Specific Yield Sy Gerakan Airtanah

30 K, tampungan spesifik So atau pemakaian param porositas n, permeabilitas k, dan kompresibilitas akuifer .

2.5.7.6. Specific Yield Sy

Param tampungan spesifik So digunakan untuk akuifer yang dibatasi oleh dua lapisan kedap air, seperti yang terjadi pada akuifer tertekan. Pada kondisi dimana lapisan kedap airnya hanya satu, yaitu pada akuifer tidak tertekan, param tampungan dikenal dengan sebutan specific yield Sy. Definisinya ialah isi volume air yang keluar dari tampungan oleh satuan luas dari akuifer tak tertekan akibat satu unit penurunan dari muka air water table. Pengertian specific yield dapat juga dijelaskan seperti berikut ini. Pada akuifer tak tertekan, muka airtanah berfungsi sebagai batas daerah jenuh air dan daerah tak jenuh air. Di daerah tak jenuh air, kadar air  merupakan perbandingan isi air dengan total isi material tanah dan selalu lebih kecil dari porositas n   n. Pada muka airtanah dan di daerah jenuh air besarnya  = n. Nilai Sy jauh lebih besar dibandingkan S yaitu berkisar antara 0,01 – 0,03. nilai Sy yang besar menunjukkan bahwa keluarnya air dari tampungan di akuifer tak tertekan merupakan dewatering langsung dari pori-pori tanah, sedangkan keluarnya air dari tampungan di akuifer tertekan merupakan efek sekunder dari ekspansi air dan pemadatan akuifer yang disebabkan karena adanya perubahan tekanan fluida g. Oleh karena itu, kita dapat menyimpulkan bahwa akuifer tak tertekan lebih efisien sebagai sumber air dibandingkan dengan akuifer tertekan. Untuk nilai debit yang sama, hanya dibutuhkan ketinggian hidrolik yang lebih kecil. Tabel 5. N ilai Spesific Yield Batuan Material Spesific Yield Sy Kerikil kasar 23 Kerikil sedang 24 Kerikil halus 25 Pasir kasar 27 Pasir sedang 28 Pasir halus 23 debu 8 lempung 3 Batu pasir halus 21 Batupasir sedang 27 31 Batu gamping 14 Gemuk pasir 38 gambut 26 sekis 26 Batu debu 12 Tuf 21 Sumber : Todd, 1995

2.5.7.7. Gerakan Airtanah

Sebagai hasil dari cara bahan-bahan diendapkan semula, sistem-sistem akuifer hampir tidak pernah seragam dalam ciri-ciri hidroliknya. Bahkan bila struktur geologi sistem akuifer diketahui, maka detil gerakan air di dalamnya sulit untuk diketahui. Banyak detil gerakan airtanah masih belum dipahami dengan jelas. Tetapi, proses umum gerakan airtanah sangatlah sederhana. Suatu gerakan yang didorong oleh gaya berat dan ditahan oleh gesekan cairan pada medium yang porous. Bila kita bawa prinsip yang sederhana itu pada perlakuan matematis dari aliran airtanah, maka asumsi-asumsi dan generalisasi tertentu harus dilakukan. Beberapa dari asumsi-asumsi itu Dam, 1966 adalah: 1. Akuifer haruslah homogen dan isotropik permeabilitas dalam arah x, y, dan z adalah sama. 2. Lapisan-lapisan semi-tembus mempunyai ketahanan hidrolik yang seragam. 3. Koefisien permeabilitas merupakan invarian waktu tak tergantung waktu. 4. Transmisibilitas suatu akuifer bebas adalah konstan. 5. Koefisien cadangansimpanan adalah konstan. 6. Pelepasan air dari cadangan adalah seketika. 7. Zona kapiler dapat diabaikan. Dengan menggunakan kriteria ini, aliran airtanah untuk keadaan lunak nilai- nilai konstan dengan waktu pada titik yang berbeda pada akuifer-stasioner tak tertekan kerapatan air tetap konstan diperlakukan secara matematik. Persamaan- persamaan dasar yang menjelaskan perlakuan ini didasarkan atas 2 hukum, yaitu hukum Darcy dan hukum Kontinuitas. Hukum Darcy Kombinasi gaya gravitasi bumi Z dengan tekanan potensial P disebut tinggi-energi hidrolik hydraulic head. Perbedaan tinggi energi hidrolik H antara 32 dua tempat sering disebut dH. Apabila nilai perbedaan tersebut diwujudkan dalam satuan panjang, maka ia akan ditulis dHL dan disebut gradien hidrolik hydraulic gradient. Gradien hidrolik merupakan tenaga pendorong gerakan air dalam tanah. Jika permukaan airtanah bebas itu mempunyai gradien, maka airtanah akan bergerak ke arah tersebut. Oleh adanya hujan yang terputus, evaporasi, dan buangan air di lapangan, maka akan selalu ada tenaga pendorong gerakan airtanah. Untuk dapat memperkirakan laju gerakan air dalam tanah, diperlukan tambahan informasi luas penampang melintang A daerah yang akan dilalui airtanah serta faktor konduktivitas hidrolik K yang merupakan karakteristik airtanah. Menurut hukum Darcy, kecepatan semu aliran  adalah sebanding dengan gradien hidrolik ∂h∂l adalah : = × ℎ K adalah konduktivitas hidrolik LT. Bila kedua sisi persamaan masing- masing dikalikan luas penampang melintang A, maka volume per satuan waktu q menjadi: = × = × × ℎ Dimensi q adalah L 3 T dan persamaan di atas berlaku untuk tanah jenuh. Hukum Darcy dapat juga digunakan untuk menghitung besarnya aliran air dalam tanah tidak jenuh. Proses perhitungan aliran air pada tanah tidak jenuh lebih rumit karena nilai K tidak hanya tergantung pada ukuran pori-pori tanah, tapi juga pada keadaan kelembaban tanah. nilai K 0v bervariasi dari 50 cmhari pada tanah basah sampai 0,001 cmhari pada keadaan permanent wilting point PWP. Tabel 6 berikut ini memperlihatkan kecepatan aliran airtanah yang diukur di lapangan. 33 Tabel 6. Kecepatan Airtanah di Berbagai Jenis Batuan Karakteristik Tanah Dalam Akuifer Ukuran Butir mm Kecepatan Rata-Rata Aliran mhari Gradien Hidrolik 1 Gradien Hidrolik 100 Silt, pasir halus Pasir sedang Pasir kasar, kerikil halus Kerikil Kecepatan maksimum dalam kerikil 0,005-0,25 0,25-0,5 0,5-2,0 2,0-10,0 18,5 ukuran butir efektif 0.02 0.35 1.92 9.09 33.33 2.0 35.0 192.0 909.0 3,333.0 Sumber : Todd, 1995 Porositas yang lebih besar tidak selalu disertai oleh permeabilitas yang lebih baik porositas adalah kadar ruang antara butir-butir yang membentuk lapisan- lapisan. Sebagai contoh adalah lempung. Porositas lapisan lempung adalah sangat besar, tetapi permeabilitasnya adalah kecil karena ruang-ruangnya sangat kecil. Permeabilitas ditentukan oleh porositas efektif. Tabel 7 memperlihatkan porositas efektif dan koefisien permeabilitas dari suatu lapisan. Tabel 7. Porositas dan Permeabilitas Lapisan Jenis Lapisan Porositas Porositas Efektif Koefisien Permeabilitas Alluvium Lapisan lempung Lapisan silt Lapisan pasir Lapisan pasir dan kerikil 45-50 35-45 30-35 25-30 5-10 5-8 20-25 15-20 10 -4 -10 -5 10 -1 -10 -2 Dilluvium Lapisan lempung Lapisan silt Lapisan pasir Lapisan pasir dan kerikil 50-60 40-50 35-40 30-35 3-5 5-10 15-20 10-20 10 -5 -10 -6 10 -2 -10 -3 Neo- Tersier Lapisan lumpur Lapisan batu pasir Lapisan tufa 55-65 40-50 30-65 3-5 5-10 3-10 10 -5 -10 -6 10 -3 -10 -4 10 -3 -10 -6 Sumber : Todd, 1995 Keterbatasan umum Hukum Darcy adalah Seyhan, 1990: 1. Berlaku untuk aliran laminer pada media porous, yang berarti bahwa ini berlaku untuk bilangan Reynolds hingga 10. 2. Untuk maksud-maksud rekayasa, hukum ini mempunyai ketelitian dengan kesalahan 1 – 2 . 34 Hukum Kontinuitas Hukum ini yang digunakan bersama-sama hukum Darcy dalam memecahkan permasalahan airtanah yang dapat dituliskan untuk keadaan lunak invarian waktu dan tak dapat ditekan kerapatan air yang konstan sebagai:    z q y q x q z y x       yang hanya mendefinisikan kenyataan bahwa air yang meninggalkan suatu tubuh harus berasal dari suatu tempat. Untuk akuifer semi tertekan, persamaan ini menjadi sama dengan kebocoran dari akuifer. Sehingga, H C H C z q y q x q z y x 2 2 1 1                 dimana: C 1 = ketahanan hidrolik lapisan semi tembus yang membatasi di bagian atas = d 1 k 1 C 2 = ketahanan hidrolik lapisan semi tembus yang membatasi di bagian bawah = d 2 k 2 H = ketebalan akuifer. Dengan menggunakan 2 hukum ini, dalam batas-batas asumsi yang disajikan pada awal sub-bahasan ini banyak permasalahan airtanah dapat dipecahkan secara matematik.

2.5.8. Sifat-Sifat Akuifer dan Batuan Dasar