BAB II

PAGE

BAB IITINJAUAN PUSTAKA2.1.UmumSebagian besar air tanah berasal dari air permukaan yang meresap masuk kedalam tanah, dan merupakan bagian dari siklus hidrologi. Kandungan air tanah di suatu daerah dapat dipengaruhi oleh kondisi susunan lapisan geologi bawah permukaan di daerah tersebut terutama berkaitan dengan porositas batuan. (Suharyadi, 1984 : 12)2.2.Sifat Batuan sebagai Media Aliran Air Tanah

Batuan yang bertindak sebagai media aliran airtanah mempunyai sifat kelulusan air, kapasitas jenis, keterusan air, daya simpan air. (Suharyadi, 1984 : 41)1.Koefisien kelulusan air

Koefisien kelulusan air (Coeficient of Permeability/ Hydraulic Conductivity) adalah kemampuan untuk meluluskan air di dalam rongga-rongga batuan tanpa mengubah sifat-sifat airnya. Koefisien kelulusan air terdiri dari koefisien kelulusan air di lapangan (Kf) dan koefisien kelulusan air di laboratorium atau standart (Ks). Menurut hokum darcy, koefisien kelulusan air dinyatakan sebagai :K =

Tabel 2.1. Koefisien kelulusan air dari berbagai batuan (K)Macam BatuanK (mm/hari)Macam BatuanK (mm/hari)

Kerikil450Batu Pasir Menengah3.1000

Kerikil Menengah270Batu Pasir Halus0.2000

Kerikil Kasar150Silt0.0800

Pasir Kasar45Lempung0.0002

Pasir Menengah12Batu Gamping0.9400

Pasir Halus3Dolomit0.0010

(Sumber: Bisri, 1988 : 119)2.Kapasitas jenis

Kapasitas Jenis (Specific Capacity) adalah debit yang dapat diperoleh setiap penurunan permukaan airtanah bebas ataupun airtanah tertekan, sepanjang satu satuan panjang dalam satu sumur pompa pada akhir periode pemompaan. Secara sedarhana harga kapasitas jenis dapat digunakan untuk menetukan besarnya debit pemompaan.

Kapasitas jenis secara umum dinyatakan dalam:SQ =

3.Koefisien keterusan air

Koefisien keterusan air koefisien transmisivitas (Coeficient of Transmisivity) merupakan banyaknya air yang dapat mengalir melalui suatu bidang vertikal setebal akuifer, selebar satu satuan panjang. Harga koefisien keterusan dapat ditentukan dengan uji pompa (pumping test), atau melalui perhitungan secara teoritis.

Koefisien keterusan air dinyatakan dalam:

Transmisivity =

Tabel 2.2. Nilai Porositas dan Permeabilitas LapisanLAPISAN TANAHPOROSITAS

(%)POROSITAS EFEKTIF

(%)KOEFISIENPERMEABILITAS

( m2/det )

Lempung (Alluvium)45-505,00-10,0010-4-10-5

Silt (Alluvium)35-455,00-8,0010-4-10-5

Pasir (Alluvium)30-3520,00-25,0010-1-10-6

Pasir dan Kerikil (Alluvium)25-3015,00-20,0010-1-10-6

Lempung (Dillivium)50-603,00-5,0010-5-10-6

Silt (Dillivium)40-505,00-10,0010-5-10-6

Pasir (Dillivium)35-4015,00-20,0010-2-10-3

Pasir dan Kerikil (Dillivium)30-3510,00-20,0010-2-10-3

Batu Lumpur (neo-tersier)55-653,00-5,0010-5-10-6

Batu Pasir (neo-tersier)40-505,00-10,0010-3-10-4

Tufa (neo-tersier)30-653,00-10,0010-3-10-6

(Sumber: Sosrodarsono dan Takeda, 1976 : 96)4.Koefisien daya simpan air

Koefisien daya simpan air (Coeficient of Storage) adalah volume air yang dilepaskan atau dapat disimpan oleh suatu akuifer setiap satu satuan luas akuifer pada satu satuan perubahan kedudukan muka airtanah baik air tanah bebas maupun airtanah tertekan. Koefisien daya simpan air dapat digunakan untuk menentukan jenis akuifer, disamping itu juga dapat digunakan untuk menghitung jumlah kandungan airtanah di suatu daerah.

Berdasarkan sifat fisik lapisan batuan dan perlakuannya sebagai media aliran air, maka lapisan batuan tersebut dapat dibedakan menjadi 4 (suharyadi, 1984 : 12) yaitu:A. Akuifer

Akuifer (aquifer) merupkan suatu lapisan yang mempunyai susunan batuan yang sedemikian rupa, sehingga dapat menyimpan dan melepaskan air dalam jumlah yang cukup berarti. Misalnya kerikil, pasir, batu kapur, batuan gunung berapi.B. Akuitar

Akuitar (Aquitards) merupakan suatu lapisan yang mempunyai susunan batuan sedemikian rupa, sehingga dapat menyimpan air tetapi hanya dapat mengalirkan air dalam jumlah yang terbatas. Misalnya tampak adanya kebocoran-kebocoran atau rembesan yang terletak antara akuifer dan akuiklud.

C. Akuiklud

Akuiklud (Aquiclude) merupakan suatu lapisan yang mempunyai susunan batuan sedemikian rupa, sehingga dapat menampung air tetapi tidak dapat melepaskan air dalam jumlah yang cukup berarti. Hal ini terjadi dikarenakan nilai konduktivitasnya kecil sekali, misalnya lapisan lempung dan lapisan Lumpur (silt).

D. Akuifug

Akuifug (Aquifuge) merupakan suatu lapisan yang mempunyai susunan batuan sedemikian rupa, sehingga tidak dapat menampung maupun melepaskan air (sama sekali kedap terhadap air), misalnya granit yang keras, kuarsit, lapisan batuan yang kompak (rock) atau batuan sedimen yang tersemen penuh.

2.3.Penyebaran Vertikal Air tanah

Distribusi airtanah secara vertikal dibawah permukaan tanah dibagi dalam beberapa zone yaitu zone jenuh dan zone tidak jenuh. Zone tidak jenuh sendiri terdiri atas: zone air dangkal (soil water zone), zone antara (intermediate vadoze water zone) dan zone kapiler (capillary water zone). Penjelasan selengkapnya mengenai susunan vertikal air tanah adalah sebagai berikut:

A. Zone Jenuh

Pada zone jenuh (Zone of Saturation) semua rongga-rongga atau pori-pori berisi air. Bagian bawah dari zone jenuh merupakan lapisan kedap air, zone jenuh dapat berupa tanah liat atau batuan dasar (bedrock). Air yang berada dalam zone jenuh dinamakan airtanah. Air yang ditampung dalam zone ini adalah air yang ditahan oleh lapisan setempat terhadap gaya gravitasi. (Bisri, 1988 : 4)

Gambar 2.1. Penyebaran Vertikal Airtanah(Sumber, Bisri, 1988 : 4)

B. Zone tidak jenuh

Zone tidak jenuh (zone of aeration) terletak di atas zone jenuh sampai ke permukaan tanah, sedangkan air yang berada di dalam zone tidak jenuh dinamakan air mengambang atau air dangkal.

Zone tidak jenuh terdiri dari zone dangkal, zone antara dan zone kapiler. Besarnya masing-masing zone tersebut serta distribusi air dalam masinag-masing zone itu diuraikan sebagai berikut:1. Zone Kapiler

Zone kapiler (Capilary Zone) berada diantara permukaan airtanah sampai ke batas kenaikan kapiler air. Beberapa penelitian telah mempelajari kenaikan dan distribusi air dalam zone kapiler dari sudut media berpori. Jika ruang porinya dapat diandaikan sebagai pipa kapiler dengan kenaikan kapiler, makin tinggi kenaikannya di atas permukaan airtanah maka besar kadar kejenuhannya makin menurun. (Soemarto, 1995 : 165)2. Zone Antara

Zone antara (Intermediate Vadose Zone) terletak di antara batas bawah zone air dangkal sampai dengan batas atas zone kapiler. Tebal dari zone antara sangat beragam, zone antara berguna untuk mengalirnya air kebawah, sampai ke muka airtanah. (Soemarto, 1995 : 165)3. Zone Air Dangkal

Zone air dangkal (Soil Water Zone) dimulai dari permukaan tanah sampai ke zone perakaran utama (major root zone). Tanah di zone air dangkal dalam keadaan tidak jenuh, kecuali bila terdapat banyak air di permukaan tanah seperti berasal dari curah hujan, irigasi.

Air yang berada di zone dangkal dapat diklasifikasikan dalam tiga kategori berdasarkan konsentrasinya di dalam zone tersebut. (Soemarto, 1995 : 164)

a)Air higroskopis

Air higroskopis merupakan air yang diisap dari udara membentuk lapisan air yang sangat tipis dipermukaan partikel-partikel tanah. Air higroskopis memiliki gaya adhesi yang sangat besar, sehingga tidak dapat diserap oleh akar-akar tanaman.

b)Air kapiler

Air kapiler merupakan air yang berada dalam lapisan tipis di seputar partikel-partikel tanah. Air kapiler ditahan oleh tegangan permukaan (surface tension) yang digerakan oleh aksi kapiler sehingga dapat diserap oleh tanaman.c) Air gravitasi

Air gravitasi merupakan kelebihan air dangkal yang mengalir melewati sela-sela butiran tanah di bawah pengaruh gaya gravitasi.

2.4.Akuifer

Akuifer sendiri berasal dari kata aqua yang berarti air dan fere yang berarti mengandung. Jadi akuifer dapat juga diartikan sebagai lapisan pembawa air atau lapisan `permeabel. (Suharyadi 1984 : 12)

Gambar 2.2. Lapisan Akuifer(Sumber, Bisri, 1988 : 6)2.4.1. Jenis Akuifer

Berdasarkan susunan lapisan geologi (litologinya) dan besarnya koefisien kelulusan air (K), akuifer dapat dibedakan menjadi empat macam, yaitu Akuifer Bebas (Unconfined Aquifer), Akuifer Tertekan (Confined Aquifer), Akuifer Setengah Tertekan (Semiconfined Aguifer), Akuifer Menggantung (Perched Aquifer). (Suharyadi 1984 : 19)A. Akuifer bebas

Akuifer bebas (Unconfined Aquifer) merupakan akuifer dengan hanya memiliki satu lapisan pembatas kedap air yang terletak dibagian bawahnya. Dengan kata lain muka air tanah merupakan bidang batas sebelah atas daripada daerah jenuh air. Akuifer ini disebut juga sebagai phreatic aquifer. Sedangkan nilai (K`) = (K).

Gambar 2.3. Akuifer Bebas (Unconfined Aquifer)B. Akuifer tertekan

Akuifer tertekan (Confined Aqufer) merupakan suatu akuifer jenuh air yang pada lapisan atas dan lapisan bawahnya merupakan lapisan kedap air sebagai pembatasnya. Pada lapisan pembatasnya dipastikan tidak terdapat air yang mengalir (no flux). Pada akuifer ini tekanan airnya lebih besar daripada tekanan atmosfer. Oleh karena itu akuifer ini disebut juga dengan pressure aquifer. Sedangkan nilai (K`) = 0, (K) > (K`)

Gambar 2.4. Akuifer Tertekan (Confined akuifer)C. Akuifer setengah tertekan

Akuifer setengah tertekan (Semiconfined Aquifer) ialah suatu akuifer jenuh air, dengan bagian atas dibatasi oleh lapisan setengah kedap air (nilai kelulusannya terletak antara akuifer dan akuitar) dan pada bagian bawah dibatasi oleh lapisan kedap air. Pada lapisan pembatas dibagian atasnya dimungkinkan masih ada air yang mangalir ke akuifer tersebut. Akuifer ini disebut juga dengan leaky-artesian aquifer.

Gambar 2.5. Akuifer Setengah Tertekan (Semiconfined Aquifer)D. Akuifer menggantung

Akuifer menggantung (Perched Aquifer) merupakan akuifer yang massa airtanahnya terpisah dari air tanah induk. Dipisahkan oleh suatu lapisan yang relatif kedap air yang begitu luas dan terletak diatas daerah jenuh air. Biasanya akuifer ini terletak di atas suatu lapisan formasi geologi yang kedap air. Kadang-kadang lapisan bawahnya tidak murni kedap air namun berupa aquitards yang juga bisa memberikan distribusi air pada akuifer dibawahnya.

Gambar 2.6. Akuifer Menggantung (Perched aguifer)2.4.2.Lapisan Geologi sebagai Akuifer

Menurut Todd (1980), batuan yang dapat berfungsi sebagai lapisan pembawa air terbaik adalah pasir, kerakal, dan kerikil. Sedangkan 90% dari akuifer terdiri dari batuan tidak terkonsolidasi, terutama kerikil dan pasir.Jika ditinjau dari permeabilitas batuannya, lapisan pembawa air dapat dibagi menjadi tiga kelompok yaitu:

a)Lapisan permeabel (serap air) seperti kerikil, kerakal, dan pasir.

b)Lapisan semi permiabel (semi menyerap air) seperti pasir argullasis, tanah los.

c)Lapisan kedap air, seperti batuan kristalin, tanah liat.

Beberapa karakteristik batuan :

1. Batuan Pasir dan Kerikil

Batu pasir merupakan batuan sedimen. Willman (1942) mengklasifikasikan batuan campuran antara pasir (sand) dan krikil (gravel) berdasarkan perbandingan volume dari setiap unsur yang dikandungnya. Apabila batuan itu mengandung 75% atau lebih kerikil maka termasuk kerikil (gravel), kerikil pasiran (sandy gravel) apabila mengandung (50% - 75%) kerikil dan (25% - 50%) pasir. Disebut pasir kerikilan (pebbly sand), bila terdiri (50% - 25%) kerikil dan (50% - 75%) pasir.2. Batuan Lempung

Batuan lempung biasanya plastis dan warna dari batuan ini banyak sekali seperti hitam, kelabu, hijau ataupun merah. Jika memperlihatkan belahan-belahan yang rapat disebut serpih, dan bila batuan ini sangat keras tanpa memperlihatkan belahan (kompak) disebut argilit, apabila batuan ini mengandung (34% - 40%) CaCO3, disebut nopal.3. Tufa

Tufa (tuff) sendiri merupakan hasil kegiatan gunung api (vulkanik) yang memiliki ukuran lebih halus. Jenis batuan ini memiliki kelulusan air yang lebih besar dibandingkan dengan batuan lempung. Sedangkan tufa pasiran dapat juga berfungsi sebagai akuifer yang baik. Tufa merupakan bagian dari batuan pasir yang berukuran lebih halus, dan apabila lebih kasar dinamakan vulkaniklastik dan pasir.2.5.Daerah Potensi Air Tanah

Terdapatnya akuifer di alam berdasarkan material penyusunnya dapat dibedakan menjadi dua. (Bisri, 1988: 4)A. Material lepas

Terdapatnya airtanah pada material lepas berdasarkan daerah pembentuknya dibedakan menjadi 4 yaitu :1. Daerah dataranDaerah dataran yang dimaksud berupa dataran yang luas dengan endapan yang belum mengeras seperti pasir dan kerikil. Pengisian (recharge) pada umumnya diperoleh dari perkolasi air hujan atau sungai, sebagai contoh: dataran pantai.2. Daerah alluvial (daerah aliran sungai)

Volume airtanah dalam didaerah alluvial ditentukan oleh tebal, penyebaran dan permeabilitas akuifer. Bila muka air disekitar daerah alluvial lebih tinggi dari muka air tanah, maka potensi airtanahnya cukup besar. Airtanah pada daerah alluvial dapat dibagi menjadi tiga macam. (Takeda dan Sosrodarsono, 1976 : 98)

a. Air tanah susupan

Airtanah susupan merupakan air tanah yang mengendap di dataran banjir ditambah langsung dari peresapan sungai. Titik permulaan peresapan air sungai dapat diperkirakan dari garis kontur permukaan airtanah. Makin panjang jaraknya dari titik permukaan, biasanya makin kecil tahanan listriknya, karena makin panjang penyusupan itu, makin banyak bahan-bahan lisrik yang larut dalam airtanah.b. Air tanah yang dalam

Airtanah yang dalam, berupa lapisan alluvium dan diluvium yang diendapkan setebal seratus sampai beberapa ratus meter di dataran alluvium yang berganti-ganti dari lapisan pasir dan krikil, lapisan loam dan lapisan lempung.

c. Air tanah Sepanjang Pantai

Airtanah di daerah pantai dipengaruhi oleh pasang surut air laut, bila muka air laut pasang maka airtanah yang tersedia akan banyak.

3. Daerah lembah mati

Daerah lembah mati merupakan suatu lembah yang tidak dilewati sungai. Potensi airtanahnya cukup besar akan tetapi suplai air yang diterima tidak sebesar daerah aliran air.

4. Daerah lembah antar gunung

Daerah lembah antar gunung merupakan daerah lembah yang dikelilingi oleh pegunungan biasanya terdiri dari material lepas dalam jumlah yang sangat besar. Materialnya berupa pasir dan kerikil yang akan menerima air dari pengisian.B. Material kompak

Sedangkan beberapa material kompak yang mempunyai potensi airtanah cukup besar antara lain : (Suharyadi, 1984 : 24)

1. Batu gamping

Batu gamping apabila dalam keadaan kompak tidak dapat bertindak sebagai akuifer, tetapi apabila memiliki banyak retakan, lubang diantara retakan tersebut dapat juga memungkinkan untuk bertindak sebagai akuifer. Dalam hal ini jenis batu gamping sangat menentukan disamping topografinya. 2. Batuan beku dalam

Batuan beku dalam tidak termasuk sebagai akuifer yang baik, akan tetapi bisa mengandung airtanah jika memiliki banyak rekahan-rekahan didalamnya.

3. Batuan vulkanik

Batuan vulkanik primer misalnya lava basalt dapat sangat lulus air apabila banyak lubang-lubang bekas gas maupun retakan. Batuan endapan vulkanik dapat bertindak sebagai akuifer yang baik, terutama batuan yang berumur muda.

2.6.Metode-metode Geofisika

Ada beberapa metode geofisika yang dapat digunakan untuk mengetahui kondisi lapisan geologi bawah permukaan (Verhoef, 1992 : 199) diantaranya:

A. Metode seismik

Dalam metode seismik penyelidikan didasarkan pada kecepatan rambat dari getaran suara, yang tergantung dari kerapatan material dan massa. Metode seismik sendiri terdiri dari metode refraksi seismik dan metode refleksi sismik.

B. Metode geolistrik

Pada metode geolistrik penyelidikan didasarkan pada variasi vertikal dan horizontal yang menyangkut perubahan dalam hantaran elektrik suatu arus listrik. Metode ini banyak digunakan dalam penentuan struktur geologi, ketebalan lapisan penutup, kadar kelembaban tanah dan permukaan airtanah.C. Metode magnetik

Metode magnetik merupakan salah satu bentuk pengukuran terhadap variasi dalam medan magnetik bumi. Metode ini banyak digunakan dalam pencarian material magnetik dalam lingkungan yang tidak magnetis atau sebaliknya.

2.7.Geolistrik Tahanan Jenis

Pada metode geolistrik tahanan jenis (Resistivitas), arus listrik diinjeksikan kedalam bumi melalui dua elektroda arus. Beda potensial yang terjadi diukur melalui dua elektroda potensial. Dari hasil pengukuran arus dan beda potensial untuk setiap jarak elektrode tertentu, dapat ditentukan variasi harga tahanan jenis masing-masing lapisan di bawah titik ukur. Metode geolistrik tahanan jenis ini banyak digunakan dalam penentuan kedalaman batuan dasar dan pencarian reservoir air.

Teknik pengambilan data dalam metode geolistrik tahanan jenis terdiri dari: vertikal sounding dan lateral mapping. (waluyo, 1984 ; 149)a)Vertikal sounding

Vertikal sounding merupakan penyelidikan perubahan tahanan jenis bawah permukaan kearah vertikal. Caranya pada titik ukur yang tetap, jarak elektroda arus dan tegangan diubah atau divariasi. Konfigurasi elektroda yang biasanya dipakai adalah konfigurasi Schlumberger.b)Lateral mapping

Lateral mapping adalah penyelidikan perubahan tahanan jenis bawah permukaan kearah lateral (horizontal). Caranya dengan jarak elektroda arus dan tegangan tetap, titik ukur dipindah atau digeser secara horizontal. Konfigurasi elektroda yang biasa dipakai adalah konfigurasi Wenner atau Dipole-dipole.

2.7.1.Tahanan Jenis Batuan.

Tahanan jenis atau resistivitas, dapat ditentukan menggunakkan hukum Ohm:

Gambar 2.7. Arus listrik merata dan sejajar dalam sebuah silinder dengan beda potensial antara kedua ujungnya(Sumber, Waluyo, 1984 : 149)

Dimana:=Tahanan Jenis (Ohm-m)

V=Tegangan (Volt)

I= Arus listrik yang melewati bahan berbentuk silinder (Ampere)

A=Luas Penampang (m2)

L= Panjang (m)

Menurut (Telford et al., 1990) aliran arus listrik di dalam batuan dapat digolongkan menjadi tiga macam besarnya dipengaruhi oleh porositas batuan dan juga dipengaruhi oleh jumlah air yang terperangkap dalam pori-pori batuan, yaitu :

1.Konduksi elektronik jika batuan mempunyai elektron bebas sehingga arus listrik dialirkan oleh elekron-elektron bebas.2.Kondisi elektrolit terjadi jika batuan bersifat poros dan pori-pori terisi oleh cairan elektrolit. Pada konduksi ini arus listrik dibawa oleh lektrolit.

3.Konduksi dielektrik terjadi jika batuan bersifat dielektrik terhadap aliran arus listrik yaitu terjadi polarisasi saat bahan dialiri arus listrik.

Tabel 2.3. Harga tahanan jenis berbagai mineral, batuan maupun fluidaMaterial BumiResistivitas Semu (-m)Material BumiResistivitas Semu (-m)

LogamBatuan sedimen

Tembaga1,7 x 10-8Batu Lempung10 1 x 103

Emas2,4 x 10-8Batu Pasir1 1 x 108

Perak1,6 x 10-8Batu Gamping50 1 x 107

Grafit1 x 10-3Dolomit100 1 x 104

Besi1 x 10-7

Nikel7,8 x 10-8Sedimen Lepas

Timah1,1 x 10-7Pasir1 1 x 103

Lempung1 1 x 102

Batuan Kristalin

Granit102 - 106Airtanah

Diorit104 105Air Sumur0,1 1 x 103

Gabbro103 106Air Payau0,3 1

Andesit102 104Air Laut0,2

Basalt10 107Air Asin (Garam)0,05 0,2

Sekis10 104

Gneiss104 - 106

(Sumber: Waluyo, 1984 : 179)Tabel 2.4. Harga resistivitas spesifik batuan

MaterialResistivitas(ohm meter)

Air pemasukan80-200

Air tanah30-100

Silt lempung10-200

Pasir100-600

Pasir dan kerikil100-1000

Batu Lumpur20-200

Batu pasir50-500

Konglomerat100-500

Tufa20-200

Kelompok andesit100-2000

Kelompok granit1000-10000

Kelompok chert, slate200-2000

(Sumber: Suyono, 1978)

Secara teknis hubungan antara besarnya nilai tahanan jenis dengan macam batuan dapat disimpulkan sebagai berikut:

1.Nilai tahanan jenis batuan yang lepas lebih rendah dari batuan yang kompak.

2.Nilai tahanan jenis batuan akan lebih rendah, jika airtanah berkadar garam tinggi.

3.Tidak terdapat batas yang jelas antara nilai tahanan jenis dari tiap-tiap batuan.

4.Tahanan jenis batuan dapat berbeda secara menyolok, tidak saja dari lapisan yang satu terhadap lapisan yang lain, tetapi juga didalam satu lapisan batuan.

5.Batuan yang pori-porinya mengandung air, hambatan jenisnya lebih rendah dari yang kering. Kandungan air didalam batuan akan menunjukan harga resistivitas.

Ketentuan umum dari sifat kelistrikan batuan adalah besarnya tahanan dinyatakan dengan perantaraan nilai tahanan jenisnya. Tahanan jenis berbanding terbalik dengan daya hantar listrik, sehingga:

Dimana: = Tahanan Jenis (Ohm-meter)

= Daya hantar listrik2.7.2.Konfigurasi Elektroda

Ada beberapa macam model konfigurasi dalam metode geolistrik resistivitas, sesuai dengan susunan elektrodanya antara lain:

Gambar 2.8. Beberapa macam model konfigurasi elektroda(Sumber; Loke, 1992 :2)

Pada penelitian ini akan digunakan model konfigurasi schlumberger. Pada saat melakukan pengukuran, elektroda disusun sedemikian rupa sehingga membentuk suatu susunan konfigurasi. Faktor geometri (K) disebut sebagai suatu besaran yang berfungsi sebagai faktor koreksi dari berbagai perubahan konfigurasi elektroda. Besarnya faktor geometri untuk tiap-tiap konfigurasi elektroda tidak sama. Gambar 2.9. Rangkaian Elektroda(Sumber: Santoso, 2002 : 111)Dari gambar 2.9. ditunjukkan:a.Elektroda A dan B disebut elektroda arus atau current electrode yang disimbolkan dengan C1 dan C2.b.Elektroda M dan N disebut elektroda tegangan atau potential elektrode yang disimbolkan dengan P1 dan P2.

c.Besarnya r1 = jarak antara A dan M. dan besarnya r2 = jarak antara M dan B.

d.Besarnya r3 = jarak antara A dan N dan besarnya r4 = jarak antara N dan B.

Gambar 2.10.Pola arus listrik yang dipancarkan oleh elektroda arus tunggal dipermukaan medium setengan tak berhingga.(Sumber: Santoso, 2002 :111)Arus listrik sebesar (I) diinjeksikan kedalam tanah dengan asumsi bahwa kondisi tanah tersebut homogen isotropis dan tahanan jenis sebesar () yang melalui elektroda arus (C). Sehingga potensial (V) disebut titik sejauh (r) dari pusat arus adalah:

Karena potensial listrik adalah besaran skalar, maka besarnya potensial disembarang titik yang diakibatkan oleh elektroda arus ganda merupakan jumlah potensial dari dua elektroda arus tunggal.

Maka potensial di titik M oleh arus yang melewati elektroda A dan B seperti gambar diatas adalah:

Sedangkan tanda negatif pada tanda di atas disebapkan oleh arus yang arahnya harus berlawanan pada elektroda arus ganda.

Potensial di titik N oleh arus yang melewati elektroda A dan B seperti pada gambar di atas adalah:

Dengan demikian beda potensial antara titik M dan N yang diakibatkan oleh dua elektroda yang dialiri listrik adalah:

Persamaan tersebut dapat menghasilkan nilai V yang berbeda-beda sesuai dengan model konfigurasi masing-masing elektroda.A. Konfigurasi SchlumbergerGambar 2.11. Konfigurasi SchlumbergerKonfigurasi schlumberger dipergunakan untuk profiling dan sounding. Untuk dapat melakukan sounding, elektroda arus dipisahkan oleh AB secara simetris dengan elektroda potensial MN, kemudian elektroda arus diperbesar sehingga k menjadi :

Dengan tahanan jenis semu yang terukur :

Kemudian K menjadi :

Pada konfigurasi schlumberger terdapat kelebihan dan kekurangan, sebagai kelebihannya, pada konfigurasi schlumberger dapat secara signifikan mengurangi waktu yang dibutuhkan untuk melakukan sounding karena pada elektroda arusnya harus dipindahkan untuk kebanyakan pembacaan dan juga efek dari variasi lateral dalam resistivitasnya di dekat permukaan dapat dikurangi karena elektroda potensial yang tersisa berada pada posisi yang tetap/tidak berubah.Sedangkan untuk kekurangan dari konfigurasi schlumberger adalah membutuhkan voltmeter yang sangat sensitive untuk spasi elektroda arus yang besar, karena spasi pada elektroda potensialnya kecil bila dibandingkan spasi elektroda arus. Dan juga secara umum interpretasi yang didasarkan pada DC sounding akan terbatas untuk disederhanakan, yaitu pada struktur lapisan horizontal. 2.7.3.Tahanan Jenis Semu

Menurut Robinson (1998) terdapat beberapa asumsi dasar yang digunakan dalam metode resistivitas (tahanan jenis semu) antara lain:

1.Bawah permukaan tanah terdiri dari beberapa lapisan yang dibatasi oleh bidang batas horizontal serta terdapat perbedaan resistivitas antara bidang batas pelapisan batuan.2.Lapisan batuan bersifat homogen isotropik dan mempunyai ketebalan tertentu, kecuali untuk lapisan terbawah mempunyai ketebalan yang tidak terhingga.

3.Batas antara dua lapisan merupakan bidang batas antara dua hambatan jenis yang berbeda.

4.Dalam bumi tidak ada sumber arus selain arus listrik searah yang diinjeksikan diatas permukaan bumi.

Pada kenyataannya, bumi terdiri dari lapisan-lapisan dengan yang berbeda-beda, sehingga potensial yang terukur seolah-olah merupakan harga resistivitas untuk satu lapisan saja (terutama untuk spasi yang lebar). Resistivitas semu ini dirumuskan dengan: (Sumber: Bisri, 1988 : 10)

dimana:

a : resistivitas semu (Ohm-m)

K: faktor geometri

V: beda potensial pada MN (Volt)

I: kuat arus (Ampere)

Oleh karena itu resistivitas yang diperoleh dari persamaan (2-11) dan persamaan (2-14) bukan merupakan resistivitas yang sebenarnya, melainkan resistivitas semu atau apparent resistivity (a). Untuk jarak antar elektroda arus kecil, akan memberikan nilai a yang harganya mendekati batuan di dekat permukaan.

Resistivitas semu yang dihasilkan oleh setiap konfigurasi yang berbeda akan berbeda nilainya walaupun jarak antar elektrodanya sama. Untuk medium yang berlapis, harga resistivitas semu merupakan fungsi jarak antara elektroda arus.

2.7.4.Interpretasi Geolistrik

Dasar interpretasi geolistrik resistivitas yang digunakan hingga saat ini umumnya berdasarkan atas nilai tahanan jenis yang kemudian menafsirkan kedalaman batuan-batuan tertentu sesuai dengan sifat dan kondisi geologinya. Tujuan dari interpretasi geolistrik resistivitas adalah untuk mendapatkan harga tahanan jenis sebenarnya dan ketebalan masing-masing lapisan batuan.

2.8.Transmisivitas Akuifer

Salah satu faktor yang menentukan potensi akuifer adalah nilai dari koefisien keterusan atau transmisivitas akuifer. Untuk memperoleh besarnya nilai transmisivitas lapisan batuan, dapat dihitung dengan persamaan sebagai berikut: (Bisri, 1988 : 117)T = K x D

dimana:

T=Koefisien keterusan atau transmisivitas akuifer (m2/det)

K=Koefisien kelulusan air (m/hari)

D=Tebal dari akuifer (m)

Makin tinggi nilai T dapat diartikan bahwa litologi batuan merupakan akuifer dengan potensi air tanah yang tinggi.

Adapun bentuk persamaan koefisien keterusan dari Thiem bila piezometernya diabaikan adalaah sebagai berikut:

Menurut logan (1946), harga Log

Sehingga persamaan sebelumnya menjadi

dimana :

SW=Permukaan muka air sumur yang dipompa (m)

re=Jari-jari pengaruh sumur (m)

rw=Jari-jari sumur yang dipompa (m)

Q= Debit sumur yang dipompa (m3/hari) EMBED Equation.3

EMBED Equation.3

EMBED Visio.Drawing.6

EMBED Equation.3

EMBED Equation.3

EMBED Equation.3

EMBED Equation.3

EMBED Equation.3

EMBED Equation.3

EMBED Equation.3

4

PAGE

_1337249737.vsdPermukaan Tanah

Muka air Menggantung

Lapisam Kedap Air

_1337249743.vsdI

r dr

_1337249747.unknown

_1337249749.unknown

_1337249750.unknown

_1337249752.unknown

_1337249748.unknown

_1337249745.unknown

_1337249746.unknown

_1337249744.unknown

_1337249741.vsd

Konfigurasi Wenner Alpha

C1

P1

P2

C2

a

a

a

Konfigurasi Wenner Beta

C2

C1

P1

P2

a

a

a

Konfigurasi Wenner Gamma

C1

P1

C2

P2

a

a

a

Konfigurasi Dipole-dipole

C2

C1

P1

P2

a

a

na

Konfigurasi Pole-dipole

C1

P1

P2

a

na

Konfigurasi Wenner-Schlumberger

C1

P1

P2

C2

na

na

a

_1337249742.vsd

C1

P2

C2

r2

r1

P1

r4

r3

A

B

N

M

_1337249739.unknown

_1337249740.unknown

_1337249738.vsdI

V1

A

A

L

V2

_1337249733.vsd

ZoneTidak Jenuh

Zone Jenuh

Permukaan Tanah

Lapisan Kedap Air

Zone Air Dangkal

Zone Antara

Zone Kapiler

_1337249735.vsd

(K`) Lapisan Kedap Air

Lapisan Kedap Air

(K) Akuifer Tertekan

_1337249736.vsd

(K`) Lapisan Setengah Kedap Air

Lapisan Kedap Air

(K) Akuifer Setengah Tertekan

_1337249734.vsd

(K`) Lapisan Setengah Kedap Air

Lapisan Kedap Air

(K) Akuifer Setengah Tertekan

(K`) Lapisan Tidak Kedap Air

Lapisan Kedap Air

(K) Akuifer Bebas

_1337249731.unknown

_1337249732.unknown

_1337249730.unknown