bab 5 eksplorasi hidrogeologi dan pemetaan hidrogeologi (1)

BAB 5

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

pemboran. Khusus untuk pemboran akan dibahas secara lebih rinci

pada bab VI.

V-1

SASARAN : 1. Menentukan metoda eksplorasi yang tepat untuk

berbagai

kondisi geologi

2. Menyusun proposal eksplorasi airtanah

3. Membuat peta hidrogeologi sebagai media

penyajian

BAB 5. EKSPLORASI HIDROGEOLOGI

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.

V-2


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 :

V-3


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) :

dimana : R = Resistensi (ohm)

V = Potensial (V)

I = Kuat arus (A)

L = Panjang medium (m)

A = Luas penampang (m2)

p = Resistivitas (Ohm-m)

V-4


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) :

V-5


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 :

2. Aturan Wenner; yaitu empat buah elektroda ditempatkan sejajar

dengan jarak yang sama, AM = MN = NB = a. Faktor geometri

(K) = 2. .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.

V-6


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.

V-7


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

V-8


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.

V-9


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.

V-10


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

V-11


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

V-12


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-

V-13


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

V-14


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.

V-15


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.

V-16


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

V-17


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 :

1. Longitudional unit condictance S1 = h1/p1

2. Transverse unit resistance T1 = h1 . p1

3. Longitudinal resistivity p1 = h1 / S1

4. Transverse resistivity pT = T1 / h1

5. Anistropy factor = 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

V-18


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.

V-19


7. Pembuatan blok diagram atau diagram pagar untuk

menggambarkan sifat resistivitas dan litologi daerah studi.

a. Analisis Hidrogeologi dari Nilai Resistivitas

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 m.

2. ‘Dry loss’ di permukaan = 15 – 35 m.

3. ‘Dry loss’ + pasir = 10 – 400 m.

4. Kerikil kering di permukaan = > 360 m.

5. Clay = 5 – 20 m.

6. Granit = > 500 m.

V-20


Kasus kedua : Nilai tahanan jenis di Wadi Jizan Valley adalah :

1. Intrusi air laut = < 1 m.

2. Akuifer jenuh = 10 – 50 m.

3. Clay = 2 – 5 m.

4. ‘Dry loss’ + pasir = 160 –400 m.

5. Granit = > 500 m.

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 :

Δ2V = 0

V adalah suatu fungsi potensial sebagai fungsi spasial

Δ2V = (d2V/dr2) + (2/r)(dV/dr) = 0

V-21


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)

V-22


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.

V-23


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.

V-24


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,

V-25


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.

V-26


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.

V-27


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

V-28


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.

V-29


5.2. PEMETAAN HIDROGEOLOGI

Hidrogeologi didefiniskan sebagai studi berbagai ilmu dengan

interaksi ekstensif antara air dan kerangka kerja geologi (Maxey,

1964).

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.

V-30


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.

V-31

Geologi hidrologi

Peta Hidrogeologi

Peta Geologi

Peta Hidrologi

+Informasi geologi + Informasi air

Peta Topografi

ILMU KEBUMIAN


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.

V-32


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

V-33


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

V-34


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

V-35


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 s/cm @ 20oC 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 g/l Fe 50 200

Data kimia ini dapat digunakan untuk mengidentifikasi

permasalahan pencemaran potensial seperti intrusi air laut, nitrat

V-36


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

V-37


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

V-38


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.

V-39


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

V-40


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

V-41


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

airtanah. Melalui analisis yang dilakukan akan dapat

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

V-42


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)

V-43


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 :

.........................................(1)

Sedangkan nilai potensial airtanah adalah :

............................................(2)

Dengan :

= potensial hidrokarbon dan airtanah (ML2T-2)

g = percepatan gravitasi (LT-2)

z = elevasi dari suatu datum (L)

p = tekanan (ML-1T-2)

= massa jenis hidrokarbon dan airtanah (ML-3)

= hydraulic head hidrokarbon dan airtanah (L)

Jika parameter p pada kedua persamaan tersebut dihilangkan, maka

akan diperoleh persamaan sebagai berikut :

...............................................(3)

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

V-44


..........................(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 :

..................................(5)

Airtanah :

.....................................(6)

Dengan :

V-45


= Konduktivitas hidrolik hidrokarbon dan

airtanah (LT-1)

= kecepatan hidrokarbon dan airtanah (LT-1)

Penggabungan persamaan (4) dan persamaan (5 & 6) menghasilkan

persamaan :

......................(7)

Pada kondisi hidrokarbon terperangkap dimana tidak ada pergerakan

maka nilai = 0. Maka pada kondisi ini, persamaan (7) dapat

dituliskan sebagai berikut :

............................(8)

Dengan :

adalah sensitive amplification factor (SAF), dan

adalah gradien hidrolik airtanah

V-46


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 = 0, sehingga = 0,

artinya tidak ada pergerakan air/hidrostatik. Hal ini

V-47


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 lebih kecil dari

kemiringan lapisan. Karena gas dan minyak memberikan

yang lebih kecil dari gas, ada kemungkinan reservoir hanya

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 :

......................(9)

Pengaturan kembali persamaan (9) menghasilkan :

V-48


................................(10)

Agar lebih sederhana, masing-masing bentuk persamaan (10)

diwakilkan oleh satu huruf, yaitu :

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

5.15 dan 5.16 berikut :

V-49


V-50


Gambar 5.15. Contoh peta U, V, Z minyak (Sumber: Dahlberg, 1982)

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

V-51


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 :

.........................(12)

V-52


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).

V-53


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

V-54


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

V-55


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

V-56


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

V-57


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.

V-58


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

V-59


bersifat permeabel dan mempunyai kemampuan untuk menyimpan

serta mengalirkan air dalam jumlah yang berarti.

Pengertian Reservoar Panasbumi

Reservoar panasbumi merupakan wadah terakumlasinya sejumlah

fluida, berbentuk cebakan atau perangkap sehigga fluida yang telah

terakumulasi tidak dapat keluar lagi. Karakteristik reservoar

panasbumi banyak ditemukan oleh pergerakan fluida panas serta

keberadaan sumber panasnya. Reservoar panasbumi dalam

pembentukannya harus memiliki beberapa persyaratan, yaitu :

1) Tersedianya air, dalam hal ini dapat berupa air meteorik, air

magmatik, air juvenil di bawah permukaan.

2) Batuan pemanas (heat source), yang berfungsi sebagai pemanas,

dapat berupa tubuh intrusi (cooling magma).

3) Batuan sarang (reservoir rock), berfungsi sebagai cebakan

penampung fluida yang telah terpanasi.

4) Batuan penudung (cap rock), berupa batuan yang kedap air atau

uap, berfungsi sebagai penudung akumulasi fluida, sehingga

massa yang hilang secara alami tidak menembus ke permukaan.

5) Adanya gejala tektonik, berupa sesar atau kekar yang

memungkinkan masuknya air dingin ke daerah resapan.

Analisa geokimia fluida sangat berperan dalameksplorasi,

pengembangan dan produksi energi panasbumi. Hasil analisa conto

fluida yang keluar dari bawah permukaan (pada mataair panas atau

sumur pemboran) dapat dipergunakan untuk mengetahui komposisi,

distribusi dan asal mula, penentuan suhu bawah permukaan serta

kedalaman fluida tersebut. Komposisi air yang berbeda-beda akan

V-60


merefleksikan perbedaan lingkungan dan asal mulanya. Terdapat 4

tipe air yang dikelompokkan sebagai berikut :

1) Air Klorida

2) Air Asam sulfat

3) Air Bikarbonat

4) Air Payau (brine).

Sedangkan analisa komposisi uap dan gas diperlukan untuk

mengetahui keadaan sistem panasbumi suatu daerah

Ciri-ciri utama keberadaan suatu reservoar panasbumi di suatu

kedalaman bumi dapat berupa kemunculan beberapa manifestasi

panasbumi di permukaan, yaitu :

mata airpanas (warm spring dan hot spring)

kolam airpanas (hot water pool)

kolam lumpur panas (mud pool)

tanah beruap (steaming ground)

tanah panas (warm ground)

fumarol

solfatar

geyser

zona alterasi.

Siklus Hidrogeologi

V-61


Pembentukan reservoar panasbumi merupakan suatu siklus

hidrogeologi, dimana air di permukaan masuk ke dalam reservoar

melalui pori-pori batuan dan dapat pula melalui rekahan-rekahan

pada reservoar sehingga membentuk suatu permeabilitas sekkunder.

Air tersebut kemudian berhubungan dengan batuan pemanas yang

bertemperatur tinggi sehingga terbentuk sistem airpanas atau sistem

uap yang akan terperangkap dalam suatu reservoar.

Fluida panas tersebut naik ke permukaan melalui rekahan-rekahan

batuan membentuk manifestasi panasbumi dan terkondensasi menjadi

air hujan. Sebagian air hujan yang jatuh akan mengalir sebagai air

permukaan dan sebagian akan meresap ke dalam tanah. Air yang

meresap tersebut akan kembali mengisi reservoar dan terpanasi.

Proses ini akan terus berlangsung selama masih terdapat aktifitas

vulkanik atau panas di dalam bumi masih ada, oleh karena itu energi

panasbumi seringkali disebut juga energi yang terbaharukan

(renewable).

Potensi Airtanah di Lapangan Panasbumi

A. Perhitungan Potensi Airtanah

Air di bumi mengalami sirkulasi secara terus menerus mulai dari

penguapan (presipitasi) dan pengaliran keluar dari dalam tanah.

Sebagian air hujan yang tiba ke permukaan tanah akan masuk ke

dalam tanah (infiltrasi) dan keluar ke permukaan sebagai base-flow,

sedangkan yang tidak masuk akan mengalir di permukaan sebagai

limpasan (surface run-off), yang mengisi lekuk-lekuk permukaan.

Setelah mengalami evaporasi maupun evapotranspirasi, sisanya akan

mengalir ke laut lalu menguap dan mengembun pada titik

V-62


kondensasinya membentuk hujan sesuai dengan siklus hidrologi.

Siklus hidrologi tidak memiliki awal dan akhir, karena merupakan

rantai tertutup.

Airtanah merupakan siklus hidrologi. Potensi airtanah suatu daerah

tergantung pada siklus hidrologi dan kondisi geologi daerah tersebut.

Ketersediaan airtanah dalam suatu daerah aliran sungai (DAS) dapat

didekati dengan neraca air (water balance). Neraca air adalah

hubungan pada proses sirkulasi air antara aliran ke dalam (in-flow)

dan aliran air keluar (out-flow) yang terjadi di suatu daerah untuk

periode tertentu. Secara matematis hubungan tersebut dirumuskan

sebagai berikut:

S = CH – (BF + ET + RO)

dimana S = Penyimpanan (mm/thn)

CH = Curah hujan (mm/thn)

BF = Base flow (mm/thn atau lt/det)

ET = Evapotranspirasi (mm/thn)

RO = Run off (mm/thn)

B. Perhitungan Potensi Panasbumi

Untuk mengetahui seberapa besar air recharge yang masuk ke dalam

reservoar panasbumi, maka terlebih dahulu perlu untuk mengetahui

potensi reservoar panasbumi tersebut. Perhitungan potensi panasbumi

dimaksudkan untuk mengetahui besarnya kandungan energi panas

yang dihasilkan. Energi panas yang dihasilkan berasal dari energi

panas yang tersimpan pada batuan dan energi yang diproduksi dari

fluida.

V-63


Dengan mengetahui besarnya energi yang diproduksi dari fluida dan

setelah dikonversikan ke dalam volume air maka besarnya volume air

recharge dapat diketahui. Sebagai contoh di lapangan Kamojang.

Untuk menghasilkan listrik sebesar 1 Mwe diperlukan uap sebanyak

8 ton/jam (Jagranatha I. B., 1998).

a. Perhitungan Air Kondensat dari Turbin PLTP

Air dari PLTP merupakan potensi airtanah yang berasal dari uap

panas yang telah dikondensasikan setelah uap panas tersebut melalui

turbin dan dapat dijelaskan melalui siklus recharge air meteorik ke

reservoar.

b. Perhitungan Penurunan Produksi

Perhitungan produksi dimaksudkan untuk mengetahui seberapa

besarnya massa fluida yang hilang atauperlu ditambahkan air injeksi

ke reservoar untuk menjaga kesetimbangan massa di reservoar

panasbumi.

c. Ketersediaan airtanah dan Air Permukaan

Ketersediaan airtanah dan air permukaan merupakan besarnya

potensi airtanah bebas di daerah penelitian, didapat dari besarnya

intrusi, serta besarnya run-off yang merupakan potensi air

permukaan.

d. Kebutuhan air Injeksi

Kebutuhan air injeksi pada suatu lapangan panasbumi sangat mutlak

diperlukan. Untuk menentukan berapa banyak kebutuhan air injeksi

tersebut dapat dipelajari dari perilaku sumur-sumur produksinya.

e. Perhitungan Resesi base-flow Daerah Penelitian

V-64


Perhitungan resesi (defisit) base-flow daerah penelitian dimaksudkan

untuk mengetahui besarnya debit yang terhitung selama resesi yang

terjadi pada bulan kering. Besarnya base-flow sangat ditentukan oleh

besarnya curah hujan dan besarnya gradient airtanahnya.

Pengelolaan Reservoar Panasbumi

Pengelolaan lapangan panasbumi merupakan suatu rangkaian

kegiatan untuk mendapatkan keseimbangan antara potensi reservoar

dengan besarnya produksi. Hal tersebut dimaksudkan untuk menjaga

kelancaran pemasokan uap ke turbin PLTP, agar lapangan panasbumi

tersebut dapat beroperasi secara berkesinambungan selama jangka

waktu yang telah ditentukan.

Dalam pembahasan sebelumnya telah dijelaskan bahwa eksploitasi

mengakibatkan tersedotnya massa fluida hampir dari seluruh

lapangan. Kondisi ini mengindikasikan bahwa suplai fluida ke dalam

reservoar belum mencukupi.

Kegiatan eksplorasi pada suatu PLTP yang telah beroperasi selama

bertahun-tahun dapat menyebabkan terjadinya perubahan kondisi di

dalam reservoarnya. Hal tersebut tercermin dengan adanya perubahan

suhu, tekanan, kapasitas produksi dan kualitas uap.

Untuk mengantisipasi kondisi demikian, maka perlu diambil tindakan

agar pemasokan uap ke PLTP jangan sampai terganggu dan dapat

dipertahankan sesuai umur lapangan.

Untuk mengantisipasi dan memelihara reservoar panasbumi,

diperlukan beberapa tindakan, antara lain :

V-65


1. Pembuatan Sumur Reinjeksi

Dengan mengetahui jumlah massa fluida yang dieksploitasi,

fluida yang hilang secara alami, maka akan dapat pula dihitung

jumlah air meteorik yang masuk ke dalam reservoar sebagai

recharge.

Kehilangan massa fluida dapat menyebabkan terjadinya

penurunan produksi, sehingga jika kondisi ini terus berlangsung,

maka kemampuan reservoar untuk menopang kapasitas listrik

terpasang akan menurun.

Reinjeksi air pada eksploitas panasbumi disamping sebagai

pemasok fluida untuk menjaga kesetimbangan massa fluida di

dalam reservoar juga untuk mengatasi polutan air buangan

(berupa air kondensat).

2. Isotop

Penggunaan data isotop untuk menginterpretasikan asal air,

temperatur resevoar dan komposisi isotop reservoar.

Data isotop juga memberikan informasi yang sangat berarti tentang

pergerakan dan penyebran fluida yang masuk ke dalam reservoar,

baik sebagai reinjeksi maupun recharge.

5.5 METODE BRISTOW

Teknik resistivity adalah salah satu dari berbagai metode

pemodelan listrik untuk pemetaan struktur geolistrik dari bawah

permukaan. Arus listrik diinjeksikan ke bawah permukaan melalui

V-66


dua elektroda (elektroda arus), menginduksi potensial listrik dari

seluruh permukaan bumi. Respon dari bumi dapat dilihat sebagai

nilai potensial atau voltase. Ukuran ini dapat diekspresikan sebagai

nilai resistivity yang nyata, resistivitas diindikasikan oleh nilai

voltase dari posisi relatif elektroda dan asumsi bahwa bawah

permukaan memiliki properti listrik yang bervariasi. Resistivitas yang

nyata pada titik tengah antara elektroda potensial, disebut , dapat

diberikan pada :

...........................(1)

Dimana V merupakan voltase, I adalah arus dan r adalah jarak. Tentu

saja, resistivitas tidak akan homogen dan normal pada kondisi

geologi; maka jika satu atau lebih elektroda digerakkan, perbedaan

resistivitas yang nyata dapat terlihat, memperlihatkan nilai

konduktivitas elektrik yang bervariasi pada bumi.

Nilai dari elektroda umumnya digunakan untuk survey

resistivity, lengkap dengan kelebihan dan kelemahannya. Metode

Bristow menggunakan elektroda pole-dipole, dimana merupakan

sumber arus monopolar. Pembacaan voltase akan diambil pada jarak

yang jauh dari stasiun sumber arus sepanjang traverse linier. Karena

pengaruh dari eletroda arus tersebut sangat kecil, perhitungan

resistivitas yang nyata dari konfigurasi ini akan menjadi :

.................................(2)

V-67


Umumnya, konfigurasi resistivitas diharapkan untuk fungsi dari satu

atau dua kapasitas. Teknik profil menghasilkan variasi lateral pada

resistivitas dengan pengendalian ruang elektroda konstan sementara

penambahan kenaikan konfigurasi elektroda sepanjang area yang

diinginkan. Sounding merupakan suatu kenyataan dengan bagian

tengah konfigurasi pada lokasi tunggal dan penambahan jarak antara

elektroda yang berguna untuk mencerminkan perubahan resistivitas

dengan kedalaman. Konfigurasi pole-dipole seperti yang telah

dikenalkan oleh Bristow (1966) tidaklah cukup untuk beberapa

kategori.; Meskipun begitu, tekniknya sudah dibuat untuk mentrace

variasi pada resistivitas dengan penambahan jarak radial dari sumber

elektroda. Bristow (1966) menggambarkan konsep pengembangan

metodenya untuk interpretasi terhadap data resistivitas.

PROSEDUR PEMODELAN

Hasil yang ada merupakan pemodelan menggunakan integrasi 3D

numerikal perbedaan terbatas seperti yang pernah dilakukan oleh Dey

dan Morrison (1979) tetapi lebih akurat dengan pergerakan singular.

Pendistribusian dari properti geolistrik dapat diperkirakan sebagai

half-space terbatas yang dibuat dari blok paralel, dimana setiap blok

memiliki nilai resistivitas tersendiri. Persamaan differensial parsial

untuk memecahkan permasalahan resistivitas dapat diberikan oleh :

Dimana adalah konduktivitas (kebalikan dari resistivitas dan fungsi

dari posisi spatial), adalah potensial elektrik, I adalah arus injeksi,

V-68


adalah fungsi delta, dan xs adalah posisi spatial dari sumber arus.

Persamaan ini mempunyai ciri tersendiri dan integral permukaan

berupa titik nodal, setelah setiap aproksimasi perbedaan terbatas

terbagi untuk setiap partial derivative. Hasil dari persamaan linier

adalah pemecahan aljabar untuk potensial setiap titik nodal.

Permasalahan yang sering terjadi adalah simulasi dari rongga

spherical atau silindris pada suatu media, melibatkan dua sumber

tambahan yang error. Pertama, spherical atau silinder tidak dapat

dimodelkan secara tepat menggunakan blok kubik. Untuk keperluan

kita, akan digunakan grid mesh 1 – 10 dengan diameter dari objek.

Meskipun begitu, waktu komputasi diperlukan untuk melengkapi

pemecahan apabila nomor dari nodes bertambah. Sumber kedua dari

error diakibatkan blok menjadi ke tengah dan jatuh dengan radius

spherical atau silinder ditandai dengan ”sangat besar” tetapi nilai

resistivitas infinite tidak bertambah. Bagaimanapun juga, error pada

pemodelan umumnya kecil. Ketika membandingkan terhadap

pemecahan analitis, error rata-rata sepanjang lintasan resistivitas

umumnya lebih kurang dari 1 %.

V-69


Gambar 5.18. Konfigurasi elektroda resistivitas

(Sumber : Myers, 1975)

V-70


Gambar 5.19. Metode intersection untuk mencari lokasi rongga


HASIL METODE BRISTOW

Hasil yang nyata dari metode Bristow adalah untuk membuat teknik

untuk pemodelan data dan membedakan posisi dari rongga yang

diinterpretasikan seperti diindikasikan untuk lokasi rongga yang

sebenarnya. Gambar 3 memperlihatkan seri dari konfigurasi pole-

dipole dengan rongga silindris dengan radius 1 meter dan kedalaman

bagian atas 1 meter. Untuk setiap sumber arus yang melintang telah

ditempatkan pada titik yang berbeda dari permukaan, memberikan

persamaan kelebihan yang dipergunakan untuk mencari rongga di

lapangan. Perlu dicatat bahwa sumber arus akan terbawa dekat

menuju rongga, hasil elektrik anomali akan mengecil pada amplitudo

sementara akan semakin membesar secara asimetris. Penurunan

anomali amplitudo sebagai elektroda arus akan bergerak mendekati

V-71


target akan membuktikan bahwa penampang voltase tercipta pada

lokasi lebih jauh dari sumber anomali.

Gambar 3 memperlihatkan hasil ketika teknik interpretasi

metode Bristow dapat dipergunakan untuk menggambarkan data.

Interpretasi rongga dapat dilihat dari adanya section dari tujuh

anomali dari tujuh penampang melintang pole-dipole. Apabila terlihat

dari interpretasi rongga dengan simulasi rongga dapat terlihat bahwa

untuk hal tersebut, metode Bristow tidak hanya dapat mendeteksi

lokasi rongga secara akurat tetapi dapat juga mengetahui ukuran dari

rongga dengan baik. Gambar 4 menggambarkan penampang

melintang pole-dipole yang sama dengan gambar 3, tetapi dapat

terlihat pada bagian rongga silinder kedalaman sampai permukaan

sebesar 2 m. Adanya penambahan kedalaman akan terlihat dari

anomali tentang adanya amplitudo yang mengecil. Akibatnya,

interpretasi rongga akan menjadi kurang akurat terutama ukurannya

ketika rongga semakin mendekati permukaan.

V-72


Gambar 5.20. Hasil interpretasi metode Bristow


Van Nostrand dan Cook (1966) mengatakan bahwa penurunan nilai

voltase (V) pada persamaan 1 menggambarkan garis integral dari

gradien potensial antara dua elektroda, membuat resistivitas nyata

sebagai ekspresi dari ”gradien rata-rata”. Pengurangan jarak antara

elektroda potensial dapat mengakibatkan penambahan resolusi dari

konfigurasi resistivity (Gambar 5).

Myers (1975) sangatlah akurat, bahwa dengan dipergunakannya jarak

elektroda yang sempit dapat menghasilkan ekspresi geolistrik

permukaan. Gambar 6 memperlihatkan penampang melintang dua

V-73


pole-dipole, dengan menggunakan perbedaan jarak elektroda

potensial, melewati rongga spherical yang dalam pada model bumi.

Gambar 7 merupakan plot dari nilai resistivitas nyata untuk

penampang melintang pole-dipole dengan model bumi sama dengan

resistivitas 10 m dan mengandung rongga spherical dengan radius

1 m pada kedalaman yang bervariasi.

Gambar 5.21. Penampang melintang pole-dipole


V-74


Gambar 5.22. Penambahan resolusi dari konfigurasi resistivity


KESIMPULAN

Metode Bristow merupakan alat legitimasi tidak hanya untuk

mendeteksi, tetapi juga untuk mendelineasi rongga. Bahkan, metode

ini mungkin merupakan teknik resistivitas elektrik yang paling

sensitif dalam penggunaannya. Konfigurasi pole-dipole dapat

memberikan hasil yang lebih baik dari pada konfigurasi yang lainnya,

sebagai contoh postulat teknik tripotensial oleh Habberjam (1969).

Inovasi saat ini pada prosedur data, seperti pelaporan sistem switch

oleh Smith (1986) dan Owen (1983), dapat menghasilkan informasi

data yang lebih akurat dan menghasilkan cakupan hasil yang lebih

luas, serta menghasilkan sensitivitas yang tinggi untuk metode

deteksi lingkungan.

V-75


Berdasarkan pemodelan disini, peneliti berharap untuk menggunakan

metode Bristow sebagai suatu modifikasi minor. Di lapangan,

elektroda potensial harus diletakkan berdekatan seperti penampang

voltase sistem presisi untuk memaksimalkan sensitivitas tekniknya.

Pada suatu kasus, jaraknya harus lebih sedikit dari radius rongga

terkecil yang dicari. Terlebih lagi, interval pengambilan sampel harus

lebih kecil radius rongga terkecil untuk menghindari kemungkinan

hilangnya target anomali induksi.

Sangatlah sulit untuk menentukan kedalaman deteksi dari metode

Bristow karena tidak lengkapnya infromasi yang baik mengenai

variasi statistik dari properti batuan insitu. Dengan variasi porositas

kurang yang dari 5 % pada model yang dilakukan, menghasilkan

noise pada resistivitas semu yang dapat mengaburkan diameter

rongga, sedangkan pengamatan lapangan menyarankan metode ini

dapat digunakan untuk mengetahui rongga kecil pada kedalaman

yang sangat dalam. Bagaimanapun, aplikasi yang berhasil dari

metode tersebut telah dapat digunakan untuk menyelesaikan masalah

rongga pada batugamping. Kemungkinan, satu-satunya pengecualian

disampaikan oleh Owen (1983) , dimana ia menjelaskan hasil yang

didapat dari program interpretasi komputer yang ditereapkan untuk

data Bristow dalam terowongan batuan granit yang solid. Setelah

mengetahui bahwa metode Bristow dapat digunakan untuk

mendeteksi rongga, maka hal ini akan menjadi menarik untuk

digunakan dalam dekteksi dan delineasi fenomena bawah permukaan.

V-76


5.6. LATIHAN SOAL-SOAL

1. Jelaskan berbagai macam metoda eksplorasi hidrogeologi

permukaan dan bawah permukaan !

2. Jelaskan berbagai macam metoda geofisika untuk pengukuran

bawah permukaan !

3. Apa yang dimaksud dengan metoda pengukuran langsung dan

tidak langsung ? Serta sebutkan contoh dari masing-masing

metoda !

4. Bagaimana aplikasi metoda hidrokimia terhadap eksplorasi

hidrogeologi ?

5. Metode geologi apa saja yang diperlukan untuk pemetaan

airtanah ?

6. Deskripsikan alur kerja disertai dengan metoda-metoda yang

tepat dalam suatu kegiatan pemetaan hidrogeologi di kawasan

batugamping, meliputi metoda pemetaan langsung (direct

method) dan metoda pemetaan tak langsung (indirect

method).

7. Jelaskan secara lengkap, metoda geofisika yang dapat

digunakan untuk mendeteksi rekahan di bawah permukaan !

V-77


5.7. DAFTAR PUSTAKA

1. …………….., 1992, Kursus Geofisika Terapan, Laboratorium

Geofisika UGM, Yogyakarta.

2. Dahlberg, 1982, Applied Hydrodinamics in Petroleum

Exploration, Springer Verlag.

3. Davis, S.N. & Deweist, R.J.M., 1966, Hydrogeology, John

Wiley & Sons, Inc.

4. Driscoll, F.G., 1986, Groundwater and Wells, Johnson Filtration

Systems Inc. St. Paul, Minnesota.

5. Erdelyi, M & Galfi, J., 1988, Surface and Subsurface Mapping

in Hydrogeology, John Wiley and Sons, Chichester.

6. Fetter, CW., 1988, Applied Hydrogeology, Prentice Hall,

Englewood Cliffs.

7. Freeze RA & Cherry, JA., 1979, Groundwater, Prentice Hall

Inc., Englewood Cliffs.

8. Hubbert, M.K., 1953, Entrapment of Petroleum Under

Hydrodinamics Condition, Amer, Assoc. Petroleum Geol. Bull.

V.37, hal 1954 – 2026.

9. Puradimaja, DJ & Rahmat F Lubis, 1998, Pemilihan

Konfigurasi dan Jenis Pendugaan Geolistrik Berdasarkan

Pemahaman Tipologi Sistem Akifer Airtanah Daerah Survey

Eksplorasi Hidrogeologi, Proceeding Ikatan Ahli Geologi

Indonesia (IAGI) XXVII, Yogyakarta.

10. Puradimaja, DJ, dkk. 1994. Studi Geometri Karst,

Hidrodinamika dan Hidrokimia Sistim Akifer Aliran Kali Bribin

– G. Kidul, Daerah Istimewa Yogyakarta. Hibah Bersaing

DIKTI.

V-78


11. Toth, J., 1963, A Theoretical Analysis of Groundwater Flow in

Small Drainage Basins. J. Geophys. Res. 68, hal. 4795 – 4812.

V-79

bab 5 eksplorasi hidrogeologi dan pemetaan hidrogeologi (1)

Documents