Buku Ajar Geohidro

Geohidrologi Bahan Ajar

Oleh Mas Agus Mardyanto

Jurusan Teknik Lingkungan Fakultas Teknik Sipil dan Perencanaan Institut Teknologi Sepuluh Nopember Surabaya 2010

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?

2 | 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 3 | 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

4 | 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 5 | 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:

6 | 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 7 | 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: batuan/tanah yang berpindah dan kemudian terdeposisi oleh

• Tanah glasial 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 • Tanah colluvial

batuan/tanah yang berpindah dan kemudian terdeposisi oleh angin 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).

8 | 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

9 | 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

Quartz Kaolinaite Illite Montmorillonite Halloysite Potassium feldspar Sodium dan calcium feldspar

Das (2001)

Gs 2,65 2,6 2,8 2,65 – 2,8 2,0 – 2,55 2,57 2,62 – 2,76

Mineral Chlorite Biotite Muscovite Hornblende Limonite Olivine

Ukuran partikel tanah (berbagai standar klasifikasi) 10 | Buku Ajar Geohidrologi – Mas Agus Mardyanto

Gs 2,6 – 2,9 2,8 – 3,2 2,76 – 3,1 3,0 – 3,47 3,6 – 4 3,27 – 3,7

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 0,075 mm) • Analisa hidrometer (diameter 2

Ukuran butir (mm) Pasir (sand) Lanau (silt) 2 s.d. 0,06 0,06 s.d. 0,002 2 s.d. 0,05 0,05 s.d. 0,002 2 s.d. 0,075 0,075 s.d. 0,002

Lempung (clay) < 0,002

Massachusetts Institute of Technology (MIT) U.S. Dept. of Agriculture >2 < 0,002 (USDA) American Assoc. of State 76,2 s.d. 2 < 0,002 Highway & Transportation Officials (AASHTO) United Soil Classification 76,2 s.d. 4,75 4,75 s.d. 0,075 Halus (misalnya lanau dan System (U.S. Army Corps lempung) < 0,075 of Engineers, U.S. Bureau of Reclamation, and American Society for Testing and Materials) 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)

11 | 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 Ayakan No. Bukaan Ayakan No. Bukaan (mm) (mm) (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: 12 | 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 13 | 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

14 | 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:

15 | 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

16 | 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.

17 | 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

18 | 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.

19 | 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.

20 | 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 Sand stone, berbutir halus 9 33 21 0,2 10 Sand stone, berbutir 37 27 3,1 sedang 21 | 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)

Q = A.v.t

h L h Q = A.t.K L v = Ki = K

K= Satuan

Q.L h. A.t m/detik (tergantung t-nya)

22 | 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)

v=−

dh dt

qin = − a

dh dt

qout = K .i. A = K Pers kontinuitas:

−a

h A L

qin = qout

dh h =K A dt L h1

t

dh A2 −a =K dt h L t1 h2 K=

aL h ln 1 A∆t h2

Dimana t = t2 – t1 Dalam term log10

K = 2,3

aL h log10 1 A ∆t h2

Dimana: 23 | 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):

K = CD102

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:

va = K=

K h α L

va =

L t

α L2 ht

24 | 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:

25 | Buku Ajar Geohidrologi – Mas Agus Mardyanto

Gambar 15. Lubang auger untuk mengukur nilai K (Todd, 1988)

K=

C dy 864 dt

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.

26 | Buku Ajar Geohidrologi – Mas Agus Mardyanto

Tabel 5 NILAI C UNTUK AUGER TEST HOLE (Todd, 1988)

27 | 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.

v2 h= + +Z γ w 2g P

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:

h=

P

γw

+Z

28 | Buku Ajar Geohidrologi – Mas Agus Mardyanto

UA

γw

UB

γw

Gambar 16. Aliran melalui media porous (Das, 2001) Head tekanan = kenaikan air di dalam piezometer Head loss antara titik A dan B

∆h = hA − hB =

UA

γW

+ ZA −

UB

γW

+ ZB

Dalam bentuk non-dimensional:

i= dimana:

∆h L

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. 29 | 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 ( v∞i ). Aliran pada fractured rocks (batuan retak/ celah batuan), batu2, dan pasir sangat kasar, kemungkinan aliran turbulen terjadi, sehingga keadaan ( v∞i ) tidak berlaku.

Hukum Darcy (thn 1856):

v = − Ki 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

30 | 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

q = vA = AvVs dimana:

vs = kecep. rembesan Av = luas void dari pot. melintang tanah

A = Av + As dimana: Sehingga

vs =

As = luas solid tanah dari pot. melintang tanah

q = v( Av + As ) = Av vs

v( Av + As ) v( Av + As )L v(Vv + Vs ) = = Av Av L Vv

dimana: Vv = vol. Void tanah 31 | Buku Ajar Geohidrologi – Mas Agus Mardyanto

Vs = vol. Solid tanah

Vv Vs

1+ vs = v

Vv Vs

=v

1+ e v = e n

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):

q = V .1.H

= V .1.H + V .1.H + ... + V .1.H 1

1

2

2

n

n

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

H1 Arah aliran

H2 H3

Hn

kV2

kH1

kH2

kV3 kH3

H

kVn kHn

Gambar 19. Potongan lapisan tanah aliran horizontal (Das, 2001)

32 | Buku Ajar Geohidrologi – Mas Agus Mardyanto

Apabila:

k , k ,..., k H1

k

H ( eq )

H2

Hn

= kond hidrol tiap lap tanah arah horizontal

= kond hidrol ekivalen arah hz

Dari Hukum Darcy

V =k dimana

H ( eq )

.i

V = k .i

;

eq

1

H1

1

V = k .i

;

2

H2

2

... Vn

= k .i Hn

n

i = i = i = ... = i eq

1

2

n

dengan men-substitusikan ke pers di atas

k

H ( eq )

=

1 (k H + k H + ...k H H H1

1

H2

2

Hn

n

)

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

V = V = V ... = V 1

2

3

n

, sedangkan head total merupakan penjumlahan head tiap lapisan

h = h + h + h + ...h 1

2

3

n

Dengan Persamaan Darcy:

k

V ( eq )

h = k i = k i = ... = k i H V1 1

V2 2

Vn n

h = H i = H i = H i = ... = H i 1 1

2 2

3 3

33 | Buku Ajar Geohidrologi – Mas Agus Mardyanto

n n

k

V ( eq )

=

H H k

1

+

V1

H k

2

+ ... +

V2

H k

n

Vn

h

kV1

H1 H2 H

H3

kV2

h1

h2

h3

kH1

kH2

kV3 kH3

kVn

Hn

kHn Arah aliran

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

34 | Buku Ajar Geohidrologi – Mas Agus Mardyanto

K H ( eq ) K V ( eq )

Penyelesaian:

k

H ( eq )

1 (k H + k H + k H H

=

H1

1

H2

2

H3

3

)

1 [(10 • 1) + 3,2 • 10 • (1,5) + 4,1 • 10 • (2)] 1 + 1,5 + 2 = 107,7 x10 cm / dt k

H ( eq )

=

−4

−2

−5

−4

k

V ( eq )

H

=

H k

1

V1

k

V ( eq )

=

1 10

−4

Jadi

k k

H ( eq )

V ( eq )

+

H k

2

+ ... +

V2

H k

3

V3

1 + 1,5 + 2 1,5 2 + + 3,2 • 10 4,1 • 10 −2

107,7 x10 cm / dt = ≈ 140 0,765 x10 cm / dt −4

−4

35 | Buku Ajar Geohidrologi – Mas Agus Mardyanto

= 0,765 x10 cm / dt −4

−5

ALIRAN AIRTANAH

vz +

∂v z d z d xd y ∂z

dy

vx d z d y

vx +

dz

∂vx dx d z d y ∂x

dx

vz d x d y Aliran masuk arah x:

Aliran keluar arah x:

Vx d z d y

vz +

∂v z d z d xd y ∂z

• Cairan takmampu-mampat (incompressible) • tidak ada perubahan volume

aliran steady

Aliran masuk = aliran keluar

vx +

∂vx ∂v dx d z d y + vz + z dz d x d y − [vx d z d y + vz d x d y ] = 0 ∂x ∂z

36 | Buku Ajar Geohidrologi – Mas Agus Mardyanto

∂vx ∂vz dxdzd y + d xd zd y ∂x ∂z

=0

:

d xd z d y

∂vx ∂vz + =0 ∂x ∂z

Hukum Darcy:

v x = K x ix = K x

∂h ∂x ∂x

∂ Kx

+

∂h ∂x

dan

∂ Kz

∂h ∂z

∂z

v z = K z iz = K z

=0

∂ 2h ∂ 2h Kx 2 + Kz 2 = 0 ∂x ∂z

Untuk tanah yang isotropik:

∂ 2h ∂ 2h + =0 ∂x 2 ∂z 2

37 | Buku Ajar Geohidrologi – Mas Agus Mardyanto

∂h ∂z

Untuk kondisi aliran unsteady:

∂ 2h ∂ 2h ∂h + = S ∂x 2 ∂z 2 ∂t

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:

∂ 2h =0 2 ∂x

38 | Buku Ajar Geohidrologi – Mas Agus Mardyanto

∂ 2h =0 2 ∂x

h = C1x + C2

Jika kita mengasumsikan: Pada saat x = 0, h = 0

dari Hukum Darcy

x = 1,

C2 = 0

∂h v =− ∂x K

h=

∂h ∂x

∂h = C1.1 + 0 ∂x

h=

∂h v x=− x ∂x K

C1 =

∂h ∂x

Aliran satu dimensi pada unconfined aquifer: Pemakaian Persamaan Laplace secara langsung tdk memungkinkan karena:

•

MAT menggambarkan flow line

•

Distribusi aliran

bentuk MAT menunjukkan 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:

39 | Buku Ajar Geohidrologi – Mas Agus Mardyanto

q = − Kh

dh dx

h = tinggi air dari dasar yang kedap x = arah aliran

q.dx = − K h.dh qx = −

K 2 h +C 2

Jika h = h0 , x = 0

0=−

K 2 h0 + C 2

x = 1, h = h1

q=−

C=

K 2 h0 2

K 2 K 2 h1 + h0 2 2

40 | Buku Ajar Geohidrologi – Mas Agus Mardyanto

Pers. Dupuit:

q=

K 2 (h1 − h02 ) 2x

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:

q = − Kh

41 | Buku Ajar Geohidrologi – Mas Agus Mardyanto

dh dx

q = Wx

Pers. Kontinuitas: Tetapkan kondisi batas: Pada X = x

h=h

− Kh 2 + C = Wx 2 + C 1

Pada X = a

2

C1 − C2 = Wx 2 + Kh 2

2

C1 − C2 = Wa 2 + Kha2

h = ha

− Kha2 + C = Wa 2 + C 1

Wx 2 + Kh 2 = Wa 2 + Kha2 Wa 2 + Wx 2 + Kha2 h = K 2

h 2 = ha2 + h, ha, a, dan x

W 2 (a − x 2 ) K

seperti yang terlihat pada gambar di atas.

Dari kondisi kontinuitas dan simetri (aliran masuk dari sisi kiri dan kanan saluran/sungai):

Qb = 2aW aliran dasar yang masuk ke saluran/sungai per panjang saluran/sungai Jadi, perlu input:

•

h (pada lokasi manapun)

•

W dan Qb dapat dihitung

42 | 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

dh Vx = − K dx q x = − Kh

dh dx

Qx = Px

43 | Buku Ajar Geohidrologi – Mas Agus Mardyanto

dh Px = − Kh dx

Kh.dh = − Px.dx Integrasikan antara puncak bukit s.d sisi saluran:

(

)

K h12 − h22 = PL2

PL2 h1 = h + K 2 2

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

44 | 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:

( dh 0 + 10,5) − (0 + 10 ) Vx = − K = 0,005m / hari alira = 3x dx 300

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

45 | 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:

46 | Buku Ajar Geohidrologi – Mas Agus Mardyanto

( h 0 + z1 ) − (0 + z 2 ) v = Ki = k = 25 L 1000 0,4 v = 25 = 0,01m / hari 1000 Q = 30 x5000 x 0,01 = 1500 m 3 / hari 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 keluarmasuknya air ke akifer menjadi seimbang kembali. Untuk basin yang besar, air yang dapat di recharge besar sehinggan perennial yield nya juga besar.

47 | 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)

48 | 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:

Q = AV = −2πrbK

dh dr

Steady radial flow ke sumur

Kondisi batas: Di sumur

h = hw dan r = rw

Di sisi pulau

h = h0 dan r = r0

Hasil integrasi:

h0 − hw =

Q r ln 0 rw 2πKb

49 | Buku Ajar Geohidrologi – Mas Agus Mardyanto

(tanda negatif diabaikan)

Q = 2πKb

Atau

h0 − hw ln(r0 rw )

Untuk kasus umum, pada jarak r sebarang:

Q = 2πKb

h − hw ln(r rw )

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:

T = Kb =

Q ln(r2 r1 ) 2π (h2 − h1 )

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:

50 | Buku Ajar Geohidrologi – Mas Agus Mardyanto

T=

Q ln(r2 r1 ) ( ) 2π s1 − s2

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

51 | Buku Ajar Geohidrologi – Mas Agus Mardyanto

Q = −2πrhK

dh dr

(A)

Kondisi batas: Di sumur

h = hw dan r = rw

Di sisi pulau

h = h0 dan r = r0

Hasil integrasi:

Q = πK

h 2 − hW2 0

ln(r0 rw )

(tanda negatif diabaikan)

Dengan mengubah radii untuk 2 buah sumur observasi:

h22 − h12 Q = πK ln (r2 r1 ) Sehingga

K=

Q ln (r2 r1 ) 2 2 π (h2 − h1 )

52 | 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

T≅K

h1 + h2 2

Jika drawdownnya cukup besar, h1 dan h2 dapat diganti dengan (h0-s1) dan (h0-s2), sehingga:

Q

T = Kh0 = 2π

s12 s22 − s2 − s1 − 2h0 2h0

ln

r2 r 1

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.

53 | Buku Ajar Geohidrologi – Mas Agus Mardyanto

dQ = −2πrdrW Hasil integrasi

Q = −πr 2W + C Pada sumur: r

0 dan Q = QW

Q = −πr 2W + QW Substitusi ke persamaan

− 2πrhK

dh = − − πr 2W + QW dr

Diintegrasikan H = h0 pada r = r0

54 | Buku Ajar Geohidrologi – Mas Agus Mardyanto

(

)

QW r0 W 2 2 ln h −h = r − r0 + 2K πK r 2 0

2

efek Recharge tampak jelas

Saat r = rw dan Q = 0

QW = −πr02W ALIRAN TIDAK TETAP RADIAL PADA SUATU AKIFER TERKEKANG Persamaan diferensial pada koordinat polar:

∂ 2 h 1 ∂h S ∂h + = 2 r ∂ r T ∂t ∂r 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:

55 | Buku Ajar Geohidrologi – Mas Agus Mardyanto

∞

Q e −u du s= 4πT u u

(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

r 2S u= 4Tt Persamaan (1) diubah menjadi:

Q u2 u3 u4 s= − 0,5772 − ln u + u − + − + ... 4Tt 2.2! 3.3! 4.4!

(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 56 | Buku Ajar Geohidrologi – Mas Agus Mardyanto

PENYELESAIAN METODA THEIS Persamaan (1) disederhanakan menjadi:

s=

Q W (u ) 4πT

W(u) = well function

r2 4T = u t S Hubungan antara W(u) vs u

(3)

(4)

disajikan pada Tabel 1

Tabel 1

Cara penyelesaian dengan Cara Theis:

o Plot antara W(u) vs u o

type curve (Grafik 1) pada kertas logaritmik

r2 diplotkan dengan s (Grafik 2) pada kertas transparan logaritmik t

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) 57 | 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

58 | 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):

59 | Buku Ajar Geohidrologi – Mas Agus Mardyanto

T=

Q 2500 (1) = 1110m 2 / hari W (u ) = 4πs 4π (0,18)

Dari Pers (4):

S=

(

)

4Tu 4.(1110) 1x10−2 = = 0,000206 r2 / t 216.000

PENYELESAIAN METODA COOPER-JACOB: untuk: r kecil & t besar

nilai u kecil

Q r 2S − 0,5772 − ln Pers. (2) menjadi s = 4Tt 4Tt

s=

2,3Q 2,25Tt log 2 0 4πT r S

Sehingga: plot s vs log t

atau

(5) garis lurus

Dengan memproyeksikan s = 0 dan t = t0, menghasilkan:

0=

2,3Q 2,25Tt log 2 0 4πT r S 2,25Tt0 =1 r 2S

Sehingga

dan

Jika t/t0 = 10

S=

2,25Tt0 r2

(6)

(7)

(8)

log t/t0 = 1

Ganti s dengan s per log cycle dari t, Pers (5) menjadi :

60 | Buku Ajar Geohidrologi – Mas Agus Mardyanto

T=

2,30Q 4π .∆s

(9)

Pendekatan garis lurus ini terbatas untuk nilai u 2, W(u) = 2,3 F(u) atas (Tabel 1)

Gambar 4.11

Contoh:

62 | Buku Ajar Geohidrologi – Mas Agus Mardyanto

u dicari pada Tabel W(u) Theis di

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 o

F (u ) =

s = 0,38 m.

s 0,47 = = 1,24 ∆s 0,38

o dari Gambar 4.11

W(u) = 2,75 dan u = 0,038

o Sehingga :

T=

Q 2500 W (u ) = 2,75 = 1160m 2 / hari 4πs 4π (0,47 )

dan

4Tut 4.(1160 )(4,2 x10−3 )(0,038) S= 2 = = 0,000206 2 r (60)

63 | Buku Ajar Geohidrologi – Mas Agus Mardyanto

Kertas Chow Method

Kertas Cooper-Jacob Method

64 | 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

65 | 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

66 | 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 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

Maximum PY

balance tercapai

jumlah maksimum air tanah yang tersedia setiap tahunnya

dmana segala macam recharge telah dilaksanakan Evaluasi terhadap PY

perlu dilakukan yang tepat

Faktor yang mempengaruhi PY

Recharge vs discharge 76 | Buku Ajar Geohidrologi – Mas Agus Mardyanto

sustainable development

Faktor ekonomi

biaya pemompaan

harga air

ada/tidak subsidi

pemerintah Kualitas air Variasi PY

intrusi air laut, pencemaran air tanah

PY bervariasi pd waktu berbeda

Tergantung discharge vs recharge

Unconfined Confined

langsung berpengaruh pada fluktuasi MAT 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 c tiv e u s e s u m b e r d a y a a ir ta n a h d a n p e r m u k a a n (a fte r C le n d e n e n , 1 9 5 5 )

No 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14

K e u n tu n g a n K o n s e r v a si a ir le b ih b e s a r S to ra g e p e r m u k a a n le b ih k e c il S is te m d is tr ib u si p e r m u k a a n le b ih k e c il S is te m d r a in a s e le b ih k e c il M e n g u r a n g i lin in g k a n a l F lo o d c o n tr o l le b ih b e sa r S ia p d iin te g r a s ik a n d n g e x is tin g d e v e lo p m e n t S ta g e d e v e lo p m e n t fa c ilita te d K e h ila n g a n a k ib a t e v a p o tr a n s p ir a si lb h k e c il K o n tr o r te r h a d a p o u tflo w le b ih b e sa r P e n in g k a ta n fa k to r b e b a n p o w e r d a n p eren c. p en ggu n aa n p em o m p aa n K u r a n g /td k a d a b a h a y a k e g a g a la n d a m P e n g u r a n g a n d istr ib u s i b iji ta n a m a n pengganggu T im in g d is tr ib u s i a ir le b ih b a ik

77 | Buku Ajar Geohidrologi – Mas Agus Mardyanto

No 1 2 3 4 5 6 7

K e r u g ia n B e r k u r a n g n y a p o w e r h id r o e le k tr ik K o n s u m s i e n e r g i y g b e sa r M e n g u r a n g i e fis ie n si p e m o m p a a n S a lin isa si a ir le b ih b e s a r O p e r a si p r o y e k le b ih k o m p le k A lo k a s i b ia y a le b ih s u lit P e r lu r e c h a rg e b u a ta n

8

B a h a y a la n d s u b sid e n c e

D IA G R A M S K E M AT IK D AR I S T U D I C O N J U N C T IV E U S E (A F T E R M AK N O O N A N D B U R G E S , 1 9 7 8 ) ID E N T IF IK A S I PERM ASALAHAN

1

V E R IF IK A S I MODEL

ID E N T IF IK A S I LEVEL P ER M A SA LA HA N

ID E N T IF IK A S I S E M U A V A R IA B E L F IS IK , E K O N O M I, D A N HUKUM

TENTUKAN SEMUA E L E M E N P E N T IN G D A R I S IS T E M

PENGGUNAAN MODEL P E N G A M B IL A N KEPUTUSAN

O P T IM A L P O L IC Y

END

O P T IM A L P O L IC Y IM P L E M E N T A T IO N

TENTUKAN T U JU A N MODEL M A T E M A T IK D IN A M IK S IS T E M

PEMBELAJAR AN

K R IT E R IA , TERMASUK K E A D A A N S O S IA L Y G D IIN G IN K A N

END

DATA

1

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

78 | Buku Ajar Geohidrologi – Mas Agus Mardyanto