materi keairan

8.13.2010

 
Air Tanah
Airtanah merupakan komponen utama dalam siklus hidrologi yang memiliki dua peranan penting, dimana salah satunya adalah untuk kebutuhan manusia. Aspek fenomena bentuklahan akan mempengaruhi kualitas maupun kuantitas dari airtanah. Formasi geologi dari setiap mineral batuan akan membentuk unsur atau senyawa kimia yang berpengaruh terhadap airtanah. Secara alamiah, airtanah mengandung unsur-unsur dalam jumlah tertentu yang berasal dari proses berlangsungnya siklus hidrologi dari pembentukan uap air di atmosfer hingga selama pengalirannya di dalam tanah (Heraclitus, cf Biswas, 1970 dalam Appelo dan Postma, 1993). Distribusi hujan wilayah merupakan jumlah/besarnya curah hujan yang diterima di suatu daerah. Besarnya curah hujan tergantung dari intensitas dan durasi curah hujan tersebut. Curah hujan merupakan sumber masukan bagi airtanah pada suatu wilayah.
Siklus Air Tanah
Sebagian besar airtanah berasal dari air permukaan yang meresap masuk ke dalam tanah (infiltrasi).
       Sebagian kecil airtanah berasal dari air juvenil, merupakan air yang “baru”, dapat berupa air magmatik, baik air plutonik (yang sangat dalam) maupun air volkanik (yang relatif dangkal 3 – 5 km) dan air kosmik yang berasal dari ruang angkasa bersama meteorit; selain itu ada yang disebut air fosil (air “connate”), merupakan kantong air yang terjadi karena air tersebut terperangkap pada endapan sewaktu terjadi proses pengendapannya.  
       Air magmatik (plutonik/volkanik) biasanya panas atau hangat dan mempunyai kandungan sulfur tinggi, sedang air fosil biasanya asin. Airtanah  yang hangat tidak semuanya berupa air magmatik; air ini hangat karena dalam pengalirannya di bawah tanah mengalami pengaruh pemanasan dari  batuan beku (intrusi) yang masih panas. Air seperti ini dicirikan oleh tidak adanya kandungan sulfur (belerang) di dalamnya.
    Kadar kandungan air tanah di suatu daerah ditentukan oleh:
1)      Iklim/musim atau banyaknya curah hujan.
2)      Banyak sedikitnya tumbuh-tumbuhan; misalnya hutan, padang, dsb.
3)      Topografi, misalnya lereng, datar, cekungan.
4)      Derajat kesarangan / derajat celah atau pori-pori batuan. 
Beberapa istilah sifat batuan terhadap air tanah:
1)      Akuifer: lapisan pembawa air = lapisan permeabel. Berasal dari kata aqua yang berarti air, dan ferre berarti mengandung. Adalah batuan yang mempunyai susunan sedemikian rupa sehingga dapat mengalirkan air yang cukup berarti di bawah kondisi lapangan. Contoh: pasir, kerikil, batupasir, batugamping yang berlubang-lubang, lava yang retak-retak.
2)      Akuiklud = lapisan kedap air = lapisan impermeabel. Berasal dari kata aqua, dan claudere yang berarti menutup. Adalah batuan yang dapat menyimpan air tetapi tidak dapat mengalirkannya dalam jumlah yang berarti. Contoh: lempung, shale, tuf halus, silt dan berbagai batuan yang berukuran (tekstur) lempung.
3)      Akuifug = lapisan kebal air. Berasal dari kata aqua, dan fugere yang berarti mengusir. Adalah batuan yang tidak dapat menyimpan dan mengalirkan air. Contoh: granit, batuan yang kompak, keras, padat.
4)      Akuitar; adalah batuan yang mempunyai susunan sedemikian rupa sehingga dapat menyimpan air tetapi hanya dapat mengalirkan air dalam jumlah yang terbatas. Misalnya, tampak adanya rembesan atau kebocoran, kebocoran. Akuitar terletak di antara akuifer dengan akuiklud.
Tatanan air tanah
            Tatanan air tanah adalah beberapa lapisan tanah yang berdasarkan atas sebaran akuifer dan non akuifer di bawah permukaan tanah , dikenali adanya system akuifer sebagai berikut :
a.      Akuifer tidak tertekan (unconfined aquifer)
Pada system akuifer ini , tidak ada lapisan penutup yang bersifat kedap air di bagian atas, sedangkan bagian bawahnya dibatasi oleh lapisan kedap air. Dengan demikian muka air tanah bersifat bebas untuk naik dan turun , tergantung pada musim hujan dan musim kemarau.sehingga air tanah yang terdapat dalam system akuifer sering disebut air tanah bebas (free groundwater), dengan muka airnya disebut sebagai muka air freatik (phreatic level water), yang terdiri atas air solum (solumn water) yang berada di dekat permukaan tanah dan diperlukan oleh akar tumbuhan, serta air merambat dan tersimpan dalam cappillary zone.
b.      Zona jenuh (zone of saturation)
Merupakan ruang antara yang seluruhnya terisi oleh air dan tidak terdapat udara. Air di dalam zona jenuh inilah yang secara teknik disebut air tanah. Secarah alamiah, pembentukan air tanah berlangsung pada suatu wadah yang disebut cekungan air tanah (ground water bassin), yaitu tempat berlangsungnya proses pengimbuhan, pengaliran, dan pelepasan air tanah. Pembentukan air tanah, sejak dari daerah imbuhan (recharge area) yang kemudian mengalir menuju daerah lepasan (discharge area) dapat terjadi dalam kurun waktu yang berbeda-beda di berbagai cekungan air tanah, dimulai dari hitungan hari, minggu, bulan, tahun bahkan dapat hingga berabad-abad lamanya, tergantung pada kondisi geologi setempat. Air tanah yang menuju daerah lepasannya di beberapa tempat dapat muncul kembali ke permukaan tanah sebagai mata air.
c.       Akuifer tertekan (confined aquifer)kuifer pada system ini dibatasi bagian atas dan bawahnya oleh lapisan kedap air. Akuifer tertekan ini terisi penuh oleh air tanah dan tidak mempunyai muka air tanah yang bersifat bebas, sehingga pengeboran yang menembus akuifer ini akan menyebabkan naiknya muka air tanah di dalam sumur bor yang melebihi kedudukan semula, disebut sebagai muka pisometrik (piezometric level). Kedudukan muka air pisometrik ini dapat berada di atas muka tanah setempat (artesisi positif), yang menghasilkan air tanah yang mengalir sendiri (artesian flowing), sedangkan jika kenaikan muka airnya masih berada dipermukaan tanah setempat disebut artesis negative.
Permeabilitas
         Permeabilitas tanah menunjukkan kemampuan tanah dalam meloloskan air. Struktur dan tekstur serta unsur organik lainnya ikut ambil bagian dalam menaikkan laju permeabilitas tanah. Tanah dengan permeabilitas tinggi menaikkan laju infiltrasi dan dengan demikian, menurunkan laju air larian.
Tinggi muka air tanah berubah-ubah sesuai dengan keadaan iklim tetapi dapat juga berubah karena pengaruh dari adanya kegiatan konstruksi. Di tempat itu dapat juga terjadi muka air tanah dangkal, di atas muka air tanah biasa, sedangkan kondisi dapat terjadi bila tanah dengan permeabilitas tinggi di permukaan atasnya dibatasi oleh lapisan muka air tanah setempat, tetapi berdasarkan tinggi muka air tanah pada suatu tempat lain yang lapisan atasnya tidak dibatasi oleh lapisan rapat air.
            Semua jenis tanah bersifat lolos air (permeable) dimana air bebas mengalir melalui ruang-ruang kosong (pori-pori) yang ada di antara butiran-butiran tanah. Tekanan pori diukur relatif terhadap tekanan atmosfer dan permukaan lapisan tanah yang tekanannya sama dengan tekanan atmosfer dinamakan muka air tanah atau permukaan freasik, di bawah muka air tanah. Tanah diasumsikan jenuh walaupun sebenarnya tidak demikian karena ada rongga-rongga udara.
Walaupun secara teoritis lebih atau kurang mempunyai rongga pori, dalam prakteknya istilah mudah meloloskan air (permeable) ditujukan kepada tanah yang memang benar-benar mempunyai sifat meloloskan air. Sebaliknya tanah dikatakan kedap air (impermeable), jika tanah tersebut mempunyai kemampuan meloloskan air sangat kecil.
Koefisien permeabilitas terutama tergantung pada ukuran rata-rata pori yang dipengaruhi oleh distribusi ukuran partikel, bentuk partikel dan struktur tanah. Secara garis besar, makin kecil ukuran partikel, makin kecil pula ukuran pori dan makin rendah koefisien permeabilitasnya. Berarti suatu lapisan tanah berbutir kasar yang mengandung butiran-butiran halus memiliki harga k yang lebih rendah dan pada tanah ini koefisien permeabilitas merupakan fungsi angka pori. Kalau tanahnya berlapis-lapis permeabilitas untuk aliran sejajar lebih besar dari pada permeabilitas untuk aliran tegak lurus. Lapisan permeabilitas lempung yang bercelah lebih besar dari pada lempung yang tidak bercelah (unfissured).
            Untuk menghitung permeabilitas dilaboratorium digunakan 2 metode yaitu: Constant-Head dan Falling-Head. Untuk Constan-head persamaannya adalah:
            K=
Dengan :         k = koefisien permeabilitas (cm/dt)
                        Q = debit air yang keluar (cm3/dt)
                        h = tinggi tekanan (cm)
                        A = luas contoh bahan (cm2)
Luas Daerah Genangan  
Hal-hal yang menyebabkan terjadinya genangan air di suatu lokasi antara lain:
1. Dimensi saluran yang tidak sesuai.
2. Perubahan tata guna lahan yang menyebabkan terjadinya peningkatan       debit banjir di suatu daerah aliran sistem drainase.
3. Elevasi saluran tidak memadai.
4.Lokasi merupakan daerah cekungan.
5.Lokasi merupakan tempat retensi air yang diubah fungsinya misalnya menjadi permukiman. Ketika berfungsi sebagai tempat retensi (parkir alir) dan belum dihuni adanya genangan tidak menjadi masalah. Problem timbul ketika daerah tersebut dihuni.
6. Tanggul kurang tinggi.
7.Kapasitas tampungan kurang besar.
8. Dimensi gorong-gorong terlalu kecil sehingga aliran balik.
9. Adanya penyempitan saluran.
10. Tersumbat saluran oleh endapan, sedimentasi atau timbunan sampah.
Secara teknik ada beberapa cara untuk meramalkan datangnya banjir, antara lain:
1.      Berdasarkan keadaan cuaca
Dengan mengetahui keadaan cuaca akan dapat diramalkan daerah-daerah dimana akan turun hujan serta kemungkinan-kemungkinan tinggi muka air pada tempat tertentu berdasarkan atas perkiraan atas besarnya intensitas hujan. Cara ini didasarkan atas pengalaman-pengalaman dan hasil studi distribusi hujan pada waktu yang telah lampau.
2.       Metode hubungan antara curah hujan dan tinggi muka air
Data curah hujan dari suatu daerah pengaliran diamati dan dicatat pada tiap-tiap jam dan dengan menggunakan data tersebut dilakukan perhitungan untuk meramalkan tinggi muka air yang akan terjadi. Waktu datangnya banjir tergantung pada intensitas, lama serta distribusi hujan yang jatuh.
                        Genangan banjir adalah genangan air di suatu daerah yang berbeda dari keadaan biasanya dengan ketinggian tertentu (± 10 cm) dari permukaan tanah. Hal- hal yang menjadi karakteristik genangan banjir adalah :
1). Kedalaman genangan
Kedalaman genangan adalah tinggi muka air dari permukaan tanah dalam satu kawasan wilayah tertentu.
2). Lama genangan
Waktu yang dibutuhkan untuk menurunkan tinggi genangan air permukaan adalah lamanya genangan, setidaknya mendekati keadaan semula (maksimal 5 cm dari permukaan tanah).
3). Luas areal
Luas areal merupakan luas daerah yang tergenang air dalam suatu kawasan tertentu dalam waktu yang sama.
4). Volume genangan
Volume genangan adalah besarnya jumlah genangan air yang terjadi dan diukur berdasarkan panjang, lebar, dan tinggi genangan.
Koefisien Limpasan (runoff coeffisien) (C)
Dalam penghitungan debit banjir menggunakan Metode Rasional diperlukan  data koefisien limpasan (runoff coeffisien).  Koefisien limpasan adalah rasio jumlah limpasan terhadap jumlah curah hujan, dimana nilainya tergantung pada tekstur tanah, kemiringan lahan, dan jenis penutupan lahan.  Pada daerah aliran sungai (DAS) berhutan dengan tekstur tanah liat berpasir, nilai koefisien limpasan berkisar antara 0,10 – 0,30.  Pada lahan pertanian dengan tekstur tanah yang sama, nilai koefisien limpasan adalah 0,30 – 0,50.  Dalam tulisan ini data koefisien limpasan disesuaikan dengan kondisi lapangan
Intensitas hujan (I)
Perhitungan debit banjir dengan metode rasional memerlukan data intensitas curah hujan. Intensitas curah hujan adalah ketinggian curah hujan yang terjadi
pada suatu kurun waktu di mana air tersebut terkonsentrasi (Loebis 1992). Intensitas curah hujan dinotasikan dengan huruf I dengan satuan mm/jam.  Durasi adalah lamanya suatu kejadian hujan.  Intensitas hujan yang tinggi pada umumnya berlangsung dengan durasi pendek dan meliputi daerah yang tidak sangat luas. Hujan yang meliputi daerah luas, jarang sekali dengan intensitas tinggi, tetapi dapat berlangsung dengan durasi cukup panjang. Kombinasi dari intensitas hujan yang tinggi dengan durasi panjang jarang terjadi, tetapi apabila terjadi berarti sejumlah besar volume air bagaikan ditumpahkan dari langit.Sri Harto (1993) menyebutkan bahwa analisis IDF memerlukan analisis frekuensi dengan menggunakan seri data yang diperoleh dari rekaman data hujan. Jika tidak tersedia waktu untuk mengamati besarnya intensitas hujan atau disebabkan oleh karena alatnya tidak ada, dapat ditempuh cara-cara empiris dengan mempergunakan rumus-rumus eksperimental seperti rumus Talbot, Mononobe, Sherman dan Ishigura (Suyono dan Takeda 1993).Intensitas hujan adalah volume rata-rata curah hujan yang terjadi selama satu unit waktu (mm/jam).  Intensitas hujan juga bisa diekspresikan sebagai intensitas sesaat atau intensitas rata-rata selama kejadian hujan. Intensitas rata-rata curah hujan secara umum dirumuskan sebagai berikut :
I =                                                    
Keterangan :
 i = intensitas hujan (mm/jam)
P = jumlah hujan (mm)
Td = lama hujan (jam)
Waktu konsentrasi (time of concentration) adalah waktu yang diperlukan oleh air untuk mengalir dari titik terjauh daerah pengaliran ke titik outlet suatu DAS. Untuk saluran air hujan daerah perkotaan, waktu konsentrasi terdiri dari waktu yang diperlukan limpasan untuk mengalir di permukaan tanah untuk mencapai saluran terdekat (t0) dan waktu pengaliran dalam saluran ke titik yang dimaksud (td).
S=                                                   
t­­o                                        
td=                                                 
tc= to + td                                                                   
dengan,
S : Kemiringan lahan (%)
Hh : selisih ketinggian kontur (m)
D : jarak (m)
c : koefisien limpasan
L : panjang saluran yang ditinjau (m)
v : kecepatan rata-rata sesuai kemiringan muka tanah (m/s)
to : waktu pengaliran di permukaan tanah (menit)
td : waktu pengaliran dalam saluran ke titik yang dituju (menit)
tc : waktu konsentrasi (menit)
Apabila catchment area menjadi lebih besar, maka pengaruh daya tamping saluran (channel storage) dalam pengurangan gelombang banjir menjadi lebih besar. Untuk mendapatkan kemungkinan daya tamping saluran mempengaruhi debit puncak yang dihitung atas dasar rumus Rasional maka harus dikalikan dengan koefisien penampungan (storage coefficient). Besarnya koefisien penampungan ditentukan dari rumus (7) berikut :
Cs=

0 komentar:

maunya bahasa: