NO. MODUL
: IV
PERTEMUAN
: MINGGU KE 5
POKOK BAHASAN : 1. KETERSEDIAAN AIR ATMOSFERIK 2. KETERSEDIAAN AIR PERMUKAAN 3. KETERSEDIAAN AIRTANAH 4. KEBUTUHAN AIR 5. KUALITAS AIR A. KATA KUNCI (Peristilahan yang terdapat dalam setiap pokok bahasan) 1) Ketersediaan Air Atmosferik 2) Ketersediaan Air Permukaan 3) Ketersediaan Airtanah: 1.1. Definisi Airtanah 1.2. Metode Perhitungan Ketersediaan Airtanah 1.3 Pencemaran Airtanah 4) Kebutuhan Air 4.1. Kebutuhan Air Domestik 4.2. Kebutuhan Air Non Domestik 5) Kualitas Air: 5.1. Faktor-faktor yang berpengaruh terhadap kualitas air 5.2. Komposisi Kimia Air di Bumi 5.3. Parameter-parameter Kualitas Air Alami 5.4. Representasi Data Kualitas Air 5.5. Metode Pengambilan Sampel Air
67
B. PERTANYAAN/perintah diskusi (pertanyaan yang mengarahkan masalah yang didiskusikan) 1) 2) 3) 4)
Apakah yang dimaksud dengan ketersediaan air? Jelaskan beberapa metode perhitungan ketersediaan air! Apa yang dimaksud dengan airtanah? Faktor-faktor apa yang berpengaruh terhadap potensi airtanah di suatu
5) 6) 7) 8) 9) 10)
wilayah? Bagaimana konsep pergerakan airtanah? Apa yang dimaksud dengan kerentanan airtanah? Apakah yang dimaksud dengan kebutuhan air? Bagaimana cara menghitung kebutuhan air domestik dan non domestik? Faktor-faktor apa sajakah yang mempengaruhi kualitas air? Bagaimana cara merepresentasikan dan menganalisis data kualitas air?
C. MATERI IV.1 Ketersediaan Air Atmosferik Data yang dipergunakan : a. Elevasi stasiun klimatologi (mdpal) b. Elevasi stasiun hujan (mdpal) c. Suhu udara rata-rata tahunan stasiun klimatologi (0C) d. Curah hujan tahunan (mm) Rumus : Eo = 325 + 21T + 0,9 T2 ; T = Suhu Udara 0C Et = ( P ) x (( 0,9 + (P2/Eo2))0,5 ) -1 Ro = P – Et; Volume RO = ( P –ET) x A Ketersediaan air mantap = (Volume R0) x (0,25 sdg 0,35) Pendekatan Ketersediaan Air Atmosferik digunakan apabila tidak tersedia data debit sungai. Langkah-langkah perhitungan Perhitungan hujan rata-rata DAS (P)mm/th
68
Perhitungan evapotranspirasi (Et)mm/th Perhitungan neraca air DAS Ketersediaan air mantap di DAS (Ro); Rata-rata tahunan, perubahan simpanan air dianggap nol Luas DAS ( A dalam km2) Ketersediaan air tahunan rata-rata jangka panjang. Total ketersediaan air DAS (Ro) = (P – Et) x A x 1000 m3 dalam m3/th Ketersediaan air DAS yang mantap (Pa) =((P-Et) x A)x 30% (m3//th)
IV.2. Ketersediaan Air Permukaan Air permukaan adalah air yang mengalir secara berkesinambungan atau dengan terputus-putus dalam alur sungai atau saluran dari sumbernya yang tertentu,dimana semua ini merupakan bagian dari sistem sungai yang menyeluruh. Ilustrasi dari proses terbentuknya aliran permukaan disajikan pada Gambar 4.1. Aliran yang terukur di sungai atau saluran maupun danau merupakan potensi Prakarsa Strategis Pengelolaan Sumber Daya Air untuk Mengatasi Banjir dan Kekeringan di Pulau Jawa debit air permukaan, begitu halnya dengan air yang mengalir ke dalam tanah, kandungan air yang tersimpan dalam tanah merupakan potensi debit air tanah. Dari ketiga sumber air tersebut di atas, yang mempunyai potensi paling besar untuk dimanfaatkan adalah sumber air permukaan dalam bentuk air di sungai, saluran, danau/waduk dan lainnya. Perhitungan ketersediaan air permukaan dihitung dari data debit aliran, apabila tidak terdapat data maka perlu diestimasi debit aliran dengan model hidrologi. Beberapa model hidrologi yaitu Thornthwaite-Matter, Mock dan Model Tangki.
69
Gambar 4.1. Ilustrasi Proses Terbentuknya Aliran Permukaan
Metoda Mock Hasil penaksiran atau perkiraan debit limpasan (run of) tidak bisa menggantikan dokumentasi data aliran sungai. Namun dalam hal dimana sangat dibutuhkan tersedianya data tersebut, maka diperlukan adanya penaksiran atau perkiraan. Ada banyak metoda untuk menaksir debit limpasan. Akurasi dari masing-masing metoda tersebut bergantung pada keseragaman dan keandalan data yang tersedia. Salah satu metoda tersebut adalah Metoda Mock. Metoda Mock adalah suatu metoda untuk memperkirakan keberadaan air berdasarkan konsep water balance. Keberadaan air yang dimaksud di sini adalah besarnya debit suatu daerah aliran sungai. Data yang digunakan untuk memperkirakan debit ini berupa data klimatologi dan karakteristik daerah aliran sungai. Metoda Mock dikembangkan oleh Dr. F. J. Mock berdasarkan atas daur hidrologi. Metoda Mock merupakan salah satu dari sekian banyak metoda yang menjelaskan hubungan rainfal-runoff. Secara garis besar model rainfall-runoff bisa dilihat pada Gambar 4.2. Metoda Mock dikembangkan untuk menghitung debit bulanan rata-rata. Data-
70
Gambar 4.2. Bagan Alir Model Rainfall-Runoff
data yang dibutuhkan dalam perhitungan debit dengan Metoda Mock ini adalah data klimatologi, luas dan penggunaan lahan dari catchment area. Pada prinsipnya, Metoda Mock memperhitungkan volume air yang masuk, keluar dan yang disimpan dalam tanah (soil storage). Volume air yang masuk adalah hujan. Air yang keluar adalah infiltrasi, perkolasi dan yang dominan adalah akibat evapotranspirasi. Perhitungan evapotranspirasi menggunakan Metoda Penmann. Sementara soil storage adalah volume air yang disimpan dalam poripori tanah, hingga kondisi tanah menjadi jenuh. Secara keseluruhan perhitungan debit dengan Metoda Mock ini mengacu pada water balance, dimana volume air total yang ada di bumi adalah tetap, hanya sirkulasi dan distribusinya yang bervariasi. Proses perhitungan yang dilakukan dalam Metoda Mock dijelaskan secara umum dalam Gambar 4.3. berikut ini.
Perhitungan Evapotranspirasi Potensial (Metode Penman) ( Perhitungan Evapotranspirasi Aktual (
Perhitungan Water Surplus
(
71 Perhitungan Baseflow, Direct Runoff, Storm Runoff
Gambar 4.3. Bagan alir perhitungan debit dalam Metoda Mock. Parameter Mock Secara umum, parameter-parameter yang dijelaskan berikut ini mempengaruhi besarnya evapotranspirasi, infiltrasi, groundwater storage dan storm run off. a. Koefisien refleksi (r), yaitu perbandingan antara jumlah radiasi matahari yang dipantulkan oleh suatu permukaan dengan jumlah radiasi yang terjadi, yang dinyatakan dalam persen. Koefisien refleksi ini berbeda-beda untuk tiap permukaan bumi. Menurut Mock, rata-rata permukaan bumi mempunyai harga koefisien refleksi sebesar 40%. Mock telah mengklasifikasikan tiap permukaan bumi dengan nilai koefisien refleksinya masing-masing. b. Exposed surface (m), yaitu asumsi proporsi permukaan luar yang tidak tertutupi tumbuhan hijau pada musim kering dan dinyatakan dalam persen. Besarnya harga m ini, tergantung daerah yang diamati. Mock mengklasifikasikan menjadi tiga bagian daerah, yaitu hutan primer atau sekunder, daerah tererosi dan daerah ladang pertanian. Besarnya harga exposed surface ini berkisar antara 0% sampai 50% dan sama untuk tiap bulan. c. Koefisien infiltrasi (if), adalah koefisien yang didasarkan pada kondisi porositas tanah dan kemiringan daerah pengaliran. Koefisien infiltrasi mempunyai nilai yang besar jika tanah bersifat porous, sifat bulan kering dan kemiringan lahannya tidak terjal. Karena dipengaruhi sifat bulan maka if ini bisa berbeda-beda untuk tiap bulan. Harga minimum koefisien infiltrasi bisa
72
dicapai karena kondisi lahan yang terjal dan air tidak sempat mengalami infiltrasi. d. Konstanta resesi aliran (K), yaitu proporsi dari air tanah bulan lalu yang masih ada bulan sekarang. Pada bulan hujan Nilai K cenderung lebih besar,ini berarti tiap bulan nilai K ini berbeda-beda. Harga K suatu bulan relatif lebih besar jika bulan sebelumnya merupakan bulan basah. e. Percentage factor (PF), merupakan persentase hujan yang menjadi limpasan. Digunakan dalam perhitungan storm run off pada total run off. Storm run of hanya dimasukkan kedalam total run off bila P lebih kecil dari nilai maksimum soil moisture capacity. Besarnya PF oleh Mock disarankan berkisar 5%-10%, namun tidak menutup kemungkinan untuk meningkat secara tidak beraturan sampai harga 37,3%. Metode Thornthwaite-Matter Data yang diperlukan: Peta Topografi atau Rupa Bumi Peta Penggunaan Lahan / “Land Use” (panjang zona perakaran) Peta Jenis Tanah ( tekstur tanah ) Curah Hujan Bulanan (Rata-Rata DAS) Evapotranspirasi Bulanan Rata-Rata DAS Temperatur Udara Rata-Rata Bulanan Persyaratan yang diperlukan dalam Metode Thornthwaite-Matter: Hasil penelitian menunjukkan bahwa pada DAS yang luas ( > 300 km2 ) 50% dari surplus air yang masuk ke dalam tanah akan keluar menjadi runoff dibulan berikutnya. Letak Lintang dari DAS untuk penentuan standard koreksi 30 hari dan 12 jam Hasil perhitungan “Water Holding Capacity” maksimum dari DAS (Tabel WHC di MS-WORD) Perhitungan dimulai dari awal musim hujan DAS belum banyak dipengaruhi kegiatan manusia. 73
Langkah-langkah perhitungan: 1. Hitung hujan (P) bulanan 2. Hitung evapotranspirasi (EP) bulanan 3. Hitung (P – EP) 4. Hitung “Accumulation of Potential Water Loss” (APWL) 5. Hitung “Water Holding Capacity” (WHC) maksimum DAS 6. Hitung Storage (St) bulanan 7. Hitung ΔSt bulanan 8. Hitung Aktual Evapotranpirasi (AE), bila (P≥PE) maka AE=PE dan bila (P
= f x EPx
EPx = 16 [ (10T)/I ]a I a
=Σi ,
i
= ( T/5 ) 1.514
= 0.675 x 10 -6 I3 – 0.77 x 10 -4 I2 + 0.01792 I + 0.49239
St = Sto . e {(-APWL)/Sto} Keterangan Notasi Rumus: T
: temperatur
Z1 dan Z2
: Elevasi stasiun 1 dan 2
I
: indeks panas tahunan dan indeks panas bulanan (i)
EPx (30)
: Evapotranspirasi Standard dengan jumlah hari bulanan dan panas harian (12 jam)
f
: faktor koreksi letak Lintang 74
Sto
: “Water Holding Capacity” (WHC) maksimum DAS
Metode Tangki (Tank Method) Diagram Perhitungan Ketersediaan Air Metode Tangki
IV.3. Ketersediaan Airtanah Definisi airtanah
75
Airtanah (groundwater) adalah air yang bergerak dan berada di bawah permukaan tanah di dalam zona jenuh (saturation zone) dimana tekanan hidrostatiknya sama atau lebih besar dari tekanan atmosfer. Vadose water adalah air yang terdapat pada zone aerasi. Zonasi vertikal air yang berada di bawah permukaan tanah disajikan pada Gambar 4.4. Kandungan airtanah suatu daerah dapat dipengaruhi oleh : a. b. c. d. e. f.
Iklim/musim Imbuh air (water recharge) Kondisi geomorfologi Kondisi geologi (macam batuan dan setiap batuan) Aktivitas manusia Vegetasi
Sebagian besar airtanah berasal dari air hujan yang meresap masuk ke dalam tanah, airtanah tersebut disebut air meteorik. Selain air meteorik ada air lain yaitu juvenile water (merupakan air yang baru), dapat diklasifikasikan menurut asalnya yaitu magnetic water, volcanic water yang biasanya panas atau hangat dan mempunyai kandungan sulfur yang tinggi dan cosmic water (berasal dari ruang angkasa bersama dengan meteorit). Rejuvenad water adalah air yang berasal dari proses geologi seperti kompaksi, metamorfosa dan sedimentasi. Selain itu, ada dua jenis airtanah yaitu metamorphic water dan connater water yaitu air yang terperangkap dalam formasi batuan sewaktu terjadi proses pengendapan (air ini biasanya berasa payau sampai asin).
76
Gambar 4.4. Bagian-bagian Air Dibawah Permukaan Tanah (Todd, 1959)
Sifat Batuan Terhadap Airtanah Berdasarkan kemampuan batuan menyimpan dan meloloskan air, batuan dapat dibedakan menjadi : a. Akuifer (aquifer) Akuifer adalah lapisan pembawa air, lapisan batuan in mempunyai susunan sedemikian rupa, sehingga dapat menyimpan dan mengalirkan air dalam jumlah yang cukup berarti di bawah kondisi lapang. Batuan dari akuifer ini bersifat permeabel, contoh batuan permeabel adalah pasir, kerikil, batupasir yang retak-retak dan batu gamping yang berlubang-lubang. b. Akuiklud (aquiclude) Akuiklud adalah lapisan batuan yang dapat menyimpan air, tetapi tidak dapat meloloskan air dalam jumlah yang berarti. Contoh : lempung, shale, tuf halus, silt.
77
c. Akuitar (aquitard) Akuitar adalah lapisan atau formasi batuan yang dapat menyimpan air tetapi hanya dapat meloloskan air dalam jumlah terbatas. d. Akuifug (aquifuge) Akuifug adalah lapisan atau formasi batuan yang tidak dapat menyimpan dan meloloskan air. Contoh : granit dan batuan yang kompak dan padat.
Tipe-tipe akuifer Akuifer dapat dibedakan menjadi beberapa tipe yaitu :
unconfined aquifer ( akuifer bebas atau water table aquifer)
semi unconfined aquifer
semi confined aquifer
confined aquifer
perched aquifer (akuifer menggantung/bertengger)
Gambar 4.5. menunjukkan beberapa tipe akuifer atas dasar sifat lapisan batuan pembatasnya. Akuifer bebas adalah akuifer yang bagian bawahnya dibatasi oleh lapisan oleh kedap air (impermeabel atau impervious) dan bagian atas dibatasi oleh muka airtanah airtanah. Permukaan airtanah dari akuifer ini disebut permukaan phreatic atau water table. Akuifer tertekan (confined aquifer) adalah akuifer yang bagian atas dan bawahnya dibatasi oleh lapisan kedap air dan mempunyai tekanan hidrostatik yang lebih besar dari tekanan atmosfer. Sumur dibuat pada akuifer ini bersifat artesis (air sumur ada yang keluar sendiri atau flowing well) dan ada yang tidak sampai mengalir keluar. Gambar 4.6. menunjukkan macam-macam akuifer. Krusseman (1991) menjelaskan mengenai akuifer yang kompleks dan terdiri dari perlapisan batuan yang berbeda sifat terhadap air (permeabel, semi kedap air (bocor) dan kedap air, sehingga secara keseluruhan disebut multi-layered leaky aquifer) .
78
Gambar 4.5. Penampang Geologi dan Tipe Akuifernya (Todd, 1959)
Akuifer biasanya dapat dijumpai pada bentuk lahan sebagai berikut : 1. Water cources, materialnya terdiri dari alur sungai sebagai dataran banjir (flood plain). Materi penyusunnya biasanya berupa pasir sampai keraksi. 2. Buried valleys, merupakan lembah bekas alur sungai, material terdiri dari material lepas (unconsolidated) berupa pasir halus sampai kasar. 3. Intermountain valleys, berupa lembah diantara dua pegunungan, materialnya berasal dari hasil erosi dan gerak massa batuan dari pegunungan sekitarnya. Materialnya ada yang material lepas sampai material yang mulai lapuk.
79
Gambar 4.6. Akuifer Bocor dan akuifer berlapis (Krusseman, 1991)
Kondisi airtanah di suatu daerah dapat diperkirakan berdasarkan tipe batuan, pelapisan/stratigrafi batuan, satuan geomorfologi dan curah hujan. Batuan sedimen yang belum mengalami konsolidasi atau unconsilodated seperti pasir, pada topografi datar biasanya mempunyai cadangan airtanah tinggi. Struktur volkan muda (seperti gunungapi Merapi, Kelud, dll) yang materialnya pada umumnya masih unconsolidated atau belum mengalami pelapukan lanjut dan topografinya bervariasi dari curam sampai datar mempunyai kondisi airtanah yang bervariasi. Pada bagian puncak (cone dan volcanic slope), tidak dijumpai airtanah, pada satuan geomorfologi dibawahnya baru dijumpai airtanah. Secara umum, fisiografi gunungapi dapat dibedakan menjadi (Gambar 4.7.): 1) volcanic cone 2) volcanic slope 3) volcanic foot
80
4) fluvio volcanic foot plain 5) fluvio volcanic plain
Gambar 4.7. Pembagian fisiografi suatu gunungapi.
Pada struktur volkan muda juga dijumpai beberapa sabuk mataair (spring belt) pada setiap perubahan satuan geomorfologi gunungapi. Wilayah yang berbatuan beku seperti lava sedimen yang consolidated (breksi) dan metamorfik tidak mempunyai potensi airtanah, kalau ada airtanah biasanya bersifat lokal. Di wilayah ini banyak dijumpai mata air yang berasal dari retakan batuan (fracture), Joint dan patahan. Batu gamping seperti yang banyak terdapat di zone selatan pulau Jawa mempunyai akuifer namun keberadaan airnya sulit dilacak. Namun demikian tidak berarti bahwa daerah batu gamping tidak ada airnya, air banyak dijumpai pada lubang-lubang sekunder hasil pelarutan dan keberadaannya sukar dilacak. Keterdapatan airtanah di suatu daerah ditentukan oleh faktor-faktor curah hujan, evapotranspirasi, topografi, batuan dan kedudukan/struktur perlapisan batuan, vegetasi, dan morfologi daerahnya. Berdasarkan atas faktor tersebut di atas, maka suatu daerah dapat dibedakan menjadi beberapa wilayah satuan airtanah. Menurut Badrudin Machbub (1984) Indonesia dapat dibedakan menjadi lima kawasan satuan airtanah yaitu : 1. Kawasan yang terdiri atas batuan berumur Pre-Tersier dan Tersier terdiri dari sedimen yang berliat kuat dan batuan kristalin. Pada daerah ini potensi airtanah umumnya rendah karena sifat batuan dengan permeabilitas yang rendah. 2. Beberapa cekungan sedimen di Indonesia mengandung airtanah disamping minyak bumi. Air itu terperangkap selama proses sedimentasi dan pemadatan sedimen. Jenis ini merupakan air fosil atau connate water yang merupakan sumberdaya yang tidak terbarukan dan dapat habis setelah ditambang.
81
3. Di daerah yang dibentuk oleh satuan batugamping, sering dan bahkan sama sekali tidak dijumpai air permukaan. Batugamping mempunyai porositas sekunder sehingga secara setempat dapat menghasilkan air dalam jumlah besar, Contoh : kawasan batugamping (karst) adalah Gunungkidul, Gombong, dan Maros 4. Disekeliling lereng gunungapi yang tersebar luas di Indonesia dapat dijumpai cadangan airtanah yang sangat kaya. Daerah gunungapi biasa mempunyai curah hujan tinggi dan batuannya mempunyai permeabilitas tinggi. Lereng gunungapi dengan permeabilitas batuan yang tinggi sebagai daerah imbuh air untuk daerah di bawahnya. Pada teluk lereng (break of slope) sering muncul mata air, lebih kearah lereng bawah pada topgrafi yang mulai datar dijumpai akuifer yang sangat produktif. 5. Kawasan airtanah pada batuan dataran aluvial yang tersebar di Indonesia. Kawasan ini terdiri dari sedimen klastik dataran pantai maupun cekungan antara pegunungan berumur kuarter. Kondisi airtanah di Daerah Istimewa Yogyakarta pernah diteliti oleh MacDonald & Partners (1984) bekerjasama dengan Departemen Pekerjaan Umum. Hasil penelitiannya adalah bahwa airtanah di Daerah Istimewa Yogyakarta dapat dikelompokkan menjadi beberapa satuan airtanah. Airtanah potensial dijumpai di satuan Gunungapi Merapi dan airtanah potensi rendah dijumpai di Pegunungan Kulon Progo dan Pegununungan Baturagung. Sementara Gambar 4.9. menunjukkan konsep akuifer di bentang lahan hasil pelarutan (solusional).
82
Gambar 4.8. Konsep Akuifer di Daerah Wates dan Bantul Selatan (MacDonald & Partners ,1984)
83
Gambar 4.9.
Pengaruh Retakan dan Solusi Batuan Sedimen Pada Pemunculan Mataair (Todd, 1980)
Permukaan Airtanah dan Fluktuasi Permukaan airtanah dari unconfined aquifer disebut muka freatik (pheratic surface) atau water table, sedang untuk confined aquifer disebut piezometric surface (bersifat imajiner). Muka airtanah berfluktuasi tergantung dari pengaruh luar seperti tekanan udara, gempa bumi, pasang surut, perubahan recharge (input air), perubahan discharge (output air, dapat akibat pemompaan airtanah). Selanjutnya, perubahan simpanan (storage) airtanah adalah hasil dari perbedaan antara recharge dan discharge. a. Variasi Musim dan Sekular Variasi sekular dari permukaan airtanah adalah fluktuasi permukaan airtanah dalam kurun waktu cukup panjang beberapa tahun. Sekular variasi ini disebabkan karena variasi iklim terutama disebabkan oleh variasi curah hujan. Sedang variasi musiman adalah fluktuasi permukaan tanah dalam kurun waktu satu tahun, variasi musim hubungannya erat dengan variasi musim (musim hujan dan kemarau). Fluktuasi airtanah dapat diamati melalui pengamatan permukaan air sumur. Data fluktuasi ini dapat digunakan untuk menetapkan hasil yang aman. Akuifer dengan recharge (input) yang besar dan tetap biasanya mempunyai fluktuasi rendah dan daerah dengan recharge tidak tetap biasanya mempunyai fluktuasi besar. Gambar 3.7. menunjukkan grafik fluktuasi airtanah untuk akuifer dan lingkungan yang berbeda, sumur Balong (No. 3) berada di satuan Gunungapi Merapi sedang sumur Karangjati berada di Perbukitan Sentolo.
84
b. Fluktuasi Muka Freatik Harian Untuk akuifer unconfined, maka freatik dapat mengalami fluktuasi harian. Fluktuasi ini disebabkan oleh adanya perbedaan evapotranspirasi pada wakktu malam dan siang (evapotranspirasi pada waktu malam lebih besar dari pada siang hari). Gambar 3.8 menunjukkan fluktuasi muka freatik harian. Fluktuasi ini sangat nyata apabila diamati pada waktu musim kemarau (input hujan tidak ada), sehingga datanya dapat dipakai untuk menghitung evapotranspirasi bila diketahui nilai spesifik yield akuifernya.
85
Gambar 4.10. Fluktuasi Muka airtanah Freatik pada dua formasi yang berbeda (MacDonald & Partners ,1984)
86
Gambar 4.11. Fluktuasi Muka Freatik Harian (Todd, 1959) Qet = Sy (24 h S) Qet
= Evapotranspirasi dari airtanah (mm/hari)
Sy
= Specific yield (hasil jenis)
h dan s = lihat dalam Gambar Selanjutnya, nilai Sy dapat diperkirakan dengan menggunakan tabel dan contoh material untuk mengetahui macam materialnya. Tabel 4.3. Menunjukkan nilai specific yield pada berbagai macam material.
Tabel 4.1. Specific Yield dalam persen (Fetter, 1988) Material
Specific Yield Maximum
Minimum
Rata-rata
Clay
5
0
2
Sandy clay
12
3
7
Selt
19
3
18
Fine sand
26
10
21
Medium sand
32
15
26
Coarse sand
35
20
27
Gravelly sand
35
20
25
Fine gravel
35
31
25
Medium gravel
26
13
23
Coarse gravel
26
12
22
Penurunan Permukaan Airtanah
87
Akibat dari pemakaian (pemompaan) airtanah yang berlebihan atau melebihi hasil aman-nya (safe yield), permukaan airtanah dapat mengalami penurunan. Oleh karena itu pembuatan sumur bor harus mempertimbangkan pengaruh pemompaan agar tidak terjadi dampak negatif (sebagai contoh : intrusi air laut pada akuifer pantai dan penurunan muka tanah/land subsidence). Gambar 4.12 menunjukkan penampang sumur pada unconfined aquifer, sebagai akibat adanya pemompaan dengan debit Q sehingga terjadi depresi muka freatik . Seberapa jauh jari-jari lingkaran pengaruh akibat pemompaan (R0) dapat dihitung dengan menggunakan rumus sebagai berikut : (Todd, 1959).
h2o – h2 w Q = K -------------lnro/rw
Keterangan : Q = debit pemompaan m3/hari (pada akondisi aliran tetap atau steady flow) K = koefisien permeabilitas m3/hari/m2 ho = jarak muka freatik awal sampai pada lapisan kedap air (meter) hw = jarak muka freatik dalam sumur sampai pada lapisan kedap air (meter) rw = jari-jari sumur (meter) ro = jari-jari lingkaran pengaruh (meter)
88
Gambar 4.12 Aliran pada sumur Unconfined Aquifer (Todd, 1980) Selanjutnya, nilai K/permeabilitas dapat diperoleh dengan cara melakukan uji pemompaan (pimping test) dengan dua sumur (satu sumur untuk pompa dan satu sumur untuk observasi penurunan muka freatik). Pemompaan dilakukan sampai diperoleh keadaan yang steady yaitu debit (Q) tetap dan muka freatik tetap.
Rumusnya sebagai berikut :
h21 - h2-w Q = K ---------------ln (r1 / rw)
h1 = jarak muka freatik sampai lapisan kedap air pada sumur 1 (sumur pengamatan) dalam meter r1 = jarak sumur pompa dengan sumur pengamatan (sumur 1 dalam meter) Q ln (r1/ rw) K = ----------------- (h12 – hw2) 89
Selain uji pemompaan, nilai K dapat diperkirakan dengan menggunakan tabel, setiap batuan mempunyai nilai K (Tabel 4.2.); uji di laboratorium atas contoh material akuifer; dan menggunakan pelacak (larutan penunjuk). Tabel 4.2. Porositas dan Permeabilitas Batuan Tipe Batuan
Porositas
- Kerikil
25 - 25
Koefisien permeabilitas (m3/hari/m2) 100 - 100
- Pasir
30 - 40
5 - 40
- Konglomerat
10 - 25
5 - 15
- Loess
25 - 50
= 0,1
- Batu pasir (poros)
5 - 20
5 - 20
- Batu pasir dengan lipatan dan Hingga 40 retakan - Batu gamping dengan permeabilitas 20 - 35 primer - Batu gamping dengan permeabilitas > 35 sekunder
. 50 = 25 >> 25
(Seyhan, 1977) Penentuan permeabilitas akuifer dapat dilakukan dengan menggunakan larutan penunjuk. Bahan larutan penunjuk yang dapat digunakan adalah zat pewarna, garam, dan radioaktif. Larutan penunjuk digunakan untuk menentukan kecepatan aliran, sumur bagian hilir tempat mengamati larutan penunjuk (Gambar 4.13). Dengan mengetahui gradient hidraulik dari muka freatik, kecepatan ratarata larutan penunjuk dan porositas material akuifer, maka permeabilitas dihitung dengan menggunakan persama Darcy (Seyhan, 1977). (Vt) dh K = --------------d1 Keterangan : 90
K
= permeabilitas akuifer
Vt
= kecepatan rata-rata larutan penunjuk
= porositas material akuifer dh/dl = gradient hydraulic muka freatik (beda tinggi muka freatik sumur hulu dengan hilir per jarak sumur)
Gambar 4.13. Skema Sumur Percobaan Perhitungan Permeabilitas dengan Larutan Penunjuk (Todd, 1980) IV.4. Aliran Airtanah dan Debit Sebagai hasil dari proses diendapkan dan jenis materialnya, maka sistem akuifer hampir tidak pernah seragam dalam ciri-ciri hidrauliknya. Proses aliran airtanah merupakan suatu gerakan yang didorong oleh gaya berat dan ditahan oleh gesekan pada medium porous. Persamaan dasar untuk menjelaskan aliran dan debit airtanah adalah hukum Darcy dan hukum kontinuitas. Perlakuan matematis dari aliran airtanah mempunyai asumsi-asumsi dan generalitasasi sebagai berikut (Dam, 1966 dan Seyhan, 1977) 1990). 1. 2. 3. 4. 5.
Akuifer haruslah homogen dan isotrofik (permeabilitas dalam arah x, y, dan z adalah sama). Lapisan semi-tembus mempunyai ketahanan hidraulik yang seragam. Koefisien permeabilitas mempunyai invarian waktu. Transbilitas akuifer bebas adalah konstan. Koefisien simpanan (storage coeffient) adalah konstan.
91
6.
Pelepasan air dari simpanannya adalah seketika.
7.
Mintakat kapiler diabaikan.
Arah Aliran Airtanah Arah aliran airtanah untuk unconfined aquifer dapat ditentukan dengan metode three point problem (Todd, 1959). Sehubungan dengan hak itu, diperlukan pengukuran elevasi muka freatik dari 3 sumur yang diketahui posisinya secara tepat. Gambar 4.14 menunjukkan penentuan arah aliran airtanah dengan menggunakan 3 titik (three point problem). Arah aliran airtanah dapat juga ditentukan melalui peta kontur muka freatik, karena arah aliran airtanah akan memotong tegak lurus (90o) kontur airtanahnya (Gambar 4.15)
Gambar 4.14 Penentuan Arah Aliran Airtanah dengan Three Point Problem (Todd, 1959)
92
Gambar 4.15 Kontour Muka Freatik atau Equipotential (ILRI, 1972)
Kecepatan Aliran Airtanah Kecepatan aliran airtanah (V) dapat ditentukan dengan persamaan : (Seyhan, 1977) V = Q/A Q = - K dh/dl, aliran melalui media porus 1 Maka V = ------- (- K dh/dl) Tanda (-) menyatakan bahwa aliran berada dalam arah bagian atas yang menurun Keterangan : Q
= debit jenis (q = Q/A)
A
= luas penampang
K
= permeabilitas material akuifer
dh/dl = gradien hidraulic V
= porositas batuan = kecepatan aliran airtanah
Debit Aliran 93
Debit airtanah dapat diperkirakan dengan dua cara, yaitu : (1). Rumus
Q = TIL
Keterangan : Q
= debit airtanah m3/hari) per satuan lebar L
T
= transmisibilitas m2/hari =KxD
D
= tebal akuifer (m)
K
= permeabilitas akuifer (m3/hari/m2)
I
= dh/dl = gradient hidraulic
Gambar 4.16. Sketsa Ilustrasi Debit Aliran Airtanah per Satuan Lebar (2) Analisis kontour muka airtanah (equipotential line). Untuk menghitung debit airtanah menurut Todd (1959) sebagai berikut: Mempertimbangkan arah aliran dalam Gambar 4.15, maka hydraulic gradient (1) adalah : i = dh/dl dan aliran tetap dq antara dua jenis aliran airtanah adalah : dq = K x dh/d1 x dm Untuk satuan tebal. Untuk bujur sangkar dari jaringan aliran maka :
94
d1 = dm sehingga : dq = K dh Untuk seluruh jaringan aliran, total beda tinggi yang dibatasi oleh garis aliran, maka total aliran menjadi : Kmh Q = m dq = ---------------n
Gambar 4.17 Bagian dari Jaringan Aliran Orthogonal yang Dibentuk oleh Aliran dan Kontour Muka Freatik (equipotential line) (Todd, 1980) 3.2. Ketersediaan Airtanah Data yang diperlukan: - peta sistem akuifer - luas akuifer (Aa) permeabilitas satuan - porositas batuan - fluktuasi muka airtanah (F)
- tebal akuifer (D) -
material
akuifer
atau
nilai
- nilai specific Yield batuan (Sy) - flow net airtanah
95
Macam-macam pendekatan yang digunakan: a. Pendekatan statis: – Volume airtanah (VAT): VAT = Volume Akuifer x porositas VAT = ( D x Aa) x (porositas) Volume airtanah yang dapat diturap secara aman (VATa): VATa = (F x Aa) x (Sy)
b. Pendekatan dinamis
Gambar 4.18. Pendekatan Dinamis Tabel 4.3.Tabel Rata-rata Prorositas, Specific Yield, dan Permeabilitas pada Berbagai Material Tanah (Todd, 1980)
96
IV.5. Kebutuhan Air Kebutuhan air secara umum dapat dibagi dalam dua kategori yaitu kebutuhan air yang digunakan untuk keperluan irigasi dan kebutuhan air yang digunakan untuk keperluan non irigasi. Untuk kebutuhan air non irigasi sendiri masih dibagi menjadi kebutuhan air untuk keperluan domestik, non domestik, industri, peternakan,
perikanan
dan
penggelontoran/perawatan
sungai.
Untuk
memperkirakan kebutuhan air untuk keperluan-keperluan tersebut, digunakan pendekatan berdasarkan batas administrasi. Perhitungan Kebutuhan Air Domestik Data yang dipergunakan : - Tingkat pertumbuhan penduduk ( %) - Jumlah penduduk desa ( jiwa) - Jumlah penduduk kota (jiwa) - Baku kebutuhan air domestik penduduk kota (liter/kapita/hari) - Baku kebutuhan air domestik penduduk desa (liter/kapita/hari) Bagaimana baku kebutuhan air domestik dihitung? - survey dengan kuesioner - sampel: stratified random; strata tingkat sosial-ekonomi penduduk, ketersediaan air. Qdom = 365 hari x (qu/1000 x Pu) + (qr/1000 x Pr) Keterangan : Qdom = Kebutuhan air domestik ( m/th) qu = Baku kebutuhan air domestik penduduk kota (liter/kapita/hari) 97
qr Pu Pr
= Baku kebutuhan air domestik penduduk desa (liter/kapita/hari) = Jumlah penduduk kota = Jumlah penduduk desa
Perhitungan Kebutuhan Air Non Domestik 1. Kebutuhan Air untuk Industri Qid = Hk {(Pk x 0,5m³/kap/hari)}+Up Keterangan : Qid = Kebutuhan air untuk industri (m³/th) Hk = Jumlah hari kerja per tahun Pk = Jumlah karyawan Up = Kebutuhan air untuk proses industri (m3/th) Up tergantung dari jenis industri, ada indutri yang banyak menggunakan air dan ada yg sedikit. Tabel 4.4. Kebutuhan Air Industri
2. Kebutuhan Air untuk Irigasi Air irigasi digunakan untuk: 1. Mengganti air hilang untuk evaporasi 2. Mengganti air hilang untuk transpirasi 3. Mengganti air hilang untuk infiltrasi (perkolasi) 4. Air untuk penggenangan 5. Mengganti air hilang di saluran irigasi Rumus umum Kebutuhan Air Irigasi Qi = A x (qs/1000) x (Ft x 100 hari) x 24 jam x 3600 detik Keterangan : Qi = Kebutuhan air untuk irigasi (m³/tahun) A = Luas sawah (ha)
98
qs = Baku kebutuhan air untuk sawah (1 liter/detik/ha) atau dihitung dengan program cropwat. Ft = Frekwensi tanam dalam setahun Tahapan Perhitungan Kebutuhan Air Irigasi: 1. EVAPORASI (Eo, dalam mm/hari): Dihitung dengan rumus Penman 2. Consumtive use ( Cu); Cu = kc x Eo , dalam mm/hari,kc : crop factor ( tabel) 3. Farm water requirement (CWR), dalam mm/hari CWR = (Cu + In) – Pef In : infiltrasi (mm/hari) Pef : hujan efektif (hujan yang bermanfaat utuk tanaman) 4. Project Water Requirement (PWR): dalam l/det PWR = f x (CWR x A) x ( Eir -1) Keterangan: A = luas tanam (ha) Eir = irrigation efficiency f = faktor konversi mm/hari /ha ke satuan debit; 1mm/hari/ha =0,11574 l/dt/ha PWR = liter/det atau m3/det Tabel 4.5. Koefisien Tanaman (kc) menurut FAOdan Nedeco/Prosida (PT. Indra arya,2003) tanaman Prosida
0,5
1
1,5
2
2.5
3
3.5
4
- LV
1,2
1,2
1,32
1,4
1,35
1,24
1,12
0
- HYV
1,2
1,27
1,33
1,3
1,3
0
0
0
- LV
1,1
1,1
1,1
1,1
1,1
1,05
0,95
0
- HYV
1,1
1,1
1,05
1,05
0,95
0
0
0
-kedelai
0,5
0,75
1
1
0,82
0,45
0
0
- Jagung - kac.tnh
0,5 0,5
0,59 0,51
0,96 0,66
1,05 0,85
1,02 0,85
0,95 0,95
0 0,95
0 0
Padi
FAO Padi:
Palawija:
3. Kebutuhan Untuk Penyiapan Lahan Kebutuhan untuk penyiapan lahan (van de Goor dan Zijlsstra): 99
IR = M ( e –k) ( e –k – 1) -1 IR = Kebutuhan air di petak sawah M = kebutuhan air untu mengganti evaporasi dan perkolasi M = Eo + In k = M x ( T/S ) T = Jangka waktu persiapan lahan (hari) S = Penjenuhan air dan tebal genangan (mm) 4. Kebutuhan Air untuk Ternak Rumus yang digunakan: Qt = 0.365 { ( qskk x Pskk) + ( qkd x Pkd) + (qb x Pb) + ( qun x Pun)} Keterangan : Qt qskk qkd qb qun Psk Pkd Pb Pun 0,365
= Kebutuhan air untuk ternak ( m³/th) = Kebutuhan air untuk ternak sapi, kuda, kerbau ( lt/kepala/hari) = Kebutuhan air untuk ternak kambing atau domba (lt/kepala/hari) = Kebutuhan air untuk ternak babi ( lt/kepala/hari) = Kebutuhan air untuk ternak unggas (lt/kepala/hari) = jumlah ternak sapi, kuda. kerbau = jumlah ternak kambing atau domba = jumlah ternak babi = jumlah ternak unggas = Angka konversi satuan (365 hari/ 1000 lt) Tabel 4.6. Kebutuhan Baku Air unutk Ternak JENIS TERNAK
KEBUTUHAN AIR (Lt/Kep./hari)
Sapi / Kerbau /
40,0
Kuda Kambing / Domba
5,0
Babi
6,0
Unggas
0,6
Sumber: PT. Indra Karya, 2003 Kebutuhan Air Untuk Perikanan Banyak metoda yang dapat dipakai untuk memperkirakan kebutuhan air perikanan. Kebutuhan ini meliputi untuk mengisi kolam pada saat awal tanam dan untuk penggantian air. Penggantian air bertujuan untuk memperbaiki kondisi kualitas air dalam kolam. Intensitas penggantiannya tergantung pada jenis ikan
100
yang dipelihara. Jenis ikan gurami (Osphronemus gouramy) dan karper (Cyprinus) membutuhkan penggantian air minimal ± 1 kali dalam seminggu, sedangkan ikan lele dumbo (Clarias glariepinus) hanya membutuhkan minimal ± 1 bulan sekali. Estimasi besarnya kebutuhan air untuk perikanan ditentukan sesuai dengan studi yang dilakukan oleh FIDP. Ditetapkan bahwa untuk kedalaman kolam ikan kurang lebih 70 cm, banyaknya air yang diperlukan per hektar adalah 35-40
mm/hari,
air
tersebut
nantinya
akan
dimanfaatkan
untuk
engaliran/pembilasan. Namun karena air tersebut tidak langsung dibuang, tetapi kembali lagi, maka besar kebutuhan air untuk perikanan yang diperlukan hanya sekitar 1/5 hingga 1/6 dari kebutuhan yang seharusnya, dan ditetapkan angka sebesar 7 mm/hari/ha sebagai kebutuhan air untuk perikanan. Rumus yang digunakan: Qfp = 365 ( qfp/1000) x Afp x 10000 Keterangan : Qfp = Kebutuhan air untuk perikanan (m³/th) Qfp = Kebutuhan air untuk pembilasan ( 7 mm/hari/ha) Afp = Luas kolam ikan ( ha ) IV.6. Kualitas Air Analisis fisik dan kimia air mempunyai tujuan untuk memberikan informasi tentang kondisi kualitas air untuk keperluan tertentu. Untuk keperluan minum, air haruslah memiliki komposisi kimia dan sifat fisik yang sesuai dengan standard yang ditetapkan, terutama dari aspek kesehatan. Faktor-faktor yang berpengaruh terhadap kualitas air Kondisi kualitas air di suatu tempat tentu berbeda dengan kondisi kualitas air di tempat lain. Kondisi kualitas air terpengaruh oleh faktor-faktor yang secara umum dapat dikategorikan menjadi faktor alami dan non-alami (manusia), yang secara rinci diuraikan sebagai berikut : a. Iklim Curah hujan dan kualitasnya yang jatuh ke permukaan bumi dan merupakan bagian dari siklus hidrologi sangat berpengaruh terhadap kualitas air di suatu wilayah. Sebagai contoh, kualitas air hujan di daerah pantai tentunya berbeda dengan kualitas air hujan di pegunungan. Contoh lain adalah hujan yang
101
jatuh di daerah beriklim tropis akan berbeda pula dengan hujan yang jatuh di daerah dengan iklim kutub. b.Batuan / geologi Komposisi kimia air, terutama airtanah merupakan kombinasi dari air hujan yang jatuh ke dalam tanah dan terjadinya reaksi-reaksi kimia antara air dan mineral batuan penyusun akuifer tempat air berada. Beberapa proses kimia antara air sebagai media pelarut dan mineral batuan dapat membuat komposisi kimia air berubah dari satu tempat ke tempat yang lain. Sebagai contoh adalah kualitas air di daerah karst Gunung Sewu mengandung lebih banyak unsur karbonat dibanding airtanah di daerah vulkan Merapi. c.Waktu Komposisi kimia air juga tergantung dari waktu tinggal (residence time) air di dalam media untuk bereaksi dengan mineral batuan. Semakin lama air berada di dalam tanah, maka semakin lama pula air bereaksi dengan mineral batuan. Akibatnya, jumlah unsur yang terlarut dalam air akan semakin banyak dan mempengaruhi komposisi kimia air. Sebagai contoh adalah airtanah yang terdapat pada cekungan (basin) yang sangat luas dimana gerakan airtanah sangat lambat, komposisi unsur terlarutnya sudah sangat jenuh dan kadang-kadang terasa asin. Hal ini diakibatkan lamanya waktu kontak airtanah dan mineral batuan. d. Vegetasi Tumbuhan mempunyai pengaruh yang positif terhadap kualitas air suatu wilayah. Akar tumbuhan yang menyerap air dan kemudian ditranspirasikan menurut Appelo dan Postma (1993) ternyata tidak menyerap semua ion yang ada dalam air sehingga tentu saja merubah komposisi kimia dalam air. Selain itu vegetasi juga menyerap gas dari atmosfer, sebagai contoh (SO 2, NH3, dan NO2) sehingga akan merubah pula komposisi air hujan sebagai komponen utama air yang ada di bumi (Jankowski, 201). e. Manusia Faktor ini dapat dikategorikan sebagai faktor non-alami. Akhir-akhir ini, faktor manusia ini merupakan faktor yang sangat berpengaruh terhadap kondisi
102
kualitas air di suatu wilayah. Adanya polusi air seperti nitrat dari limbah rumah tangga, hujan asam, limbah industri dan tempat pembuangan sampah merupakan contoh paling mutakhir bahwa aktivitas manusia mampu merupah komposisi kualitas air secara cepat. Perlu diingat bahwa faktor-faktor penentu kualitas air seperti yang diuraikan di atas tidak berdiri sendiri, melainkan dapat terjadi bersama-sama, sehingga tidak ada faktor yang paling dominan. Secara detail Appelo dan Postma (1993) mengilustrasikan faktor-faktor yang berpengaruh terhadap kualitas air seperti yang disajikan pada Gambar 4.19.
A Sc h emat ic Over view o f Pr o cesses t h at Af f ect t h e Wat er Qual it y in Th e Hyd r o l o g ic10al Cyc l e
34
5 67
1 2 1
8
clay
7
1 11
8 5
1. Evaporation 2. Transpiration 3. Selective Uptake by Vegetation 4. Oxidation/ Reduction 5. Cation Exchange 6. Dissolution of Mineral
h fres salt
7. Precipitation of Secondary Mineral 8. Mixingof Water 9. Leaching of Fertilisers, Manure 10. Pollution
1. Evaporation 2. Tra10 nspiration 3. Selective Uptake by Vegetation 4. Oxidation/ Reduction 5. CatioE nxchange 9 6. Dissolution of Mineral 7. Precipitation 1ndary Mineral of Seco 8. Mix11 ing of Water 9. Leaching of Fertilisers, Manure 10. Pollution 11. Lake/Sea 11. Lak /Sea l Processes Be iologica Biological Processes
Gambar 4.19. Faktor-faktor yang berpengaruh terhadap kualitas air dalam siklus hidrologi (Appello dan Postma, 1993)
103
5.2. Komposisi kimia air di bumi Komposisi kimia air di bumi yang merupakan bagian dari siklus hidrologi tentu saja terpengaruh oleh proses-proses seperti yang diilustrasikan pada Gambar 4.7. Selanjutnya, Tabel 47. membandingkan komposisi kimia air (air laut, air hujan, air sungai, air danau, dan airtanah serta air tercemar). Tabel 4.7. Komposisi kimia air pada siklus hidrologi Sample
pH
TDS
Na+
K+
Ca2+
Mg2+ HC O3-
SO42-
Cl-
mg/l Air hujan – oceanic island
5,8
12,2
1,5
0,5
0,6
0,4
4,7
0,5
4,0
161,8
11,5
8,6
22,0
4,3
34,8
60,0
18,1
Air laut – Samudera Pasific
1050 320 0
364
1220
113
2410
1961 1
Air sungai – Sungai Amazon (Brasil)
1,6
1,8
5,4
0,5
17,9
0,8
2,6
166
6,1
148
81
256
794
24
0,5
0,2
0,2
0,1
0,5
0,9
0,4
433
5,0
23
25
220
79
615
13
1
6
2
15
15
32
1
1
68
56
438
29
3
252
226
316
63
2382 10
376
16
206
388
286
95
32
Air hujan terpolusi – Central 7,2 Europa
Air sungai – Sungai Colorado (USA) Air danau (tawar) – Blue Lake (Australia) Air danau (payau) – Lake George (Australia) Airtanah (Sydney)
–
sand
dune
Airtanah – karst (Pensylvania, USA) Airtanah tercemar – limbah domestic
14100
Airtanah tercemar – limbah uranium
104
Sumber : Jankowski (2001) (* cetak tebal menunjukkan ion positif dan negatif yang dominan Dari Tabel 4.7. terindikasi bahwa air laut mempunyai komposisi kimia unsur yang didominasi ion natrium dan klorida dengan jumlah yang sangat besar, selain itu kandungan unsur-unsur yang lain juga sangat tinggi dan jauh diatas jenis air lainnya. Dari laut, air menguap dan terbawa angin keatas daratan dan kemudian jatuh ke bumi sebagai hujan. Pada masa tersebut, air dapat terpengaruh oleh kandungan gas di atmosfer. Selain itu kualitas air hujan sangat bervariasi dan tergantung dari kontaminasi pada atmosfer. Hujan pada daerah yang dekat laut mempunyai kandungan unsur Cl-, SO4-, Na+, dan Mg2+ yang lebih tinggi daripada hujan yang jatuh di daratan yang luas. Air permukaan yang tawar biasanya mengandung unsur terlarut yang sedikit. Selanjutnya, airtanah secara umum memiliki kandungan mineral terlarut yang lebih tinggi dibanding dengan air permukaan (sungai/danau). Hal ini terjadi sebagai akibat adanya interaksi antara CO2 yang ada pada tanah dan batuan yang larut oleh airtanah. Selain itu CO2 dapat bertambah karena adanya aktivitas pada mikroorganisme tanah (Jankowski, 2001). 5 .3. Parameter-Parameter Kualitas Air Alami 5.3.1. Kadar Keasinan Kadar keasinan air dapat diukur berdasarkan dua kriteria yaitu: Total Dissolved Solids (TDS) dan Daya Hantar Listrik (DHL). 5.3.1.1. Total Dissolved Solids (TDS) TDS menunjukkan banyaknya zat yang terlarut atau yang mengendap (padat) dalam air. TDS biasanya diukur secara gravimetri, dan mempunyai satuan mg/l. Keuntungan memakai parameter ini adalah bahwa TDS tidak tergantung /independen terhadap suhu, dan tidak terpengaruh oleh jenis garam maupun kombinasinya yang berasal dari sumber yang berbeda. Besarnya nilai TDS juga tidak tergantung dari aspek fisik air yang lain. Nilai TDS dapat diperoleh di laboratorium secara gravimetri atau secara sederhana adalah sebagai berikut : TDS = ∑ (anion + kation + silika + unsur minor + metal + unsur terlarut lain)
105
5.3.1.2.Daya Hantar Listrik (DHL) Sering juga dikenal sebagai Electrical Conductivity (EC), yaitu kemampuan air untuk menghantarkan arus listrik yang merupakan fungsi dari konsentrasi larutan (air) termasuk didalamnya total valensi ion yang terlarut serta tingkat ion yang dapat bergerak dalam air. Satuan dari DHL yang biasa dipakai adalah mikrosiemens/cm (µS/cm). Selanjutnya, karena gerakan ion dalam air terpengaruh oleh suhu, maka nilai DHL akan semakin tinggi dengan meningkatnya temperatur air. Di lapangan, semua pengukuran DHL harus di sesuaikan dengan temperatur normal, yaitu 25 o C. Apabila temperatur pengukuran tidak pada 250 C maka perlu dikoreksi dengan rumus : EC250 C = ECt ± (∆t x 0.02 x ECt) Keterangan : EC250 C
= EC pada temperatur 250 C (terkoreksi)
ECt
= EC pada temperatur t0 C (hasil pengukuran)
∆t
= Selisih temperatur (t0 – 250) atau (250 – t 0)
Secara umum, pengaruh temperatur terhadap EC pada kebanyakan ion berkisar 2% kenaikan EC, untuk setiap kenaikan temperatur 10C (Hem, 1970). Selanjutnya, DHL yang tinggi menunjukkan jumlah ion yang terlarut tinggi. Air laut mempunyai nilai DHL mencapai 50000 µS/cm, sementara air tawar mempunyai DHL tidak lebih dari 1000 µS/cm. Akibatnya, jika kita mencari hubungan antara DHL dan TDS akan terlihat hubungan linier seperti yang disajikan pada Gambar 4.20.
106
Sumber : http://waterquality.montana.edu/docs/methane Gambar 4.20. Hubungan linier antara DHL dan TDS
Dari Gambar 4.20. terlihat bahwa antara nilai DHL dan TDS mempunyai korelasi yang sangat positif (mendekati 1). Sehingga dapat disimpulkan bahwa semakin banyak jumlah ion yang terlarut dalam air, maka akan semakin tinggi pula nilai TDS dan EC-nya. 5.3.2. pH (aktivitas ion hidrogen) Aktivitas ion hidrogen dalam air dapat dikenali dari nilai pH yang merupakan unit logaritmik, pada suhu sekitar 25oC. Dalam Bahasa Indonesia pH, lebih dikenal sebagai derajat kebasaan/derajat keasaman. Skala asam-basa ini mempunyai variasi nilai 0 – 14. Tabel 4.8. berikut ini menyajikan klasifikasi tingkat asam-basa airtanah.
107
Tabel 4.8. Klasifikasi Nilai pH dalam airtanah Nilai pH
Kategori
<5
asam
5–7
agak asam
7
netral
7–9
agal basa
>9
basa Sumber : Jankowski (2001)
Nilai pH dalam air (terutama airtanah) tidak independent dan dapat berubah jika suhu berubah. Gambar 4.21. menunjukkan nilai pH dalam air.
Sumber :http://www.fs.fed.us/r6/colville/waterfest/images/phdiagram.gif Gambar 4.21. nilai pH berbagai jenis dan penggunaan air di bumi 5.3.3. Eh (tingkat oksidasi-reduksi air) Banyak sekali reaksi dalam air, terutama airtanah yang mengalami perpindahan elektron antara zat cair, gas, maupun unsur terlarut. Kehilangan elektron (ion negatif) berarti terjadi reaksi oksidasi, sedangkan unsur memperoleh
108
ion tambahan merupakan indikasi terjadinya proses reduksi. Reaksi reduksi dan oksidasi tidak dapat berdiri sendiri karena tidak mungkinterdapat ion yang bebas dalam air. Nilai Eh merupakan nilai potensial reksi reduksi-oksidasi yang dinyatakan dalam satuan milivolt (mV). Jika nilai Eh = + maka reaksi yang dominan terjadi adalah oksidasi, sebaliknya jika nilai Eh = - maka reaksinya adalah reduksi, seperti yang diilustrasikan pada Gambar 4.22. Reaksi Oksidasi - 400 300 -200
-100
0
+ 100
+ 200
+ 300
+400 (mV)
Reaksi Reduksi Gambar 4.22. Nilai Eh pada airtanah
Air hujan yang masuk ke tanah melalui infiltrasi merupakan larutan yang sangat teroksidasi dengan kandungan oksigen yang berlebih. Airtanah dalam pada akuifer tertekan biasanya didominasi oleh proses reduksi dimana jumlah O 2 sangat sedikit. Sementara itu airtanah yang terkontaminasi oleh limbah berpotensi memicu proses reduksi. 5.3.4. Dissolved Oxygen (DO) Dalam Bahasa Indonesia dikenal sebagai oksigen yang terlarut dalam air. Parameter ini penting untuk mengetahui banyak tidaknya O2 yang terlarut dalam air. Jika banyak O2 yang terlarut, maka air yang dievaluasi tentu saja sering kontak dengan udara, sebagai contoh airtanah dangkal. Sebaliknya airtanah dalam pada akuifer tertekan mengandung O2 yang lebih sedikit. Pada airtanah yang tercemar, kandungan O2 biasanya lebih sedikit dibanding air yang tidak tercemar. 5.3.5. Ion Mayor Ion mayor dikenal sebagai ion yang mempunyai prosentase terbesar yang dapat larut dalam air. Ion mayor diklasifikasikan menjadi dua yaitu : a. Ion yang mempunyai muatan negatif (anion); dan b. Ion yang mempunyai muatan positif (cation) Secara alami, dikenal 7 ion mayor yang dapat larut dalam air yaitu : Ca 2+ (kalsium), K+ (kalium), Mg2+ (magnesium), Na2+ (natrium), Cl- (klorida), HCO3(bikarbonat), dan sulfat (SO4-). Unsur atau ion mayor ini biasanya memiliki konsentrasi diatas 1 mg/l dalam air.
109
Kalsium Kalsium merupakan ion dominan yang berada pada semua mineral di bumi yang mengandung metal. Ion ini sangat penting untuk kelangsungan hidup tumbuhan dan hewan. Dalam air yang masih bersifat alami ion ini mempunyai prosentase yang cukup besar. Sebagai contoh, pada air tawar jumlah kalsium biasanya kurang dari 100 mg/l, dan pada air laut dapat mencapai 400 mg/lt, sementara pada air payau hasil proses evaporasi dapat mencapai 75000 mg/l (Jankowski, 2001). Kalsium mempunyai notasi Ca 2+ yang berarti mempunyai muatan positif berjumlah 2. berat atom kalsium adalah 40,078. Dalam air, kalsium dapat berupa larutan, gas, maupun padatan tegantung dari fase/tingkat reaksi kimia yang terjadi. Di alam, sumber kalsium terbesar adalah dari batuan beku terutama yang menandung meineral-mineral silikat, piroxin, amphibol, dan feldspar (Hem, 1985). Mineral penghasil kalsium terbesar jika larut oleh air adalah batuan karbonat yang dapat mengandung mineral kalsit, aragonite dan dolomite. Unsur kalsium terdapat pula pada mineral di batuan sediment yang berasosisi dengan sulfat, gypsum dan anhidrit (Hem, 1985). Selanjutnya, Tabel 4.9. menunjukkan mineral yang sering dijumpai mengandung kalsium. Di air, mineral yang mengandung kalsium dapat mengahsilkan rekasi pelarutan yang dapat membentuk padatan dan ada pula yang tidak.
110
Tabel 4.9. Mineral batuan yang mengandung kalsium No
Mineral
Rumus kimia
1
Kalsit
CaC03
2
Aragonit
CaCO3
3
Dolomit
CaMg(CO3)2
4
Ca-feldspar
CaAl2Si2O8
5
Fluoroapathite
Ca(PO4)3F
6
Gypsum
CaSO4. 2H2O
7
Anhydrite
CaSO4
8
Camonmorilonit
Ca0,33 Al4,67 (OH)4
9
Glauberite
CaSO4.Na2SO4
10
Tachyhydrite
CaCl2. 2MgCl2 . 12H2O
Si7,33
O20
Sumber: Jankowski, 2001
Magnesium Magnesium mempunyai muatan 2+ dengam notasi Mg dan berat atom 24,305. Ion ini juga sangat penting untuk kelangsungan hidup makhluk hidup (Hem, 1985). Sumber magnesium di alam menurut Jankowski (2001) sebagian besar terkandung pada ferromagnesian mineral yang berwarna gelap seperti olivine, piroksin, amphibol dan mika. Selain itu pada batuan sedimen ion ini berasosiasi dengan ion-ion karbonat pada mineral magnesit dan hidromagnesit, sementara pada batuan metamorf magnesium terkandung dalam chlorite dan serpentin.Di air, konsentrasi magnesium biasanya kurang dari 50 mg/l, di laut dapat mencapai 1350 mg/l. Tabel 4.10 menunjukkan mineral batuan yang mengandung magnesium.
111
Tabel 4.10. Mineral batuan yang mengandung Magnesium No
Mineral
Rumus kimia
1
Dolomit
CaMg(C03)2
2
Forsterit
Mg2SiO4
3
Magnesit
MgCO3
4
Brucit
Mg(OH)2
5
Talk
Mg3Si4 O10(OH)2
6
Chlorit
Mg5Al2Si3O10(OH)2
7
Biotit
KMg3AlSi3O10(OH)2
8
Sepiolit
Mg4Si6O15(OH)2 . 6H2O
9
Epsomit
MgSO4. 7H2O
Sumber: Jankowski, 2001 Natrium Dalam bahasa Inggris dikenal sebagi sodium dengan notasi Na+ (satu muatan positif). Berat atom natrium adalah sebesar 22,99. Konsentrasi yang biasa larut dalam airtawar adalah sebesar kurang dari 200 mg/l, sementara air laut mengandung lebih dari 10000 mg/l (Jankowski, 2001). Tabel 4.11 menyajikan jenis-jenis mineral batuan yang mengadung natrium.
Tabel 4.11 Mineral batuan yang mengandung natrium 112
No
Mineral
Rumus kimia
1
Halite
NaCl
2
Albite feldspar)
3
Na-montmorilonit
Na0,33 Al2,33 Si3,67 O10 (OH)2
4
Thenardite
Na2SO4
5
Glauberite
CaSO4 . Na2SO4
6
Mirabilite
Na2SO4 . 10H2O
7
Trona
NaHCO3 . Na2CO3 . 2H2O
8
Dawstone
NaAlCO3(OH)2
(Na- NaAlSi3O8
Sumber: Jankowski, 2001
Kalium Mempunyai notasi K+ dengan muatan ion positif = 1, dalam Bahasa Inggris lebih dikenal sebagai potassium. Berat atom kaliumj adalah 39,098. Jumlah kalium pada batuan beku lebih sedikit dibanding jumlah natrium. Tetapi jumlah kalium pada batuan sediment lebih banyak (Hem, 1985). Sumber utama dari kalium adalah mineral dari batuan yang mengandung silica seperti ortoclas dan mikrokline. Di alam, mineral yang mengandung kalium mudah untuk dilarutkan oleo air (Jankowski, 2001). Dalam air jumlah kalium biasanya tidak lebih dari 10 mg/l, sementara di laut sekitar 380 mg/l. Beberapa jenis mineral batuan yang mengandung kalium disajikan pada Tabel 4.12.
Tabel 4.12. Mineral batuan yang mengandung kalium No
Mineral
Rumus kimia 113
1
Silvit
KCl
2
Orthoclase feldspar)
3
Mika
KAlSi3O8
4
Biotit
KMg3AlSi3O10(OH)2
5
Karnalit
KCl . MgCl2 . 6H2O
(K- KAlSi3O8
Sumber: Jankowski, 2001
Klorida Klorida atau lebih dikenal sebagai chloride merupakan salah satu ion (anion) negatif terpenting di alam. Klorida mempunyai muatan negatif berjumlah satu dengan notasi Cl- dan berat atom = 35,453. Sumber utama Cl- di bumi adalah dari air laut yang terbawa angin ke darat setelah diuapkan oleh sinar matahari dan jatuh ke bumi. Jumlah kandungan klorida dalam air sekitar 25 mg/l dan di laut dapat mencapai 350000 mg/l. Sumber klorida yang utama adalah batuan sedimen terutama hasil evaporasi. Pada batuan beku hampir tidak ditemukan unsur ini terlarut dalam air, kecuali pada jumlah yang sangat kecil. Selain itu mineral utama penghasil klorida adalah halite dan silvit. Secara spasial, jumlah klorida yang terlarut dalam air semakin banyak kearah pantai. Beberapa jenis mineral batuan yang mengandung klorida disajikan pada Tabel 4.13.
Tabel 4.13. Mineral batuan yang mengandung klorida No
Mineral
Rumus kimia
114
1
Halit
NaCl
2
Silvit
KCl
3
Anarktitit
CaCl2 . H2O
4
Biskofit
MgCl2 . 6H2O
5
Karnalit
KCl . MgCl2 . 6H2O
6
Tachyhidrit
CaCl2 . 2MgCl2 . 12H2O
Sumber: Jankowski, 2001
Sulfur dan Sulfat Unsur ini mempunyai notasi S 2- dengan berat atom 32,066. Di air, sulfur biasanya terdapat pada fase oksidasi dengan jumlah muatan bervariasi dari S 2sampai S6+. Pada suatu akuifer yang mengandung banyak oksigen (lingkungan oksidasi), sulfur akan membentuk formasi dengan 4 oksigen membentuk suatu anion yang dikenal sebagai sulfat (SO42-) dengan berat atom sebesar 96,062. Sulfur tersebar merata sebagai reduksi yang dikenal sebagai sulfida pada batuan sedimen dan beku. Sebagai contoh adalah mineral pirit yang selalu ada pada batuan sedimen dan terdiri dari besi dan sulfur dan mudah larut di airtanah menghasilkan sulfida. Sulfat tersebar merata pada batuan beku, tetapi lebih banyak lagi ditemukan pada sedimen yang terevaporasi. Kalsium sulfat sebagai gipsum merupakan suatu contohnya. Mineral di alam yang merupakan sumber utama sulfur dan sulfat ditunjukkan pada Tabel 4.14.
Tabel 4.14 Sumber mineral sulfur dan sulfat Mineral
Rumus kimia
115
Gipsum
CaSO4 . 2 H2O
Anhidrit
CaSO4
Glauberit
CaSO4 . Na2SO4
Thenardit
Na2SO4
Mirabilit
Na2SO4 . 10 H2O
Kieserit
MgSO4 . H2O
Epsomit
MgSO4 . 7H2O
Pirit
FeS2
Galena
PbS
Sphalerit
ZnS
Sumber: Jankowski, 2001 Alkalinitas Pada lingkungan air alami, alkalinitas adalah hasil dari produksi pelarutan karbondioksida, bikarbonat, dan karbonat. Pada buku ini akan dibahas lebih detail kepada bikarbonat sebagai anion dengan notasi HCO3- dengan berat atom 60,008. Sumber utama dari alkalinitas adalah karbondioksida dari udara yang terdapat pada zona aerasi/tak jenuh di bawah permukaan tanah di atas muka air tanah. Pada batuan, sumber utamanya adalah batuan karbonat (gamping, dll). Sumber reaksi yang lain adalah reduksi sulfat. Mineral di alam yang merupakan sumber utama bikarbonat ditunjukkan pada Tabel 4.15.
Tabel 4.15. Sumber mineral bikarbonat Mineral
Rumus kimia
Kalsit
CaCO3
116
Dolomit
CaMg(CO3)2
Siderit
FeCO3
Magnesit
MgCO3
Otavit
CdCO3
Strontianit
SrCO3
Nahkolit
NaHCO3
Trona
NaHCO3 . Na2CO3 . 2H2O
Dawsonit
NaAlCO3(OH)2
Sumber: Jankowski, 2001
Unsur minor Unsur ini biasanya juga terlarut pada hampir semua air di bumi, hanya jumlahnya tidak sebanyak unsur mayor. Tetapi kadang-kadang jumlah yang terlarut dalam air dapat mencapai konsentrasi yang sama dengan unsur mayor. Pengukuran unsur minor yang terlarut dalam air penting dilakukan untuk keperluan tertentu terutama yang menyangkut aspek penggunaan air untuk keperluan domestik. Aktivitas yang lain yang mensyaratkan distribusi untuk minor terlarut dalam air misalnya: irigasi, perikanan, air untuk industri, ekosistem akuatis, dll). Unsur minor yang biasanya dianalisis adalah : nitrat, fluorid, fosfat, amoniak, besi, mangaan, dan aluminium dan logam berat (seng, timbal, nikel, dll).
REPRESENTASI DATA KUALITAS AIR Secara umum tidak ada ketentuan yang standard mengenai cara untuk merepresentasikan data atau konsentrasi unsur yang terlarut dalam air. Unit yang digunakan lebih tergantung kepada situasi dan tujuan dari suatu kegiatan. Terdapat beberapa cara dan tipe untuk merepresentasikan konsentrasi data kualitas air. Konsentrasi massa Ada dua cara untuk mengekspresikan konsentrasi massa dari unsur yang terlarut di air, yaitu (1) satuan berat/berat dan (2) satuan berat/volume. 117
Satuan berat per berat merupakan dimensi dari perbandingan berat unsur terlarut dan berat dari larutan, biasanya dikalikan dengan faktor 10 6 dikenal sebagai parts per millions (ppm) dan jika dikalikan 109 dikenal sebagai parts of billions (ppb). Satuan ini menguntungkan jika digunakan sebagai penanda konsentrasi massa kualitas air karena mempunyai keuntungan tidak terpengaruh oleh perubahan suhu ataupun tekanan pada air. massa unsur terlarut (mg) ppm = massa larutan (kg)
massa unsur terlarut (µg) ppb = massa larutan (kg) Satuan berat per volume lebih banyak digunakan dewasa ini karena kemudahan diukur di laboratorium (lebih mudah mengukur volume cairan daripada berat cairan). Sehingga lebih dikenal sebagai satuan berat unsur terlarut per volume larutan, yang dikenal sebagai satuan mgram/liter atau µgram/liter.
massa unsur terlarut (mg) mg/lt = volume larutan (liter)
massa unsur terlarut (µg) µg/lt = volume larutan (kg) Dua cara representasi konsentrasi massa kualitas air di atas mempunyai korelasi sebagai berikut : berat/volume=(berat/berat) x kerapatan larutan sehingga, kerapatan larutan=massa larutan (kg)/volume larutan (liter)
118
jika kerapatan airtawar = 1,00 g/cm3 ; air laut 1,025 g/cm3, maka pada p = 1 kg/liter ppm (mg/kg) = mg/liter
Molalitas Konsentrasi pada molalitas ini sangat diperlukan dalam rangka pemodelan hidrokimia airtanah, terutama untuk mencari kesetimbangan reaksi kimia yang terjadi di air. Molalitas juga dapat dipakai untuk menjelaskan kecepatan reaksi pelarutan mineral batuan di alam. Molalitas = konsentrasi unsur terlarut / berat atomnya
Molaritas Molaritas atau konsentrasi molar (M) adalah angka yang menunjukkan jumlah mol dari unsur pada 1m3 larutan. Satuan internasional dari molaritas adalah mol/m3. Satuan yang sering dipakai adalah mmol/liter yang setara dengan 1 mol/m3 . Mol/liter dengan simbol mol/lt sering dipakai dalam merepresentasikan data dalam studi airtanah dan penting untuk menghitung termodinamika air. Molaritas = (mg/liter) x 10-3 / berat atom Milimol = (mg/liter) / berat atom
Contoh : pada air terdapat Na+ terlarut sebesar 125 mg/lt, maka molalitasnya adalah
Mol = 125/22.99 = 5,458 mmol/lt (dimana 22.99 adalah berat atom unsur Na+) Berat Ekuivalen Berat ekuivalen adalah satuan yang sering digunakan untuk merepresentasikan data kualitas air karena semua reaksi dari reaktan yang bereaksi menghasilkan produk akan mempunyai kesetimbangan berat ekuivalen. Satuan berat ekuivalen yang biasa dipakai adalah miliekuivalen/liter (meq/l). 119
meq /l = (mg/l) / berat atom /valensi dari ion atau meq/l = (mmol/l) x valensi ion
Contoh : pada air terdapat Mg2+ terlarut sebesar 80 mg/lt, maka berat ekuivalennya adalah :
Meq/l = (80 / 24,305) x 2 = 80/24,305 = 6,32 meq/lt (dimana 24.305 adalah berat atom unsur Mg2+ dan 2 adalah jumlah ion valensi Na)
REPRESENTASI DATA UNTUK INTERPRETASI Salah satu aspek penting dalam penelitian kualitas air adalah kompilasi, interpretasi, dan presentasi dari data hidrokimia dalam format yang cocok untuk keperluan analisis secara visual. Untuk mencapai tujuan ini diperlukan metode grafikal yang sesuai sehingga data kualitas air\dapat dibandingkan dari satu tempat ke tempat lain. Selain itu grafikalpresentasi lebih menarik dan lebih efektif dibandingkan data dengan format angka dalam sebuah tabel. Kebanyakan cara grafis ini dimaksudkan untuk merepresentasikan total unsur terlarut dalam air dan proporsinya untuk masing-masing kation maupun anion terlarut. Satuan/unit yang biasa digunakan adalah mg/l, mmol/l, meq/l
1. Diagram Diagram Bar Vertikal Diagram bar vertikal ditunjukkan pada Gambar 4.23. Diagram yang ditunjukkan pada Gambar 4.23 mengartikan bahwa tinggi total menunjukkan prosentase dari konsentrasi anion dan kation. Biasanya, anion dan kation
120
dibedakan dan diposisikan pada sebelah kiri atau kanan yang dibatasi oleh garis vertikal di tengah.
Diagram Lingkaran dan Radial Diagram lingkaran dibuat untuk mengilustrasikan proporsi dari unsur terlarut pada suatu lingkaran. Satuan yang biasa digunakan adalah meq/l, seperti yang ditunjukan pada Gambar 4.24 Sementara itu diagram radial menggunakan skala dari konsentrasi ion (meq/l) yang saling berpotongan pada satu titik seperti yang ditunjukkan pada Gambar 4.25.
121
Gambar 4.23. Diagram Bar Vertikal (from Hem, 1985))
122
Gambar 4.24. Diagram Lingkaran (Hem, 1985)
Gambar 4.25 Diagram Radial (Lloyd and Heathcote, 1985)
Diagram Pola (Stiff) Ditemukan pertama kali oleh Stiff (1951). Diagram ini mempunyai pola yang berbeda dengan diagram-diagram diatas dan banyak digunakan dalam analisis tipe kimia air. Diagram ini memplot kation di sebelah kiri dan anion di sebelah kanan yang dikelompokkan secar khusus dan berpasangan pada suatu 123
garis horisontal yang paralel dengan nilai 0 berada di garis vertikal di tengahtengan anion dan kation (Gambar 4.26) Satuan yang digunakan adalah meq/l.
Gambar 4.26 Diagram Stiff (Hem, 1985)
Diagram Trilinier-Piper Diagram ini mengasumsikan bahwa bahwa semua air di alam mempunyai total konsentrasi yang mendekati jumlah anion dan kation unsur mayor (asumsi=100%). Jika satuan yang dipakai adalah meq/l makan asumsinya komposisi kimia air dapat diplot pada tiga trilinier segitiga Piper seperti yang diilustrasikan pada Gambar 4.27.
124
Gambar 4.27. Diagram Piper (Freeze and Cherry, 1979)
Dari Gambar 4.27 terlihat bahwa ion mayor diplot pada dua segitiga dibawah dan diproyeksikan menuju segitiga yang diatas untuk menganalisis hubungan antara total ion yang ada. Diagram ini sangat efektif untuk memperkirakan tipe kimia airtanah serta menghitung adanya proses mixing (percampuran) antara dua jenis sampel air. Selain beberapa cara representasi data kualitas air diatas, ada beberapa cara yang dilakukan diantaranya adalah : diagram plot komulatif, diagram semilog, diagram Durov (Gambar 4.28)– expanded, diagram vektor, dll. Selain itu, ada pula beberapa cara untuk menggambarkan data kimia kualitas air secara spasial atupun data cross section kualitas air.
125
Gambar 4.28 Diagram Durov-expanded
D. LATIHAN Identifikasi daerah rawan kekeringan di DIY Buat kelompok (10 orang per kelompok) Kumpulkan data dari sumber: a.
Kajian keserasian kependudukan dan lingkungan hidup DIY;
b.
Agihan geografis hujan di DIY (Suyono,1992);
c.
Greater Yogyakarta, groundwater resource Study. Vol. 3. Ground water.(MacDonald and Partners, 1984)
126
Daftar Pustaka Todd, D. 1959. Groundwater Hydrology. John Willey & Sons Inc. Jankowski, J., 2002. HYdrogeocgemistry, Short Course Note, School of Geology, University Of New South Wales, Sydney, Australia Fetter, C.W. 1988. Applied Hydrology 2nd Edition. Mexrill Publishing Hem, J.D., 1985, Study and Interpretation of The Chemical Characteristics of Natural Water-3rd edition. USGS Water Supply Paper 2254. ILRI. 1974. Drainage Principles and Applications, Volume III. ILRI, Wageningen The Netherlands Nagle G, and K.Spencer. 1997. Advanced Geography.Oxford University Press,New York. Seyhan E. 1977. Fundamental Hydrology. Institut der Rijkuniversiteit Utrecht, Netherland. Seyhan E. 1977. Watershed as a Hydrological Unit Geografisch Institut der Rijkuniversiteit Utrecht, Netherland. Thornth Waite C.W. and Mather J.R. 1957. Instructions and Tables for Computing Potential Evapotranspiration and Water Balance. Centerton, New Jersey. Van Dam J.C., Raaf W.R. and Volker A. 1972. Veldboek Volume D: Climatology. ILRI: Wageningen, The Netherlands.
127
