Lembar Kerja Hidrogeologi Umum Edisi 2012

Lembar kerja: Panduan Hidrogeologi Umum (GL-2121) Dasapta Erwin Irawan dan Deny Juanda Puradimaja Fakultas Ilmu dan Teknologi Kebumian Institut Teknologi Bandung edisi 2012

Lembar Kerja

Hidrogeologi Umum

Oleh Dasapta Erwin Irawan Deny Juanda Puradimaja

Kelompok Keahlian Geologi Terapan Fakultas Ilmu dan Teknologi Kebumian Institut Teknologi Bandung

1


Lembar kerja: Hidrogeologi Umum

Oleh: Dasapta Erwin Irawan dan Deny Juanda Puradimaja Copyright © 2013 by Dasapta Erwin Irawan dan Deny Juanda Puradimaja

Penerbit Kelompok Keahlian Geologi Terapan www.fitb.itb.ac.id/kk-geologi-terapan [email protected]

Desain Sampul: (Dasapta Erwin Irawan) Gambar dipinjam dari: http://blog.timesunion.com http://blog.timesunion.com

Diterbitkan Diterbitkan melalui: www.nulis buku.com

2


!"#" %&'("'#") Dengan mengucapkan rasa syukur Alhamdulillah, kami memberanikan diri untuk menerbitkan buku Lembar Kerja Panduan Hidrogeologi Umum. Buku ini kami posisikan sebagai benih dalam upaya penerbitan buku teks bidang hidrogeologi yang masih sangat sedikit di Indonesia. Lembar kerja ini berawal dari kumpulan naskah perkuliahan dan latihan untuk mata kuliah Hidrogeologi Umum di Prodi Teknik Geologi, Fakultas Ilmu dan Teknologi Kebumian, Institut Teknologi Bandung. Setiap tahun, modul lembar kerja ini mengalami revisi dan penyuntingan untuk lebih menyempurnakan isi dan formatnya. Lembar kerja ini kami susun dalam bentuk masih sangat terbatas. Teks yang kami tuliskan pada beberapa bagian masih berupa pointers dan kalimat-kalimat instruksional. Hal ini bertujuan agar para pembaca lebih mampu memahami kaidah dasar ilmu hidrogeologi, sebagai pendukung materi yang telah disampaikan dalam format buku teks, yang umumnya masih ber-Bahasa Inggris. Dokumen edisi 2012 yang ada dalam pegangan saudara-saudari ini dikemas dalam enam bab yang membahas terminologi secara umum, tipologi akuifer, parameter hidrolik akuifer, serta sifat fisik dan kimia air tanah. Dalam edisi ini juga disampaikan beberapa hal mendasar tentang metode eksplorasi hidrogeologi. Para mahasiswa sarjana, khususnya Teknik Geologi, Teknik Sipil, Teknik Lingkungan, Geografi, dapat belajar bagaimana air tanah mengalir dan “berperilaku” di bawah permukaan. Demikian sepatah-dua patah kata dari penyusun. Kami sadar bahwa dokumen ini masih jauh dari sempurna, oleh karenanya kami menerima saran dan kritik dari rekan-rekan pembaca. Saran dan kritik dapat disampaikan via email ke: [email protected] [email protected] atau twitter @d_erwin_irawan. 3


Rasa terimakasih yang sebesar-besarnya kami sampaikan kepada pada kontributor, yang terdiri dari mahasiswa Prodi Magister Teknik Air Tanah dan Prodi Sarjana Meteorologi, Fakultas Ilmu dan Teknologi Kebumian, Institut Teknologi Bandung: Iftitah Rohman Hukama, Wulan Seizarwati, Rahmawati Rahayu, dan Karin Nadira Daulay. Rasa terimakasih yang tidak terukur saya (D. Erwin Irawan) sampaikan kepada keluarga kami, istri saya (dr. R.Cut Novianti Rachmi) dan anakanak saya (Abraary Raditya Irawan dan Khaira Salsabila Irawan) yang telah memompa semangat saya. Semoga Bubu, Radit dan Ade bisa bangga dengan suami serta bapaknya. “dan saya tidak akan berhenti mencoba membuat bangga istri dan anak-anakku”. Semoga terbitnya buku ini menjadi amal ibadah yang tidak putusputusnya bagi kami, para penulis, dan para pembacanya.

4


*+,-+. /0/

Kata Pengantar .................................................................................................... 3 DAFTAR ISI ......................................................................................................... 5 DAFTAR GAMBAR ........................................................................................... 8 DAFTAR TABEL ............................................................................................... 10 MODUL 1 PENDAHULUAN ........................................................................ 11 1.Sejarah Hidrogeologi .................................................................................... 11 1.2 Zaman Pra Sejarah ................................................................................ 11 1.3 Zaman Pertengahan .............................................................................. 11 1.4Abad Ke-19 (Awal Dari Hidrogeologi Kuantitatif) ......................... 12 1.5Zaman Modern ....................................................................................... 12 1.6Definisi Beberapa Istilah Sumberdaya Air .............................................. 13 1.7 Keilmuan Hidrogeologi diITB .................................................................. 14 1.8 Tantangan dan Trend Ilmu Hidrogeologi ............................................. 16 DAFTAR PUSTAKA ........................................................................................ 17 MODUL 2 SIKLUS HIDROLOGI ................................................................. 18 2.1 Pendahuluan ................................................................................................ 18 2.2 Batas Cekungan Hidrologi ....................................................................... 20 2.3 Hujan ............................................................................................................ 20 2.3 Air Tanah vs Air Bawah Tanah ............................................................... 22 2.3BERBAGAI JENIS AIR DI BAWAH PERMUKAAN ............................ 23 2.4 ZONA JENUH VS ZONA TIDAK JENUH ......................................... 23 2.5 RELASI AIR TANAH DAN AIR PERMUKAAN ................................. 24 DAFTAR PUSTAKA ........................................................................................ 29 3. NERACA AIR ............................................................................................... 30 3.1 TEORI DASAR ........................................................................................... 30 3.2 DATA DAN SUMBER DATA ................................................................ 31 3.3 METODA PENGOLAHAN DATA ....................................................... 32 3.4 PROSEDUR PERHITUNGAN WATER BALANCE .......................... 33 3.4.1 Ringkasan ............................................................................................. 33 5


3.4.2 Detail .................................................................................................... 35 A. Curah Hujan (CH) dan Iklim ........................................................... 39 Bulan ............................................................................................................... 46 Eto(mm) .............................................................................................................. 46 BF (mm) .............................................................................................................. 46 B. Base Flow (BF) ......................................................................................46 C. Surface Runoff (Ro) ............................................................................ 46 D. Evapotranspirasi (Eto) ...................................................................... 47 E. Soil Moisture (Lengas Tanah) .......................................................... 51 F. WaterSurplus (Kelebihan air) .......................................................... 52 G. Infiltrasi ................................................................................................ 53 H. Volume Simpan .................................................................................. 55 I. Base Flow .............................................................................................. 56 J. Direct Run Off ........................................................................................ 57 K. Run Off .................................................................................................. 57 LATIHAN ........................................................................................................... 58 DAFTAR PUSTAKA ........................................................................................ 58 4.1 TIPOLOGI SISTEM AKUIFER ................................................................. 61 4.2.1 Tipologi Sistem Akifer Endapan Gunungapi ................................. 62 4.2.2 Tipologi Sistem Akifer Endapan Aluvial ....................................... 63 A. Sistem Akifer Endapan Fluvial ......................................................... 63 B. Sistem Akifer Endapan Aluvial Pantai (Akifer Pantai) ................ 65 C. Sistem Akifer Endapan Rawa atau Delta ...................................... 66 4.2.3 Tipologi Sistem Akifer Batuan Sedimen........................................ 67 A. Sistem Akifer Batupasir-Batuse rpih/batulempung terlipat ....... 67 B. Sistem Akifer Sedimen Terlipat dan/atau Terpatahkan ............. 68 C. Sistem Akifer Batuan Karbonat/Batugamping (Akifer Karstik)69 4.2.4 Tipologi Sistem Akifer Batuan Kristalin dan Metamorf ............. 71 4.2.5 Tipologi Sistem Akifer Endapan Glasial ........................................72 DAFTAR PUSTAKA ........................................................................................ 78 5. PARAMETER HIDRAULIK AKIFER ......................................................... 79 5.1 Jenis Akuifer ........................................................................................... 79 5.2 Heterogenitas dan Keisotropisan ...................................................... 82 5.3 Rekonstruksi aliran airtanah ............................................................... 85 TERIMAKASIH .................................................................................................. 92 DAFTAR PUSTAKA ........................................................................................ 92 6


MODUL 6 SIFAT FISIK DAN KIMIA AIR TANAH.................................. 93 6.1 PENDAHULUAN ...................................................................................... 93 1. Temperatur (T) .................................................................................. 94 2. pH .......................................................................................................... 97 3. Potensial Redoks/Eh Air tanah ........................................................ 97 4. Daya Hantar Listrik/DHL ................................................................. 99 6.2 PENYAJIAN DATA KIMIA AIR TANAH ............................................. 99 6.3 KLASIFIKASI AIR TANAH .................................................................... 105 Jenis Air ............................................................................................................. 105 6.4 ISOTOP STABIL ...................................................................................... 107 1H .................................................................................................................. 107 Proteum ............................................................................................................ 107 Stabil ........................................................................................................ 107 Daftar Pustaka ................................................................................................. 112

7


*+,-+. 1+23+. Gambar 1 Perhitungan jumlah air di dunia ( http://hydro.cee.illinois.edu/, 2006) ................................................................................................... 18 Gambar 2 Gambaran skematik siklus hidrologi (Bier, 1978) ................... 19 Gambar 3 Ilustrasi daerah aliran sungai (Mandel dan Shiftan, 1981) ...... 20 Gambar 4 Ilustrasi mekanisme terjadinya hujan ......................................... 21 Gambar 5 Skema distribusi air di bawah permukaan. Perhatikan perbedaan antara air bawah tanah (sub surface water) dan airtanah (groundwater) (Todd, 1984) ......................................... 22 Gambar 6 Profil zona jenuh dan tak jenuh ( http://hydro.cee.illinois.edu/)24 Gambar 7 Sketsa air tanah mengisi air permukaan (effluent stream/gaining stream) (Freeze dan Cherry, 1979) ................. 25 Gambar 8 Sketsa air permukaan yang mengisi tanah (influent stream/losing stream) (Freeze dan Cherry, 1979) ................... 26 Gambar 1 Skema neraca air (Mock, 1973) .................................................. 30 Gambar 2 Skema Metode Perhitungan Evapotranspirasi (Penman, 1963)33 Gambar 3 Siklus Hidrometeorologi (Seyhan, 1990) .................................. 36 Gambar 4 Berbagaipenakar hujan (www.usgs.gov) .................................... 40 Gambar 5 Grafik hasil pengukuran penakar hujan (www.usgs.gov) ....... 41 Gambar 6 Ilustrasi perhitungan CH rata-rata dengan Metode Aritmatik43 Gambar 7 Ilustrasi perhitungan CH rata-rata dengan Metoda Polygon Thiessen ............................................................................................. 44 Gambar 8 Ilustrasi perhitungan CH rata-rata dengan Meto da Isohiet .. 45 Gambar 9 Ilustrasi Model Hidrodinamika Air (Mock, 1973) ................... 53 Gambar 1 Tipologi Sistem Akifer Endapan Gunungapi (modifikasi Mandel dan Shiftan, 1981) .............................................................. 63 Gambar 2 Contoh Tipologi Sistem Akifer Endapan Fluvial (Freeze & Cherry, 1979) ................................................................................... 64 Gambar 3 Tipologi Sistem akifer Endapan Aluvial Pantai (Puradimaja, 1993) ................................................................................................... 66 Gambar 4 Contoh Tipologi Sistem Akifer Batupasir-Batulempung (Puradimaja, 1993) ........................................................................... 68 Gambar 5 Tipologi Sistem Akifer Sedimen Terlipat (Puradimaja, 1993)69 8


Gambar 6Sistem akifer media rekahan pada batugamping (Puradimaja, 1993; Puradimaja dan Lubis, 1998) .............................................. 70 Gambar 7 Sistem Akifer Batuan Beku/Metamorf (Puradimaja, 1993) ... 72 Gambar 8 Peta topografi daerah Gunung Ciremai dan sekitarnya (maps.google.com) ........................................................................... 73 Gambar 9 Peta topografi daerah Gunung Ciremai dan sekitarnya (pada skala berbeda) (maps.google.com) ............................................... 74 Gambar 10 Peta topografi daerah Jakarta-Bogor dan sekitarnya (maps.google.com) ........................................................................... 75 Gambar 11 Peta topografi daerah Yogyakarta dan sekitarnya (maps.google.com) ........................................................................... 76 Gambar 12 Peta topografi daerah Surabaya dan sekitarnya (maps.google.com) ........................................................................... 77 Gambar 1 Konfigurasi akifer tertekan dan muka airtanah pada sumur (Kruseman dan de Ridder, 1994) ................................................. 80 Gambar 2 Konfigurasi akifer tak tertekan dan muka airtanah (Kruseman dan de Ridder, 1994) ................................................. 81 Gambar 3 Konfigurasi akifer bocoran dan muka airtanah pada sumur (Kruseman dan de Ridder, 1994) ................................................. 82 Gambar 4 (a)Akifer homogen-isotropik (b) akifer homogenanisotropik ........................................................................................ 84 Gambar 5 (c) Akifer heterogen-anisotropik; (d) Akifer heterogenterkekarkan ....................................................................................... 85 Gambar 6 Penentuan tinggi muka air tanah (MAT) ................................... 87 Gambar 7 Penentuan Gradien Hidraulik Metoda Tiga Titik. ................... 88 Gambar 8 Peta kontur aliran airtanah bebas dan jaring airtanah (Freeze and Cherry, 1979) ........................................................................... 90 Gambar 9 Penampang aliran airtanah bebas dan jaring airtanah (Freeze and Cherry, 1979) ........................................................................... 91 Gambar 1 Hubungan temperatur udara dengan ketinggian ..................... 95 Gambar 2 Grafik Zonasi Temperatur mataair. ........................................... 96 Gambar 3 Diagram Eh-Ph (Fetter, 1992). .................................................... 98 Gambar 4 Diagram lingkaran analisis data kimia air. ............................... 102 Gambar 5 Contoh Diagram Piper, Stiff, dan Schoeller ........................... 104 Gambar 6 Diagram klasifikasi fasies anion-ation air tanah dalam persentasi ion utama. .................................................................... 106 9


Gambar 7 Pola pergeseran jumlah isotop 18 O dan D oleh beberapa proses yang menyertai pembentukannya ..................................110 Gambar 8 Pola distribusi harga isotop 18O dan D pada beberapa air hujan dan air panas di beberapa lokasi di dunia ......................110

*+,-+. -+345 Tabel 1 Berbagai bidang kajian dan contoh kajian bidang hidrogeologi (Puradimaja, 2006)............................................................................... 13 Tabel 1 Contoh tabel Penyajian Untuk Perhitungan Potensi Air tanah Meroda Hidrometeorologi ................................................................ 46 Tabel 2 Nilai-nilai Max solar Rad (IgA). ........................................................ 48 Tabel 3 Albedo-albedo penguapan untuk berbagai jenis daerah. ............ 49 Tabel 4 Berbagao nilai lengas tanah berdasarkan tekstur dan vegetasi . 51 Tabel 5 Kisaran tekstur infiltrasi berdasarkan poositas batuan (Todd, 1980) ...................................................................................................... 54 Tabel 2 Klasifikasi air tanah berdasarkan unsur terlarut .........................105 Tabel 3 Distribusi jumlah isotop alam hidrogen, oksigen, dan radioaktif karbon di dalam air (Freeze dan Cherry, 1979) ......................... 107 Tabel 4 Reaksi dan perubahan jumlah isotop yang terjadi......................109

10


26*75 8 %49*+:757+9 Pertanyaan mendasar (FAQ): Apa ilmu hidrogeologi itu? Bagaimana awalnya? • • Apa bedanya dengan hidrologi yang ada di Prodi Teknik Sipil/Teknik Lingkungan? • Mengapa kita harus mempelajari hidrogeologi? • Apakah air tanah hanya berkaitan dengan membuat sumur? • Belajar air tanah apakah hanya akan menjadi tukang bor sumur?

8;0&<")"= :>?)@(&@A@(> 8;B C"D"' %)" 0&<")"= • • •

•

Sejak zaman pra sejarah, masyarakat telah menggunakan mata air. Mereka belum mengetahui asal dari mata air, dan mengapa muncul di suatu tempat. Namun mereka telah mengetahui bahwa sumur dapat dibuat untuk mengeluarkan air tanah. Khususnya di tempat-tempat yang tidak memiliki mata air. Salah satu bentuk teknologi eksploitasi air tanah tertua: Qanat atau kanat , terdapat di Iran dan Mesir, Armenia. [Coba cari informasi mengenai hal ini]. Sebuah saluran sepanjang hingga 20 mil menembus bukit sampai kedalaman 120 m.

8;E C"D"' %&)#&'("="' •

Leonardo da Vinci (1452 - 1519) menerangkan konsep siklus hidrologi (diilhami oleh Filosofi Plato): bahwa terdapat uraturat bawah tanah (veins) yang mengalirkan air dari laut naik

11


•

•

ke pegunungan untuk kemudian mengalir kembali ke laut sebagai sungai.[Coba cari sketsa Leonardo da Vinci tersebut]. Orang pertama yang secara “benar” (kita gunakan hingga saat ini) menerangkan asal dari sungai dan mata air adalah seorang warga negara Perancis bernama Bernard Palissy (1510? 1590) Salah satu bentuk awal sumur dibuat di Zaman Pertengahan di Roma Italia.Sisa-sisa kebudayaan Romawi.Sedalam 8 m dengan dinding dilapisi kerakal dan kerikil, serta sejenis semen tertentu yang belum dikenali bahannya. Tinggi kolom air di dalam sumur ini sekitar 1 m.Biasanya ditutup di bagian atasnya dengan bangunan seperti monumen. Dikenal dengan nama “aquaduct”. coba [cari gambarnya di www.10000things.org.uk ].

8;F+G"? !&H8I J+K"A *")> :>?)@(&@A@(> !L"'#>#"#>MN • •

Diawali oleh seorang insinyur teknik sipil Perancis bernama Henry Darcy (1803 - 1858). Mengusulkan konsep hukum matematis yang mengendalikan aliran air tanah, dikenal sebagai Hukum Darcy [cari biografi singkatnya]. Hukum tersebut berasal dari eksperimennya yang o mengalirkan air di dalam tabung berisi pasir [cari gambarnya]. o Ia berpendapat bahwa aliran air merupakan fungsi dari: ! Distribusi tinggi tekanan (pressure head) di sepanjang tabung dan penampang luasnya. Sifat fisik dari media pasir di dalam tabung !

8;OC"D"' 2@?&)' •

Dimulai oleh C.V. Theis, seorang Amerika, pegawai U.S Geological Survey (USGS) yang telah mempublikasikan dua 12


artikel fundamental mengenai aliran air tanah [cari biografi singkatnya]: o Makalah tahun 1935: berisi persamaan yang menerangkan penurunan permukaan pisometrik dalam akuifer tertekan akibat pemompaan sumur. Makalah tahun 1938: mengenalkan pembentukan o kerucut penurunan air tanah regional yang mencerminkan terjadinya kesetimbangan dinamis akuifer.

8;P*&M>'>Q> 3&G&)"R" /Q#>A"= 0LDG&)?"S" +>) • • • • •

Hidrometeorologi: Ilmu yang mempelajari keterdapatan dan sifat fisik air atmosfer. Hidrologi: Ilmu yang mempelajari keterdapatan dan sifat fisik – hidrolik air permukaan. Hidrogeologi: Ilmu yang mempelajari keterdapatan, sifat fisik – hidrolik, dan perilaku airtanah (zona jenuh). Definisi dari beberapa bidang kajian ilmu yang berkaitan dengan sumber daya air ( water resources) adalah: Kajian sumberdaya air memerlukan integrasi studi air atmosfer, air permukaan, dan airtanah. Untuk itu diperlukan kerjasama antara ketiga bidang keahlian tersebut. Dalam perkembangannya ilmu hidrogeologi sering digunakan untuk memecahkan berbagai masalah. Beberapa contoh bidang kajian dan contoh kajiannya disajikan dalam tabel berikut ini.

Tabel 1Berbagai bidang kajian dan contoh kajian bidang hidrogeologi (Puradimaja, 2006) No

1

Bidang

Contoh Kajian

Eksplorasi airtanah untuk penyediaan air bersih di daerah kritis air

Penyediaan air bersih

13


No

Bidang

Contoh Kajian

2

Perencanaan wilayah

Survei potensi airtanah untuk penyediaan air bersih di kawasan binaan

3

Pencemaran airtanah

Pencemaran limbah industri, limbah pertanian, pencemaran alamiah

4

Masalah geologi teknik (bencana alam geologi)

Gerakan tanah, tanah longsor, penurunan permukaan tanah

5

Eksplorasi hidrokarbon

Studi hidrodinamika airtanah untuk melacak migrasi minyak

6

Eksplorasi endapan mineral

Alterasi Hidrotermal

7

Energi panas bumi

Studi sistem aliran airtanah di kawasan lapangan panas bumi

8

Intrusi air laut

Survei salinitas dalam airtanah di kota-kota pesisir

9

Dll yang masih terus berkembang

8;T !&>ADL"' :>?)@(&@A@(> ?>/-3 "#$%&'(&)&'# *(%+,-.-/ '-0+/'-/ $-%# !"#$ "& '(")*+#,+ $-%# .($+1-0-/'/2-3 2-#4+ #)*+ 5(&)&'# $-/ #)*+ "#$%&)&'# 67#* 89-)+-:# ;+%#.+)+*3 <=>
14


•

•

G#)-% #)*+ '(&)&'# 6(.:,%(:# .+-)#4-4#H?I G#)-% G(4%&)&'# $-/ G(4%&'%-H#I o J(/#: )#4&)&'# ! K#/(%-) ,(/2+:+//2! o G#)-% L4%+.4+% 5(&)&'#I G(%)-,#:-/ ! G-4-C-/ ! ! M#,-4-/ AB&0- '-*0-%.-/F ! G#)-% L4%-4#'%-H# $-/ L($#*(/4&)&'#I o 7(.:4+% $-/ :4%+.4+% 0-4+-/ ! ! N-'-#*-/- ,(/2(0-%-//2N-'-#*-/- '(&*(4%#/2! AO,- 2-/' $#*-.:+$ '(&*(4%#F ! G#)-% 5(&*&%H&)&'#I o ! N(/4-/' -)-* G%&:(:P,%&:(: $# ,(%*+.--/I (/$&'(/3 ! (.:&'(/ ! ;(/$-)#/2- 4(%C-$-, -#% ! AO,- #4+ ,%&:(: (.:&'(/ $-/ (/$&'(/F G#)-% #)*+ C#$%&)&'# 6(.:,%(:# .+-/4#4-4#H?I o G#)-% K(.-/#.- Q)+#$-I O)#%-/ H)+#$! 5-2-P'-2- 2-/' *(/2(%4-#/2! G#)-% "#$%-+)#.-I o O)#%-/ H)+#$- $-)-* *($#! G#)-% K(4(&%&)&'# $-/ ;)#*-4&)&'#I o ! L#%.+)-:# -#% $# -4*&:H(% ! G&)- 1+-1- $-/ #.)#* Q(/&*(/- 4%-/:,&%4 6:(:+-4+ 2-/' -$- $-)-* -)#% o $-/ #.+4 *(/'-)#%?I ! -)#%-/ *+)4#H-:-)#%-/ H)+#$- ,-/-: ! -)#%-/ H)+#$- 4(.-/-/ 4#/''# !

15


! !

-)#%-/ H)+#$- .&/:(/4%-:# 4#/''# A-,-.-C H-:- #4+RF

8;U -"'#"'("' ?"' -)&'? /ADL :>?)@(&@A@(> 7-/4-/'-/ >= 4-C+/ .( $(,-/ $# S/$&/(:#- $-/ $+/#- *(/1-.+, 6G+%-$#*-T-3 <==U?I • G(/2($#--/ :+,)-# -#% 0(%:#CI o ,(%.&4--/3 4(,# ,-/4-#3 $-/ o .-V-:-/ :+)#4 -#% )-#//2- A1&0- :(0+4.-/F o G%&4(.:# .+-/4#4-: $-/ .+-)#4-: -#% 4-/-C • N+-4-/3 %(.-2-:o 7(./&)&'# ,(*+%/#-/ -#% o O#% K#/+* $-)-* ;(*-:-/ 6OK$;? o AO,- #4+ OKW;R B&0- 1-%# $# ! :+,(%*-%.(43 )#C-4 .&*,&:#:# .#*#- -#% .(*-:-/F ;&/4-*#/-:# -#% 4-/-CI • .-V-:-/ ,(%.&4--/3 ,-$-4 ,(/$+$+.3 ,-$-4 o #/$+:4%# 0-'-#*-/- *(/'#$(/4#H#.-:#/2o 0-'-#*-/- :&)+:#/2o G(%*-:-)-C-/ ,-$- 4(./&)&'# 0-/'+/-/3 ,(%4-*0-/'-/3 $))I • Q-:#)#4-: +*+*3 H-:#)#4-: .C+:+: o o N(/1-/- -)-* 6M&/':&%3 '(*,-3 :V())#/' 1)-2 $))? 7(./#. ,(/#%#:-/D,(/+%+/-/ *+.- -#% 4-/-C o 6$('%&+/$V-4(%#/'?3 $))@ 8.:,)&%-:#I • 8/(%'# -)4(%/-4#H 6 -".* !+# /+01.(+ 23456 o "2$%&$2/-*#1 4%-, $-)-* (.:,)&%-:# *#'-:3 $)) o o A1-%# 4-C+ -,- #4+ BNK $-/ C2$%&$2/-*#1 4%-,RF

16


*+,-+. %70-+!+ Tim Evaluasi Kurikulum, 2012, Dokumen Evaluasi Kurikulum Prodi S1 Teknik Geologi. Puradimaja, D.J., 2006, Hidrogeologi Kawasan Gunung Api dan Karst, Orasi Ilmiah Guru Besar ITB.

Pustaka online

www.10000things.org.uk , diakses April 2012 www.hydrogeology.info, diakses April 2012

17


26*75 B 0/!570 :/*.6561/ Pertanyaan mendasar (FAQ): Apakah siklus hidrologi? • • Komponen apa saja yang ada di dalamnya? Bagaimana cara menghitungnya? • • Di manakan posisi air tanah dalam siklus tersebut?

B;8 %&'?"=LAL"' •

Jumlah air di dunia:

Gambar 1 Perhitungan jumlah air di dunia ( http://hydro.cee.illinois.edu/, 2006)

18


• •

•

Siklus hidrologi atau siklus air meteorik Proses-proses utama: o Presipitasi (hujan) o Evaporasi (penguapan) Infiltrasi (peresapan) o Run off (Aliran permukaan) o Ilmu yang mempelajari: meteorologi/hidrometeorologi o Cabang ilmu yang mempelajari siklus hidrologi, neraca air, dan statistik hujan serta banjir (Puradimaja, 2006) [Coba cari definisi lainnya] o

Gambar 2Gambaran skematik siklus hidrologi (Bier, 1978) •

Iklim Tropis: o o o o

Curah hujan tinggi[berapa mm batasannya?] Penyinaran matahari sepanjang waktu[berapa jam?] Proses pelapukan intensif [seberapa cepat?] [Posisi lintang dan bujur?]

19


B;B 3"#"Q V&WL'("' :>?)@A@(> • •

•

Siklus hidrologi dihitung dalam bentuk neraca kesetimbangan air (water balance ) Batasan wilayah perhitungan ditentukan oleh batas cekungan topografi/daerah tangkapan ( catchment area )/daerah aliran sungai (DAS) Dibatasi garis pemisah air ( water divide line ) [bagaimana cara menariknya?]

•

Gambar 3 Ilustrasi daerah aliran sungai (Mandel dan Shiftan, 1981)

[Untuk latihan, lihat lampiran di halaman akhir. Coba tarik batas DAS yang ada di peta tersebut].

B;E :L<"' • • • • • •

Bahan baku dalam perhitungan neraca air Tiga mekanisme: Konveksi: udara panas naik-kondensasi-hujan Siklon (frontal): udara panas bertemu udara dinginkondensasi-hujan Orographic: udara panas naik ke daerah pegunungankondensasi-hujan. [coba gambarkan mekanismenya] 20


Isi dengan sketsa anda sendiri (tambahkan referensi bila perlu)

Gambar 4 Ilustrasi mekanisme terjadinya hujan

21


B;E +>) -"'"= XQ +>) 3"K"= -"'"= • • • •

Permukaan vs bawah permukaan Air tanah vs air bawah tanah Zona jenuh vs zona tidak jenuh [apakah air yang diserap tumbuhan sama dengan air yang diambil di sumur?]

Air bawah tanah (subsurface water)

Gambar 5Skema distribusi air di bawah permukaan. Perhatikan perbedaan antara air bawah tanah (sub surface water) dan airtanah (groundwater) (Todd, 1984)

22


B;E34.3+1+/ Y49/0 +/. */ 3+Z+: %4.27!++9 • • • • • •

Air Juvenil: pembekuan larutan magma Air Meteorik : air yang berada dalam siklus hidrologi (air hujan) Air Konat: air yang terperangkap dalam proses pembentukan batuan Air Metamorfik : air dari proses rekristalisasi mineral Air Magmatik : air dari proses pembekuan larutan magma [proses apa yang terjadi dalam urat/vein yang terisi mineral]

B;F C69+ Y497: [0 C69+ -/*+! Y497: • •

• •

Zona jenuh: berada pada lapisan akuifer, ditandai muka air tanah dan lapisan kedap air di bagian bawah, disebut air tanah. Zona tidak jenuh: berada di atas lapisan akuifer, kontak dengan permukaan, tempat proses imbuhan ( recharge ), disebut air pori/perikuler/perkolasi. [apakah ini termasuk air tanah?] [apa itu zona kapiler/ capillary fringe ?] [apa itu soil moisture ?]

23


Gambar 6 Profil zona jenuh dan tak jenuh ( http://hydro.cee.illinois.edu/)

B;O .45+0/ +/. -+9+: *+9 +/. %4.27!++9 • • • • •

Air tanah mengisi air permukaan Muka air tanah lebih tinggi dibanding air permukaan Muncul dalam bentuk mata air dan rembesan Effluent stream: dari sisi air tanah yang keluar Gaining stream: dari sisi air permukaan yang mendapat input

24


Gambar 7 Sketsa air tanah mengisi air permukaan (effluent stream/gaining stream) (Freeze dan Cherry, 1979)

• • • • •

Air permukaan mengisi air tanah Muka air tanah lebih rendah dibanding air permukaan Zona imbuhan/akumulasi imbuhan ( recharge mound ) Influent stream : dari sisi air tanah yang mendapat input Losing stream : dari sisi air permukaan yang kehilangan air

25


Gambar 8 Sketsa air permukaan yang mengisi tanah (influent stream/losing stream) (Freeze dan Cherry, 1979)

26


(Citra dari Google Earth)

27


(Citra dari Google Earth)

28


*+,-+. %70-+!+ Bier, 1978, Hydraulics of Groundwater, Mc Graw & Hill, United States of America. Freeze, R. Allan., and John A. Cherry. Groundwater. Englewood Cliffs, NJ: Prentice-Hall, 1979. Print. Mandel, S., and Z. L. Shiftan. Groundwater Resources: Investigation and Development. New York: Academic, 1981. Print. Todd, D.K., 1984, Groundwater Hydrology, 2nd ed, John Willey & Sons, New York USA. Puradimaja, D.J., 2006, Hidrogeologi Kawasan Gunung Api dan Karst, Orasi Ilmiah Guru Besar ITB. Pustaka online:

http://hydro.cee.illinois.edu/, Situs Hidrogeologi, University of Illinois at Urbana Champagne, diakses Juli 2012. maps.google.com, database peta Google, diakses Juli 2012.

29


E; 94.+V+ +/. Pertanyaan mendasar (FAQ): 1. Apa saja komponen neraca air? 2. Di manakah posisi air tanah dalam perhitungan neraca air? 3. Persamaan apa saja yang digunakan dalam perhitungan neraca air?

E;8 -46./ *+0+. •

•

Terbatasnya jumlah air di alam yang dapat dimanfaatkan secara langsung memacu manusia untuk memenuhi kebutuhan pokoknya itu dengan berbagai cara. Suatu sistem yang menggambarkan hubungan antara inflow (aliran masuk) dengan outflow (aliran keluar) pada suatu wilayah selam periode tertentu disebut Water Balance (neraca air). "#$%&'($)*%+($'+&)

,$+)-$..

/0(-$12 *'&($32

8&'$. (0) &-7)-+.'($*+

4(&0)56$'2(

4(&0)56$'2(

*'&($32

(0) &--

Gambar 9 Skema neraca air (Mock, 1973)

30


•

•

•

Jumlah aliran air masuk yang berasal dari curah hujan yang tertampung pada catchment area (daerah tangkapan hujan) dimanfaatkan oleh kehidupan yang ada, sebagian menguap kembali sebagai evapotranspirasi. Sebagian yang lain meresap ke dalam tanah sebagai infiltrasi dan perkolasi air tanah. Bagian lain yang mengalir di permukaan tanah yang dikenal dengan surface run off merupakan aliran keluar di sungai-sungai. Perhitungan neraca air ini juga diperlukan sebagai alat untuk menghitung neraca suplai dan kebutuhan air di suatu wilayah binaan. Perkiraan neraca air suatu wilayah haruslah memperhatikan beberapa faktor utama seperti parameter meteorologi, kondisi tanah dan topografi, kehidupan yang ada serta pola-pola aliran sungai dalam suatu daerah tangkapan air.

E;B *+-+ *+9 07234. *+-+ •

•

•

•

Data utama yang digunakan adalah data klimatologi 10 tahun terakhir, terdiri dari: temperatur (T), kelembaban (RH), radiasi penyinaran matahari, kecepatan angin (W2) dan curah hujan (CH). Data ini didapat dari stasiun klimatologi terdekat dari lokasi atau instansi terdekat yang juga melakukan pengukuran unsur-unsur klimatologi. Selain data klimatologi, juga diperlukan data penunjang yaitu, faktor infiltrasi (I), soil moisture, dan koefisien aliran air tanah. Data didapat melalui tabel yang telah tersedia dan ditentukan berdasarkan keadaan geologi dan tutupan lahan dari lokasi penelitian yang telah diketahui sebelumnya. [bagaimana bila data tidak lengkap?]

31


E;E 24-6*+ %49165+:+9 *+-+ •

•

•

Metoda perhitungan yang digunakan adalah metoda F.J. Mock (1973). Metoda F. J. Mock merupakan metoda perhitungan dengan asumsi bahwa semua air hujan dapat mengisi air tanah dengan penggunaan utamanya untuk memenuhi kebutuhan evapotranspirasi dan kelebihan air akan mengisi cadangan air tanah. Jika simpanan air tanah telah mencapai batas maksimal, kelebihan air dianggap surplus sehingga terjadi perkolasi dan aliran ke samping (aliran air tanah). Data input yang digunakan adalah potensial evapotranspirasi dan klimatologi harian. Harga potensial evapotranspirasi dihitung terlebih dahulu dengan menggunakan metoda Penman (1963). Data tambahan berupa kapasitas penyusutan air tanah, soil moisture, kapasitas infiltrasi. Seandainya data klimatologi yang ada tidak lengkap, maka sebelumnya harus dilakukan metoda pengisian data kosong terlebih dahulu. Output yang diperoleh berupa informasi simpanan air tanah, water surplus, direct run off (aliran permukaan yang disebabkan oleh air hujan), base flow (aliran air tanah), maupun run off (jumlah antara base flow dan direct run off).

32


Gambar 10 Skema Metode Perhitungan Evapotranspirasi (Penman, 1963)

E;F %.604*7. %4.:/-791+9 Z+-4. 3+5+9V4 E;F;8 .>'(W"Q"' Ringkasan langkah-langkah perhitungan water balance adalah sebagai berikut: 1. Data-data klimatologi yang ada dirata-ratakan per bulannya dalam 10 tahun terakhir. Seandainya data klimatologi yang ada tidak lengkap, maka sebelumnya harus dilakukan metoda pengisian data kosong terlebih dahulu. 2. Menyamakan satuan-satuan. 3. Mengkoreksi kecepatan angin pada ketinggian 2 meter dengan menggunakan persamaan: Vh / V 10 = 0.233 + 0.656 log 10 (h + 4.75)

33


4. 5.

6.

7.

8. 9.

10.

11.

12.

13.

14.

15.

Mencari nilai tekanan uap jenuh pada suhu rata-rata (ea) dengan menggunakan tabel. Menghitung nilai tekanan uap aktual (e d) dengan menggunakan persamaan: ed = RH x e a Menghitung nilai evaporasi (Ea) dengan menggunakan persamaan: Ea = 0.35 (ea-ed) (k + 0.01W 2) Menentukan solar radiasi pada permukaan horizontal di atas atmosfer dengan interpolasi data dari tabel hubungan lintang dan radiasi matahari. Menentukan albedo (r), dengan mengunakan tabel nilai albedo. Menentukan nilai radiasi black body pada temperatur udara (!T4) dengan menggunakan tabel hubungan antara suhu udara dengan blackbody radiation dan tekanan air uap jenuh. Mencari nilai H dengan menggunakan persamaan: H = R (1-r) (0.18 + 0.55 S) – !T4 (0.56-0.092 " ed) (0.1 + 0.9 S) Menentukan kemiringan kurva tekanan uap air jenuh pada suhu udara (A) dengan menggunakan tabel tekanan uap air jenuh pada suhu udara rata-rata. Menghitung nilai potensial evaporasi (Ep) dengan menggunakan persamaan: Ep = (A.H + 0.27 x Ea) / (A + 0.27) Menentukan harga soil moisture (kelengasan tanah) dengan menggunakan tabel pendugaan lengas tanah berdasarkan tekstur tanah dan vegetasi atau dengan melakukan pengukuran langsung di lapangan. Menghitung harga water surplus (Ws) dengan menggunakan persamaan: Ws = CH – El Menentukan nilai faktor infiltrasi (k) porositas jenis tanah (lihat tabel porositas pada batuan endapan). 34


16. Menghitung nilai Infiltrasi (I) dengan menggunakan persamaan: I = k x Ws 17. Menentukan nilai konstanta potensial Ground Water Storage (K), dengan membandingkan debit air pada musim kering dengan permulaan musim basah. 18. Menghitung harga storage volume (Vn) dengan menggunakan persamaan: Vn = K x V n-1 + ! (1 + K) I n 19. Menghitung nilai Base flow (B n) dengan menggunakan persamaan: Bn = I n – (V n -V n-1) 20. Menghitung nilai direcT run off (DRO) dengan mengunnakan persamaan: DRO = Ws – I n 21. Menghitung nilai run off (Q n) dengan menggunakan persamaan: Qn = DRO + B n

E;F;B *&#">A • •

Dalam bab ini akan diilustrasikan perhitungan potensi air tanah dengan metode neraca air. Siklus Hidrologi adalah suksesi tahapan-tahapan yang dilalui oleh air dari atmosfer bumi dan kembali lagi ke atmosfer: evaporasi merupakan penguapan air dari tanah maupun tubuh air yang ada contoh sungai, laut, danau dan lain-lain.

35


Gambar 11Siklus Hidrometeorologi (Seyhan, 1990) •

•

Kondensasi adalah proses pembentukan awan. Presipitasi adalah proses pengembunan air dari awan yang dikenal sebagai hujan atau salju. Setelah tahapan kondensasi kembali berlangsung proses evaporasi sebagai suatu siklus. Presipitasi: Proses mengembunnya uap air menjadi segala bentuk (salju, hujanbatu es, hujan, dan lain-lain) di atmosfer yang kemudian jatuh ke atas vegetasi, batuan, permukaan tanah, permukaan air, dan saluran-saluran sungai. Presipitasi saluran: Presipitasi yang kemudian menjadi " saluran sungai. " Intersepsi: Proses penangkapan air oleh vegetasi yang jatuh akibat presipitasi.

36


" "

" " "

"

"

"

•

Catatan : Setelah diintersepsi oleh vegetasi, yang kemudian bertranspirasi dan/atau mencapai permukaan tanah dengan menetes atau sebagai aliran batang (melalui batang pohon). Dalam suatu kurun waktu akan secara langsung jatuh pada tanah (through fall ), khususnya pada kasus hujan dengan intensitas yang sangat tinggi dan lama. Evaporasi: Proses menguap air dari daratan , lautan , sungai, dan danau ke udara Infiltrasi: Proses masuknya air dari permukaan ke dalam tanah pada zona air tanah tidak jenuh (Unsaturated Zone) Perkolasi: Proses masuknya air dari zona air tanah tidak jenuh ke zona air tanah jenuh. Transpirasi: Proses menguapnya air dari vegetasi. Detensi Permukaan: Suatu selaput air yang tipis pada permukaan tanah setelah bagian presipitasi yang pertama membasahi permukaan tanah dan berinfilitrasi. Limpasan Permukaan: Proses selanjutnya dari detensi permukaan, dimana aliran (surface Run off ) lebih besar. Cadangan Depresi: Air yang disimpan dalam mangkok depresi pemukaan yang diperoleh dari Surface Run off . Evapotranspirasi: Proses gabungan dari Evaporasi dan Transpirasi.

Analisa Water Balance adalah suatu kajian keseimbangan air yang menghitung kelebihan air (water surplus) berdasarkan Curah Hujan dan Limited Evapotranspirasi . Analisa Water Balance biasanya dilakukan dalam satu bulan tertentu. Keseimbangan air menyatakan bahwa jumlah air yang masuk (diimplementasikan sebagai Curah Hujan) sama dengan jumlah air yang keluar (diimplementasikan dalam bentuk Limited Evapotranspirasi , Soil Moisture , dan Water Surplus ). 37


•

•

•

•

•

•

Analisa Analisa Water Balance bertujuan untuk menghitung potensi air di suatu daerah berdasarkan data-data klimatologi, seperti Curah Hujan, Temperatur Udara, Lama Penyinaran Matahari, Kelembaban Udara, Kecepatan Angin, dan lain-lain. Sebelum dilakukan perhitungan Water Balance , terlebih dahulu dilakukan perhitungan potensial Limited Evapotranspirasi dengan Metoda Pen Mann sebagai salah satu metoda. Dalam praktikum ini metode yang digunakan adalah metode F. J. Mock. Jumlah air yang terdapat di alam adalah tetap dan terdistribusi tidak merata setiap daerah. Banyaknya air yang masuk (in flow) dengan air yang keluar (out flow) biasanya dinyatakan dalam kesetimbangan air (Water Balance). Kesetimbangan ini bisa dihitung dengan persamaan F.J. Mock yang didasarkan atas perhitungan nilai limited evapotranspirasi dan presipitasi. Penentuan besar potensi air tanah menggunakan persamaan sebagai berikut: Qat = T x dh/dl x F Qat : besarnya aliran air tanah (m 3/hari) T : koefisien transmisivitas kelulusan akifer (m 2/ hari), didapat dari uji pompa dh/dl : gradien hidrolik F : lebar daerah aliran (m) Untuk penentuan potensi air tanahdiperlukan batasan daerah, yaitu dengan menarik batas luas daerah aliran sungai (DAS).[apakah DAS itu? Dan coba lihat latihan pada bagian akhir] Menurut Lindsley (1993) seluruh aliran air tanah dalam suatu DAS yang besar akan keluar di sungai sebagai baseflow bersama-sama dengan air limpasan permukaan ( surface runoff ). Persamaan berikut digunakanuntuk menghitung potensi airtanah dalam suatu DAS: S = CH – (BF + RO + Eto) #S : banyaknya curah hujan yang mengisi cadangan air tanah CH : curah hujan 38


BF Ro Eto

: aliran dasar sungai / debit minimum (base flow) : surface run off (limpasan air permukaan) : evapotranspirasi

+; VL)"= :L<"' JV:N ?"' /WA>D •

•

•

•

•

Jumlah curah hujan yang jatuh, biasanya diukur dalam mm atau inci.Beberapa pengertian perhitungan curah hujan : o Curah hujan harian rata-rata adalah jumlah curah hujan dalam 1 (satu) bulan dibagi banyaknya hari dalam 1 (satu) bulan. o Curah hujan bulanan rata-rata adalah jumlah curah hujan dalam 1 (satu) tahun dibagi 12. o Curah hujan tahunan adalah jumlah curah hujan per bulan dalam tahun tertentu. Perhitungan Curah Hujan Wilayah. Ada beberapa metode, yaitu: Thiessen Poligon, Rata-rata Aritmetik, dll.Alat pengukur curah hujan terdiri dari beberapa tipe (lihat gambar berikut). Ada beberapa klasifikasi iklim yang dikembangkan di Indonesia, antara lain: o Metode Koppen: berdasarkan parameter temperatur. o Metode Smith Ferguson: berdasarkan parameter curah hujan. o Metode Oldeman: berdasarkan parameter curah hujan untuk kebutuhan pertanian. Kriteria curah hujan bulanan menurut Mohr and Baren (1954): Bulan basah: curah hujan bulanan lebih besar daripada 100 o mm. Bulan kering: curah hujan bulanan kurang dari 60 mm. o Bulan transisi: curah hujan bulanan antara 60-100 mm. o Sedangkan kriteria curah hujan bulanan berdasarkan kebutuhan tanaman akan air (Oldeman and Frere, 1982) : o Bulan basah: curah hujan bulanan > 200 mm. Bulan kering: curah hujan bulanan < 200 mm. o

39


Gambar 12Berbagaipenakar hujan (www.usgs.gov)

40


Gambar 13 Grafik hasil pengukuran penakar hujan (www.usgs.gov) •

Penentuan curah hujan andalan di suatu daerah dapat dihitung berdasarkan kepada kejadian hujan dengan probabilitas 80% (R 80) dengan: 41


R80= (n/5) +1

n R80 •

= banyaknya data hujan = ranking curah hujan dengan peluang 80%

Perhitungan urutan kejadian dimulai dari data curah hujan terkecil. Sedangkan perhitungan curah hujan efektif (CHE) menggunakan persamaan: CHE = 70% x R 80

•

Setelah mengetahui nilai curah hujan andalan dan efektif, maka untuk mendapatkan nilai curah hujan rata-rata dapat dilakukan dengan tiga metoda, yaitu:

A.1 CH rata-rata dengan Metoda Aritmetik

Metoda ini merupakan metoda yang paling sederhana untuk memperoleh curah hujan rata-rata yaitu dengan menjumlahkan curah hujan dari masing-masing stasiun pengamatan dan membaginya dengan jumlah stasiun pada daerah pengamatan secara aritmetik. [Lihat gambar di bawah ini, ubah satuannya dalam cm].

42


Gambar 14 Ilustrasi perhitungan CH rata-rata dengan Metode Aritmatik •

Metoda ini menghasilkan perkiraan yang baik di daerah datar, dengan catatan alat-alat ukurnya ditempatkan tersebar merata dan masing-masing tangkapannya nilai curah hujan tidak bervariasi terlalu banyak dari nilai rata-ratanya.

A.2 CH rata-rata dengan MetodaPolygon Thiessen •

Metoda ini berusaha untuk mengimbangi tidak meratanya distribusi alat ukur dengan menyediakan suatu faktor pembobot (weighting factor ) bagi masing-masing stasiun. Stasiun-stasiunnya diplot pada suatu peta, dan tarik garis yang menghubungkan stasiun-stasiun tersebut (lihat gambar berikut).

43


Gambar 15 Ilustrasi perhitungan CH rata-rata dengan Metoda Polygon Thiessen •

• •

•

Garis-garis bagi tegak lurus dari garis penghubung ini membentuk poligon-poligon di sekitar masing-masing stasiun. Sisi-sisi setiap poligon merupakan batas luar aktif yang diasumsikan untuk stasiun yang bersangkutan. Luas masing-masing poligon dinyatakan sebagai persentase dari luas total. Curah hujan rata-rata untuk seluruh luas dihitung dengan mengalikan hujan pada masing-masing stasiun dengan persentase luasnya dan menjumlahkannya. Metoda ini menganggap variasi hujan linear atau mengabaikan pengaruh-pengaruh orografis.

A.2 CH rata-rata dengan Metoda Isohi et •

Metoda ini merupakan metoda yang paling akurat dalam merataratakan hujan pada suatu daerah. Lokasi stasiun dan besarnya curah hujan diplot pada peta yang sesuai dan kontur untuk hujan yang sama (isohiet) kemudian digambar berdasarkan data tersebut (lihat gambar berikut).

44


Gambar 16 Ilustrasi perhitungan CH rata-rata dengan Metoda Isohiet •

Hujan rata-rata suatu daerah dihitung dengan mengalikan hujan rata-rata antara isohiet yang berdekatan (biasanya diambil sebagai rata-rata dari dua nilai isohiet) dengan luas antara isohiet, menjumlahkan hasilnya dan membaginya dengan luas total. Dalam membuat suatu peta isohiet, para analis bisa menggunakan semua pengetahuannya tentang pengaruh-pengaruh orografis dan morfologi hujan Dalam hal ini peta tersebut akhirnya harus memberikan suatu pola hujan yang realistis.

45


Tabel 2 Contoh tabel Penyajian Untuk Perhitungan Potensi Air tanah Meroda Hidrometeorologi No

3LA"'

4#@JD DN

CH (m m)

3, JDDN

Ro( mm)

S( mm )

S(% CH)

Volum e (m3)

1 2 3 ….. 12 Potensi pertahun (m 3/tahun)

3; !"#$ &'() J3,N Penentuan aliran dasar permukaan menggunakan persamaan: !"

!

!!"# !"#"!!"#" !"#$

!"#

Qmin = debit sungai minimum

V; *+,-".$ /+0(-- J.@N Penentuan surface runoff (Ro) ataulimpasan permukaan menggunakan persamaan: !"

!

!!"#$%& !"#"!!"#" ! !!"# !"#"!!"#"

Qnormal rata-rata

!"#$

!"#

= debit aliran sungai pada suatu DAS yang diambil rata-ratanya dari beberapa sungai dalam keadaan normal

46


Qmin rata-rata

= rata-rata debit yang paling kecil dari beberapa sungai

*; 4X"R@#)"'QR>)"Q> J4#@N •

Ada beberapa metoda dalam penentuan evapotranspirasi ini: Metoda Blaney Criddle o ! !

Dengan:

c: koefisien tanaman bulanan P: rata-rata persentase jumlah jam siang hari dalam sehari • T: rata-rata temperature harian (Tmaks+Tmin)/2 Metoda Thornthwaite • •

o

! !

o

T: Suhu rata-rata bulanan ( oC) ! I: Indeks panas tahunan : 0,49 + 0,0179 I – 0,0000771 I2 + ! 0,000000675 I3 Metoda Penman Pe=[{[ IgA * (1-a) (0.18 + 0.62 S) ]-[ T 4* (0.560.08 e1/2) (0.1 + 0.9 S) ]}* [ (1/59) * (("/ )/(1+"/ ))] ]+[[(0.26/(1+"/ ))*(ewe)*(1+0.4V)]] Catatan

Pe

IgA

:Perhitungan evapotranspirasi diatas dilakukan untuk 1 (satu) hari dan pada stasiun tertentu (bukan untuk luas wilayah tertentu yang ada stasiunnya). = Potensial evapotranspirasi (mm/hari), dihitung rata-rata per hari dalam satu bulan tertentu = Maksimum Radiasi Matahari (cal/cm 2), dihitung rata-rata untuk satu bulan

47


tertentu, nilainya bergantung kepada posisi astronomis dan dianggap konstan untuk bulan yang sama untuk tahun-tahun yang berbeda. Sebagai contoh untuk stasiun Lembang nilainya adalah seperti pada table berikut ini. Tabel 3Nilai-nilai Max solar Rad (IgA). Besaran

IgA (cal/cm2) Jul 788.26

Jan

Fe b

Mar

Apr

Mei

Jun

881.92

888.9

884.3

888.7

790.38

769.1

Ags 823.82

Sept 873.73

Okt 880.07

Nop 872.67

Des 857.52

Catatan : nilai diatas bisa dipakai untuk perhitungan stasiun Lembang.

a

S

T E ew V

= Koefisien Albedo penguapan akibat pantulan permukaan, konstanta karakteristik suatu daerah = Penyinaran Matahari (%), rata-rata per hari dalam satu bulan tertentu = Konstanta Stefan Boltzmann = 1.1825 * 10-7 cal/cm 2/hari/°K = Temperatur udara (°K), dihitung rata-rata dalam satu bulan tertentu = Tekanan uap air rata-rata dalam satu bulan tertentu (milibar) = Tekanan uap air jenuh/maksimum ratarata dalam satu bulan tertentu (milibar) = Kecepatan angin rata-rata selama satu bulan tertentu (mil/hari)

Keterangan :

48


• •

•

Yang dicari adalah Pe (Potensial Evapotranspirasi). IgA, S, T diperoleh dari tabel data-data Stasiun Meteorologi terdekat dari daerah yang dianalisa. a untuk penguapan permukaan sangat bergantung pada tutupan lahan permukaan lokasi pengamatan yang besarnya dapat diperkirakan seperti pada table berikut.

Tabel 4Albedo-albedo penguapan untuk berbagai jenis daerah. Lokasi Daerah Hutan Daerah Batu Daerah Tumbuhan Hijau Daerah Semak Daerah Pasir

= ew* Kelembaban Nisbi, dimana Kelembaban Nisbi dinyatakan dalam %. • ew, T4, (1/59) * (("/ )/(1+"/ )),dan 0.26/(1+"/ ) diperoleh dari tabel-tabel baku pada lampiran. • Besaran-besaran diatas semuanya dihitung rata-rata per hari dalam satu bulan tertentu. • Interpolasi perlu dilakukan jika daerah penelitian diantara daerah-daearah yang disebutkan dalam tabel diatas, misal Daerah Bangunan (identik dengan Daerah Batu) dan Daerah Tumbuhan Hijau, maka albedo (a) daerah tersebut : a = (albedo untuk Daerah Bangunan +albedo untuk Daerah Tumbuhan Hijau) / 2 •

e

Nilai a 0.11 0.16 0.20 0.24 0.26

49


= (0.16 + 0.12 ) / 2 = 0.18. Potensial Evapotranspirasi (Pe) yang dihitung ini adalah potensial evapotranspirasi rata-rata harian dalam satu bulan tertentu, sehingga untuk bulanan dikalikan dengan banyaknya hari dalam setiap bulannya. Potensial Evapotranspirasi mengasumsikan bahwa air selalu tersedia cukup di alam, tetapi kenyataannya di alam tidak begitu, sehingga perlu dihitung Evapotranspirasi Minimal, yang memperhitungkan waktu tidak terjadi hujan. Evapotranspirasi Minimal disebut juga sebagai Evapotranspirasi Terbatas (Limited Evapotranspirasi ).Persamaannya adalah sebagai berikut : E = Ep * m * (30-n)/30 Et = Ep – E, E = Perbedaan antara Ep dan Et (mm/bln) Ep = Potensial Evapotranspirasi (mm/bln) Et = Limited Evapotranspirasi (mm/bln) n = Jumlah hari hujan tiap bulan m = Perkiraan permukaan yang tidak tertutup tanaman Catatan : perhitungan Et (Limited Evapotranspirasi) ini untuk stasiun tertentu (bukan untuk luas wilayah tertentu yang ada stasiunnya).

Nilai faktor m dapat diperkirakan melaui jenis musim dalam tiap bulannya, yaitu : Bulan Kering, didefinisikan memiliki < 5 hari hujan. 1. m = 0% untuk hutan belantara • • m = 0 –10 % untuk daerah tumbuhan hijau/perkebunan • m = 10-40 % untuk daerah erosi • m = 30 – 50 % untuk daerah persawahan • aerah pertokoan. m = 20% – 60% untuk d Bulan Peralihan, didefinisikan menjadi 5 – 8 hari hujan, nilai m 2. sama dengan musim kering. Bulan Basah, didefinisikan memiliki 8 hari hujan, nilai m berkisar 3. antara 10 – 20 %. 50


o

Dll [Sebutkan]

4; 0@>A 2@>Q#L)& J5&'("Q -"'"=N •

Nilai kelembaban tanah yang nilainya berubah-ubah, dipengaruhi oleh Curah Hujan dan nilai evapotranspirasi. Nilai Soil Moisture yang paling besar disebut Soil moisture maksimum, dikendalikan oleh kombinasi tekstur tanah dan jenis vegetasi (zona perakaran dll). Jadi Soil Moisture maksimum adalah harga tetapan tanah pada suatu daerah tertentu per meter persegi sampai lapisan impermeabel. Pendugaan nilai Soil Moisture maksimum dilakukan atas dasar kombinasi tekstur dan vegetasi itu seperti terlihat pada tabel berikut ini. Tabel 5 Berbagao nilai lengas tanah berdasarkan tekstur dan vegetasi

Tekstur Tanah Tumbuhan Berakar Dangkal Pasir halus Lempung berpasir halus Lempung liat Liat Tumbuhan Berakar Menengah Pasir halus Lempung berpasir halus Lempung berdebu Lempung liat Liat Tumbuhan Berakar Dalam Pasir halus Lempung berpasir halus Lempung berdebu Lempung liat Liat

Air tersedia

Zona Perakaran

Lengas Tanah

100 150 250 300

0.50 0.50 0.40 0.25

50 75 100 75

100 150 200 250 300

0.75 1.00 1.00 0.80 0.50

75 150 200 200 150

100 150 200 250 300

1.00 1.00 1.25 1.00 0.87

100 150 250 250 200

51


Tekstur Tanah Kebun Buah (Orchard) Pasir halus Lempung berpasir halus Lempung berdebu Lempung liat Liat Hutan Belantara Tertutup Pasir halus Lempung berpasir halus Lempung berdebu Lempung liat Liat

Air tersedia

Zona Perakaran

Lengas Tanah

100 150 200 250 300

1.50 1.67 1.50 1.00 0.67

150 250 300 250 200

100 150 200 250 300

2.50 2.00 2.00 1.60 1.17

250 300 400 400 250

,; Z"#&)0L)RALQ J!&A&G>="' ">)N •

•

•

•

Water Surplus biasanya dinyatakan dalam mm per bulan tertentu. Kelebihan air yang terukur dapat dihitung dari besarnya Curah Hujan dikurangi Limited Evapotranspirasi . Air hujan yang turun dipergunakan untuk memenuhi kebutuhan evapotranspirai. Bila Curah Hujan dikurangi Limited Evapotranspirasi bernilai negatif (-)# maka terjadi nilai Lengas Tanah berkurang dari harga maksimum. Bila Curah Hujan dikurangi Limited Evapotranspirasi bernilai positif (+)# maka terlebih dahulu mengisi kekurangan harga Soil Moisture hingga mencapai harga maksimum. Water Surplus terjadi bila kelebihan air setelah Soil Moisture telah maksimum dan kelebihan air ini yang merupakan Water Surplus . Kelebihan air ini merupakan gabungan antara air yang mengalir langsung ( Direct Run off) di permukaaandan air yang masuk ke dalam tanah (Infiltrasi). Perhitungan Base Flow, Direct Run Off Dan Run Off Perhitungan ini dilakukan untuk menghitung kandungan air pada suatu daerah tertentu. Kandungan air ini dinyatakan dalam Baseflow , Direct Run Off , dan Run Off . Dalam perhitungan awal, 52


biasanya satuan besaran-besaran ini adalah mm/thn atau mm/bln tertentu pada suatu blok tanah atau batuan dengan luas sebesar 1 m2 dengan tebal tanah/batuan yaitu dari permukaan sampai dasar zona jenuh (lapisan impermeabel) yang tebalnya tergantung pada daerah-daerah yang berbeda seperti pada gambar berikut ini.

Run Off n= DRO n + B Ws = DRO n + I n

n

Gambar 17Ilustrasi Model Hidrodinamika Air (Mock, 1973)

1; /'M>A#)"Q> •

Proses masuknya air hujan ke dalam permukaan tanah/batuan melalui gaya gravitasi dan kapiler (lihat ilustrasi diatas). Jumlah air yang masuk tersebut bergantung pada jenis atau macam tanah /batuan. Kemampuan untuk memasukkan air hujan ini dinyatakan dalam Infiltrasi (I). Sedangkan kapasitas untuk memasukkan air hujan ini dinyatakan sebagai Faktor Infiltrasi/Kapasitas Infiltrasi(k). Faktor yang mempengaruhi Kapasitas Infiltrasi antara lain : kondisi 53


permukaan tanah, struktur tanah, vegetasi, suhu tanah, dll. Kapasitas infiltrasi dapat didekati dengan mengetahui porositas suatu batuan/tanah. Besarnya nilai porositas yang telah diukur Morris dan Johnson terlihat pada tabel berikut ini. Nilai ini bisa dipakai untuk pendekatan Harga Kapasitas Infiltrasi. Tabel 6Kisaran tekstur infiltrasi berdasarkan poositas batuan (Todd, 1980) No .

Material

Porositas (%)

No.

Material

Porosi tas (%)

1.

Kerikil kasar

28

13

Batupasir kasar

45

2.

Kerikil sedang

32

14.

Loess

49

3.

Kerikil

34

15.

Peat

92

4.

Pasir kasar

39

16.

Schist

38

5.

Pasir menengah

39

17.

Batulumpur

35

6.

Pasir halus

43

18.

Batulempung

43

7.

Lumpur (silt)

46

19.

Shale

6

8.

Lempung (clay) Batupasir butir halus Batupasir sedang

42

22.

Tuff

41

33

23.

Basalt

17

37

24.

Gabro lapuk

43

11.

Batu kapur

30

25.

Granit lapuk

45

12.

Dolomit

26

9. 10.

•

Nilai infiltrasi dapat dihitung dengan persamaan: Infiltrasi (I n) = k * Water Surplusn •

k = Faktor Infiltrasi/Kapasitas Infiltrasi, dinyatakan dalam persen (%).

54


• •

•

Infiltrasi (I n) dinyatakan dalam mm, biasanya dalam per bulan tertentudalam luas 1 m 2. Water Surplus didapatkan dari perhitungan sendiri, dinyatakan juga dalam mm per bulan tertentu atau per tahun tertentu dalam luas 1 m 2. Indeks n menyatakan perhitungan dilakukan dalam bulan tertentu n.

:; [@ALD& 0>DR"' •

•

Volume Simpan adalah suatu kemampuan tanah/batuan untuk menyimpan sejumlah air dalam bulan tertentu dalam luas wilayah 1 m2. Volume simpan ini berada pada pori-pori atau celah-celah (rongga-rongga/ruangan-ruangan pada tanah/batuan). Harga volume simpan tidak dipengaruhi oleh infiltrasi saja, tetapi juga dipengaruhi oleh debit Run Off dan volume simpan bulan sebelumnya. Untuk menghitung volume simpan bulan ini (n) harus ditentukan lebih dahulu volume simpan sebelumnya (n-1) dengan cara tertentu. Volume Simpan (storage volume ) dipersamaankan : Vn = K * V Vn Vn-1 K

n-1 + ! *

(1 + K) * (I n)

=

Volume simpan bulan n (bulan sekarang), dinyatakan dalam mm per bulan tertentu. = Volume simpan bulan n-1 (bulan sebelumnya), dinyatakan dalam mm per bulan tertentu. = Koefisien aliran air tanah, harganya diasumsikan <1, tanpa dimensi, dapat ditentukan sebagai berikut: Kt = qt / q0

qt

=

Run off sesaat t, t dinyatakan dalam hari atau bulan ke-n (dengan anggapan harga konstan selama satu hari atau bulan).

55


q0

In

=

Run off pada saat t = 0, hari atau bulan sebelumnya (n-1). Run off ini direfleksikan sebagai debit sungai andalan (Base Flow). = Infiltrasi bulan n, dinyatakan dalam mm per bulan tertentu.

Cara menghitung V n-1 Solusi yang dipakai untuk menghitung V n-1 adalah mengasumsikan bahwa volume simpan Vn-1 bulan Januari sama dengan volume simpan Vn bulan Desember pada akhir tahun. Persamaan V n bulan Januari (V 1) adalah : V1 = C 12 / (1-K 12) C12 = 0.5*[ I 2 (K12 + K 11)+ I3 (K11 + K 10) + I4 (K10 + K 9) + I5 (K9 + K8) + . . . + I1 (K +1) ] V1 Cn Kn In

= Volume Simpan bulan Januari (mm). = koefisien bulan ke-n = K pangkat n, nilai K (Koefisien aliran air tanah) dianggap konstan untuk tiap bulannya. = Infiltrasi bulan ke-n (mm). Dengan persamaan diatas bisa ditentukan V 1 sehingga untuk bulan-bulan berikutnya bisa ditentukan V n –nya.

/; 3"Q& ,A@K •

Base Flow atau Aliran Dasar adalah jumlah air yang mengalir di dalam tanah/batuan setelah volume simpan (V n ) terpenuni. Base flow terjadi setelah Infiltrasi I n memenuhi Volume Simpan Vn. Sebagian Base flow akan mendistribusikan airnya sebagai aliran air tanah dalam zona jenuh (lihat ilustrasi diatas). Pada akhirnya Base Flow akan keluar sebagai aliran debit minimum (debit sungai andalan) pada sungai.Base Flow didapat dari: Bn = I n – (V n – V n-1) 56


Bn = Base Flow pada bulan n (sekarang), dinyatakan dalam mm per bulan atau per tahun.

12 34,$.5 /+0 6-•

Direct Run Off adalah total jumlah air yang mengalir di permukaan akibat kelebihan air hujan ( Water Surplus), baik dalam bentuk air sungai maupun aliran lapisan air permukaan tipis/detensi permukaan yang pada akhirnya mengalir ke sungai (lihat ilustrasi di atas).Direct Run Off didapat dari: DRO n= Water Surplus n– Infiltrasi

n

DROn = Direct Run Off bulan n (sekarang), dinyatakan dalam mm per bulan atau per tahun.

72 /+0 6-•

Run Off adalah total air yang mengalir pada suatu daerah baik di permukaan ataupun di bawah permukaan (akifer bebas) yang akan mengisi sungai (lihat ilustrasi diatas). Run Off d idapat dari: ROn = DRO n + B

•

n

ROn = Run Off bulan n (sekarang), dinyatakan dalam per bulan atau per tahun. Untuk mengetahui lebih lanjut banyaknya air yang tersedia di permukaan dapat dihitung dengan persamaan: Qn = RO n * A

Qn ROn A

=

jumlah air yang tersedia per bulan atau tahun tertentu, biasanya dalam meter 3/bulan = Run Off bulan n (sekarang), dinyatakan dalam meter/bulan = luas wilayah penelitian (meter 2) 57


Catatan : o Semua perhitungan besaran-besaran seperti : Water Surplus (Ws), Infiltrasi (I n), Volume Simpan (Vn), Base Flow (B n), Direct Run Off (DRO n), dan Run Off (R n) adalah berlaku untuk stasiun tertentu (bukan wilayah tertentu yang ada stasiun klimatologinya). Nilai-nilainya dihitung dalam satuan mm/tahun atau mm/bulan dalam luas wilayah 1 mm 2. o Untuk menghitung besaran-besaran di atas agar dapat berlaku untuk satu wilayah, maka harus dihitung curah hujan rata-rata setiap stasiun klimatologi pada suatu daerah tertentu, misalnya dengan Metode Theissen Poligon, Rata-rata Aritmetik, dll.

5+-/:+9 1.

Ubah perhitungan presipitasi rata-rata wilayah pada beberapa contoh di atas, dari satuan inci menjadi mm.

*+,-+. %70-+!+ Lindsley, 1993, Hidrologi for Engineer, McGraw Hill. Mock, F. J., 1973, Water Availability Appraisal: Report Prepared for the Land Capability Appraisal Project Bogor/Indonesia. Bogor: Food and Agriculture Organization of the United Nations, Print. Mohr, E. C. Jul., and F. A. Van Baren, 1954, Tropical Soils; a Critical Study of Soil Genesis as Related to Climate, Rock and Vegetation,. The Hague: W. Van Hoeve, Print. Oldeman, L. R., and M. Frère., 1982, A Study of the Agroclimatology of the Humid Tropics of South-East Asia. Geneva: Secretariat of the World Meteorological Organization, Print. 58


Penman, H.L., 1948, Natural evaporation from open water, bare soil and grass. Proc. Roy. Soc. London A(194), S. 120-145. Seyhan, E., 1977, Fundamentals of Hydrology, Geografisch Instituut der Rijksuniversiteit. Pustaka online www.usgs.gov, situs United States Geological Survey , diakses Juli 2012.

59


F;8 -/%6561/ 0/0-42 +!7/,4. Pertanyaan mendasar (FAQ): 4. Apakah tipologi akuifer itu dan bagaimana mengidentifikasi batasannya berdasarkan peta topografi? 5. Tipologi akuifer apa saja yang ada di Indonesia? 6. Dan bagaimana karakter umum serta karakter khususnya?

Pengertian mengenai geometri keterdapatan airtanah di bawah permukaan, merupakan hal yang mutlak diketahui. Dengan memahami geometri akifer, maka permasalahan mengenai karakteristrik dan sifat airtanah akan lebih mudah untuk dijelaskan. Pendekatan yang digunakan meliputi berbagai aspek kimia fisika di alam. Kondisi dan distribusi sistem akifer dalam sistem geologi dikontrol oleh faktor litologi, stratigrafi dan struktur dari endapan-endapan geologi. Litologi adalah penyusun secara fisik meliputi komposisi mineral, ukuran butir dan kemas dari endapan-endapan atau batuan yang membentuk sistem geologi. Stratigrafi menggambarkan kondisi geometri dan hubungan umur antar lapisan atau satuan batuan dalam sistem geologi. Sedangkan struktur geologi merupakan bentuk/sifat geometri dari sistem geologi yang diakibatkan deformasi yang terjadi setelah batuan terbentuk. Pada sedimen yang belum terkonsolidasi/kompak, kontrol yang berperan adalah litologi dan stratigrafi. Pengetahuan akan ketiga faktor di atas memberikan arahan kepada pemahaman karakteristik dan distribusi sistem akifer (Freeze dan Cherry, 1979). Kesamaan iklim dan kondisi geologi di suatu daerah akan memberikan kesamaan sistem airtanah. Kondisi ini akan berpengaruh terhadap karakter fisika dan kimia serta kualitas airtanah dalam sistem tersebut. Berdasarkan karakter tersebut, serta mengacu pada klasifikasi Mandel 61


dan Shiftan (1981) dan kondisi geografis serta morfologis keberadaan dan penyebaran airtanah di Indonesia, maka Puradimadja (1993) mengajukan 5 Tipologi Sistem Akifer untuk wilayah Indonesia, yaitu: 1) Tipologi Sistem Akifer Endapan Gunungapi, 2) Tipologi Sistem Akifer Endapan Aluvial, 3) Tipologi Sistem Akifer Batuan Sedimen, 4) Tipologi Sistem Akifer Batuan Kristalin dan Metamorf, 5) Tipologi Sistem Akifer Endapan Glasial.

F;B;8 ->R@A@(> 0>Q#&D +W>M&) 4'?"R"' 1L'L'("R> Secara morfologi, gunungapi (muda) terbagi atas 3 bagian. Sebagaimana terlihat pada Gambar I.6, yaitu daerah puncak dan kawah, daerah tubuh gunungapi dan kaki gunungapi. Pada masing-masing bagian ini, pembentukan dan penyebaran airtanah mempunyai sifat dan karakteristik tertentu. Keberadaan airtanah di daerah ini umumnya pada batuan yang sangat berpori dan tidak kompak, berselang-seling dengan lapisan-lapisan aliran lava yang umumnya kedap air. Hal ini menyebabkan terakumulasinya airtanah yang cukup besar dan muncul sebagai mataair-mataair dengan debit bervariasi. Selain sistem media pori, potensi airtanah pada daerah ini dijumpai pula pada akifer-akifer dengan sistem media rekahan yang banyak dijumpai pada lava. Rekahan tersebut terbentuk oleh kekar-kekar yang terjadi akibat proses pada saat pembekuannya ataupun akibat tektonik/volkanisme. Di beberapa daerah mataair dengan sistem rekahan ini menunjukkan debit yang sangat besar. Sistem akuifer ini terdapat pada tubuh gunungapi dan daerah sekitarnya.

62


Gambar 18Tipologi Sistem Akifer Endapan Gunungapi (modifikasi Mandel dan Shiftan, 1981)

F;B;B ->R@A@(> 0>Q#&D +W>M&) 4'?"R"' +ALX>"A Secara geologi, batuan penyusun sistem akifer tersebut umumnya berupa lempung, pasir dan kerikil hasil dari erosi, transportasi dari batuan di bagian hulunya. Dengan melihat keadaan ini umumnya batuan di endapan aluvial bersifat tidak kompak sehingga potensi airtanahnya cukup baik. Sistem akifer ini secara umum dapat di bagi ke dalam tiga kelompok besar yaitu: a. Sistem akifer endapan fluvial, b. Sistem akifer endapan aluvial pantai, c. Sistem akifer endapan delta atau rawa.

+; 0>Q#&D +W>M&) 4'?"R"' ,ALX>"A Sistem akifer ini terbentuk akibat proses transportasi dan sedimentasi yang terjadi di sepanjang aliran sungai. Umumnya berkembang pada sungai besar yang bermeander dan sungai teranyam (braided stream) seperti pada contoh gambar di bawah ini. Sistem akifer ini dapat dibagi 63


lagi, menjadi: sistem akifer dataran aluvial, sistem akifer lembah aluvial, sistem akifer kipas aluvial, sistem akifer dataran non aluvial. Sistem akuifer ini umumnya akan dijumpai di kawasan Jakarta, Surabaya, dan kota-kota lainnya di tepi pantai.

Gambar 19Contoh Tipologi Sistem Akifer Endapan Fluvial (Freeze & Cherry, 1979)

64


3; 0>Q#&D +W>M&) 4'?"R"' +ALX>"A %"'#"> J+W>M&) %"'#">N Akifer pantai mempunyai potensi airtanah cukup baik. Endapan aluvial pantai di Indonesia cukup besar mengingat garis pantai Indonesia yang cukup panjang. Morfologi di daerah aluvial pantai umumnya datar sampai sedikit bergelombang, memanjang sejajar dengan garis pantai. Dari segi kuantitas, airtanah di daerah akifer pantai dapat menjadi sumber airtanah yang baik terutama pada daerah pematang pantai/gosong pantai atau pada lensa-lensa batupasir lepas. Namun demikian, dari segi kualitas airtanah pada akifer aluvial pantai tergolong buruk, ditandai dengan bau, warna kuning, keruh, tingginya kandungan garam, dan kandungan besi (Fe dan Mn) yang untuk daerah pantai rawa (pantai pasang surut). Akan tetapi kualitas airtanah yang baik umumnya dapat di akifer aluvial pantai berupa akifer tertekan. Kondisi airtanah di dataran pantai banyak ditentukan kondisi geologi di hulunya. Endapan aluvial ini dapat menjadi tebal jika cekungan yang membatasi terus menurun karena beban endapannya, misalnya dibatasi oleh sesar/patahan turun sebagaimana diperlihatkan pada gambar di bawah ini. Jenis akuifer ini dijumpai di sepanjang pantai utara Jawa.

65


Gambar 20Tipologi Sistem akifer Endapan Aluvial Pantai (Puradimaja, 1993)

V; 0>Q#&D +W>M&) 4'?"R"' ."K" "#"L *&A#" Sistem akifer ini memiiki potensi airtanah dangkal yang relatif rendah/kecil, dengan kualitas buruk yang dicirikan dengan warna keruh, berbau serta rasa yang masam atau payau dan tingginya kadar garam, Fe, dan Mn. Lapisan pelapukan umumnya tebal dan bersifat impermeabel (kedap air). Karakteristik akifer di daerah ini adalah media pori dengan ketebalan akifer yang relatif tipis pada lapisan yang berukuran butir pasir. Berdasarkan posisinya secara geografis dan karakteristiknya dapat dibagi lagi menjadi sistem akifer rawa pasang66


surut, sistem akifer rawa gambut dan payau, dan sistem akifer rawa musiman. Di Jawa Barat, tipologi endapan seperti ini terdapat di kawasan Bandung Selatan.

F;B;E ->R@A@(> 0>Q#&D +W>M&) 3"#L"' 0&?>D&' +; 0>Q#&D +W>M&) 3"#LR"Q>)H3"#LQ&)R>=\G"#LA&DRL'( #&)A>R"# Sistem akifer batupasir-batuserpih/batulempung pada dasarnya mirip dengan sistem akifer endapan aluvial atau delta yang terdiri atas perselingan pasir dan lempung. Hanya pada sistem ini mempunyai umur yang lebih tua dan telah mengalami proses diagenesa yang menyebabkan terjadinya kompaksi, sementasi, dan lithifikasi. Proses diagenesa ini selanjutnya menyebabkan terjadinya reduksi porositas dan permeabilitas pada batupasir. Sistem akifer ini dapat terbentuk dalam beberapa variasi kondisi geologi. Sebagai contoh dalam kerangka kontinental sedimen-sedimen mengisi depresi berbentuk cekungan dalam skala regional yang luas menghasilkan formasi-formasi geologi dengan batupasir yang kemudian dijumpai sebagai akifer-akifer tertekan seperti digambarkan pada gambar berikut. Di Jawa Barat, tipologi akuifer ini dijumpai di daerah batuan sedimen, diantaranya di bagian utara Kab. Sumedang, kawasan Kab. Majalengka, dan bagian selatan Kab. Kuningan.

67


Gambar 21Contoh Tipologi Sistem Akifer Batupasir-Batulempung (Puradimaja, 1993)

3; 0>Q#&D +W>M&) -&)R"#"=W"'

0&?>D&'

-&)A>R"#

?"'\"#"L

Berdasarkan posisinya, Indonesia yang terletak di sepanjang jalur-jalur pertemuan lempeng menyebabkan wilayahnya mengalami kondisi tektonik yang sangat kuat. Kondisi tektonik tersebut memberikan deformasi terhadap satuan-satuan geologi yang terendapkan dalam berbagai cekungan-cekungan sedimen yang ada. Deformasi yang diakibatkannya menyebabkan batuan terlipat dan/atau terpatahkan (lihat gambar di bawah ini). Potensi airtanah di daerah ini umumnya kecil mengingat batuan penyusunnya berupa serpih, napal atau lempung yang bersifat kedap air. Batupasir jika ada umumnya berupa sisipan dan sangat kompak karena berumur tua dan telah mengalami proses tektonik kuat, sehingga sedikit kemungkinan lapisan batupasir tua ini dapat bertindak sebagai akifer yang baik. Begitu pula dengan breksi sedimen. Batugamping, sekalipun sangat umum dijumpai pada daerah lipatan, apabila

68


penyebarannya cukup luas, dipisahkan menjadi sistem akifer tersendiri mengingat karakter hidrogeologinya yang spesifik.

Gambar 22Tipologi Sistem Akifer Sedimen Terlipat (Puradimaja, 1993)

V; 0>Q#&D +W>M&) 3"#L"' !")G@'"#\3"#L("DR>'( J+W>M&) !")Q#>WN Selain kedua sistem akifer di atas, di Indonesia dapat dijumpai sistem akifer batuan karbonat/batugamping. Daerah pegunungan yang batuannya terdiri dari batugamping dan memperlihatkan morfologi yang khas berupa kumpulan bukit-bukit membulat serta kehadiran sungaisungai bawah tanah disebut perbukitan karst. Pada dasarnya, karena merupakan batuan yang kompak, batugamping bersifat impermeabel. Adanya sistem rekahan atau rongga-rongga pelarutan di dalamnya, menyebabkan batugamping dapat bertindak sebagai akifer yang cukup baik tetapi tinjauan hidrogeologinya berlainan dengan daerah airtanah pada media porous.

69


Seperti terlihat pada gambar di bawah ini, batugamping mempunyai sifat yang khas yaitu dapat melarut dalam air sehingga dengan adanya sifat ini porositas pada batugamping berupa porositas sekunder atau rekahan. Dengan adanya kondisi ini, penyaluran bawah permukaan umumnya lebih menonjol dibandingkan penyaluran air permukaan. Maka, jarang sekali ditemukan sungai yang berair terus sepanjang tahun, karena air lebih banyak mengalir sebagai aliran bawah permukaan melalui sistem rongga-rongga pelarut yang bercabang-cabang dan bertingkat-tingkat sesuai dengan sejarah pelarutan batugamping yang akhirnya dapat membentuk suatu jaringan sistem aliran sungai bawah tanah.

Gambar 23Sistem akifer media rekahan pada batugamping (Puradimaja, 1993; Puradimaja dan Lubis, 1998)

70


F;B;F ->R@A@(> 0>Q#&D +W>M&) 3"#L"' !)>Q#"A>' ?"' 2&#"D@)M Pegunungan dengan batuan kristalin berupa batuan beku dan metamorf berumur Pra Tersier tersingkap di Sumatera, Kalimantan, Sulawesi, Kepulauan Nusa Tenggara, Maluku dan Irian Jaya. Di Pulau Jawa penyebarannya sangat terbatas, hanya dijumpai di KarangsambungKebumen, Jawa Tengah dan di Ciletuh-Sukabumi, Jawa Barat. Di Jawa pada umumnya terdiri dari batuan metamorfosa dan kristalin seperti filit dan sekis, dan batuan beku kristalin. Melihat jenis batuannya, potensi air di daerah ini sangatlah kecil karena sifat batuannya yang umumnya kompak, padat dan keras sehingga kurang meneruskan air (impermeabel). Morfologi pegunungan Pra-Tersier umumnya berbukit cukup terjal, sehingga kecil sekali kesempatan airtanah untuk berakumulasi, dan dengan demikian kecil sekali kemungkinan munculnya mataair, ataupun jika ada hanya berupa rembasan dengan debit kecil. Airtanah dalam jumlah terbatas, berupa airtanah dangkal dapat dijumpai di pegunungan Pra-Tersier pada endapan-endapan kipas lerengnya, atau pada soil hasil pelapukannya (lihat gambar berikut). Dapat pula pada batuan padatnya dengan dikontrol oleh sistem retakan dan rekahan intensif. Sistem keterdapatan airtanah dalam batuan padat yang dikontrol oleh sistem retakan dan rekahan intensif, dapat kita kategorikan sebagai sistem akifer batuan beku untuk zona batuan padat dengan beku sebagai penyusunnya dan zona akifer batuan metamorf untuk zona batuan padat dengan batuan metamorf sebagai batuan penyusunnya. Karakteristik tipologi ini dapat pula dijumpai pada batuan kristalin yang berumur muda. Contoh karakteristik ini pada batuan kristalin muda adalah pada daerah-daerah intrusi.

71


Gambar 24Sistem Akifer Batuan Beku/Metamorf (Puradimaja, 1993)

F;B;O ->R@A@(> 0>Q#&D +W>M&) 4'?"R"' 1A"Q>"A Kemungkinan keterdapatan endapan glasial di Indonesia, dapat dijumpai di puncak pegunungan Jaya Wijaya, Irian Jaya. Penelitian mengenai endapan jenis ini belum banyak dilakukan di Indonesia karena penyebarannya yang sangat terbatas. Endapan ini umum dijumpai di daerah dengan iklim beriklim subtropis-dingin.

72

Lembar kerja: Panduan Hidrogeologi Umum (GL-2121) edisi 2012 Dasapta Erwin Irawan dan Deny Juanda Puradimaja Fakultas Ilmu dan Teknologi Kebumian Institut Teknologi Bandung

[Kenali tipologi akuifer apa saja yang ada pada beberapa peta berikut ini, serta batasi areanya, berdasarkan morfologi dan peta geologi regional].

Gambar 25 Peta topografi daerah Gunung Ciremai dan sekitarnya (maps.google.com)

73


Gambar 26 Peta topografi daerah Gunung Ciremai dan sekitarnya (pada skala berbeda) (maps.google.com)

74


Gambar 27 Peta topografi daerah Jakarta-Bogor dan sekitarnya (maps.google.com)

75


Gambar 28 Peta topografi daerah Yogyakarta dan sekitarnya (maps.google.com)

76


Gambar 29 Peta topografi daerah Surabaya dan sekitarnya (maps.google.com)

77


*+,-+. %70-+!+ Freeze, R. Allan., and John A. Cherry. Groundwater. Englewood Cliffs, NJ: Prentice-Hall, 1979. Print. Mandel, S., and Z. L. Shiftan. Groundwater Resources: Investigation and Development. New York: Academic, 1981. Print. Puradimaja, D.J, 1993, Penyusunan Tipologi Paket Penelitian Sumber Daya Air, LAPI ITB- Departemen Transmigrasi, Bandung. Puradimaja, D.J. dan Lubis R.F., 1998, Pemilihan Konfigurasi dan Jenis Pendugaan Geolistrik Berdasarkan Pemahaman Tipologi Sistem Akifer Airtanah Daerah Survey Eksplorasi Hidrogeologi, Proceeding Ikatan Ahli Geologi Indonesia (IAGI) XXVII, Yogyakarta.

Pustaka online

Maps.google.com, Database Peta Dunia Google, diakses Juli 2012.

78


O; %+.+24-4. :/*.+75/! +!/,4. Pertanyaan mendasar (FAQ): 7. Apakah parameter hidrolik ? 8. Bagaimana pembagian batuan berdasarkan parameter hidroliknya? 9. Apakah akuifer itu, bagaimana klasifikasinya, dan bagaimana karakternya?

O;8 Y&'>Q +WL>M&) Akifer merupakan suatu lapisan batuan yang mampu menyimpan dan mengalirkan air. Secara hidrodinamik di alam ada 3 (tiga) tipe akifer, yaitu: • •

Confined Aquifer ( akifer tertekan) Merupakan suatu akifer yang bagian atas dan bawahnya dibatasi oleh lapisan bersifat akifug atau akiklud. Lihat gambar berikut.

79


Gambar 30Konfigurasi akifer tertekan dan muka airtanah pada sumur (Kruseman dan de Ridder, 1994) • •

Unconfined aquifer ( akifer tidak tertekan) Akifer yang dibatasi oleh 1 lapisan impermeabel di bagian bawahnya (dan pada bagian atasnya tidak ada lapisan penutup/impermeabel layer). Lihat gambar berikut.

80


Gambar 31Konfigurasi akifer tak tertekan dan muka airtanah (Kruseman dan de Ridder, 1994)

• •

Leaky aquifer (semi confined atau akifer bocor) Akifer yang dibatasi oleh lapisan semi permiabel/lapisan akitard (di atas dan atau di bawahnya). Lihat gambar berikut.

81


Gambar 32Konfigurasi akifer bocoran dan muka airtanah pada sumur (Kruseman dan de Ridder, 1994)

O;B :&#&)@(&'>#"Q ?"' !&>Q@#)@R>Q"' Suatu akifer dapat dikelompokkan pula berdasarkan karakteristik kehomogenan batuan dan sifat isotropiknya (Kruseman dan de Ridder, 1994). • Kondisi Akifer Homogen Gambar (a) di bawah ini merupakan ilustrasi suatu akifer o yang homogen dan isotropik yang tersusun atas litologi yang sama. Masing-masing memiliki besar butir yang sama (homogen) dan aliran airtanah memiliki kecepatan aliran yang sama ke segala arah. Besaran vektor konduktifitas hirolik horizontal sama dengan vektor 82


o

berarah vertikal (Kh=Kv) atau disebut isotropik. Contoh: batupasir, dll. Gambar (b) di bawah ini merupakan ilustrasi akifer yang homogen dan Anisotropik. Akifer tersebut dicirikan dengan litologi yang sama dengan besar butir relatif sama (homogen). Namun demikian aliran airtanah pada akifer tersebut mempunyai kecepatan aliran yang tidak sama ke berbagai arah.

83


Gambar 33 (a)Akifer homogen-isotropik (b) akifer homogenanisotropik •

Kondisi Akifer Heterogen Gambar (c) merupakan ilustrasi akifer yang bersifat • heterogen/anisotropik dengan litologi campuran serta memiliki besar butir yang tak seragam. Aliran airtanah pada akifer tersebut memiliki kecepatan aliran yang tidak seragam dimana Kh tidak sama dengan Kv (ansotropik). Contoh Batupasir dengan struktur sedimen graded bedding . •

Gambar (d) merupakan ilustrasi akifer dengan litologi yang terkekarkan dimana perhitungan kecepatan aliran berbeda dengan kondisi aliran pada media pori (Porus Media). Contoh batu gamping, lava, dll.

84


Gambar 34(c) Akifer heterogen-anisotropik; (d) Akifer heterogenterkekarkan

O;E .&W@'Q#)LWQ> "A>)"' ">)#"'"= • •

Kondisi airtanah di dalam akifer dapat digambarkan menjadi suatu peta isofreatik dan suatu jaring aliran airtanah. Peta Isofreatik: peta kesamaan muka airtanah yang dibuat berdasarkan pengamatan ketinggian muka airtanah. Peta isofreatik ini dapat dibagi menjadi dua: 85


Watertable map : Peta kesamaan muka airtanah untuk akifer bebas Piezometric map : Peta kesamaan muka airtanah untuk akifer o tertekan Guna peta isofreatik adalah: o Untuk menentukan kedalaman sumur o Untuk menentukan arah aliran airtanah Untuk menentukan gradien hidrolik o Untuk memperkirakan debit suatu akifer o Untuk eksplorasi airtanah lebih lanjut o Syarat batas pembuatan peta isofreatik adalah: Penentuan ketinggian muka airtanah harus pada lapisan akifer o yang sama dan menerus Akifer bersifat homogen isotropik (akifer ideal) o Cara pembuatan peta isofreatik Secara umum pembuatan peta isofreatik hampir sama dengan o pembuatan peta topografi yaitu dengan membuat kontur (menghubungkan titik-titik ketinggian yang sama). Namun di sini titik-titik itu adalah titik ketinggian muka airtanah yang didapat dari sumur galian ataupun sumur bor pada akifer yang sama. Titik ikat yang lain adalah mataair. Contoh cara penentuan muka airtanah pada sumur galian: t = tinggi pagar sumur o o D = kedalaman muka airtanah dari bibir pagar) o d = D – t (kedalaman muka airtanah dari muka tanah) T = topografi o s = T – d (ketinggian muka airtanah) o o

•

•

•

•

86


Gambar 35 Penentuan tinggi muka air tanah (MAT)

• •

•

Penentuan gradien hidrolik Dengan metoda ‘Tiga Titik’ pada jenis titik ikat yang sama yaitu: Tiga titik sumur bor/galian atau o Tiga titik mataair o Dari metoda tiga titik ini akan didapat nilai gradien hidrolik (i) : Contoh pada gambar berikut i = #h/L i = (40-30)m/L i = 10 m/L L = panjang tegak lurus terukur garis head x skala peta

87


Gambar 36Penentuan Gradien Hidraulik Metoda Tiga Titik. •

Arah aliran diambil dari gradien head yang tinggi ke rendah.

•

Jaring aliran airtanah Jaring airtanah terdiri dari dua jenis garis. Garis pertama adalah garis ekipotensial ( equipotential lines ) yang menghubungkan titik-titik dengan head (tekanan hidrostatik) yang sama. Garis kedua adalah garis aliran ( flow lines) yang menunjukkan pola aliran ideal air di dalam akifer. Karena air akan selalu mengalir ke titik dengan selisih head yang paling besar, maka garis aliran akan selalu membentuk sudut tegak lurus dengan garis ekipotensial.

•

•

88


89


Gambar 37Peta kontur aliran airtanah bebas dan jaring airtanah (Freeze and Cherry, 1979)

90


Gambar 38 Penampang aliran airtanah bebas dan jaring airtanah (Freeze and Cherry, 1979) • •

Kecepatan aliran airtanah Kecepatan aliran airtanah menggunakan hukum Darcy hidrolik:

dapat dihitung dengan dan persamaan kecepatan

Q = KA (dh/dl) (hukum Darcy) Q = Av (persamaan kecepatan) Sehingga dihasilkan persamaan: 91


v = K.(dh/dl).1/n dengan, v = kecepatan aliran dh/dl = gradien hdraulik K = konduktivitas hidraulik n = porositas

-4./2+!+0/: Terimakasih diucapkan bagi para kontributor dan para proof reader : • Prodi Magister Teknik Air Tanah ITB Iftitah Rohman Hukama o Wulan Seizarwati o Rahmawati Rahayu o • Prodi Sarjana Meteorologi ITB Karin Nadira Daulay o

*+,-+. %70-+!+ Freeze, R. Allan., and John A. Cherry. Groundwater. Englewood Cliffs, NJ: Prentice-Hall, 1979. Print. Kruseman, G.P. and de Ridder, M.A., 1994, Analysis and Evaluation of Pumping Test Data , ILRI Publication 47, Wegeningen, The Netherlands.

92


26*75 P 0/,+- ,/0/! *+9 !/2/+ +/. -+9+: Pertanyaan mendasar (FAQ): Apa sajakah sifat fisik dan kimia air tanah itu? • • Bagaimana karakternya? • Bagaimana menganalisisnya?

P;8 %49*+:757+9 Pemahaman mengenai kandungan unsur terlarut air tanah akan sangat membantu pemahaman mengenai genesa/asal mula air tanah serta kegunaannya dalam kehidupan manusia. Secara teoritis air tanah yang melewati akifer dengan komposisi mineral yang berbeda dan air tanah yang melewati beberapa akifer akan memberikan kandungan unsur yang berbeda. Sebelum pemahaman mengenai keterdapatan unsur dalam air tanah serta klasifikasinya, maka perlu diketahui aspek kimiawi yang utama dalam air tanah. Beberapa aspek kimiawi yang perlu diketahui: 1. Unsur unsur utama (major element), unsur minor (minor element) dan unsur jarang (Trace element) dalam air tanah. 2. Kandungan organik dan gas dalam air tanah. 3. Kesetimbangan kimia air tanah. 4. Asosiasi dan disosiasi kandungan mineral terlarut. 5. Gradient perlarutan unsur mineral. 6. Proses oksidasi dan reduksi 7. Absorpsi dan pertukaran ion. 8. Isotop air tanah. Air tanah cenderung untuk mencapai kesetimbangan kimia-fisika dan hal ini akan dicapai setelah terjadi proses-proses di dalam air tanah yang berlangsung dan waktu ke waktu. Oleh karena itu dari pengamatan properti kimia-fisika air tanah dapat diperkirakan proses-proses yang telah atau sedang bekerja pada air tanah.

93


Sifat/properti fisik dan kimia air tanah yang dapat dikenali di lapangan antara lain: temperatur ( oC), derajat keasaman/pH, potensial redoks/Eh (mV), dan daya hantar listrik/DHL (mikroSiemens). Aspek-aspek tersebut dapat diukur secara kuantitatif menggunakan alat ukur tersendiri dan harus dilakukan langsung di lokasi tubuh air sehingga data yang didapat belum berubah.

8; -&DR&)"#L) J-N Temperatur air tanah pada tempat dan waktu tertentu merupakan hasil dari bermacam proses pemanasan yang terjadi di bawah dan/atau di permukaan bumi (Matthess, 1982). Temperatur air tanah dan temperatur udara dapat diukur menggunakan alat termometer. Dari perbandingan antara temperatur air pada tubuh air dengan temperatur rata-rata udara lokal saat pengukuran akan diketahui adanya zonasi hipertermal, mesotermal, dan hipotermal. Pada zonasi hipertermal temperatur air pada tubuh air tersebut lebih tinggi dari temperatur udara lokal. Zonasi mesotermal apabila temperatur air sama dengan temperatur rata-rata udara lokal. Zonasi hipotermal apabila temperatur air lebih rendah dengan temperatur rata-rata udara lokal. Temperatur rata-rata udara lokal berubah menurut ketinggiannya, yaitu makin tinggi lokasi pengukuran semakin rendah temperatur udara. Sehingga untuk menentukan zonasi temperatur, perlu diperhatikan gradien temperatur udara yang berlaku di daerah tersebut. Gradien temperatur udara didapatkan dari perhitungan perubahan tomperatur udara lokal terhadap ketinggian (lihat gambar berikut).

94


Gambar 39Hubungan

temperatur udara dengan ketinggian

Pembagian zonasi temperatur dapat dilakukan dengan membuat sebuah graflk hubungan antara temperatUr udara dengan ketinggian lokasi pengukuran (lihat gambar di atas). Berdasarkan garis gradien temperatur yang terbentuk, maka didapati bagian-bagian yang mewakili zonasi temperatur air mataair (lihat gambar berikut).

95


Gambar 40Grafik Zonasi Temperatur mataair. Mataair yang berada di atas garis gradien temperatur disebut dengan mataair hipertermal, yang berada di bawah garis gradien temperatur disebut dengan mataair hipotermal, dari yang berada pada garis gradien temperatur disebut mataair mesotermal. Karena pengaruh gradien geotermik, temperatur air tanah berubah menurut kedalamannya, yaitu semakin dalam lokasi ainanah berada maka semakin tinggi temperaturya. Gradien geotermik vang dipakai adalah 3 oC per 100 m perubahan kedalaman. Kenaikan temperatur air tanah tidak selalu berhubungan dengan gradien gootermik, tetapi bisa disebabkan oleh pengaruh aktifitas magmatik di bawah permukaan. Komposisi kimia air tanah dapat dipakai sebagai salah satu cara untuk membedakan kedua faktor di atas. Kenaikan temperatur air tanah 96


menyebabkan kandungan ion-ion terlarut di dalam air semakin besar dan secara tidak langsung akan merubah properti kimia/fisika air.

B; R: Karena kadar ion H + sangat kecil, maka nilai konsentrasinya ditampilkan dalam bentuk pH yang mewakili nilai -log 10 konsentrasi ion hidrogen. Pada temperatur 25 oCkeaktifan ion H+ dan ion OH - pada air adalah 10-4, sehingga dengan asumsi konsentrasi H + = OH - (1 X 10 -7mol/liter) maka nilai pH air murni = 7. Faktor utama penentu keaktifan ion adalah jumlah reaksi kimia yang melibatkan ion hidrogen. Reaksi kimia akan meningkat seiring dengan perubahan temperatur air. Perubahan temperatur menyebabkan pH air berubah dan perubahan pH air tersebut bergantung pada jenis endapan akifernya. Metode paling sederhana untuk mengetahui nilai pH adalah menggunakan kertas indikator pH dengan kesalahan ± 0,10 unit. Air yang bersifat asam (pH<7) terdapat pada daerah-daerah dengan endapan vulkanik, sedangkan air yang bersifat basa (pH>7) terdapat pada daerah-daerah dengan batuan Ultramafik (Freeze and Cherry, 1979). Reaksi antara air dengan batuan ultramafik membentuk serpentinit. Reaksi ini mengikat ion H + lebih besar daripada konsentrasi yang ada dalam sistem.

E; %@#&'Q>"A .&?@WQ\4= +>) #"'"= Potensial redoks adalah ukuran kecenderungan (agresivitas) air untuk mengoksidasi atau mereduksi unsur yang terlarut dalam larutan. Di dalam reaksi kimia hal ini terlihat dalam jumlah elektron yang dilepas dan elektron yang diikat. Potensial redoks dinyatakan dalam satuan milivol (mV). Besarnya Eh dapat diukur dan perbedaan potensial antara elektroda logam inert [apakah ”inert” itu?]yang terbuat dari emas atau platinum dengan sebuah elektroda lain yang mempunyai nilai potensial konstan. Nilai potensial hidrogen dianggap sebagai nilai nol (baseline). Jika nilai Eh air lebih besar dari nilai Eh hidrogen, maka potensial redoksnya positif. Potensial redoks yang positif menunjukkan kondisi oksidasi, sedangkan nilai negatif menunjukkan kondisi reduksi (lihat gambar berikut).

97


Gambar 41Diagram Eh-Ph (Fetter, 1992).

98


F; *"S" :"'#") 5>Q#)>W\*:5 Daya hantar listrik (spesific conductivity/konduktivitas) adalah ukuran kemampuan suatu zat menghantarkan arus listrik dalam temperatur tertentu yang dinyatakan dalam micromohs per centimeter . Satuan yang lebih umum digunakan adalah mikroSiemens ( µS). Untuk menghantarkan arus listrik, ion-ion bergerak dalam larutan memindahkan muatan listriknya (ionic mobility) yang bergantung pada ukuran dan interaksi antar ion dalam larutan. Nilai daya hantar listrik untuk berbagai jenis air adalah sebagai berikut (Mandel, 1981): $ Air destilasi (aquades) : 0,5 - 5,0 µS $ Air hujan : 5,0 - 30 µS $ Air tanah segar : 30 - 2.000 µS $ Air laut : 45.000 - 55.000 µS $ Air garam (Brine) : % 100.000 µS [sebutkan contoh-contoh dari jenis air di atas] Nilai konduktivitas merupakan fungsi antara temperatur, jenis ion-ion terlarut, dan konsentrasi ion terfarut. Peningkatan ion-ion yang terlarut menyebabkan nilai konduktivitas air juga meningkat. Sehingga dapat dikatakan nilai konduktivitas yang terukur merefleksikan konsentrasi ion yang terlarut pada air.

P;B %49]+Y/+9 *+-+ !/2/+ +/. -+9+: Unsur-unsur kimiawi yang terkandung dalam air tanah dapat dibagi menjadi unsur mania, unsur minor, dan unsur jarang (lihat tabel di bawah ini). Unsur utama terdiri dari ion-ion Mg, Ca Na, K, Cl, SO 4, dan HCO3. Unsur utama ini selalu digunakan dalam penyajian data kimia air tanah, sedangkan unsur minor dan unsur jarang tidak selalu digunakan dan tergantung kepada aspek hidrogeologi apa yang mau dipelajari. Table 1Tabel unsur utama, unsur minor, dan unsur jarang ( Davis de Wiest, 1966) 99

and


Jenis Unsur Utama

Nama (Simbo l) Bikarbonat (HCO 3-) Silikon (Si) 2+ Kalsium (Ca ) Natrium (Na +) Klorida (Cl-) Sulfat (SO 42-) 2+ Magnesium (Mg ) Asam Karbonat (H2CO3) Unsur Minor Boron (B-) Nitrat (NO 3-) 2Karbonat (CO3 ) Kalium (K+) Fluorida (F-) Strontium (Sr) Besi (Fe) Unsur Jarang Alumunium Kobalt Antimon Tembaga Arsen Galium Barium Germanium Berylium Emas Bismuth Indium Bromida Iodium Kadmium Lantanum Serium Timbal Kromium Litium Sesium Mangan Molibdenum Nikel Niobium Fosfat Platina Radium Rubidium Rutinium Scandium Selenium Perak Talium Thorium Timah Titanium Tungsten Uranium Vanadium Seng Zirkom [coba isi dengan simbol huruf dari unsur-unsur di atas]

100


Data kimia suatu sampel air tanah dapat disajikan dalam dua cara yaitu penyajian secara numerik dan secara grafik. a.

Penyajian secara numerik , data disiapkan dalam bentuk tabel dan dengan satuan konsentrasi mg/l. Untuk mengetahui perbandingan jumlah masing-masing ion dalam larutan, maka satuan mg/l dikonversi ke dalam satuan meq/l. Konversi satuan dilakukan dengan membagi konsentrasi ion dalam mg/l dengan konsentrasi ion (seperti tabel berikut). Konsentrasi ion didapatkan dengan membagi berat atom atau berat molekul dengan valensi ion. Prosedur perhitungan tersebut dapat dilihat dafam contoh berikut: a.) Konversi Ca 57 mg/l ke satuan meq/l . Berat atom Ca = 40,08. Valensi = +2. Jumlah ekivalen = (massa unsur/berat atom) x muatan ion = (57/40,08) x 2 = 2,84 meq/l. b.) Konversi HCO 3- 154 mg /l ke satuan meq/; Berat atom H = 1,00 Berat atom C = 12,011 Berat atom 0 = 15,9994 Berat molekul HC03 = 61,017 valensi = -I Jumlah ekivalen = (154/61,1)x1 = 2,52 meq/l

Table 2Nilai konversi untuk beberapa kation/anion yang penting (Matthess, 1982) Na+ K+ Ca2+ Mg2+

22,9898 39,102 20,04 12,156

Fe 2+ Mn 2+ CO 32- HCO 3-

27,9235 27,469 30,005 61,017

NO3- SO 42- Cl -

62,005 48,031 35,453

b. Penyajian secara grafis , dapat dilakukan dengan cara: Pictorial Diagram, digunakan untuk menyajikan besaran data analisis unsur kimia air Untuk data tunggal. Penyapan

101


yang umum dilakukan dalam bentuk grafik batang lihat dua gambar di bawah ini.

Gambar 42 Diagram lingkaran analisis data kimia air. Multivarian Diagram, digunakan untuk menyajikan besaran beberapa data analisis unsur kimia air yang akan dibandingkan. Penyajian yang umum dilakukan dengan cara: Trilinear diagram yang umum digimakan Diagram Piper, horizontal diagram yang umum digunakan adalah Diagram Stiff, dan diagram vertikal yang umum digunakan adalah diagram

102


Schoeller. Secara berurutan dapat dilihat pada gambar berikut ini.

103


Gambar 43 Contoh Diagram Piper, Stiff, dan Schoeller -

Penyajian data analisa kimia dengan peta atau penampang, contoh: peta sebaran konsentrasi Fe, Mg dan lain-lain.

104


P;E !5+0/,/!+0/ +/. -+9+: Pengklasifikasian air tanah dilakukan berdasarkan genesa, kandungan mineral, dan kebutuhan. Dalam pengklasifikasian air tanah ini secara umum digunakan tiga jenis klasifikasi (Matthess and Harvey, 1982) yaitu: 1.

Klasifikasi berdasarkan asal mula air tanah . Klasifikasi ini berclasarkan kepada sejarah pembentukan air. Klasifikasi yang cligunakan mengacu pada klasifikasi White (1957). Klasifikasi ini telah dijelaskan pada modul 1. 2. Klasifikasi berdasarkan kandungan unsur . Klasifikasi yang paling sederhana digunakan oleh Davis dan de Weist (1977) berdasarkan jumlah konsentrasi unsur terlarut. Pembagiannya dapat dilihat dalam tabel berikut.

Tabel 7Klasifikasi air tanah berdasarkan unsur terlarut

Y&'>Q +>)

Konsentrasi kandungan unsur terlarut (mg/kg)

Air tawar (fresh water) Payau (brackish water) Air asin (Saline water) Air garam (brines)

0 - 1.000 1.000 - 10.000 10.000 - 100.000 > 100.000 Davis and de Wiest (1977)

Pengklasifikasian ini juga dilakukan untuk penentuan fasies air tanah. Definisi fasies air tanah adalah identifikasi jenis air tanah berdasarkan perbedaan dan genesa air yang berhubungan dengan sistem dan tubuh tempat keterdapatan ainanah (Freeze and Cherry, 1979). Fasies hidrokimia air tanah juga dinyatakan sebagai zona dengan komposisi kation dan anion dalam kategori yang berbeda. Pembagian ini dapat fasies air tanah ini dapat dilihat pada diagram di bawah ini.

105


Gambar 44Diagram klasifikasi fasies anion-ation air tanah dalam persentasi ion utama. 3. Klasifikasi berdasarkan potensi penggunaan. Klasifikasi ini berdasarkan penggunaan oleh manusia untuk keperluan rumah tangga (domestik), pertanian dan industri. Di Indonesia klasifikasi yang digunakan berdasarkan Surat Keputusan Menteri KLH No. Kep. 03/MenKLH/11/1991/Feb 1991 dan Peraturan Menteri Kesehatan RI. No. 416/MenKes/PERIX/1990. Pembagian berdasarkan baku mutu A (air dapat langsung diminum), B (air harus diolah dahulu sebelum diminum), C (air hanya dapat digunakan untuk pertanian dan industri), dan D (air hanya dipergunakan untuk keperluan industri) seperti terlampir.

106


P;F /06-6% 0-+3/5 Isotop stabil merupakan bagian dari air tanah yang mempunyai beberapa spesies dengan struktur H216O, H218O, H217O, and HDO. Perbandingan spesies tersebut di dalam air laut adalah 1.000.000 : 2.000 : 420 : 316 yang disebut dengan SMOW (standar mean oceanic water). Pada tabel berikut berikut tampak distribusi jumlah isotop alam hidrogen, oksigen, dan radioaktif karbon. Tabel 8Distribusi jumlah isotop alam hidrogen, oksigen, dan radioaktif karbon di dalam air (Freeze dan Cherry, 1979) Isotop

Jumlah dal am air

Jenis

99,984

0#"G>A Stabil Radioaktif (waktu paruh 12,3 th) Stabil Stabil Stabil Radioaktif (waktu paruh 5730)

>

%)@#&LD

2H

Deuterium

0,016

3H

Tritium

0-10 -15

16O

18O

Oksigen Oksigen Oksigen

99,76 0,04 0,2

14C

Karbon

<0,001

"

17O

Isotop stabil sering digunakan dalam suatu studi proses kimia air tanah. Karena jumlah isotop di alam sangat sedikit, maka untuk dapat menampilkan perbandingan suatu kumpulan jumlah isotop, maka jumlah isotop dinyatakan dalam suatu angka yang menunjukkan perbedaannya dengan jumlah isotop suatu standar. Perhitungan angka tersebut dilakukan dengan menggunakan rumus: ! = (R

sampel –

R standar /R standar) x 1000

! disebut juga dengan permil ( 0/00). Komposisi isotop

dan D di dalam air diukur dengan menggunakan standar jumlah isotop air laut 107

18O


(SMOW = Standard Mean Oceanic Water) dimana jumlah untuk airlaut adalah 0 (nol).

18O

dan D

Awan (air) yang terbentuk oleh proses penguapan membawa 18O dan deuterium. Jumlah 18O dan deuterium akan berkurang sedikit demi sedikit selama perjalanan awan tesebut dari tempat awan terbentuk ke tempat awan tersebut menjadi hujan. Contoh mengenai perubahan tersebut tampak dalam Gambar 3.4. Jumlah isotop yang jatuh bersama air hujan berubah karena jatuhnya fraksi isotop yang lebih berat selama hujan terjadi di satu tempat ke tempat lainnya. Persamaan umum yang berlaku secara global untuk perubahan kandungan 18O dan deuterium air meteorik adalah !D = 8 !18O + 10. Persamaan itu akan menghasilkan garis yang disebut dengan garis air meteorik (meteoric water line /MWL). Angka 10 merupakan nilai korelasi topografi dan akan berubah-ubah menurut bentuk topografi yang dilalui oleh hujan. Setiap persamaan bersifat lokal sehingga suatu persamaan yang berlaku pada suatu daerah tidak dapat diterapkan pada daerah lain.

Jumlah deuterium semakin berkurang jika jarak antara lokasi terjadinya hujan dengan laut bertambah. Hubungan antara ketinggian dan jumlah isotop deuterium pada air hujan dapat digunakan untuk mengetahui lokasi recharge air meteorik untuk suatu akifer. Air meteorik yang meresap ke dalam bumi akan mengalami berbagai reaksi dengan batuan dan/atau dengan gas. Ini akan mengakibatkan terjadinya penambahan atau pengurangan jumlah isotop di dalam air. Reaksi yang dapat terjadi antara lain seperti pada tabel berikut ini.

108


Tabel 9Reaksi dan perubahan jumlah isotop yang terjadi. No.

Reaksi

Perubahan Jumlah Isotop

1.

Penguapan

Pengayaan (enrichment)

2.

Reaksi dengan batuan

Pengayaan

3.

Reaksi dengan H2S

Pengayaan 2H

4.

Reaksi dengan CO2

Pengurangan (depletion)

5.

Reaksi pengembunan

Pengurangan

18O

dan 2H

18O

18O

18O

dan 2H

Reaksi yang terjadi dapat digambarkan seperti pada gambar berikut ini. Pada gambar tersebut tampak garis-garis yang menunjukkan sebaran komposisi isotop deuterium dan oksigen akibat reaksi yang terjadi pada air meteorik.

109


Gambar 45Pola pergeseran jumlah isotop 18 O dan D oleh beberapa proses yang menyertai pembentukannya

Gambar 46 Pola distribusi harga isotop 18O dan D pada beberapa air hujan dan air panas di beberapa lokasi di dunia

Data isotop yang berasal dari airpanas atau air magmatik mempunyai jumlah deuterium yang relatif tetap dan sebanding dengan jumlah deuterium pada air meteorik, seperti dapat dilihat dalam gambar berikut. Tetapnya jumlah deuterium di dalam air magmatik disebabkan oleh sedikitnya jumlah ion hidrogen di dalam batuan. Penambahan terjadi pada jumlah !18O karena adanya reaksi antara air dengan batuan yang menyebabkan pengayaan oksigen di dalam air. Rentang perubahan yang bergantung pada intensitas reaksi air dengan batuan dan pencampuran air meteorik. 110


Contoh Soal

1.

Diagram tiga sumbu (trilinear) Piper berikut ini merupakan hasil pemetaan kualitas air tanah di suatu kawasan pantai. Sebutkan fasies kimia air masing-masing untuk kelompok mataair 1-2-3 dan 4-5. Analisislah karakter air apa saja yang dapat anda ketahui terhadap kedua kelompok fasies kimia air tersebut.

2.

Jelaskan sifat-sifat properti kimia air tanah yang meresap,mengalir dan keluar pada akifer batugamping karstik.Demikian juga kimia air tanah pada akifer batuan breksi volkanik yang telah mengalami pelapukan sempurna.

111


*"M#") %LQ#"W" Davis S.N and De Wiest, 1966, Hydrogeology, Jelin Wilev & Sons, United States of America. Freeze R.A. and Cherry, 1979, Groundwater, Prentice Hall, Inc. United State of America. Kepmen LH No 03/1991 Baku Mutu Limbah Cair Bagi Kegiatan Yang Sudah Beroperasi. Mandel dan Shiftan, 1981, Groundwater Resources: Investigation and Development, Academic Press Inc, USA. Matthess G and Harvey J.C, 1982, The Properties of Groundwater, John Willey & Sons, Canada. Permenkes No. 416/1990, Syarat-syarat Dan Pengawasan Kualitas Air.

112


BIOGRAFI PENULIS Dasapta Erwin Irawan

Background The estimated groundwater potential in Indonesia is about 100 billion m3, circulated in 421 groundwater basins. Most of the basins are composed of volcanic deposits. The porous and fracture system deposits perform as productive aquifers, shown by the emergence of spring belt at the foot slopes with enormous discharge and excellent quality. As part ring of ﬁre, Indonesia is encircled with volcanic belt. There are 128 volcanoes or 13–17% of total volcanoes in the world. These volcanoes produce volcanic deposit cover a total area of 33,000 km2 or one sixth of Indonesia’s land (Department of Mining and Energy, 1979). Therefore the hydrogeological setting of volcanic deposit is very interesting to be studied. Thesis and Dissertation For the last 15 years, I have worked in volcanic areas for academic research. I worked in Southern Bandung area for my undergraduate final project and Mount Ciremai area for master and PhD thesis. The result of each project have been published in refereed journal and presented in several conferences. For my undergraduate project, I have written the geological condition of Southern Bandung area which has many small volcanic vents (Irawan et al., 2000) and . In the paper, I also proposed geological mapping technique to identify volcanic aquifer system.

In my master thesis and PhD dissertation, I worked in Mount Ciremai, a solitaire-strato volcano with elevation of 3072 masl. It situated in Majalengka (west flank) and Kuningan Regency (East flank), 20 km south of Cirebon. The diameter of this volcano, from the peak to the foot slope is about 10 km. Many studies have been conducted at the area, consists of regional geology and hydrogeology

113


in large scale. There are at least 119 springs with variable discharge, from 10 L/s to nearly 100 L/s (Bappeda of Kuningan Regency, 2000). The availability of data and groundwater information, is fundamental to understanding the conditions necessary to support the planning of ground water utilization of ground water to achieve optimum utilization of groundwater and its sustainability. I identified three main aquifer units: pyroclastic breccias, lava, and laharic breccias. All of the observed-aquifers are unconfined aquifers. They feed water to spring zone encircling Ciremai. The spring zone is interpreted to be controlled by slope morphology. However, the morphology forms two slope breaks: at 750 masl (average 4o of slope difference) and at 1350 masl (19o of slope difference) (Irawan et al., 2003). I also found three factors to control the spring emergence (Irawan et al., 2006). First factor is the change of rock distribution from lava to laharic breccias. Morphological features in the form of ridges and valleys also contribute to control groundwater flow pattern. The second factor is fracture system in lava flows and continuous conduits in laharic breccias. The third factor is the intensive weathering processes in the study area. The process produces thick residual soil and high final infiltration rate. The residual soil is very potential in storing and transmitting water. In another paper, I have tested 25 samples of thermal waters of various sources. I found that the thermal system is reflected by groundwater chemical properties. The characteristics shift from meteoric-dominated waters to formation-dominated waters (Irawan and Puradimaja, 2006). Moreover, I have conducted hydrogeochemical analysis on the area based on 119 spring locations in at Mount Ciremai area. Using Cluster analysis on 14 parameters, I have successfully extracted three clusters (Irawan et al., 2009b). Cluster 1 (112 springs) is distinguished by normal temperatures, low TDS, EC, and high bicarbonate concentrations. Cluster 2 (five springs) has moderately high temperature, TDS, EC, and high concentration of chloride. Cluster 3 (two springs) exhibits high temperature, anomalous high TDS, EC, and chloride concentration. Three hydrogeological systems have been pictured based on the 3 clusters consecutively. The first system is developed in shallow unconfined aquifer, with domination of high bicarbonate (4.2 me/L) meteoric water. The second system is predominated with mixing

114


processes, between groundwater in unconfined aquifer and hot groundwater from deeper aquifers. The third system is primarily dominated by groundwater flow from deep formation. The hot – deep seated groundwater flow also carries mud particles. It has anomalous high TDS (>1000 mg/L), EC (515 mS/cm), and chloride (99 me/L) from interaction between groundwater with clay formations, interpreted as Kaliwangu Formation. The identification of water quality and the hydrogeological role of certain area is important to regional planning. It will assist the groundwater spring and well protection measures (Irawan et al., 2009a). Current Research It is very important as sources of fresh water in Indonesia. Land use changes such as advancement of agriculture or inhabitation upslope results in changes in the local hydrological systems. This influences quantity and quality of groundwater. In Bandung Basin, volcanic deposit is the most productive aquifer system. On the other hand, they exhibit large spatial heterogeneity with generally no single structural geological direction. This complex subsurface architecture influences the flow patterns as well as the groundwater quality.

Based on current condition, part of my current focus is how to provide the hydrostratigraphy of volcanic aquifers in Bandung area. The research is based on environmental isotope measurement in groundwater and morphometry. In 2011, I have selected to receive two research grants from ITB, entitled: The Hydrostratigraphy of Bandung Basin based on Deuterium, Oxygen-18, and Tritium and Morphometry Analysis and Field Permeability Value of Northern Bandung Area. My work on these projects consists of two major measurements: hydrochemistry parameter as well as environmental isotope contents and field permeability (final infiltration rate). These techniques will allow us to estimate of spring or well capture zone and to link recharge areas and discharge areas with sufficient precision. I will also rely on classic multivariate statistical methods and data mining techniques. This provides a more quantitative foundation for the analysis, allows the establishment of more accurate models, and gives more insight into an groundwater behaviour. Future Research I plan to continue my efforts in learning groundwater tracer technology and hydrometry. The synergy of these two techniques

115


will allow me to fingerprint groundwater movement and behaviour. I will also seek an active cooperation with colleagues in both areas, in order to gain a better understanding of the dynamic process of learning. In cooperation with Dr. T. Bogaard at Delft University (The Netherlands), I will continue my current efforts to evaluate the result of my research, and also to write joint paper. At the same time, it will provide myself an excellent and diverse opportunity widen my insight about the advancement of hydrogeology in general. Online

Website (derwinirawan.wordpress.com/blog.fitb.itb.ac.id/derwinirawan); Twitter: @d_erwin_irawan; FB: Dasapta Erwin Irawan; Email: [email protected]

References

Bappeda of Kuningan Regency, 2000. Groundwater Resources of Kuningan Regency Report, Board of Regional Planning (Bappeda) of Kuningan Regency. Department of Mining and Energy, 1979. The Database of Volcanoes in Indonesia, Department of Mining and Energy. Irawan, D.E. and Puradimaja, D.J., 2006. The Differentiation of Hyperthermal Groundwater Origin by using Multivariate Statistics On Water Chemistry. Jurnal Geoaplika, 1(2). Irawan, D.E., Puradimaja, D.J. and Bogaard, T., 2006. Spatial Analysis of Volcanic Hydrogeology at Gunung Ciremai, West Java, Indonesia, Persidangan Bersama Geosains. Universiti Kebangsaan Malaysia, Kuala Lumpur, Malaysia. Irawan, D.E., Puradimaja, D.J. and Hutasoit, L.M., 2003. Geological Control to Spring Emergence. Case Study: East Slope of Mt. Ciremai, Buletin Geologi. Buletin Geologi, 35 (1): 8. Irawan, D.E., Puradimaja, D.J., Notosiswoyo, S. and Soemintadiredja, P., 2009a. Hydrochemical tracers to map hydrogeological setting at Mount Ciremai. Warta Bapeda

116

Lembar Kerja Hidrogeologi Umum Edisi 2012

Recommend Documents