (tergantung t-nya)
23 | Buku Ajar Geohidrologi – Mas Agus Mardyanto
Dimana:
Q = total volume (m3), dalam waktu t (detik)
A = luas penampang melintang sampel tanah (m2)
Falling head test �UNTUK TANAH BERBUTIR HALUS (PASIR HALUS, LANAU, LEMPUNG)
dtdh
v −=
dtdh
aqin −=
ALh
KAiKqout == ..
Pers kontinuitas: � qin = qout
ALh
Kdtdh
a =−
�� =−2
1
1
2
t
t
h
h
dtLA
Kh
dha
�2
1lnhh
tAaL
K∆
=
Dimana �t = t2 – t1 Dalam term log10
2
110log3,2
hh
tAaL
K∆
=
Dimana:
24 | Buku Ajar Geohidrologi – Mas Agus Mardyanto
A = luas penampang pipa tegak
A, L = luas penampang tanag dan panjangnya
�t = waktu yang dibutuhkan head air turun dari h1 ke h2.
K bisa diperkirakan dari nilai D10 (antara 0,1 mm – 3 mm) dengan rumus Hazen (1911):
210CDK = dalam cm/dt
D10 = diameter efektif (mm)
C = koefisien, antara 0,4 s.d 1,5 (rata-rata = 1)
Persamaan ini akurat untuk K >10-3 cm/dt
DI LAPANGAN: TRACER TEST
Tracer adalah zat yang bisa di trace/ dilacak. Tracer ini dimasukkan ke dalam lubang
sumur, kemudian dilacak pada lubang sumur lainnya di sisi hilir lubang sumur pertama.
Waktu sejak tracer dimasukkan pada sumur pertama sampai terdeteksi pada sumur kedua
diukur. Pelaksanaan tracer test disajikan pada Gambar 14. Nilai K dapat dihitung dengan
beberapa rumus berikut:
LhK
va α= t
Lva =
htL
K2α=
25 | Buku Ajar Geohidrologi – Mas Agus Mardyanto
Gambar 14. Metode pengukuran K di lapangan dengan tracer test (Todd, 1988)
Pelaksanaan tracer test ini sederhana, tetapi hasilnya hanya berupa pendekatan saja
karena keterbatasan pelaksanaan di lapangn sebagai berikut:
1. Lubang harus berdekatan, karena jika terlalu jauh maka akan memakan waktu yang
lama
2. Tracer kemungkinan tidak mencapai lubang kedua (kecuali arah aliran diketahui
betul). Untuk menghindarkan hal ini, perlu dibuat lubang yang banyak di sekitar lubang
pertama. Hal ini menimbulkan biaya pelaksanaannya mahal dan makin rumit
3. Jika aquifer berlapis-lapis dengan nilai K berbeda, tracer yang tiba awal menghasilkan
nilai K yang lebih besar dari Krata-rata
AUGER HOLE TEST Lubang auger adalah lubang bor yang dibuat dengan alat bor auger. Air dalam lubang
auger dipompa keluar sehingga muka air turun sampai kedalaman y meter. Air dari aquifer
dibiarkan masuk sehingga muka airtanah di dalam sumur/ lubang auger naik ke
permukaan awal. Waktu naiknya air dari kedalaman y sampai kedalaman awal diukur.
Nilai K bisa dihitung dengan rumus berikut:
26 | Buku Ajar Geohidrologi – Mas Agus Mardyanto
Gambar 15. Lubang auger untuk mengukur nilai K (Todd, 1988)
dtdyC
K864
= dalam m/hari
Dimana:
dy/dt = pengukuran naiknya permukaan air dalam cm/dt
C = konstanta (tanp dimensi) � Lihat Tabel 5.
Nilai konduktifitas hidrolik ditentukan terbaik dengan TES PEMOMPAAN yang akan
didiskusikan pada bagian lain.
27 | Buku Ajar Geohidrologi – Mas Agus Mardyanto
Tabel 5 NILAI C UNTUK AUGER TEST HOLE (Todd, 1988)
28 | Buku Ajar Geohidrologi – Mas Agus Mardyanto
Konduktivitas hidrolik (K atau k) Persamaan Bernoulli � head total pada satu titik di air yang bergerak merupakan
penjumlahan dari head tekanan, kecepatan, dan elevasi.
Zg
vPh
w
++=2
2
γ
head tekanan head kecepatan head elevasi
dimana:
h = head total
P = tekanan
V = kecepatan
g = gravitasi
γw = unit weight air
Untuk aliran air melalui media lolos air/ porous media (lihat Gambar 16) � kecepatan
kecil, sehingga head kecepatan dapat diabaikan, dan Persamaan Bernoulli menjadi:
ZP
hw
+=γ
29 | Buku Ajar Geohidrologi – Mas Agus Mardyanto
w
BUγ
w
AUγ
Gambar 16. Aliran melalui media porous (Das, 2001)
Head tekanan = kenaikan air di dalam piezometer
Head loss antara titik A dan B �
���
����
�+−��
�
����
�+=−=∆ B
W
BA
W
ABA Z
UZ
Uhhh
γγ
Dalam bentuk non-dimensional:
Lh
i∆=
dimana: i = gradient hidrolik
L = jarak antara titik A dan B � panjang aliran dimana terjadi head loss
Kecepatan aliran air di dalam media porous tergantung pada gradien hidrolik dan
parameter alirannya. Hubungan antara kecepatan aliran dengan gradien hidrolik bisa
dilihat pada Gambar 17.
30 | Buku Ajar Geohidrologi – Mas Agus Mardyanto
������ �������
����������
��������
������������������
�������
�����������
������
����������������
Gambar 17. variasi kecepatan, v dengan gradien hidrolik i
Pada Gambar 18 dapat dilihat bahwa pada kecepatan rendah, dimana alirannya adalah
laminar, gradien hidrolik berbanding lurus dengan kecepatan. Pada kecepatan tinggi,
aliran transisi dan turbulen, perbandingan lurus sudah tidak terjadi. Oleh karena itu, pada
aliran pada media porous keadaan berbanding lurus tadi berlaku, karena aliran dalam
media porous alirannya adalah laminar ( iv∞ ). Aliran pada fractured rocks (batuan retak/
celah batuan), batu2, dan pasir sangat kasar, kemungkinan aliran turbulen terjadi,
sehingga keadaan ( iv∞ ) tidak berlaku.
Hukum Darcy (thn 1856):
Kiv −=
dimana:
v = kecepatan aliran
kecepatan aliran ini merupakan kecepatan per satuan waktu melalui potongan
melintang luasan tanah (gross/luas total) dengan arah tegak lurus potongan
melintangnya.
K = konduktivitas hidrolik
31 | Buku Ajar Geohidrologi – Mas Agus Mardyanto
Kecepatan sebenarnya (kecepatan rembesan) melalui pori-pori tanah nilainya lebih besar
dari v seperti dijelaskan pada Gambar 17.
Gambar 18. Luas total dan luas pori-pori tanah (Das, 2001)
Debit aliran melalui potongan melintang media porous adalah
svVAvAq ==
dimana: vs = kecep. rembesan
Av = luas void dari pot. melintang tanah
sv AAA +=
dimana: As = luas solid tanah dari pot. melintang tanah
Sehingga
( ) svsv vAAAvq =+=
( ) ( ) ( )v
sv
v
sv
v
svs V
VVvLA
LAAvA
AAvv
+=+=+=
dimana:
Vv = vol. Void tanah
32 | Buku Ajar Geohidrologi – Mas Agus Mardyanto
Vs = vol. Solid tanah
nv
ee
v
VV
VV
vv
s
v
s
v
s =��
���
� +=
����
����
�
���
����
�
���
����
�+
= 11
dimana: e = void ratio; dan n = porositas
Nilai konduktivitas hidrolik ekivalen pada tanah yang berlapis
Total aliran melalui potongan melintang tanah per satu satuan lebar per satuan waktu arah
horizontal (lihat Gambar 19):
HVq .1.=
nnHVHVHV .1.....1..1.
2211+++=
dimana:
V = kecepatan aliran rata-rata
V1, V2, ..., Vn = kecepatan aliran pada tiap lapisan tanah
H1, H2, ..., Hn = tebal tiap lapisan tanah
H = tebal total lapisan tanah
kV1
kH2
kHn
kH3
kV2
kV3
kVn
kH1H1
H2
H3
Hn
Arah aliran
H
Gambar 19. Potongan lapisan tanah aliran horizontal (Das, 2001)
33 | Buku Ajar Geohidrologi – Mas Agus Mardyanto
Apabila:
HnHHkkk ,...,,
21 = kond hidrol tiap lap tanah arah horizontal
)( eqHk = kond hidrol ekivalen arah hz
Dari Hukum Darcy
eqeqHikV .
)(= ;
111.ikV
H= ;
222.ikV
H= ...
nHnnikV .=
dimana neq
iiii ==== ...21
dengan men-substitusikan ke pers di atas
( )nHnHHeqH
HkHkHkH
k ...1
2211)(++=
Total aliran melalui potongan melintang tanah per satu satuan lebar per satuan waktu arah
vertikal (lihat Gambar 20):
Kecepatan aliran di setiap lapisan sama besar
nVVVV === ...
321, sedangkan head total merupakan penjumlahan head tiap lapisan
nhhhhh ...
321+++=
Dengan Persamaan Darcy:
nVnVVeqVikikik
Hh
k ==== ...2211)(
nniHiHiHiHh ===== ...
33221 1
34 | Buku Ajar Geohidrologi – Mas Agus Mardyanto
�
���
����
�++��
�
����
�+���
����
�=
Vn
n
VV
eqV
kH
kH
kH
Hk
...2
2
1
1
)(
kV1
kH2
kHn
kH3
kV2
kV3
kVn
kH1H1
H2
H3
Hn
Arah aliran
H
hh1
h3h2
Gambar 20. Potongan lapisan tanah aliran vertikal (Das, 2001)
Contoh:
Tanah berlapis seperti terlihat pada Gambar 19 dan 20 adalah sebagai berikut:
H1 = 1 m K1 = 10-4 cm/dt
H2 = 1,5 m K2 = 3,2 x 10-2 cm/dt
H3 = 2 m K3 = 4,1 x 10-5 cm/dt
Perkirakan perbandingan nilai konduktivitas hidrolik ekivalen )(
)(
eqV
eqH
K
K
35 | Buku Ajar Geohidrologi – Mas Agus Mardyanto
Penyelesaian:
( )332211)(
1HkHkHk
Hk
HHHeqH++=
( ) ( ) ( )[ ]
dtcmx
keqH
/107,107
2101,45,1102,311025,11
1
4
524
)(
−
−−−
=
••+••+•++
=
���
����
�++��
�
����
�+���
����
�=
3
3
2
2
1
1
)(
...VVV
eqV
kH
kH
kH
Hk
dtcmxkeqV
/10765,0
101,42
102,35,1
101
25,11 4
524
)(
−
−−−
=��
���
�
•+��
���
�
•+��
���
�
++=
Jadi� 140/10765,0/107,107
4
4
)(
)( ≈=−
−
dtcmxdtcmx
kk
eqV
eqH
36 | Buku Ajar Geohidrologi – Mas Agus Mardyanto
ALIRAN AIRTANAH
yzx ddv
yxz ddv
yd
zd
xd
yzx
x dddxxv
v ��
���
�∂∂+
yxzz
z dddzv
v ��
���
�∂∂+
Aliran masuk arah x: yzx ddV
Aliran keluar arah x: yxzz
z dddzv
v ��
���
�
∂∂+
• Cairan takmampu-mampat (incompressible)
• tidak ada perubahan volume � aliran steady
� Aliran masuk = aliran keluar
[ ] 0=+−�
��
��
���
�∂∂++�
�
���
�∂∂+ yxzyzxyx
zzyz
xx ddvddvdddz
zv
vdddxxv
v
37 | Buku Ajar Geohidrologi – Mas Agus Mardyanto
0=�
��
��
���
�∂∂+�
�
���
�∂∂
yzxz
yzxx ddd
zv
dddxv
: yzx ddd
0=∂∂+
∂∂
zv
xv zx
Hukum Darcy:
xh
KiKv xxxx ∂∂== dan
zh
KiKv zzzz ∂∂==
0=
����
����
�
����
�
�
����
�
�
∂
��
���
�
∂∂∂
+����
�
�
����
�
�
∂
��
���
�
∂∂∂
zzh
K
xxh
K zx
� 02
2
2
2
=∂∂+
∂∂
zh
Kxh
K zx
Untuk tanah yang isotropik:
� 02
2
2
2
=∂∂+
∂∂
zh
xh
38 | Buku Ajar Geohidrologi – Mas Agus Mardyanto
Untuk kondisi aliran unsteady:
�
th
Szh
xh
∂∂=
∂∂+
∂∂
2
2
2
2
� S = Storage coefficient
Kondisi batas (boundary conditions):
• Persamaan di atas adalah persamaan umum sistem aliran
• Untuk dapat menyelesaikan persamaan di atas perlu dimasukkan kondisi batas
• Untuk aliran unsteady � perlu ditambahkan kondisi awal (initial conditions)
Aliran satu dimensi pada confined aquifer:
02
2
=∂∂
xh
39 | Buku Ajar Geohidrologi – Mas Agus Mardyanto
�� =∂∂
02
2
xh
� h = C1x + C2
Jika kita mengasumsikan:
Pada saat x = 0, h = 0 � C2 = 0
dari Hukum Darcy � ��
���
�−=∂∂
Kv
xh
x = 1, xh
h∂∂= � 01.1 +=
∂∂
Cxh
�
xh
C∂∂=1
xKv
xxh
h ��
���
�−=∂∂=
Aliran satu dimensi pada unconfined aquifer:
Pemakaian Persamaan Laplace secara langsung tdk memungkinkan karena:
• MAT menggambarkan flow line� bentuk MAT menunjukkan distribusi aliran
• Distribusi aliran � menentukan MAT
Dupuit membuat asumsi:
• Kecepatan aliran proposional dng tangent (garis lurus) gradien hidrolik
• Aliran air dimanapun pada potongan melintang horizontal dan uniform
Lihat sketsa:
40 | Buku Ajar Geohidrologi – Mas Agus Mardyanto
dxdh
Khq −= � h = tinggi air dari dasar yang kedap
x = arah aliran
dhhKdxq .. �� −=
ChK
qx +−= 2
2
Jika h = h0 , x = 0
� ChK +−= 2
020 �
202
hK
C =
x = 1, h = h1 �
20
21 22
hK
hK
q +−=
41 | Buku Ajar Geohidrologi – Mas Agus Mardyanto
Pers. Dupuit:
( )20
212
hhx
Kq −= � menunjukkan bentuk kurva parabola
Analisis ini dapat digunakan untuk aliran satu dimensi.
Dari gambar di atas:
• terjadi perbedaan garis aliran antara perhitungan dan kenyataan
• Tetapi Rumus Dupuit cukup akurat dalam menghitung nilai K dan q
Aliran dasar ke suatu saluran:
Gambar idealisasi akifer:
• Dua buah saluran yang menembus komplet (total) akifer unconfined
• Ada recharge (imbuhan) secara kontinyu dan uniform di seluruh akifer (W)
Dengan asumsi Dupuit:
Aliran pe unit lebar akifer: dxdh
Khq −=
42 | Buku Ajar Geohidrologi – Mas Agus Mardyanto
Pers. Kontinuitas: Wxq =
Tetapkan kondisi batas:
� Pada X = x � h = h
� 21
22 CWxCKh +=+− � 22
21 KhWxCC +=−
� Pada X = a � h = ha
� 21
22 CWaCKha +=+− � 22
21 aKhWaCC +=−
2222aKhWaKhWx +=+
KKhWxWa
h a222
2 ++=
� ( )2222 xaKW
hh a −+=
h, ha, a, dan x � seperti yang terlihat pada gambar di atas.
Dari kondisi kontinuitas dan simetri (aliran masuk dari sisi kiri dan kanan saluran/sungai):
aWQb 2=
� aliran dasar yang masuk ke saluran/sungai per panjang saluran/sungai
Jadi, perlu input:
• h (pada lokasi manapun)
• W dan Qb dapat dihitung
43 | Buku Ajar Geohidrologi – Mas Agus Mardyanto
� pengembangan analisis ini banyak digunakan untuk mendesain saluran paralel pada
misalkan daerah pertanian untuk tanah, tanaman, dan kondisi irigasi tertentu
� penerapan di TL? � pada saluran yang digunakan sebagai intake bangunan
pengolahan air bersih
Dengan teori Dupuit-Forchheimer: (Dupuit. 1863) & (Forchheimer, 1901)
�Kecepatan aliran Vx pada jarak x dari puncak bukit
dxdh
KVx −=
dxdh
Khq x −=
Qx = Px
44 | Buku Ajar Geohidrologi – Mas Agus Mardyanto
dxdh
KhPx −=
dxPxdhKh .. −=
Integrasikan antara puncak bukit s.d sisi saluran:
� ( ) 222
21 PLhhK =− � K
PLhh
2221 +=
Dimana:
h1 = kedalaman muka air tanah dari lap. Kedap pada puncak bukit (m)
h2 = kedalaman muka air tanah dari lap. Kedap pada sisi sungai (m)
L = jarak puncak bukit ke tepi sungai (m)
P = laju infiltrasi (m/hari)
K = konduktivitas hidrolik (m/hari)
Berapa seepage menuju akifer?
Asumsi:
• Aliran vertikal diabaikan � hanya ada aliran horizontal
45 | Buku Ajar Geohidrologi – Mas Agus Mardyanto
• Aliran tersebar merata pada kedalaman di bawah MAT (horizontal-flow atau asumsi
Dupuit-Forchheimer
Hukum Darcy dari titik 1 ke 2:
( ) ( )harimx
dxdh
KVx /005,0300
1005,1003 =+−+=−=
alira
n ke arah head yang menurun� ambil kedalaman MAT rata-2 = 10,25 m
Lebar aliran, ambil = 1 m (per unit panjang saluran)
Area = 1 m x 10,25 m = 10,25 m2
Seepage = 0,005 m/hari x 10,25 m2 = 0,05125 m3/hari per meter panjang sungai
Keadaan simetri� seepage = 2 x 0,05125 = 0,1025 m3/hari per meter panjang sungai
Menurut Bouwer (1969)� asumsi Dupuit-Forchheimer berlaku jika kedalaman lapisan
kedap air di bawah saluran � 2T
�
���������� �
���
�����������
!"
#��$�
%�%&
'
Berapa lebar Wmaximum yang dapat disirami (limbah) setiap saat) agar tidak terjadi runoff
(limbah)? Infiltrasi rate = 2 cm/hari.
• Aliran air bawah tanah terjadi jika tanah dalam keadaan fully saturated dan MAT
tepat pada muka tanah
46 | Buku Ajar Geohidrologi – Mas Agus Mardyanto
• Transmissivitas tanah jenuh = 2,5 m/hari x 6 m = 15 m2/hari
• Dengan anggapan tanah sepenuhnya jenuh:
q = 1 m x 15 m2/hr x 0,02 m/m = 0,3 m3/hr per meter
Aliran infiltrasi per lebar sistem = 0,02 W m3/hr
Wmaximum agar tidak terjadi runoff :
�0,02 W m3/hr = 0,3 m3/hr
� W = 0,3/0,02 = 15 m
Jika tanah hanya diijinkan menerima effluent 1 kali/minggu, maka: W = 7 x 15 m = 105 m
(diperlukan 7 buah lahan selebar @15 m yang disiram effluent bergantian tiap 7 hari
sekali)
ALIRAN PADA AKIFER:
Akifer terdiri dari pasir dan kerikil, dimana nilai K = 25 m/hari
Dua buah piezometer dipasang pada jarak terpisah 1000 m di tengah lembah.
Muka airtanah pada piezometer 1, 0,4 m lebih tinggi dari muka airtanah pada piezometer 2
Ketebalan rata-rata akifer = 30 m
Lebar rata-rata akifer = 5000 m
Berapa volume airtanah yang mengalir?
Asumsi � tidak ada aliran lain yang masuk/ keluar akifer (no source or sink)
Dengan rumus Darcy:
47 | Buku Ajar Geohidrologi – Mas Agus Mardyanto
( ) ( )1000
0025 21 zz
Lh
kKiv+−+===
harimv /01,01000
4,025 ==
harimxxQ /150001,0500030 3==
Jika akifer dimanfaatkan untuk jangka waktu lama, maka kita bisa menentukan bahwa safe
yield = 1500 m3/hari.
ALTERNATIVE BASIN YIELD:
Mining yield:
Jika debit airtanah yang diambil melebihi kapasitas recharge-nya
Perennial yield:
Debit yang dapat diambil bertahun-tahun pada kondisi operasional tanpa
menimbulkan masalah (menurunnya sumberdaya air, pemompaan yang tidak
ekonomis, penurunan kualitas airtanah, menimbulkan masalah hukum, penurunan
muka tanah akibat menurunnya muka airtanah/land subsidence) berarti pada akifer
( Safe yield = air yang dapat diambil dari suatu akifer
Deferred perennial yield:
Konsep dari deferred perennial yield adalah, awalnya pemompaan melebihi
perennial yield, kemudian mukaair tanah menurun (sesuai yang direncanakan).
Kemudian setelah muka airtanah turun pada level yang diinginkan, pemompaan
dilakukan sesuai dengan perennial yield, dan seterusnya sehingga keluar-
masuknya air ke akifer menjadi seimbang kembali. Untuk basin yang besar, air
yang dapat di recharge besar sehinggan perennial yield nya juga besar.
48 | Buku Ajar Geohidrologi – Mas Agus Mardyanto
Maximum perennial yield:
Jumlah air maksimum yang tersedia tahunan jika semua metode dan sumberdaya
dilakukan untuk me-recharge basin. Hal ini tergantung pada jumlah air yang
ekonomis, legal, dan ada organisasi yang mengelola basin. Jadi, makin banyak air
yang dapat direcharge ke dalam basin, makin besar yield nya.
Aliran radial steady ke sebuah sumur:
Air dipompa � MAT atau piezometric head turun
Drawdown: besarnya penurunan MAT atau piezometric head
Kurva drawdown: menunjukkan variasi drawdown demgam jarak dari sumur
Dalam 3 dimensi: � Kurva drawdown� the cone of depression
Batas terluar dari the cone of depression � daerah pengaruh sumur (the area of
influence)
Confined Aquifer:
Persamaan aliran radial (debit aliran sumur vs drawdown)
49 | Buku Ajar Geohidrologi – Mas Agus Mardyanto
Asumsi:
• Aliran horizontal dimanapun (asumsi Dupuit berlaku)
• Koordinat polar, dengan sumur sebagai pusatnya.
• Aliran 2-Dimensi ke sumur yg terletak di suatu pulau.
• Akifer homogen dan isotropik
Debit Q pada setiap jarak:
drdh
rbKAVQ π2−== � Steady radial flow ke sumur
Kondisi batas:
Di sumur � h = hw dan r = rw
Di sisi pulau� h = h0 dan r = r0
Hasil integrasi: ���
����
�=−
ww r
rKb
Qhh 0
0 ln2π
(tanda negatif diabaikan)
50 | Buku Ajar Geohidrologi – Mas Agus Mardyanto
Atau � ( )w
w
rrhh
KbQ0
0
ln2
−= π
Untuk kasus umum, pada jarak r sebarang:
( )w
w
rrhh
KbQln
2−= π
Persamaan ini disebut sebagai � Persamaan Thiem/ Keseimbangan
� rumus ini menunjukkan h meningkat tidak terbatas denganpeningkatan jarak r
� Dalam praktek, h � h0 dengan bertambahnya jarak terhadap sumur & drawdown
bervariasi dng log-jarak ke sumur
Karena ada error yg disebabkan:
• Well losses karena adanya well screen
• Well losses di dalam sumur (gesekan pipa dll)
� penggunaan hw dihindari � gunakan 2 sumur observasi berjarak r1 dan r2.
Sehingga, Transmissivity, T:
( ) ( )1212
ln2
rrhh
QKbT
−==
π
dimana:
• r1 dan r2 = jarak dari sumur tes
• h1 dan h2 = heads pada sumur observasi
Dalam praktek, yang diukur adalah drawdown, s (bukan tinggi air, h),
Sehingga, jika h diganti dengan s, maka:
51 | Buku Ajar Geohidrologi – Mas Agus Mardyanto
( ) ( )1221
ln2
rrss
QT
−=
π
T (atau K) dapat dihitung jika kita dapat mengukur:
• s1, s2, r1, r2, dan Q
• Pemompaan harus cukup lama sampai mencapai kondisi steady state
• Jarak sumur observasi cukup dekat dng sumur tes agar drawdownnya cukup besar
mudah diukur
• Pada rumus di atas, penurunan didasarkan atas:
o Akifer homogen dan isotropik
o Ketebalan akifer seragam
o Akifer luas tidak terbatas
o Sumur menembus seluruh akifer
o Permukaan piezometrik awal adalah horizontal
Unconfined Aquifer:
Asumsi:
• Sumur menembus seluruh akifer
• Asumsi Dupuit berlaku
52 | Buku Ajar Geohidrologi – Mas Agus Mardyanto
drdh
rhKQ π2−= (A)
Kondisi batas:
Di sumur � h = hw dan r = rw
Di sisi pulau� h = h0 dan r = r0
Hasil integrasi: ( )w
W
rr
hhKQ
0
22
ln0
−= π (tanda negatif diabaikan)
Dengan mengubah radii untuk 2 buah sumur observasi:
( )12
21
22
ln rrhh
KQ−= π
Sehingga � ( ) ( )1221
22
ln rrhh
QK
−=
π
53 | Buku Ajar Geohidrologi – Mas Agus Mardyanto
• Kurva drawdown dekat sumur tidak dapat tergambar oleh persamaan ini secara akurat
karena adanya asumsi Dupuit.
• Estimasi K dengan diketahui h dapat dihitung dengan baik oleh persamaan ini
• Drawdown harus kecil dibandingkan dengan ketebalan air (saturated) pada akifer
unconfined
Transmisivitas� 2
21 hhKT
+≅
Jika drawdownnya cukup besar, h1 dan h2 dapat diganti dengan (h0-s1) dan (h0-s2),
sehingga:
�
��
�
��
���
����
�−−��
�
����
�−
==1
2
0
22
20
21
1
0 ln
222
rr
hs
sh
ss
QKhT
π
Unconfined Aquifer dengan Recharge Seragam:
Akifer mendapatkan imbuhan air dari:
• air hujan
• kelebihan air irigasi
• air sungai
• air kolam, danau, waduk, dll
Semakin dekat ke sumur, aliran air Q menuju sumur meningkat, dengan puncaknya Qw
pada sumur.
54 | Buku Ajar Geohidrologi – Mas Agus Mardyanto
rdrWdQ π2−=
Hasil integrasi
CWrQ +−= 2π
Pada sumur: r �0 dan Q = QW
WQWrQ +−= 2π
Substitusi ke persamaan
WQWrdrdh
rhK +−−=− 22 ππ
Diintegrasikan
H = h0 pada r = r0
55 | Buku Ajar Geohidrologi – Mas Agus Mardyanto
( )rr
KQ
rrK
Whh W 02
0222
0 ln2 π
+−=− � efek Recharge tampak jelas
Saat r = rw
dan Q = 0
WrQW2
0π−=
ALIRAN TIDAK TETAP RADIAL PADA SUATU AKIFER TERKEKANG
Persamaan diferensial pada koordinat polar:
th
TS
rh
rrh
∂∂=
∂∂+
∂∂ 1
2
2
H = head
r = jarak radial dari sumur pompa
S = koef storage
T = transmissivity
t = waktu sejak mulainya pemompaan
Theis mencoba menyelesaikannya, dengan asumsi:
o Analogi antara aliran airtanah dan konduksi panas
o Sumur diganti dengan a mathematical sink (daerah yang menurun levelnya muka
airnya) dengan kekuatan konstan
o Memasukkan kondisi batas:
� h = h0 untuk t = 0
� r � ) untuk t *0
hasilnya:
56 | Buku Ajar Geohidrologi – Mas Agus Mardyanto
�∞ −
=u
u
udue
TQ
sπ4 (1)
� Persamaan non-equilibrium atau Theis
� Persamaan ini digunakan untuk menentukan K dan S dengan tes pemompaan
Dengan s = drawdown
Q = debit pemompaan sumur yang konstan
TtSr
u4
2
=
Persamaan (1) diubah menjadi:
�
��
+−+−+−−= ...
!4.4!3.3!2.2ln5772,0
4
432 uuuuu
TtQ
s (2)
Persamaan Theis banyak dipakai karena:
o Dapat menentukan nilai S
o Hanya perlu 1 sumur observasi
o Hanya perlu waktu pemompaan pendek
o Tidak perlu ada asumsi aliran tetap
Asumsi yang dipakai:
o Akifer homogen, isotropik, ketebalan seragam, dan daerah pengaruh tidak terbatas
(infinite areal extent)
o Sebelum pemompaan, permukaan peezometriknya horizontal
o Sumur dipompa dengan laju konstan
o Sumur pompa menembus penuh akifer dan aliran dimanapun horizontal
o Diameter sumur tidak terbatas sehingga cadangan air dalam sumur diabaikan
o Air yang diambil dari sumur akan keluar langsung begitu head-nya turun
57 | Buku Ajar Geohidrologi – Mas Agus Mardyanto
PENYELESAIAN METODA THEIS
Persamaan (1) disederhanakan menjadi:
( )uWT
Qs �
�
���
�=π4 � W(u) = well function (3)
uST
tr
��
���
�= 42
(4)
Hubungan antara W(u) vs u � disajikan pada Tabel 1
Tabel 1
Cara penyelesaian dengan Cara Theis:
o Plot antara W(u) vs u � type curve (Grafik 1) pada kertas logaritmik
o tr 2
diplotkan dengan s (Grafik 2)����pada kertas transparan logaritmik
o Superimpose-kan kedua plot di atas dengan kedua axis plot paralel
o Geser sampai Grafik (1) sebagian numpuk dengan Grafik (2)
o Pilih sebuah titik dimanapun (pilih yang mudah/nilainya bulat)
o Baca koordinat dari titik tersebut pada Grafik (1) dan (2)
o Diperoleh nilai: W(u), u, s, r2/t
o Hitung S dan T dengan Persamaan (3) dan (4)
58 | Buku Ajar Geohidrologi – Mas Agus Mardyanto
Contoh:
o Sumur pompa menembus penuh sebuah akifer terkekang
o Q = 2500 m3/hari
o Jarak sumur observasi ke sumur pompa 60 m
o Nilai t dan s hasil observasi disajikan pada tabel di bawah
59 | Buku Ajar Geohidrologi – Mas Agus Mardyanto
Penyelesaian:
o Hitung nilai r2/t (m3/menit)
o Plotkan r2/t vs s pada kertas logarithmik transparan
o Plot antara W(u) vs u pada kertas logarithmik lain
o Tumpuk kedua grafik, geser sampai numpuk garisnya/ match dengan axis koordinat
paralel
o Pilih satu titik dimanapun yang angkanya enak dibaca
�Titik yang dipilih: Nilai W(u) = 1 dan u = 1 x 10-2
Nilai s = 0,18 m
Nilai r2/t = 150 m2/min = 216.000 m2/hari
Dari Pers (3):
60 | Buku Ajar Geohidrologi – Mas Agus Mardyanto
( ) ( )( ) harimuWs
QT /11101
18,042500
42===
ππ
Dari Pers (4):
( )( )000206,0
000.2161011110.4
/4 2
2 ===−x
trTu
S
PENYELESAIAN METODA COOPER-JACOB:
�untuk: r kecil & t besar � nilai u kecil
Pers. (2) menjadi �
��
−−=
TtSr
TtQ
s4
ln5772,04
2
atau
SrTt
TQ
s 2025,2
log4
3,2π
= (5)
Sehingga: plot s vs log t � garis lurus
Dengan memproyeksikan s = 0 dan t = t0, menghasilkan:
SrTt
TQ
2025,2
log4
3,20
π= (6)
Sehingga 125,2
20 =
SrTt
(7)
dan 2025,2
rTt
S = (8)
Jika t/t0 = 10 � log t/t0 = 1
Ganti s dengan �s per log cycle dari t, Pers (5) menjadi :
61 | Buku Ajar Geohidrologi – Mas Agus Mardyanto
sQ
T∆
=.4
30,2π (9)
Pendekatan garis lurus ini terbatas untuk nilai u <0,01
Contoh:
o Data tes pemompaan sama dengan yang digunakan pada contoh Metoda Theis
sebelumnya.
o Plotkan s vs t pada kertas semi-log
o Tarik garis lurus sampai memotong absis
o Diperoleh nilai :
� �s = 0,40 cm
� t0 = 0,39 min = 2,7 x 10-4hari
o Sehingga :
( )( ) harim
xs
QT /1090
4,0425003,2
.430,2 2==
∆=
ππ
dan
( )000184,0
60107,2109025,225,2
2
4
20 ===
−xxxr
TtS
62 | Buku Ajar Geohidrologi – Mas Agus Mardyanto
PENYELESAIAN CARA CHOW :
o Hasil pengukuran drawdown (s) vs t pada sumur observasi diplotkan pada kertas
semi-log
o Gambar garis lurus pada kurva tersebut (tangent line) dan pilih satu titik sebarang
pada kurva/garis lurus
o Catat koordinat t dan s dari titik yang dipilih
o Tentukan �s per log-cycle waktu
(1 – 10 atau 10 – 100, dst)
o Hitung: ( )s
suF
∆=
o Cari nilai W(u) dan u dari Gambar 4.11
o Catatan: untuk nilai F(u)>2, W(u) = 2,3 F(u) � u dicari pada Tabel W(u) Theis di
atas (Tabel 1)
Gambar 4.11
Contoh:
63 | Buku Ajar Geohidrologi – Mas Agus Mardyanto
o Data tes pemompaan sama dengan yang digunakan pada contoh Metoda Theis
sebelumnya.
o Plotkan s vs t pada kertas semi-log, dan tarik garis lurus pada plot tersebut
o Tentukan titik sebarang pada garis, dalam hal ini pada :
T = 6 min = 4,2 x 10-3 hari dan s = 0,47 m
o Baca �s per log-cycle waktu� �s = 0,38 m.
o ( ) 24,138,047,0 ==
∆=
ss
uF
o dari Gambar 4.11 � W(u) = 2,75 dan u = 0,038
o Sehingga :
� ( ) ( ) harimuWs
QT /116075,2
47,042500
42===
ππ
dan
� ( )( )( )
( ) 000206,060
038,0102,41160.442
3
2 ===−x
rTut
S
64 | Buku Ajar Geohidrologi – Mas Agus Mardyanto
Kertas Chow Method
Kertas Cooper-Jacob Method
65 | Buku Ajar Geohidrologi – Mas Agus Mardyanto
Type Curve – Theis Method
Kualitas Airtanah dan Tanah
• Kualitas airtanah penting
• Pemanfaatan airtanah tergantung pada kualitas kimiawi, fisik, dan bekteriologi
• Oleh karenanya perlu mempelajari sumber dan lingkungan tempat dimana airtanah
berada, sumber polutan, dan aspek lainnya yang terkait dengan kualitas airtanah
• Kualitas airtanah dipengaruhi oleh kualitas tanah tempat airtanah tersebut
Pengaruh tanah dan tanaman
• Mineral yang berada di dalam tanah bergerak di dalam lapisan tanah. Mineral ini
berasal dari proses wheathering lempung dan partikel tanah lainnya serta
dekomposisi dari tanaman dan sisa tubuh binatang. Hujan membuat mineral
tersebut terlarut ke dalam airtanah
• Pada daerah lembab konsentrasi garam yang terlarut dari daerah pertanian
berkisar 400 – 500 mg/L
• Proses evaporasi air dari permukaan tanah dan pengambilan air oleh akar tanaman
meningkatkan konsentrasi garam mineral
• Ion yang dominan di dalam tanah/ airtanah adalah Ca, Mg, Na, HCO3, SO4, dan Cl
• Air resapan dari lahan irigasi pada daerah yang beriklim kering konsentrasi sampai
beberapa ribu milligram per liter
66 | Buku Ajar Geohidrologi – Mas Agus Mardyanto
• Pengaruh tanah dan tanaman menimbulkan ion exchange dan reaksi lainnya antara
air beserta kandungan kimiawinya dengan tanah. Tanaman mengambil nutrien
yang dibutuhkan dari tanah/ airtanah
• Ion exchange�kations yang terserap dan menggantikan kation lainnya terjadi
antara lempung bermuatan negative dengan material organik
• Urutan kekuatan ion exchange adalah Li, Na, K, NH4, Rb, Cs, H, Mg, Ca, Sr, dan
Ba. Semakain ke kanan maka ionnya semakin kuat dan mampu menggantikan ion
yang di sebelah kirinya. Sebagai contoh Li dapat tergantikan oleh Na, Na oleh K,
dst.
• Lapisan lempung padat (aquitards dan aquicludes) bertindak juga sebagai
membran semi-permeable yang mampu menahan beberapa jenis ion yang
melewatinya
• Reaksi kimia, mampu menahan phosphate dimana phosphate ini terserap dan
mengendap pada kebanyakan jenis tanah, kecuali pada pasir murni
• Logam berat dapat direduksi di dalam tanah, khususnya bila tanah tersebut
mengandung lempung, mempunyai kandungan pH > 7 dan bersifat aerobik
• Tanah alkalin, yaitu tanah yang mengandung calcium dalam bentuk CaCO3. Hjan
asam mampu melarutkan CaCO3 di dalam tanah
• Akar tanaman mampu menyerap nutrien seperti like N, P, K, S, dan logam berat
tertentu dan trace elements lainnya. Konsentrasinya berkurang pada saat air hujan
mencapai airtanah.
• Pupuk kimia memperkaya kandungan N, P, dan K di dalam airtanah
• Karbon dioxide dan asam organik yang dihasilkan tanaman dan material/ makhluk
hidup yang ada di dalam tanah menurunkan kadar pH air. Hal ini mempercepat laju
weathering dan mendorong pergerakan berbagai logam
Pengaruh akifer
• Air bergerak ke bawah terus-menerus (infiltrasi-perkolasi). Air tersebut bereaksi
dengan material tanah dan batuan di dalam zona vadoze dan akifer. Reaksi ini
dipengaruhi oleh suhu dan tekanan
67 | Buku Ajar Geohidrologi – Mas Agus Mardyanto
• Sumber lain dari garam terlarut adalah air di bawah tanah yang pada masa lalu
berupa laut dan air garam yang terjebak. Air ini dapat mengintrusi airtanah segar di
dalam akifer.
• Material lempung bersifat seperti membrane yang mampu menyaring air. Membran
ini menimbulkan perbedaan tekanan osmosis dan potensial elektrik sehingga
mampu melakukan ultra-filtrasi.
• Airtanah dalam cenderung berkualitas baik. Namun, apabila air tersebut telah
terjebak di dalam relung yang kaya mineral atau lempung, maka kualitasnya bisa
menjadi kurang baik. Sebagai contoh batuan igneous dan crystaline umumnya
menghasilkan air berkualitas sangat bagus (kandungan garam <100 mg/L; jarang
melampaui 500 mg/L)
Kualitas bakteriologi
• Secara umum, bakteri dan mikro-organisme, ada dua jenis:
- Tidak berbahaya
- Pathogen
• Airtanah dari akifer yang cukup dalam pada umumnya bebas dari bakteri pathogen
dan virus. Airtanah pada akifer sangat dangkal bisa mengandung bakteri pathogen
dan virus. Oleh karena itu, airtanah dari akifer dangkal mungkin perlu diolah dahulu
sebelum dipergunakan.
• Airtanah alamiah kadang-kadang terkontaminasi air yang terpolusi dan tidak
mengalami proses klorinasi atau proses disinfeksi lainnya
• Tanah permukaan mengandung banyak mikro organism. Jumlah microorganism ini
berkurang signifikan/ cepat pada kedalaman di bawah zona akar
• Aktivitas mokrobiologi mungkin masih terjadi pada daerah di bawah permukaan
tanah, bahkan sampai pada kedalaman 2000 m, dengan asumsi temparatur normal
meningkat sekitar 3oC per 100 m).
• Coliforms terdapat pada usus manusia dan binatang berdarah panas lainnya.
Mikroorganisme ini tidak berbahaya. Namun, keberadaannya pada airtanah
menunjukkan adanya bakteri pathogen pada airtanah tersebut. Olehkarenanya,
coliform ini digunakan sebagai indikator ada-tidaknya bakteri pathogen dalam
airtanah
68 | Buku Ajar Geohidrologi – Mas Agus Mardyanto
• BOD (biological oxygen demand) merupakan indeks tidak langsung yang
menunjukkan keberadaan material dan limbah organik
Chemical quality
� Air merupakan pelarut yang baik, oleh karena itu untuk mempelajari kualitas
airtanah diperlukan pengetahuan tentang geokimia dari zat terlarut serta metode
pelaporan hasil analisis kualitas air.
� Reporting chemical analysis
� Konsentrasi garam terlarut atau ion di dalam air dinyatakan dengan:
o Berat atau berat-volume � berat relative zat terlarut dalam larutan yang
dinyatakan dalam satuan parts per million (ppm), yaitu satu bagian berat zat
terlarut di dalam satu juta bagian berat larutan ( miligram di dalam 1 liter
(mg/L) larutan. Persamaan ini berlaku pada zat terlarut dengan konsentrasi
rendah. Pada konsentrasi tinggi perlu ada koreksi.
o Chemical equivalent merupakan kombinasi dan pemecahan kation dan anion
yang ditentukan berdasarkan berat ekivalen (berat kombinasi), bukan berat
gravimetrik (timbangan) nya.
o Berat ekivalen dari sebuah ion sama dengan berat atom atau berat molekul
dibagi dengan valensinya. Dengan membagi konsentrasi ionik (ppm) dengan
berat ekivalen ion tersebut menghasilkan konsentrasi dalam satuan
equivalents per million (epm), atau lebih tepatnya milligram equivalents per
kilogram
o Jika data asli dinyatakan dalam milligrams per liter, maka satuan yang
dihasilkan adalah milligram equivalents per litre (meq/L)
o Karena satu berat ekivalen dari kation akan terkombinasi dengan satu berat
ekivalen dari anion, maka jumlah kation harus sama dengan jumlah anion
bila dinyatakan dalam satuan epm. Jika jumlah tersebut tidak sama maka hal
ini merupakan adanya indikasi terjadi kesalahan atau ketidak-lengkapan
analisis kimiawinya
69 | Buku Ajar Geohidrologi – Mas Agus Mardyanto
o Hasil analisis seringkali dinyatakan dalam kombinasi hipotetikal dengan
mengkombinasikan milliequivalents antara kation dan anion seperti dalam
urutan sebagaimana tercantum dalam Tabel….
Tabel….. Kombinasi hipotetikal milliequivalents antara kation dan anion
Cation Anion Calcium Carbonate Magnesium Bicarbonate Sodium Sulphate Potassium Chloride Nitrate
Untuk mengubah satuan mg/L dari zat kimia menjadi meq/L maka satuan zat kimia dalam
mg/L dikalikan dengan factor konversi seperti tercantum pada tabel pada halaman berikut
ini.
� Zat terlarut dalam airtanah:
o Silica � dari quartz (Kristal silika), feldspars, mica, silicate minerals, dll
�jumlahnya sedikit, sekitar 60 ppm
o Iron � dari pyroxenes, amphiboles, dll � dalam bentuk ferric hydroxide �
jumlahnya sedikit, <0,5 ppm
o Mangan � dari batuan metamorphic dan sedimentary � konsentrasi < 0,2
ppm
o Calcium
o Magnesium
o Dll.
70 | Buku Ajar Geohidrologi – Mas Agus Mardyanto
Faktor Konversi untuk Ekuivalen Kimiawi (after Hem) Konsentasi dalam mg/L dikalikan dengan konversi factor ini menghasilkan meq/L
Dalam laporan penyelidikan airtanah, kualitas airtanah dinyatakan dalam beberapa
diagram sebagai berikut:
71 | Buku Ajar Geohidrologi – Mas Agus Mardyanto
Diagram batang untuk menunjukkan kualitas airtanah (after Hem)
Diagram vektor untuk menunjukkan kualitas airtanah (after Hem)
72 | Buku Ajar Geohidrologi – Mas Agus Mardyanto
Diagram lingkaran untuk menunjukkan kualitas airtanah (after Hem)
Diagram pola untuk menunjukkan kualitas airtanah (after Hem)
73 | Buku Ajar Geohidrologi – Mas Agus Mardyanto
Diagram Piper untuk menunjukkan kualitas airtanah (after Hem)
Pengelolaan Airtanah
� Perencanaan penggunaan air tanah harus mempertimbangkan keseluruhan basin
� Dalam pemanfaatan airtanah perlu pertimbangan ekonomi, hukum, politik, dan
finansial
� Perlu koordinasi yang baik antara penggunaan air permukaan dan air tanah
� � Pengelolaan suatu basin air tanah merupakan pengembangan dan pemanfa-
atan air tanah sesuai dengan rencana peruntukannya � biasanya untuk tujuan
sosial dan ekonomi � jumlah dan kualitasnya memenuhi syarat
� Warning!!!
� pengambilan air tanah dari satu lokasi (sumur) akan mempengaruhi
kuantitas air di lokasi lainnya
� Banyak pendapat keliru �Air tanah seakan-akan merupakan sumberdaya
alam yang tidak pernah habis sehingga mereka mengambilnya tanpa batas
� hal ini benar jika ada keseimbangan antara discharge vs recharge
74 | Buku Ajar Geohidrologi – Mas Agus Mardyanto
� Perlu suatu pengelolaan yang memadai untuk menjaga sustainability air
tanah
Reservoir air tanah vs reservoir air permukaan
Keuntungan dan kerugian reservoir air tanah dan permukaan (Todd, 1980)
Reservoir air tanah Reservoir air permukaan Keuntungan Kerugian
1. Ada banyak site dengan kapasitas besar 1. Site baru sangat sedikit 2. Evaporasi kecil/ tidak ada 2. Evaporasi besar 3. Butuh luas lahan sempit 3. Butuh luas lahan besar 4. Risiko bahaya kegagalan struktur kecil 4. Risiko bahaya kegagalan struktur besar 5. Temperatur air seragam 5. Temperatur air berubah-ubah 6. Lebih murni secara biologi/ aman 6. Mudah terkontaminasi 7. Tidak perlu sistem pembawa 7. Perlu sistem pembawa
Kerugian Keuntungan 1. Perlu pemompaan 1. Sistem gravitasi 2. Hanya sebagai penyimpan dan pembawa 2. Penggunaannya beragam 3. Air kemungkinan mengandung mineral 3. kadar mineralnya relative rendah 4. Peran sebagai flood control kecil 4. Sangat berperan sebagai flood control 5. Debit terbatas 5. Debit besar 6. Tidak punya power head 6. Ada power head 7. Sulit dan mahal dalam investigasi,
evaluasi, dan pengelolaannya 7. Mudah dalam investigasi, evaluasi, dan
pengelolaannya 8. Kemungkinan recharge tergantung
kelebihan aliran permukaan 8. Recharge tergantung hujan tahunan
9. Air recharge mungkin perlu biaya pengolahan yang mahal
9. Tidak perlu biaya pengolahan Air recharge
10. Perlu pemeliharaan recharge area yang kontinyu dan mahal
10. Tidak perlu pemeliharaan recharge area
Persamaan kesetimbangan air tanah
[inflow permukaan + inflow bwh perm + presipitasi + air import + penurunan storage
permukaan + penurunan storage air tanah] = [outflow permukaan + outflow bwh perm +
consumptive use + air export + kenaikan storage permukaan + kenaikan storage air tanah]
� Persamaan tersebut sebaiknya digunakan untuk skala waktu 1 tahun
� Luas area untuk analisis kesetimbangan air bebas (tidak dibatasi), namun demikian,
untuk hasilterbaik jika analisis hanya untuk satu akifer, basin air tanah, atau lembah
75 | Buku Ajar Geohidrologi – Mas Agus Mardyanto
� Perhitungan harus balance. Jika hasil perhitungan tdk balance (lebih dari batas yg
dijinkan), maka hal ini bisa karena pengukuran yg tdk akurat, kurangnya data, atau
kesalahan aproksimasi. Oleh karenany perlu adjustment, mungkin perlu investigasi
lebih lanjut
� Jadi untuk analisis kesetimbangan air diperlukan data hydrologi memadai dan
analisis geologi dan hidrologi yang cermat
� Dengan analisis ini, ketersediaan air sekarang dan yang akan dating dapat
diperkirakan
Investigasi basin air tanah
� Aerial investigation
� Surface investigation
� Subsurface investigation
Data yang dikumpulkan:
� Data topografi � peta kontur, foto udara, benchmark (untuk levelling)
� Data Geologi � untuk medapatkan kondisi geologi permukaan dan bawah
permukaan
� Program pengeboran: klasifikasi dan analisis log sumur dan survey geofisik
� Test pemompaan: storage coefficient dan transmissivity, kualitas air
� Penentuan lokasi faults, dikes, dan struktur geologi lainnya
Data hidrologi
� Data hidrologi digunakan untuk menghitung kesetimbangan hidrologi
� Inflow dan outflow permukaan, air ekspor dan impor harus diukur sehingga perlu
dipasang alat pengukur aliran
� Data hujan yang dipakai dalam analisis adalah data hujan rata-rata
� Perhitungan Consumptive use memerlukan perhitungan evapotranspirasi. Data
yang diperlukan meliputi land use (foto udara), suhu udara, kelembaban, dll.
Metode Thornthwaite atau Blanney Criddle digunakan untuk menghitung
evapotranspirasi
� Perlu perkiraan yang cermat untuk daerah urban � perlu pengukuran outflow!
76 | Buku Ajar Geohidrologi – Mas Agus Mardyanto
� Consumptive use untuk tiap area dikalikan dng luasan tiap area tersebut dan
kemudian dijumlahkan
� Perubahan storage permukaan � dihitung dari perubahan muka air di waduk dan
danau
� Perubahan kelembaban tanah �dengan pengukuran
� Perub storage air tanah �perlu data perubahan level mk air tanah, debit
pemompaan, recharge � = perubahan mk air tanah x koef storage x luas area
� Subsurface inflow – outflow �sulit menentukannya, biasanya dihitung dari
inflow/outflow ke/ dari aliran permukaan (sungai)
Pemanfaat air tanah dalam jangka panjang dapat mempengaruhi kuantitas maupun
kualitas air tanah. Beberapa istilah yang penting tentang yield:
� Mining yield� pengambilan air tanah > recharge nya � dalam jangka panjang mk
air tanah menurun � pada umumnya reservoir/ basin air tanah di mining dengan
berbagai alasan: ekonomi, politik, dll.
� Perennial yield/ save yield (PY)� debit air yang dapat diambil per tahun tanpa
menimbulkan efek yang tidak diinginkan:
� penurunan SDA secara progressive
� biaya pemompaan tidak ekonomis
� berkurangnya kualitas air tanah
� pelanggaran terhadap peraturan ttg air
� land subsidence karena muka airtanah turun
� Apabila pengambilan > perennial yield = overdraft � dampak negatif pada
lingkungan, sosial, dan ekonomi
� Deferred PY�pengambial awal melampaui perennial yield sampai MAT turun pada
level yang direncanakan (untuk menghindari hilangnya air dr storage secara
percuma) �kemudian pengambilan sesuai dengan PY � balance tercapai
� Maximum PY �jumlah maksimum air tanah yang tersedia setiap tahunnya �
dmana segala macam recharge telah dilaksanakan
� Evaluasi terhadap PY � perlu dilakukan yang tepat �sustainable development
� Faktor yang mempengaruhi PY
� Recharge vs discharge
77 | Buku Ajar Geohidrologi – Mas Agus Mardyanto
� Faktor ekonomi� biaya pemompaan� harga air �ada/tidak subsidi
pemerintah
� Kualitas air � intrusi air laut, pencemaran air tanah
� Variasi PY� PY bervariasi pd waktu berbeda
� Tergantung discharge vs recharge
� Unconfined � langsung berpengaruh pada fluktuasi MAT
� Confined � tergantung recharge di recharge area� tapi tidak bisa
berpengaruh langsung krn K yang relatif kecil
� Salt balance � bisa dihitung berdasarkan recharge vs discharge, penggunaan
lahan (pertanian, dll) � salinitas AT bisa diprediksi
Pengelolaan basin dengan conjuctive use
� � pengunaan AT dan air permukaan secara terkoordinasi dan terencana �
sehingga fluktuasi MAT pada suatu basin dapat konstan
� Manajemen mendasar untuk operasi basin meliputi:
� Kapasitas storage air permukaan dan tanah harus terintagrasikan secara
baik� keuntungan ekonomis dan konservasi air tanah
� Sistem dist. air permukaan vs transmisi air tanah di basin � biaya minimum
untuk dist.
� Ada badan yang bertanggungjawab untuk pengelolaan ini
C o n ju ctiv e u se su m b erd a y a a ir ta n a h d a n p er m u k a a n (a fter C len d en en , 1 9 5 5 ) N o K eu n tu n g a n N o K eru g ia n 1 K o n serv a si a ir leb ih b esa r 1 B erku ra n g n y a p o w er h id ro e lek tr ik 2 S to ra g e perm u ka a n leb ih kec il 2 K o n su m si en erg i y g b esa r 3 S is tem d istr ib u si p erm u ka a n leb ih kec il 3 M en g u ra n g i e fis ien si p em o m p a a n 4 S is tem d ra in a se leb ih kec il 4 S a lin isa si a ir leb ih b esa r 5 M en g u ra n g i lin in g ka n a l 5 O p era si p roy ek leb ih ko m p le k 6 F lo o d co n tro l leb ih b esa r 6 A lo ka si b ia y a leb ih su lit 7 S ia p d iin teg ra s ika n d n g ex is tin g
d evelo pm en t 7 P er lu rech a rg e b u a ta n
8 S ta g e d eve lo pm en t fa c ilita ted 8 B a h a y a la n d su b sid en ce 9 K eh ila n g a n a k ib a t ev a p o tra nsp ira si lb h
kec il
1 0 K o n tro r terh ad a p o u tflo w leb ih b esa r 1 1 P en in g ka ta n fa kto r b eb a n p o w er d a n
p eren c. p en g g u n a a n p em o m p a a n
1 2 K u ra n g /td k a d a b a ha y a keg a g a la n d a m 1 3 P en g u ra n g a n d istr ib u si b iji ta n a m a n
p en g g a n g g u
1 4 T im in g d istr ib u si a ir leb ih b a ik
78 | Buku Ajar Geohidrologi – Mas Agus Mardyanto
IDE NT IFIKA SIPE RM AS ALAH AN
ID EN TIF IKAS ILEV EL
P ER M A SA LA HA N
IDE NTIF IKA SI SE M U AV AR IAB EL F IS IK ,EK O N O M I, D AN
HU KU M
TEN TU KA N SE M U AE LE M E N P EN TING DA RI
SISTEM
M O DE LM ATEM ATIK
DIN AM IKSISTEM
VE RIFIKAS IM O DE L
K RITE RIA,TER M A SU K
KEA D AAN SO SIALYG DIING INK AN
TEN TU KA NTU JU AN
DA TA
1
1
PE NG G U NA ANM O DE L
PE M B E-LAJAR AN
P EN G A M B ILA NK EP UTUS AN
EN DO P TIM AL P O LICY
O P TIM AL P O LICYIM P LE M E NTATIO N
EN D
D IAG RAM SK EM ATIK DAR I S TU DI C O N JU NC TIV E US E(AFTER M AK NO O N AND B UR G E S, 1978)
Bahan diambil dari:
• Bouwer, Herman (1978), Groundwater Hydrology, McGraw-Hill Book Company,
New York
• Das, Braja M. (2002), Principles of Geotechnical Engineering, Brooks/Cole, Pacific
Groove, California
• Davis, Allen P. & McCuen, Richard H. (2005), Stormwater Management for Smart
Growth, Sringer, New York
• Fetter, C.W. (2001), Applied Hydrogeology, Prentice-Hall Inc, Upper-Saddle-River,
New Jersey
• Karanth, K.R. (1987), Groundwater Assessment Development and Management,
Tata McGraw-Hill Publishing Company Limited, New Delhi
• Soemarto, C.D. (1999), Hidrologi Teknik, Penerbit Erlangga, Jakarta
• Todd, David K. (1980), Groundwater Hydrology, John Wiley & Sons, Inc., Singapore