II.
TINJAUAN PUSTAKA
2.1
SIKLUS HIDROLOGI
Menurut Sosrodarsono dan Takeda (1993) siklus hidrologi adalah air yang menguap ke udara dari permukaan tanah dan laut, berubah menjadi awan setelah melalui beberapa proses dan kemudian jatuh sebagai hujan atau salju ke permukaan laut atau daratan.
Siklus hidrologi adalah sirkulasi air yang tidak pernah berhenti dari atmosfer ke bumi dan kembali ke atmosfer melalui kondensasi, presipitasi, evaporasi, dan transpirasi. Menurut Asdak (2002) air yang jatuh ke permukaan bumi akan tertahan sementara di sungai, danau, atau waduk dan dalam tanah sehingga dapat dimanfaatkan oleh manusia dan makhluk hidup lainnya.
Perjalanan air dimulai dari penguapan air permukaan ke atmosfer melalui proses evaporasi, dari tumbuhan melalui proses transpirasi dan dari gabungan keduanya melalui proses evapotranspirasi. Uap air yang terbentuk dari proses evaporasi, transpirasi, dan evapotranspirasi tersebut membentuk awan setelah mencapai temperatur titik kondensasi dan jatuh ke permukaan bumi sebagai presipitasi. Sebagian air tersebut mengalir sebagai run off melalui berbagai bentuk badan air seperti sungai, danau, rawa, dan kemudian masuk ke laut. Sebagian air yang lain mengalami infiltrasi dan perkolasi membentuk aliran bawah permukaan menjadi aliran tanah. Dengan berbagai cara akhirnya airtanah mengalir menuju laut (Todd, 1995).
Dalam siklus hidrologi, pemanasan air samudera oleh sinar matahari merupakan kunci proses siklus hidrologi tersebut dapat berjalan secara kontinu. Energi matahari dan faktor-faktor iklim lainnya menyebabkan terjadinya evaporasi di permukaan vegetasi dan tanah, laut dan badan air lainnya. Hasil evaporasi berupa uap air akan terbawa oleh angin melintasi daratan yang bergunung maupun datar dan pada keadaan atmosfer yang memungkinkan dengan kondisi iklim tertentu, sebagian dari uap air tersebut akan terkondensasi dan kemudian jatuh sebagai presipitasi dalam bentuk hujan, salju, hujan batu, hujan es dan salju, hujan gerimis atau kabut.
Sumber : Max Planck Institut For Meteorology, 1999
Gambar 1. Siklus hidrologi
Sebelum mencapai permukaan, air hujan tersebut akan tertahan oleh tajuk vegetasi. Sebagian dari air hujan tersebut akan tersimpan di permukaan tajuk dan sebagian yang lainnya akan jatuh ke atas permukaan tanah melalui sela-sela daun (throughfall) atau mengalir melalui permukaan batang pohon (stemflow). Sebagian air hujan tidak pernah sampai ke permukaan tanah karena terevaporasi kembali ke atmosfer selama dan setelah berlangsungnya hujan (interception loss).
Air hujan yang dapat mencapai permukaan tanah, sebagian akan masuk terserap ke dalam tanah (infiltration). Sedangkan air hujan yang tidak terserap ke dalam tanah akan tertampung sementara ke dalam cekungan-cekungan permukaan tanah kemudian mengalir ke tempat yang lebih rendah dan selanjutnya masuk ke sungai.
Air infiltrasi akan membentuk kelembaban tanah karena tertahan di dalam tanah oleh gaya kapiler. Apabila tingkat kelembaban airtanah telah cukup jenuh maka air hujan yang baru masuk ke dalam tanah akan bergerak lateral (horizontal). Pada tempat tertentu air tersebut akan keluar lagi ke permukaan tanah (subsurface flow) dan akhirnya mengalir ke sungai.
2.2
SUMBER DAYA AIR
Air dalam kondisi sehari-hari dapat ditemui dalam tiga wujud sekaligus, yaitu cair (air), gas (uap air), dan padat (es). Air merupakan sumber kehidupan dan merupakan asal-muasal kehidupan itu berdiri di planet ini. Air ada di mana-mana baik di samudra, padang es, danau, dan sungai. Air meliputi hampir tiga perempat permukaan bumi dan diperkirakan mencapai 1.350 juta kilometer kubik air. Di bawah tanah terdapat sekitar 8,3 juta kilometer kubik air lagi dalam bentuk airtanah. Di dalam atsmofer bumi juga terdapat 12.900 kilometer kubik air yang kebanyakan dalam bentuk uap. Air adalah material yang paling berlimpah di bumi ini, menutupi sekitar 71 % dari muka bumi ini. Makhluk hidup hampir seluruhnya tersusun atas air, 50 sampai 97 % dari seluruh berat tanaman dan hewan hidup dan sekitarnya 70 % dari berat tubuh manusia. Manusia dapat hidup sebulan tanpa makanan, tapi hanya dapat bertahan 3 hari saja tanpa air (Kashef , 1987).
Air seperti halnya energi, adalah hal yang esensial bagi pertanian, industri, dan hampir semua sisi kehidupan manusia. Secara filosofis, air merupakan sumber kehidupan dan sekaligus bermakna bahwa air merupakan zat yang sangat diperlukan bagi kehidupan setiap umat manusia dan seluruh makluk hidup yang diciptakan Allah SWT. Air bergerak di atas permukaan tanah dengan aliran utama dan danau, semakin landai lahan semakin sedikit pori-pori tanah, maka aliran permukaan semakin besar. Aliran permukaan tanah dapat dilihat biasanya pada daerah urban. Sungai-sungai bergabung satu sama lain dan membentuk sungai utama yang membawa seluruh air permukaan di sekitar daerah aliran sungai menuju laut. Air permukaan, baik yang mengalir maupun yang tergenang (danau, waduk, rawa), dan sebagian air bawah permukaan akan terkumpul dan mengalir membentuk sungai dan berakhir ke laut (Sosrodarsono dan Takeda, 1993).
Banyaknya lahan yang beralih fungsi, yang tadinya merupakan kawasan resapan, menjadi kawasan pertanian dan pemukiman akan menyebabkan terganggunya daur air kawasan. Dalam abad 21 semakin dirasakan akan adanya keterbatasan alam dalam menyediakan air bagi kehidupan.
Jumlah pasokan air wilayah yang berasal dari hujan relatif tetap, tetapi mulai dirasakan tidak mengimbangi tingkat kebutuhan. Kelimpahan sumberdaya air yang dimiliki Indonesia tidak menjamin melimpahnya ketersediaan air di wilayah pada dimensi tepat dan dimensi waktu. Variasi iklim serta kerentanan sistem sumberdaya air terhadap perubahan iklim akan memperparah status krisis air yaitu dengan meningkatnya frekuensi banjir dan panjangnya kekeringan, sehingga ketersediaan air semakin tidak dapat mengimbangi peningkatan kebutuhan air untuk berbagai penggunaan. Di samping itu dengan dipacunya pertumbuhan ekonomi, permintaan akan sumberdaya air baik kuantitas maupun kualitasnya semakin meningkat pula dan di tempat-tempat tertentu melebihi ketersediaannya. Hal ini menyebabkan sumberdaya air dapat menjadi barang yang langka. Jumlah air di bumi secara keseluruhan relatif tetap, yang berubah adalah wujud dan tempatnya.
Air akan selalu ada karena air tidak pernah berhenti bersikulasi dari atsmofer ke bumi dan kembali lagi ke atsmofer mengikuti siklus hidrologi. Ketika jumlah penduduk masih terbatas dan alam masih belum banyak tereksploitasi, air terasa berlimpah sepanjang waktu dengan kualitas yang cukup
baik, dan ketika itu pula air serasa belum memiliki nilai yang berarti. Ketika keberadaan air dirasakan semakin terbatas, baik dari segi kualitasnya maupun kuantitasnya, dan kebutuhan manusia akan air terasa semakin meningkat untuk memenuhi berbagai keperluan, serta kualitas lingkungan dan ekosistem mulai terganggu, pada waktu itu nilai air mulai diperhitungkan. Air tidak hanya berfungsi sosial dan lingkungan tetapi juga memiliki nilai ekonomis (Sosrodarso dan Takeda, 1993).
Menurut Arsyad (2000), konservasi air pada prinsipnya adalah penggunaan air yang jatuh ke tanah untuk memenuhi berbagai kebutuhan manusia seefisien mungkin dan pengaturan waktu aliran sehingga tidak terjadi banjir pada musim penghujan dan kekeringan pada musim kemarau. Setiap perlakuan manusia di bumi terhadap pemanfaatan tanah akan mempengaruhi tata air pada tempat tersebut. Oleh karena itu pemanfaatan sumberdaya air harus dilakukan dengan teratur dan terencana dengan baik.
Tabel 1. Perkiraan jumlah sumber daya air di dunia
2.3
AIRTANAH
Airtanah adalah air yang bergerak dalam tanah yang terdapat di dalam ruang-ruang antara butir-butir tanah yang membentuk itu dan di dalam retak-retak dari batuan (Sosrodarso dan Takeda, 1993). Menurut Todd (1995), airtanah adalah air yang bergerak di dalam tanah yang terdapat di dalam ruang antar butir-butir tanah yang meresap ke dalam tanah dan bergabung membentuk lapisan tanah yang disebut akuifer. Lapisan yang mudah dilalui oleh airtanah disebut lapisan permeable, seperti lapisan yang terdapat pada pasir dan kerikil, sedangkan lapisan yang sulit dilalui airtanah disebut lapisan impermeabel, seperti lapisan lempung atau geluh. Lapisan impermeable terdiri dari dua jenis yakni lapisan kedap air dan lapisan kebal air (aquifuge), sedangkan lapisan yang sulit dilalui airtanah seperti lapisan lempung disebut lapisan kedap air (aquiclude).
Sumber : Todd, 1995
Gambar 2. Kondisi akuifer secara ideal
Lokasi Volume Air (km3) %
Air di daratan 37850,00 2,8000
Danau air tawar 125,00 0,0090
Danau air asin dan laut daratan 104,00 0,0080
Sungai 1,25 0,0001
Kelembaban tanah dan air vadose 67,00 0,0050
Airtanah sampai kedalaman 4000 m 8350,00 0,6100
Es dan glaciers 29200,00 2,1400
Air di atmosfir 13,00 0,0010
Air di Lautan 1320000,00 97,2000
Total Air di Dunia 1360000,00 100 Sumber : Fetter, 1997
Akuifer adalah salah satu lapisan, formasi, atau kelompok formasi satuan geologi yang permeabel baik yang terkonsolidasi (misalnya lempung) maupun yang tidak terkonsolidasi (pasir) dengan kondisi jenuh air dan mempunyai suatu besaran konduktivitas hidrolik (K) yang berfungsi menyimpan airtanah dalam jumlah besar sehingga dapat membawa air (atau air dapat diambil) dalam jumlah ekonomis. Dengan demikian, akuifer pada dasarnya adalah kantong air yang berada di dalam tanah.
Aquiclude (impermeabel layer), adalah suatu lapisan-lapisan, formasi, atau kelompok formasi satuan geologi yang impermeabel dengan nilai konduktivitashidrolik yang sangat kecil sehingga tidak memungkinkan air melewatinya. Dapat dikatakan juga merupakan lapisan pembatas atas dan bawah suatu confined aquifer.
Aquitard (Semi impervious layer), adalah suatu lapisan-lapisan, formasi, atau kelompok formasi satuan geologi yang permeabel dengan nilai konduktivitas hidrolik yang kecil namun masih memungkinkan air melewati lapisan ini walaupun dengan gerakan yang lambat. Dapat dikatakan juga merupakan lapisan pembatas atas dan bawah suatu semi confined aquifer.
Confined aquifer, merupakan akuifer yang jenuh air yang dibatasi oleh lapisan atas dan bawahnya merupakan aquiclude dan tekanan airnya lebih besar dari tekanan atmosfer. Pada lapisan pembatasnya tidak ada air yang mengalir (non-flux).
Semi confined (leaky aquifer), merupakan akuifer yang jenuh air yang dibatasi oleh lapisan atas berupa aquitard dan lapisan bawahnya merupakan aquiclude. Pada lapisan pembatas di bagian atasnya karena bersifat aquitard masih ada air yang mengalir ke akuifer tersebut (influx) walaupun hidrolik konduktivitasnya jauh lebih kecil dibandingkan hidrolik konduktivitas akuifer. Tekanan airnya pada akuifer lebih besar dari tekanan atmosfer.
Unconfined aquifer, merupakan akuifer jenuh air (saturated). Lapisan pembatasnya, yang merupakan aquitard hanya pada bagian bawahnya dan tidak ada pembatas aquitard di lapisan atasnya. Pembatas di lapisan atas berupa muka airtanah. Dengan kata lain merupakan akuifer yang mempunyai muka airtanah.
Semi unconfined aquifer, merupakan akuifer yang jenuh air (saturated) yang dibatasi hanya lapisan bawahnya yang merupakan aquitard. Pada bagian atasnya ada lapisan pembatas yang mempunyai konduktivitas hidrolik lebih kecil dari pada konduktivitas hidrolik dari akuifer. Akuifer ini juga mempunyai muka airtanah yang terletak pada lapisan pembatas tersebut.
Artesian aquifer, merupakan confined aquifer di mana ketinggian hidroliknya (potentiometrik surface) lebih tinggi dari pada muka airtanah. Oleh karena itu apabila pada akuifer ini dilakukan pengeboran maka akan timbul pancaran air (spring), karena air keluar dari pengeboran ini berusaha mencapai ketinggian hidrolik tersebut.
Asal muasal airtanah digolongkan menjadi 4 tipe yang jelas (Todd, 1995), yaitu air meteorik, air juvenil, air rejuvenated, dan air konat. Air meteorik adalah airtanah yang berasal dari atmosfer mencapai zona kejenuhan baik secara langsung maupun tidak langsung. Secara langsung oleh infiltrasi pada permukaan tanah dan secara tidak langsung oleh permukaan influen (dimana kemiringan muka airtanah menyusup di bawah arus air permukaan-kebalikan dari efluen) dari danau, sungai, saluran buatan, dan lautan. Secara langsung dengan cara kondensasi uap air (dapat diabaikan).
Air juvenil adalah airtanah yang merupakan air baru yang ditambahkan pada zona kejenuhan dari kerak bumi yang dalam. Selanjutnya air ini dibagi lagi menurut sumber spesifikasinya kedalam air magnetik, air gunung api dan air kosmik (yang dibawa oleh meteor).
Air diremajakan (rejuvenated) adalah air yang untuk sementara waktu telah dikeluarkan dari siklus hidrologi oleh pelapukan, maupun oleh sebab-sebab lain, kembali ke siklus lagi dengan proses-proses metamorforsisme, pemadatan atau proses-proses-proses-proses yang serupa (Todd, 1995).
Air konat adalah air yang dijebak pada beberapa batuan sedimen atau gunung pada asal mulanya. Air tersebut biasanya sangat termineralisasi dan mempunyai salinitas yang lebih tinggi dari pada air laut.
Untuk lebih memahami proses terbentuknya airtanah, pertama kali harus diketahui tentang gaya-gaya yang mengakibatkan terjadinya gerakan air di dalam tanah. Uraian tentang infiltrasi telah secara lengkap menunjukkan proses dan mekanisme perjalanan air dalam tanah. Juga telah disebutkan bahwa semakin dalam, jumlah dan ukuran pori-pori tanah menjadi semakin kecil. Lebih lanjut, ketika air tersebut mencapai tempat yang lebih dalam, air tersebut sudah tidak berperan dalam proses evaporasi atau transpirasi. Keadaan tersebut menyebabkan terbentuknya wilayah jenuh di bawah permukaan tanah yang kemudian dikenal sebagai airtanah.
Untuk usaha-usaha pengisian kembali airtanah melalui peningkatan proses infiltrasi tanah serta usaha-usaha reklamasi airtanah, maka kedudukan akuifer dapat dipandang dari dua sisi yang berbeda, yakni zona akuifer tidak jenuh dan zona akuifer jenuh.
Zona akuifer tidak jenuh adalah suatu zona penampung air di dalam tanah yang terletak di atas permukaan airtanah (water table) baik dalam keadaan alamiah (permanen) atau sesaat setelah berlangsungnya periode pengambilan airtanah. Zona akuifer jenuh adalah suatu zona penampung airtanah yang terletak di bawah permukaan airtanah kecuali zona penampung airtanah yang sementara jenuh dan berada di bawah daerah yang sedang mengalami pengisian airtanah.
Zona akuifer tidak jenuh merupakan zona penyimpanan airtanah yang paling berperan dalam mengurangi kadar pencemaran airtanah dan oleh karenanya zona ini sangat penting untuk usaha-usaha reklamasi dan sekaligus pengisian kembali airtanah, sedang zona akuifer jenuh seperti telah diuraikan di muka lebih berfungsi sebagai pemasok airtanah yang memiliki keunggulan dibandingkan dengan zona akuifer tidak jenuh dalam hal akuifer yang pertama tersebut mampu memasok airtanah dalam jumlah yang lebih besar serta mempunyai kualitas air yang lebih baik.
Akuifer ini dibedakan menjadi akuifer bebas (unconfined aquifer) dan akuifer tertekan (confined aquifer). Akuifer bebas terbentuk ketika tinggi permukaan airtanah (water table) menjadi batas antara zona tanah jenuh. Tinggi permukaan airtanah berfluktuasi tergantung pada jumlah dan kecepatan air (hujan) masuk ke dalam tanah, pengambilan airtanah, dan permeabilitas tanah. Akuifer tertekan juga dikenal sebagai artesis, terbentuk ketika airtanah dalam dibatasi oleh lapisan kedap air sehingga tekanan di bawah lapisan kedap air tersebut lebih besar dari pada tekanan atmosfer.
Lebih lanjut, penyebaran airtanah dapat dibedakan berdasarkan daerah penyebarannya menjadi zona aerasi (zona akuifer tidak jenuh) dan zona jenuh (zona akuifer jenuh). Pada zona akuifer jenuh, semua pori-pori tanah terisi oleh air di bawah tekanan hidrostatik. Zona ini dikenal sebagai zona airtanah.
Menurut Todd (1995), zona aerasi dapat dibagi menjadi beberapa bagian wilayah penampungan airtanah, zona pertengahan, zona kapiler dan zona jenuh. Zona airtanah (soil water zone) merupakan zona airtanah bermula dari permukaan tanah dan berkembang kedalam melalui akar tanaman. Kedalaman yang dicapai airtanah ini bervariasi tergantung pada tipe tanah dan vegetasi. Zona airtanah ini dapat diklasifikasikan menjadi zona air higroskopis, yaitu air yang diserap langsung dari udara di atas permukaan tanah; air kapiler; dan air gravitasi, yaitu air yang bergerak ke dalam tanah karena gaya gravitasi bumi.
Zona pertengahan (intermediate zone) umumnya terletak antara permukaan tanah dan permukaan airtanah dan merupakan daerah infiltrasi. Zona kapiler (capillary zone) merupakan zona kapiler terbentang dari permukaan airtanah ke atas sampai ketinggian yang dapat dicapai oleh gerakan air kapiler. Zona jenuh (saturated zone) semua pori-pori tanah terisi oleh air.
2.4
GEOFISIKA
Di bawah permukaan tanah terdapat perlapisan batuan yang terbedakan antara yang satu dengan yang lain karena mempunyai karakteristik fisika tertentu. Dengan metode geofisika dapat diduga jenis litologi, kedalaman dan struktur lapisan batuan di bawah permukaan tanah. Metode geofisika secara garis besar terbagi dua yaitu yang bersifat statis dan dinamis (Damtoro, 2007). Pada metode geofisika statis yang diukur adalah besaran fisika yang sudah ada dalam batuan tanpa pengaruh dari luar, misalnya metode graviti, magnetik dan paleomagnetik. Pada metode geofisika dinamis dilakukan perlakuan khusus terhadap perlapisan batuan, sehingga dapat diduga jenis litologinya dari respon yang terjadi. Jenis-jenis metode geofisik dapat dilihat pada Tabel 2.
Tabel 2. Jenis-jenis metode geofisik.
Metode Sifat Dasar Penelitian Hasil
Graviti Statis Berat jenis batuan Gambaran secara umum kontras berat jenis batuan di bawah permukaan, untuk daerah yang sangat luas.
Magnetik Statis Besaran intensitas magnetik dalam batuan
Sifat litologi secara umum tentang kemagnetan batuan di bawah permukaan. Dilakukan pada daerah yang relatife luas.
Paleo magnetik
Statis Arah kutub magnetik bumi yang terekam pada batuan beku.
Dengan batuan metode radioactive dating, maka laju pergerakan lempeng tektonik dapat dihitung. Dilakukan untuk mengetahui arah dan kecepatan pergerakan benua. Seismologi Dinamis Gelombang magnetik
sewaktu terjadi gempa bumi
Secara global sifat umum dan ketebalan kulit bumi, magma sampai ke inti bumi.
Seismik Dinamis Penggunaan gelombang magnetik buatan.
Perkiraan ketebalan dan jenis batuan, serta struktur perlapisannya. Dilakukan untuk daerah dari ukuran lokal sampai menengah.
Elektro magnetik
Dinamis Penggunaan frekuensi gelombang elektro magnetik.
Jenis dan kedalaman litologi. Dilakukan untuk daerah yang relatif sempit sampai luas, seperti pada pencarian kemungkinan adanya panas bumi. Pada survei georadar struktur batuan dapat terlihat jelas pada kedalaman terbatas.
Geolistrik Dinamis Penggunaan arus listrik batuan
Perkiraan ketebalan dan jenis litologi di bawah permukaan, untuk daerah dengan ukuran lokal sampai menengah.
2.5
GEOLISTRIK
Penggunaan geolistrik pertama kali dilakukan oleh Conrad Schlumberger pada tahun 1912 (Damtoro, 2007). Geolistrik merupakan salah satu metode geofisika untuk mengetahui perubahan tahanan jenis lapisan batuan di bawah permukaan tanah dengan cara mengalirkan arus listrik DC (Direct Current) yang mempunyai tegangan tinggi ke dalam tanah. Injeksi arus listrik ini menggunakan dua buah elektroda arus A dan B yang ditancapkan ke dalam tanah dengan jarak tertentu. Semakin panjang jarak elektroda AB akan menyebabkan aliran arus listrik dapat menembus lapisan batuan lebih dalam.
Dengan adanya aliran arus listrik tersebut maka akan menimbulkan tegangan listrik di dalam tanah. Tegangan listrik yang terjadi di permukaan tanah diukur dengan menggunakan multimeter yang terhubung melalui 2 buah elektroda tegangan M dan N yang jaraknya lebih pendek dari pada jarak elektroda AB. Bila posisi jarak elektroda AB diubah menjadi lebih besar maka tegangan listrik yang terjadi pada elektroda MN ikut berubah sesuai dengan informasi jenis batuan yang ikut terinjeksi arus listrik pada kedalaman yang lebih besar.
Dengan asumsi bahwa kedalaman lapisan batuan yang dapat ditembus oleh arus listrik ini sama dengan separuh dari jarak AB yang dapat disebut AB/2 (bila digunakan arus listrik DC murni), maka diperkirakan pengaruh dari injeksi aliran arus listrik ini berbentuk setengah bola dengan jari-jari AB/2. Umumnya metode geolistrik yang sering digunakan adalah yang menggunakan empat buah elektroda yang terletak dalam satu garis lurus serta simetris terhadap titik tengah, yaitu dua buah elektroda arus (AB) di bagian luar dan dua buah elektroda tegangan (MN) di bagian dalam.
Kombinasi dari jarak AB/2, jarak MN/2, besarnya arus listrik yang dialirkan serta tegangan listrik yang terjadi akan didapat suatu harga tahanan jenis semu (Apparent Resistivity). Disebut tahanan jenis semu karena tahanan jenis yang terhitung tesebut merupakan gabungan dari banyak lapisan batuan di bawah permukaan yang dilalui arus listrik.
Bila satu set hasil pengukuran tahanan jenis semu dari jarak AB terpendek sampai yang terpanjang tersebut digambarkan pada grafik logaritma ganda dengan jarak AB/2 sebagai sumbu X dan tahan jenis semu sebagai sumbu Y, maka akan didapat suatu bentuk kurva data geolistrik. Dari kurva data tersebut dapat dihitung dan diduga sifat lapisan batuan di bawah permukaan.
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 Confined aquifer yaitu lapisan akuifer yang diapit oleh lapisan batuan kedap air (misalnya lapisan lempung) pada bagian bawah dan bagian atas. Confined aquifer ini mempunyai recharge yang relatif jauh, sehingga ketersediaan airtanah di bawah titik bor tidak terpengaruh oleh perubahan cuaca setempat (Damtoro, 2007).
Geolistrik ini dapat untuk mendeteksi adanya lapisan tambang yang mempunyai kontras resistivitas dengan lapisan batuan pada bagian atas dan bawahnya. Dapat juga untuk mengetahui perkiraan kedalaman bedrock untuk fondasi bangunan.
Metode geolistrik juga dapat digunakan untuk menduga adanya panas bumi (geotermal) di bawah permukaan. Hanya saja metode ini merupakan salah satu metode bantu dari metode geofisika yang lain untuk mengetahui secara pasti keberadaan sumber panas bumi di bawah permukaan.
Penentuan besaran akuifer dan pola aliran tanah dengan metode tahanan jenis memiliki beberapa keunggulan dibandingkan metode yang lain (Damtoro, 2007). Keunggulan pengukuran tahanan jenis dengan alat geolistrik memiliki keunggulan baik di bidang teknik pengukuran, pengolahan data maupun secara ekonomi yang dapat dilihat pada Tabel 3.
Tabel 3. Keunggulan geolistrik
Item Keunggulan
Harga peralatan Relatif murah
Biaya Survei Relatif murah
Waktu yang dibutuhkan Relatif sangat cepat, dapat mencapai 4 titik, pengukuran atau lebih perhari.
Beban pekerjaan Peralatan yang kecil dan ringan sehingga mudah untuk mobilisasi.
Kebutuhan personal Sekitar 5 orang, terutama dibutuhkan untuk konfigurasi Schlumberger.
Analisis data Secara global dapat langsung diprediksi saat dilapangan dan kesalahan pengukuran dapat segera diketahui.
Metode geolistrik terdiri dari beberapa konfigurasi, misalnya yang ke 4 buah elektrodanya terletak dalam suatu garis lurus dengan posisi elektroda AB dan MN yang simetris terhadap titik pusat pada kedua sisi yaitu konfigurasi Wenner dan Schlumberger (Damtoro, 2007). Setiap konfigurasi mempunyai metode perhitungan tersendiri untuk mengetahui nilai ketebalan dan tahanan jenis batuan di bawah permukaan. Metode geolistrik konfigurasi Schlumberger merupakan metode favorit yang banyak digunakan untuk mengetahui nilai ketebalan dan tahanan jenis batuan di bawah permukaan. Metode geolistrik konfigurasi Schlumberger merupakan metode favorit yang banyak digunakan untuk mengetahui karakteristik lapisan batuan bawah permukaan dengan biaya survey yang relatif murah.
Umumnya lapisan batuan tidak mempunyai sifat homogen sempurna, seperti yang dipersyaratkan pada pengukuran geolistrik. Untuk posisi lapisan batuan yang terletak dekat dengan permukaan tanah akan sangat berpengaruh terhadap hasil pengukuran tegangan dan ini akan membuat data geolistrik menjadi menyimpang dari nilai sebenarnya. Hal yang dapat mempengaruhi homogenitas lapisan batuan adalah fragmen batuan lain yang menyisip pada lapisan, faktor ketidakseragaman dari pelapukan batuan induk, material yang terkandung pada jalan, genangan air setempat, perpisahan dari bahan logam yang dapat menghantar arus listrik, pagar kawat yang terhubung ke tanah dan sebagainya.
Spontaneus Potensial yaitu tengangan listrik alami yang umumnya terdapat pada lapisan batuan disebabkan oleh adanya larutan penghantar yang secara kimiawi menimbulkan perbedaan tegangan pada mineral-mineral dari lapisan batuan yang berbeda juga akan menyebabkan ketidak homogenan lapisan batuan. Perbedaan tegangan listrik ini umumnya relatif kecil, tetapi bila digunakan konfigurasi Schlumberger dengan jarak elektroda AB yang panjang dan jarak MN yang relatif pendek, maka ada kemungkinan tegangan listrik alami tersebut ikut menyumbang pada hasil pengukuran tegangan listrik pada elektroda MN, sehingga data yang terukur menjadi kurang benar.
Untuk mengatasi adanya tegangan listrik alami ini hendaknya sebelum dilakukan pengaliran arus listrik, multimeter diset pada tegangan listrik alami tersebut dan kedudukan awal dari multimeter dibuat menjadi nol. Dengan demikian alat ukur multimeter akan menunjukkan tegangan listrik yang benar-benar diakibatkan oleh pengiriman arus pada elektroda AB. Multimeter yang mempunyai fasilitas seperti ini hanya terdapat pada multimeter dengan akurasi tinggi.
2.5.1 Konfigurasi Wenner
Jarak MN pada konfigurasi Wenner selalu sepertiga dari jarak AB. Bila jarak AB diperbesar, maka jarak MN juga harus diubah sehingga jarak MN tetap sepertiga jarak AB (Damtoro, 2007).
Gambar 3. Konfigurasi Wenner
Keunggulan dari konfigurasi Wenner ini adalah ketelitian pembacaan tegangan pada elektroda MN yang relatif dekat dengan elektroda AB. Disini dapat digunakan alat ukur multimeter dengan impedansi yang relatif lebih kecil.
Sedangkan kelemahannya adalah tidak dapat mendeteksi homogenitas batuan di dekat permukaan yang dapat berpengaruh terhadap hasil perhitungan. Data yang didapat dari cara konfigurasi Wenner, sangat sulit untuk menghilangkan faktor non homogenitas batuan, sehingga hasil perhitungan menjadi kurang akurat.
2.5.2 Konfigurasi Schlumberger
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 jika jarak AB yang relatif jauh, sehingga diperlukan alat ukur multimeter yang mempunyai karakteristik high impedence dengan akurasi tinggi yaitu yang dapat menampilkan tegangan minimal 4 digit atau 2 digit di belakang koma. Atau dengan cara lain diperlukan peralatan pengiriman 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 dapat 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 multimeter sudah demikian kecil, misalnya 1.0 miliVolt.
Umumnya perubahan jarak MN dapat dilakukan bila telah tercapai perbandingan antara jarak MN berbanding jarak AB = 1:20. Perbandingan yang lebih kecil misalnya 1:50 dapat 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 miliVolt.
Contoh penggunaan jarak MN/2 terhadap jarak AB/2
Untuk jarak AB/2 dari 2.5 m sampai 10 m, gunakan jarak MN/2 = 0.5 m
Untuk jarak AB/2 dari 10 m sampai 40 m, gunakan jarak MN/2 = 2.0 m
Untuk jarak AB/2 dari 40 m sampai 160 m, gunakan jarak MN/2 = 8.0 m
Untuk jarak AB/2 dari 160 m sampai 500 m, gunakan jarak MN/2 = 30 m
Contoh di atas tidak mengikat dan dapat juga digunakan pasangan harga yang lain apabila dirasa perlu.
Gambar 4. Konfigurasi Schlumberger.
Menurut Damtoro (2007), untuk menghitung nilai resistivitas semu, diperlukan suatu bilangan faktor geometri (K) yang tergantung pada jenis konfigurasi, jarak AB/2 dan MN/2. Perhitungan bilangan konstanta (K) ini berdasarkan rumus :
Apparent Resistivity :
Schlumberger & Wenner :
Keterangan rumus :
AM = Jarak antara elektroda arus (A) dan tegangan (M) (meter) BM = Jarak antara elektroda arus (B) dan tegangan (M) (meter) AN = Jarak antara elektroda arus (A) dan tegangan (N) (meter) BN = Jarak antara elektroda arus (B) dan tegangan (M) (meter)
π = 3.141592654
ρa = Apparent Resistivity (Ohm meter) K = Faktor geometri (meter)
V = Tegangan listrik pada elektroda MN (mV, milliVolt) I = Arus listrik yang diinjeksikan melalui elektroda AB (mA)
Agar cepat dalam menghitung tahanan jenis semu sewktu survey, hendaknya faktor geometri (K) ini dicetak pada kertas data di samping angka jarak AB/2 dan MN/2. Bila menggunakan kalkulator yang mempunyai fasilitas programming, rumus perhitungan faktor geometri ini dapat dimasukkan sebagai langkah program untuk menghitung tahanan jenis semu.
Interprestasi dari pengukuran ini dapat dilakukan dengan asumsi bahwa :
Di bawah permukaan tanah terdapat sejumlah lapisan batuan dengan ketebalan terbatas.
Lapisan batuan dibawah permukaan dalam posisi horizontal.
Setiap lapisan batuan mempunyai sifat homogen (jenis litologi sama) dan secara kelistrikan bersifat isotropik (diukur dari berbagai arah akan memberikan harga yang sama).
