BAB I PENDAHULUAN 1.1
Latar Belakang Air tanah adalah salah satu sumber air yang memtiliki peran penting terutama dalam
ketersediaan air untuk kepentingan rumah tangga, pertanian, industri, dan lain lain. Air tanah tidak dapat secara langsung diamati melalui permukaan bumi. Oleh karena itu, perlu dilakukan penyelidikan untuk mengetahui lapisan pembawa air atau akuifer yang berada di bawah permukaan tanah. Salah metode penyelidikan untuk mengetahui lapisan di bawah tanah yaitu menggunakan metode geolistrik. Geolistrik merupakan salah satu metode geofisika yang bertujuan mengetahui sifat-sifat kelistrikan lapisan batuan dibawah permukaan tanah dengan cara menginjeksikan arus listrik ke dalam tanah. Tujuan utama dari penyelidikan geolistrik adalah untuk mengetahui resistivitas atas tahanan jenis suatu batuan. Metode geolistrik menggunakan peralatan geolistrik dilakukan untuk mendapatkan data yang dibutuhkan, dalam hal ini yaitu resistivitas batuan atau tahanan jenis batuan. Pemahaman penggunaan alat geolistrik diperlukan agar dapat memahami prinsip metode geolistrik dan pengolahan data yang didapatkan pada saat pengukuran agar memperoleh informasi berupa lapisan lapisan batuan.
1.2
Maksud dan Tujuan Maksud dari pembuatan modul ini adalah agar pembaca dapat melakukan
penyelidikan geolistrik sesuai prosedur yang baik dan benar. Adapun tujuannya adalah agar operator peralatan geolistrik dapat mengintepretasikan data yang sudah diambil sesuai landasan teori yang ada.
1.3
Batasan Masalah Batasan masalah dalam pembuatan modul ini meliputi b eberapa hal, yaitu: 1. Untuk mengetahui prosedur penyelidikan geolistrik. 2. Untuk mengetahui metode penggunaan alat geolistrik GF Instrument ARES Automatic Resistivity Resistivity ). ( Automatic ).
3. Untuk mengetahui hubungan antara nilai resistivitas batuan dengan lapisan pembawa
air
atau
akuifer.
1
BAB II LANDASAN TEORI 2.1
Hidrogeologi Secara umum keberadaan air tanah di bagi dalam 2 tipe yaitu pada vadoze zone dan
phreatic zone. Pada vadoze zone dibagi menjadi 3: soil water, in termediate vadoze zone dan
air kapiler. Pada phreatic zone atau saturated zone (zona jenuh air) terdapat air tanah (ground water ). ). Daerah soil water sebagian besar digunakan untuk pertanian (merupakan sumber air bagi tanaman). Air akan hilang karena adanya transpirasi, evaporasi dan perkolasi ketika air terlalu jenuh. Zona di bawah soil water adalah zona tengah ( intermediate vadoze zone). Meskipun sebagian besar bergerak ke bawah, tetapi sebagian ada yang tertahan tetapi tidak dapat diambil. Pipa kapiler berada pada bagian bawah zona tengah, dimana mata air naik ke atas karena gaya kapiler. Ketika kapasitas air tanah karena daya kapileritas sudah jenuh, maka air mulai mengalami perkolasi karena adanya gravitasi (Driscolll,1997 dalam Kodoatie, 2012) Muka air tanah ( water table) merupakan pemisah antara zona air tanah atau phreatic water dengan pipa kapiler. Muka air tanah (water table) secara teoritis merupakan perkiraan elevasi air permukaan pada sumur yang merembes pada jarak yang pendek ke zona jenuh. Jika air tanah mengalir horizontal, elevasi muka air sumur sangat berhubungan dengan muka air tanah.
Gambar 2.1 Siklus Hidrogeologi 2
2.1.1 Cekungan Air Tanah Cekungan Air Tanah (CAT) merupakan terjemahan dari groundwater basin. Daerah CAT berarti di daerah tersebut terdapat groundwater dan soil water sedangkan di daerah Non-CAT berarti di daerah tersebut tidak terdapat groundwater dan hanya ada soil water. Di dalam Bahasa Indonesia groundwater dan soil water diterjemahkan samasama dengan air tanah. Padahal groundwater dan soil water mempunyai substansi yang sama sekaligus berbeda. Substansi yang sama adalah baik groundwater maupun soil water ada di bawah muka bumi. Substansi yang berbeda adalah wilayah groundwater merupakan cekungan air tanah (groundwater basin) yang terbagi dalam air tanah bebas yaitu air tanah yang berada atau di dalam akuifer bebas (unconfined aquifer) dan air tanah tertekan yaitu air tanah yang berada atau di dalam akuifer tertekan (confined aquifer). Sedangkan soil water adalah air di dekat permukaan tanah atau di daerah vadoze zone atau soil zone (umumnya) tempat akar tanaman mencari dan mendapatkan air. Keduanya ditunjukan pada gambar 2.2.
Gambar 2.2 Hidrogeologi air tanah Selain dikaitkan dengan keberadaan air, daerah CAT dan non-CAT mempunyai karakter yang berbeda dari sisi geologi, keberadaan dan gerakan air baik di bawah muka bumi maupun di atas muka bumi sehingga mempengaruhi morfologi fluvial di bagian atasnya baik di daerah aliran sungai (DAS) maupun di sistem jaringan sungai.
3
Akuifer dengan aliran air tanah melalui ruang antar butir/partikel tanah umumnya merupakan akuifer yang terletak di daerah aluvial. Di daerah ini materialnya berupa tanah (soil) atau endapan (sediments) yang lepas (loose), belum termampatkan (uncosolidated), tak melekat (not cemented) bersama menjadi batuan padat, tererosi, tersimpan dan terbentuk (reshaped) oleh air dalam suatu bentuk/kondisi (form) bukan bentukan laut (non-marine setting). Dominan CAT terletak di daerah aluvial. Sungai yang melalui daerah aluvial disebut sungai aluvial dan merupakan sungai dengan sifat aliran dalam regim (regime flow). Pengertian sungai dengan regime flow adalah sungai yang berusaha atau berubah dalam upaya mencapai keseimbangan antara degradasi dan gradasi sedimen. CAT dan sistem fluvial di daerah ini akan saling mempengaruhi dalam proses pencapaian keseimbangan alam. Namun ada juga CAT yang tidak terletak di daerah aluvial.
2.1.2 Akuifer Air Tanah Batuan memberikan pengaruh yang signifikan terhadap sumber daya air, baik dari sisi sumber air, daya air maupun keberadaan air. Terhadap air permukaan batuan memberikan pengaruh antara lain terhadap sistem fluvial yaitu sistem Daerah Aliran Sungai (DAS) dan jaringan sungainya. Pengaruhnya diantaranya adalah adanya perubahan morfologi sungai yaitu terjadinya meander atau braided, perubahan kemiringan, perubahan bentuk DAS baik dalam skala waktu (time) maupun skala ruang (space). Gerakan-gerakan tektonik dan deformasi batuan juga mengkontribusi perubahan sungai. Pada bagian dasar groundwater ada kontak antara air dan batuan yang memberikan pengaruh kimiawi terhadap air. Sehingga kandungan kimia air yang mengalir akan mengalami evolusi sesuai dengan lokasi aliran air. Kondisi sirkulasi dan pembilasan air tanah di daerah hilir adalah rendah berbeda dengan di daerah hulu atau tengah DAS. Umumnya mempunyai sifat-sifat: aliran air yang lebih lembam (sluggish) dimana larutan mineral cukup banyak karena pembilasan air rendah. Daerah ini terjadi di pantai dan umumnya disebut daerah lepasan (discharge area). Proses-proses yang terjadi pada daerah ini meliputi pengendapan kimia, pengurangan sulfat, filtrasi selaput, dimana unsur-unsur dominannya adalah TDS tinggi, Na, SO4 dan Cl. 4
Batuan beku terbentuk dari hasil pembekuan magma yang berbentuk cair dan panas. Magma tersebut mendingin dan mengeras di dalam atau di atas permukaan bumi (Bishop et al., 2007 dalam Kodoatie, 2012). Proses pembentukan batuan beku dapat dibedakan menjadi dua cara, ialah secara intrusif dan ekstrusif. Batuan beku yang terbentuk dari hasil pembekuan cairan magma yang terjadi jauh di bawah permukaan tanah (di dalam tanah) disebut batuan beku intrusif (batuan plutonik) contoh granit, diorit, dan gabro, sedangkan batuan beku yang terbentuk dari hasil pembekuan cairan magma yang terjadi di permukaan tanah disebut batuan beku ekstrusif contoh lava basalt, andesit, dan riolit (Goodman, 1993 dalam Kodoatie, 2012). Batuan beku yang terbentuk di luar kulit bumi melalui kegiatan vulkanik disebut batuan vulkanik, sedangkan yang terbentuk di dalam kulit bumi disebut batuan plutonik. Dalam bentuk pejal, formasi batuan ini relatif kedap atau tidak lulus air dan oleh sebab itu tidak dapat menyimpan dan melalukan air, sehingga disebut sebagai akuifug atau perkebal ( aquifuge). Namun apabila formasi batuan ini mempunyai banyak rongga, celahan, dan rekahan akibat proses pembentukan dan akibat gaya geologi, maka formasi batuan ini dapat bertindak sebagai formasi batuan pembawa air atau akuifer. Komponen cekungan meliputi akuifer, akuiklud dan akuitar ( Gambar 2.3).
a.
Akuifer ( Aquifer ) Merupakan tempat penyimpanan air tanah. Akuifer dibedakan menjadi dua
yaitu akuifer bebas ( unconfined aquifer ) dan akuifer tertekan ( confined aquifer ). Akuifer adalah lapisan geologi yang permeable yang dapat membawa air dalam jumlah besar di bawah gradien hidrolik. • Akuifer Bebas
Merupakan akuifer jenuh air ( saturated ) dengan hanya satu lapisan pembatas yang kedap air (di bagian bawahnya). Muka air tanah pada akuifer tidak tertekan bersifat bebas untuk naik turun tergantung pada musim. Air tanah yang terdapat pada akuifer ini disebut sebagai air tanah bebas. Akuifer ini ada beberapa macam diantaranya akuifer lembah/ valley , perched aquifer dan alluvial aquifer.
5
• Akuifer Tertekan
Merupakan akuifer jenuh air yang dibatasi oleh akuiklud pada lapisan atas dan bawahnya dan tekanan air lebih besar daripada tekanan atmosfir. Akuifer tertekan terisi penuh oleh air tanah dan tidak mempunyai muka air tanah yang bersifat bebas, sehingga pengeboran yang menembus air ini akan menyebabkan naiknya muka air tanah di dalam sumur bor yang melebihi kedudukan semula, dilihat pada alat piezometer maka disebut sebagai muka pisometrik ( piezometric level ). Istilah pisometrik dipakai sebelumnya, saat ini dikenal dengan istilah
potensiomentrik. Kedudukan permukaan potensiometrik ini dapat berada di atas permukaan tanah setempat (artesis positif) yang menghasilkan air tanah yang mengalir sendiri ( flowing water /artesian), sedangkan jika kenaikan muka airnya berada di bawah permukaan tanah setempat maka disebut artesis ne gatif. • Semi Confined (leaky ) Aquifer
Merupakan akuifer jenuh yang dibatasi oleh lapisan atas akuitar dan lapisan bawahnya akuiklud. Akuifer ini merupakan confined atau unconfined yang dapat meloloskan dan memperoleh air melewati salah satu atau kedua batas formasinya baik atas maupun bawah.
6
Gambar 2.3 Cekungan akuifer air tanah
b.
Akuiklud (aquiclude) Suatu lapisan, formasi atau kelompok formasi satuan geologi yang impermeabel
dengan nilai hidraulik yang sangat kecil sehingga tidak memungkinkan air melewatinya. Dapat dikatakan juga lapisan pembatas atas dan bawah suatu akuifer tertekan.
c.
Akuitar ( aquitard ) Suatu lapisan, formasi atau kelompok formasi satuan geologi yang permeabel
dengan nilai konduktivitas hidrolik kecil namun masih memungkinkan air melewati lapisan ini walaupun dengan gerakan lambat. Dapat dikatakan juga merupakan lapisan pembatas atas dan bawah dari semi confine d/uncofined aquifer.
2.2
Geolistrik Geolistrik merupakan salah satu metode geofisika yang bertujuan mengetahui sifat-
sifat kelistrikan lapisan batuan dibawah permukaan tanah dengan cara menginjeksikan arus listrik ke dalam tanah. Geolistrik merupakan salah satu metode geofisika aktif, karena arus listrik berasal dari luar sistem. Tujuan utama dari metode ini sebenarnya adalah mencari resistivitas atau tahanan jenis dari batuan. Resistivitas atau tahanan jenis adalah besaran atau parameter yang menunjukkan tingkat hambatannya terhadap arus listrik . Batuan yang memiliki resistivitas makin besar, menunjukkan bahwa batuan tersebut sulit untuk dialiri oleh arus listrik. Selain resistivitas batuan, metode geolistrik juga dapat dipakai untuk menentukan sifat-sifat kelistrikan lain seperti potensial diri dan medan induksi. Resistivitas batuan dapat diukur dengan memasukkan arus listrik ke dalam tanah melalui 2 titik elektroda di permukaan tanah dan 2 titik lain untuk mengukur beda potensial di permukaan yang sama. Hasil pengukuran geolistrik dapat berupa peta sebaran tahanan jenis baik dengan jenis mapping atau horisontal maupun sounding atau kedalaman. Hasil pengukuran geolistrik mapping maupun sounding disesuaikan dengan kebutuhan diadakannya akuisisi data serta jenis konfigurasi yang digunakan.
2.2.1 Metode Geolistrik 7
Ada 3 metode pengambilan data geolistrik, yaitu : - Metode Geolistrik Tahanan Jenis (Metode Resistivity ) - Self Potential (SP) - Induce Polarization (IP) a.
Metode Geolistrik Tahanan Jenis (R / Metode Resistivity ) Metode geolistrik resistivitas atau tahanan jenis adalah salah satu dari kelompok
geolistrik yangdigunakan untuk mempelajari keadaan permukaan dengan mempelajari sifat aliran listrik di dalam batuan di bawah permukaan bumi. Metode resistivitas umumnya digunakan untuk eksplorasi dangkal. Prinsip dalam metode ini yaitu arus listrik diinjeksikan ke dalam bumi melalui dua elektroda arus, sedangkan beda potensial yang terjadi diukur melalui dua elektroda potensial. Dari hasil pengukuran arus dan beda potensial listrik dapat diperoleh variasi harga resistivitas listrik pada lapisan di bawah titik ukur. Metode Kelistrikan resistivitas dilakukan dengan cara menginjeksikan arus listrik dengan frekuensi rendah ke permukaan bumi kemudian diukur beda potensial diantara dua buah elektroda 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 sutu 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 derajat yang berbeda dalam menghantarkan arus listrik. Metode ini biasa digunakan untuk mencari akuifer dan penyebaran lapisan bawah tanah. b.
Metode Geolistrik Potensial Diri (SP / Metode Self Potential ) Metode self potential (SP) adalah metode pasif, karena pengukurannya
dilakukan tanpa menginjeksikan arus listrik lewat permukaan tanah, perbedaan potensial alami tanah diukur melalui dua titik dipermukaan tanah. Potensial yang dapat diukur berkisar antar beberapa millivolt (mV) hingga 1 vo lt.
8
Self potential adalah potensial spontan yang ada di permukaan bumi yang
diakibatkan oleh adanya proses mekanis ataupun oleh proses elektrokimia yang dikontrol oleh air tanah. Proses mekanis akan menghasilkan potensial elektrokinetik sedangkan proses kimia akan menimbulkan potensial elektrokimia (potensial liquid junction, potensial nernst ) dan potensial mineralisasi.
Komponen rekaman data potensial diri yang diperoleh dari lapangan merupakan gabungan dari 3 (tiga) komponen dengan panjang gelombang yang berbeda, yaitu efek topografi (TE), SP noise (SPN), dan SP sisa (SPR). Metod potensial diri (SP) merupakan salah satu metode geofisika yang prinsip kerjanya adalah mengukur tegangan statis alam (static natural voltage) yang berda di kelompok titik – titik di permukaan tanah. Potensial diri umumnya berhubungan dengan perlapisan tubuh mineral sulfide (weathering of sulphide mineral body ), perubahan dalam sifat – sifat batuan (kandungan mineral) pada daerah kontak – kontak geologi, aktiditas bioelektrik dari material organik, korosi, perbedaan suhu dan tekanan dalam fluida di bawah permukaan dan fenomena – fenomena alam lainnya. Metode ini biasa digunakan untuk mencari kebocoran pipa dan kerentakan struktur bangunan. c.
Metode Geolistrik Polarisasi Terimbas (IP / Metode Induce Polarization) Pada prinsipnya dilakukan dengna cara memutuskan arus listrik yang
diinjeksikan ke dalam permukaan bumi. Selanjutnya tampak bahwa beda potensial antara kedua elektroda tidak langsung menunjukkan angka nol saat aur tersebut diputuskanm tetapi turun secara perlahan dalam selang waktu tertentu. Sebaliknya apabila dihidupkan maka beda potensial akan kembali pada posisi semula dalam waktu yang sama. Gejala polarisasi terimbas dalam batuan termineralisasikan terutama ditentukan reaksi elektrokimia pada bidang batas antar mineral – mineral logam dan larutan dalam batuan. Gejala IP dapat dilakukan dengan mengalirkan arus terkontrol melalui bahan yang akan diselidiki. Metode ini biasa digunakan untuk mencari mineral seperti emas.
2.2.2 Konfigurasi
9
Konfigurasi adalah susunan elektroda yang digunakan dalam metode geolistrik. Secara garis besar terdapat beberapa jenis konfigurasi elektroda yaitu Wenner, Schlumberger, Pole-dipole, dan Dipole-dipole. a.
Wenner Dalam konfigurasi Wenner, elektroda berjarak seragam. Dalam pengukuran
kedalaman, elektroda dibentangkan pada pusat pengukuran dan diukur dengan menambah jarak dari masing-masing elektroda.
Gambar 2.4 Susunan elektroda konfigurasi Wenner Tahanan jenis semu yang terukur dalam metode ini dapat dirumuskan sebagai berikut:
9) Faktor geometri Dengan a adalah jarak antar elektroda terdekat dan R adalah nilai hambatan yang terukur. Keunggulan dari konfigurasi Wenner ini adalah ketelitian pembacaan tegangan pada elektroda MN lebih baik dengan angka yang relatif besar karena elektroda MN yang relatif dekat dengan elektroda AB. Sedangkan kelemahannya adalah tidak bisa mendeteksi homogenitas batuan di dekat permukaan yang bisa berpengaruh terhadap hasil perhitungan. Data yang didapat dari cara konfigurasi Wenner, sangat sulit untuk menghilangkan factor non homogenitas batuan, sehingga hasil perhitungan menjadi kurang akurat. b.
Schlumberger Dalam konfigurasi Schlumberger, elektroda arus berjarak lebih besar daripada
elektroda potensial. Pada pengukuran vertikal, elektroda potensial tetap di tempat sedangkan elektroda arus berubah jarak secara simetris.
10
Gambar 2.5 Susunan elektroda konfigurasi Schlumberger Tahanan jenis semu yang terukur dalam metode ini dapat dirumuskan sebagai berikut
(10)
Faktor geometri Dengan a adalah jarak antara pusat pengukuran dan elektrode arus, b adalah jarak antarelektrode potensial, dan R adalah nilai hambatan yang terukur. Pada konfigurasi Schlumberger idealnya jarak MN dibuat sekecil-kecilnya, sehingga jarak MN secara teoritis tidak berubah. Tetapi karena keterbatasan kepekaan alat ukur, maka ketika jarak AB sudah relatif besar maka jarak MN hendaknya dirubah. Perubahan jarak MN hendaknya tidak lebih besar dari 1/5 jarak AB. Kelemahan dari konfigurasi Schlumberger ini adalah pembacaan tegangan pada elektroda MN adalah lebih kecil terutama ketika jarak AB yang relatif jauh, sehingga diperlukan alat ukur multimet er yang mempunyai karakteristik ‘high impedance’ dengan akurasi tinggi yaitu yang bisa mendisplay tegangan minimal 4 digit atau 2 digit di belakang koma. Atau dengan cara lain diperlukan peralatan pengirim arus yang mempunyai tegangan listrik DC yang sangat tinggi. Sedangkan keunggulan konfigurasi Schlumberger ini adalah kemampuan untuk mendeteksi adanya non-homogenitas lapisan batuan pada permukaan, yaitu dengan membandingkan nilai resistivitas semu ketika terjadi perubahan jarak elektroda MN/2. Agar pembacaan tegangan pada elektroda MN bisa dipercaya, maka ketika jarak AB relatif besar hendaknya jarak elektroda MN juga diperbesar. Pertimbangan perubahan jarak elektroda MN terhadap jarak elektroda AB yaitu ketika pembacaan tegangan listrik pada voltmeter sudah demikian kecil, misalnya 1.0 milliVolt.
11
Umumnya perubahan jarak MN bisa dilakukan bila telah tercapai perbandingan antara jarak MN berbanding jarak AB = 1:20. Perbandingan yang lebih kecil misalnya 1 : 50 bisa dilakukan bila mempunyai alat utama pengirim arus yang mempunyai keluaran tegangan listrik DC sangat besar, katakanlah 1000 Volt atau lebih, sehingga beda tegangan yang terukur pada elektroda MN tidak lebih kecil dari 1.0 milliVolt. c.
Pole-dipole Dalam konfigurasi Pole-dipole, elektroda arus berjarak tetap sedangkan
elektroda potensial berpindah jarak dari elektroda arus.
Gambar 2.6 Susunan elektroda konfigurasi Pole-Dipole Tahanan jenis semu yang terukur dalam metode ini dapat dirumuskan sebagai berikut :
11) Faktor geometri Dengan
adalah jarak antarelektrode, n adalah pengali jarak antarelektrode,
dan R adalah nilai hambatan yang terukur. d.
Dipole-dipole Dalam konfigurasi Dipole-dipole, sesama elektroda potensial berjarak dekat
tetapi berjarak jauh dari pasangan elektroda arus.
Gambar 2.7 Susunan elektroda konfigurasi Dipole-Dipole 12
Tahanan jenis semu yang terukur dalam metode ini dapat dirumuskan sebagai berikut
12) Faktor geometri Dengan
adalah jarak antar elektrode, n adalah pengali jarak antar-elektrode,
dan R adalah nilai hambatan yang terukur. Konfigurasi dibuat untuk efektifitas pendugaan bawah permukaan sesuai dengan tujuan survei dan efisiensi pengukuran di lapangan. Pada
Tabel 6.1 ditunjukkan plot
konfigurasi dan faktor geometri untuk beberapa konfigurasi Wenner, Schlumberger, Pole-Pole dan Dipole-Dipole. Sedangkan pada Gambar 6.1 ditunjukkan pola sensitivitas untuk masing-masing konfigurasi pada model bumi homogen. Sebagai contoh kasus dilakukan pemodelan kedepan untuk model blok tunggal 2-D dengan konfigurasi elektroda yang berbeda, kemudian dapat dilihat penampang (pseudo-section) resistivitas semu untuk masing-masing konfigurasi.
Tabel 2.1 Konfigurasi elektroda yang banyak digunakan untuk VES Konfigurasi elektroda
Plot konfigurasi elektroda
Faktor Geometri
Wenner array
Schlumberger array
Pole-pole array
Dipole-dipole array
13
Gambar 2.8 Pola sensitivitas untuk Konfigurasi: (a) Wenner, (b) WennerSchlumberger, dan (c) dipole-dipole.
14
BAB III PERALATAN 3.1 Peralatan Geolistrik 3.1.1 GF Instrument ARES ( Automatic Resistivity ) Foto
Nama Alat
ARES Box
GF Instrument ARES ( Automatic Resistivity ) SN : 1507374
Kabel T Elektroda
Konektor ARES – Batere ARES
ARES Adaptor
Konektor PC - ARES
Buku Petunjuk & Software ARES
15
3.1.2
Aksesoris GF Instrument ARES ( Automatic Resistivity ) Foto
Nama Alat
Box Akesoris ARES
Batere / Penyimpan Daya ARES
Konektor Batere ARES
Tabung Pasak Elektroda & O – Ring Pengait Elektroda
Pasak Elektroda & O – Ring Pengait Elektroda
Box Kabel Elektroda & Kabel Elektroda
16
3.2
Alat Pendukung Lapangan Foto
Nama Alat
Papan dada / Clipboard, ATK, & Buku Lapangan
Peta Geologi
Kompas Geologi
GPS
Laptop (Windows XP)
Meteran
Palu
17
T-Terminal
Handy Talky
Genset
Kabel Genset
Jas Hujan
Tramontina / Golok
Karpet Karet
Payung
18
BAB IV METODE PEKERJAAN 4.1
Penentuan Arah Bentangan Penentuan arah bentangan kabel elektroda pada penyelidikan geolistrik perlu
dilakukan supaya semua lapisan yang berada dibawah permukaan dapat dideteksi. Penentuan bentangan tersebut berbeda beda sesuai dengan formasi batuan yang berada di lokasi penyelidikan. Formasi batuan ini dapat diketahui sesuai dengan peta geologi lokasi tersebut. Ada 3 cara penentuan bentangan sesuai formasi batuannya, yaitu : -.
Penentuan bentangan pada formasi batuan vulkanik
-.
Penentuan bentangan pada formasi batuan sedimen berlapis
-.
Penentuan bentangan pada formasi batugamping
4.1.1 Penentuan Bentangan pada Formasi Batuan Vulkanik Penentuan bentangan pada formasi batuan vulkanik dilakukan searah dengan arah punggungan bukit atau lembah lokasi penyelidikan. Hal ini dikarenakan punggungan bukit atau lembah pada formasi vulkanik terbentuk dari aliran produk gunung api yang berulang. Oleh sebab itu, kemiringan lapisan pada punggungan bukit atau lembah di formasi vulkanik searah dengan punggungan bukit atau lembah tersebut (Gambar 4.1).
Gambar 4.1 Contoh penampang formasi batuan vulkanik 4.1.2 Penentuan Bentangan pada Formasi Batuan Sedimen Berlapis Penentuan bentangan pada formasi batuan sedimen berlapis memiliki metode yang hampir sama dengan penentuan bentangan pada formasi batuan vulkanik yaitu melakukan penarikan bentangan sesuai dengan arah kemiringan lapisan. Berbeda dengan pada formasi batuan vulkanik yang dapat dilakukan dengan hanya melihat pada arah punggungan bukit atau lembah, pada penentuan bentangan pada formasi 19
batuan sedimen berlapis kita melakukan pengukuran jurus dan kemiringan / strike dan dip pada batuan sedimen yang berada di singkapan sekitar lokasi penyelidikan.
Keberadaan singkapan tersebut dapat kita temukan pada sungai atau tebing yang berada di sekitar lokasi penyelidikan (Gambar 4.2). Pengukuran jurus dan kemiringan itu sendiri kita lakukan menggunakan kompas geologi. Setelah kita mendapatkan jurus / strike dari lapisan yang berada di lokasi penyelidikan baru kita dapat menyimpulkan arah bentangan kabel elektroda tersebut.
Gambar 4.2 Contoh singkapan pada formasi batuan sedimen berlapis 4.1.3 Penentuan Bentangan pada Formasi Batugamping Penentuan bentangan pada formasi batugamping berbeda dengan formasi batuan vulkanik maupun formasi batuan sedimen berlapis. Hal ini dikarenakan pada formasi batugamping memiliki ciri khas yaitu goa karst (Gambar 4.3). Goa karst merupakan goa bawah tanah yang terbentuk pada batugamping karena adanya aliran air bawah tanah yang membuat batugamping terkikis sehingga menjadi sebuah rongga seperti goa. Goa karst itu sendiri memiliki lokasi secara acak sesuai lokasi pengikisan atau sesuai keberadaan air bawah tanah. Oleh karena itu penentuan bentangan kabel 20
elektroda pada batugamping dilakukan dengan cara lebih dari 1 kali pengukuran. Hal ini ditunjukkan untuk mengetahui keberadaan goa karst tersebut.
Gambar 4.3 Zonasi daerah karst 4.2
Metode Pemasangan Alat
a.
Pembentangan Kabel Pembentangan kabel dilakukan setelah diketahui arah bentangan dari kabel tersebut,
setelah kabel dibentangkan, tanam pasak pada tanah (hindarkan pasak dari akar, aspal, kerikil, atau batuan). Lalu kaitkan pasak menggunakan o-ring pada penghantar elektroda yang berada di kabel elektroda.
(1)
(2)
(3)
21
b.
Menghubungkan kabel elektroda – GF Instrument ARES Setelah semua kabel dibentangkan dan pasak terpasang, kemudian hubungkan kedua
bentangan kabel elektroda ke kabel T elektroda. Setelah itu baru pasang kabel T elektroda ke GF Instrument ARES.
(1) c.
(2)
(3)
Menghubungkan GF Instrument ARES – Batere / Power Saving Langkah berikutnya adalah menghubungkan GF Instrument ARES ke batere dengan
menggunakan konektor ARES – batere. Sebelum terpasang penjepit batere harus diletakan pada benda yang tidak dapat menghantarkan listrik. Setelah semua terpasang GF Instrument ARES siap digunakan
4.3
(1)
(2)
(3)
(4)
(5)
(6)
Metode Penggunaan Alat Cara penggunaan alat perlu diketahui oleh semua operator geolistrik. Berikut langkah
22
– langkah penggunaan alat GF Instrument ARES :
1.
Tekan tombol Power hingga alat ARES menyala
2.
New measurement (Pengukuran baru) – tekan tombol √
3.
2D-Multicable – tekan tombol √
4.
“Copy sections from another file?”, (pada langkah ini kita diberitahu apakah akan
memakai pengaturan atau konfigurasi yang sudah ada) – tekan tombol x 5.
File : (masukan nama file) – tekan tombol √, Locality : (masukan lokasi penyelidikan) –
tekan tombol √ 6.
Operator : (masukan nama operator) – tekan tombol √, Date : (masukkan tanggal
penyelidikan; tanggal. bulan) – tekan tombol √, Note : (masukkan keterangan lokasi, contoh ; cerah / mendung) 7.
Length : (masukkan total panjang jarak elektroda pertama sampai elektroda terakhir,
460 m) – tekan tombol √, Distance : (masukkan jarang antar elektroda, 20 m) – tekan tombol √ 8.
Profile , X-loc , Y-loc , Direction (tidak perlu dirubah) – tekan tombol √ sampai ke layar
berikutnya 9.
Pilih konfigurasi geolistrik (untuk penyelidikan akuifer atau air tanah biasa memakai Schlumberger atau Wenner ) – tekan tombol √
10.
S-min : (titik awal elektroda, 0.0 m) – tekan tombol √, S-max : (titik akhir elektroda, 460.0 m) – tekan tombol √, Edge type : (tidak perlu dirubah) – tekan tombol √
11.
Pulse : (waktu elektroda menghantarkan listrik, 1.0s) – tekan tombol √, IP-wnd 1 dan
IP-wnd 2 (tidak perlu dirubah) – tekan tombol √ 12.
Potential : (20 mV / 40 mV, rubah menggunakan tombol
(
)/
(
)) – tekan
tombol √, Stacking : (tidak perlu dirubah, 4) – tekan tombol √, Error max : (rubah menjadi 5% menggunakan tombol /
13.
(
, , rubah menggunakan tombol
)/ (
( )/
)) – tekan tombol √, (
: (
)) – tekan tombol √
Layers dan Points menunjukkan jumlah data yang diambil oleh alat tersebut harus, Meas-time menunjukkan lama waktu pengambilan data – tekan tombol √
14.
Connected menunjukkan jumlah elektroda yang terhubung, Minimal menunjukkan
minimal elektroda yang harus terhubung. First el : (tidak perlu dirubah) – tekan tombol √
23
15.
Start measurement – putar kunci untuk memulai pengukuran
16.
Warning , Avg-res : (rata – rata resistan pasak yang tertanam), Disconnected : (jumlah
elektroda yang tidak terhubung). Apabila ada pemberitahuan jarak elektroda dan
besar resistan, maka harus dilihat terlebih dahulu besar resistivitas dari elektroda tersebut. Contoh : a.
Avg-res : 56 ꭥ, sedangkan ada peringatan Resistance : 138 ꭥ. Maka dapat
disimpulkan ada perbedaan jenis tanah pada titik eletroda yang ditunjukkan tetapi tidak terlalu signifikan, jadi tidak perlu dilakukan dummy pada titik tersebut. b.
Avg-res : 56 ꭥ, sedangkan ada peringatan Resistance : 594 ꭥ. Maka harus
dilakukan perpindahan titik pasak tetapi masih disekitar titik pasak awal, kemudian diberi air pada saat pemasangan pasak. Apabila setelah dilakukan prosedur tersebut tetapi masih besar perbedaan angka Resistance dan Avg-res maka sebaiknya dilakukan dummy pada titik tersebut. 17.
Dummy dapat dilakukan apabila titik pasak terletak pada jalan aspal, bebatuan, semen
atau pondasi bangunan (maksimal 12 lokasi). 18.
Setelah semua dilakukan dapat dilakukan pengambilan data geolistrik lokasi tersebut. Pastikan sebelum melakukan pengukuran bahwa temperatur alat GF Instrument ARES
kurang dari 40˚.
4.4
Metode Penggunaan Software
Ada 2 Software yang digunakan untuk pengolahan data dari GF Instrument ARES yaitu ARES dan Res2Dinv. ARES digunakan untuk mengambil data hasil pengukuran dari alat GF Instrument ARES, kemudian diolah di Res2Dinv.
Berikut metode penggunaan software ARES dan Res2Dinv :
a.
Penggunaan Software ARES
1.
Setelah laptop terhubung dengan alat GF Instrument ARES bukan software ARES.
2.
Klik Download data – pilih file yang akan di- download – klik Download .
24
(a) 3.
(b)
Pilih file yang sudah di-download - Export data ke Res2Dinv (klik Export to Res2Dinv) – Simpan file ke lokasi yang ditentukan – klik Export .
Untuk mengganti lokasi penyimpanan data
(a)
(b)
Pada tahap ini file yang di-export akan menjadi file .DAT.
b.
Penggunaan Software Res2Dinv
1.
Setelah data meng-export data dari software ARES kemudian buka software
Res2Dinv .
2.
Pertama klik File – klik Read data file – pilih file yang sudah di- export – akan keluar
rincian data dari file yang dibaca.
(a)
(b) 25
(c) 3.
Setelah itu klik Inversion – Inversion methods and settings – klik Choose logarithm of apparent resistivity – pilih Use apparent resistivity – klik Ok.
(a)
4.
(b)
Kemudian klik Inversion – klik Carry out inversion – Simpan file Inversion (.INV).
(a) (b) 5.
Data dari GF Instrument ARES siap untuk diinterpretasikan.
26
27
BAB V ANALYSIS DATA 5.1
Analysis Data Geolistrik Proses analysis data geolistrik yang telah dilakukan selanjutnya digunakan untuk
mengidentifikasi litologi yang berada bawah permukaan bumi, sehingga kita dapat mengetahui letak dan kedalaman kemungkinan akuifer yang berada di bawah permukaan bumi. Nilai resistivitas semu disini merupakan representasi dari resistivitas suatu medium fiktif homogen yang ekuivalen dedengan medium berlapis yang diteliti. Nilai R (resistansi) yang terukur bukan merupakan resistansi untuk satu lapisan, terutama untuk range elektroda yang lebar, sehingga nilai yang terukur nilainya bervariasi. Bervariasinya nilai resistansi pada tiap titik pengukur yang diperoleh dikarenakan potensial yang terukur dipengaruhi oleh lapisan – lapisan di bumi. Lapisan – lapisan di bumi terususn atas berbagai macam jenis batuan yang memiliki konduktivitas yang berbeda – beda, dimana nilai konduktivitas berbanding terbalik dengan nilai resistivas. Sehingga semakin besar nilai konduktivitasnya maka semakin rendah nilai resistivitasnya begitupun sebaliknya. Hal ini berarti ketika semakin besar nilai dari resistivitas suatu batuan maka semakin sulit batuan dalam menghantarkan arus listrik. Dalam menginterpretasikan data geolistrik, diperlukan acuan data sekunder atau referensi seperti peta geologi maupun data log bor di sekitar daerah penyelidikan. Hal ini diperlukan supaya pada saat menginterpretasikan data hasil geolistrik kita korelasikan dengan data yang sudah ada, sehingga kita dapat mengambil kesimpulan litologi hasil penyelidikan sesuai dengan nilai resistivitasnya. Adapun acuan selanjutnya yaitu tabel resistivitas batuan menurut Telford , dkk tahun 1976 ( tabel 5.1 dan tabel 5.2).
28
Tabel 5.1 Nilai resistivity batuan beku dan metamorf Telford , dkk 1976
Tabel 5.2 Nilai resistivity sedimen Telford , dkk 1976
5.2
Penentuan Akuifer Pada saat menentukan akuifer yang kita perlu tahu lapisan apa saja yang mungkin
menjadi lapisan yang dapat meloloskan air, contohnya yaitu pasir - kerikil, batupasir, batupasir kerikil. Pasir dianggap lapisan yang jenuh air dan dapat menjadi acuan dimana aliran air tanah berada. Tetapi apabila pada formasi batugamping akuifer bisa saja berada pada rongga / goa bawah tanah dan rekahan rekahan batugamping itu sendiri yang biasa disebut dengan goa karst. 29
Adapun yang disebut dengan akuitar, akuitar merupakan lapisan yang dapat meloloskan tetapi hanya dalam jumlah yang kecil, contoh dari lapisan ini yaitu lempung pasiran atau pasir lempungan. Lapisan ini memiliki resistivitas relatif kecil yaitu sekitar 5 – 30 ꭥm.
Selain itu, lapisan yang tidak dapat meloloskan air (impermeable) yaitu akuiklud dan akuifug. Akuiklud merupakan lapisan yang dapat menyimpan air tetapi tidak dapat meloloskan air, contohnya lempung. Sedangkan akuifug adalah lapisan yang kedap air contohnya batuan beku, dan breksi.
Akuifer
Gambar 5.1 Contoh interpretasi penampang geolistrik Berdasarkan contoh penampang tersebut dapat diambil kesimpulan bahwa akuifer berada aspada kedalaman 4 – 6 meter dengan litologi pasir yang memiliki resistivitas batuan 49 – 119 ꭥm. Kemudian lempung sebagai akuiklud pada kedalaman 6 – 10 meter dengan litologi lempung yang memiliki resistivitas 0 – 31 ꭥm. Sedangkan pada resistivitas 31 – 49 ꭥm disebut sebagai akuitar atau lapisan antara akuiklud dan akuifer . Terakhir pada resistivitas >119 ꭥm disebut sebagai akuifug atau lapisan yang kedap air.
30
