Eksplorasi Hidrogeologi Dan Pemetaan Hidrogeologi

EKSPLORASI HIDROGEOLOGI

DAN PEMETAAN

HIDROGEOLOGI

5.1. TEKNOLOGI EKSPLORASI AIR TANAH

(PERMUKAAN DAN BAWAH PERMUKAAN)

Teknologi eksplorasi airtanah bertujuan untuk mengetahui dan merekokstruksikan kondisi akifer dan sistemnya melalui survey permukaan dan bawah permukaan. Hasil kombinasi kedua survey tersebut selanjutnya harus digambarkan dalam bentuk peta hidrogeologi (dan peta turunannya) dan diagram blok yang menggambarkan akifer, sistem akifer dalam bentuk tiga dimensi. Survey hidrogeologi permukaan lainnya dengan menggunakan metoda geologi. Sementara itu survey hidrogeologi bawah permukaan menggunakan metoda geolistrik, georadar, seismik dan

SASARAN :

1. Menentukan metoda eksplorasi yang tepat untuk berbagai

kondisi geologi

2. Menyusun proposal eksplorasi airtanah

3. Membuat peta hidrogeologi sebagai media penyajian

pemboran. Khusus untuk pemboran akan dibahas secara lebih rinci pada bab VI.

5.1.1. Metoda Geologi

Pemetaan geologi yang dilakukan untuk pemetaan airtanah mencakup:

 Remote Sensing

Penggunaan foto udara dan citra landsat sangat membantu dalam menafsirkan dan mengidentifikasi daerah-daerah recharge dan discharge airtanah. penafsiran dari foto udara dilakukan melalui kunci-kunci penafsiran, misalnya dari jenis rona/tona sedangkan pada citra landsat didasarkan pada kunci-kunci interpretasi warna citra.

 Geomorfologi dan analisa daerah aliran sungai (DAS)

Bertujuan untuk penentuan awal daerah isian (recharge area), daerah luahan (discharge area), dan perkiraan tipologi akifer .  Pemetaan penyebaran satuan batuan

Pemetaan bertujuan untuk mengidentifikasi tipologi sistem akifer, penyebaran baik secara lateral maupun vertikal yang nantinya berguna untuk mengidentifikasi karakteristik sistem akifer di daerah penelitian.

 Pemetaan struktur dan akifer boundary daerah tersebut.

Penentuan zonasi struktur untuk mengetahui apakah struktur tersebut merupakan zona impermeabel (boundary condition) atau merupakan zona hancuran yang justru meningkatkan nilai permeabilitas lapisan batuan.

 Pembuatan peta isofreatik dan isopach

Bertujuan untuk mengetahui hidrodinamika airtanah  Pembuatan diagram blok dan penampang

Sebagai tahapan pemvisualisasian kondisi hidrogeologi dalam bentuk 3 dimensi.

5.1.2. Metoda Geofisika

Pemetaan geofisika adalah pemetaan yang didasarkan anomali fisika dari material di bawah permukaan. Pemetaan geofisika merupakan data pendukung terhadap pemetaan geologi permukaan, sehingga sebelum diadakan penelitian geofisika, sebaiknya didahului oleh pengamatan kondisi geologi daerah penelitian.

Pemetaan geofisika dilakukan berdasarkan beberapa metode pengukuran. Metode yang populer digunakan dalam eksplorasi geofisika untuk airtanah adalah :

1). Pengukuran geofisika dari permukaan (non-destructive test)

Metode ini bersifat tidak langsung (indirect method). Jenis dari metode ini adalah Geolistrik. Yang umum digunakan adalah metode geolistrik (resistivity). Metode ini digunakan untuk memperkirakan letak serta ketebalan akifer.

a. Teori Dasar Metode Geolistrik

Eksplorasi dengan metode geolistrik dilakukan di atas permukaan tanah dengan menginjeksi searah (DC) frekuensi rendah ke dalam tanah melalui dua elektroda arus. Besar beda potensial yang terjadi diukur di permukaan dengan dua elektroda potensial. Hasil pengukuran besar yang diinjeksikan dan beda potensial yang terjadi untuk setiap jarak elektroda yang berbeda akan memberikan variasi harga tahanan jenis. Variasi nilai tersebut menunjukkan adanya variasi lapisan batuan di bawah permukaan.

Aliran arus listrik di dalam batuan/mineral dapat digolongkan menjadi tiga macam, yaitu :

1. Konduksi elektrolitik yang terjadi jika batuan/mineral mempunyai banyak elektron bebas sehingga arus listrik yang dialirkan dalam batuan oleh elektron-elektron bebas tersebut. 2. Konduksi elektrolitik terjadi jika batuan/mineral bersifat porous

dan pori-porinya terisi oleh cairan elektrolitik.

3. Konduksi dielektrik terjadi jika batuan/mineral bersifat dielektrik terhadap aliran arus listrik dimana pada kasus ini terjadi polarisasi saat batuan dialiri arus listrik.

Pengukuran sifat kelistrikan batuan dilakukan dengan menerapkan Hukum Ohm’s dengan asumsi bahwa batuan tersebut homogen, isotropis dan semi tidak terbatas. Jika arus diinjeksi ke bawah permukaan sebesar 1 mA dan besar beda potensial yang terjadi adalah ∆V mV, maka nilai resistensi atau hambatan listrik (R) : I V L A A L danR I V R ∆ = = ∆ = . ρ ρ

dimana : R = Resistensi (ohm) V = Potensial (V) I = Kuat arus (A)

L = Panjang medium (m) A = Luas penampang (m2₎

Gambar 5.1. Prinsip kerja metoda geolistrik

(Sumber : M. Erdelyi & Galfi, 1988)

Dalam pengukuran geolistrik digunakan empat buah elektroda yang diberi simbol sebagai berikut :

- A = elektroda arus positif - B = elektroda arus negatif - M dan N = elektroda potensial.

Jika MN merupakan jarak antara elektroda M dan elektroda N, maka persamaan diatas dapat diekspresikan sebagai berikut (Zohdy, dkk, 1974) :

I V K I V BN AN BM AM ∆ = ∆ + − − = . . 1 1 1 1 2 ρ π ρ

K adalah faktor geometri yang tergantung pada jarak dan susunan elektroda.

Susunan elektroda yang telah dikenal ada beberapa metoda antara lain :

1. Aturan Schlumberger; yaitu keempat elektroda ditempatkan sejajar dengan jarak elektroda potensial (MN) maksimum seperlima (1/5) jarak elektroda arus (AB). Faktor geometri diekspresikan :

(

)

MN MN AB K 2 2 _{( /2)} 2 / . − =π

2. Aturan Wenner; yaitu empat buah elektroda ditempatkan sejajar dengan jarak yang sama, AM = MN = NB = a. Faktor geometri (K) = 2. π.a.

3. Aturan Dipole-Dipole; yaitu sepasang elektroda arus yang terpisah dari sepasang elektroda potensial dengan jarak elektroda dalam satu pasang dinyatakan dengan variabel a dan jarak antara kedua pasangan dinyatakan dengan na. Faktor geometri dinyatakan K = n(n+1)(n+2) a.

Gambar 5.2. Susunan Elektroda

(Sumber : M. Erdelyi & Galfi, 1988)

Pelaksanaan survey geolistrik pada umumnya digunakan aturan elektroda Wenner di Amerika, sedangkan di Eropa umumnya digunakan aturan Schlumberger. Di dalam tulisan ini akan dibahas tentang aturan elektroda Schlumberger.

b. Metoda Pengukuran Geolistrik di Lapangan

Pekerjaan lapangan dimulai dengan menancapkan elektroda yang biasanya berupa stainless steel ke dalam tanah dengan menggunakan hammer. Masing-masing elektroda selanjutnya dihubungkan ke alat geolistrik (measuring instrument) dengan kabel. Arus dimasukkan ke dalam tanah melalui alat geolistrik dari suatu sumber arus listrik yang biasanya berupa accu atau baterai.

Pada metoda Schlumberger, kedalaman lapisan yang teridentifikasi ditentukan oleh jarak elektroda arus, sehingga untuk mendapatkan nilai tahanan jenis pada kedalaman yang bervariasi maka pengukuran dilakukan pada jarak AB yang bervariasi dengan memperbesar interval elektroda arus. Bilamana beda potensial yang terukur sangat kecil sehubungan dengan jarak elektroda arus yang sangat besar, maka jarak elektroda potensial dapat diperbesar.

Pengukuran lapangan dengan alat geolistrik dimaksudkan untuk mengukur nilai hambatan listrik (resistensi) batuan, dimana pada jenis alat tertentu nilai tersebut langsung terbaca, tetapi pada jenis alat lain terbaca nilai kat arus dan beda potensial. Perkalian nilai hambatan listrik dengan faktor geometri menghasilkan nilai tahanan jenis semu (apparent resistivity / pa).

Pengukuran geolistrik yang dilakukan di lapangan pada kegiatan eksplorasi meliputi dua cara, yaitu “Electrical Sounding” dan “Electrical Profilin/Electrical Mapping”. “Electrical sounding” merupakan metoda yang dilakukan untuk mendapatkan variasi nilai tahanan jenis semu pada kedalaman yang berbeda pada satu letak titik pengamatan/titik pendugaan, sedangkan “electrical mapping” dimaksudkan untuk mendapatkan variasi nilai tahanan jenis semu

lapisan batuan pada kedalaman tertentu dalam suatu wilayah penelitian. Metode sounding baik untuk kondisi geologi dengan yang relatif seragam, sedangkan metoda sounding baik untuk kondisi yang sangat heterogen.

Prosedur kerja masing-masing cara tersebut di atas adalah sebagai berikut :

1. “Electrical Sounding”

a. Pemasangan elektroda dalam bentuk garis lurus, dimana jarak MN maksimum seperlima jarak AB.

b. Pengukuran nilai resistensi batuan (R) pada susunan elektroda pada bagian a.

c. Perhitungan nilai tahanan jenis semu pada susunan elektroda pada bagian a, dengan cara mengalikan nilai resistensi batuan dengan faktor geometri susunan elektroda.

d. Pengeplotan nilai tahanan jenis semu terhadap AB/2, ke kertas grafik bi-logaritma

e. Pengubahan jarak elektroda arus (AB) untuk memperoleh nilai tahanan jenis semu pada kedalaman yang diinginkan. f. Prosedur selanjutnya kembali ke point b-e, sampai kedalaman

maksimum yang diinginkan. Bilamana pada pembacaan nilai beda potensial sangat kecil, maka jarak elektroda potensial (MN) dapat diperbesar dengan ketentuan tidak lebih besar dari seperlima jarak elektroda AB.

Hal lain yang perlu diperhatikan dalam pengukuran ini adalah jarak elektroda arus (AB) minimum empat kali kedalaman yang diinginkan.

2. “Electrical Mapping” (“Electrical profiling”)

a. Pembuatan grid pada peta wilayah penelitian / survey, untuk pengukuran letak titik duga.

b. Pengukuran nilai resistensi lapisan batuan pada jarak elektroda yang ditentukan sesuai dengan kedalaman yang diinginkan. Untuk kedalaman yang lebih besar digunakan jarak elektroda arus (AB) yang besar, sedangkan jika diinginkan kedalaman yang dangkal digunakan jarak elektroda arus kecil.

c. Perhitungan nilai tahanan jenis batuan dengan mengalikan nilai resistensi terukur dengan faktor geometri jarak elektroda. d. Pemindahan titik pengukuran yang lain dengan tetap

menggunakan aturan dan jarak elektroda yang sama pada titik sebelumnya.

C. Faktor Pembatas Pada Pengukuran Geolistrik

Pengukuran geolistrik di lapangan bertujuan untuk mengetahui sifat daya hantar listrik batuan di bawah permukaan. Kehadiran material yang mempunyai sifat daya hantar listrik sangat berbeda dengan material batuan akan memberikan nilai daya hantar listrik yang dapat memberikan hasil interpretasi yang tidak akurat.

Beberapa hal yang mempengaruhi tingkat keakuratan hasil pengukuran geolistrik adalah sebagai berikut :

1. Jaringan perpipaan di bawah tanah, baik air minum, telekomunikasi ataupun kelistrikan.

2. Jaringan listrik di atas permukaan tanah. Pada sistem jaringan tunggal (satu arah), arah bentangan dibuat melintang jaringan. 3. Tingkat kerapatan bangunan akan memberikan pengaruh terhadap

nilai daya hantar listrik, terutama pada pengukuran dangkal. 4. Arah bentangan geolistrik yang tidak seragam terhadap

kedudukan perlapisan batuan (strike/dip) ataupun aliran air sungai. Arah bentangan pengukuran disarankan searah jurus lapisan dan arah aliran sungai.

5. Kemiringan topografi. Toleransi kemiringan topografi yang disarankan maksimum 15o_.

6. Peletakan elektroda yang tidak sejajar atau pada jarak yang tidak seimbang dari titik pusat pengukuran.

5.1.2.1. INTERPRETASI DATA GEOLISTRIK METODE SCHLUMBERGER

A. Prosedur Interpretasi

Hasil pengukuran yang diperoleh di lapangan selanjutnya dilakukan interpretasi parameter kelistrikan batuan. Pada cara pengukuran “electrical mapping” diperoleh nilai tahanan jenis semu lapisan batuan pada kedalaman tertentu. Nilai ini digunakan langsung pada penafsiran kondisi geologi/hidrogeologi. Pada cara pengukuran “electrical sounding” diperoleh nilai tahanan jenis semu lapisan

batuan pada kedalaman yang bervariasi pada suatu titik. Nilai-nilai tersebut kemudian diolah untuk mendapatkan nilai tahanan jenis sebenarnya (true resistivity / p) dan ketebalan suatu lapisan batuan.

Interpretasi data geolistrik sounding dapat dilakukan dengan “Curve Matching” dan program komputer. Dalam tulisan ini yang dibahas hanya dengan metode Curve Matching karena hal ini juga merupakan dasar untuk pemakaian software.

Curve Matching adalah penyesuaian bentuk kurva yang

diperoleh dari pengukuran lapangan dengan kurva standar yang dibuat dari model yang telah diplot di kertas bi-logaritma. Hal ini dimaksudkan agar bentuk dasarnya tidak bergantung pada satuan yang digunakan dalam pengukuran. Kurva-kurva standar yang digunakan dibuat oleh Ernesto Orellana dan Harold M Mooney (1966) dalam bukunya “Master tables and curves for vertical

electrical sounding over layered structure”. Pemilihan kurva standart

bergantung pada jumlah lapisan yang terukur dari lapangan, dimana untuk kasus dua lapis tersedia 25 macam kurva dan tabel, kasus tiga lapis sebanyak 480 macam dan 912 macam untuk kasus empat lapis.

Prosedur kurva matching terdiri dari metoda kurva standar dan metoda titik/kurva bantu. Pada metode kurva standar, langkah awal adalah menafsirkan berapa jumlah lapisan yang akan diinterpretasi (matching). Selanjutnya dipilih kurva standar yang mendekati kurva lapangan kemudian dihimpitkan dengan cara menggeser ke kiri atau ke kanan, namun tetap menjaga agar absis dan ordinat kedua kurva selalu sejajar. Bila telah diperoleh kurva yang dianggap paling tepat, maka dilakukan pembacaan nilai resistivitas dan ketebalannya. Dalam metode kurva standar, apabila diperoleh

banyak lapisan, maka diperlukan kurva menjadi sulit dan memerlukan waktu yang lama. Oleh karena itu, untuk memudahkan proses interpretasi digunakan kurva standard dua lapisan. Guna menghubungkan segmen kurva yang satu terhadap segmen kurva lain digunakan kurva bantu. Interpretasi metode ini menggunakan dua kurva utama standar, yaitu kurva utama naik (kurva untuk p1 < p2).

Tipe-tipe kurva bantu adalah sebagai berikut : 1. Tipe H (Bowl type)

Digunakan bila kurva lapangan menunjukkan adanya suatu harga minimum dari tiga perlapisan dengan variasi tahanan jenis

p1 > p2 < p3.

2. Tipe A (Ascending type)

Digunakan bila kurva lapangan menunjukkan kenaikan harga tahanan jenis monoton dari tiga perlapisan dengan variasi tahanan jenis p1 < p2 < p3.

3. Tipe K (Bell type)

Digunakan bila kurva lapangan menunjukkan adanya harga maksimum dari tiga perlapisan dengan variasi tahanan jenis p1 <

p2 > p3.

4. Tipe Q (Descending type)

Digunakan bila kurva lapangan menunjukkan adanya penurunan tahanan jenis secara monoton dengan variasi tahanan jenis p1 > p2

> p3..

Apabila terdapat lebih dari tiga lapisan tahanan jenis yang berbeda pada suatu kurva lapangan, maka dipergunakan gabungan

kurva-kurva bantu di atas, misalnya untuk tipe H-K yang menunjukkan kurva untuk model empat lapis dengan variasi tahanan jenis p1 > p2

< p3 > p4.

Dalam tulisan ini hanya diuraikan metode interpretasi dengan sistem dua lapis beserta kurva bantunya, karena metode ini yang umum digunakan dalam interpretasi data geolistrik (lampiran 1). Prosedur interpretasi sebagai berikut :

1. Pembuatan kurva lapangan pada kertas bi-logaritma yang berskala sama dengan kurva standar.

2. Pemilihan jenis kurva standar yang sesuai dengan bentuk kurva lapangan untuk dua lapis pertama apakah p1 < p2 atau p1 > p2.

3. Matching dilakukan dengan menggunakan kurva standar yang dihimpitkan sedemikian rupa sehingga diperoleh titik cross pertama P1 dan nlai p2/p1. Nilai tahanan jenis lapisan pertama (p1)

adalah ordinat titik P1 dan kedalamannya adalah absis titik P1.

Nilai tahanan jenis lapisan kedua (p2) = p1 . p2/p1.

4. Penghubungan segmen pertama dan segmen berikutnya dilakukan dengan menghimpitkan titik cross P1 dengan titik pusat kurva

bantu terpilih (sesuai ketentuan sifat kurva bantu), kemudian garis yang bernilai sama dengan p2/p1 pada kurva bantu diplot di kurva

lapangan. Bertitik tolak dari titik cross P1 dapat dicari titik cross

berikutnya dengan menggunakan kurva standar yang digeser sepanjang garis kurva bantu yang telah dibuat sebelumnya sampai kurva standar berhimpit dengan kurva lapangan segmen kedua, dengan catatan pergeseran harus selalu sejajar baik absis maupun ordinatnya. Kurva yang berhimpit diperoleh nilai p3/p2. Titik

cross kedua (P2) merupakan batas kontras resistivitas lapisan

kedua dengan terhadap lapisan ketiga.

5. Penentuan nilai tahanan jenis lapisan ketiga ditentukan oleh nilai ordinat titik P2 dikalikan nilai p3/p2. Perhitungan ketebalan lapisan

kedua dilakukan dengan menghimpitkan kembali kurva bantu pertama pada titik cross P1 kemudian membaca nilai garis absis

kurva bantu yang sesuai dengan titik cross P2. Besar ketebalan

lapisan tersebut adalah nilai absis kurva bantu dikalikan dengan nilai absis P1 pada kurva lapangan.

6. Hal serupa dilakukan dari point 4 dan 5 untuk kasus lapisan selanjutnya.

II.1. Keakuratan Hasil Interpretasi

Hasil interpretasi yang diperoleh dari data geolistrik akan diperoleh hasil yang berbeda bagi setiap interpreter. Oleh karena itu keakuratan hasil interpretasi sangat ditentukan oleh pengalaman interpreternya.

Kemampuan hasil interpretasi data geolistrik untuk menjelaskan tentang kondisi geologi dan hidrogeologi di bawah permukaan tanah ditentukan oleh interval jarak elektroda yang digunakan dalam pengukuran. Pada pengukuran geolistrik penentuan jarak elektroda cenderung mengikuti perubahan skala logaritma, yang merupakan jarak elektroda yang dapat diplot ke kertas bi-logaritma, yang selanjutnya digunakan dalam proses interpretasi parameter kelistrikan batuan.

Pada awal pengukuran interval pengukuran (AB/2) sekitar satu meter, kemudian 5 meter dan selanjutnya puluhan meter. Pada interval 1 meter lapisan yang terdeteksi semakin detail, sedangkan pada interval pengukuran puluhan meter, keadaan lapisan 1 meter tidak dapat terdeteksi dengan tepat, karena dalam setiap pengukuran selalu diasumsikan interval jarak elektroda merupakan suatu kondisi lapisan yang homogen dan isotropik.

5.1.2.2. APLIKASI PARAMETER GEOLISTRIK PADA EKSPLORASI AIRTANAH

A. Dasar Penafsiran

Kemampuan suatu batuan untuk menghantarkan listrik tergantung pada tiga faktor utama, yaitu : porositas batuan, tingkat hubungan antara pori (porositas efektif) dan volume dan konduktivitas air dalam pori (Minning, 1973). Kehadiran air dan sifat kimianya merupakan pengontrol utama pada aliran arus listrik, sehubungan banyaknya partikel batuan yang mempunyai sifat resistensi sangat tinggi terhadap aliran arus listrik. Nilai tahanan jenis berbanding terbalik dengan porositas, konduktivitas hidrolika, kandungan air dan peningkatan kadar salinitas air. Beberapa konsep yang umum dalam perbandingan nilai resistivitas batuan adalah :

1. Batuan sedimen mempunyai nilai resistivitas lebih kecil daripada batuan beku.

2. Batuan basa mempunyai nilai resistivitas lebih kecil daripada batuan asam.

3. Batulempung mempunyai nilai resistivias lebih kecil daripada batupasir.

4. Batuan berlapis menunjukkan nilai resisitivitas lebih besar pada arah tegak lurus bidang perlapisan daripada searah bidang perlapisan.

5. Batuan yang mengandung air asin mempunyai nilai resistivitas lebih rendah daripada batuan yang mengandung air tawar.

Tabel 5.1. Range nilai resistivitas beberapa batuan

(Culley, at.al., 1975).

Jenis Litologi

Resistivitas (Ohm-m)

Clay and Loam 1 – 100

Loam 80 – 180

Top Soils 180-400

Clayey Soils 100 – 750

Sandy Soils 750 – 7000

Loose Sands 1000 – 200000

River Sand and Gravel 100 – 7000

Glacial Till 10 – 7000 Chalk 80 – 100 Limestones 100 – 5000 Sandstones 25 – 10000 Basalt 200 – 1000 Crystalline Rocks 1000 – 1000000

Pengukuran geolistrik dilakukan untuk menentukan dua parameter yaitu nilai tahanan jenis dan ketebalannya. Beberapa parameter geolistrik yang lain yang dapat dihitung dari kedua nilai tersebut adalah :

2. Transverse unit resistance ⇒ T1 = h1 . p1

3. Longitudinal resistivity ⇒ p1 = h1 / S1

4. Transverse resistivity ⇒ pT = T1 / h1

5. Anistropy factor ⇒λ = pT / p1

Mengenai eksplorasi airtanah, hal yang penting adalah nilai

transverse resistivity dianggap analog dengan transmissivitas T* = K1

. h1. dimana K adalah konduktivitas hidrolika dan h1 adalah ketebalan

lapisan. Analog ini umumnya digunakan dalam interpolasi data transmissivitas bagi daerah yang belum mempunyai data transmissivitas.

B. Tipe Penampang dan Peta Geolistrik

Bentuk penampang geologi berbeda dengan penampang geolistrik karena batas lapisan geologi tidak sesuai dengan batas nilai resistivitas. Oleh karena itu, korelasi antara paramter litologi dengan parameter geolistrik perlu dipelajari. Pembuatan penampang geolistrik hanya didasarkan oleh dua parameter utama, yaitu nilai tahanan jenis dan ketebalannya.

Secara umum data resistivitas diambil dalam bentuk vertical

electrical sounding (VES). Hasil pengukuran dibuat dalam bentuk

grafik sounding dengan anggapan data tersebut mewakili kondisi vertikal pada titik pusat pengukuran. Secara formasi bentuk grafik yang diperoleh sesuai dengan litologi yang ditentukan dari pemboran, sehingga metode penyajian penampang dan peta geologi dapat

diaplikasi untuk pembuatan peta dan penampang geolistrik. Bentuk penyajian yang umum dilakukan adalah :

1. Studi tipe grafik sounding pada daerah survey dalam bentuk penampang dan dalam bentuk peta. Hal ini bertujuan untuk mendapatkan gambaran global tentang lapisan batuan di bawah permukaan.

2. Pembuatan penampang apparent resistivity (tahanan jenis semu) sesuai arah penampang yang diinginkan. Nilai tahanan jenis semu diplot terhadap setengah jarak elektroda arus (AB/2).

3. Pembuatan penampang geologi dari nilai true resistivity (tahanan jenis sebenarnya) yang diperoleh dari hasil interpretasi data geolistrik. Data ini dihubungkan dengan data geologi daerah survey .

4. Pembuatan peta resistivitas berdasarkan nilai apparent resistivity sesuai jarak elektroda arus (AB) yang diinginkan. Jarak AB yang kecil menggambarkan lapisan yang dangkal dan jarak AB besar untuk lapisan yang dalam.

5. Pembuatan peta distribusi transverse resistance, yang bertujuan untuk menggambarkan kondisi kuantitatif transmissivitas lapisan. 6. Pembuatan peta kontur bawah permukaan kontak lapisan batuan,

misalnya top clay atau bedrock.

7. Pembuatan blok diagram atau diagram pagar untuk menggambarkan sifat resistivitas dan litologi daerah studi.

Tahanan jenis batuan merupakan hal yang sangat relatif, karena nilai tahanan jenis tidak dapat mendefinisikan parameter batuan secara pasti, akan tetapi harga anomali dapat digunakan untuk interpretasi hidrogeologi. Interpretasi hidrogeologi dari nilai tahanan jenis kemungkinan akan berbeda bagi setiap interpreter, sehingga keakuratannya ditentukan oleh pengalaman interpreter.

Contoh kasus diambil dari daerah yang telah dilakukan pengukuran geolistrik yang merupakan daerah dataran pantai yang dibatasi oleh patahan normal. Cekungan tersebut kemudian terisi oleh endapan sedimen laut dan terrestrial. Dasar cekungan diinterpolasi dari singkapan di pegunungan sekitarnya, yaitu berupa granit dan basal. Tujuan ekeplorasi ini adalah untuk eksploitasi airtanah pada kedalaman lebih kecil dari 200 meter. Salah satu metode pendekatan nilai tahanan jenis untuk interpretasi jenis litologi adalah korelasi dengan sumur bor yang telah ada dan pengukuran nilai resistivitas pada singkapan batuan.

Kasus pertama : Nilai tahanan jenis pada Wadi Zabid Valley adalah : 1. Akifer jenuh = 20 – 80 Ωm.

2. ‘Dry loss’ di permukaan = 15 – 35 Ωm. 3. ‘Dry loss’ + pasir = 10 – 400 Ωm. 4. Kerikil kering di permukaan = > 360 Ωm.

5. Clay = 5 – 20 Ωm.

6. Granit = > 500 Ωm.

Kasus kedua : Nilai tahanan jenis di Wadi Jizan Valley adalah : 1. Intrusi air laut = < 1 Ωm.

3. Clay = 2 – 5 Ωm. 4. ‘Dry loss’ + pasir = 160 –400 Ωm. 5. Granit = > 500 Ωm.

Konversi data transverse resistivity ke dalam transmisivitas pada akuifer multilayer, dimana transmissivitas merupakan penjumlahan nilai transmissivitas semua layer, maka dalam

transverse resistivity juga merupakan penjumlahan transverse resistivity semua lapisan yang diperkirakan sebagai akufer.

5.1.2.3. Perunutan Aliran Sungai Bawah Tanah Dengan Pendekatan Multi Metode Geofisika

1. Prinsip Kerja Metode Mise a-la Masse

Alur sungai bawah tanah dalam satu formasi batugamping merupakan anomali konduktif dan resisten, hal ini diakibatkan perbedaan yang cukup besar antara konduktitivas air dan konduktifitas dari formasi batugamping serta resistivitas batugamping.

Sistem pengukuran dari pemetaan potensialnya adalah memotong alur sungai bawah tanah, sehingga dapat diasumsikan bahwa sumber arusnya adalah monopol. Dalam hal ini dapat didekati dengan persamaan Laplace :

Δ2_{V = 0}

V adalah suatu fungsi potensial sebagai fungsi spasial Δ2_{V = (d}2_V/dr2_{) + (2/r)(dV/dr) = 0}

Jika diintegrasikan maka akan didapat : V = -A/r + B

A dan B adalah tetapan. Karena V = 0 pada saat r mendekati tak terhingga, maka dipilih B = 0, sehingga arus dalam permukaan bola adalah sebagai berikut (Tellford, 1987)

V = (Iρ/4π)/r

Gambar 5.3. Pola distribusi arus dan medan potensial Disain Pengukuran Metode Mise a-la Masse

Metode Mise a-la Masse merupakan metode pemetaan potensial. Konfigurasi pengukuran yang diterapkan dengan membuat arus injeksi I konstan (DC teregulasi dan konstan) dan melakukan pengukuran potensial pada line pengukuran yang memotong jalur anomali (Gambar 5.4)

Kutub injeksi arus didisain saling berjauhan dengan jarak antar titik injeksi arus yaitu sekitar 800 m. Pola injeksi arus seperti ini dilakukan supaya arus yang berjalan pada medium konduktif berjarak lebih jauh, sehingga titik belok arus tidak dominan pada jarak yang

dekat (sekitar elektrode arus injektor yang disentuhkan ke benda anomali).

Pemetaan potensial dilakukan pada daerah penelitian diusahakan membuat suatu loop supaya memotong anomali konduktif (sungai bawah tanah), bentang jarak antar probe/ elektrode potensial yang dibuat adalah 20 meter dan dilakukan perunutan sepanjang alur/line deteksi (8 line).

Perangkat injektor arus didisain dengan arus tetap dengan range maximum 1000 volt, dengan range arus 200 mA hingga 400 mA. Perangkat Pengukur potensial didisain dengan tegangan backoff dan menggunakan probe/elektrode yang dilengkapi dengan tabung porus pot berisi CuSO4 cair tapi jenuh.

Gambar 5.4. Disain pengukuran Metode Mise a-la Masse

Kendala yang paling menyulitkan di lapangan adalah posisi titik injeksi dan posisi titik ukur potensial sangat jauh, untuk itu digunakan dua perangkat ukur yang terpisah, yaitu satu perangkat injektor arus DC konstan dan satu perangkat pengukur potensial. Dua perangkat tersebut terpisah karena jarak antara perangkat injektor arus dan perangkat pengukur potensial cukup jauh sekitar 500 meter. Munculnya tegangan potensial diri (SP) yang tidak stabil juga amat mengganggu dalam pengukuran, oleh karenanya disain pengukuran potensial menggunakan elektrode CuSO4 cair yang jenuh dengan

porus pot dan menggunakan tegangan backoff untuk mengeliminir tegangan potensial diri. Arus injektor didisain konstan dalam satu line pengukuran. Arus yang diinjeksi berkisar 250 mA.

2. Prinsip Kerja Metode Bristow

Metode Pole-Dipole adalah salah satu dari metode geolistrik. Konfigurasi pengukuran metode Pole-Dipole juga disebut sebagai metode Bristow. Metode ini pertama kali diterapkan oleh C.M

Bristow pada tahun 1966, kemudian teknik pengukuran geolistrik dengan metode ini dikenal sebagai metode Bristow.

Prinsip kerja dari metode ini adalah dengan arus yang diinjeksikan ke dalam bumi melalui dua buah elektrode arus, kemudian akan membentuk medan equipotensial dalam bumi. Respons bumi dapat diukur sebagai beda potensial antara dua buah elektrode potensial melalui informasi besar arus yang terinjeksi ke dalam bumi, maka dapat diperoleh informasi mengenai resistivitas semu di bawah permukaan bumi. Konfigurasi dalam metode ini digambarkan sebagai berikut (Gambar 5.5):

Gambar 5.5. Susunan barisan elektrode pada metode Pole-Dipole

Resistivitas semu (ρa) pada titik tengah antara dua buah elektroda

potensial dihitung dengan beda potensial (V) dua buah elektrode potensial dan besarnya arus yang terinjeksi, serta memasukkan faktor konfigurasi yang bergantung jarak antar tiap-tiap elektrode.

Metode Pole-Dipole mempergunakan konfigurasi array elektrode pole-dipole, sehingga titik arus dianggap sebagai titik monopole, keadaan ini diperoleh jika jarak antar elektrode arus cukup besar yaitu 5 hingga 10 kali jarak antar elektrode arus dan potensial (rl ≥ 5r5). Efek dari konfigurasi dengan jarak antar elektrode seperti di

atas mengakibatkan persamaan resistivitas semu sederhana sebagai berikut:

ρa = 2 π (V/I) (r2. r1)/(r2. r1) (5)

Perumusan sederhana di atas akan sangat membantu dalam memprediksikan harga resistivitas semu secara cepat di lapangan. Medium dalam kasus ini dianggap homogen, radius kedalaman yang dapat dideteksi sebanding dengan jarak elektroda arus dengan elektrode potensial. Rongga yang dapat dideteksi adalah rongga-rongga yang besarnya lebih besar dari lebar spasi elektrode potensial, akan tetapi efek noise geologi akan membesar jika spasi elektrode potensial semakin kecil.

Disain Pengukuran Metode Bristow

Prosedur pengukuran resitivitas dengan metode Pole-Dipole didasarkan atas pemetaan resistivitas secara radial. Prosedur pengukuran dalam metode ini ada 2 macam yaitu prosedur pengukuran medan potensial di dalam (inside) dan prosedur pengukuran medan potensial di luar (outside) dalam kasus ini untuk menyingkat waktu hanya didasarkan pada pengukuran medan potensial di luar (outside). Prosedur ini dapat dilakukan dengan asumsi lokasi rongga yang akan diduga telah diketahui memotong lintasan yang diukur.

Prosedurnya adalah sebagai berikut :

1) Meletakkan bagian elektrode arus secara tetap, dengan jarak antar elektrode arus adalah lima hingga sepuluh kali dari jarak

maksimal antar elektrode arus dan elektrode potensial. Lintasan ini diharapkan telah memotong jalur rongga yang ada.

2) Spasi potensial digeser terhadap titik arus dengan spasi tetap (Spasi elektrode potensial dipilih berdasarkan karakteristik besar rongga yang akan dideteksi), hingga pasangan elektrode potensial ini berjarak maksimal terhadap elektrode arus (batasan dari prosedur nomor 1). Ukur potensial untuk setiap letak spasi elektrode potensial (Gambar 5.6).

Gambar 5.6. Pengukuran beda potensial pada lintasan

3) Titik arus digeser kearah berlawanan dan prosedur no. 2 dilakukan lagi tetapi dengan arah yang berlawanan (Gambar

5.7).

Gambar 5.7. Pengukuran beda potensial dengan arah berlawanan

terhadap lintasan Gambar 5.6.

Pemakaian prosedur pengukuran 1, diharapkan memenuhi pendekatan yang diturunkan menjadi persamaan (2). Prosedur pengukuran 2 dan 3 digunakan untuk identifikasi lokasi rongga secara lebih baik.

Untuk identifikasi rongga bawah permukaan minimal harus dilakukan dengan satu Pasang pengukuran yang berba1ikan arah (prosedur 2 dan 3), pengukuran akan lebih baik jika titik arus yang digeser lebih rapat lagi (terutama pada daerah lokasi rongga).

3. Prinsip Kerja Metode VLF (Very Low Frequency)

Metode VLF adalah metode Elektromagnetik dengan frekuensi sangat rendah, metode ini menggunakan gelombang navigasi dan komunikasi kapal selam Range frekuensi gelombang VLF ini adalah berkisar antara 15 KHz hingga 30 KHz.

Gambar 5.8. Pancaran gelombang pada metode VLF

Pemancar gelombang elektromagnetik VLF berada pada jarak yang amat jauh sehingga dapat diasumsikan bahwa gelombang yang tertangkap di daerah Gunung Kidul, Jawa Tengah berupa gelombang

plane waves (gelombang bidang). Medan yang terukur dalam

perangkat VLF (antena) adalah perbandingan antara medan magnet Hx dan medan magnet Hy yang berupa bilangan real dan imajiner. Hal

tersebut terukur karena ada beda fase antara medan magnetik arah x dan medan magnet arah y. Dari hasil yang diperoleh di lapangan, data ditapis dengan filter Karous H. Jelt untuk diubah ke domain rapat arus terhadap kedalaman dan arah lateral.

2). Pengukuran geofisika pada lubang pemboran (destructive test)

Metode pengukuran bersifat langsung. Metode yang umum digunakan adalah : electrical resistivity log, self potensial (SP), dan Gamma Ray Log.

5.1.3. Metoda Hidrokimia

Penelitian hidrogeologi dengan metoda geokimia, umumnya ditujukan untuk mengetahui kualitas dan fasies air tanah, sebagai dasar untuk memprediksi proses sirkulasi airtanah, jenis akifer secara umum, dan untuk melacak sistem aliran airtanah pada akifer media rekahan.

5.2. PEMETAAN HIDROGEOLOGI

Hidrogeologi didefiniskan sebagai studi berbagai ilmu dengan interaksi ekstensif antara air dan kerangka kerja geologi (Maxey,

Kegunaan dari pemetaan hidrogeologi adalah untuk menunjukkan geometri bawah permukaan (struktur) dan properti hidrolik dari material bumi yang berguna untuk menginvestigasi properti hidrodinamik dari air bawah tanah pada bagian alamiah (cekungan) atau bagian pengisinya.

Pemetaan hidrogeologi harus dilakukan bersama-sama oleh ahli geologi, geofisika dan teknik hidrolik. Pemetaan hidrogeologi terbagi menjadi dua proses :

a. Evaluasi dan survey (di lapangan dan luar lapangan) dari semua informasi geologi, hidrologi, kualitas air, geomorfologi, pedologi, dll dari area yang bersangkutan.

b. Pemetaan yang sebenarnya adalah koleksi dari data terbaru dan pengecekan data di lapangan : penerapan geologi, geofisika, kimia, geologi foto-kartografi dan metoda lainnya.

Hakekatnya sebuah peta hidrogeologi merupakan suatu peta yang menggambarkan dua informasi utama yaitu:

a) informasi geologi, dan

b) informasi air

pembuatan peta hidrogeologi dilakukan diatas dasar peta topografi, sama hanya seperti membuat peta geologi dan peta hidrogeologi. Peta hidrogeologi dalam sistem peta ilmu kebumian diperlihatkan pada

gambar 5.9.

Geologi hidrologi Peta

Hidrogeologi

Peta

Geologi Peta Hidrologi

+Informasi geologi + Informasi air ILMU KEBUMIAN

GAMBAR 5.9. Peta Hidrogeologi dalam ilmu kebumian

( Sumber : IAAH,1997)

Penjelasan sebuah peta hidrogeologi hendaknya memberikan gambaran yang jelas mengenai informasi akifer, akiklud, batas-batas sistim akifer, batas – batas cekungan airtanah, pola dinamika aliran airtanah, informasi hidrologi, informasi geologi, sistim masukan dan keluaran air. Gambaran tersebut disajikan dalam bentuk dua dimensi (peta) dan dalam bentuk tiga dimensi (diagram Blok).

Sebuah peta hidrogeologi sudah seharusnya mencerminkan kompleksitas sistim airtanah terutama hubungan antara air dan batuan serta menggambarkan suatu sistim aliran air dari dan ke dalam akifer seperti pada gambar 5.10.

Gambar 5.10. Sistim kompleksitas masukan dan keluaran airtanah

(Sumber : IAAH 1997)

Secara khusus untuk perencanaan dan pengembangan airtanah perlu memperhatikan :

a) Pemahaman sistim akifer dan sistim aliran airtanah b) Evaluasi sumber airtanah potensial

Pemahaman sistim akifer dan sistim aliran airtanah meliputi aspek geologi, iklim, dan hidrologi. Sedangkan aspek evaluasi sumber airtanah potensial meliputi kemudahan pencapaian dari akifer, parameter eksploitasi, ketersediaan airtanah, parameter kimia dan polusi airtanah, dan konservasi yang secara skematik dapat dilihat pada gambar 5.11.

Gambar 5.11. Pemahaman sistim akifer dalam untuk evaluasi

sumber airtanah potensial (Sumber : IAAH 1997)

5.2.1 Studi Pendahuluan

Untuk membuat suatu peta hidrogeologi, sangatlah penting untuk mempelajari informasi yang telah ada mengenai daerah studi tersebut. Tahapan ini disebut juga studi pendahuluan. Tahapan ini adalah pengumpulan seluruh data yang diperlukan dengan menggunakan semua informasi yang terkumpul sedikit demi sedikit dari beberapa sumber seperti yang telah dibahas pada bab sebelumnya dan biasanya tanpa informasi tambahan yang diperoleh dari lapangan. Tahapan ini biasanya dilakukan di kantor atau studio. Bagaimanapun juga, studi pendahuluan ini akan sangat berguna untuk program perencanaan pekerjaan pemetaan hidrogeologi.

Studi pendahuluan juga dapat digunakan untuk memperkirakan model awal dari sistem airtanah pada daerah studi, yang dapat digunakan sebagai perbandingan terhadap hasil lapangan. Perbandingan tersebut menambahkan rasa percaya pada pelaksanaan kegiatan lapangan dan menyediakan kesempatan untuk memodifikasi program lapangan untuk memastikan bahwa informasi yang didapat telah cukup dengan cara yang efisien.

5.2.2 Interpretasi Peta/Foto Rupa Bumi

Foto udara merupakan data yang sangat potensial dalam berbagai aspek geologi lapangan dan hidrogeologi termasuk salah satu di antaranya. Pada wilayah yang tidak memiliki peta, mozaik dari foto udara dapat dibuat dan dapat langsung digunakan. Masalah yang ada hanyalah skala peta yang hanya benar pada pusat dari foto dan akan terdistorsi hingga ke ujung.

Foto udara umumnya berguna pada studi kasus karena sangat detail dan juga menampilkan kenampakan yang tidak dapat dilihat dengan mudah di daratan. Foto udara ini juga dapat digunakan untuk menemukan daerah rembesan atau keluaran airtanah, tetapi teknik dari interpretasi yang tersedia untuk hidrogeologi tidak menyajikan informasi langsung tentang kondisi airtanah. Interpretasi secara umum menggunakan peta fotografi ini, yaitu untuk menyiapkan peta yang menunjukkan variasi dari tipe vegetasi, bentuk lahan, guna lahan, tanah, dan saluran. Peta ini nantinya dapat digunakan untuk menginterpretasikan kemungkinan kondisi airtanah yang nantinya digunakan untuk menentukan daerah yang terbaik untuk sumur baru.

Foto udara dengan infra merah saat ini cukup umum dan khususnya berguna untuk data hidrogeologi karena sensitif untuk

variasi temperatur. Jika temperatur airtanah konstan selama setahun, semusim, atau kontras dengan air permukaan atau batuan sekitarnya maka metode ini sangat baik untuk menentukan lokasi mataair dan juga daerah keluaran airtanah.

Fotografi satelit juga sangatlah berguna dalam penyelidikan hidrogeologi. Kelemahannya adalah skala dari fotografi yang digunakan secara komersial dan terbatas nilainya dalam studi yang detail. Foto satelit ini dapat digunakan pada beberapa pekerjaan yang bersifat regional. Foto satelit dihasilkan dengan metode yang mengurangi gambar untuk data digital dalam format komputer, ini berarti bahwa data dapat diproses untuk memberikan keterangan pada bentuk tertentu seperti faktor temperatur dan lebih sensitif dari foto infra merah yang lama. Teknik yang sama sekarang sedang digunakan oleh pesawat, menggunakan metode “line scanning”. Pemetaan ini sangat mahal tetapi dapat digunakan dalam investigasi hidrogeologi secara luas.

5.2.3 Observasi Lapangan dan Pencatatan

1. Survey Hidrokimia.

Kecuali untuk perencanaan sumber air baku (Tabel 5.2), adalah jarang bisa didapatkan informasi mengenai kimia airtanah dalam data sekunder yang ada, walaupun seringkali terdapat cukup informasi untuk mengetahui nilai kelayakan air. Kadang-kadang informasi diambil dari laporan pembuatan sumur bor atau catatan pada daerah dimana airtanah digunakan. Satu-satunya cara yang baik adalah merencanakan melakukan pengukuran ulang pada daerah penelitian. Analisis modern memberikan hasil dalam mg/l, yang dahulu sama dengan ppm. Rekaman yang sangat tua sering

menyatakan nilai dalam butir per galon sehingga harus dikonversikan menjadi mg/l dengan mengalikan dengan 14,25.

Tabel 5.2. Parameter kimia untuk menentukan baku mutu air yang

layak minum

Parameter Unit Nilai yang umum Konsentrasi

maksimum yang dapat

diterima Konduktivitas µs/cm @ 20o_{C 400 1500} Klorida mg/l Cl 25 400 Sulfat mg/l SO4 25 250 Nitrat mg/l NO3 25 50 Magnesium mg/l Mg 30 50 Natrium mg/l Na 20 175 Kalium mg/l K 10 12 Kalsium mg/l Ca 100 250 Besi µg/l Fe 50 200

Data kimia ini dapat digunakan untuk mengidentifikasi permasalahan pencemaran potensial seperti intrusi air laut, nitrat tinggi dari pupuk, limbah dari tempat pembuangan sampah, bocornya pembuangan khusus seperti septik tank dan tangki minyak, serta aliran air dari pembuangan limbah tambang (tailing). Semua ini dapat menyebabkan masalah serius untuk pengembangan airtanah baru dan

suplai yang ada. Konsentrasi total dari mineral terlarut menghasilkan data mengenai berapa lama konsentrasi pencemar ini ada pada lapisan akifer, singkatnya, makin lama waktunya, makin besar konsentrasi kimia keseluruhan.

Data kimia ini dapat pula digunakan untuk mengidentifikasi daerah resapan. Hitung nilai distribusi dari sejumlah mineral terlarut atau konduktivitas pada peta. Konsentrasi rendah kemungkinan merupakan daerah resapan dengan airtanah mengalir dengan arah dari nilai besar. Airtanah yang termineralisasi tinggi sering mengindikasikan bahwa kecepatan aliran airtanah sangat pelan, sehingga permeabilitasnya rendah atau tidak ada titik keluaran alami. Dengan mempelajari struktur geologi akan sangat membantu penentuan bagaimana airtanah terperangkap.

2. Pengendalian Pekerjaan Survey Hidrogeologi

Seperti yang telah ditekankan, perencanaan program kerja lapangan adalah salah satu hal yang sangat penting dari studi kasus. Penyelidikan lapangan sebaiknya dilakukan setelah mempelajari semua informasi yang tersedia dan mengidentifikasikan apa saja informasi tambahan yang dibutuhkan. Awal tujuan dari program kerja lapangan harus menghasilkan data utama yang diperlukan dari daerah tersebut. Jika luasan daerahnya cukup kecil, kenali daerah tersebut untuk mempelajari geologinya atau pencarian untuk sumur dan mataair. Jika luasan daerah cukup besar sehingga untuk investigasi dibutuhkan kendaraan atau bahkan helikopter, usahakanlah untuk berjalan kaki semaksimal mungkin. Tidak ada yang dapat menggantikan observasi langsung untuk menghasilkan pengetahuan yang detail mengenai kondisi suatu daerah atau

pemahaman bagaimana sistem airtanah bekerja. Dengan pengamatan langsung ini, pengetahuan hidrogeologi yang dibangun akan membuat tahapan interpretasi informasi geologi dalam terminologi airtanah menjadi lebih baik. Ini adalah cara yang paling baik untuk menjadi seorang ahli hidrogeologi yang handal. Check-list untuk perencanaan program kerja lapangan (studi pendahuluan) terdapat dalam Tabel 5.3.

Tabel 5.3. Check-list untuk perencanaan program kerja lapangan.

1. Informasi topografi

Apakah data yang tersedia memungkinkan? Jika tidak, gunakan foto udara untuk menghasilkan mosaik yang ada dan dapat digunakan sebagai pengganti peta dasar. Tambahan dengan nilai ketinggian yang dibutuhkan.

2. Informasi Geologi

Apakah informasi yang tersedia cukup untuk menentukan batas akifer? Apakah pemetaan geologi tambahan diperlukan? Apakah sumur bor diperlukan untuk menghasilkan informasi geologi?

3. Ketinggian dan pola aliran airtanah

Gunakan peta yang ada untuk menentukan lokasi dan merekam posisi dari semua mataair, sumur, dan sumur bor. Apakah foto udara menunjukkan daerah rembesan? Dapatkah anda menggambar kontur airtanah dengan data yang tersedia, atau apakah sumur bor tambahan diperlukan? Tentukan kebutuhan untuk memonitor program dan detail dari frekuensi observasi, peralatan yang dibutuhkan, dan lain-lain.

4. Pengukuran air permukaan

Apakah pengukuran besaran aliran air permukaan tambahan dibutuhkan? Jika ya, tentukan tempat alat ukur yang cocok dan metodenya, frekuensi dari pengukuran, dan peralatan yang dibutuhkan.

5. Curah hujan dan evaporasi

Apakah terdapat alat ukur curah hujan pada daerah tersebut? Dimana stasiun meteorologi terdekat yang menghasilkan data evaporasi? Apakah anda perlu untuk mengukur sendiri? Jika ya, tentukan tempat yang cocok untuk instrumen anda.

6. Penggunaan airtanah

Ingatlah untuk memasukkan informasi volume dan kecepatan dari abstraksi air sebagai bagian dari survey pencarian lokasi sumur.

7. Kimia airtanah

Apakah sampel tambahan dibutuhkan? Jika ya, sesuaikan sampel dengan program kerja lapangan lainnya.

5.3. PENENTUAN SISTEM AKIFER DENGAN PEMETAAN HIDRODINAMIK AIRTANAH DAN HIDROKARBON

PENDAHULUAN

Pemetaan hidrodinamik dilakukan untuk mengetahui hubungan hidrodinamik airtanah dengan perangkap hidrokarbon (minyak dan gas) di suatu zona pemboran. Dalam pemetaan hidrodinamik diperlukan data-data pendukung seperti data geologi dan hidrogeologi. Data geologi akan memberikan informasi tentang kondisi geologi yang tersingkap di permukaan, sementara data hidrogeologi memberikan informasi tentang curah hujan dan kualitas airtanah yang ada di daerah penelitian.

Pemetaan hidrodinamik diharapkan dapat memberikan gambaran kontak hidrokarbon dengan airtanahnya dan menunjukkan luas perangkap minyak baik pada kondisi hidrodinamik maupun kondisi hidrostatis.

Adanya hidrodinamik airtanah di suatu zona pemboran hidrokarbon dapat diketahui melalui :

1. Kondisi tekanan airtanah yang berada di bawah tekanan hidrostatik (underpressure) atau di atas tekanan hidrostatik (overpressure).

Toth (1963) menyatakan bahwa pada suatu sistem aliran airtanah regional, pada daerah recharge akan terjadi kondisi underpressure sementara pada discharge akan terjadi kondisi overpressure. Kedua kondisi inilah yang digunakan sebagai indikator untuk mengetahui ada atau tidaknya perangkap hidrodinamik.

2. Adanya airtanah dengan salinitas rendah (airtanah tawar) Indikator yang biasanya digunakan untuk menentukan salinitas airtanah adalah TDS (Total Dissolved Solids). Freeze dan

Chery (1979) menyatakan bahwa airtanah tawar adalah airtanah yang mempunyai nilai TDS antara 0 – 1000 ppm. Ada atau tidaknya airtanah tawar ini mengindikasikan adanya recharge dari air hujan, artinya airtanah pada kondisi bergerak.

METODA

Terdapat beberapa tahap pengerjaan dalam melakukan pemetaan hidrodinamik, yaitu :

1. Pemrosesan data geologi

Pada tahap ini kita merekonstruksikan data struktur dan stratigrafi daerah penelitian dalam bentuk peta dan penampang.

2. Pemrosesan data hidrogeologi (densitas dan tekanan fluida) Dalam tahap ini dilakukan analisa laboratorium besarnya densitas fluida dan penentuan data tekanan awal reservoir. Data tekanan diambil dari hasil uji tekanan (repeat formation tester (RFT), drill stem test (DST) atau formation interval test (FIT).

3. Pemetaan hidrodinamik (U, V, Z mapping)

Dalam tahap ini dibuat plotting tekanan vs kedalaman untuk mengetahui kondisi tekanan airtanah dan konektivitas hidrolik dari reservoir pada zona yang diteliti. Pemetaan hidrodinamik (U, V, Z mapping) dilakukan untuk memetakan potensial hidrokarbon (minyak dan gas) dengan input kedua tahapan sebelumnya diatas dan kemudian melakukan analisa terhadap peta hidrodinamik yang akan memberikan gambaran hubungan perangkap hidrokarbon dengan hidrodinamik

dijelaskan mengenai keberadaan dry hole dan kemungkinan-kemungkinan daerah potensial perangkap lainnya yang tergambar pada pemetaan hidrodinamik.

Adapun langkah-langkah yang dilakukan dalam pemetaan hidrodinamik adalah :

1. Mengkonversikan nilai tekanan (P) pada setiap elevasi (Z) kedalam milai hw (nilai potensiometrik airtanah/tinggi

muka airtanah). Nilai P yang digunakan adalah yang mencerminkan keadaan awal reservoir.

2. Menghitung nilai U dan V

3. Melakukan pemetaan hidrodinamik dari hasil perhitungan diatas.

4. Melakukan analisa daerah-daerah yang potensial terdapatnya perangkap hidrokarbon dari peta hidrodinamik yang telah kita buat.

Perangkap Hidrokarbon Pada Kondisi Hidrodinamik

Perangkap hidrokarbon terdiri dari perangkap hidrostatis dan perangkap hidrodinamik. Perangkap hidrostatis adalah suatu kondisi airtanah dalam keadaan statis sehingga kontak hidrokarbon dan airtanahnya merupakan bidang datar, sementara perangkap hidrodinamis adalah suatu kondisi airtanah dalam keadaan bergerak sehingga kontak hidrokarbon dan airtanahnya miring (tilted) (Gambar 5.13).

Gambar 5.12. Perangkap hidrokarbon, yang paling atas adalah

perangkap hidrostatis dan 2 (dua) yang bawah adalah perangkap hidrodinamik (Sumber : Dahlberg, 1982)

Hubbert (1953) menurunkan persamaan matematika untuk menentukan besarnya sudut kemiringan bidang kontak antara hidrokarbon dan airtanah, yang berdasarkan konsep energi potansial. Berdasarkan konsep tersebut, tekanan (p) dan elevasi (z) pada suatu titik dinyatakan dalam bentuk potensial hidrokarbon maupun potensial airtanah. Nilai potensial hidrokarbon, di suatu titik pada p dan z tertentu adalah :

hc hc hc P gz gh ρ + = = Φ _...(1)

Sedangkan nilai potensial airtanah adalah :

w w w P gz gh ρ + = = Φ _...(2) Dengan : w hcdanΦ

Φ = potensial hidrokarbon dan airtanah (ML2_T-2₎

g = percepatan gravitasi (LT-2₎

z = elevasi dari suatu datum (L) p = tekanan (ML-1_T-2₎

w hcdanρ

ρ = massa jenis hidrokarbon dan airtanah (ML-3₎

w hcdanh

h _{= hydraulic head hidrokarbon dan airtanah (L)}

Jika parameter p pada kedua persamaan tersebut dihilangkan, maka akan diperoleh persamaan sebagai berikut :

      − Φ − − Φ = hc w hc hc hc w w w g z ρ ρ ρ ρ ρ ρ 1 ...(3)

Bentuk differensial, persamaan (3) dapat dituliskan sebagai berikut :

      ∂ Φ ∂ − − ∂ Φ ∂ − = ∂ ∂ = s s g s z _hc hc w hc w hc w w ρ ρ ρ ρ ρ ρ α 1 sin ...(4)

Gambar 5.13. Sudut Kontak antara hidrokarbon dan airtanah (Davis

& Deweist, 1966)

Pada bidang kontak nilai potensial merupakan variabel yang tidak diketahui. Untuk mengetahuinya, nilai potensial harus dinyatakan dalam bentuk lain, dalam hal ini adalah hukum Darcy yang dinyatakan dalam : Hidrokarbon : hc hc hc _V K g s =− ∂ Φ ∂ ...(5) Airtanah : w w w _V K g s =− ∂ Φ ∂ ...(6) Dengan : ds dh K V ds dh K V w w w hc hc hc = = w hcdanK

K _{= Konduktivitas hidrolik hidrokarbon dan} airtanah (LT-1₎

w hcdanV

Penggabungan persamaan (4) dan persamaan (5 & 6) menghasilkan persamaan :       − − − − = ∂ ∂ = hc hc hc w hc w w hc w w _V K V K s z 1 1 sin ρ ρ ρ ρ ρ ρ α ...(7)

Pada kondisi hidrokarbon terperangkap dimana tidak ada pergerakan maka nilai Vhc= 0. Maka pada kondisi ini, persamaan (7) dapat

dituliskan sebagai berikut :

ds dh V K ds dz _w hc w w w hc w w ρ ρ ρ ρ ρ ρ α − =       − − = = 1 tan _...(8) Dengan : • hc w w ρ ρ ρ

− adalah sensitive amplification factor (SAF), dan

• ds dh_w

adalah gradien hidrolik airtanah

Visualisasi dari persamaan di atas ditunjukkan pada gambar 5.14 berikut ini :

Gambar 5.14. Visualisasi kontak antara hidrokarbon dan airtanah

(Sumber : Dahlberg, 1982) Persamaan (8) memberikan hasil berupa :

1. Besarnya sudut kontak hidrokarbon dan airtanah berdasarkan nilai SAF (menurut besarnya densitas hidrokarbon dan airtanah) pada gradien hidrolik airtanah.

2. Sudut kontak datar dicapai pada tan

α

= 0, sehingga Vw= 0,

artinya tidak ada pergerakan air/hidrostatik. Hal ini menunjukkan bahwa kondisi hidrostatik merupakan kasus khusus dari kondisi hidrodinamik.

3. Pada kasus gradien hidrolik airtanah yang sama, gas memberikan nilai SAF yang lebih kecil dibandingkan dengan minyak. Artinya sudut kontak antara gas dan airtanah adalah lebih kecil dibandingkan sudut kontak antara minyak dan airtanah.

4. Hidrokarbon akan terperangkap jika

α

lebih kecil dari kemiringan lapisan. Karena gas dan minyak memberikan

α

mampu mengakumulasi gas saja dan tidak keduanya (minyak dan gas).

Pemetaan Hidrodinamik (U, V, Z Mapping)

Tempat hidrokarbon terperangkap adalah daerah dengan nilai potensial minimum dibanding sekitarnya (Hubert, 1953). Pemetaan hidrodinamik pada dasarnya adalah pemetaan potensial hidrokarbon. Dengan mengetahui nilai potensial minimum dari distribusi potensial yang ada, maka dapat diketahui pula perangkap hidrokarbonnya.

Hubbert (1953) membuat suatu prosedur pemetaan hidrodinamik yang dinamakan U, V, Z mapping, yang diturunkan dari persamaan (3) diatas. Dari persamaan (3), potensial hidrokarbon dapat dinyatakan dalam persamaan :

(

)

_gz gh gh o hc w w hc w hc hc _ρ ρ ρ ρ ρ ₋ − = = Φ ...(9)

Pengaturan kembali persamaan (9) menghasilkan :

z h h w hc w w hc hc w hc ₋ − = − ρ ρ ρ ρ ρ ρ ...(10)

Agar lebih sederhana, masing-masing bentuk persamaan (10) diwakilkan oleh satu huruf, yaitu :

z Z h V h U w hc w w hc hc w hc = − = − = ρ ρ ρ ρ ρ ρ

Dengan demikian persamaan (10) mempunyai bentuk dasar : U = V – Z...(11)

Dengan :

U = Bidang isopotensial hidrokarbon V = Bidang isopotensial airtanah Z = Elevasi dari suatu datum

Persamaan (11) diatas memperlihatkan bahwa potensial hidrokarbon dapat dihitung jika potensial airtanah dan elevasinya diketahui. Hidrokarbon terperangkap pada daerah kontur yang dicerminkan oleh adanya suatu tutupan potensial dengan nilai minimum (minimum potential closure). Contoh peta U, V, Z ini dapat dilihat pada gambar

Gambar 5.16. Contoh peta U, V, Z gas (Sumber : Dahlberg, 1982)

Sumber Data Analisis Hidrodinamik

Untuk dapat melakukan analisis hidrodinamik, hal yang harus dilakukan pemetaan hidrodinamik (U, V, Z mapping). Konstanta-konstanta yang diperlukan untuk dapat membuat U, V, Z mapping

adalah kedalaman struktur (kontur struktur), densitas dan tekanan fluida.

a. Kedalaman struktur (kontur struktur)

Dalam U, V, Z mapping, persamaan struktur digunakan untuk menentukan nilai Z yang merupakan kedalaman top reservoir.

b. Densitas Fluida

Densitas fluida (hidrokarbon dan airtanah) didapatkan dari hasil uji laboratorium. Dalam U, V, Z mapping, densitas digunakan untuk menghitung besarnya V (bidang isopotensial airtanah).

c. Tekanan Fluida

Dalam U, V, Z mapping, untuk menghitung besarnya V, selain memerlukan data densitas fluida, dibutuhkan pula nilai hw yang dihitung dari data tekanan dengan

persamaan sebagai berikut :

z g p h w w =_ρ + ...(12)

Sementara dalam well testing, yang diukur adalah tekanannya bukan nilai hw.

Analisis Pemetaan Hidrodinamik Analisis Kurva Tekanan vs Kedalaman

Analisa ini dilakukan untuk mengetahui kondisi tekanan airtanah (underpressure, hydrostatic dan overpressure) dan kemenerusan hidrolik.

Pada sistem aliran airtanah dimana gravitasi merupakan faktor utama, kondisi underpressure, hydrostatic dan overpressure masing-masing mencirikan daerah recharge, aliran dan discharge. Maka kondisi tekanan ini dapat dijadikan indikator untuk keberadaan hidrodinamik airtanah. Pergerakan airtanah akan terjadi jika terdapat perbedaan potensial pada suatu media yang secara hidrolik berhubungan, maka kemenerusan hidrolik juga dapat dijadikan indikator untuk mengetahui keberadaan hidrodinamik airtanah.

Suatu sistem tekanan airtanah berada pada kondisi

underpressure, hydrostatic atau overpressure jika tekanan

airtanahnya berada masing-masing di bawah, tepat atau diatas garis hidrostatik densitas airtanah pada densitasnya. Sementar data tekanan yang berada pada satu garis lurus menandakan reservoir/akifernya yang secara hidrolik berhubungan atau sebaliknya.

Contoh hasil plot antara tekanan vs kedalaman ditunjukkan oleh gambar 5.17. Garis hidrostatik dengan gradien sebesar 0,437 psi/ft (specific gravity = 1,01).

Gambar 5.17. Grafik tekanan vs kedalaman

(Sumber : Hubbert, 1953)

Data-data yang berada pada dan diatas garis hidrostatis (Sumur No. 3, 13, 19, 26, 32, 33, 35 dan 37) menunjukkan aliran airtanah dengan gravitasi merupakan faktor penyebab yang dominan, hal ini menandakan bahwa daerah tersebut adalah daerah discharge, secara regional aliran airtanah menuju kearah zona tersebut dan merupakan suatu sistem hidrolik yang berhubungan. Khusus untuk Sumur No. 44, kemungkinan sumur ini tidak terpengaruh oleh produksi pada Sumur No. 19 karena tekanan pada sumur tersebut masih tinggi. Artinya Sumur No. 44 berada pada sistem yang terpisah dengan sistem minyak-airtanah Sumur No. 19. Sementara yang berada di bawah garis hidrostatik menunjukkan adanya pengaruh dari sumur produksi.

Untuk mengetahui konektivitas hidrolik antara sumur-sumur airtanah dan minyak, perlu dilakukan konversi data ke dalam parameter yang sama, dalam hal ini adalah tinggi ekivalen muka airtanah. Setelah itu dibuat kontur muka airtanahnya kemudian dianalisa.

5.4. STUDI PERHITUNGAN POTENSI AIRTANAH UNTUK PENGOLAHAN RESERVOAR PANASBUMI

Kegiatan eksploitasi panasbumi dapat dikatakan sukses bila produksi optimal dapat dipertahankan dalam waktu yang lama dan tentunya tidak terlepas dari faktor-faktor karakteristik reservoar seperti: tersedianya panas, air dan sirkulasi air serta permeabilitas batuan reservoar. Eksploitasi fluida dalam jumlah yang sangat besar diperlukan dalam pemanfaatan potensi energi panasbumi. Kegiatan tersebut dapat mengakibatkan terganggunya reservoar, yang berdampak pada penurunan produksi energi listrik yang dihasilkannya dari pembangkit listrik tenaga panasbumi (PLTP). Kestabilan produksi fluida yang diberikan sangat ditentukan oleh kesetimbangan antara air recharge dan discharge (output sumur produksi).

Salah satu metode untuk mengamati adanya perubahan atau hilangnya massa fluida di dalam reservoar adalah dengan pengamatan perubahan gravitasi di permukaan (monitoring mikrogravitasi). Terjadinya pengurangan massa fluida di dalam reservoar dapat diakibatkan dari lambatnya aliran air reservoar tersebut. Kondisi ini menunjukkan bahwa air recharge tindak lanjut untuk menstabilkan

produksi sumur perlu dilakukan pencarian potensi air baik yang berasal dari airtanah maupun yang berasal dari air permukaan. Untuk mengembalikan reservoar pada kondisi fluida yang lebih baik juga diperlukan penambahan sumur reinjeksi dan pengamatan isotop secara periodik.

Pendahuluan

Definisi tentang energi panasbumi (geothermal energy) adalah energi yang tersimpan dalam bentuk airpanas atau uap pada kondisi geologi tertentu pada kedalaman beberapa kilometer di dalam kerak bumi (Santoso D., ____). Energi panasbumi dapat dimanfaatkan sebagai energi alternatif, mengingat besarnya keterdapatan potensi panasbumi di Indonesia disamping alasan bahwa energi panasbumi relatif bersih (ramah lingkungan), terbarukan tetapi tidak dapat ditransport ataupun diekspor.

Fluida diperlukan dalam jumlah yang sangat besar dalam kegiatan pengelolaan dan pemanfaatan energi panasbumi untuk membangkitkan energi listrik. Kegiatan eksploitasi dapat mengakibatkan suatu reservoar akan kehilangan massa fluidanya, dan menyebabkan terjadinya perubahan-perubahan kondisi di dalam reservoar, seperti perubahan hidrogeologi, menurunnya kemampuan produksi uap atau airpanas, dan parameter lainnya seperti penurunan suhu, tekanan dan kerapatan fluida.

Pengeksploitasian yang besar tersebut akan mengakibatkan terganggunya reservoar sehingga produksi energi listrik yang dihasilkan menjadi berkurang. Untuk mengantisipasi hal tersebut, perlu dilakukan pemantauan (monitoring) terhadap lapangan

produksi panas bumi. Pada umumnya pemantauan reservoar didasarkan atas data-data uji sumur produksi, yaitu antara lain berupa data suhu, tekanan, dan jumlah produksi. Manfaat lain dari kegiatan pemantauan diantaranya adalah pelestarian terhadap lingkungan, seperti mengantisipasi terhadap ancaman bahaya amblesan (subsidence), polusi lingkungan dari air limbah panasbumi serta upaya pelestarian air permukaan.

1.1. Sistem Panasbumi

Daerah panasbumi (geothermal area) atau medan panasbumi (geothermal field) ialah suatu daerah dipermukaan bumi dalam batas tertentu dimana terdapat energi panasbumi dalam kondisi hidrologi-batuan tertentu atau disebut sistem panasbumi (Santoso D., ___). Sedangkan energi panasbumi secara umum diartikan sebagai panas yang terdapat di dalam bumi secara alamiah dan dapat dimanfaatkan sebagai sumber energi. Energi panas tersebut berkaitan dengan jalur vulkanik atau magma dangkal.

Sistem panasbumi merupakan suatu sistem perpindahan panas dari mantel bagian atas ke kerak bumi. Panas berasal dari batuan pemanas yang memanasi airtanah dan membentuk fluida panas (Hochstein, 1982). Sumber panasbumi di daerah jalur gunungapi adalah magma atau batuan yang telah mengalami radiasi panas dari magma. Batuan penutup (cap rock) dan batuan sarang (reservoir rock) yang umumnya terbentuk dari batuan hasil letusan gunungapi seperti lava dan bahan piroklastik.

Sistem panasbumi adalah terminologi yang digunakan untuk berbagai hal tentang sistem air-batuan dalam temperatur tinggi di laboratorium atau lapangan.

Secara umum sistem panasbumi dibagi dalam 3 kelompok : • Sistem airpanas (water dominated system)

• Sistem uap (vapour dominated system) • Sistem 2 fase (two-phase dominated system).

Untuk pemanfaatan sumberdaya panasbumi, kondisi reservoar haruslah memenuhi beberapa persyaratan, antara lain :

• Suhu relatif tinggi • Tekanan uap yang besar • Volume reservoar besar • Letaknya tidak terlalu dalam • Fluida tidak bersifat korosif • Permeabilitas memadai.

Suhu minimum reservoar secara teoritis untuk pemanfaatan sumber daya panasbumi sebagai energi listrik adalah + 180o _{C. Namun pada}

kenyataannya suhu minimum yang ekonomis dan umum dimanfaatkan lebih dari 200o _{C, dengan pertimbangan adanya panas}

yang hilang selama pergerakan di dalam pipa menuju turbin.

Geometri reservoar sangat mempengaruhi pengembangan sumber daya ini, volume reservoar yang besar akan mampu memberikan cadangan dan kemampuan energi listrik yang besar untuk jangka waktu yang lebih lama, demikian pula jika letak reservoar yang

relatif dangkal memberikan kemudahan dalam biaya dan teknologi ekstraksi.

Sedangkan fluida panasbumi diharapkan tidak bersifat korosif, karena hal ini sangat mengganggu dalam kegiatan produksi, terutama akan merusak pipa-pipa produksi.

Demikian pula dengan pengendapan silika dan karbonat yang akan mengakibatkan penyumbatan pada pipa-pipa produksi tersebut (scalling).

Permeabilitas reservoar dan permeabilitas sekunder harus cukup memadai, hal tersebut sangat berpengaruh terhadap pengeksploitasian (discharge) dan pengisian kembali reservoar (recharge), serta berpengaruh terhadap lama waktu (life-time) beroperasinya suatu lapangan panasbumi.

Teori Hidrogeologi Pengertian Akifer

Akifer adalah formasi geologi yang mengandung air dan dapat memindahkan air dari suatu tempat ke tempat lain dalam jumlah yang cukup serta dapat dikembangkan secara ekonomis. Keberadaan air di dalam suatu akifer sangat tergantung oleh adanya pori-pori pada batuan yang sering disebut sebagai porositas batuan. Dengan kata lain bahwa akuifer merupakan lapisan batuan atau formasi geologi yang bersifat permeabel dan mempunyai kemampuan untuk menyimpan serta mengalirkan air dalam jumlah yang berarti.