RESUME

BASIC GROUND WATER HYDROLOGY

1. Hidrologi Air Tanah

Hidrologi air tanah adalah bagian dari ilmu hidrologi yang berhubungan

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

interdisipliner dalam lingkup karena melibatkan penerapan, ilmu biologi dan

matematika fisik. Ini juga merupakan ilmu yang sangat penting bagi

kesejahteraan umat manusia. Karena hidrologi air tanah berkaitan dengan

terjadinya dan gerakan air di lingkungan bawah permukaan hampir sangat

kompleks, di negara yang maju, hidrologi air tanah salah satu ilmu yang paling

kompleks. Di sisi lain, banyak prinsip dan metode dasar dapat dipahami dengan

mudah oleh selain ahli hidrologi dan digunakan oleh mereka dalam pemecahan

masalah air tanah. Tujuan dari laporan ini adalah untuk menyajikan aspek-aspek

dasar hidrologi air tanah dalam bentuk yang akan mendorong pemahaman yang

lebih luas dan serta penggunaan air tanah yang sewajarnya.

Lingkungan air tanah adalah air yang hampir tidak dapat terlihat karena

letaknya yang berada dibawah permukaan kecuali yang berada di gua-gua serta

lingkungan tambang, dan kita memperoleh kesan bahwa air mengalir melalui

celah yang berada dibawah permukaan. Dari pengamatan kami pada permukaan

tanah, bumi kita membentuk kesan solid.

Kesan ini tidak berubah banyak ketika kita memasuki sebuah gua batu

kapur dan melihat air yang mengalir di saluran bahwa alam telah dipotong ke

dalam apa yang tampaknya menjadi batuan padat. Bahkan, dari pengamatan

kami, baik di permukaan tanah dan di gua-gua, kita cenderung menyimpulkan

bahwa air tanah hanya terjadi di sungai bawah tanah dan veins atau urat-urat

yang terbentuk akibat dari penerobosan magma. Kami melihat aliran yang ada

antara butiran pasir dan lumpur, antara partikel tanah liat, atau bahkan

sepanjang patahan pada batuan granit. Akibatnya, kita tidak dapat

memperkirakan volume air tanah, tidak seperti keberadaan air tanah yang

berada didalam gua.

R. L. Nace dari US Geological Survey memperkirakan bahwa total volume

bukaan bawah permukaan (yang diduduki oleh air, gas, dan minyak bumi) adalah

di urutan 521.000 km3 (125.000 mil3). Jika kita memvisualisasikan lubang ini

sebagai membentuk gua terus menerus di bawah permukaan seluruh Amerika

Serikat, tingginya akan menjadi sekitar 57 m (186 ft). Bukaan tentu saja tidak

merata hasilnya adalah bahwa gua imajiner kita akan berkisar di ketinggian

sekitar 3 m (10 kaki) di bawah Plateau Piedmont sepanjang pesisir timur sekitar

2.500 m (8.200 kaki) di bawah Delta Mississippi.

Titik penting yang bisa diperoleh dari diskusi ini adalah bahwa volume

total bukaan bawah permukaan dari Amerika Serikat, dan lahan lain di dunia,

sangat besar. Bukaan yang paling bawah permukaan mengandung air, dan

pentingnya air ini untuk umat manusia bisa ditunjukan dengan membandingkan

volume dengan volume air dalam lainnya bagian hidrosfer. Perkiraan volume air

di hidrosfer telah dibuat oleh hidrologi Rusia M.I. L'vovich dan diberikan dalam

buku yang baru diterjemahkan ke dalam bahasa Inggris. Sebagian besar air,

termasuk di lautan dan di lebih bukaan bawah permukaan, mengandung

konsentrasi yang relatif besar mineral terlarut dan tidak mudah digunakan untuk

kebutuhan manusia yang mendasar. Kami akan, oleh karena itu, berkonsentrasi

dalam diskusi ini hanya pada air tawar. Tabel terlampir L'vovich's berisi

perkiraan air tawar di hidrosfer. Tidak mengherankan, volume terbesar air tawar

terjadi seperti es di gletser. Di sisi lain, banyak orang terkesan dengan "solid"

Bumi terkejut mengetahui bahwa sekitar 14% dari semua air tawar adalah air

tanah.

Tabel 1Air Tawar Dari Hidrosfer dan Laju Pergerakan Air Tanah

[Dimodifikasi Dari L'vovich (1979), Tabel 2 Dan 10]

Parts of the of hydrosphereVolume of freshwater Share in total volume of

freshwater (%)

Rate of water

exchange (yr)km mil

Ice sheets and glaciers 24,000,000 5,800,000 84 .945 8,000

Ground water 4,000,000 960,000 14 .158 280

Lakes and reservoirs 155,000 37,000 0.549 7

Soil moisture 83,000 20,000 0.294 1

Vapors in the atmosphere 14,000 3,400 0.049 0.027

River water 1,200 300 0.004 0.031

Total 28,253,200 6,820,700 100.000

Gambar 1Air didalam Batuan

Sebagian besar batu di dekat permukaan bumi terdiri dari padatan dan

butiran. Bagian padat, tentu saja jauh lebih jelas dari pada void, tapi tanpa void

tidak akan ada air untuk memasok sumur dan mata air. Permukaan bumi di

sebagian besar tempat dibentuk oleh tanah dan terkonsolidasi dengan deposit

yang berkisar pada ketebalan dari beberapa sentimeter di dekat singkapan

batuan konsolidasi sampai lebih dari 12.000 m di bawah delta Sungai Mississippi.

Deposit terkonsolidasi yang didasari oleh batuan yang mengalami konsolidasi

baik sebagian atau seluruh tubuh batuan.

Deposit yang paling tidak dikonsolidasi terdiri dari bahan yang berasal

dari disintegrasi batuan. Materi yang terdiri, dalam berbagai jenis deposit

terkonsolidasi, partikel batuan atau mineral ukuran mulai dari sepersekian

milimeter (lempung) hingga beberapa meter (batu). Deposit dikonsolidasi penting

dalam hidrologi air tanah, dalam rangka peningkatan ukuran butir, tanah liat,

debu, pasir, dan kerikil. Sebuah kelompok penting deposit terkonsolidasi juga

mencakup fragmen cangkang organisme laut.

Batuan konsolidasi terdiri dari partikel mineral berbagai ukuran dan

bentuk yang telah dilebur dengan panas dan tekanan atau dengan reaksi kimia

menjadi massa solid. Batuan tersebut sering disebut sebagai batuan dasar.

Mereka termasuk batuan sedimen yang awalnya batuan unconsolidated dan

beku yang terbentuk dari keadaan cair. Batuan sedimen konsolidasi penting

dalam hidrologi air tanah meliputi kapur, dolomite, serpih, batulanau, batu pasir

dan conglomerate. Batuan beku termasuk granit dan basalt.

Ada berbagai jenis rongga dalam batuan, dan kadang-kadang berguna

untuk mengetahui keberadaan air. Jika void terbentuk pada waktu yang sama

seperti batu, mereka disebut sebagai bukaan primer. Pori-pori di pasir dan kerikil

dan deposit terkonsolidasi lainnya adalah bukaan primer. Tabung lava dan

lubang lainnya dalam basalt juga bukaan primer.

Jika rongga yang terbentuk setelah batuan ini terbentuk, mereka disebut

sebagai bukaan sekunder. Pada patahan pada granit dan batuan sedimen

konsolidasi adalah bukaan sekundernya. Rongga dalam batu kapur, yang

dibentuk sebagai air tanah perlahan melarutkan batu.

2. Air Bawah Tanah

Semua air di bawah permukaan tanah disebut sebagai air bawah tanah

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

adalah air permukaan. Air bawah tanah terjadi dalam dua zona yang berbeda.

Salah satu zona, yang terjadi langsung di bawah permukaan tanah di sebagian

besar wilayah lingkungan darat, mengandung air dan udara dan disebut sebagai

zona tak jenuh. Zona tak jenuh hampir selalu didasari oleh zona di mana semua

bukaan saling berhubungan yang penuh air. Zona ini disebut sebagai zona

jenuh.

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

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

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

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

jenuh, oleh karena itu, penting untuk hidrologi air tanah. Zona ini dapat dibagi

berguna menjadi tiga bagian: zona tanah, zona menengah, dan bagian atas

pinggiran kapiler. Zona tanah memanjang dari permukaan tanah sampai

kedalaman maksimum satu atau dua meter dan merupakan zona yang

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

dengan rongga yang ditinggalkan oleh akar membusuk vegetasi sebelumnya,

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

cenderung lebih tinggi dibandingkan dengan bahan yang mendasarinya.

Zona tanah didasari oleh zona menengah, yang berbeda dengan

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

kedalaman untuk pinggiran kapiler. Bagian terendah dari zona tak jenuh

ditempati oleh pinggiran kapiler, yang subzone antara zona tak jenuh dan jenuh.

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

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

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

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

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

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

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

terpakai. Di bawah permukaan air, tekanan hidrolik meningkat dengan

meningkatnya kedalaman.

3. Silkus Hidrologi

Gambar 2Siklus Hidrologi

Istilah siklus hidrologi mengacu pada gerakan konstan air di atas, pada,

dan di bawah permukaan bumi. Konsep siklus hidrologi merupakan pusat

pemahaman tentang terjadinya air dan pengembangan dan pengelolaan

persediaan air.

Meskipun siklus hidrologi memiliki bukan sebuah awal maupun akhir,

akan lebih mudah untuk membahas fitur utamanya dengan memulai dengan

penguapan dari vegetasi, dari permukaan lembab terkena termasuk permukaan

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

ke permukaan tanah atau lautan dalam bentuk presipitasi.

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

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

membasahi vegetasi dan permukaan lainnya dan kemudian mulai menyusup ke

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

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

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

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

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

permukaan terjadi.

Infiltrasi pertama menggantikan kelembaban tanah, dan setelah itu,

kelebihan merembes perlahan melintasi zona menengah untuk zona kejenuhan.

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

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

danau atau di bawah laut.

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

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

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

"khas" tingkat gerakan ditunjukkan pada tabel berikut, bersama dengan distribusi

pasokan air di Bumi.

4. Laju Gerakan Dan Distribusi Air

Tabel 2Laju Gerakan Dan Distribusi Air

(Diadaptasi dari L'vovich (1979), tabel 1)

LocationRate of

movement

Distribution of

Earth's water supply

(percent)

Atmosphere 100's of kilometers per day 0.001

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

Water below the land

surface Meters per year 4.12

Ice caps and glaciers Meters per day 1 .65

Oceans - 93 .96

Gambar 3Akuifer

Dari sudut pandang terjadinya air tanah , semua batu yang mendasari

permukaan bumi dapat diklasifikasikan baik sebagai akuifer atau sebagai tempat

tidur membatasi. Sebuah akuifer adalah unit batuan yang akan menghasilkan air

dalam jumlah yang dapat digunakan untuk sumur atau sumber air. (Dalam

penggunaan geologi, rock termasuk sedimen tak terkonsolidasi.) Sebuah tempat

tidur membatasi adalah suatu unit rock memiliki konduktivitas hidrolik sangat

rendah yang membatasi pergerakan air tanah baik masuk atau keluar dari akuifer

yang berdekatan. Air tanah terjadi pada akuifer bawah dua kondisi yang berbeda.

Di mana air hanya sebagian mengisi akuifer, permukaan atas dari zona jenuh

bebas untuk bangkit dan menurun. Air di akuifer tersebut dikatakan terkekang

dan akuifer yang disebut sebagai akuifer bebas. Akuifer terbatasi juga banyak

disebut sebagai meja akuifer air.

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

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

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

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

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

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

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

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

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

tingkat permukaan potensiometri akuifer.

5. Porositas

Rasio bukaan (void) dengan total volume tanah atau batuan disebut

sebagai porositasnya. Porositas dinyatakan sebagai pecahan desimal atau

sebagai persentase. Dengan demikian,

n=Vt−VsVt

=VvVt

Dimana n adalah porositas sebagai pecahan desimal, Vt adalah total

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

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

dengan persamaan dengan 100, hasilnya adalah porositas dinyatakan sebagai

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

cenderung membentuk gumpalan longgar dan karena adanya lubang akar dan

hewan liang. Porositas deposito terkonsolidasi tergantung pada berbagai ukuran

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

halus cenderung lebih diurutkan dan dengan demikian, cenderung memiliki

porositas terbesar.

6. Hasil Khusus Dan Genangan Khusus

Porositas penting dalam hidrologi air tanah karena memberitahu kami

jumlah maksimum air yang dapat berisi batu ketika jenuh. Namun, sama

pentingnya untuk mengetahui bahwa hanya sebagian dari air ini tersedia untuk

memasok sumur atau mata air. Hydrologists membagi air dalam penyimpanan di

dalam tanah ke bagian yang akan menguras bawah pengaruh gravitasi (disebut

hasil tertentu) dan bagian yang dipertahankan sebagai sebuah film pada

permukaan batu dan bukaan sangat kecil (disebut retensi spesifik) (2). Kekuatan

fisik yang mengendalikan retensi spesifik kekuatan yang sama yang terlibat

dalam ketebalan dan kadar air kapiler, pinggiran.

Hasil spesifik memberitahukan berapa banyak air yang tersedia untuk

digunakan manusia, dan retensi spesifik memberitahukan berapa banyak air

tetap di batu setelah dikeringkan oleh gravitasi. Dengan demikian,

n = Sv + St

dan

Sv=VdVtSv=Vd

Vt

Dimana n adalah porositas, Sy adalah hasil tertentu, Sr adalah retensi

tertentu, Vd adalah volume air dari saluran air dari total volume Vf, Vr adalah

volume air dipertahankan dalam total volume Vt, dan Vt adalah volume tanah

atau sampel batuan.

7. Conductivity Hydraulic

Akuifer mengirimkan air dari daerah resapan ke daerah debit dan dengan

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

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

kali disajikan dalam bentuk persamaan oleh Henry Darcy, seorang insinyur

Perancis, tahun 1856. Hukum Darcy adalah

Q = Ka( dhdl )

Dimana Q adalah jumlah air per unit waktu, K adalah konduktivitas

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

dan patah tulang) dan karakteristik dinamik dari cairan (air) seperti viskositas

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

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

adalah gradien hidrolik.

Karena jumlah air (Q berbanding lurus dengan gradien hidrolik (dh/dl),

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

cenderung mengikuti arus diskrit dan tidak bercampur dengan partikel dalam

arus yang berdekatan. (Lihat "Arus Nets Ground Water"). Jika kita mengatur

ulang persamaan 1 untuk memecahkan K, kita memperoleh

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

= md

Dengan demikian, unit konduktivitas hidrolik adalah dari kecepatan (atau

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

bagaimanapun, bahwa faktor yang terlibat dalam definisi konduktivitas hidrolik

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

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

luas ( seperti meter persegi ). faktor-faktor ini digambarkan dalam sketsa 1.

Mengekspresikan konduktivitas hidrolik dalam hal gradien satuan, bukan dari

gradien yang sebenarnya di beberapa tempat dalam akuifer, izin siap

perbandingan nilai konduktivitas hidrolik untuk batuan yang berbeda .

Konduktivitas hidrolik menggantikan istilah "koefisien lahan permeabilitas"

dan harus digunakan dalam mengacu pada karakteristik watertransmitting bahan

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

untuk permeabel dan kedap materi.

8. Kapilaritas Dan Arus Unsaturated

Gambar 4Kapilaritas Dan Arus Unsaturated

Kebanyakan sistem resapan air tanah terjadi selama perkolasi air di zona

tak jenuh. Pergerakan air di zona tak jenuh dikendalikan oleh gaya gravitasi dan

kapiler. Hasil kapilaritas dari dua kekuatan: saling tarik (kohesi) antara molekul

air dan daya tarik molekul (adhesi) antara air dan bahan padat yang berbeda.

Sebagai konsekuensi dari kekuatan ini, air akan naik di dalam tabung kaca

smalldiameter ke ketinggian h, di atas permukaan air dalam wadah besar.

Sebagian besar pori-pori dalam bahan granular adalah ukuran kapiler,

dan, sebagai hasilnya, air ditarik ke atas, ke pinggiran kapiler di atas permukaan

air dengan cara yang sama bahwa air akan ditarik ke dalam kolom pasir yang

lebih rendah akhir direndam dalam air

9. Jaringan Aliran Air Tanah

Jaring aliran terdiri dari dua set garis. Satu set, disebut sebagai garis

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

merupakan ketinggian muka air, atau permukaan potensiometri dari akuifer

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

menggambarkan jalur ideal diikuti oleh partikel air ketika mereka bergerak

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

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

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

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

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

ditarik sehingga penurunan kepala adalah sama antara pasangan yang

berdekatan baris.

Garis aliran ditarik sehingga aliran tersebut dibagi sama rata antara

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

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

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

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

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

adalah

q = Kbw ( dhdl )

dan total mengalir melalui setiap himpunan atau kelompok "kotak" adalah

Q = nq

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

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

perbedaan antara garis ekipotensial kepala , dl adalah jarak antara garis

ekipotensial , dan n adalah jumlah kotak melalui aliran terjadi . Gambar 1 dan 2

menunjukkan jaring aliran di kedua rencana melihat dan cross section untuk

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

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

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

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

Posisi relatif dari permukaan tanah dan permukaan air dalam sketsa 2

menunjukkan bahwa terjadi resapan di seluruh daerah , kecuali di sepanjang

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

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

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

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

resapan tapi biasanya tidak menunjukkan batas-batas wilayah.

Dalam pandangan cross-sectional dalam sketsa 2 , kepala menurun ke

bawah di daerah resapan dan mengurangi ke atas di daerah pembuangan .

Akibatnya, lebih dalam sebuah sumur yang dibor di daerah resapan , semakin

rendah tingkat air di sumur berdiri di bawah permukaan tanah . Sebaliknya

adalah benar di daerah debit . Dengan demikian , di daerah debit , jika sumur

yang dibor cukup mendalam dalam akuifer bebas , juga dapat mengalir di atas

permukaan tanah . Akibatnya, baik yang mengalir tidak selalu menunjukkan

kondisi artesis . Gambar 3 dan 4 baris ekipotensial acara dan garis aliran di

sekitar sungai yang memperoleh air di hulu dan kehilangan air mengalir hilir.

Dalam mencapai memperoleh , garis ekipotensial membentuk V menunjuk hulu ,

dalam jangkauan kalah , mereka membentuk V menunjuk hilir .

10. Transmissivity

Kapasitas akuifer untuk mengirimkan air dari viskositas kinematik yang

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

sama dengan konduktivitas hidrolik akuifer dikalikan dengan ketebalan jenuh

akuifer. Dengan demikian,

T = Kb

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

ketebalan akuifer. Seperti halnya dengan konduktivitas hidrolik, keterusan juga

didefinisikan dalam hal gradien unit hidrolik. Jika persamaan diatas

dikombinasikan dengan hukum Darcy (lihat "Hydraulic Conductivity"), hasilnya

adalah persamaan yang dapat digunakan untuk menghitung kuantitas air (q)

bergerak melalui satuan lebar (w) dari akuifer. Hukum Darcy adalah

q = KA ( dhdl )

Mengekspresikan daerah (A) sebagai bw, kita memperoleh

q = Kbw ( dhdl )

Selanjutnya, mengungkapkan keterusan (T) sebagai Kb, kita memperoleh

q = Tw ( dhdl )

Persamaan diatas dimodifikasi untuk menentukan jumlah air yang bergerak

melalui lebar besar (W) dari akuifer adalah

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

ini dapat dinyatakan lebih sederhana sebagai

Q = TW ( dhdl )Persamaan diatas juga digunakan untuk menghitung keterusan, di mana jumlah

air (Q pemakaian dari lebar dikenal akuifer dapat ditentukan, misalnya, dengan

pengukuran debit sungai. Menata ulang istilah, kita memperoleh

T = QW

( dhdl )Unit transmisivitas, sebagai persamaan sebelumnya menunjukkan, adalah

T = (m3d−1) (m)

(m )(m)= (m2d )

11. Sumber Air Dari Sumur

Kedua pembangunan ekonomi dan manajemen yang efektif dari sistem

air tanah membutuhkan pemahaman dari respon sistem untuk penarikan dari

sumur . Gambaran singkat pertama dari prinsip-prinsip hidrologi terlibat dalam

respon ini dipresentasikan oleh CV Theis dalam sebuah makalah yang

diterbitkan pada tahun 1940 . Theis menunjukkan bahwa respon dari akuifer

untuk penarikan dari sumur tergantung pada :

1 . Laju ekspansi kerucut depresi disebabkan oleh penarikan , yang

tergantung pada keterusan dan penyimpanan koefisien ofthe akuifer .

2 . Jarak ke daerah-daerah di mana tingkat air pemakaian dari akuifer dapat

dikurangi .

3 . Jarak untuk mengisi ulang area di mana tingkat resapan dapat

ditingkatkan .

Selama periode yang cukup lama pada kondisi normal -yaitu , sebelum

dimulainya penarikan - debit dari setiap sistem air tanah sama dengan mengisi

ulang untuk itu. Dengan kata lain , debit alami ( D ) = resapan alamiah ( R ). Di

bagian timur Amerika Serikat dan di daerah yang lebih lembab di Barat , jumlah

dan distribusi curah hujan yang sedemikian rupa sehingga periode waktu di

mana debit dan mengisi ulang saldo mungkin kurang dari satu tahun atau

sebagian besar , beberapa tahun . Pada bagian yang lebih kering dari - negara

adalah, dalam daerah yang umumnya menerima kurang dari 500 mm curah

hujan per tahun - periode dimana debit dan mengisi ulang saldo mungkin

beberapa tahun atau bahkan berabad-abad . Selama periode waktu pendek ,

perbedaan antara debit dan recharge melibatkan perubahan dalam penyimpanan

air tanah . Dengan kata lain , ketika debit melebihi resapan, penyimpanan air

tanah ( S) dikurangi dengan jumlah AS sama dengan perbedaan antara debit

dan mengisi ulang . Dengan demikian ,

D = R + ∆S

Sebaliknya, ketika mengisi ulang melebihi debit, penyimpanan air tanah

meningkat. Dengan demikian,

D = R - ∆S

Ketika penarikan melalui sumur dimulai, air akan dihapus dari

penyimpanan di sekitarnya sebagai kerucut depresi berkembang (2). Dengan

demikian, penarikan (Q seimbang dengan penurunan dalam penyimpanan air

tanah. Dengan kata lain,

Q = ∆S

Sebagai kerucut depresi memperluas keluar dari pompa dengan baik,

mungkin mencapai daerah di mana air pemakaian dari akuifer. Gradien hidrolik

akan berkurang menuju daerah pembuangan, dan tingkat debit alami akan

berkurang (3). Sejauh bahwa penurunan debit alami mengkompensasi pumpage,

tingkat di mana air sedang dihapus dari penyimpanan juga akan menurun, dan

tingkat ekspansi kerucut depresi akan menurun. Jika dan ketika pengurangan

debit alami (AD) sama dengan tingkat penarikan (Q, keseimbangan baru akan

didirikan di akuifer. Keseimbangan ini dalam bentuk simbolik adalah

(D - ∆D) + Q = R

Di bagian timur Amerika Serikat , mendapatkan aliran relatif dekat jarak ,

dan daerah yang menolak mengisi ulang terjadi relatif tidak penting . Di wilayah

ini , pertumbuhan kerucut depresi pertama umumnya menyebabkan penurunan

debit alami . Jika sumur pompa yang dekat sungai atau jika penarikan berlanjut

cukup lama , debit air tanah ke sungai dapat dihentikan sepenuhnya di sekitar

sumur , dan air dapat dirangsang untuk pindah dari sungai ke dalam akuifer

( 4 ) . Dengan kata lain , kecenderungan di wilayah ini adalah untuk penarikan

untuk mengubah daerah pembuangan ke daerah-daerah resapan .

Pertimbangan ini penting di mana aliran mengandung air payau atau tercemar

atau dimana debit sungai berkomitmen atau disyaratkan untuk tujuan lain .

Untuk meringkas , penarikan air tanah melalui sumur mengurangi air

dalam penyimpanan dalam akuifer sumber selama pertumbuhan kerucut

depresi . Kapan dan jika kerucut depresi berhenti berkembang, tingkat penarikan

sedang seimbang dengan penurunan tingkat debit alam dan (atau ) dengan

peningkatan laju resapan . Dalam kondisi ini ,

Q = ∆D + ∆R

12. Uji Akuifer

Gambar 5Uji Akuifer

Menentukan hasil sistem air tanah dan mengevaluasi gerakan dan nasib

polutan air tanah membutuhkan , antara lain informasi , pengetahuan :

1 . Posisi dan ketebalan akuifer dan tempat tidur membatasi .

2 . Keterusan dan penyimpanan koefisien akuifer .

3 . Karakteristik hidrolik dari tempat tidur membatasi .

4 . Posisi dan sifat batas akuifer .

5 . Lokasi dan jumlah penarikan air tanah .

6 . Lokasi , jenis , dan jumlah polutan dan praktek polutan .

Mendapatkan pengetahuan tentang faktor-faktor ini memerlukan

penyelidikan geologi dan hidrologi baik . Salah satu yang paling penting studi

hidrologi melibatkan menganalisis perubahan , dengan waktu , ketinggian air

( atau jumlah kepala ) dalam akuifer yang disebabkan oleh penarikan melalui

sumur . Jenis penelitian ini disebut sebagai tes akuifer dan , dalam banyak kasus

, termasuk pemompaan sumur dengan laju konstan untuk jangka waktu mulai

dari beberapa jam sampai beberapa hari dan mengukur perubahan ketinggian air

di sumur observasi terletak pada jarak yang berbeda dari dipompa dengan baik.

Tes akuifer sukses membutuhkan , antara lain :

1 . Penentuan prepumping tren tingkat air ( yaitu, kecenderungan regional) .

2 . Sebuah hati-hati dikendalikan konstan memompa tingkat .

3 . Pengukuran air tingkat akurat dibuat pada waktu diketahui secara tepat

selama kedua penarikan dan periode pemulihan .

Drawdown adalah perbedaan antara tingkat air setiap saat selama

pengujian dan posisi di mana tingkat air seandainya penarikan belum dimulai .

Drawdown sangat cepat pada awalnya . Seperti memompa terus dan kerucut

depresi mengembang, tingkat penurunan penarikan. Pemulihan tingkat air di

bawah kondisi ideal adalah bayangan cermin penarikan. Perubahan muka air

selama periode pemulihan adalah sama seperti jika penarikan terus berlanjut

pada tingkat yang sama dari dipompa dengan baik tapi , pada saat pompa

cutoff , resapan baik mulai pengisian air pada titik yang sama dan pada tingkat

yang sama . Oleh karena itu, pemulihan tingkat air adalah perbedaan antara

tingkat aktual yang diukur dan tingkat pemompaan proyeksi.

Selain uji akuifer konstan - tingkat yang disebutkan di atas , metode

analisis juga telah dikembangkan untuk beberapa jenis lain tes akuifer . Metode

ini meliputi tes di mana tingkat penarikan adalah variabel dan tes yang

melibatkan kebocoran air di tempat tidur membatasi ke aquifer . Metode analisis

yang tersedia juga memungkinkan analisis tes yang dilakukan pada kedua sumur

vertikal dan sumur horizontal atau saluran air .

Yang paling sering digunakan metode analisis aquifertest data bahwa

untuk sumur vertikal dipompa dengan laju yang konstan dari akuifer tidak

terpengaruh oleh kebocoran vertikal dan lateral batas - akan dibahas dalam

pembahasan " Analisis Data Aquifer -Test . " Metode analisis memerlukan

penggunaan kurva jenis berdasarkan pada nilai-nilai W ( u ) dan ilu tercantum

dalam tabel berikut . Persiapan dan penggunaan kurva jenis tercakup dalam

pembahasan berikut .

13. Batas Akuifer

Salah satu asumsi yang melekat dalam persamaan Theis ( dan dalam

kebanyakan persamaan aliran air tanah fundamental lainnya ) adalah bahwa

akifer yang itu sedang diterapkan tidak terbatas luasnya . Jelas, tidak ada akuifer

tersebut ada di Bumi . Namun, banyak akuifer yang areally luas, dan , karena

memompa tidak akan mempengaruhi mengisi ulang atau debit secara signifikan

selama bertahun-tahun , sebagian besar air yang dipompa adalah dari

penyimpanan air tanah , dan sebagai akibatnya , tingkat air harus menurun

selama bertahun-tahun . Sebuah contoh yang sangat baik dari akuifer tersebut

adalah bahwa yang mendasari Plains Tinggi dari Texas ke South Dakota .

Semua akuifer dibatasi baik dalam arah vertikal dan arah horisontal .

Sebagai contoh, batas-batas vertikal mungkin termasuk meja air , bidang kontak

antara masing-masing akuifer dan setiap tempat tidur membatasi, dan bidang

menandai batas bawah zona saling bukaan - dengan kata lain , dasar dari sistem

air tanah .

Hidrolik , batas akuifer terdiri dari dua jenis : batas mengisi ulang dan

batas-batas kedap . Sebuah batas resapan adalah batas di sepanjang garis

aliran yang berasal . Dengan kata lain , batasan tersebut akan , dalam kondisi

hidrolik tertentu , berfungsi sebagai sumber resapan ke akuifer . Contoh batas

resapan meliputi zona kontak antara akuifer dan aliran abadi yang benar-benar

menembus akuifer atau laut .

Sebuah batas kedap adalah batas yang garis aliran tidak melewati .

Batas-batas tersebut ada di mana akuifer mengakhiri terhadap " kedap " materi .

Contohnya termasuk kontak antara akuifer terdiri dari pasir dan tempat tidur

lateral berdekatan terdiri dari tanah liat.

Posisi dan sifat batas akuifer yang sangat penting dalam banyak masalah

air tanah , termasuk gerakan dan nasib polutan dan respon akuifer untuk

penarikan . Tergantung pada arah gradien hidrolik , sungai , misalnya, dapat

berupa sumber atau tujuan polutan .

Batas lateral dalam kerucut depresi memiliki efek mendalam pada respon

akuifer untuk penarikan . Untuk menganalisis , atau untuk memprediksi , efek dari

batas lateral, maka perlu untuk "membuat " akuifer tampaknya sejauh terbatas .

Prestasi ini dicapai melalui penggunaan imajiner

Gambar 6Batas Akuifer

Fitur kunci dari batas resapan adalah bahwa penarikan dari akuifer tidak

menghasilkan penarikan melintasi batas . Sebuah aliran abadi dalam kontak

intim dengan akuifer merupakan batas ulang karena pemompaan dari aquifer

akan menginduksi resapan dari sungai . Efek hidrolik batas resapan dapat

digandakan dengan mengasumsikan bahwa gambar pengisian juga hadir di sisi

berlawanan batas nyata pemakaian baik . Air disuntikkan ke dalam gambar

dengan baik pada tingkat yang sama dan pada jadwal yang sama bahwa air

ditarik dari sumur nyata. Dalam rencana tampilan di sketsa 1 , garis aliran

berasal di perbatasan , dan garis ekipotensial paralel batas pada titik terdekat

untuk memompa ( nyata) dengan baik .

Fitur kunci dari batas kedap adalah bahwa tidak ada air bisa

menyeberanginya . Batasan tersebut , kadang-kadang disebut sebagai " batas

noflow , " menyerupai membagi dalam tabel air atau permukaan potensiometri

dari akuifer tertekan . Efek dari batas kedap dapat diduplikasi dengan

mengasumsikan bahwa gambar pemakaian juga hadir di sisi berlawanan batas

nyata pemakaian baik . Gambar juga mencabut air pada tingkat yang sama dan

pada jadwal yang sama seperti juga nyata. Garis aliran cenderung sejajar

dengan batas kedap air, dan garis ekipotensial berpotongan itu di sudut kanan .

Teori gambar dengan baik adalah alat penting dalam desain ladang

sumur dekat batas akuifer . Dengan demikian , atas dasar meminimalkan

penurunan kadar air , kondisi berikut ini berlaku:

1 . Sumur pompa harus ditempatkan sejajar dan sedekat mungkin dengan

batas pengisian .

2 . Sumur pompa harus ditempatkan tegak lurus dan sejauh mungkin dari

batas kedap air .

Sketsa 1 dan 2 menggambarkan pengaruh batas tunggal dan

menunjukkan bagaimana efek hidrolik mereka dikompensasi melalui penggunaan

sumur gambar tunggal . Hal ini diasumsikan dalam sketsa tersebut bahwa batas-

batas lain begitu jauh bahwa mereka memiliki efek yang dapat diabaikan pada

daerah digambarkan . Di banyak tempat , namun, sumur pompa dipengaruhi oleh

dua atau lebih batas . Salah satu contoh adalah akuifer aluvial terdiri dari pasir

dan kerikil berbatasan di satu sisi oleh aliran abadi ( batas recharge) dan di sisi

lain oleh batuan dasar kedap ( batas yang kedap ) .

Bertentangan dengan kesan pertama, kondisi batas ini tidak bisa puas

hanya dengan gambar pengisian baik dan citra pemakaian baik. Sumur gambar

tambahan yang diperlukan, seperti sketsa 3 menunjukkan, untuk mengimbangi

efek dari sumur gambar pada batas-batas yang berlawanan. Karena setiap

gambar baru juga ditambahkan ke array mempengaruhi batas sebaliknya, perlu

untuk terus menambahkan sumur gambar sampai jarak mereka dari batas-batas

yang sangat besar sehingga efeknya menjadi diabaikan.

14. Metode Konstruksi Sumur

Tujuh metode yang berbeda dari konstruksi sumur digunakan cukup

umum tercantum dalam tabel . Pertama empat metode yang terbatas pada

kedalaman yang relatif dangkal dan yang paling sering digunakan dalam

pembangunan sumur dalam negeri . Salah satu dari tiga metode terakhir

biasanya digunakan dalam pembangunan sumur kota dan industri dalam negeri

dan sumur di batu konsolidasi .

Tujuan dari pembuatan sumur adalah menggali lubang , biasanya

berdiameter kecil dibandingkan dengan kedalaman , ke akuifer dan untuk

menyediakan sarana untuk air masuk lubang sedangkan material batuan yang

dikecualikan . Sarana menggali lubang yang berbeda untuk metode yang

berbeda .

Sumur gali dibangun dengan linggis dan sekop yang relatif umum di

daerah pedesaan bagian timur dan tengah negara itu sebelum tahun 1940-an .

Sumur tersebut cukup efektif dalam bahan halus , seperti glasial sampai , dan iris

tempat tidur pasir dan tanah liat . Kolam irigasi besar yang memperpanjang

bawah permukaan air , sekarang sedang digali oleh buldozer atau dragline di

Dataran Pesisir Atlantik , adalah versi modern dari sumur gali . Bosan sumur

dibangun dengan augers bumi berubah baik dengan tangan atau dengan

peralatan listrik dan setara modern dari " tangan menggali " dengan baik. Sumur

bosan relatif efektif dalam materi konduktivitas hidrolik rendah dan di daerah

didasari oleh lapisan tipis surficial berlumpur dan tanah liat pasir .

Sumur Driven dibangun dengan mengendarai casing dilengkapi dengan

titik berkendara disaring . Karena diameter relatif kecil , sumur ini hanya cocok

untuk akuifer surficial relatif permeabel . Mereka banyak digunakan sebagai

sumber pasokan domestik dan pertanian - air di bagian-bagian Atlantik dan Gulf

Coastal Plains didasari oleh pasir permeabel .

Sumur pompa jet yang dibangun dengan menggali lubang dengan jet

tekanan tinggi air. Di tanah liat padat , tempat tidur shell , dan lapisan sebagian

disemen , mungkin perlu untuk melampirkan sedikit pahat ke pipa jet dan

bergantian meningkatkan dan drop pipa untuk memotong lubang .

Metode pengeboran perkusi ( biasanya disebut sebagai metode kabel -

alat ) terdiri dari bergantian mengangkat dan menjatuhkan beban berat

dilengkapi dengan sedikit pahat . Batu di dasar lubang tersebut sehingga hancur

dan , bersama-sama dengan air , membentuk bubur yang dihilangkan dengan

gayung. Dalam materi yang tidak dikonsolidasi , casing didorong beberapa meter

pada waktu menjelang pengeboran . Setelah pengeboran dengan kedalaman

maksimum dicapai dengan sumur , layar adalah " meneropong " di dalam casing

dan diadakan di tempat sementara casing ditarik kembali.

Metode rotary hidrolik menggali lubang dengan memutar pipa bor yang

salah satu dari beberapa jenis drag atau bit roller terpasang . Air yang

mengandung tanah liat beredar bawah pipa bor dalam metode " rotary normal"

dan sampai ruang anular , baik untuk mendinginkan bit dan untuk menghapus

potongan batu . Dalam " terbalik rotary " metode , cairan pengeboran beredar

bawah ruang anular dan menaiki pipa bor . Liat dalam cairan pengeboran

melekat ke sisi lubang dan , bersama-sama dengan tekanan yang diberikan

dalam lubang oleh cairan pengeboran, mencegah caving dari bahan formasi.

Dengan demikian , dalam metode rotary hidrolik , tidak perlu menginstal

casing permanen - baik selama proses pengeboran . Ketika lubang mencapai

kedalaman yang diinginkan , garis casing yang mengandung bagian layar pada

interval yang diinginkan diturunkan ke dalam sumur . Hidrolik rotary adalah

metode yang paling umum digunakan dalam pengeboran sumur besar hasil di

daerah didasari oleh urutan tebal deposito tidak terkonsolidasi , seperti Atlantik

dan Teluk Coastal Plains . Dimana akuifer terdiri dari bolak lapisan tipis pasir dan

tanah liat , praktek umum adalah untuk menginstal amplop kerikil di sekitar layar .

Sumur tersebut disebut sebagai dikemas kerikil.