RESUMEBASIC GROUNDWATER HYDROLGEOLOGY USGS WATER

GOVERNMENT

1. Pengertian HidrogeologiHidrogeologi adalah bagian dari ilmu hidrologi yang berhubungan dengan

kejadian, pergerakan, dan kualitas air di bawah permukaan bumi. Hal ini

berkaitan dengan lingkup ilmu lainnya karena melibatkan penerapan, ilmu biologi,

dan matematika fisik. Ini juga merupakan ilmu yang sangat penting bagi

kesejahteraan umat manusia. Karena hidrogeologi berkaitan dengan terjadinya

dan gerakan air di lingkungan bawah permukaan yang sangat kompleks, di

negara maju, hidrogeologi merupakan salah satu ilmu yang paling kompleks. Di

sisi lain, banyak prinsip dan metode dasar dapat dipahami dengan mudah oleh

nonhydrologists dan digunakan oleh mereka dalam pemecahan masalah air

tanah. Tujuan dari laporan ini adalah untuk menyajikan aspek-aspek dasar

hidrogeologi dalam bentuk yang akan mendorong pemahaman yang lebih luas

dan penggunaannya.

Lingkungan air tanah tersembunyi dari pandangan, kecuali di gua-gua

dan tambang, dan kita memperoleh kesan bahkan dari ini untuk sebagian besar

menjadi masalah. Dari pengamatan kami pada permukaan tanah, kita

membentuk kesan "solid" Bumi. Kesan ini tidak berubah banyak ketika kita

memasuki sebuah gua batu kapur dan melihat air yang mengalir di saluran

bahwa alam telah dipotong ke dalam apa yang tampaknya menjadi batuan padat.

Bahkan, dari pengamatan kami, baik di permukaan tanah dan di gua-gua, kita

cenderung menyimpulkan bahwa air tanah hanya terjadi di sungai bawah tanah

dan "urat". Kami tidak melihat bukaan segudang yang ada antara butiran pasir

dan lumpur, antara partikel tanah liat, atau bahkan sepanjang patahan pada

granit. Akibatnya, kita tidak merasakan kehadiran bukaan bahwa, dalam total

volume, jauh melebihi volume semua gua.

Hidrogeologi, seperti disebutkan sebelumnya, tidak hanya berkaitan

dengan terjadinya air bawah tanah tetapi juga dengan pergerakannya.

Bertentangan dengan penjelasan kami, gerakan cepat seperti yang kita amati

pada aliran sungai di gua-gua, gerakan air tanah adalah sangat lambat.

Kebenaran dari pengamatan ini menjadi tampak jelas dari tabel, yang

menunjukkan, dalam kolom terakhir, nilai tukar air atau waktu yang dibutuhkan

untuk mengganti air sekarang terkandung dalam bagian terdaftar dari hidrosfer.

Hal ini sangat penting untuk dicatat bahwa kurs dari 280 tahun untuk air tanah

segar adalah sekitar 119.000 kurs air di sungai.

Bukaan bawah permukaan cukup besar untuk menghasilkan air dalam

jumlah yang dapat digunakan untuk sumur dan mata air mendasari hampir setiap

tempat di permukaan tanah dan dengan demikian membuat air tanah salah satu

sumber daya alam yang paling banyak tersedia. Ketika fakta ini bahwa air tanah

juga merupakan waduk terbesar air tawar tersedia untuk manusia dianggap

bersama-sama, jelas bahwa nilai tanah air, baik dari segi ekonomi dan

kesejahteraan manusia, tak terhitung. Akibatnya, pengembangan suara,

konservasi rajin, dan perlindungan yang konsisten keprihatinan terhadap polusi

penting semua orang. Keprihatinan ini dapat diterjemahkan ke dalam tindakan

yang efektif hanya dengan meningkatkan pengetahuan kita tentang aspek-aspek

dasar hidrogeologi.

Gambar 1Sketsa Void Pada Batuan

2. Air Bawah TanahSemua air di bawah permukaan tanah disebut sebagai air bawah tanah

( atau air bawah permukaan ). Istilah ini setara untuk air di permukaan tanah air

permukaan . Air bawah tanah terjadi dalam dua zona yang berbeda . Salah satu

zona, yang terjadi langsung di bawah permukaan tanah di sebagian besar

wilayah, mengandung air dan udara dan disebut sebagai zona tak jenuh . Zona

tak jenuh hampir selalu didasari oleh zona di mana semua bukaan saling

berhubungan yang penuh air . Zona ini disebut sebagai zona jenuh .

Air di zona jenuh adalah satu-satunya air bawah tanah yang tersedia

untuk memasok sumur dan mata air dan merupakan satu-satunya air yang nama

air tanah tersebut digunakan secara benar. Isi ulang dari zona jenuh terjadi

dengan perkolasi air dari permukaan tanah melalui zona tak jenuh . Zona tak

jenuh, oleh karena itu , menjadi sangat penting untuk hidrologi air tanah . Zona

ini dapat dibagi menjadi tiga bagian: zona tanah , zona menengah, dan bagian

atas pinggiran kapiler. Zona tanah memanjang dari permukaan tanah sampai

kedalaman maksimum satu atau dua meter dan merupakan zona yang

mendukung pertumbuhan tanaman . Hal ini saling silang dengan akar hidup,

dengan rongga yang ditinggalkan oleh akar membusuk vegetasi sebelumnya,

dan dengan hewan dan cacing laut . Porositas dan permeabilitas zona ini

cenderung lebih tinggi dibandingkan dengan bahan yang mendasarinya .

Zona tanah didasari oleh zona menengah, yang berbeda dengan

ketebalan dari tempat ke tempat , tergantung pada ketebalan dari zona tanah

dan kedalaman untuk pinggiran kapiler. Bagian terendah dari zona tak jenuh

ditempati oleh pinggiran kapiler , terdapat subzone antara zona tak jenuh dan

jenuh. Hasil pinggiran kapiler dari tarik-menarik antara air dan batu. Sebagai hasil

dari atraksi ini, air menempel sebagai film pada permukaan partikel batu dan

kenaikan pori-pori berdiameter kecil terhadap tarikan gravitasi . Air di pinggiran

kapiler dan di atasnya bagian dari zona tak jenuh berada di bawah tekanan

hidrolik negatif -yaitu , itu berada di bawah tekanan kurang dari tekanan atmosfer

( barometrik ) . Tabel air adalah tingkat di zona jenuh di mana tekanan hidrolik

sama dengan tekanan atmosfer dan diwakili oleh tingkat air di sumur yang tidak

terpakai . Di bawah permukaan air , tekanan hidrolik meningkat dengan

meningkatnya kedalaman.

Gambar 2Sketsa Zona Jenuh dan Zona Tak Jenuh

Istilah siklus hidrologi mengacu pada gerakan konstan air di atas

permukaan, dan di bawah permukaan bumi . Konsep siklus hidrologi merupakan

pusat pemahaman tentang terjadinya air dan pengembangan dan pengelolaan

persediaan air.

Meskipun siklus hidrologi memiliki bukan sebuah awal maupun akhir ,

akan lebih mudah untuk membahas fitur utamanya dengan memulai dengan

penguapan dari vegetasi , dari permukaan lembab terkena termasuk permukaan

tanah , dan dari laut . Kelembaban ini membentuk awan , yang mengembalikan

air ke permukaan tanah atau lautan dalam bentuk presipitasi.

Curah hujan terjadi dalam beberapa bentuk, termasuk hujan, salju , dan

hujan es , tapi hanya hujan dipertimbangkan dalam diskusi ini . Pertama hujan

membasahi vegetasi dan permukaan lainnya dan kemudian mulai menyusup ke

dalam tanah . Infiltrasi tarif bervariasi , tergantung pada penggunaan lahan ,

karakter dan kadar air tanah , dan intensitas dan durasi curah hujan , dari

kemungkinan sebanyak 25 mm / jam di hutan jatuh tempo pada tanah berpasir

untuk beberapa milimeter per jam di liat dan tanah berlumpur untuk membidik

area beraspal . Kapan dan jika tingkat curah hujan melebihi laju infiltrasi ,

limpasan permukaan terjadi.

Infiltrasi pertama menggantikan kelembaban tanah , dan , setelah itu,

kelebihan merembes perlahan melintasi zona menengah untuk zona kejenuhan .

Air di zona kejenuhan bergerak ke bawah dan lateral ke situs debit air tanah

seperti mata air di lereng bukit atau merembes di bagian bawah sungai dan

danau atau di bawah laut.

Air mencapai sungai , baik oleh aliran air permukaan dan dari debit air

tanah , bergerak ke laut , di mana ia kembali menguap untuk mengabadikan

siklus . Gerakan ini, tentu saja , elemen kunci dalam konsep siklus hidrologi .

Beberapa " khas" tingkat gerakan ditunjukkan pada tabel berikut , bersama

dengan distribusi pasokan air di Bumi.

Gambar 3Siklus Hidrologi

Tabel 1Laju Gerakan Dan Distribusi Air (Diadaptasi dari L'vovich (1979)

Location Rate ofmovement

Distribution of Earth's water supply (percent)

Atmosphere 100's of kilometers per day 0.001

Water on land surface 10's of kilometers per day 0.019

Water below the land surface Meters per year 4.12

Ice caps and glaciers Meters per day 1 .65Oceans - 93 .96

Dari sudut pandang terjadinya air tanah, semua batu yang mendasari

permukaan bumi dapat diklasifikasikan baik sebagai akuifer atau sebagai tempat

garis yang membatasi. Sebuah akuifer adalah unit batuan yang akan

menghasilkan air dalam jumlah yang dapat digunakan untuk sumur atau sumber

air . ( Dalam penggunaan geologi , " rock" termasuk sedimen tak terkonsolidasi. )

Sebuah tempat yang membatasi adalah suatu unit batuan memiliki konduktivitas

hidrolik sangat rendah yang membatasi pergerakan air tanah baik masuk atau

keluar dari akuifer yang berdekatan .

Air tanah terjadi pada akuifer bawah dua kondisi yang berbeda . Di mana

air hanya sebagian mengisi akuifer, permukaan atas dari zona jenuh bebas untuk

naik dan menurun. Air di akuifer tersebut dikatakan terkekang , dan akuifer yang

disebut sebagai akuifer bebas. Akuifer terbatasi juga banyak disebut sebagai

meja akuifer air.

Dimana air benar-benar mengisi akuifer yang ditutupi oleh tempat tidur

membatasi , air di akuifer dikatakan terbatas . Akuifer tersebut disebut sebagai

aquifer atau sebagai akuifer artesis . Wells terbuka untuk akuifer terbatasi disebut

sebagai sumur air tanah . Ketinggian air di sumur ini menunjukkan posisi dari

tabel air di akuifer sekitarnya . Sumur bor ke dalam aquifer disebut sebagai

sumur artesis . Tingkat air di sumur artesis berdiri di beberapa ketinggian di atas

puncak akuifer tetapi belum tentu di atas permukaan tanah . Jika tingkat air di

sumur artesis berdiri di atas permukaan tanah, sumur artesis adalah mengalir

dengan baik. Tingkat air erat casing sumur terbuka untuk akuifer tertekan berdiri

pada tingkat permukaan potensiometri akuifer .

Gambar 4Sketsa Macam-Macam Akuifer

3. PorositasRasio bukaan (void) dengan total volume tanah atau batuan disebut

sebagai porositasnya. Porositas dinyatakan sebagai pecahan desimal atau

sebagai persentase. Dengan demikian,

n=Vt−VsVt

=VvVt

Dimana n adalah porositas sebagai pecahan desimal, Vt adalah total

volume sampel tanah atau batuan, Vs adalah volume padatan dalam sampel,

dan Vv, adalah volume bukaan (void). Jika kita kalikan porositas ditentukan

dengan persamaan dengan 100, hasilnya adalah porositas dinyatakan sebagai

persentase. Tanah adalah yang paling berpori bahan alami karena partikel tanah

cenderung membentuk gumpalan longgar dan karena adanya lubang akar dan

hewan liang. Porositas deposito terkonsolidasi tergantung pada berbagai ukuran

butiran (sorting) dan bentuk partikel batuan tapi tidak pada ukuran mereka.

Bahan halus cenderung lebih diurutkan dan, dengan demikian, cenderung

memiliki porositas terbesar.

Tabel 2Nilai Dari Porositas [Nilai dalam persen volume]

Material Primary openings

Secondary openings

Equal-size spheres (marbles) : Loosest packing 48 -

Tightest packing 26 -Soil 55 -Clay 50 -Sand 25 -

Gravel 20 -Limestone 10 10

Sandstone (semiconsolidated) 10 10Granite - 0.1

Basalt (young) 10 1

4. Konduktivitas HidrolikAkuifer mengirimkan air dari daerah resapan ke daerah debit dan dengan

demikian berfungsi sebagai saluran berpori (atau pipa diisi dengan pasir atau

bahan air-bantalan lainnya). Faktor gerakan tanah-air mengendalikan pertama

kali disajikan dalam bentuk persamaan oleh Henry Darcy, seorang insinyur

Perancis, tahun 1856. Hukum Darcy adalah (Persamaan 1)

Q = Ka( dhdl )di mana Q adalah jumlah air per unit waktu, K adalah konduktivitas

hidrolik dan tergantung pada ukuran dan susunan bukaan air-transmisi (pori-pori

dan patahan) dan karakteristik dinamik dari cairan (air) seperti viskositas

kinematik , kepadatan, dan kekuatan medan gravitasi, A adalah luas

penampang, pada sudut kanan ke arah aliran, melalui aliran terjadi, dan dhldl

adalah gradien hidrolik '.

Karena jumlah air (Q berbanding lurus dengan gradien hidrolik (dhldl), kita

mengatakan bahwa aliran air tanah adalah laminar-yaitu, partikel air cenderung

mengikuti arus diskrit dan tidak bercampur dengan partikel dalam arus yang

berdekatan (1) . (Lihat "Arus Nets Ground Water").

Jika kita mengatur ulang persamaan 1 untuk memecahkan K, kita

memperoleh persamaan 2.

K = ( QdlAdh ) = (m3d−1) (m)(m¿¿2)(m)¿

= md

Dengan demikian , unit konduktivitas hidrolik adalah dari kecepatan ( atau

jarak dibagi waktu). Hal ini penting untuk dicatat dari persamaan 2,

bagaimanapun, bahwa faktor yang terlibat dalam definisi konduktivitas hidrolik

meliputi volume air ( Q yang akan bergerak dalam satuan waktu (umumnya,

sehari) di bawah gradien unit hidrolik (seperti meter per meter ) melalui satuan

luas ( seperti meter persegi ). Faktor-faktor ini digambarkan dalam gambar 5.

Mengekspresikan konduktivitas hidrolik dalam hal gradien satuan , bukan dari

gradien yang sebenarnya di beberapa tempat dalam akuifer, izin siap

perbandingan nilai konduktivitas hidrolik untuk batuan yang berbeda .

Konduktivitas hidrolik menggantikan istilah " koefisien lahan permeabilitas

" dan harus digunakan dalam mengacu pada karakteristik watertransmitting

bahan secara kuantitatif. Hal ini masih praktek umum untuk merujuk secara

kualitatif untuk " permeabel " dan " kedap " materi . Konduktivitas hidrolik batuan

berkisar sampai 12 lipat ( 2 ) nilai-nilai yang berkisar begitu luas . Konduktivitas

hidrolik tidak hanya berbeda dalam berbagai jenis batuan tetapi mungkin juga

berbeda dari tempat ke tempat di batu yang sama . Jika konduktivitas hidrolik

pada dasarnya sama di daerah manapun , akuifer bahwa di daerah dikatakan

homogen. Jika, di sisi lain, konduktivitas hidrolik berbeda dari satu bagian dari

daerah lain, akuifer dikatakan heterogen.

Konduktivitas hidrolik juga mungkin berbeda dalam arah yang berbeda di

setiap tempat dalam akuifer. Jika konduktivitas hidrolik pada dasarnya sama di

semua arah, akuifer dikatakan isotropik. Jika berbeda dalam arah yang berbeda,

akuifer dikatakan anisotropic.

Meskipun nyaman dalam banyak analisis matematis aliran air tanah untuk

menganggap bahwa akuifer keduanya homogen dan isotropik, akuifer seperti itu

jarang, jika mereka ada sama sekali. Kondisi yang paling sering ditemui adalah

untuk konduktivitas hidrolik di sebagian besar batu dan terutama dalam deposito

tidak dikonsolidasi dan di flat dataran batuan sedimen konsolidasi menjadi lebih

besar dalam arah horisontal daripada dalam arah vertikal.

Gambar 5Sketsan Konduktivitas Hidrolik

5. Net Aliran Air TanahJaring aliran terdiri dari dua set garis. Satu set, disebut sebagai garis

ekipotensial , menghubungkan titik-titik kepala yang sama dan dengan demikian

merupakan ketinggian muka air , atau permukaan potensiometri dari akuifer

tertekan , di atas pesawat datum . Kedua set , disebut sebagai garis aliran ,

menggambarkan jalur ideal diikuti oleh partikel air ketika mereka bergerak

melalui akuifer . Karena air tanah bergerak dalam arah gradien hidrolik curam ,

garis aliran pada akuifer isotropik tegak lurus terhadap garis ekipotensial -yaitu ,

garis aliran melintasi garis ekipotensial di sudut kanan . Ada jumlah tak terbatas

garis ekipotensial dan garis aliran dalam akuifer . Namun, untuk tujuan analisis

aliran net , hanya beberapa dari setiap set perlu ditarik . Garis ekipotensial ditarik

sehingga penurunan kepala adalah sama antara pasangan yang berdekatan

baris. Garis aliran ditarik sehingga aliran tersebut dibagi sama rata antara

pasangan yang berdekatan baris dan sebagainya itu, bersama-sama dengan

garis ekipotensial , mereka membentuk serangkaian "kotak. " Jaring aliran tidak

hanya menunjukkan arah gerakan air tanah tetapi dapat juga , jika mereka

diambil dengan hati-hati , dapat digunakan untuk memperkirakan jumlah air

dalam transit melalui akuifer. Menurut hukum Darcy, aliran melalui "persegi "

adalah :

q = Kbw ( dhdl )dan total mengalir melalui setiap himpunan atau kelompok "kotak" adalah

Q = nq

dimana K adalah konduktivitas hidrolik, b adalah ketebalan akuifer di titik

tengah antara garis ekipotensial , w adalah jarak antara garis aliran , dh adalah

perbedaan antara garis ekipotensial kepala, dl adalah jarak antara garis

ekipotensial, dan n adalah jumlah kotak melalui aliran terjadi. Gambar 6 dan 7

menunjukkan jaring aliran di kedua rencana melihat dan cross section untuk

daerah didasari oleh akuifer bebas terdiri dari pasir . Pasir ignimbrit tempat tidur

membatasi horisontal , bagian atas yang terjadi pada ketinggian 3 m di atas

bidang datum . Fakta bahwa beberapa garis aliran berasal dari daerah di mana

kepala melebihi 13 m menunjukkan adanya resapan ke akuifer di daerah ini.

Posisi relatif dari permukaan tanah dan permukaan air dalam gambar 7

menunjukkan bahwa terjadi resapan di seluruh daerah , kecuali di sepanjang

lembah sungai . Saran ini diperkuat oleh fakta bahwa garis aliran juga berasal

dari daerah di mana kepala kurang dari 13 m . Sebagai sketsa 1 dan 2

menunjukkan , garis aliran berasal dari daerah resapan dan berakhir di daerah

debit . Kontur tertutup ( garis ekipotensial ) menunjukkan bagian tengah daerah

resapan tapi biasanya tidak menunjukkan batas-batas wilayah . Dalam

pandangan cross-sectional dalam sketsa 2 , kepala menurun ke bawah di daerah

resapan dan mengurangi ke atas di daerah pembuangan . Akibatnya, lebih

dalam sebuah sumur yang dibor di daerah resapan , semakin rendah tingkat air

di sumur berdiri di bawah permukaan tanah . Sebaliknya adalah benar di daerah

debit . Dengan demikian, di daerah debit , jika sumur yang dibor cukup

mendalam dalam akuifer bebas , juga dapat mengalir di atas permukaan tanah .

Akibatnya, baik yang mengalir tidak selalu menunjukkan kondisi artesis. Gambar

6 dan 7 baris ekipotensial acara dan garis aliran di sekitar sungai yang

memperoleh air di hulu dan kehilangan air mengalir hilir. Dalam mencapai

memperoleh , garis ekipotensial membentuk V menunjuk hulu , dalam jangkauan

kalah, mereka membentuk V menunjuk hilir .

Gambar 6Contoh Net Aliran Air Tanah (1)

Gambar 7Contoh Net Aliran Air Tanah (2)

6. TransmissivityKapasitas akuifer untuk mengirimkan air dari viskositas kinematik yang

berlaku disebut sebagai keterusan nya. Transmisivitas (T) dari suatu akuifer

sama dengan konduktivitas hidrolik akuifer dikalikan dengan ketebalan jenuh

akuifer. Dengan demikian,

T = Kb (1)

dimana T adalah transmisivitas, K adalah konduktivitas hidrolik, dan b

adalah ketebalan akuifer.

Seperti halnya dengan konduktivitas hidrolik, keterusan juga didefinisikan

dalam hal gradien unit hidrolik.

Jika persamaan 1 dikombinasikan dengan hukum Darcy (lihat "Hydraulic

Conductivity"), hasilnya adalah persamaan yang dapat digunakan untuk

menghitung kuantitas air (q) bergerak melalui satuan lebar (w) dari akuifer.

Hukum Darcy adalah

q = KA ( dhdl )Mengekspresikan daerah (A) sebagai bw, kita memperoleh

q = Kbw ( dhdl )Selanjutnya, mengungkapkan keterusan (T) sebagai Kb, kita memperoleh

q = Tw ( dhdl ) (2)

Persamaan 2 dimodifikasi untuk menentukan jumlah air yang bergerak melalui

lebar besar (W) dari akuifer adalah

q = TwW ( dhdl )atau, jika diakui bahwa T berlaku untuk satuan lebar (w) dari akuifer, persamaan

ini dapat dinyatakan lebih sederhana sebagai

Q = TW ( dhdl ) (3)

Jika persamaan 3 diterapkan untuk sketsa 1, jumlah air yang mengalir keluar dari

sisi kanan sketsa dapat dihitung dengan menggunakan nilai ditampilkan pada

sketsa, sebagai berikut:

T = Kb = ( 50md ) x ( 100m1 ) = 5,000 m2 d-1

Q = TW ( dhdl ) = ( 5,000m2d ) x ( 1,000m1 ) x ( 1m1,000m ) = 5,000 m3 d-1

Persamaan 3 juga digunakan untuk menghitung keterusan, di mana jumlah air (Q

pemakaian dari lebar dikenal akuifer dapat ditentukan, misalnya, dengan

pengukuran debit sungai. Menata ulang istilah, kita memperoleh

T = QW ( dhdl ) (3)

Unit transmisivitas, sebagai persamaan sebelumnya menunjukkan, adalah

T = (m3d−1) (m)

(m )(m)= (m2d )

Gambar 8Contoh Transmissivity

7. Analisis Data Uji AkuiferPada tahun 1935 , CV Theis dari Meksiko Distrik Sumber Daya Air Baru

Amerika Serikat. Survei Geologi mengembangkan persamaan pertama untuk

menyertakan waktu memompa sebagai faktor yang dapat digunakan untuk

menganalisis pengaruh penarikan dari sumur . Dengan demikian , persamaan

Theis diizinkan , untuk pertama kalinya , penentuan karakteristik hidraulik akuifer

sebelum perkembangan kondisi steady-state baru yang dihasilkan dari pompa.

Pentingnya kemampuan ini dapat diwujudkan dari fakta bahwa , di bawah kondisi

yang paling, kondisi mapan baru tidak dapat dikembangkan atau itu, jika bisa,

berbulan-bulan atau tahun mungkin diperlukan .

Theis diasumsikan dalam pengembangan persamaan bahwa:

1. Transmisivitas dari akuifer disadap oleh sumur pompa konstan selama

tes untuk batas kerucut depresi .

2. Air ditarik dari akuifer berasal sepenuhnya dari penyimpanan dan dibuang

seketika dengan penurunan head .

3. The pemakaian juga menembus seluruh ketebalan akuifer , dan diameter

kecil dibandingkan dengan tingkat memompa , sehingga penyimpanan

dalam sumur diabaikan .

Asumsi ini paling hampir dipenuhi oleh aquifer di lokasi jauh dari batas-

batas mereka . Namun, jika tindakan tertentu yang diamati , persamaan juga

dapat digunakan untuk menganalisis tes akuifer bebas.

Bentuk-bentuk persamaan Theis digunakan untuk menentukan keterusan

dan koefisien penyimpanan

T = QW (u)4 πs

(1)

S = 4Ttur2

(2)

dimana T adalah transmisivitas, S adalah koefisien penyimpanan, Q

adalah tingkat memompa, s adalah penarikan, t adalah waktu, r adalah jarak dari

memompa dengan baik untuk pengamatan dengan baik, W (u) adalah fungsi

sumur u, yang sama

-0.577216 - logeu + u - u2

2x 2! + u3

3x 3 ! - u4

4 x 4 ! + …

and u = (r2S) / (4Tt).

Bentuk persamaan Theis adalah sedemikian rupa sehingga tidak dapat

diselesaikan secara langsung. Untuk mengatasi masalah ini , Theis menemukan

metode grafis nyaman solusi yang melibatkan penggunaan type curve ( 1 ) .

Untuk menerapkan metode ini, plot data penarikan terhadap waktu ( atau

penarikan vs TLR2 ) cocok dengan jenis kurva W ( u ) vs llu ( 2 ) . Di beberapa

titik nyaman pada bagian tumpang tindih lembaran yang berisi plot data dan

kurva jenis, nilai s, t (atau t/r2 ), W(u), dan llu dicatat ( 2 ). Nilai-nilai ini kemudian

diganti dalam persamaan 1 dan 2 , yang diselesaikan untuk T dan S , masing-

masing.

Sebuah Theis jenis kurva W ( u ) dibandingkan llu dapat dibuat dari nilai

yang diberikan dalam tabel yang terkandung dalam bagian sebelumnya, Tes

akuifer. Titik data diplot pada grafik logaritmik kertas yaitu, kertas grafik memiliki

divisi logaritmik di kedua arah x dan y .

Unit dimensi transmisivitas ( T ) yang L2t - 1 , di mana L adalah panjang

dan t adalah waktu dalam hari . Jadi , jika Q dalam persamaan 1 adalah dalam

meter kubik per hari dan s adalah dalam meter , T akan berada dalam meter

persegi per hari \. Demikian pula, jika , dalam persamaan 2 , T adalah dalam

meter persegi per hari \, t adalah dalam beberapa hari , dan r adalah dalam

meter , S akan berdimensi .

Analisis data akuifer -test menggunakan persamaan Theis melibatkan

merencanakan kedua kurva jenis dan data uji pada kertas grafik logaritmik . Jika

akuifer dan kondisi uji memenuhi asumsi Theis itu , kurva jenis memiliki bentuk

yang sama seperti kerucut depresi di sepanjang setiap garis memancar dari

sumur pompa dan grafik penarikan pada setiap titik di kerucut depresi .

Penggunaan persamaan Theis untuk akuifer terbatasi melibatkan dua

pertimbangan . Pertama , jika akuifer relatif berbutir halus , air dilepaskan

perlahan-lahan selama beberapa jam atau hari , tidak seketika dengan

penurunan kepala . Oleh karena itu , nilai S ditentukan dari tes - waktu singkat

mungkin terlalu kecil .

Kedua , jika tingkat pemompaan besar dan observasi sumur dekat

memompa dengan baik , dewatering akuifer mungkin signifikan , dan asumsi

bahwa transmisivitas akuifer adalah konstan tidak puas . Pengaruh pengeringan

akuifer dapat dihilangkan dengan persamaan berikut :

S’ = s - s2

2b(3)

dimana s adalah penarikan diamati dalam akuifer bebas , b adalah

ketebalan akuifer , dan s ' adalah penarikan yang akan terjadi jika akuifer telah

dibatasi ( yaitu, jika tidak ada dewatering telah terjadi ) .

Untuk menentukan keterusan dan koefisien penyimpanan dari akuifer

bebas , plot data yang terdiri dari s ' dibandingkan t ( atau t/r2 ) cocok dengan

Theis jenis kurva W ( u ) terhadap l / u . Kedua s dan b dalam persamaan 3 harus

dalam satuan yang sama , baik kaki atau meter .

Seperti disebutkan di atas , Theis diasumsikan dalam pengembangan

persamaan nya bahwa pemakaian juga menembus seluruh ketebalan akuifer .

Namun, karena tidak selalu mungkin , atau selalu diinginkan , untuk merancang

sebuah sumur yang sepenuhnya menembus akuifer dalam pengembangan ,

sebagian besar sumur pemakaian terbuka hanya bagian dari akuifer bahwa

mereka menarik dari. Penetrasi parsial seperti menciptakan aliran vertikal di

sekitar sumur pemakaian yang dapat mempengaruhi penarikan dalam sumur

observasi terletak relatif dekat dengan pemakaian baik . Penarikan dalam sumur

observasi yang terbuka untuk zona yang sama dengan pemakaian juga akan

lebih besar daripada penarikan dalam sumur pada jarak yang sama dari

pemakaian baik, tetapi terbuka untuk zona lainnya . Kemungkinan efek penetrasi

parsial pada penarikan harus diperhatikan dalam analisis data akuifer -test . Jika

kondisi akuifer - batas dan lainnya memungkinkan , masalah dapat dihindari

dengan mencari sumur observasi luar zona dimana aliran vertikal ada.

8. Waktu Analisis DrawdownPersamaan Theis hanya salah satu dari beberapa metode yang telah

dikembangkan untuk analisis data akuifer -test ( Lihat " Analisis Data Aquifer -

Test . " ) Metode lain , dan salah satu yang agak lebih nyaman untuk digunakan ,

dikembangkan oleh CE Jacob dari persamaan Theis . The kenyamanan yang

lebih besar dari metode Yakub berasal sebagian dari penggunaan kertas grafik

semilog bukan kertas logaritmik yang digunakan dalam . Metode theis dan dari

kenyataan bahwa , di bawah kondisi ideal , plot data sepanjang garis lurus

daripada sepanjang kurva .

Namun, penting untuk dicatat bahwa, persamaan Theis berlaku setiap

saat dan tempat ( jika asumsi terpenuhi ) , metode Yakub hanya berlaku dalam

kondisi tambahan tertentu. Kondisi ini juga harus dipenuhi untuk mendapatkan

jawaban yang benar.

Untuk memahami keterbatasan Yakub kita harus mempertimbangkan

perubahan yang terjadi dalam kerucut depresi selama uji akuifer . Perubahan

yang menjadi perhatian melibatkan kedua bentuk kerucut dan tingkat penarikan .

Sebagai kerucut depresi bermigrasi keluar dari pompa dengan baik, bentuknya

( dan, karena itu , gradien hidrolik pada berbagai titik dalam kerucut )

perubahan . Kita bisa lihat kondisi ini sebagai goyah . Pada awal penarikan ,

seluruh kerucut depresi memiliki bentuk goyah ( 1 ) . Setelah tes telah

berlangsung selama beberapa waktu , kerucut depresi dimulai mengasumsikan

bentuk yang relatif stabil , pertama di memompa dengan baik dan kemudian

secara bertahap ke yang lebih besar dan lebih besar jarak ( 2 ) . Jika penarikan

berlanjut cukup lama untuk peningkatan mengisi ulang ( atau ) penurunan debit

keseimbangan laju penarikan , penarikan berhenti , dan kerucut depresi

dikatakan dalam kondisi mapan ( 3 ) .

Metode Yakub hanya berlaku untuk zona di mana kondisi stabil - bentuk

menang atau seluruh kerucut hanya setelah kondisi steady-state telah

dikembangkan . Untuk tujuan praktis , kondisi ini bertemu ketika u = ( R2S ) I

( 4TT ) sama dengan atau kurang dari sekitar 0,05 . Mengganti nilai ini dalam

persamaan untuk u dan memecahkan t , kita dapat menentukan waktu pada

kondisi stabil -bentuk berkembang pada wel pengamatan terluar . Dengan

demikian ,

tc = 7,200r2 s

T(1)

Dimana tc, adalah waktu, dalam hitungan menit, yang kondisi tunak-

bentuk berkembang, r adalah jarak dari memompa dengan baik, di kaki (atau

meter), S adalah koefisien penyimpanan perkiraan berdimensi), T adalah

perkiraan keterusan, di kaki persegi per hari (atau meter persegi per hari).

Setelah kondisi stabil-bentuk telah dikembangkan, penarikan di observasi

dengan baik mulai musim gugur sepanjang garis lurus pada kertas grafik

semilog, sebagai gambar 9 menunjukkan. Sebelum waktu itu, penarikan petak

bawah perpanjangan garis lurus. Ketika grafik waktu penarikan disiapkan,

pencairan diplot pada vertikal (aritmatika) axis terhadap waktu pada horizontal

(logaritma) sumbu.

Gambar 9Waktu Analisis Drawdown

Kemiringan garis lurus sebanding dengan tingkat memompa dan

keterusan tersebut. Yakub berasal persamaan berikut untuk penentuan

transmisivitas dan koefisien penyimpanan dari grafik waktu penarikan:

T = 2.3Q4 π ∆ s (2)

S = 2.25T t0r2

(3)

Dimana Q adalah tingkat memompa, Seperti penarikan di satu siklus log,

pesan adalah waktu pada titik di mana garis lurus memotong garis nol-penarikan,

dan r adalah jarak dari memompa dengan baik untuk pengamatan dengan baik.

Gambar 10Hasil Analisis Drawdown

Persamaan 2 dan 3 dalam satuan konsisten. Jadi, jika Q adalah dalam

meter kubik per hari dan s adalah dalam meter, T adalah dalam meter persegi

per hari. S adalah berdimensi, sehingga, dalam persamaan 3, jika T adalah

dalam meter persegi per hari, maka r harus dalam meter dan harus dalam hari.

9. Uji Sumur TunggalTes akuifer yang paling berguna adalah mereka yang mencakup

pengukuran airtanah dalam sumur observasi . Uji semacam ini sering disebut

sebagai tes multiple - baik . Hal ini juga memungkinkan untuk memperoleh data

yang berguna dari sumur-sumur produksi , bahkan di mana sumur observasi

tidak tersedia . Tes tersebut disebut sebagai tes tunggal - baik dan dapat terdiri

dari pompa sumur dengan laju yang konstan tunggal, atau dua atau lebih tingkat

yang berbeda tapi konstan (lihat " Tes Terletak Penerimaan dan Efisiensi Yah " )

atau , jika sumur ini tidak dilengkapi dengan pompa , dengan " seketika "

memperkenalkan volume yang diketahui air ke dalam sumur . Diskusi ini akan

terbatas pada tes yang melibatkan tingkat konstan tunggal.

Untuk menganalisis data , perlu untuk memahami sifat dari penarikan di

sebuah sumur pompa . Total penarikan ( st ) di sebagian besar , jika tidak semua

, memompa sumur terdiri dari dua komponen ( 1 ) . Salah satunya adalah

penarikan ( sa ) dalam akuifer , dan yang lainnya adalah penarikan ( sw ) yang

terjadi karena air bergerak dari akuifer ke dalam sumur dan menaiki sumur

dengan pompa intake . Dengan demikian , penarikan di sebagian besar sumur

pompa lebih besar dari penarikan di akuifer di radius sumur pompa .

Total penarikan ( st ) di sebuah sumur pompa dapat dinyatakan dalam

bentuk persamaan berikut:

St = Sa + Sw

St = BQ + CQ2 (1)

di mana sa adalah penarikan dalam akuifer pada radius efektif memompa

dengan baik, s, baik kerugian, Q adalah tingkat memompa, B adalah faktor yang

berhubungan dengan karakteristik hidrolik dari akuifer dan panjang periode

memompa, dan C adalah faktor yang berhubungan dengan karakteristik sumur.

Faktor C dalam persamaan 1 biasanya dianggap konstan, sehingga, dalam uji

laju yang konstan, CQz juga konstan. Akibatnya, kerugian baik (s,) meningkatkan

jumlah penarikan di sumur pompa tetapi tidak mempengaruhi tingkat perubahan

dalam penarikan dengan waktu. Oleh karena itu, mungkin untuk menganalisis

penarikan dalam memompa baik dengan Jacob metode time-penarikan

menggunakan kertas grafik semilog. (Lihat "Analisis Waktu-Drawdown.")

Drawdows diplot pada skala aritmatika terhadap waktu pada skala logaritmik (2),

dan keterusan ditentukan dari kemiringan garis lurus melalui penggunaan

persamaan berikut:

T = 2.3Q4 π ∆ s (2)

Dimana kerugian juga hadir dalam memompa dengan baik, koefisien

penyimpanan tidak dapat ditentukan dengan memperpanjang garis lurus ke garis

nol penarikan. Bahkan di mana kerugian baik tidak hadir, penentuan koefisien

penyimpanan dari penarikan dalam memompa juga kemungkinan akan

dikenakan kesalahan besar karena radius efektif juga dapat berbeda secara

signifikan dari "nominal" radius.

Gambar 11Uji Sumur

Dalam persamaan 1, penarikan di sumur pompa sebanding dengan

tingkat pemompaan. Faktor B dalam jangka akuifer-rugi (BQ meningkat dengan

waktu memompa asalkan air yang berasal dari penyimpanan akuifer. Faktor C

dalam jangka baik-rugi (CQ) adalah konstan jika karakteristik sumur tetap tidak

berubah, namun, karena tingkat memompa dalam jangka baik kerugian kuadrat,

penarikan karena kehilangan baik meningkat pesat sebagai tingkat memompa

meningkat. hubungan antara tingkat memompa dan penarikan dalam memompa

baik, jika sumur dipompa untuk dengan jangka waktu yang sama pada setiap

tingkat, akan ditampilkan dalam gambar 12. Pengaruh kerugian baik pada

penarikan di sumur pompa adalah penting baik dalam analisis data dari sumur

pompa dan dalam desain sumur pasokan.

Gambar 12Sketsa Uji Sumur

10. Kualitas Air TanahAir terdiri dari dua atom hidrogen dan satu oksigen , yang memberikan

rumus kimia H2O. Air sering disebut sebagai pelarut universal karena memiliki

kemampuan untuk melarutkan setidaknya sejumlah kecil hampir semua zat yang

kontak. Dari domestik air yang digunakan oleh manusia , air tanah biasanya

berisi jumlah terbesar dari padatan terlarut . Komposisi dan konsentrasi zat

terlarut dalam air tanah tercemar tergantung pada

komposisi kimia dari air hujan, pada reaksi biologis dan kimia yang terjadi

pada permukaan tanah dan di zona tanah , dan komposisi mineral dari akuifer

dan tempat tidur membatasi melalui mana air bergerak .

Konsentrasi zat terlarut dalam air biasanya dilaporkan dalam satuan berat

per volume. Dalam Sistem Internasional ( SI ) , unit yang paling sering digunakan

adalah miligram per liter . Sebuah miligram sama dengan 1 /1, 000 ( 0,001 ) gram

, dan satu liter sama dengan 1 /1, 000 meter kubik , sehingga 1 mg / L sama

dengan 1 gram m -3,1 Konsentrasi zat dalam air dilaporkan selama bertahun-

tahun di Amerika negara dalam satuan berat per berat badan. Karena

konsentrasi yang paling zat terlarut dalam air relatif kecil , berat per satuan berat

yang umum digunakan adalah bagian per juta ( ppm ) . Dalam satuan inci -

pound , 1 ppm sama dengan 1 pon dari suatu zat terlarut dalam 999.999 Ib air ,

berat solusi sehingga menjadi £ 1.000.000 .

Kualitas air tanah tergantung baik pada zat terlarut dalam air dan sifat-

sifat dan karakteristik tertentu bahwa zat ini memberikan kepada air . Konstituen

terlarut yang batas konsentrasi telah ditetapkan untuk air minum dibahas dalam

" Pencemaran Air Tanah . "

Gambar 13Sketsa Kualitas Air Tanah Berdasarkan Letaknya

11. Pencemaran Air TanahPencemaran air tanah menerima peningkatan perhatian dari kedua

lembaga regulator Federal dan Negara dan dari pengguna air . Akibatnya , polusi

telah ditemukan untuk menjadi jauh lebih luas dari yang kita telah percaya hanya

beberapa tahun yang lalu . Perhatian ini juga mengakibatkan pengakuan luas

dari fakta bahwa air tanah tercemar dapat menimbulkan ancaman serius bagi

kesehatan yang sering tidak jelas bagi mereka yang terkena dampak dan

pemurnian sistem air tanah tercemar mungkin memerlukan berabad-abad atau

pengeluaran uang dalam jumlah besar . Fakta-fakta ini saja membuatnya penting

bahwa pencemaran air tanah oleh zat berbahaya benar-benar harus dihindari

semaksimal mungkin.

Pencemaran air tanah , seperti yang digunakan dalam diskusi ini ,

mengacu pada penurunan kualitas air yang dihasilkan dari kegiatan manusia .

Definisi ini mencakup air asin perambahan ke air tawar - bantalan akuifer akibat

penurunan buatan kepala air tanah . Topik itu, bagaimanapun , ditutupi dalam

diskusi yang terpisah . ( Lihat " Saltwater Perambahan . " )

Sebagian besar pencemaran air tanah hasil dari pembuangan limbah di

permukaan tanah, dalam penggalian dangkal termasuk tangki septik , atau

melalui sumur dalam dan tambang , penggunaan pupuk dan bahan kimia

pertanian lainnya , kebocoran di saluran pembuangan , tangki penyimpanan ,

dan pipa , dan penggemukan hewan. Besarnya masalah pencemaran tergantung

pada ukuran daerah yang terkena dan jumlah polutan yang terlibat , kelarutan ,

toksisitas , dan kepadatan polutan , mineral.

Gambar 14Pencemaran Air Tanah

Komposisi dan karakteristik hidrolik tanah dan batu di mana bergerak

polutan , dan efek atau efek potensial pada penggunaan air tanah .

Daerah yang terkena dampak berbagai ukuran dari sumber titik , seperti

tangki septik , untuk daerah perkotaan besar yang memiliki sistem saluran

pembuangan bocor dan banyak situs pembuangan limbah kota dan industri .

Hampir semua zat yang larut sampai batas tertentu dalam air , dan limbah kimia

banyak yang sangat beracun bahkan dalam konsentrasi menit .

Kepadatan cairan zat - yaitu, berat per satuan volume zat relatif terhadap

wateraffects gerakan bawah tanah . Kepadatan berkisar dari orang-orang dari

produk minyak bumi yang kurang padat dari air untuk air asin dan zat lain yang

lebih padat daripada air . Zat kurang padat daripada air cenderung menumpuk di

bagian atas zona jenuh , jika , seperti minyak bumi , mereka bercampur , mereka

akan cenderung untuk menyebar ke segala arah sebagai film tipis . Zat padat

daripada air cenderung bergerak ke bawah melalui zona jenuh untuk pertama

tidur membatasi luas .

Komposisi mineral dan karakteristik fisik tanah dan batuan di mana

polutan bergerak dapat mempengaruhi polutan dalam beberapa cara. Jika

polutan memasuki tanah pada " titik , " akan tersebar longitudinal dan lateral

dalam bahan granular sehingga konsentrasinya akan berkurang dalam arah

gerakan . ( Lihat " Arus Jenuh dan Dispersi. " ) Zat organik dan bahan

biodegradable lainnya cenderung dipecah baik oleh oksidasi dan oleh aksi

bakteri di zona tak jenuh . Bahan-bahan tertentu bumi , terutama tanah liat dan

bahan organik , mungkin juga menyerap jejak logam dan polutan organik

kompleks tertentu dan dengan demikian mengurangi konsentrasi mereka ketika

mereka bergerak melalui lingkungan bawah tanah .

Karakteristik hidrolik tanah dan batu menentukan jalur yang diambil oleh

dan tingkat pergerakan polutan . Zat terlarut dalam air bergerak dengan air

kecuali sejauh bahwa mereka diikat atau ditunda oleh adsorpsi . Dengan

demikian , pergerakan polutan cenderung melalui zona paling ditembus, semakin

jauh titik asal mereka dari daerah pembuangan air tanah , semakin mereka

menembus ke dalam sistem air tanah dan lebih besar daerah akhirnya

terpengaruh .

Faktor yang berhubungan dengan pergerakan polutan dibahas pada

paragraf sebelumnya harus dipertimbangkan dengan cermat dalam pemilihan

lokasi pembuangan limbah , penggemukan hewan , dan situs untuk operasi lain

yang dapat menyebabkan pencemaran air tanah . Dengan faktor-faktor ini dalam

pikiran , jelas bahwa polusi air tanah yang signifikan dapat dihindari hanya jika

tempat wastedisposal dipilih sedemikian rupa sehingga :

1. Signifikan ketebalan bahan tak jenuh yang mengandung tanah liat dan

(atau ) bahan organik yang hadir .

2. Area sedekat mungkin ke tempat-tempat debit air tanah alami .

3. Overland limpasan dikecualikan, dan infiltrasi permukaan

diselenggarakan dengan jumlah minimum yang mungkin .

12. Perambahan Air GaramDi daerah pesisir , air tanah segar yang berasal dari curah hujan di atas

tanah datang dalam kontak dengan dan pembuangan ke laut atau ke muara

berisi air payau . Hubungan antara air tawar dan air laut, atau air payau ,

dikendalikan terutama oleh perbedaan kepadatan mereka.

Kepadatan suatu zat adalah massa per satuan volume , dengan demikian

, kepadatan air dipengaruhi oleh jumlah mineral , seperti garam dapur (NaCl ) ,

bahwa air mengandung dalam larutan . Dalam satuan metrik , kepadatan air

tawar adalah sekitar 1 gram cm -3 , dan kerapatan air laut adalah sekitar 1 .025

gm cm - 3 . Dengan demikian , air tawar , menjadi kurang padat dari air laut ,

cenderung menimpa atau mengapung di air laut .

Di pulau-pulau, seperti Outer Banks North Carolina, presipitasi

membentuk lensa air tawar yang " mengapung " di air asin yang mendasari ( 1 ) .

Semakin tinggi permukaan air berdiri di atas permukaan laut, tebal lensa air

tawar . Hubungan ini - antara tinggi muka air dan ketebalan lensa air tawar

ditemukan , mandiri , oleh seorang Belanda , Badon Ghyben , dan Jerman, B.

Herzberg , dan disebut sebagai hubungan Ghyben - Herzberg . Hubungan ini ,

dinyatakan sebagai persamaan , adalah

hs = ρi

ρs−ρf (hf) (1)

Dimana hs adalah kedalaman air tawar di bawah permukaan laut , Pf

adalah densitas air tawar , Ps adalah densitas air laut , dan hf adalah ketinggian

muka air di atas permukaan laut .

Atas dasar persamaan 1 dan perbedaan antara kepadatan air tawar dan

air laut , zona air tawar harus meliputi kedalaman di bawah permukaan laut (h )

sama dengan 40 kali ketinggian muka air di atas permukaan laut ( hf ) .

Hubungan Ghyben - Herzberg berlaku ketat , namun hanya untuk akuifer

homogen dan isotropik di mana air tawar yang statis dan berada dalam kontak

dengan laut tideless atau badan air payau .

Tides menyebabkan air asin untuk bergantian menyerang dan mundur

dari zona air tawar , hasilnya menjadi zona difusi di mana perubahan salinitas

dari yang air tawar dengan air laut ( 1 ) . Sebuah bagian dari air laut yang

menyerang zona air tawar terikut di air tawar dan memerah kembali ke laut

dengan air tawar ketika bergerak ke laut untuk melepaskan .

Karena baik air laut dan air tawar yang berada dalam gerakan ( tidak

statis ) , ketebalan zona air tawar dalam akuifer homogen dan isotropik lebih

besar dari yang diperkirakan oleh persamaan Ghyben - Herzberg . Di sisi lain ,

dalam akuifer berlapis ( dan hampir semua akuifer yang bertingkat ) , ketebalan

lensa air tawar kurang dari yang diperkirakan karena kehilangan kepala timbul

sebagai bergerak air tawar di tempat tidur permeabel sedikit .

Ketika kepala air tawar diturunkan oleh penarikan melalui sumur , kontak

air tawar - air asin bermigrasi menuju titik penarikan sampai keseimbangan baru

didirikan ( 2 ) . Pergerakan air asin ke dalam zona sebelumnya ditempati oleh air

tawar disebut sebagai air asin perambahan .