BAB 2 DASAR TEORI. Gambar 2.1 Interaksi antara air tanah dengan struktur geologi

5 BAB 2 DASAR TEORI

2.1 Hidrogeologi Ilmu yang mempelajari interaksi antar struktur batuan dan air tanah adalah hidrogeologi. Dalam prosesnya ilmu ini juga berkaitan dengan disiplin ilmu fisika dan kimia yang terjadi di bawah tanah. Proses yang berhubungan adalah aliran air, gerakan aliran air dalam tanah, unsur kimia yang ada dalam air tanah, serta dampakk lingkungan dari aliran dalam tanah. Gerakan air di dalam tanah melalui pori – pori batuan dikenal dengan istilah aliran air tanah. Sisklus hidrogeologi/siklus air tanah erat kaitanya dengan siklus air meteorik (air yang berasl dari curah hujan). Siklus ini dapat terjadi akibat panas dari radiasi sinar matahari. Air tanah adalah sejumlah air dibawah permukaan bumi. Pada kedalaman tertentu dibagian bawah permukaan tanah akan dijumpai kandungan air (akuifer) dalam keadaan jenuh. Air yang berada dalam jenuh tersebut dikenal sebagai air tanah. Bagian yang jenuh ini disetiap tempat tidak sama tergantung dari jenis material yang ada dalam daerah tersebut.

Gambar 2.1 Interaksi antara air tanah dengan struktur geologi Suatu formasi geologi yang mempunyai kemampuan untuk menyimpan dan membawa air tanah dalam jumlah yang banyak ataupun sedikit ke sumur atau

Universitas Sumatera Utara

6 mata air disebut akuifer. Lapisan pasir atau kerikil adalah salah satu formasi geologi yang dapat bertindak sebagai akuifer. Akuifer yang dialasi oleh lapisan – lapisan batuan ( misalnya lempung) dengan daya meluluskan air yang rendah dikenal sebagai akuitard. Lapisan yang sama dapat juga menutupi akuifer yang menjadikan air tanah dalam akuifer tersebut di bawah tekanan yang dikenal dengan zona tertekan ( confined aqifera). Karena keragaman geologinya akuifer juga beragam dalam sifat – sifat hidroliknya dan tandoannya ( ketebalan dan sebaran geografinya). Berdasarkan sifat – sifat tersebut jumlah air tanah di akuifer sangat besar dengan sebaran yang luas hingga ribuan kilometer kuadrat. Ditinjau dari kedudukannya terhadap permukaan air tanah dapat dibagi kedalam 2 bagian yaitu, 1. Air tanah dangkal Air umumnya air tanah ini berasosiasi dengan akuifer tak tertekan, yakni yang tersimpan dalam akuifer dekat permukaan hingga kedalaman 15 meter sampai 400 meter 2. Air tanah dangkal Air tanah ini berasosiasi dengan akuifer tertekan, yakni tersimpan dalam akuifer pada kedalaman lebih dari 40 meter. Lapisan bumi yang dapat membawa atau menghantar air disebut lapisan pembawa air, penghantar air atau akuifer yang biasanya merupakan penghantar yang baik adalah lapisan pasir dan kerikil atau di daerah berupa lava dan bauu gamping. (Kodoatie,R,J dan Roestam Sjarief.2010)

2.2 Penyebaran Vertikal Air Tanah Pengisian kembali air yang ada di dalam tanah berlangsung akibat curah hujan yang sebagian meresep kedalam tanah, bergantung pada jenis tanah dan batuan yang mengalasi suatu daerah curah hujan meresap ke dalam bumi dalam jumlah besar atau kecil, ada tanah yang berpori dan ada tanah yang kedap. Umumnya air bawah tanah terjadi di ruang/berpori yang kecil pada batuan aluvial. Unsaturated zone merupakan daerah subsurface dari permukaan tanah hingga water table (muka air tanah). permukaan yang membatasi antara unsaturated zone pada akuifer yang tidak terperangkap (unconfined aquifer)


7 disebut water table. Sedangkan daerah diatas muka air tanah yang memiliki gaya kapiler mendorong air ke atas melalui ruang – ruang pori dikenal sabagai capillary friange. Pengertian lain dari Water table adalah batas daerah yang memiliki tekanan air yang sama dengan tekanan atmosfer. (Waller,Roger M)

Gambar 2.2 proses terjadinya air tanah Penyebaran air tanah secara vertikal dibagi menjadi dua zona besar yaitu zona aerosion (zona tidak jenuh) dan zona saturasi (jenuh). Kondisi alami distribusi air tanah di lapisan akuifer dalam sistem geologi dikendalikan oleh litologi batuan dan struktur dari material simpanan geologi. Litologi merupakan formasi fisik dari geologi. Formasi ini termasuk di dalamnya komposisi mineral, ukiran butiran dan kumpulan butiran yang terbentuk dari sedimentasi atau batuan yang menampilkan sistem geologi.

2.3 Muka Air Tanah Keadaan muka air tanah dapat dianalogikan dengan mengambil sebuah baskom yang setengahnya berisi pasir, kemudian baskom tersebut dituangkan dengan air. Air akan meresap melalui pasir dan merembes ke dalam dasar baskom yang kedap air/impermeabel. Pada saat bersamaan pasir akan basah, semakin banyak air yang ditambahkan, air akan sampai ke permukaan pasir. Pada saat air di dalam baskom sudah banyak, setengah dari dasar isi baskom akan dalam keadaan jenuh ( saturasi ).( Leopold,1974). Kemudian pasir yang berada di baskom dibagi dua dengan membuat saluran/seperti selokan sehingga akan terdapat saluran yang memisahkan pasir di


8 dalam baskom g membentuk suatu saluran kemudian air dituangkan lagi sehingga air akan mengisi kekosongan saluran pemisah. Tinggi air yang berada di saluran pemisah akan sama dengan tinggi pasir yang terkena air dan tingkat tinggi atau permukaan ini disebut dengan muka air tanah ( water table ).

Gambar 2.3 Muka air tanah Pada kondisi nyata ketika hujan turun air hujan akan jatuh ke permukaan tanah. Air yang berhasil meresap ke bawah tanah akan terus bergerak ke bawah sampai air mencapai lapisan tanah atau batuan yang jarak antar butirannya sangat sempit yang tidak memungkinkan air untuk melewatinya. Lapisan ini disebut lapisan aquitard dan bersifat impermeabel. Air yang datang kemudian akan menambah volume air yang mengisi rongga – rongga antar butiran dan akan tersimpan disana. Penambahan volume air akan berhenti seiring dengan berhentinya hujan. Air yang tersimpan di bawah tanah itu disebut air tanah. Sementara air yang tidak bisa diserap dan berada di permukaan tanah disebut air permukaan.

2.4 Litologi Batuan Batuan adalah bahan alamiah yang terbentuk dari satu mineral maupun sekelompok mineral. Batuan mempunyai pori – pori dan mempunyai sifat menyerap, dimana fluida dapat tersimpan didalamnya. Batuan juga dapat bersifat sebagai konduktor yang baik maupun yang buruk hal ini tergantung dengan komposisi fluida yang terkandung didalamnya. Ada interaksi yang penting antara


9 air dan batuan, keberadaan keduanya saling mempengaruhi dalam skala ruang dan waktu. 2.4.1

Batu Sebagai Media Penghantar Listrik di Dalam Tanah

Pada umumnya cairan dengan komposisi kimia tertentu yang mengisi pori–pori dari batuan dan sifat penyerapannya merupakan suatu yang penting dalam menentukan sifat resistivitas dan konduktivitas batuan yang membentuk batuan itu. Aliran listrik di dalam batuan dan mineral dapat terjadi jika batuan atau mineral mempunyai banyak elektron bebas sehingga arus listrik dialirkan dalam batuan atau mineral oleh elektron bebas tersebut. Aliran listrik ini juga dipengaruhi oleh sifat karakteristik masing – masing batuan yang dilewatinya. Salah satu sifat atau karakteristik batuan tersebut adalah resistivitas (tahanan jenis) yang menunjukkan kemampuan bahan tersebut untuk menghantarkan arus listrik. Semakin besar nilai resistivitas suatu bahan maka semakin sulit bahan tersebut menghantarkan arus listrik, begitu pula sebaliknya. Resistivitas memiliki pengertian

yang berbeda dengan resistansi

(hambatan), dimana resistansi tidak hanya bergantung pada bahan tetapi juga bergantung pada faktor geometri atau bentuk bahan tersebut, sedangkan resistivitas tidak bergantung pada faktor geometri.

A

i

i

L

Gambar 2.4 Konduktor silinder Jika ditinjau suatu silinder dengan panjang L (dalam meter), luas penampang A(m2), dan resistansi R (Ω), maka dapat dirumuskan: ρ = R . A/ L

2.1

dimana secara fisis rumus tersebut dapat diartikan jika panjang silinder konduktor L dinaikkan, maka resistansi akan meningkat, dan apabila diameter silinder konduktor diturunkan yang berarti luas penampang (A) dalam meter kuadrat (m2) berkurang maka resistansi juga meningkat. Dimana ρ adalah reistivitas ( tahanan jenis) dalam Ωm (Ohm.meter). Berdasarkan hukum ohm resistansi R (Ω) dirumuskan dengan:


10 R= V/I

2.2

V (volt) adalahbeda potensial dan I (Ampere) adalah kuat arus. Sehingga didapatkan nilai resistansi (ρ), 𝜌=

2.4.2

𝑉𝐴

2.3

𝐼𝐿

Nilai Resistivitas Batuan

Batuan dan mineral di bumi memiliki karakteristik fisika yang bervariasi, dari sifat porositas, permeabilitas, kandungan fluida dan ion – ion di dalam pori – porinya, sehingga materi bumi memiliki variasi harga resistivitas. Menurut

Telford

(1990)

aliran

listrik

di

dalam

batuan

dapat

dikelompokkan menjadi 3 jenis, yaitu 1. Konduksi elektronik Konduksi ini trjadi apabila batuan mempunyai elektron bebas sehingga arus listrik di alirkan oleh elektron bebas. 2. Konduksi elektrolit Konduksi terjadi jika batuan bersifat poros dan pori – pori terisi oleh cairan elektrolit. Pada konduksi ini arus listrik dibawa oleh ion – ion elektrolit. 3. Konduksi dielektrik Konduksi ini terjadi jika batuan bersifat dielektrik terhadap aliran arus listrik yaitu terjadi polarisasi saat bahan dialiri arus listrik. Faktor faktor yang menyebabkan resistivitas batuan menurun : 1. Pori pori terisi oleh fluida 2. Peningkatan salinitas fluida 3. Adanya rekahan pada batuan yang dapat memberikan jalan untuk aliran arus 4. Terdapat mineral clay 5. Menjaga agar kandungan fluida tetap, tetapi meningkatkan hubungan antar pori –pori. Faktor – faktor yang menyebabkan resistivitas batuan meningkat : 1. Berkurangnya pori – pori fluida 2. Salinitas rendah 3. Kompaksi – jalan aliran arus berkurang


11 4. Litifikasi – pori-pori terblok dengan deposit mineral 5. Menjaga agar kandungan flida tetap, tetapi menurunkan hubungan antara pori – pori. Kebanyakan batuan dan material adalah penghantar yang buruk, dan penghambat yang baik dengan nilai resistivitas yang besar. besar nilai resistivitasnya dipengaruhi oleh porositas dan jumlah air yang diserap pori pori batuan. Bahan Penghantar atau konduktor biasanya memiliki resistivitas dibawah 105 Ωm, berlawanan dengan isolator yang nilai resistivitasnya diatas 10 7 Ωm. Logam dan grafit adalah contoh bahan konduktor, mengandung elektron bebas yang bergerak sangat cepat. Bahan Semikonduktor juga membawa arus dan mengalirkan elektron tapi besarnya lebih kecil dibandingkan dengan bahan konduktor. Isolator memiliki karakteristik yang memilki ikatan ion tetapi elektron valensinya tidak bergerak secara bebas sehingga bahan isolator merupakan resistor yang baik yang memiliki resistivitas diatas 107 Ωm. Tabel dibawah menunjukan nilai resistivitas beberapa jenis material dan batuan yang ada di bumi. Tabel (2.1) dan (2.2) menunjukkan nilai resistivitas beberapa batuan dan material di bumi. Tabel 2.1 Resistivitas Beberapa Jenis Batuan Rocks + Material Air laut Top soil Air dalam akuifer aluvial Air tanah (groundwater fresh)

Nilai resistivitas (Ωm) 0,2 5 - 100 10 - 30 10 - 100

1000 – 10.000 0,5 - 5 50 - 500 2 – 20 30 – 225 20 -100 300 – 10.000 50 – 300 Batu pasir berkwarsa 300 – 10.000 Alluvium 10 - 800 Silstone 20 - 150 (Sumber : Astier, 1971; Anthony,2006 ; Milson,2003; Loke,1999 ) Pasir dan kerikil kering Pasir dan kerikil terendam air laut Pasir dan kerikil terendam air tawar Lempung Sand and gravel Marl Batu gamping Batupasir lempung


12 Tabel 2.2 Resistivitas Beberapa Jenis Air yang Tersaturasi Maupun yang Tidak Tersaturasi Nilai Resistivitas Jenis Air (Ω . meter) Meteoric Water ( Air yang berasal dari curah hujan) 30 - 1000 Surface Water ( Air yang berada di Wilayah batuan 10 – 100 Sedimen) Ground Water ( Air yang berada di Wilayah batuan Beku) Sea Water Ground Water ( Air yang berada di Wilayah batuan Sedimen) Sumber : Telford 1990

30 – 150 0,2 >1

2.5 Pendugaan Geolistrik Geolistrik merupakan salah satu metoda geofisika yang mempelajari sifat aliran listrik, pengukuran potensial, hingga pengukuran arus dan medan elektromagnetik di dalam bumi. Teknik resistivitas merupakan survei metode geolistrik yang paling banyak digunakan karena pada teknik resistivitas nilai kuantitatif tahanan jenis dapat diperoleh dengan mengatur dimensi besaran yang berkaitan. Teknik ini menggunakan arus sebagai elemen utamanya yang dialirkan pada permukaan bumi dengan menggunakan titik elektroda ataupun sambungan elektroda yang panjang. Prinsip kerja resistivitas ialah mengalirkan arus DC (arus bolak balik) yang besar ke dalam bumi melalui dua elektroda arus yang ditanamkan di dua titik permukaan tanah kemudian respon beda potensial yang terjadi diukur pada elektroda potensial yang terletak sejajar di antara elektroda – elektroda arus tersebut. Empat titik elektroda – elektroda tersebut yaitu dua elektroda arus dan dua elektroda potensial ditempatkan dalam suatu susunan tertentu. Hasil pengukuran arus dan tegangan untuk setiap jarak elekroda yang berbeda kemudian dapat diturunkan harga resistivitas semu variasi masing – masing berdasarkan lapisan di bawah bumi untuk setiap spasi elektroda yang dibentang. (Telford.1990). Dalam pendugaan resistivitas digunakan asumsi – asumsi sebagai berikut. 1. Pada bawah permukaan bumi terdiri dari lapisan – lapisan dengan ketebalan tertentu, kecuali pada lapisan terbawah yang mempunyai


13 ketebalan tidak berhingga 2. Bidang batas antar lapisan adalah horizontal 3. Setiap lapisan dianggap isotropis, homogen isotropis. Apabila medium homogen isotropis dialiri arus listrik dengan medan listrik (𝐸̅ ) yang melalui suatu medium elemen luas 𝜕𝐴 dengan rapat ( 𝐽 ̅ ) maka besarnya arus pada elemen tersebut ialah 𝐽.̅ 𝜕𝐴. Dengan demikian rapat arus ( 𝐽 ̅ ) di setiap elemen luasan akibat medan listrik (𝐸̅ ), akan memenuhi syarat. 𝐽 ̅ = 𝜎𝐸̅

2.4

𝐸̅ dalam volt per meter (V/m) dan 𝜎 ( 1/𝜌 ) adalah konduktivitas medium dalam siemens per meter (S/m). Medan listrik merupaka gradien dari potensial skalar sehingga dapat ditulis 𝐸̅ = − ∇ 𝑉

2.5

Disubsitusikan persamaan 2.4 ke persamaan 2.5 sehingga diperoleh 𝐽 = −∇ 𝜎 𝑉

2.6

Lapisan bumi dianggap bersifat homogen isotropis merupakan pendekatan yang sederhana dalam penentuan tahanan jenis lapisan – lapisan batuan bumi, sehingga tahanan jenis 𝜌 dianggap tidak bergantung pada sumbu koordinat. Arus tunggal I menyebabkan timbulnya distribusi potensial. Bila arus stasioner maka, ∇𝐽 =0

2.7

Untuk medium homogen isotropis 𝜌 konstan, maka 𝜎 juga konstan sehingga perubahan ∇ 𝜎 = 0, sehingga diperoleh persamaan laplace sebagai berikut, ∇2 𝑉 = 0

2.8

Untuk elektroda berarus tunggal di dalam bumi maka persamaan laplace pada persamaan 2.8 menjadi, ∇2 𝑉 =

𝑑2 𝑉 𝑑𝑟 2

2 𝑑𝑉

+𝑟

𝑑𝑟

=0

2.9

Sehingga akan di dapatkan potensial disetiap titik yang berhubungan dengan sumber arus pada permukaan bumi yang homogen isotropis adalah 𝐼𝜌 1

𝑉 = 2𝜋 𝑟 atau 𝜌 =

2𝜋 𝑉 1 𝑖

𝑟

2.10


14 daya

C

permukaan

Aliran arus

ekwipotensial

Gambar 2.5 Elektroda tunggal pada permukaan bumi homogen

A Permukaan bumi

daya

V C1

P1

P2

C2 r2

r1

r4

r3

Gambar 2.6 Dua elektroda arus dan potensial pada permukaan bumi homogen Persamaan 2.10 digunakan jika elektroda arus tunggal diletakkan pada permukaan bumi. Dua elektroda arus di permukaan bumi akan mepengaruhi dua elektroda potensial sehingga rumus potensial yang diakibatkan dua elektroda berarus adalah, 𝐼𝜌

1

1

1

1

𝐼𝜌

1

2

3

4

𝐾

∆𝑉 = 2𝜋 [(𝑟 − 𝑟 ) − (𝑟 − 𝑟 )] = 𝜌=𝑘 𝐾=

∆𝑉

2.12

𝐼 2𝜋

1 1 𝑟 1 𝑟2

2.11

1 1 𝑟3 𝑟4

( − )− ( − )

2.13


15 2.6 Tahanan Jenis Semu Dari persamaan 2.11 akan diperoleh nilai resistivitas ρ dari pengukuran ∆V dan I yang terjadi pada permukaan bumi yang homogen. Dimana resistivitas ρ adalah resistivitas sebenarnya yang tidak tergantung pada jarak elektroda – elektrodanya. Bumi terdiri dari lapisan tanah yang tidak homogen sehingga tahanan jenis ρ juga berbeda tiap lapisannya dan saat pengukuran potensial yang terukur merupakan pengaruh dari lapisan – lapisan tersebut. Sehingga resistivitas yang terukur bukan harga resistivitas untuk satu lapisan saja, terutama untuk spasi elektroda yang besar. Sehingga resistivitas semu dapat dirumuskan dengan 𝜌𝑎 = 𝑘

∆𝑉

2.14

𝐼

𝜌𝑎 adalah tahanan jenis semu ( Apperant resistivity) yang bergantung pada jarak elektroda. 2.7 Konfigurasi Wenner – Schlumberger

A Permukaan bumi

daya

V C1

P1 na

P2

C2 na

a

Gambar 2.7 Susunan elektroda- elektroda pada konfigurasi Wenner– Schlumberger Konfigurasi

adalah

teknik

geolistrik

yang

dipakai

untuk

menancapkan/penyusunan elektroda – elektroda pada permukaan bumi. Ada beberapa konfigurasi yang diterapkan dalam metode geolistrik seperti konfigurasi Wenner, konfigurasi Schlumberger, konfigurasi dipole-dipole dan banyak lagi. Pada penelitian ini konfigurasi yang digunakan adalah konfigurasi Wenner Sclumberger. Resistivitas semu merupakan resistivitas yang berbeda dari suatu medium khayalan homogen yang ekivalen dengan medium berlapis yang ditinjau secara


16 teori pada permukaan bumi yang diakibatkan sumber arus titik di permukaan adalah 𝐼𝜌

1

∆𝑉 = (2𝜋) 𝑟

2.15

Dengan menggunakan persamaan ini dapat dicari beda potensial yang terukur di permukaan bumi homogen untuk konfigurasi Wenner – Schlumberger. Selanjutnya dapat dicari nilai resistivitas ρ dalam beda potensial ∆V , dan arus I dalam jarak antar alektroda. Jika bumi tidak homogen maka resistivitas ρ disebut resistivitas semu 𝜌𝑎 . Maka beda potensial konfigurasi linear pada bumi homogen oleh dua sumber arus 𝐼𝜌

1

1

1

1

1

2

3

4

∆𝑉 = 2𝜋 [(𝑟 − 𝑟 ) − (𝑟 − 𝑟 )]

2.16

Sehingga resistivitas 𝜌𝑎 adalah 𝜌𝑎 =

∆𝑉 𝐼

[

2𝜋 1 1 𝑟1 𝑟2

1 1 𝑟3 𝑟4

( − )− ( − )

]

2.17

Kemudian untuk mendapatkan nilai resisitivitas semu 𝜌𝑎 untuk konfigurasi Wenner – Schlumberger disubsitusikan nilai jarak elektroda pada gambar (2.5) ke nilai r1, r2,r3, r4 dari persamaan (2.17) 𝐾=

2𝜋 (

1 1 1 1 − )− ( − ) 𝑛𝑎 𝑎+𝑛𝑎 𝑎+𝑛𝑎 𝑛𝑎

𝐾 = 𝜋𝑛(1 + 𝑛)𝑎

2.18 2.19

Sehingga nilai Geometri K untuk metode geolistrik Wenner – Schlumberger ditunjukan pada persamaan 2.19. 𝜌𝑎 = 𝐾

∆𝑉 𝐼

2.20

2.8 Sofware Res2dinv Harga resistivitas pada persamaan 2.20 merupakan harga resistivitas semu yang diperoleh dari hasil pengukuran dilapangan. Survey geofisika bertujuan untuk memetakan atau dengan kata lain memberikan informasi fonemena. Hasil akhir yang diharapkan akan mampu memberi informasi tentang lokasi atau letak (letak latitude, nilai resistivitas batuan, dan besaran besaran fisika lainnya). Salah satu perangkat lunak ( software ) yang digunakan untuk mengolah data geofisika adalah RES2Dinv. Program RES2Dinv dapat menginversi data hasil pengukuran


17 resistivitas menjadi informasi nilai resistivitas suatu lapisan tanah. RES2Dinv adalah program komputer yang secara otomatis bisa menggambar atau membuat model 2D ( dua dimensi ) bawah permukaan tanah, dari data survei geolistrik. Program ini menggunakan teknik forward modeling dari data RES2Dinv resistivitas semu hasil pengukuran untuk mendapatkan hasil inversinya. Program RES2Div menyediakan pilihan menggunakan teknik non – linier finite different forward modeling dan finite element forward modeling. Forward modeling digunakan untuk melakukan perhitungan persamaan matematika seperti menghitung nilai resistivitas semu dari model geologi yang sudah dibuat. RES2Dinv juga memiliki perangkat dukungan untuk memilih metedo geolistrik yang ingin digunakan seperti IP (induzed polarization) dan metode resistivitas konfigurasi elektroda Wenner, konfigurasi Wenner – Schlumberger, konfigurasi dipole – dipole array.


BAB 2 DASAR TEORI. Gambar 2.1 Interaksi antara air tanah dengan struktur geologi

Recommend Documents