BAB II TINJAUAN PUSTAKA 2.1 Air Sumber daya air merupakan bagian dari sumber daya alam yang mempunyai sifat yang sangat berbeda dengan sumber daya alam lainnya. Air adalah sumber daya yang terbaharui, bersifat dinamis dan mengikuti siklus hidrologi yang secara alamiah berpindah-pindah serta mengalami perubahan bentuk dan sifat. Air terbagi atas dua bagian, yaitu air permukaan dan air bawah permukaan (air tanah). Air permukaan adalah air yang bergerak diatas permukaan tanah dekat dengan aliran utama di sungai, danau, atau rawa air tawar. Air permukaan baik yang tergenang (danau, waduk, rawa) maupun mengalir, dan sebagian air bawah permukaan terkumpul dan mengalir membentuk sungai dan berakhir ke laut (Soemarto, 1987). Sedangkan air tanah adalah air yang bergerak dalam tanah (batuan) yang terdapat di dalam ruang-ruang antara pori-pori batuan retakanretakan batuan. 2.2 Air Tanah Air tanah merupakan salah satu fase dalam siklus hidrologi, yaitu suatu peristiwa yang selalu berulang dari urutan tahap yang dialiri air dari atmosfer ke bumi dan kembali lagi ke atmosfer. Pada proses siklus hidrologi tersebut air tanah berinteraksi dengan permukaan serta komponen-komponen lain yang terlibat dalam siklus hidrologi termasuk bentuk topografi, jenis tanah, penggunaan lahan, jenis vegetasi penutup, serta manusia yang berada di permukaan bumi (setyowati,2007).
Pada dasarnya, air tanah dapat berasal dari air hujan (presipitasi), baik melalui proses infiltrasi secara langsung ataupun secara tak langsung dalam air sungai, danau, rawa, dan genangan air lainnya. Air hujan yang meresap kedalam tanah menjadi bagian dari air tanah, perlahan-lahan mengalir ke laut, atau mengalir langsung dalam tanah atau di permukaan dan bergabung dengan aliran sungai. Banyaknya air yang meresap ke tanah bergantung pada waktu, kondisi material permukaaan tanah dan jenis serta banyaknya vegetasi dan curah hujan. Meskipun curah hujan cukup besar tetapi lerengnya curam, ditutup material impermeabel, persentase air mengalir di permukaan lebih banyak daripada meresap ke bawah. Sedangkan pada curah hujan sedang, pada lereng landau dan permukaannya permiabel, persentase air yang meresap lebih banyak. Sebagian air yang meresap tidak bergerak jauh karena tertahan oleh daya tarik molekuler sebagai lapisan pada butiran-butiran tanah. Sebagian menguap lagi ke atmosfir dan sisanya merupakan cadangan bagi tumbuhan selama belum ada hujan. Air yang tidak tertahan dekat permukaan menerobos ke bawah sampai zona dimana seluruh ruang terbuka pada sedimen atau batuan terisi air (jenuh air). Air dalam zona saturasi (zone of saturation) ini dinamakan air tanah (ground water). Batas atas zona ini disebut muka air tanah (water table). Lapisan tanah, sedimen atau batuan diatasnya yang tidak jenuh air disebut zona aerasi (zone of aeration). Dan daerah dimana air tanah keluar sampai discharge area, seperti terlihat pada Gambar 2.1. Gambar 2.1. Posisi relatif beberapa istilah yang berkaitan dengan air bawah permukaan
Muka air tanah umumya tidak horizontal, tetapi lebih kurang mengikuti permukaan topografi diatasnya. Apabila tidak ada hujan maka muka air di bawah bukit akan menurun perlahan-lahan sampai sejajar dengan lembah. Namun hal ini tidak terjadi, karena air hujan akan mengisi (recharge) lagi. Daerah dimana air hujan meresap ke bawah (precipitation) sampai zona saturasi dinamakan rembesan (recharge area). Air tanah berasal dari bermacam sumber. Air tanah yang berasal dari peresapan air permukaan disebut air meteorik (meteoric water). Selain berasal dari air permukaan, air tanah berasal dari air yang terjebak dalam pembentukan batuan sedimen. Air tanah jenis ini disebut air konat (connate water). Air tanah ditemukan pada formasi geologi permeabel (tembus air) yang dikenal dengan akuifer (disebut juga reservoir air tanah, formasi pengikat, dasardasar yang tembus air) yang merupakan formasi pengikat air yang memungkinkan jumlah air yang cukup besar untuk bergerak melaluinya pada kondisi lapangan biasa. Air tanah juga ditemukan akiklud (atau dasar semi permeabel) yaitu suatu formasi yang berisi air tetapi tidak dapat memindahkannya dengan cukup cepat untuk melengkapi persediaan yang berarti pada sumur atau mata air. Deposit glasial pasir dan kerikil, kipas alluvial dataran banjir dan deposit delta pasir semuanya merupakan sumber air yang sangat baik. Berdasarkan material penyusunnya, maka terdapatnya air tanah dapat dibedakan menjadi 2, yaitu : a. Material lepas (unconsolidated materials) b. Material kompak (consolidated materials) Kira-kira 90% air tanah terdapat pada material lepas misalnya pasir, kerikil, campuran pasir dan kerikil, dan sebagainya. Pada suatu akuifer, air tanah menempati lubang batuan yang dikenal sebagai pori-pori batuan maupun lubang yang besar. Retakan mungkin terdapat dalam batuan kristalin maupun batuan padat dan mungkin mempunyai ukuran kapiler maupun sub-kapiler. Lubang-lubang yang besar merupakan ciri formasi batu kapur dan kadang kala batuan gunung berapi. Pori-pori merupakan ciri
batuan sedimen klasik dan batuan bahan butiran lainnya. Macam-macam batuan berdasarkan tipe kerapatannya dapat dilihat pada Tabel 2.1 Tabel 2.1. Macam-macam batuan tipe kerapatannya (densitas) Tipe kerapatan Batuan endapan Batuan Batuan vulkanik Kompak Lepas Karbonat beku dan batuan ubahan Kompak Lepas Antar - Pasir - Zone Zone Batuan butiran kerikil, pelapukan pelapukan vulkanik pasir dari granit basalt lepas, lempung, gneiss blok lempung sampai pasiran debu vulkanik Antar Breksi - Batu - Breksi - butiran konglom gamping vulkanik, dan erat, truf batu retakan batu apung pasir Retakan - - Batu gamping dolomite dan batu gamping non dolomite Granit, gneiss, garbo, kwasit, diorite, sekif Basalt, andesit, riolit
Berdasarkan daerah pembentukannya terdapat air tanah pada material lepas dapat dibedakan menjadi 4 wilayah, yaitu : a. Daerah aliran air (water course) Daerah aliran ini terdiri dari alluvial yang terletak di kanan kiri sungai yang mengalir. Potensi air tanah cukup besar apabila muka air sungainya lebih tinggi dari muka air tanah. Faktor ini menyebabkan daerah ini sangat potensial sebab materialnya lepas dan air sungai mensuplai air tanah. b. Daerah lembah mati Potensial air tanah di daerah ini cukup besar akan suplai air yang diterima tidak sebesar daerah aliran air. c. Daerah daratan Daerah ini adalah dataran yang luas dengan endapan yang belum mengeras misalnya pasir dan kerikil. d. Daerah lembah antar gunung Lembah yang dikelilingi oleh pegunungan biasanya terdiri dari material lepas yang jumlahnya sangat besar, material ini berasal dari pegunungan sekitarnya. Materialnya berupa pasir dan kerikil dan sifatnya akan menerima air di pengisian di atasnya. Pada dataran antar gunung yang dibatasi oleh kaki-kaki gunung api akan mempunyai perbedaaan besar pada butir setiap tahap kegiatan gunung api tersebut sehingga menyebabkan terbentuknya kondisi air tanah tertekan, terutama yang terletak tidak seberapa jauh dari bagian kaki gunung api. Lembah tersebut dibatasi oleh lipatan, sangat perlu diperhatikan akan luasnya penyebaran litologi yang diperkirakan dapat bertindak sebagai akuifer. Akuifer karena sifatnya seperti yang disebutkan didepan merupakan lapisan batuan yang sangat penting dalam usaha penyerapan air tanah. Litologi atau penyusupan batuan di lapisan akuifer di Indonesia yang penting adalah :
- Endapan alluvial : merupakan endapan hasil rombakan dari batuan yang telah ada. Air tanah pada endapan ini mengisi ruang antar butir. Endapan ini tersebar di daerah dataran. - Endapan Vulkanik muda : merupakan endapan hasil kegiatan gunung api, yang terdiri dari batuan-batuan lepas maupun padu. Air tanah pada endapan ini menempati baik ruang antar butir pada material lepas maupun mengisi rekah-rekah atau rongga batuan padu. Endapan ini tersebar disekitar wilayah gunung api. - Batu gamping : merupakan endapan laut yang mengandung karbonat, yang karena proses geologis diangkat ke permukaan. Air tanah disini mengisi terbatas pada rekahan rongga, maupun saluran pelarutan. Endapan ini tersebar di tempat-tempat yang dahulu berwujud lautan karena proses geologis, fisik dan kimia. Di beberapa daerah sebaran endapan batuan ini membentuk suatu morfologi khas, yang disebut karst. 2.2.1 Pembagian Air Tanah 1. Air tanah dangkal Air tanah dangkal terjadi karena adanya daya proses peresapan air dari permukaan tanah. Air tanah dangkal dimanfaatkan untuk sumber air minum melalui sumur-sumur dangkal. Air sumur dangkal ini terdapat pada kedalaman 15 30 meter. Sebagai air minum, air tanah dangkal mempunyai kualitas yang cukup baik namun kuantitasnya kurang mencukupi karena tergantung musim. 2. Air tanah dalam Air tanah dalam terdapat setelah rapat air yang pertama. Pengambilan air tanah dalam tidak semudah pada air tanah dangkal. Dalam hal ini harus digunakan bor untuk memasukkan pipa kedalamnya sehingga kedalaman antara 100 300 meter akan didapat lapisan air. Kualitas air tanah dalam pada umumnya lebih baik dari air tanah dangkal, karena penyaringannya lebih sempurna.
3. Mata air Mata air adalah air tanah yang keluar dengan sendirinya ke permukaan tanah. Mata air berasal dari tanah dalam hampir tidak terpengaruh oleh musim dan kualitasnya sama dengan keadaan air dalam (Sutrisno, 1987). 2.2.2 Kondisi air tanah Air tanah merupakan suatu bagian dalam proses sirkulasi alamiah. Jika pemanfaatan air tanah itu memutuskan sistem sirkulasi, yakni jika air yang dipompa melebihi besarnya pengisian kembali (recharge), maka akan terjadi pengurangan volume air tanah yang ada. Berkurangnya volume air tanah itu akan terlihat dalam bentuk penurunan permukaan air tanah dan tekanan air ini akan mengakibatkan penurunan intensitas pemompaan, jika penurunan ini melampaui suatu batas tertentu maka fungsi pemompaan akan hilang. Akhirnya sumber air tanah itu menjadi kering. Jadi untuk menghindari pengurangan volume air tanah yang ada, maka harus dijaga agar besarnya pemompaan itu sesuai dengan pengisian kembali (Sasrodarsono dan Takeda,1993). 2.2.3 Aliran air tanah Aliran air tanah sangat mempengaruhi kondisi daerah pantai, karena aliran ini menjaga keseimbangan antara air laut dan air tanah. Juga diketahui pula bahwa aliran air tanah pada kondisi geologi tertentu mengubah unsur kimia yang lain menjadi unsur kimia yang komposisinya sama dengan air laut bila semakin dekat aliran air itu ke pantai. Jadi dapat dikatakan bahwa aliran air tanah juga merupakan sumber salinitas. Disamping itu, aliran air tanah juga merupakan perantara geologi karena secara terus menerus mempengaruhi kondisi lingkungan dalam tanah (Todd, 1974). Menurut pakar geologi ini aliran air tanah tergantung dari waktu dan ruang dan salah satu dampaknya bahwa aliran air tanah ini membawa dan meningkatkan bermacam kimia yang terkandung dalam air tanah
2.2.4 Permeabilitas dan Porositas Keadaan material bawah tanah sangat mempengaruhi aliran dan jumlah air tanah. Jumlah air tanah yang dapat di simpan dalam batuan dasar, sedimen dan tanah sangat bergantung pada permeabilitas. Permeabilitas merupakan kemampuan batuan atau tanah untuk melewatkan atau meloloskan air. Air tanah mengalir melewati rongga-rongga yang kecil, semakin kecil rongganya semakin lambat alirannya. Jika rongganya sangat kecil, akan mengakibatkan molekul air akan tetap tinggal. Kejadian semacam ini terjadi pada lempung. Porositas juga sangat berpengaruh pada aliran dan jumlah air tanah. Porositas adalah jumlah atau persentase pori atau rongga dalam total volume batuan atau sedimen. Porositas dapat di bagi menjadi dua yaitu porositas primer dan porositas sekunder. Porositas primer adalah porositas yang ada sewaktu bahan tersebut terbentuk sedangkan porositas sekunder di hasilkan oleh retakan-retakan dan alur yang terurai. Pori-pori merupakan ciri batuan sedimen klastik dan bahan butiran lainnya. Pori berukuran kapiler dan membawa air yang disebut air pori. Aliran melalui pori adalah laminer. Kapasitas penyimpanan atau cadangan air suatu bahan ditunjukkan dengan porositas yang merupakan nisbah volume rongga. Porositas merupakan angka tak berdimensi biasanya diwujudkan dalam bentuk %. Umumnya untuk tanah normal mempunyai porositas berkisar antara 25% sampai 75 % sedangkan untuk batuan yang terkonsolidasi (consolidated rock) berkisar antara 0 sampai 10 %. Material dengan diameter kecil mempunyai porositas besar, hal ini dapat dilihat dari diameter butiran material. Menurut Tood (1980), permeabilitas merupakan suatu ukuran kemudahan aliran melalui suatu media porous. Permeabilitas (permaebility) adalah kapasitas batuan untuk meloloskan fluida sangat beragam dari viskositas fluida, tekanan hidrostatik, ukuran bukaan dan terutama adalah tingkat bukaan yang saling terhubung(porositas efektif). Jika rongga pori sangat kecil, maka batuan dapat
mempunyai porositas yang tinggi tetapi permeabilitasnya rendah karena air sukar melewati bukaan yang kecil. Sedangkan parameter permeabilitas merujuk hanya pada sifat-sifat batuan dan merupakan parameter yang menunjukkan beberapa besar luas area batuan yang dapat dilalui oleh fluida. Lempung mempunyai kerapatan porositas yang tinggi sehingga tidak dapat meloloskan air, batuan yang mempunyai porositas antara 5 20 % adalah batuan yang dapat meloloskan air dan air yang melewatinya dapat ditampung. Perkiraan rata-rata porositas dan permeabilitas berbagai tipe batuan dapat dilihat pada Tabel 2.2. Tabel 2.2. Porositas dan Permeabilitas beberapa tipe batuan Tipe Batuan Porositas (%) Permeabilitas (m/hari) Lempung Pasir Kerikil Kerikil dan pasir Batu pasir Batu Kapur Kwarsit Sumber : Linsley dan Franzini, 1990 45 35 25 20 15 5 1 0,0004 41 4100 410 4,1 0,04 0,0004 2.3 Akuifer Akuifer merupakan suatu lapisan batuan atau formasi geologi yang jenuh air dan bersifat permeable, dapat menyimpan dan meneruskan air dalam jumlah yang ekonomis (Felter,1988).
Berdasarkan kemampuan meluluskan air dari bahan pembatasnya, akuifer dapat dibedakan menjadi : 1. Akuifer Tertekan (Confined Aquifer) yaitu akuifer yang seluruh jumlah airnya dibatasi oleh lapisan kedap air, baik yang diatas maupun dibawah, serta mempunyai tekanan jenuh lebih besar daripada tekanan atmosfer. 2. Akuifer Bebas (unconfined Aquifer) yaitu lapisan lolos air yang hanya sebagian terisi oleh air dan berada di atas lapisan kedap air. Permukaan tanah pada akuifer ini disebut water table (preatiklevel), yaitu permukaan air yang mempunyai tekanan hidrostatik sama dengan atmosfer. 3. Akuifer Semi Tertekan (Semi confined Aquifer) yaitu akuifer yang seluruhnya jenuh air, dimana bagian atasnya dibatasi oleh lapisan semi lolos air dibagian bawahnya merupakan lapisan kedap air. 4. Akuifer Semi Bebas (Semi Unconfined Aquifer) yaitu akuifer yang bagian bawahnya merupakan lapisan kedap air, sedangkan bagian atasnya merupakan material berbutir halus, sehingga pada lapisan penutupnya masih memungkinkan adanya gerakan air. Dengan demikian akuifer ini merupakan peralihan antara akuifer bebas dengan akuifer semi tertekan. Struktur geologi berpengaruh terhadap arah gerakan air tanah, tipe, dan potensi akuifer. Stratigrafi yang tersusun atas beberapa lapisan batuan akan berpengaruh terhadap akuifer, kedalaman dan ketebalan akuifer, serta keduduka air tanah. Jenis dan umur batuan juga berpengaruh terhadap daya hantar listrik, dan dapat menentukan kualitas air tanah. Pada mulanya air memasuki akuifer melewati daerah tangkapan (recharge area) yang berada lebih tinggi daripada daerah buangan (discharge area). Daerah tangkapan biasanya terletak di gunung atau pegunungan dan daerah buangan terletak di daerah pantai. Air tersebut kemudian mengalir ke bawah karena pengaruh gravitasi pori-pori akuifer. Air yang berada dibagian bawah akuifer mendapat tekanan yang besar oleh berat air diatasnya, tekanan ini tidak dapat hilang atau berpindah karena akuifer terisolasi oleh akiklud diatas dan
dibawahnya, yaitu lapisan yang impremeabel dengan konduktivitas hidrolik sangat kecil sehingga tidak memungkinkan air melewatinya. 2.4 Air laut Air laut adalah air dari laut atau samudera.air laut memiliki kadar garam rata-rata 3,5%. Artinya dalam 1 liter (1000 ml) air laut terdapat 35 gram garam (terutama, namun tidak seluruhnya, garam dapur/nacl). Air laut memiliki kadar garam karena bumi dipenuhi dengan garam mineral yang terdapat di dalam batu-batuan dan tanah. Contohnya natrium, kalium, kalsium, dan lain-lain. Apabila air sungai mengalir ke lautan, air tersebut membawa garam. Ombak laut yang memukul pantai juga dapat menghasilkan garam yang terdapat batu-batuan. Lama-kelamaan air laut menjadi asin karena banyak mengandung garam (www.wikipedia.com). 2.5 Interaksi Air tanah dengan Air Laut Terjadinya suatu kegaraman (salinitas) pada air tanah maupun air permukaan merupakan suatu fenomena alam untuk daerah yang terletak berbatasan dengan pantai. Hal ini dapat terjadi karena adanya proses pasang surut dari air laut serta berat jenis kandungan air laut yang lebih besar dari pada air tawar sehingga mampu mendesak air tawar. Semakin tinggi fluktuasi pasang surut dan semakin landai daerah daratan kegaraman air ke daerah daratan pantai maka akan semakin jauh pengaruh kegaraman air ke arah daratan sehingga zona transisi air laut dan air tawar juga semakin luas. Secara umum lapisan pembawa air di daerah pantai dikenal dengan istilah akuifer pantai. Pada akuifer pantai, air tanah mempunyai gradien hidrolika ke arah laut sehingga terjadi aliran air tanah dari darat ke laut secara kontinu, sedangkan dari laut terjadi tekanan air laut ke darat. Pertemuan air tanah dan air laut membentuk bidang kontak yang dikenal dengan istilah interface. Air tanah mempunyai densitas lebih kecil daripada air laut, sehingga pada bidang kontak air tanah selalu berada di atas air laut.
Air tanah dan air laut adalah dua fluida yang dapat bercampur, sehingga pada kontak keduanya terbentuk zona transisi, densitas air bervariasi dari air laut ke air tanah menurut variasi kedalaman dan jarak titik amat ke garis pantai. Di alam lebar zona dispersi lebih kecil daripada tebal akuifer, sehingga banyak ahli hidrogeologi mengasumsikan kontak tersebut sebagai bidang tegas (Bear, 1979). Pada kondisi alam tidak terganggu, kedudukan bidang interface tidak berubah. Elevasi dan kemiringan bidang interface dibentuk oleh tinggi potensial dan gradien hidrolika air tanah. Pemompaan air tanah akan mengakibatkan penurunan tinggi potensial dan gradien hidrolika air tanah, sehingga bidang interface mengalami gangguan kesetimbangan dan akan bergerak ke kondisi kesetimbangan baru, begitu ada pengambilan air tanah dan sumur pengeboran maka terjadi gangguan kesetimbangan, air laut akan mendesak lebih ke hulu seperti ditunjukan dalam Gambar 2.2. dimana intrusi air laut terjadi karena kesetimbangannya terganggu. Gambar 2.2 Kondisi dimana Intrusi Air Laut terjadi karena kesetimbangan terganggu akibat pengambilan air (Todd,1974) 2.6 Intrusi Air Laut Pertemuan lapisan tanah permeabel yang mengandung air (akuifer) dengan perairan laut merupakan daerah vital dalam konservasi air bawah tanah. Dalam banyak kejadian, ketika air tanah diambil secara berlebihan dan kawasan pesisir
tidak tertutup vegetasi perlindung, maka air asin dari laut meresap ke dalam akuifer atau disebut intrusi air laut (Sunaryo,2007). Pada kondisi di mana pengambilan air tanah ke permukaan (sumur bor misalnya) keseimbangan antara air laut dan air tawar akan terganggu dalam arti intrusi air laut akan terjadi tergantung dari berapa besar air tanah diambil. Pengambilan air tanah melebihi kapasitas infiltrasi menyebabkan terjadi penurunan piezometric head air tawar. karena penurunan piezometric head sehingga terjadi proses intrusi air laut akibat dari pengambilan air tanah melalui sumur pemompaan. Pengambilan air tawar dari sumur pemompaan menyebabkan air laut akan mendesak air tawar lebih ke hulu. Aliran air tanah sangat mempengaruhi kondisi daerah pantai, karena aliran ini menjaga keseimbangan antara air laut dan air tanah. Pengambilan air tanah (terutama dengan sumur baik dangkal maupun dalam) secara tidak teratur akan meyebabkan jumlah air bersih yang mengalir ke laut (salinitas rendah) akan berkurang, sehingga keseimbangan antara air laut dan air tawar terganggu. Hasilnya adalah bahwa intrusi air laut akan lebih berkembang ke hilir. Masyarakat yang tinggal di pantai baru akan menyadari ketika penggunaan air bersih (dari sumur) yang tadinya merupakan air tawar menjadi air asin. Sebagai akibat dari proses kegaraman atau meningkatnya kandungan konsentrasi chlor pada lapisan air tanah, maka hal ini tidak saja menyebabkan berkurangnya sumber air minum yang berasal dari air tanah tetapi juga dapat menyebabkan kerusakan pada bangunan terutama yang menyerang beton dan sistim tulangan didalamnya. Kerusakan tersebut berarti akan mengurangi umur kekuatan struktur bangunan dari perhitungan semula (Adi, 1997). Adapun intrusi diartikan sebagai perembesan sebagai perembesan air laut ke daratan, bahkan sungai-sungai. Suatu kawasan yang awalnya air tanahnya tawar kemudian berubah menjadi asin sepert air laut. Intrusi dapat berakibat rusaknya air yang tawar dan berganti menjadi asin. Penyebabnya, antara lain penebangan pohon bakau, penggalian karang laut untuk dijadikan bahan bangunan
dan kerikil jalanan. Pembuatan tambak udang dan ikan yang memberikan peluang besar masuknya air laut jatuh ke daratan. (Soemarto, 1987) Intrusi air laut daerah pantai merupakan suatu proses penyusupan air asin dari laut ke dalam air tanah tawar di daratan. Zona pertemuan antara air asin dengan air tawar disebut interface. Pada kondisi alami, air tanah akan mengalir secara terus menerus ke laut. Berat jenis air asin sedikit lebih besar daripada berat jenis air tawar, maka air laut akan mendesak air tawar di dalam tanah lebih ke hulu. Tetapi karena tinggi tekanan piezometric air tanah lebih tinggi daripada muka air laut, desakan tersebut dapat dinetralisir dan aliran air yang terjadi adalah dari daratan kelaut sehingga terjadi keseimbangan antara air laut dan air tanah, sehingga tidak terjadi intrusi air laut. Intrusi air laut terjadi bila keseimbangan air laut dan air tanah terganggu. Aktivitas yang menyebabkan air laut diantaranya pemompaan yang berlebihan, karakteristik pantai dan batuan penyusunan, kekuatan air tanah ke laut, serta fluktuasi air tanah ke daerah pantai. Proses intrusi makin panjang bila dilakukan pengambilan air tanah dalam jumlah berlebihan. Bila intrusi sudah masuk pada sumur, maka sumur akan menjadi asin sehingga tidak dapat lagi dipakai untuk keperluan sehari-hari (sasrodarsono dan takeda, 1993). Percampuran air asin dan air tawar dalam sebuah sumur dapat terjadi dalam halhal sebagai berikut: 1. Dasar sumur terletak di bawah perbatasan antara air asin dan air tawar 2. Permukaan air dalam sumur selama pemompaan menjadi lebih rendah dari permukaan air laut, sehingga daerah pengaruhnya mencapai tepi pantai. 3. Keseimbangan perbatasan antara air asin dan air tawar tidak dapat dipertahankan. Perbatasan itu dapat naik secara abnormal yang disebabkan oleh penurunan permukaan air di dalam sumur selama pemompaan. Mengingat sumur di tepi pantai itu tidak dapat dipergunakan kembali setelah dimasuki air asin, maka harus diperhatikan untuk air tanah bebas seperti Gambar 2.3 di bawah ini:
Muka tanah H hs hs A Air asin B rf Gambar 2.3 Hubungan air asin dengan air tanah tawar pada akuifer bebas di daerah pantai pantai Tekanan hidrostatik di titik A=B PA = PB ρ s. g.h s = ρ f. g.h f (2.1) (2.2) Keterangan: ρ s : kerapatan (berat jenis) air laut = 1,025 gr/cm 3 ρ f : kerapatan (berat jenis) air bawah tanah tawar = 1 gr/cm 3 g : percepatan gravitasi h s : kedalaman muka air laut dari titik A h f : kedalaman muka air bawah tanah dari muka laut
Persamaan tersebut hanya berlaku : 1. Muka air bawah tanah (bidang pisometrik) berada di atas muka air laut 2. Muka air bawah tanah (bidang pisometrik) miring kea rah laut Perbatasan antara air asin dan air tawar dalam akuifer terkekang ditentukan oleh dalamnya akuifer, permeabilitas, besar tekanan dan lain-lain. Jadi meskipun sumur itu dalam dan terletak di tepi pantai, tidak akan terdapat pencampuran air asin. Tetapi kadang-kadang percampuran itu dapat terjadi meskipun sumur itu dangkal dan cukup jauh di tepi pantai. Hal itu dapat dilihat pada Gambar 2.4 (sasrodarsono dan takeda, 1993). Gambar 2.4. Penerobosan air asin pada air terkekang( Sasrodarsono dan Takeda, 1993) Jika tekanan air tanah pada mulut akuifer di laut menjadi lebih rendah dari tekanan air laut mulailah penerobosan air asin. Mengingat kecepatan sirkulasi air tanah terkekang dilapisan yang dalam itu rendah, maka kecepatan penerobosan air asin juga rendah. Akan tetapi pengaruhnya terhadap penduduk besar sekali. Dibandingkan pengaruh kedalaman serta volume air dalam sumur dari sumber pencemaran, kondisi akuifer secara keseluruhan merupakan faktor yang berpengaruh terhadap proses pencemaran air tanah. Faktor yang
mempengaruhinya antara lain arah aliran tanah dalam akuifer, macam dan jumlah serta sifat bahan pencemar dalam akuifer berikut interaksi antara bahan pencemar itu sendiri di dalam akuifer. (Soekardi,1990) Pantai berpasir memiliki tekstur pasir yang sifatnya lebih porus. Pengendalian intrusi air laut lebih mudah dilakukan sebab metode pengendalian memungkinkan untuk dilakukan. Pantai berterumbu karang atau mangrove akan sulit mengalami intrusi air laut sebab mangrove dapat mengurangi intrusi air laut. Kawasan pantai memiliki fungsi sebagai sistem penyangga kehidupan. Kawasan pantai sebagai daerah pengontrol siklus air dan proses intrusi air laut, memiliki vegetasi yang keberadaannya akan menjaga ketersediaan cadangan air permukaan yang mampu menghambat terjadinya intrusi air laut ke arah daratan (Setyawan,2000). Intrusi air laut dipengaruhi oleh beberapa faktor, yaitu : a. Aktivitas Manusia Aktivitas manusia terhadap lahan maupun sumber daya air tanpa mempertimbangkan kelestarian alam tentunya dapat menimbulkan banyak dampak lingkungan. Bentuk aktivitas manusia yang berdampak pada sumber daya air terutama intusi air laut adalah pemompaan air tanah (pumping well) yang berlebihan dan keberadaanya dekat dengan pantai. Intrusi air laut merupakan bentuk degradasi sumber daya air terutama oleh aktivitas manusia pada kawasan pantai. Hal ini perlu diperhatikan sehingga segala bentuk aktivitas manusia pada daerah tersebut perlu dibatasi dan dikendalikan sebagai wujud kepedulian terhadap lingkungan. b. Faktor Batuan Batuan penyusun akuifer pada suatu tempat yang lain, apabila batuan penyusun berupa pasir akan menyebabkan air laut lebih mudah masuk ke dalam air tanah. Kondisi ini diimbangi dengan kemudahan pengendalian intrusi air laut dengan banyak metode. Sifat yang sulit untuk melepas air
adalah lempung sehingga intrusi air laut yang telah terjadi akan sulit untuk dikendalikan atau diatasi. c. Fluktuasi Air tanah di Daerah Pantai Apabila fluktuasi air tanah tinggi maka kemungkinan intrusi air laut lebih mudah terjadi pada kondisi air tanah berkurang. Rongga yang terbentuk akibat airtanah rendah maka air laut akan mudah untuk menekan air tanah dan mengisi cekungan/rongga air tanah. Apabila fluktuasinya tetap maka secara alami akan membentuk interface yang keberadaannya tetap. d. Karakteristik Pantai Pantai berbatu memiliki pori-pori antar batuan yang lebih besar dan bervariasi sehingga mempermudah air laut masuk kedalam air tanah. Pengendalian air laut membutuhkan biaya yang besar sebab beberapa metode sulit dilakukan pada pantai berbatu. Metode yang mungkin dilakukan hanya injection well pada pesisir yang letaknya agak jauh dari pantai, dan tentunya materialnya berupa pasiran ( Setyawan,2000). 2.7 Metode Geolistrik Metode geolistrik merupakan metode yang menggunakan prinsip aliran arus listrik dalam menyelidiki struktur bawah permukaan bumi. Aliran arus listrik dalam mengalir di dalam tanah melalui batuan-batuan dan sangat dipengaruhi oleh adanya air tanah dan garam yang tergantung di dalam serta hadirnya mineral logam maupun panas yang tinggi. Oleh karena itu, metode geolistrik dapat digunakan pada penyelidikan hidrogeologi seperti penentuan akuifer dan adanya kontaminasi, penyelidikan mineral, survei arkeologi dan deteksi hotrocks pada penyelidikan panas bumi. Berdasarkan asal sumber arus listrik yang digunakan, metode resistivitas dapat dikelompokan ke dalam dua kelompok yaitu (Santoso,2002): 1. Metode Pasif
Metode ini menggunakan arus listrik alami yang terjadi di dalam tanah (batuan) yang timbul akibat adanya aktivitas elektrokimia dan elektromekanik dalam materi-materi penyusun batuan. Metode yang termasuk dalam kelompok ini diantaranya Potensial Diri/Self Potensial (SP) dan Magneto Teluric (MT). 2. Metode aktif Yaitu bila arus listrik yang diinjeksikan (dialirkan) didalam batuan, kemudian efek potensial yang ditimbulkan arus buatan tersebut diukur di permukaaan. Metode yang termasuk kedalam kelompok ini diantaranya metode resistivity dan induced Polarization (IP). 2.7.1 Metoda Geolistrik Tahanan Jenis Pada metode geolistrik resistivitas, digunakan arus listrik yang diinjeksikan kedalam bumi melalui dua elektroda arus C 1 dan C 2. Beda potensial yang timbul sebagai injeksi arus diukur melalui dua elektroda potensial P 1 dan P 2. Dari hasil pengukuran arus dan beda potensial untuk setiap jarak elektroda tertentu maka dapat kita tentukan variasi harga resistivitas masing-masing lapisan dibawah titik ukur (titik sounding) atau sering disebut datum. Umumnya, metode Geolistrik ini hanya baik untuk eksplorasi yang sifatnya dangkal, sekitar 100m (Telford,1990). Jika kedalaman lapisan lebih dari harga tersebut, informasi yang diperoleh kurang akurat, hal ini disebabkan melemahnya arus listrik untuk jarak bentangan yang semakin besar. Karena itu, metode ini jarang digunakan untuk eksplorasi dalam, sebagai contoh eksplorasi minyak. Aliran listrik pada suatu formasi batuan terjadi karena adanya fluida elektrolit pada pori-pori atau rekahan batuan. Oleh karena itu resistivitas suatu formasi batuan bergantung pada porositas batuan serta jenis fluida pengisi poripori batuan tersebut. Batuan porous yang berisi air atau air asin tentu lebih konduktif karena resistivitasnya rendah jika dibandingkan dengan batuan yang sama yang pori-porinya hanya berisi udara (kosong).
Resistivitas merupakan hasil pengukuran geolistrik, jika bumi bersifat homogen isotropis maka resistivitas terukur merupakan resistivitas sebenarnya. Berdasarkan keadaan dilapangan, bumi tidak bersifat homogen, maka harga resistivitas ini merupakan harga rata-rata resistivitas formasi yang dilalui arus listrik atau disebut resistivitas semu. Resistivitas adalah karakteristik bahan yang menunjukan kemampuan bahan tersebut untuk menghantarkan arus listrik. Resistivitas mempunyai pengertian yang berbeda dengan resistansi (hambatan), dimana resistansi tidak hanya tergantung pada bahan tetapi juga tergantung pada faktor geometri atau bentuk bahan tersebut. Sedangkan resistivitas tidak bergantung pada faktor geometri. Prinsip metode geolistrik secara sederhana dapat dianalogikan dengan rangkaian listrik. Jika arus dari suatu sumber dialirkan pada sebuah beban listrik (misalnya kawat seperti terlihat pada Gambar 2.5) maka besar resistansi R dapat diperkirakan berdasarkan besarnya potensial sumber dan besarnya arus yang mengalir. Dalam hal ini nilai resistivitas tidak dapat digunakan untuk memperkirakan jenis material karena masih bergantung pada ukuran atau geometrinya. Untuk itu digunakan besaran resistivitas yang merupakan resistansi yang telah dinormalisasi terhadap geometri. Pengukuran geolistrik secara teknis dilakukan dengan mengalirkan arus ke dalam tanah melalui dua elektroda (C 1 dan C 2 ) dan responya (beda potensial) diukur melalui 2 elektroda yang lain (P 1 dan P 2 ). Sifat kelistrikan medium bawah permukaan tersebut dapat diperkirakan berdasarkan konfigurasi elektroda dan respon yang diukur. Seperti terlihat pada Gambar 2.5. terdapat kawat yang dialiri arus. Gambar 2.5 Kawat yang dialiri arus
Jika kita tinjau sebuah konduktor dengan panjang L, luas penampang A dan resistansinya adalah R, maka secara sistematis dapat dirumuskan : ρ (2.3) Keterangan: R = resistensi (Ω) ρ (Ωm) L = panjang kawat konduktor (m) A = Luas Penampang kawat konduktor (m 2 ) Menurut hukum ohm resistansi dirumuskan : (2.4) Dengan R adalah resistansi (ohm), V adalah beda potensial (volt) dan I adalah kuat arus (Ampere). Pada metode geolistrik ini, pembahasan mengenai aliran listrik dalam bumi didasarkan pada asumsi bahwa bumi merupakan medium homogen isotropis. Pada kondisi demikian, maka potential listrik disekitar arus listrik yang berada dalam bumi dan dipermukaan bumi adalah sebagai berikut : Gambar 2.6 Arah arus listrik dan garis equipotensial untuk sumber arus berada di dalam bumi
Perhatikan gambar arus keluar secara radikal dari titik arus sehingga jumlah arus yang keluar melalui permukaan bola dengan jari-jari r adalah : ρ (2.5) Namun apabila titik di atas terletak di permukaan bumi, maka arah arus listrik dan garis equipotensialnya dapat dilihat pada Gambar 2.7. Gambar 2.7 Arah arus listrik dan garis equipotensial untuk sumber arus berada di permukaan bumi Pada gambar tersebut area sebaran arah arus adalah setengah bola, sehingga permukaan luas =.. Dengan demikian persamaan (2.6) menjadi : ρ (2.6) Pada survey geolistrik dipakai 2 (dua) sumber arus, dengan demikian arah arus listrik dan equipotensialnya adalah seperti pada Gambar 2.8.
Gambar 2.8 Arah arus listrik dan garis equipotensial untuk dua sumber arus berada di permukaan bumi Pengukuran metode geolistrik resistivitas dalam prakteknya dilapangan bertujuan untuk membandingkan potensial di suatu titik tertentu, sehingga diperlukan dua buah elektroda arus di permukaan yang berfungsi untuk memberikan dan merespon arus, baik dari dalam sumber medium atau sebaliknya. Beda potensial dipermukaan akan dipengaruhi oleh kedua elektroda arus tersebut, seperti pada gambar diatas dalam praktek sebenarnya besar potensial pada suatu titik tidak dapat ditentukan, sumber arus listrik harus dua kutub yaitu kutub positif dan negatif. Harga potensial yang diukur adalah harga perbedaan potensial antara dua titik penempatan elektroda potensialnya. Jadi apabila ada arus diinjeksikan ke dalam bumi yang homogen isotropis melalui elektroda arus pada titik C 1 dan C 2 seperti pada Gambar 2.9. Gambar 2.9 Skema penempatan elektroda
Penentuan faktor geometri (k) dari spasi elektroda pada gambar diatas adalah sebagai berikut : ( ) ( ) ( ) ( ) ( ) (2.7) Maka dapat ditulis : ρ [ ( ) ] (2.8) Secara umum dapat dinyatakan : ρ [ ( ) ] (2.9) 2.7.2 Resistivitas Semu Hasil pengukuran langsung dilapangan inilah yang dinamakan resistivitas semu (ρ ) yang hasilnya merupakan besaran rata-rata dari nilai-nilai resisivitas medium yang berbeda-beda tersebut. Dari persamaan (2.6), nilai resistivitas semunya dapat ditentukan sebesar, ρ [ ( ) ] (2.10) Dari persamaan (2.7) kelompok parameter yang berdimensi jarak dinotasikan sebagai K yang disebut faktor geometri, ( ) (2.11)
K merupakan suatu tetapan, dan nilainya tergantung pada susunan elektroda yang digunakan dalam pengukuran. Dengan demikian persamaan 26 dapat ditulis menjadi, ρ (2.12) Karena bumi tidak homogen, maka nilai resistivitas tiap lapisannya berbeda-beda. Resistivitas semu merupakan resistivitas dari suatu medium fiktif yang ekivalen dengan medium berlapis yang ditinjau. Pada pengukuran geolistrik yang dilakukan pada medium non homogen (resistivitas bervariasi secara vertical atau horizontal), resistivitas semu akan memberikan gambaran kualitatif distribusi resistivitas bawah permukaan. Seperti terlihat pada Gambar 2.10. resistivitas semu pada medium berlapis. Gambar 2.10. Konsep resistivitas semu pada medium berlapis Misalnya medium yang ditinjau terdiri dari dua lapisan dengan nilai resistivitas lapisan pertama adalah ρ dan nilai resistivitas lapisan kedua adalah ρ 2 dengan ρ 1 > ρ 2. Arus yang mengalir antara elektroda A dan B akan mempunyai kelengkungan-kelengkungan berbeda tiap lapisan-lapisan. Dalam pengukuran, medium ini dianggap sebagai medium satu lapis homogen yang memiliki satu harga resistivitas, yaitu resistivitas semu ρ. Konduktansi lapisan fiktif ini sama dengan jumlah konduktansi masing-masing lapisan.
Dengan menggunakan konfigurasi elektroda tertentu, nilai K dapat ditentukan, beda tegangan dan arus yang dimasukkan ke dalam tanah dapat diukur, dengan demikian resistivitas semu dapat dihitung. Dengan mengubah jarak antar elektroda untuk kepentingan eksplorasi dapat diperoleh berbagai variasi nilai tahanan jenis terhadap kedalaman. Hasil pengukuran di lapangan sesudah dihitung nilai tahanan jenisnya merupakan fungsi dari konfigurasi elektroda dan berkaitan dengan kedalaman penetrasinya. Semakin panjang rentang antar elektroda, semakin dalam penetrasi arus yang diperoleh yang ditentukan oleh kuat arus yang dialirkan melalui elektroda arus. (Santoso,2002). 2.7.3 Jenis- Jenis Konfigurasi metode geolistrik resistivitas Metoda geolistrik terdiri dari beberapa konfigurasi, misalnya yang ke 4 buah elektrodanya terletak dalam satu garis lurus dengan posisi elektroda AB dan MN yang simetris terhadap titik pusat pada kedua sisi yaitu konfigurasi Wenner dan Schlumberger. Setiap konfigurasi mempunyai metoda perhitungan tersendiri untuk mengetahui nilai ketebalan dan tahanan jenis batuan di bawah permukaan. Metoda geolistrik konfigurasi Schlumberger merupakan metoda favorit yang banyak digunakan untuk mengetahui karakteristik lapisan batuan bawah permukaan dengan biaya survei 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. 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, perpipaan dari bahan logam yang bisa menghantar arus listrik, pagar kawat yang terhubung ke tanah dan sebagainya.
Spontaneous Potential yaitu tegangan 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 benarbenar diakibatkan oleh pengiriman arus pada elektroda AB. Multimeter yang mempunyai fasilitas seperti ini hanya terdapat pada multimeter dengan akurasi tinggi (http://ezraroelistoa.wordpress.com/2013/03/13/metode geolistrik). Berdasarkan letak eletroda potensial dan elektroda arusnya, pada konfigurasi metode resistivitas tahanan jenis dikenal beberapa jenis konfigurasi diantaranya : konfigurasi Sclumberger, Konfigurasi Wenner, Konfigurasi Pole- Pole, Konfigurasi Wenner-Schlumberger, Konfigurasi Dipole-Dipole dan lainlain. 2.7.3.1 Konfigurasi Schlumberger Konfigurasi ini diambil dari nama Conrad Sclumberger yang merintis metode geolistrik pada tahun 1920-an. Adapun keunggulan dari konfigurasi Sclumberger ini adalah kemampuan untuk mendeteksi adanya nonhomogenitas lapisan batuan pada permukaan, yaitu dengan membandingkan nilai resistivitas semu ketika terjadi perubahan jarak elektroda MN/2. Sedangkan kelemahannya adalah tidak bisa mendeteksi homogenitas batuan di dekat permukaan yang bisa berpengaruh terhadap hasil perhitungan, selain itu
juga dalam pembacaan tegangan pada elektroda MN adalah lebih kecil terutama ketika jarak AB yang relatif jauh, sehingga diperlukan alat ukur multimeter yang mempunyai karakteristik high impedence dengan akurasi tinggi yaitu yang bisa mendisplay tegangan minimal 4 digit atau 2 digit dibelakang koma, atau dengan cara lain, diperlukan peralatan pengirim arus yang mempunyai tegangan DC yang sangat tinggi. Seperti Gambar 2.11 Gambar 2.11 Elektroda arus dan Potensial Konfigurasi Schlumberger 2.7.3.1 Konfigurasi Wenner Konfigurasi Wenner dikembangkan oleh Wenner di Amerika yang keempat buah elektroda-nya terletak dalam satu garis dan simetris titik tengah. Jarak MN pada konfigurasi wenner selalu sepertiga (1/3) dari jarak AB. Bila jarak AB diperlebar, maka jarak MN juga harus diubah sehingga jarak MN tetap sepertiga jarak AB. Keunggulan dari konfigurasi Wenner ini adalah ketelitian pembacaan tegangan pada elektroda MN lebih baik dengan angka yang relative besar karena elektroda MN yang relatif dekat elektroda AB. Disini bisa digunakan alat ukur multimeter dengan impedansi yang relative lebih kecil. Sedangkan kelemahannya adalah tidak bisa mendeteksi homogenitas batuan di dekat permukaan yang bisa berpengaruh terhadap hasil perhitungan. Data yang didapat dari cara konfigurasi Wenner, sangat sulit untuk
menghilangkan factor non homogenitas batuan, sehingga hasil perhitungan menjadi kurang akurat. Gambar 2.12 Konfigurasi Wenner 2.7.3.1 Konfigurasi Pole-Pole Konfigurasi Pole-Pole jarang digunakan dalam survei geolistrik untuk prosedur sounding. Konfigurasi ini bertujuan mencatat gradien potensial atau intensitas medan listrik dengan menggunakan pasangan elektroda detektor (potensial) yang berjarak relatif dekat dibanding dengan jarak elektroda arus. Elektroda detektor diletakkan pada bagian tengah dari susunan tersebut (Marino, 1984). Dalam susunan ini empat elektroda terletak dalam suatu garis lurus. Susunan elektroda untuk konfigurasi Pole-Pole ditunjukkan dalam Gambar 2.13 Di mana C 1 =P 1 = na/2; sedangkan C 2 =P 2 = : Gambar 2.13 Konfigurasi pole-pole Konfigurasi pole-pole mempunyai faktor geometri K = 2 π Kelemahan lain dari konfigurasi ini adalah bahwa jarak yang besar antara elektroda P 1 dan P 2, ia dapat mengambil sejumlah besar suara dari bumi yang
sangat dapat menurunkan kualitas pengukuran. Dengan demikian konfigurasi ini digunakan dalam survei yang relatif kecil elektroda jarak (kurang dari 10 meter) digunakan. Hal ini populer di beberapa aplikasi seperti survei arkeologi di mana jarak elektroda kecil yang digunakan. Ini juga telah digunakan untuk 3-D survei (Li dan Oldenburg 1992). konfigurasi ini memiliki cakupan terluas horisontal dan kedalaman terdalam penyelidikan. Namun, memiliki resolusi yang paling rendah, yang tercermin oleh jarak yang relatif besar antara kontur di plot fungsi sensitivitas (Loke,1999). 2.7.3.2 Konfigurasi Wenner Schlumberger Metode ini dimaksudkan sebagai acuan dan pegangan dalam pengukuran resistivitas perlapisan batu atau tanah dibawah permukaan tanah dengan susunan elektroda Wenner Schumberger untuk eksplorasi awal air tanah dengan mempelajari geologi bawah permukaan dan menduga air tanah berdasarkan nilai reistivitasnya. Konfigurasi Wenner-Schlumberger adalah konfigurasi dengan sistem aturan spasi yang konstan dengan catatan faktor n untuk konfigurasi ini adalah perbandingan jarak antara elektroda C 1 -P 1 (atau C 2 -P 2 ) dengan spasi antara P 1 -P 2 seperti pada Gambar 2.13. Jika jarak antar elektroda potensial (P 1 dan P 2 ) adalah a maka jarak antar elektroda arus (C 1 dan C 2 ) adalah 2na + a. Proses penentuan resistivitas menggunakan 4 buah elektroda yang diletakkan dalam sebuah garis lurus. Seperti terlihat pada Gambar 2.14 Gambar 2.14 Pengaturan elektroda konfigurasi Wenner Schlumberger dengan faktor geometri (k)
2.7.3.1 Konfigurasi Dipole-Dipole Konfigurasi yang dipakai dalam penelitian ini adalah konfigurasi dipoledipole. Konfigurasi dipole-dipole memiliki keunggulan untuk mendeteksi adanya besarnya tahanan jenis (resistivitas) bawah permukaan tanah, seperti terlihat pada Gambar 2.15 Gambar 2.15 Konfigurasi Dipole-Dipole (Loke, 2000) Pada konfigurasi dipole-dipole, pengukuran biasanya dimulai dengan spasi a antara elektroda C 2 C 1 ( dan juga pada P 1 P 2 ). Sedangkan jarak antara elektroda C 2 C 1 dan P 1 P 2 sebesar na dengan n dimulai dari 1 dan maksimal bernilai 6. Jika n lebih besar dari 6 maka pengukuran nilai potensial tidak akurat lagi karena nilai potensialnya sangat rendah. Untuk meningkatkan kedalam investigasi, maka spasi antara elektroda C 2 C 1 (dan juga pada P 1 P 2 ) dinaikkan menjadi 2a dan seterusnya. Dalam sistem dipole-dipole, intensitas medan listrik berkurang dengan cepat sesuai dengan seperjarak pangkat tiga, sehingga pelaksanaan pengukuran medan listrik menjadi sulit pada jarak pengukuran yang cukup jauh. Masalah ini dapat diatasi dengan memperbesar arus atau panjang dipole tersebut. Pada tahanan jenis mapping, jarak spasi elektroda tidak berubahubah untuk setiap titik sounding yang diamati (besarnya a dan n tetap). Sedangkan pada tahanan jenis sounding, jarak spasi antara C 2 C 1 ke P 1
P 2 elektroda tersebut diperbesar gradual ( a tetap, n berubah secara gradual), mulai dari harga n kecil, untuk suatu titik sounding. Nilai sensitivitas terbesar pada konfigurasi ini terletak antara elektroda C 2 - C 1, serta antara elektroda P 1 -P 2. Ini berarti bahwa konfigurasi ini adalah yang paling sensitif terhadap perubahan resistivitas antara elektroda di setiap pasangan dipol. Perhatikan bahwa sensitivitas pola kontur hampir vertikal. Dengan demikian array dipole-dipole sangat sensitif terhadap horisontal perubahan resistivitas, tapi relatif tidak sensitif terhadap perubahan vertikal dalam tahanan. Ini berarti bahwa itu baik dalam memetakan struktur vertikal, seperti tanggul dan gigi berlubang, tetapi relatif miskin dalam pemetaan struktur horisontal seperti kusen atau lapisan sedimen. Kedalaman rata-rata penyidikan konfigurasi ini juga tergantung pada faktor "n", serta "na" faktor. Secara umum, konfigurasi ini memiliki kedalaman yang dangkal jika dibandingkan dengan konfigurasi Wenner. Namun, untuk 2-D survei, konfigurasi ini memiliki cakupan data yang lebih baik horisontal daripada Wenner. Salah satu kelemahan yang mungkin dari array ini adalah kekuatan sinyal yang sangat kecil untuk besar nilai dari faktor "n". Tegangan berbanding terbalik dengan pangkat tiga faktor "n". Ini berarti bahwa untuk arus yang sama, tegangan diukur dengan meteran resistivitas turun oleh sekitar 200 kali ketika "n" meningkat dari 1 sampai 6. Salah satu metode untuk mengatasi masalah ini adalah untuk meningkatkan "sebuah" jarak antara C 1 -C 2 (dan P 1 -P 2 ) dipol pasangan untuk mengurangi penurunan potensi ketika panjang keseluruhan konfigurasi meningkat untuk meningkatkan kedalaman penyelidikan (Loke, 2000). Kekuatan sinyal dari konfigurasi ini, semakin kecil "n" faktor adalah sekitar 28 kali lebih kuat dari yang satu dengan yang lebih besar "n" faktor. Untuk menggunakan konfigurasi ini secara efektif, meteran resistivitas harus memiliki relatif tinggi kepekaan dan sangat baik sirkuit kebisingan penolakan, dan harus ada kontak yang baik antara elektroda
dan tanah dalam survei. Dengan peralatan lapangan yang tepat dan survei teknik, metode ini telah berhasil digunakan di banyak bidang untuk mendeteksi struktur seperti rongga di mana resolusi horizontal baik dari konfigurasi ini adalah keuntungan besar. Untuk konfigurasi dipole-dipole, daerah dengan nilai-nilai sensitivitas yang tinggi terkonsentrasi di bawah sepasang elektroda C 1 -C 2 dan bawah pasangan elektroda P 1 -P 2. Akibatnya, konfigurasi dipole-dipole yang memberikan informasi minimal tentang resistivitas di wilayah sekitar merencanakan titik, dan distribusi titik data tidak mencerminkan daerah bawah permukaan dipetakan oleh tahanan jenis semu pengukuran. Catatan bahwa jika datum titik diplot pada titik potong dari dua sudut 45 garis yang ditarik dari pusat-pusat dari dua dipol, akan berada pada kedalaman dari 2.0 unit (dibandingkan dengan 0,96 unit diberikan dengan kedalaman rata-rata metode penyelidikan) dimana nilai-nilai sensitivitas hampir nol. 2.7.4 Konsep Resistivitas Batuan Dari semua sifat fisika batuan dan mineral, resistivitas memperlihatkan variasi harga yang sangat banyak. Pada mineral-mineral logam, harganya berkisar pada 10 8 Ωm hingga 10 7 Ωm. Begitu juga pada batuan-batuan lain, dengan komposisi yang bermacam-macam akan menghasilkan range resistivitas yang bervariasi pula. Sehingga range resistivitas maksimum yang mungkin adalah dari 1,6 x 10 8 (perak asli) hingga 1016Ωm (belerang murni). Konduktor biasanya didefinisikan sebagai bahan yang memiliki resistivitas kurang dari 10 8 Ωm, sedangkan isolator memiliki resistivitas lebih dari10 7 Ωm. Dan di antara keduanya adalah bahan semikonduktor. Di dalam konduktor berisi banyak elektron bebas dengan mobilitas yang sangat tinggi. Sedangkan pada semikonduktor, jumlah elektron bebasnya lebih sedikit. Isolator dicirikan oleh ikatan ionik sehingga elektron-elektron valensi tidak bebas bergerak (Telford, 1990).
Secara umum, berdasarkan harga resistivitas listriknya, batuan dan mineral dapat dikelompokkan menjadi tiga yaitu : 1. Kondukror baik : 10 8 < ρ <1Ωm 2. Konduktor pertengahan : 1 < ρ < 10 7 Ωm 3. isolator : ρ > 10 7 Ωm Kebanyakan mineral membentuk batuan penghantar listrik yang tidak baik walaupun beberapa logam asli dan grafit menghantarkan listrik Resistivitas yang terukur pada material bumi utamanya ditentukan oleh pergerakan ion-ion bermuatan dalam pori-pori fluida. Air tanah secara umum berisi campuran terlarut yang dapat menambah kemampuannya untuk menghantar listrik, meskipun air tanah bukan konduktor listrik yang baik. Harga tahanan jenis tanah pada daerah kedalaman yang terbatas tidaklah sama. Beberapa faktor yang mempengaruhi tahanan jenis tanah adalah : a. Keadaan struktur tanah antara lain ialah struktur geologinya, seperti tanah liat, tanah rawa, tanah berbatu, tanah berpasir, tanah gambut dan sebagainya. b. Unsur kimia yang terkandung dalam tanah, seperti garam, logam, dan mineral-mineral lainnya. c. Keadaan iklim, basah atau kering. d. Temperatur tanah dan jenis tanah. 2.7.4.1 Pengaruh Keadaan Struktur Tanah Tahanan jenis tanah bervariasi dari 500 sampai 50000 Ohm per cm3. Kadang kadang harga ini dinyatakan dalam Ohm-cm. Pernyataan Ohm-cm merepresentasikan tahanan di antara dua permukaan yang berlawanan dari suatu volume tanah yang berisi 1 cm3. Kesulitan yang biasa dijumpai dalam mengukur tahanan jenis tanah adalah bahwa dalam kenyataannya komposisi tanah tidaklah homogen pada seluruh volume tanah, dapat bervariasi secara vertikal maupun