BAB II TINJAUAN PUSTAKA

BAB II TINJAUAN PUSTAKA

2.1 Air tanah Bumi memiliki sekitar 1,3 - 1,4 milyard km3 air, yang terbagi atas laut sejumlah 97,5%, dalam bentuk es sejumlah 1,75% dan sekitar 0,73% berada di darat. Air hujan yang jatuh ke permukaan bumi akan mengalir ke daerah yang lebih rendah dan masuk ke sungai akhirnya mengalir sampai ke laut, dalam perjalanan air tersebut sebagian akan masuk ke dalam tanah (infiltrasi) dan ada pula yang menguap kembali (Suripin, 2001). Air tanah ialah air yang melekat pada butir-butir tanah, air yang terletak diantara butir-butir tanah, dan air yang tergenang di atas lapisan tanah yang terdiri dari batu, tanah lempung yang amat halus atau padat yang sukar ditembus air. Kebanyakan air tanah berasal dari hujan. Air hujan yang meresap ke dalam tanah menjadi bagian dari air tanah, perlahan mengalir ke laut, atau mengalir dalam tanah atau di permukaan dan bergabung dengan aliran sungai. (Sutrisno,1987) Banyaknya air yang meresap ke tanah bergantung pada selain ruang dan waktu, juga di pengaruhi kecuraman lereng, kondisi material permukaan tanah dan jenis serta banyaknya vegetasi dan curah hujan. Meskipun curah hujan besar tetapi lerengnya curam, ditutupi material impermeabel, persentase air mengalir di permukaan lebih banyak daripada meresap ke bawah. Sedangkan pada curah hujan sedang, pada lereng landai dan permukaannya permiabel, persentase air yang meresap lebih banyak. Sebagian air yang meresap tidak bergerak jauh karena tertahan oleh daya tarik molekuler sebagai lapisan pada butiran-butiran tanah. Kecendrungan memilih air tanah sebagai sumber air bersih dibandingkan air permukaan mempunyai keuntungan sebagai berikut :

Universitas Sumatera Utara

1. Tersedia dekat dengan tempat yang memerlukan, sehingga kebutuhan bangunan pembawa/ distribusi lebih murah. 2. Debit (produksi) sumur biasanya relatif stabil. 3. Lebih bersih dari bahan cemaran (polutan permukaan). 4. Kualitasnya seragam. 5. Bersih dari kekeruhan, bakteri, lumut atau tumbuhan dan binatang liar. (suripin, 2001)

2.1.1

Pembagian Air Tanah

1. Air tanah dangkal Air tanah dangkal terjadi karena adanya daya proses peresapan air dari permukaan tanah. Air tanah dangkal dimanfaatkan untuk sumber air minum melalui sumur-sumur dangkal. Air sumur dangkal ini terdapat pada kedalaman 15 – 30 meter. Sebagai air minum, air tanah dangkal dari segi kualitas agak baik. Kuantitas kurang cukup dan tergantung musim. 2. Air tanah dalam Air tanah dalam dalam terdapat setelah rapat air yang pertama. Pengambilan air tanah dalam tidak semudah pada air tanah dangkal. Dalam hal ini harus digunakan

bor memasukkan pipa kedalamnya

sehingga kedalaman antara 100–300 meter akan didapat lapisan air. Kualitas air tanah dalam pada umumnya lebih baik dari air tanah dangkal, karena penyaringannya lebih sempurna. 3. Mata air Mata air adalah air tanah yang keluar dengan sendirinya ke permukaan tanah. Mata air berasal dari tanah dalam hampir tidak terpengaruh oleh musim dan kualitasnya sama dengan keadaan air tanah (Sutrisno, 1987).


2.1.2

Penggolongan Air Tanah

Penggolongan air tanah berdasarkan asal mulanya dapat dibagi menjadi empat tipe, yaitu : 1. Air meteorik yakni air yang berasal dari atmosfer dan mencapai mintakat kejenuhan baik secara langsung (infiltrasi permukaan tanah dan kondensasi uap air ) maupun tidak langsung (perembesan influen). 2. Air Juvenil merupakan air baru yang ditambahkan pada mintakat kejenuhan dan kerak bumi yang dalam (seperti air magmatik, air gunung api, dan air kosmik). 3. Air diremajakan (rejuvenated) ialah air untuk sementara waktu telah dikeluarkan dari daur hidrologi oleh pelapukan, dan sebab-sebab lain, kembali kedaur lagi dengan proses-proses yang serupa. 4. Air kinat adalah air yang dijebak pada beberapa batuan sendimen atau gunung saat asal mulanya. Air tersebut biasanya sangat termineralisasi dan mempunyai salinitas yang lebih tinggi daripada air laut. (Seyhan,1977)

2.2 Kondisi air tanah Air tanah merupakan suatu bagian dalam proses sirkulasi alamiah. Jika pemanfaatan air tanah itu memutuskan sistem sirkulasi, yakni jika air yang dipompa melebihi besarnya pengisian kembali (recharge), maka akan terjadi pengurangan volume air tanah yang ada. Berkurangnya volume air tanah itu akan kelihatan dalam bentuk penurunan permukaan air tanah atau penurunan tekanan air tanah , ini akan mengakibatkan penurunan intensitas pemompaan, dan jika penurunan ini melampaui suatu limit tertentu maka fungsi pemompaan akan hilang. Akhirnya sumber air tanah itu menjadi kering. Jadi untuk menghindari pengurangan volume air tanah yang ada, maka harus dijaga supaya besarnya pemompaan

itu

sesuai

dengan

pengisian

kembali.

(Sasrodarsono

dan

Takeda,1993)


Terjadinya

penyedotan

air

tanah

yang

terus–menerus

tanpa

memperhitungkan daya dukung lingkungannya dapat menyebabkan permukaan air tanah melebihi daya produksi dari suatu akifer yang dapat menimbulkan pengaruh negatif

terhadap sumber air bawah serta menyebabkan penurunan

lapisan tanah. Penyedotan air bawah tanah yang berlebihan dibeberapa tempat yang berakibat menurunnya permukaan air tanah setempat secara menyolok dapat kita lihat misalnya di Jakarta, permukaan air tanah tanah turun sampai 25 meter di bawah permukaan air laut dan di Bandung sampai 20 meter dipermukaan air tanah setempat, disamping itu untuk beberapa kota yang terletak ditepi pantai seperti Medan, Jakarta , Semarang terjadi penyusupan air laut ke dalam lapisan tanah yang mengandung air tawar akibat penurunan permukaan air tanah tersebut. Dari kasus- kasus tersebut dapat dilihat bagaimana kerugian-kerugian yang diakibatkan oleh penurunan muka air tanah maupun penyusupan air laut ke akuifer air tanah di daratan akibat dari pengambilan air yang berlebihan. Akan tetapi penurunan permukaan tanah atau penerobosan air asin tidak seluruhnya diakibatkan oleh pemompaan yang berlebihan, kejadian-kejadian itu mempunyai hubungan erat dengan kondisi-kondisi geologi di lokasi air tanah dan jenis air tanah itu. (Sasrodarsono dan Takeda, 1993)

2.3 Akuifer Suatu akuifer diuraikan sebagai suatu batuan geologi yang menahan dan menyalurkan air tanah. Secara umum air tanah akan mengalir sangat perlahan melalui suatu celah yang sangat kecil dan atau melalui butiran antar batuan. Batuan yang mampu menyimpan dan mengalirkan air tanah ini kita sebut dengan akuifer Akuifer yang tersusun oleh material batu pasir diperkirakan memiliki derajat kelulusan yang cukup tinggi dan apabila dipengaruhi intrusi air laut maka


batu pasir akan lebih cepat terintrusi oleh air laut dibandingkan dengan material pasir atau kerikil, mengingat batu pasir bersifat lebih poros. Struktur geologi berpengaruh terhadap arah gerakan air tanah, tipe dan potensi akuifer. Stratigrafi yang tersusun atas beberapa lapisan batuan akan berpengaruh terhadap akuifer, kedalaman dan ketebalan akuifer, serta kedudukan air tanah. Jenis dan umur batuan juga berpengaruh terhadap daya hantar listrik, dan dapat menentukan kualitas air tanah. Pada mulanya air memasuki akuifer melewati daerah tangkapan (recharge area) yang berada lebih tinggi daripada daerah buangan (discharge area). Daerah tangkapan biasanya terletak di gunung atau pegunungan dan daerah buangan terletak di daerah pantai. Air yang berada dibagian bawah akuifer mendapat tekanan yang besar oleh berat air diatasnya, tekanan ini tidak dapat hilang atau berpindah karena akuifer terisolasi oleh akiklud diatas dan dibawahnya, yaitu lapisan yang impermeable dengan konduktivitas hidrolik sangat kecil sehingga tidak memungkinkan air melewatinya. Lapisan yang dapat dilalui dengan mudah air tanah seperti lapisan pasir kerikil disebut lapisan permeable. Lapisan yang sulit dilalui air tanah seperti lempung, disebut lapisan kedap air, atau disebut juga impermeable. (Sasrodarsono dan Takeda,1993)

Gambar 2.1. Akuifer air tanah ( Sumber: Linsley dan Franzini, 1991 ) Permukaan air tanah di sumur dari air tanah bebas adalah permukaan air bebas dan permukaan air tanah dari akuifer terkekang adalah permukaan air


terkekang. Jadi permukaan air bebas adalah batas antara zona aerasi atau zona yang tidak jenuh di atas zona jenuh. (Linsley dan Franzini,1991) Uraian mengenai terbentuknya air tanah menunjukkan bahwa peranan formasi geologi atau akuifer amatlah penting. Formasi geologi tertentu, baik yang terletak pada zona bebas (unconfined aquifer) maupun zona terkekang (confined aquifer), dapat memberikan pengaruh tertentu pula terhadap keberadaan air tanah. Dengan demikian, karakteristik akuifer mempunyai peranan yang menentukan dalan proses pembentukan air tanah. Dengan demikian, karakteristik akuifer mempunyai peranan yang menentukan dalam proses pembentukan tanah. Untuk usaha-usaha pengisian kembali air tanah melalui peningkatan proses infiltrasi tanah serta usaha-usaha reklamasi air tanah, maka kedudukan akuifer dapat dipandang dari dua sisi yang berbeda: 1. Zona akuifer tidak jenuh adalah suatu zona penampung air di dalam tanah yang terletak di atas permukaan air tanah (water table) baik dalam keadaan alamiah (permanen) atau sesaat setelah berlangsungnya periode pengambilan air tanah. 2. Zona akuifer jenuh adalah zona penampung air tanah yang terletak di bawah permukaan air tanah kecuali zona penampung air tanah yang sementara jenuh dan berada di bawah daerah yang sedang mengalami pengisian air tanah. Zona akuifer tak jenuh merupakan zona penyimpan air tanah yang paling berperan dalam mengurangi kadar pencemaran air tanah dan oleh karenanya zona ini sangat penting untuk usaha-usaha reklamasi dan sekaligus pengisian kembali air tanah. Sedang zona akuifer jenuh seperti telah diuraikan di muka lebih berfungsi sebagai pemasok air tanah yang memiliki keunggulan dibandingkan dengan zona akuifer tidak (Asdak, 1995). Berdasarkan kemampuan meluluskan air dari bahan pembatasnya, akuifer dapat dibedakan menjadi :


1. Akuifer Tertekan (Confined Aquifer) yaitu akuifer yang seluruh jumlah airnya dibatasi oleh lapisan kedap air, baik yang diatas maupun dibawah, serta mempunyai tekanan jenuh lebih besar daripada tekanan atmosfer. 2. Akuifer Bebas (unconfined Aquifer) yaitu lapisan lolos air yang hanya sebagian terisi oleh air dan berada di atas lapisan kedap air. Permukaan tanah pada akuifer ini disebut water table (preatiklevel), yaitu permukaan air yang mempunyai tekanan hidrostatik sama dengan atmosfer. 3. Akuifer Semi Tertekan (Semi confined Aquifer) yaitu akuifer yang seluruhnya jenuh air, dimana bagian atasnya dibatasi oleh lapisan semi lolos air dibagian bawahnya merupakan lapisan kedap air. 4. Akuifer Semi Bebas (Semi Unconfined Aquifer) yaitu akuifer yang bagian bawahnya merupakan lapisan kedap air, sedangkan bagian atasnya merupakan material berbutir halus, sehingga pada lapisan penutupnya masih memungkinkan adanya gerakan air. Dengan demikian akuifer ini merupakan peralihan antara akuifer bebas dengan akuifer semi tertekan.

2.4 Intrusi Air Laut Intrusi air laut adalah suatu peristiwa penerobosan atau merembesnya air laut ke lapisan tanah sehingga terjadi pencampuran antara air laut dengan air tanah . Air tanah tawar mengalir

ke laut lewat akifer-akifer di daerah pantai yang

berhubungan dengan laut dalam keadaan alami. Tetapi karena meningkatnya kebutuhan akan air tawar, maka aliran air tawar kearah laut telah menurun, atau bahkan sebaliknya air laut mengalir masuk ke dalam akifer air tawar di daratan, karena muka air tanah telah berada di bawah muka air laut yang disebabkan oleh pengambilan air yang berlebihan. Kejadian ini dinamakan intrusi air laut. Jika air laut tersebut telah mengalir ke dalam sumur-sumur di daratan, maka penyediaan air menjadi tidak berguna, karena akifer telah dicemari oleh air asin, yang untuk membersihkannya kembali memerlukan waktu bertahun-tahun. (Soemarto, 1987)


Intrusi air laut daerah pantai merupakan suatu proses penyusupan air asin dari laut ke dalam air tanah tawar di daratan. Zona pertemuan antara air asin dengan air tawar disebut interface. Pada kondisi alami, air tanah akan mengalir secara terus menerus ke laut. Berat jenis air asin sedikit lebih besar daripada berat jenis air tawar, maka air laut akan mendesak air tawar di dalam tanah lebih ke hulu. Tetapi karena tinggi tekanan piezometric air tanah lebih tinggi daripada muka air laut, desakan tersebut dapat dinetralisir dan aliran air yang terjadi adalah dari daratan kelautan sehingga terjadi keseimbangan antara air laut dan air tanah, sehingga tidak terjadi intrusi air laut. Intrusi air laut dipengaruhi oleh beberapa faktor, yaitu : a. Aktivitas Manusia Aktivitas

manusia

terhadap

lahan

maupun

sumber

daya

air

tanpa

mempertimbangkan kelestarian alam tentunya dapat menimbulkan banyak dampak lingkungan. Bentuk aktivitas manusia yang berdampak pada sumber daya air terutama intusi air laut adalah pemompaan air tanah (pumping well) yang berlebihan dan keberadaanya dekat dengan pantai. Hal ini perlu diperhatikan sehingga segala bentuk aktivitas manusia pada daerah tersebut perlu dibatasi dan dikendalikan sebagai wujud kepedulian terhadap lingkungan. b. Faktor Batuan Batuan penyusun akuifer pada suatu tempat yang lain, apabila batuan penyusun berupa pasir akan menyebabkan air laut lebih mudah masuk ke dalam air tanah. Kondisi ini diimbangi dengan kemudahan pengendalian intrusi air laut dengan banyak metode. Sifat yang sulit untuk melepas air adalah lempung sehingga intrusi air laut yang telah terjadi akan sulit untuk dikendalikan atau diatasi. c. Fluktuasi Air tanah di Daerah Pantai Apabila fluktuasi air tanah tinggi maka kemungkinan intrusi air laut lebih mudah terjadi pada kondisi air tanah berkurang. Rongga yang terbentuk akibat air tanah rendah maka air laut akan mudah untuk menekan air tanah dan mengisi


cekungan/rongga air tanah. Apabila fluktuasinya tetap maka secara alami akan membentuk interface yang keberadaannya tetap. d. Karakteristik Pantai Pantai berbatu memiliki pori-pori antar batuan yang lebih besar dan bervariasi sehingga mempermudah air laut masuk kedalam air tanah. Pengendalian air laut membutuhkan biaya yang besar karena metode ini sulit. Metode yang mungkin dilakukan hanya injection well pada pesisir yang letaknya agak jauh dari pantai, dan tentunya materialnya berupa pasiran. ( Setyawan,2000).

2.4.1 Air tanah bebas di pantai Percampuran air asin dan air tawar dalam sebuah sumur dapat terjadi dalam halhal sebagai berikut: 1. Dasar sumur terletak di bawah perbatasan antara air asin dan air tawar 2. Permukaan air dalam sumur selama pemompaan menjadi lebih rendah dari permukaan air laut, sehingga daerah pengaruhnya mencapai tepi pantai. 3. Keseimbangan perbatasan antara air asin dan air tawar tidak dapat dipertahankan. Perbatasan itu dapat naik secara abnormal yang disebabkan oleh penurunan permukaan air di dalam sumur selama pemompaan. Mengingat sumur di tepi pantai itu tidak dapat dipergunakan kembali setelah dimasuki air asin, maka harus diperhatikan untuk air tanah bebas seperti yang terlihat pada Gambar 2.2.

Gambar 2.2 Hukum Herzberg pada air tanah tawar dan asin dekat garis pantai (Sumber: Sosrodarsono dan Takeda,1993)


Keterangan gambar: s = Permukaan air laut f = Permukaan air tanah B = Batas antara air asin dan air tawar W = Sumur Jika batas antara air asin dan air tawar berada dalam keseimbangan yang statis, maka untuk zone air tanah bebas di pantai dengan permebabilitas yang kirakira merata, berlaku persamaan : ρH = ρо (H + h)

H=

(2.1)

h

(2.2)

Dengan, ρo : kerapatan air tawar (gr/cm3) ρ : kerapatan air asin (gr/cm3) h : Tinggi dari permukaan air asin ke permukaan air tawar (m) H : Dalam dari permukaan laut ke batas antara air asin dengan air tawar(m) Untuk ρo = 1.00 (gr/cm3) , ρ = 1.024 (gr/cm3) diperoleh, H = 42 h

(2.3)

2.4.2 Air tanah terkekang di Pantai Perbatasan antara air asin dan air tawar dalam akuifer terkekang ditentukan oleh dalamnya akuifer, permeabilitas, besar tekanan dan lain-lain. Jadi meskipun sumur itu dalam dan terletak di tepi pantai, tidak akan terdapat pencampuran air asin. Tetapi kadang-kadang percampuran itu dapat terjadi meskipun sumur itu dangkal dan cukup jauh di tepi pantai. Hal itu dapat dilihat pada Gambar 2.3. Jika tekanan air tanah pada mulut akuifer di laut menjadi lebih rendah dari tekanan air laut mulailah penerobosan air asin. Mengingat kecepatan sirkulasi air


tanah terkekang dilapisan yang dalam itu rendah, maka kecepatan penerobosan air asin juga rendah. Jika terjadi penerobosan air yang semakin besar kemungkinan akan terjadi intrusi akibat masuknya air asin atau air laur melewati tiap lapisan akuifer.

Gambar 2.3 Penerobosan air asin pada air terkekang (sumber : Sasrodarsono dan Takeda, 1993) Dibandingkan pengaruh kedalaman serta volume air dalam sumur dari sumber pencemaran, kondisi akuifer secara keseluruhan merupakan faktor yang berpengaruh

terhadap

proses

pencemaran

air

tanah.

Faktor

yang

mempengaruhinya antara lain arah aliran tanah dalam akuifer, macam dan jumlah serta sifat bahan pencemar dalam akuifer berikut interaksi antara bahan pencemar itu sendiri di dalam akuifer. (Soekardi,1990) 2.5 Pengambilan air tanah melalui air sumur Sumur merupakan sumber utama persediaan air bersih bagi penduduk yang tinggal di daerah pedesaan maupun diperkotaan Indonesia. Secara teknis dapat dibagi menjadi 2 jenis yaitu sumur dangkal dan sumur dalam. Dimana setiap jenis sumur tersebut mempunyai kekurangan dan kelebihan setiap jenis sumur tersebut. 2.5.1

Sumur dangkal (shallow well)

Cara pengambilan air tanah yang paling tua dan sederhana adalah dengan membuat sumur gali dengan kedalaman lebih rendah dari posisi


permukaan air tanah. Jumlah air yang dapat diambil dari sumur gali biasanya terbatas, dan air yang diambil adalah air dangkal. Untuk pengambilan air yang lebih besar diperlukan luas dan kedalaman galian yang lebih besar. Kedalaman sumur gali tergantung lapisan tanah, ketinggian dari permukaan air laut, dan ada tidaknya air bebas di bawah lapisan tanah. Sumur gali biasanya dibuat dengan kedalaman tidak lebih dari 5-8 meter di bawah permukaan tanah. Cara ini cocok untuk daerah pantai dimana air tanah berada di atas air asin. Berdasarkan jenis tanah dan kedalaman, air bebas sumur gali dapat diperoleh sebagai berikut: 1. Tanah berpasir : Sumur gali cukup 6-8 m telah memperoleh air bebas. 2. Tanah liat : kedalaman sumur ≥ 12 m baru memperoleh air bebas. 3. Tanah kapur : Umumnya sumur gali harus ≥ 40 m baru diperoleh air bebas. Keadaan atau sifat air sumur gali antara lain: 1. Ketinggian air bebas umumnya sekitar 1-3 m dari dasar sumur. 2. Ketinggian air bebas bervariasi, tergantung jumlah air yang diambil dan tergantung musim. 3. Rasa dan warna air tergantung jenis tanah yang ada, tanah sawah airnya kekuning-kuningan, tanah berpasir airnya jernih dan rasanya sejuk, tanah liat rasanya sedikit sepat, tanah kapur airnya terasa sedikit sepat dan warnanya kehijau-hijauan dan tanah gambut airnya berwarna kemerahmerahan seperti teh dan rasanya asam. 4. Mudah tercemar oleh karena kelalaian dalam menutup mulut sumur. 5. Mengandung alga dalam jumlah sedikit. 6. Mengandung bakteri cukup banyak.


2.5.2

Sumur dalam (deep well)

Pengambilan air tanah dilakukan dengan membuat sumur dalam (deep well) atau yang lazim disebut sumur bor. Kedalaman sumur bor berdasarkan struktur dan lapisan tanah: 1. Tanah berpasir : biasanya kedalaman 30-40 m sudah memperoleh air. Biasanya airnya naik 5-7 m dari permukaan tanah. 2. Tanah liat/padas: biasanya kedalaman 40-60 m akan diperoleh air yang baik dan air akan naik mencapai 7 m dari permukaan tanah. 3. Tanah berkapur: biasanya sumur dengan kedalaman di atas 60 m kemungkinan baru mendapat air dan apabila ada air, airnya sukar/tidak bias naik ke atas dengan sendirinya. 4. Tanah berbukit: biasanya sumur dibuat diatas 100 m atau diatas 200 m kemungkinan tipis sekali untuk memperoleh air. Air yang diperoleh sukar/tidak bias naik ke atas dengan sendirinya. Keadaan/sifat air sumur bor: 1. Airnya jernih dan rasa sejuk. 2. Pencemaran air tidak terjadi/sukar terjadi. 3. Jumlah bakteri jauh lebih kecil dari sumur gali. 4. Jumlah algae dalam air sumur bor jauh lebih banyak dibanding dengan air sumur gali. Air tanah yang disedot secara besar-besaran sehingga terjadi ketidak seimbangan antara pengambilan/ pemanfaatan dengan pembentukan air tanah. Hal ini dapat menyebabkan menurunkan air tanah, di daerah pesisir penurunan permukaan air tanah akan mengakibatkan perembesan air laut ke daratan (intrusi), karena tekanan air tanah menjadi lebih kecil dibandingkan dengan tekanan air laut.


Gambar 2.4. Kondisi dimana intrusi air laut terjadi karena keseimbangan terganggu akibat pengambilan air. (Todd,1974) 2.6 Permeabilitas dan Porositas Keadaan material bawah tanah sangat mempengaruhi aliran dan jumlah air tanah. Jumlah air tanah yang dapat di simpan dalam batuan dasar, sedimen dan tanah sangat bergantung pada permeabilitas. Permeabilitas merupakan kemampuan batuan atau tanah untuk melewatkan atau meloloskan air. Air tanah mengalir melewati rongga-rongga yang kecil, semakin kecil rongganya semakin lambat alirannya. Jika rongganya sangat kecil, akan mengakibatkan molekul air akan tetap tinggal. Kejadian semacam ini terjadi pada lempung. Porositas juga sangat berpengaruh pada aliran dan jumlah air tanah. Porositas adalah jumlah atau persentase pori atau rongga dalam total volume batuan atau sedimen. Porositas dapat di bagi menjadi dua yaitu porositas primer dan porositas sekunder. Porositas primer adalah porositas yang ada sewaktu bahan tersebut terbentuk sedangkan porositas sekunder di hasilkan oleh retakan-retakan dan alur yang terurai. Pori-pori merupakan ciri batuan sedimen klastik dan bahan butiran lainnya. Pori berukuran kapiler dan membawa air yang disebut air pori. Aliran melalui pori adalah laminer. Tanah berbutir halus mempunyai porositas yang lebih besar dibandingkan dengan tanah berbutir kasar. Porositas pada material seragam lebih besar dibandingkan material beragam (well graded material).


Gambar 2.5 Permeabilitas dan Porositas Menurut Tood (1980), permeabilitas merupakan suatu ukuran kemudahan aliran melalui suatu media porous. Permeabilitas(permaebility) adalah kapasitas batuan untuk meloloskan fluida sangat beragam dari viskositas fluida, tekanan hidrostatik, ukuran bukaan dan terutama adalah tingkat bukaan yang saling terhubung(porositas efektif). Jika rongga pori sangat kecil, maka batuan dapat mempunyai porositas yang tinggi tetapi permeabilitasnya rendah karena air sukar melewati bukaan yang kecil. Sedangkan parameter permeabilitas merujuk hanya pada sifat-sifat batuan dan merupakan parameter yang menunjukkan beberapa besar luas area batuan yang dapat dilalui oleh fluida. Perkiraan rata-rata porositas dan permeabilitas berbagai tipe batuan dapat dilihat pada Tabel 2.1. Tabel 2.1 porositas dan permeabilitas beberapa tipe batuan Tipe Batuan

Porositas (%)

Permeabilitas (m/hari)

Lempung

45

0,0004

Pasir

35

41

Kerikil

25

4100


Kerikil dan pasir

20

410

Batu pasir

15

4,1

Batu Kapur

5

0,04

Kwarsit

1

0,0004

Sumber : Linsley dan Franzini, 1990 Lempung mempunyai kerapatan porositas yang tinggi sehingga tidak dapat meloloskan air, batuan yang mempunyai porositas antara 5 – 20 % adalah batuan yang dapat meloloskan air dan air yang melewatinya dapat ditampung. 2.7 Sifat Listrik Pada Batuan Dari semua sifat fisika batuan dan mineral, resistivitas memperlihatkan variasi harga yang sangat banyak. Pada mineral-mineral logam, harganya berkisar pada 10−8Ωm hingga 107Ωm. Begitu juga pada batuan-batuan lain, dengan komposisi yang bermacam-macam akan menghasilkan range resistivitas yang bervariasi pula. Sehingga range resistivitas maksimum yang mungkin adalah dari 1,6 x 10−8 (perak asli) hingga 1016Ωm (belerang murni). Konduktor biasanya didefinisikan sebagai bahan yang memiliki resistivitas kurang dari 10−8Ωm , sedangkan isolator memiliki resistivitas lebih dari107Ωm. Dan di antara keduanya adalah bahan semikonduktor. Di dalam konduktor berisi banyak elektron bebas dengan mobilitas yang sangat tinggi. Sedangkan pada semikonduktor, jumlah elektron bebasnya lebih sedikit. Isolator dicirikan oleh ikatan ionik sehingga elektron-elektron valensi tidak bebas bergerak. Secara umum, berdasarkan harga resistivitas listriknya, batuan dan mineral dapat dikelompokkan menjadi tiga menurut (Telford, 1990) , yaitu: 1. Konduktor baik : 10−8 < ρ <1Ωm 2. Konduktor pertengahan : 1 < ρ < 107Ωm 3.

isolator : ρ > 107Ωm


Kebanyakan mineral membentuk batuan penghantar listrik yang tidak baik, resistivitas yang terukur pada material bumi utamanya ditentukan oleh pergerakan ion-ion bermuatan dalam pori-pori fluida. Air tanah secara umum berisi campuran terlarut yang dapat menambah kemampuannya untuk menghantar listrik, meskipun air tanah bukan konduktor listrik yang baik. Nilai resistivitas batuan / material tidak selalu sama. Nilai resistivitas masing – masing tiap batuan yang sama belum tentu memiliki harga resistivitas yang sama, dan sebaliknya harga resistivitas yang sama dapat dimiliki oleh batuan yang berbeda. Nilai resistivitas material – material atau batuan bumi dapat dilihat pada Tabel 2.1 Tabel 2.2 Resistivitas Kelistrikan Batuan Material

Tahanan Jenis (ohm meter)

Air (Udara

0

Quarzt (Kwarsa)

500 – 800.000

Calcite (kalsit)

1 x 1012 – 1 x 1013

Rock Salt (Garam Batu)

30 – 1 x 1013

Granite (granit)

200 – 100.000

Basalt (basal)

200 – 100.000

Limestones (Gamping)

500 – 10.000

Sandstones (Batu Pasir)

200 – 8.000

Shales (Batu Tulis)

20 – 20.000

Sand (Pasir)

1 – 1.000

Clay (Lempung)

1 – 100

Ground Water (Air Tanah)

0,5 – 300

Sea Water (Air Laut)

0,2

Dry Gravel ( Kerikil Kering)

600 – 10.000

Alluvium (alluvium)

10 – 800

Gravel (Kerikil)

100 – 600

Air dalam akuifer alluvial

20 – 30

Pasir dan kerikil terendam dalam air tawar

50 – 5 x 102


Pasir dan kerikil terendam dalam air laut

0,5 – 5

Sumber : Telford,1990 Harga tahanan jenis tanah pada daerah kedalaman yang terbatas tidaklah sama. Beberapa faktor yang mempengaruhi tahanan jenis tanah adalah : a. Keadaan struktur tanah antara lain ialah struktur geologinya, seperti tanah liat, tanah rawa, tanah berbatu, tanah berpasir dan sebagainya. b. Unsur kimia yang terkandung dalam tanah, seperti garam, logam, dan mineral-mineral lainnya. c. Keadaan iklim, basah atau kering. d. Temperatur tanah dan jenis tanah. 2.7.1

Pengaruh Keadaan Struktur Tanah

Tahanan jenis tanah bervariasi dari 500 sampai 50000 Ohm per cm3. Kadang – kadang

harga

ini

dinyatakan

dalam

Ohm-cm.

Pernyataan

Ohm-cm

merepresentasikan tahanan di antara dua permukaan yang berlawanan dari suatu volume tanah yang berisi 1 cm3. Kesulitan yang biasa dijumpai dalam mengukur tahanan jenis tanah adalah bahwa dalam kenyataannya komposisi tanah tidaklah homogen pada seluruh volume tanah, dapat bervariasi secara vertikal maupun horizontal, sehingga pada lapisan tertentu mungkin terdapat dua atau lebih jenis tanah dengan tahanan jenis yang berbeda. Untuk memperoleh harga sebenarnya dari tahanan jenis tanah, harus dilakukan pengukuran langsung ditempat dengan memperbanyak titik pengukuran.

2.7.2

Pengaruh Unsur Kimia

Untuk mendapatkan tahanan jenis tanah yang lebih rendah, komposisi kimia tanah diubah dengan memberikan garam pada tanah dekat elektroda pembumian. Cara ini hanya baik untuk sementara sebab proses penggaraman harus dilakukan secara periodik, sedikitnya 6 (enam) bulan sekali.


Cara lain untuk mendapatkan tahanan jenis tanah yang rendah adalah dengan memberikan air atau membasahi tanah. Harga tahanan jenis tanah pada kedalaman yang terbatas sangat tergantung dengan keadaan cuaca. Untuk mendapatkan tahanan jenis tanah rata-rata untuk keperluan perencanaan, maka diperlukan penyelidikan atau pengukuran dalam jangka waktu tertentu.

2.7.3

Pengaruh Iklim

Untuk mengurangi variasi tahanan jenis tanah akibat pengaruh musim, pembumian dapat dilakukan dengan menanam elektroda pembumian sampai mencapai kedalaman di mana terdapat air tanah. Kadangkala kelembaban dan temperatur bervariasi di sekitar elektroda pembumian sehingga harga tahanan jenis tanah harus diambil untuk keadaan yang paling buruk, yaitu pada keadaan tanah kering dan dingin. Tahanan jenis tanah akan dipengaruhi pula oleh besar kecilnya konsentrasi air tanah atau kelembaban tanah jika konduktivitas tanah semakin besar maka tahanan jenis tanah semakin kecil.

2.7.4

Pengaruh Temperatur Tanah

Temperatur tanah sekitar elektroda pembumian juga berpengaruh pada besarnya tahanan jenis tanah. Hal ini terlihat sekali pengaruhnya pada temperature di bawah titik beku air (0oC). Di bawah harga ini penurunan temperatur yang sedikit saja akan menyebabkan kenaikan harga tahanan jenis tanah dengan cepat. Gejala di atas dapat dijelaskan sebagai berikut :pada temperatur di bawah titik beku air (0oC) , air di dalam tanah akan membeku, molekul-molekul air dalam tanah sulit untuk bergerak, sehingga daya hantar listrik tanah menjadi rendah sekali. Bila temperatur tanah naik, air akan berubah menjadi fase cair,


molekul-molekul dan ion-ion bebas bergerak sehingga daya hantar listrik tanah menjadi besar atau tahanan jenis tanah turun. 2.8 Metode Geolistrik Resistivitas Geolistrik adalah salah satu metode dalam geofisika untuk menyelidiki kondisi bawah permukaan yaitu mempelajari sifat aliran listrik di bawah permukaan bumi dan bagaimana mendeteksinya. Metode ini tergolong kepada metoda tidak langsung dan sering digunakan pada tahapan pendahuluan (reconnaissance). Pendeteksian meliputi pengukuran medan potensial, arus listrik, dan medan elektromagnetik yang terjadi baik secara alamiah (metoda pasif) maupun akibat penginjeksian arus ke dalam bumi (metode aktif) dari permukaan. Metode geolistrik resistivitas adalah salah satu metode yang cukup banyak digunakan dalam dunia eksplorasi khususnya eksplorasi air tanah karena resistivitas dari batuan sangat sensitif terhadap kandungan airnya dimana bumi dianggap sebagai sebuah resistor. Metode geolistrik resistivitas atau tahanan jenis merupakan salah satu dari jenis metode geolistrik yang digunakan untuk mempelajari keadaan bawah permukaan dengan cara mempelajari sifat aliran listrik di dalam batuan di bawah permukaan bumi. Metode Geolistrik Resistivitas atau tahanan jenis

dapat

mengetahui karakteristik lapisan batuan bawah permukaan sampai kedalaman sekitar 300 m sangat berguna untuk mengetahui kemungkinan adanya lapisan akuifer yaitu lapisan batuan yang merupakan lapisan pembawa air. Umumnya yang dicari adalah “confind aquifer” yaitu lapisan akuifer yang diapit oleh batuan kedap air (misalnya lapisan lempung) pada bagian bawah dan bagian atas. “Confined” akuifer ini mempunyai “recharge” yang relatif jauh, sehingga ketersediaan air tanah di bawah titik bor tidak terpengaruh oleh perubahan cuaca setempat. Selain itu keunggulan metode geolistrik bisa juga untuk mendeteksi perlapisan batuan sampai kedalaman sekitar 100 m.


Selain itu, kegunaan metode geolistrik didalam geofisika eksplorasi adalah digunakan untuk berbagai keperluan, antara lain : 1. Memetakan sumber air tanah dangkal dan dalam. 2. Memetakan dan mencari jalur pipa bawah tanah. 3. Memetakan situs atau candi yang masih terpendam. 4. Memetakan sungai bawah tanah. 5. Memetakan intrusi air laut ke daratan. 6. Memetakan perembesan limbah cair. 7. Memetakan penyebaran batubara. 8. Memetakan sumber panas bumi, dll. Metode Geolistrik resistivitas dilakukan dengan cara menginjeksikan arus listrik ke permukaan bumi yang kemudian diukur beda potensial diantara dua buah elektrode potensial. Pada keadaan tertentu, pengukuran bawah permukaan dengan arus yang tetap akan diperoleh suatu variasi beda tegangan yang berakibat akan terdapat variasi resistansi yang akan membawa suatu informasi tentang struktur dan material yang dilewatinya. Prinsip ini sama halnya dengan menganggap bahwa material bumi memiliki sifat resistif atau seperti perilaku resistor, dimana material-materialnya memiliki kemampuan yang berbeda dalam menghantarkan arus listrik Elektroda yang di injeksikan ke bumi akan membentuk ilustrasi garis ekuipotensial yang terjadi akibat injeksi arus ditunjukkan pada dua titik arus yang berlawanan di permukaan bumi.


Gambar 2.6 Pola aliran arus dan bidang ekipotensial antara dua elektroda arus dengan polaritas berlawanan Beda potensial yang terjadi antara MN yang disebabkan oleh injeksi arus pada AB adalah : ΔV = V M −V N

ΔV =

[(

-

ρ = 2π [(

-

(2.6)

)–(

-

)–(

-

)]

(2.7)

)]-1

(2.8)

Sehingga,

(2.9)

ρ=

dengan AM, BM, AN , BN adalah jarak dari elektroda arus dengan elektroda potensial, I arus dalam Ampere, ΔV beda potensial dalam Volt, ρ tahanan jenis dalam Ohm meter dan k faktor geometri elektroda dalam meter. Maka

k = 2π [(

-

)–(

-

)]-1

(2.10)

k merupakan faktor koreksi geometri dari konfigurasi elektroda potensial dan elektroda arus. Metode geolistrik resistivitas merupakan metode geolistrik yang mempelajari sifat resistivitas (tahanan jenis) listrik dari lapisan batuan di dalam bumi. Metode resistivitas umumnya digunakan untuk eksplorasi dangkal, sekitar 300 – 500 m. Pada metode ini arus listrik diinjeksikan ke dalam bumi melalui dua buah elektroda arus dan dilakukan pengukuran beda potensial melalui dua buah elektroda potensial. Dari hasil pengukuran arus dan beda potensial listrik akan


dapat dihitung variasi harga resistivitas pada lapisan permukaan bumi di bawah titik ukur (Sounding point). Terkait dengan sifat resistivitas listrik, lapisan akifer merupakan lapisan batuan yang memiliki rentang nilai tahanan jenis 1-108 Ωm. Faktor-faktor yang berpengaruh antara lain: komposisi litologi, kondisi batuan, komposisi mineral yang dikandung, kandungan benda cair. Air alam mengandung zat padat terlarut yang berasal dari mineral dan garam-garam yang terlarut ketika air mengalir di bawah atau di permukaan tanah. Apabila air dicemari oleh limbah yang berasal dari industri pertambangan dan pertanian, kandungan zat padat tersebut akan meningkat. (Telford,1990) Konduktivitas atau lebih dikenal dengan sebutan Daya Hantar Listrik (DHL) adalah suatu besaran yang menunjukkan banyaknya ion-ion terlarut dalam air yang dapat menghantarkan arus listrik sebesar 1μvolt pada bidang lapisan metal seluas 1 cm2. Sifat ini dipengaruhi oleh jumlah kandungan yang disebut sebagai ion bebas. Metode geolistrik resistivitas didasarkan pada anggapan bahwa bumi mempunyai sifat homogen isotropis. Pada kenyataannya bumi terdiri dari lapisanlapisan bebatuan dengan nilai resistivitas yang berbeda-beda, sehingga potensial yang terukur dipengaruhi oleh lapisan-lapisan tersebut dan menyebabkan nilai tahanan jenis yang terukur tergantung pada jarak elektroda. Nilai tahanan jenis yang terukur bukanlah tahanan jenis yang sebenarnya melainkan tahanan jenis semu (ρa) yang dipengaruhi dari beberapa factor yang mengakibatkan nilainya tahanannya bukan tahanan sebenarnya. (Reynold, 1997)

2.9 Resistivitas Semu Pengukuran resistivitas dilakukan terhadap permukaan bumi yang di anggap sebagai suatu medium yang homogen isotropis. Pada kenyataannya, bumi tersusun atas komposisi batuan yang bersifat heterogen baik ke arah vertikal


maupun horisontal. Akibatnya objek batuan yang tidak homogen dan beragam akan memberikan harga resistivitas yang beragam pula. Sehingga resistivitas yang diukur adalah resistivitas semu. Harga tahanan jenis semu ini tergantung pada tahanan jenis lapisan–lapisan pembentuk formasi dan konfigurasi elektroda yang digunakan. Hasil pengukuran langsung dilapangan inilah yang dinamakan resistivitas semu(ρα) yang hasilnya merupakan besaran rata-rata dari nilai-nilai resisivitas medium yang berbeda-beda tersebut. Dari persamaan (2.8), nilai resistivitas semunya dapat ditentukan sebesar,

=

2 ∆

(2.11)

Dari persamaan (2.9) kelompok parameter yang berdimensi jarak dinotasikan sebagai k yang disebut faktor geometri,

=

1

1

−

1

2

−

1

3

−

(2.12)

1

4

k merupakan suatu tetapan, dan nilainya tergantung pada susunan elektroda yang digunakan dalam pengukuran. Dengan demikian persamaan (2.11) dapat ditulis menjadi,

ρ=

(2.13)

Karena bumi tidak homogen, maka nilai resistivitas tiap lapisannya berbeda-beda. Resistivitas semu merupakan resistivitas dari suatu medium fiktif yang ekivalen dengan medium berlapis yang ditinjau. Pada pengukuran geolistrik yang dilakukan pada medium non homogen (resistivitas bervariasi secara vertical atau horizontal), resistivitas semu akan memberikan gambaran kualitatif distribusi resistivitas bawah permukaan yang dilihat pada Gambar 2.7.


Gambar 2.7 Konsep resistivitas semu pada medium berlapis Misalnya medium yang ditinjau terdiri dari dua lapisan dengan nilai resistivitas lapisan pertama adalah dengan

1

>

2.

1

dan nilai resistivitas lapisan kedua adalah

2

Arus yang mengalir antara elektroda A dan B akan mempunyai

kelengkungan-kelengkungan berbeda tiap lapisan-lapisan. Dalam pengukuran, medium ini dianggap sebagai medium satu lapis homogen yang memiliki satu harga resistivitas, yaitu resistivitas semu

α.

Konduktansi lapisan fiktif ini sama

dengan jumlah konduktansi masing-masing lapisan. Dengan menggunakan konfigurasi elektroda tertentu, nilai K dapat ditentukan, beda tegangan dan arus yang dimasukkan ke dalam tanah dapat diukur, dengan demikian resistivitas semu dapat dihitung. Dengan mengubah jarak antar elektroda untuk kepentingan eksplorasi dapat diperoleh berbagai variasi nilai tahanan jenis terhadap kedalaman. Hasil pengukuran di lapangan sesudah dihitung nilai tahanan jenisnya merupakan fungsi dari konfigurasi elektroda dan berkaitan dengan kedalaman penetrasinya. Semakin panjang rentang antar elektroda, semakin dalam penetrasi arus yang diperoleh yang ditentukan oleh kuat arus yang dialirkan melalui elektroda arus. (Santoso,2002). Beberapa hal yang mempengaruhi nilai resistivitas semu adalah sebagai berikut (Prasetiawati, 2004):


1. Ukuran butir penyusun batuan, semakin kecil besar butir maka kelolosan arus akan semakin baik, sehingga mereduksi nilai tahanan jenis. 2. Komposisi mineral dari batuan, semakin meningkat kandungan mineral clay akan mengakibatkan menurunnya nilai resisivitas. 3. Kandungan air, air tanah atau air permukaan merupakan media yang mereduksi nilai tahanan jenis. 4. Kelarutan garam dalam air di dalam batuan akan mengakibatkan meningkatnya kandungan ion dalam air sehingga berfungsi sebagai konduktor. 5. Kepadatan, semakin padat batuan akan meningkatkan nilai resistivitas. 2.10 Jenis – Jenis Konfigurasi Metode Geolistrik Resistivitas Berdasarkan letak elektroda potensial dan elektroda arusnya, pada konfigurasi metode resistivitas tahanan jenis dikenal beberapa jenis konfigurasi diantaranya : konfigurasi Wenner, konfigurasi Wenner-Sclumberger, konfigurasi dipole-dipole, konfigurasi pole-pole dan lain-lain 2.10.1 Konfigurasi Wenner Konfigurasi Wenner merupakan salah satu konfigurasi yang sering digunakan dalam eksplorasi geolistrik dengan susunan jarak spasi sama panjang dimana (r1 = r4 = a dan r2 = r3 = 2a). Jarak antara elektroda arus (C1 dan C2) adalah tiga kali jarak elektroda potensial. Untuk susunan elektroda Wenner merupakan susunan elektroda yang frelatif kurang fleksibel karena setiap pemindahan elektoda arus AB, elektroda potensial MN juga harus dipindahkan. Pada pengukuran lapangan, elektroda arus dan lektroda potensial terletak pada satu garis lurus. Elektroda arus AB berjarak tiga kali elektroda potensial MN, untuk kemudian pengukuruan dilakukan, dan didapatkan harga tahanan jneis semu (ρa) untuk jarak tertentu. Selanjutnya elektoda AB dipindahkan pada lebar atau menjauhi titik O demikian halnya


dengan elektroda MN juga harus dipindahkan hingga jarak ABN tiga kali MN terpenuhi. Demikian dilakukan hingga target kedalaman yang hendak diukur terpenuhi. Keuntungan dan keterbatasan metode Wenner yaitu sensitif terhadap perubahan lateral setempat, jarak elektroda arus dan potensial relatif. Dalam menggunakan metode ini lebih membutuhkan tenaga dan waktu yang lebih banyak. Pola susunan Wenner dapat dilihat pada Gambar 2.8.

Gambar 2.8 Elektroda arus dan potensial pada konfigurasi Wenner

2.10.2 Konfigurasi Wenner – Schlumberger Metoda ini dimaksudkan sebagai acuan dan pegangan dalam pengukuran resistivitas perlapisan batu atau tanah dibawah permukaan tanah dengan susunan elektroda Wenner – Schumberger untuk eksplorasi awal air tanah dengan mempelajari geologi bawah permukaan dan menduga air tanah berdasarkan nilai reistivitasnya. Susunan elektroda Schlumberger merupakan susunan elektroda yang paling fleksibel digunakan dan banyak diterapkan dilapangan karena mudah dan cepat serta memberikan hasil yang baik. Pada pengukuran lapangan, elektroda ar us dan elektroda potensial terletak pada satu garis lurus. Elektoda arus atau AB dan elektroda potensial atau MN ditempatkan pada jarak tertentu, untuk kemudian pengukuran dilakukan dan didapatkan harga tahanan jenis semu (ρa) untuk jarak AB dan MN tertentu. Selanjutnya elektroda AB dipindahkan pada jarak yang


lebih lebar atau menjauhi titik O sedangkan elektroda MN tetap dan pengukuran dilakukan lakukan kembali. Pola sususnan Sclumberger dapat dilihat pada Gambar 2.8. Keuntungan dan keterbatasan pola bentangan Schlumberger adalah : 

Pengukuran kurang sensitif terhadap perubahan lateral namun baik untuk perubahan vertikal sehingga dianjurkan untuk penyelidikan dalam.



Pada akuisi data lapangan, elektroda – elektroda tidak terlalu sering dipindahkan hingga mengurangi tenaga dan waktu kerja.

Gambar 2.9 Pengaturan elektroda konfigurasi Wenner – Schlumberger Keterangan gambar : r1 = na r2 = na + a r3 = na + a r4 = na maka diperoleh nilai dari faktor geometri yaitu :

k = 2π π [(

-

)–(

-

)]-1

(2.14)

Dengan memasukkan nilai dari r1, r2,r3 dan r4 maka diperoleh faktor geometri konfigurasi Wenner – Schlumberger yaitu : k = π n (n + 1) a

(2.15)

dengan : k = faktor geometri


n = jumlah spasi ke – n (1, 2,3, 4....dst) a = jarak elektroda

2.10.3 Konfigurasi Dipole-Dipole Untuk susunan elektroda dipole-dipole jarang digunakan karena sulitnya penerapan dilapangan. Pola ini biasanya diterapkan secara baku untuk pengukuran geofisika polarisasi imbas. Pada pengukuran lapangan, elektroda arus terletak salaing berdekatan dan sama halnya untuk elektroda potensial yang juga berdekatan. Benytangan elektoda arus AB berjarak sama dengan bentangan elektroda potensial MN. Sedangkan jarak AB terhadap MN tertentu dan merupakan kelipatan bilangan n jarak AB atau MN. Setelah pengukuran, pemindahan elektroda dilakukan untuk memperbesar jarak AB terhadap MN sedangkan jarak antar elektroda tetap hingga yang berubah adalah nilai n nya. Demikian terus dilakukan hingga target kedalam yang hendak diukur tertenuhi, pola susunan konfigurasi dipole-dipole dapat dilihat pada Gambar 2.9.

Gambar 2.10 Konfigurasi Dipole-Dipole (Loke, 2000) Keuntungan dan keterbatasan metode dipole-dipole yaitu kurang sensitif digunakan untuk target yang berlapis, membutuhkan waktu yang lama dalam menyurvei.

Nilai sensitivitas terbesar pada konfigurasi ini terletak antara

elektroda C2- C1, serta antara elektroda P1-P2. Ini berarti bahwa konfigurasi ini adalah yang paling sensitif terhadap perubahan resistivitas antara elektroda di


setiap pasangan dipole. Perhatikan bahwa sensitivitas pola kontur hampir vertikal. Dengan demikian konfigurasi dipole-dipole sangat sensitif terhadap perubahan resistivitas horisontal, tapi relatif tidak sensitif terhadap perubahan vertikal. Secara umum, konfigurasi ini memiliki kedalaman yang dangkal jika dibandingkan dengan konfigurasi Wenner.

2.10.4 Konfigurasi Pole-Pole Konfigurasi Pole-Pole memiliki keunggulan untuk mendeteksi adanya besarnya tahanan jenis (resistivitas) bawah permukaan tanah. Konfigurasi PolePole jarang digunakan dalam survei geolistrik untuk prosedur sounding. Konfigurasi ini bertujuan mencatat gradien potensial atau intensitas medan listrik dengan menggunakan pasangan elektroda detektor (potensial) yang berjarak relatif dekat dibanding dengan jarak elektroda arus. Elektroda detektor diletakkan pada bagian tengah dari susunan tersebut. Dalam susunan ini empat elektroda terletak dalam suatu garis lurus. Susunan elektroda untuk konfigurasi Pole-Pole ditunjukkan dalam Gambar 2.10. Di mana C1=P1= na/2; sedangkan C2=P2= ∞:

Gambar 2.10 Konfigurasi pole-pole


2.11 Software Res2dinv Res2Dinv adalah program komputer yang secara outomatis menentukan model resistivitas 2 dimensi (2-D) untuk bawah permukaan dari data hasil survey geolistrik. Program ini dapat digunakan untuk survey menggunakan konfigurasi Wenner, pole-pole, dipole-dipole, pole-dipole, Wenner-Schlumberger dan array dipole-dipole ekuator. Selain survei normal yang dilakukan dengan elektrodaelektroda di permukan tanah, program ini juga mendukung survei under water dan cross-borehole. Pengerjaan dalam inverse modeling pada software Res2Dinv ini pada umumnya hanya dua, yaitu inversi secara otomatis dan menghilangkan efek yang jauh dari datum (titik-titik hasil pengukuran yang tidak sesuai). ( Loke, 1990). Pengolahan data resistivitas dapat dilakukan dengan menggunakan komputer dan software Res2Dinv. Software Res2DInv menggunakan algoritma Least Square saat proses inversi dilakukan. Algoritma Least Square dalam software Res2DInv terdiri atas dua macam algoritma yaitu: 1.

Standard Smoothness-Constrain Least Square Inversion, digunakan

untuk zona dengan batas antar material cenderung gradual atau tidak memiliki kontak yang tajam. 2.

Robust Constrain Least Square Inversion, digunakan untuk zona

dengan batas kontak antar material yang tajam misalnya zona patahan atau kontak batuan intrusif-lapisan mineral logam ( Geotomo,2007 ). Hasil inversi merupakan model distribusi nilai resistivitas material bawah permukaan Bumi yang dapat disebut resistivity pseudosection atau inverse model resistivity section. Model yang diperoleh melalui proses inversi akan selalu memiliki nilai residual error atau root mean squared error (RMSE). Iterasi dapat dilakukan beberapa kali untuk menurunkan nilai error yang ada. Iterasi merupakan proses perhitungan ulang dari data yang dimasukkan dalam fungsi matematis yang sama secara berulang-ulang untuk memperoleh hasil yang diinginkan (Loke,1990).


Nilai RMSE menunjukkan tingkat perbedaan dari pengukuran nilai resistivitas material terhadap nilai resisitivitas material yang sebenarnya. Semakin besar nilai RMSE maka model yang diperoleh dari proses inversi akan semakin halus. Model yang halus dengan nilai RMSE yang tinggi cenderung semakin tidak mewakili kondisi sebenarnya dilapangan. Interpretasi dari model distribusi nilai resistivitas

material

bawah

permukaan

Bumi

dilakukan

dengan

mempertimbangkan faktor-faktor yang mempengaruhi nilai resistivitas material dan pola distribusinya. Faktor-faktor tersebut antara lain jenis batuan, komposisi dan kondisi Alam (Nostrand, 1966).


BAB II TINJAUAN PUSTAKA

Recommend Documents