agus.kuswanto@ui.ac.id Page 1

1. PENDAHULUAN

Meskipun eksplorasi mineral sudah dilakukan semenjak ratusan tahun yang lalu tetapi catatan ilmiah mengenai hal ini baru dimulai pada tahun 1556 manakala Georgius Agricola mempublikasikan De re Metallica . Berpangkal dari buku ini maka beberapa tahun kemudian eksplorasi mineral dan dunia pertambangan mulai menggunakan suatu landasan ilmu pengetahuan. Sejarah mencatat ternyata di dunia pertambangan ini pula kemudian berkembang ilmu-ilmu lain yang sangat mendukung antara lain ilmu geologi dan geofisika.

Perkembangan ilmu-ilmu tersebut sebenarnya sudah cukup lama namun aplikasi metoda geofisika pada dunia pertambangan ternyata baru dimulai pada tahun 1843, ketika Von Wrede menemukan bahwa variasi medan magnet bumi yang diukur oleh Lamont menggunakan magnetic theodolite ternyata dapat dipakai untuk mengidentifikasi bodi dari suatu magnetic ore. Sekira 25 tahun kemudian, seorang Professor bernama Robert Thalens mempublikasikan

bukunya yang berjudul “ On The Examination of Iron Ore deposits by Magnetic Methods”. Tahun-tahun sesudahnya adalah maraknya aplikasi geomagnet di dunia pertambangan. Beberapa publikasi selanjutnya melaporkan penemuan demi penemuan yang menyebutkan bahwa metoda geofisika ini dapat dipergunakan untuk mengidentifikasi strike, dip, dan depth di bawah permukaan.

Kebutuhan akan logam dan mineral yang meningkat menyebabkan berkembang pula ilmu dan teknologi untuk eksplorasi. Mengingat bahwa sumberdaya mineral yang dicari umumnya terdapat di bawah permukaan bumi, maka teknologi dikembangkan supaya metoda yang dipakai dapat mendeteksi benda-benda bawah permukaan dengan lebih sensitive. Metoda-metoda geofisika yang diterapkan berdasarkan variasi sifat-sifat/properties dari batuan dikembangkan untuk mengidentifikasi struktur yang berasosiasi dengan gas dan minyak bumi seperti patahan, antiklin, sinklin, yang terletak beberapa kilometer di bawah permukaan bumi. Variasi konduktivitas listrik di bumi, perubahan

PEMETAAN GEOLOGI BAWAH PERMUKAAN MENGGUNAKAN METODA GEOLISTRIK 4-D

Agus Kuswanto Pusat Teknologi Pengembangan Sumberdaya Mineral

Kedeputian TPSA, BPPT Jl. M.H. Thamrin no. 8 Jakarta Pusat

agus.kuswanto@ui.ac.id

Abstract

Geoelectric methods is well known as tool for exploration since the 1900's. As result of fast growing in computer technology, application of this method is become more popular. For example, at the first application, geoelectric methode is only used in groundwater exploration but presently it widely used in another subsurface interest such as mineral exploration and also engineering geology. Inversion technique developed by Day Morrison (1979), Li and Oldenburg (1992), Loke and Barker (1996), Yi M-K et.al (2001), Pidlisecky et al. (2006), etc, has enabled geoelectric method used for configuration of 3-D. In order to identify dynamics object such as leachate seepage, groundwater monitoring, etc, this method could be developed as geoelectric 4-D. It is a 3-D geoelectric which performed several times at the same place but different times. In field application, 4-D geoelectric showed good results for the monitoring of surface water leakage into the ground. Keyword : geolistrik 3-D, geolistrik 4-D, kepadatan tanah, perembesan

agus.kuswanto@ui.ac.id Page 2

lokal gravity, magnetic dan radioaktivitas, semuanya dipergunakan sebagai informasi mengenai kondisi bawah permukaan.

Berdasarkan dari cara pengambilan datanya, maka pada prinsipnya di dalam metoda geofisika ada 2 (dua) macam cara yakni metoda geofisika dinamis dan metoda geofisika statis. Pada metoda geofisika dinamis dilakukan “gangguan” terhadap bumi kemudian respon yang diberikan akibat gangguan tersebut di catat di permukaan. Dari respon yang diberikan ini kemudian dibuat interpretasi kondisi bawah permukaan bumi. Gangguan ini dapat berupa getaran seismik maupun injeksi arus listrik. Contoh metoda ini adalah seismik, geolistrik, georadar dan sejenisnya. Sedangkan pada metoda yang kedua yakni metoda statis, fenomena fisika di bawah permukaan bumi dicatat tanpa melakukan gangguan ke bumi. Contoh metoda ini adalah metoda gravity, magnetic, VLF dan sejenisnya.

Metoda yang dibahas pada makalah ini adalah bagian dari metoda geolistrik. Yaitu suatu metoda dinamis dengan sumber gangguan berupa injeksi arus listrik ke dalam bumi.

Metoda geolistrik berkembang pada awal tahun 1900 an. Tetapi kemudian mulai banyak dipakai untuk keperluan eksplorasi pada tahun 1970-an . Metoda yang pertama kali banyak dipakai diIndonesia adalah metoda geolistrik aturan Schlumberger dan Wenner. Pada metoda ini pengambilan data V (beda potensial) dan I (kuat arus) dilakukan mengikuti konfigurasi elektroda yang dibuat oleh Schlumberger (untuk aturan schlumberger) dan Wenner untuk aturan Wenner. Aplikasi yang umum dilakukan adalah untuk eksplorasi air bawah tanah.

Disamping dua metoda tersebut, sebenarnya sudah dikenal juga metoda lain yaitu pole-pole, dipole-dipole, pole-dipole, wenner-Schlumberger, dll. Tetapi metoda ini tidak terlalu banyak dipakai karena dalam pengambilan datanya memerlukan waktu yang lama. Disamping itu untuk pengolahan datanya juga masih belum ada software pemodelan yang memadai sehingga hasil yang diperoleh masih berupa pseudosection (penampang semu) yaitu suatu penampang vertical yang menggambarkan gambaran bawah permukaan berdasarkan distribusi tahanan jenis semu.

Pada tahun 1997 mulai dikenal luas software inverse data untuk geolitrik dua dimensi (2-D) yang dibuat oleh ilmuwan Malaysia yaitu M.H. Loke, kemudian dikenal sebagai Res2D/Res3D. Software ini mirip dengan software yang sudah muncul sebelumnya yang dikeluarkan oleh Advanced Geophysical Incorporated (AGI) yaitu earth imager. Menggunakan software tersebut di atas, maka para pengguna metoda geolistrik

dengan mudah mendapatkan true section (bukan pseudosection). True Section merupakan gambaran penampang bawah permukaan (sub-surface section) berdasarkan nilai tahanan jenis sebenarnya. Melalui true section ini, kalangan geologist sangat dibantu dalam membuat interpretasi keberadaan sumberdaya mineral , batubara dan bahkan patahan-patahan bawah permukaan untuk kepentingan geologi teknik.

Persoalannya kemudian adalah dalam pengambilan data di lapangan. geolistrik 2-D memerlukan jumlah data yang lebih banyak dibandingkan geolistrik satu dimensi (1-D) yang biasanya menggunakan aturan schlumberger atau wenner. Apabila menggunakan cara pengambilan data yang tradisional (menggunakan 4 besi elektroda), maka dalam satu section sepanjang 300 m misalnya, bisa memerlukan waktu 4 hari untuk pengambilan datanya. Disamping itu, karena dalam pengambilan data elektroda besi di geser bolak-balik mengikuti aturan yang dibuat, maka kalau hanya menggunakan 4 elektroda akurasi data yang dihasilkan juga tidak terlalu baik. Oleh karena itulah maka muncul ide pembuatan Geoscanner.

Geoscanner adalah suatu peripheral untuk peralatan resistivitymeter yang dikembangkan oleh BPPT supaya hasil survey menggunakan metoda Resistivity 2D dapat lebih cepat dan akurat dibandingkan metoda tradisional. Peripheral ini dapat dipakai untuk resistivitymeter merk dan type apapun.

Menggunakan geoscanner telah dilakukan survey kebumian untuk keperluan eksplorasi batubara dan mineral di Kalimantan, Sumatra, Sulawesi , dll serta eksplorasi air bawah tanah untuk mecari air di kamp pengungsian Aceh (pasca tsunami), daerah Kars, dll serta untuk studi geologi teknik dan lingkungan.

Perkembangan pemodelan pada metoda geolistrik sejalan dengan perkembangan komputer. Dengan adanya perkembangan teknologi komputasi maka persoalan numerik yang semula harus diselesaikan dengan komputer besar (mainframe) dapat diatasi menggunakan personal computer (PC). Meskipun Dey and Morrsion sudah memaparkan konsep pemodelan geolistrik tiga dimensi (3-D) pada tahun 1979, namun pada tahun 1990-an pada saat komputer sudah semakin canggih, para peneliti baru dapat mengembangkannya menjadi keperluan praktis.

Teknik inversi satu tahap (one step inversion) menggunakan aproksimasi Born telah digunakan oleh Li dan Oldenburg, 1992 (Loke M.H., 2000) untuk memperoleh model awal bawah permukaan. Tetapi menurut mereka, model yang dihasilkan masih belum bagus dan memerlukan perbaikan menggunakan metoda iterasi. Teknik

agus.kuswanto@ui.ac.id Page 3

inversi menggunakan iterasi cepat (fast iteration) menggunakan alpha center juga telah digunakan untuk inversi 3-D tahanan jenis. Tetapi karena pada metoda ini model yang dipakai untuk menghitung tahanan jenis semu adalah metoda aproksimasi maka hasilnya masih kurang akurat dibandingkan teknik pemodelan kedepan yang menggunakan metoda elemen hingga atau metoda beda hingga (finite difference) .

Loke dan Barker (1996) telah mengembangkan teknik inversi data geolistrik 3-D menggunakan metoda optimasi quasi-Newton. Menggunakan metoda ini maka inversi dapat dilakukan pada komputer PC dan dengan waktu yang relatif lebih cepat dibandingkan teknik inversi yang telah dipakai oleh peneliti sebelumnya.

Selain Loke dan Barker, model inversi geolistrik 3-D juga dikembangkan oleh Yi M-K et.al (2001) dan Pidlisecky et al. (2006).

Mengingat pengambilan data geolistrik 3-D dipandang masih kurang praktis, maka Jackson et.al (2001) membuat model inversi geolistrik 3-D berdasarkan data pengukuran geolistrik 2-D. Ternyata setelah diverifikasi dengan dua data pemboran, model yang dihasilkan menunjukan kecocokan.

Metoda geolistrik 3-D pernah dilakukan oleh Michael Minas (2010) untuk penelitian Master nya di Departemen Land and Water Resources Engineering Royal Institute of Technology - Swedia dengan tujuan penelitian untuk menyelidiki air runoff (larian) di jalan tol di Stoklom Utara.

Berbagai aplikasi di lapangan menunjukan bahwa metoda geolistrik saat ini semakin dipercaya untuk berbagai keperluan survey bawah permukaan, karena metoda ini merupakan metode yang relatif tidak merusak daerah yang disurvey, serta cepat dalam pengambilan datanya.

Metoda geolistrik yang semula dipergunakan untuk survey yang bersifat regional saat ini mulai digunakan untuk penanganan masalah yang lebih bersifat detil seperti persoalan pada geologi teknik dan lingkungan. Pada kesempatan ini maka timbulah pemikiran penerapan geolistrik untuk mengidentifikasi anomali bawah permukaan yang bersifat bergerak, misalnya pencemaran lindi (leachate) di bawah permukaan, perembesan air permukaan, dan lain-lain. Metoda geolistrik yang dapat melakukan identifikasi ini adalah metoda geolistrik empat dimensi (4-D).

Metoda geolistrik 4-D adalah metoda geolistrik yang dilakukan dengan cara pengukuran geolistrik 3-D dengan pengukuran berkali-kali, dengan waktu yang berbeda namun pada posisi yang tetap. Dengan pengukuran cara ini maka dapat diketahui selisih nilai tahanan jenis dari

pengukuran pada waktu kedua, ketiga, keempat dan seterusnya (t2, t3, t4, dst) terhadap pengukuran pertama (t1).

Pada makalah ini dipaparkan hasil penelitian geolistrik 3-D dan 4-D untuk beberapa kasus.

2. METODOLOGI

2.1 Dasar pengukuran

Metoda geolistrik adalah salah satu metoda dalam geofisika yang menggunakan sifat kelistrikan sebagai sarana untuk mengenali kondisi di bawah permukaan bumi.

Apabila ada arus listrik dengan sumber tunggal dialirkan ke bawah permukaan bumi maka arah aliran arus listrik adalah menyebar ke segala arah dalam suatu ruang berbentuk setengah bola (gambar 1).

Gambar 1 Arah aliran arus listrik dan medan ekuipotensial pada bentuk setengah bola (Reynolds, 1997)

Pada gambar 4-1, beda potensial (δV) pada

kulit bola tersebut untuk lapisan setebal δr adalah:

22

1.

rJ

r

V

πρρ

δδ −=−= ....................... (1)

Dengan demikian apabila dialirkan arus dari

pusat setengah bola tadi, maka voltase (V) pada titik r dari sumber arus adalah :

r

Ir

rVVr

1.

22

12 π

ρδπ

ρδ =−== ∫ ∫ . ......(2)

Jika terdapat dua sumber arus listrik, dengan

arah arus listrik dari A menuju B dan maka medan ekuipotensialnya terlihat pada gambar 2.

agus.kuswanto@ui.ac.id Page 4

Gambar 2 Garis arus listrik dan medan potensial yang timbul karena adanya dua sumber arus (Reynolds, 1997) Untuk mempermudah perhitungan beda potensial, maka gambar 2 digambarkan seperti yang terlihat pada gambar 3.

Gambar 3 Konfigurasi elektroda pada metoda tahanan jenis Berdasarkan persamaan (2), maka potensial di titik M dan N adalah :

1 1 1 1 ,

2 2M N

I IV V

AM MB AN NB

ρ ρπ π = − = −

....(3)

Beda potensial antara titik M dan N adalah :

1 1 1 1

2MN M N

IV V V

AM MB AN NB

ρδπ = − = − − −

..(4)

Besarnya tahanan jenis adalah :

1

2 1 1 1 1MNV

I AM MB AN NB

δ πρ−

= − − − ....(5)

KI

V NM −=ρ .......................... (6)

1

1 1 1 12K

AM MB AN NBπ

− = − − −

...... (7)

Pada persamaan tersebut ; VM = Potensial di titik M VN = Potensial di titik N V M-N = beda potensial dari M ke N

ρ = tahanan jenis (ohm.m)

I = kuat arus (mA) K = faktor geometri

Persamaan (6) dan (7) adalah persamaan umum yang dipakai untuk menghitung tahanan jenis pada pengukuran geolistrik 1D, 2D maupun 3D. 2.2 Teknik Pengambilan Data

Pada pengukuran geolistrik, dipergunakan elektroda yang terbuat dari besi kurang lebih panjang 40 cm dengan diameter 1 cm. Elektroda ini ditancapkan ke dalam tanah kemudian disambungkan dengan alat ukur geolistrik. Elektroda yang disambungkan dengan pengirim arus listrik disebut elektroda arus (A dan B) sedangkan elektroda yang disambungkan dengan pembaca potensial disebut elektroda potensial (M dan N). Tata letak posisi elektroda arus dan potensial disebut konfigurasi elektroda.

Pada geolistrik 1-D dan 2-D elektroda di susun memanjang membentuk garis lurus. Hasil yang diperoleh adalah suatu penampang tegak yang menggambarkan kondisi geologi di bawah permukaan. Gambar 4-3 adalah contoh untuk konfigurasi geolistrik 1-D dan 2-D.

Pada pengukuran menggunakan metoda geolistrik 3-D, konfigurasi elektroda tidak berbentuk garis memanjang namun membentuk suatu kotak dengan arah x dan y tertentu (gambar 4) .

Gambar 4 Posisi elektroda pada konfigurasi 3D. 2.3 Teknik Pengolahan Data

Hasil yang diperoleh dari pengukuran di lapangan adalah nilai tahanan jenis semu. Untuk mendapatkan nilai tahanan jenis sebenarnya, maka dilakukan pemodelan, yang umumnya dipakai pada saat ini adalah pemodelan kebelakang (pemodelan inversi).

Pada pemodelan geolistrik dikenal istilah pemodelan satu dimensi (1-D), dua dimensi (2-D) dan tiga dimensi (3-D). Blok-blok pemodelan pada pemdoelan dapat dilihat pada gambar 5.

agus.kuswanto@ui.ac.id Page 5

Gambar 5 Model benda 1-D, 2-D dan 3-D 2.3.1 Pemodelan geolistrik 1-D

Pada model geolistrik 1-D, struktur bawah permukaan diasumsikan terdiri dari lapisan-lapisan horisontal, setiap lapisan mempunyai ketebalan dan tahanan jenis tertentu (gambar 4-5). Dengan pendekatan ini maka data tahanan jenis semu dapat dinyatakan sebagai fungsi dari parameter – parameter lapisan :

1 2 1 1 2( , ,....., , , ,...., )aj j m mf h h hρ ρ ρ ρ−= .......(8)

Pada persamaan ini, j = 1,2,...,n dengan n adalah jumlah data pengamatan. Persamaan 8 dapat digambarkan seperti yang terlihat pada gambar 6.

Gambar 6 Asumsi yang dipergunakan pada model geolistrik 1-D Pemodelan inversi untuk geolistrik 1-D menggunakan persamaan :

PPP ∆+= 01 .......................................... (9)

),........,,( 0002

02

01

01

0nn hhhP ρρρ= ......... (10)

εTT JJJP 1)( −=∆ .................................(11)

)(PfY −=ε ........................................ (12)

j

i

P

PfJ

∂∂

=)(

.......................................... (13)

Pada persamaan ini ; P1 = Model yang dibuat P0 = Model awal ∆P = selisih model yang dibuat dengan

model awal ρ = tahanan jenis batuan h = kedalaman J = Matriks Jacobi ε = kesalahan pemodelan Y = fungsi hasil pengukuran f (P) = fungsi pemodelan 2.3.2 Pemodelan geolistrik 2-D Pada model geolsitrik 2-D, lapisan batuan di bawah permukaan bumi diasumsikan berbentuk blok-blok yang masing-masing mempunyai nilai tahanan jenis tertentu seperti yang dapat dilihat pada gambar 7 (Barker dan Loke ,1996).

Gambar 7 Blok-blok lapisan di bawah permukaan untuk pemodelan (Barker dan Loke ,1996).

Gambar 8 Blok model pada pemodelan geolistrik 2-D Apabila arus mengalir dari titik C yang berada pada koordinat (0,0) kemudian potensial dibaca di suatu titik misanya P dengan koordinat (a,0) maka perubahan tahanan jenis ρ pada setiap blok

tersebut menurut Loke dan Barker (1995) dihitung berdasarkan gambar 8 dengan persamaan (14).

( )[ ]dxdydz

zyaxzyx

zyaxx

r

I z

z

x

x

s∫ ∫ ∫

∞

∞− ++−++

++−=∂∂ 2

1

2

1 23

2222322

22

2))(

)(

4πρφ

...... (14) Selanjutnya pemodelan inversi dilakukan menggunakan persamaan umum inversi yaitu :

agus.kuswanto@ui.ac.id Page 6

( ) i

Tii

Tii

Ti gJpCCJJ =+ λ

....................(15)

Pada persamaan ini : i adalah iterasi, J adalah matriks turunan partial Jacobi, g adalah vektor dikrepansi yang berisi perbedaan antara logaritma harga tahanan jenis yang terukur dan terhitung, g adalah faktor damping dan pi adalah vektor perturbasi untuk parameter model pada iterasi ke i dan C adalah flatness filter. 2.3.3 Pemodelan Geolistrik 3-D Pada model geolistrik 3-D, model yang dibangun lebih realistis karena lapisan batuan di bawah permukaan bumi tidak diasumsikan berlapis-lapis namum terdiri dari blok-blok berbentuk tiga dimensi (gambar 9).

Gambar 9 Model blok yang dipergunakan untuk perhitungan tahanan jenis semu (Loke, 1996)

Gambar 10 Blok model pada pemodelan geolistrik 3-D Apabila arus mengalir pada titik C dengan koordinat (0,0,0) kemudian potensial dibaca di suatu titik misalnya titik P dengan koordinat (a,b,0) maka perubahan potensial yang disebabkan perubahan tahanan jenis ρ pada setiap blok tersebut dihitung menggunakan

gambar 10 dengan persamaan (16) (Loke dan Barker, 1996).

( )[ ]∑∑∑= = = −+−+−++

+−+−≈∂∂ x y zn

k

n

j

n

ikji

wvuwvu

wvvuufff

VI

1 1 1 23

22223222

2

2)()()(

)()(

4 βα

βαπρ

φ

....(16) dimana

))()((125,0

)/()2(

)/()2(

)/()2(

)/()2(

)/()2(

212121

2121

2121

2121

2121

2121

zzyyxxV

zzzzzw

yyyyb

xxxxa

yyyyyv

xxxxxu

−−−=−−−=−−−=−−−=−−−=−−−=

βα

Pemodelan inversi juga dilakukan menggunakan persamaan umum inversi (persamaan 15). 3. HASIL DAN PEMBAHASAN

3.1 Pengukuran di bak kaca

Pengukuran dilakukan pada bak kaca berukuran panjang 2 m, lebar 1 m dan tinggi 1,5 m. Bak kaca diisi pasir kemudian di tengahnya, yaitu pada kedalaman 30 cm di pendam benda berukuran berukuran 12 cm x 12 cm x 10 cm (gambar 11). Ukuran grid yang dipakai pada pengukuran ini adalah 7 x 7, dengan jarak antar elektroda 5 cm.

Gambar 11 Pengukuran pada bak kaca

agus.kuswanto@ui.ac.id Page 7

Setelah benda dipendam di dalam pasir, selanjutnya di atas benda tersebut dilakukan pengukuran geolistrik 3-D menggunakan metoda wenner, dipole dipole dan pole pole. Posisi elektroda dan benda anomali dapat dilihat pada gambar 11.

Data hasil pengukuran di inversi menggunakan softare res3D, dan hasill pemodelannya dapat dilihat pada gambar 12, gambar 13 dan gambar 14.

Gambar 12 Hasil pemodelan inversi 3-D pada pengukuran di bak kaca

Gambar 13 Hasil pemodelan inversi 3-D pada pengukuran di bak kaca

Gambar 14 Hasil pemodelan inversi 3-D pada pengukuran di bak kaca

Pada pengukuran menggunakan metoda wenner (gambar 12), benda anomali tidak terdeteksi dengan baik, sedangkan pada metoda lainnya yaitu dipole dpole (gambar 13) dan pole

pole (gambar 14), benda anomali dapat dideteksi dengan baik. Metoda pole pole menghasilkan gambar dengan penetrasi yang paling dalam. 3.2 Metoda Geolistrik 3-D untuk Kepadatan

Tanah Penelitian berikutnya adalah geolistrik 3-D

untuk memetakan zona kepadatan tanah. Metoda yang dipakai adalah metoda dipole-dipole dengan spasi antar elektroda 2,5 meter. Pada penelitian ini pengukuran di lapangan menggunakan konfigurasi 2-D dengan jarak antar`lintasan 5 meter kemudian datanya diinversi menggunakan inversi 3-D. Hasil inversi dapat dilihat pada gambar 15.

Gambar 15 Hasil pemodelan inversi 3-D pada pengukuran untuk kepadatan tanah

Pada gambar 15, tahanan jenis yang rendah berwarna terang sedangkan tahanan jenis tinggi berwarna merah sampai merah tua. Verifikasi di permukaan memperlihatkan hasil bahwa zona dengan nilai tahanan jenis tinggi adalah zona tanah padat. 3.3 Metoda Geolistrik 3-D untuk Identifikasi

Gua Penelitian selanjutnya adalah aplikasi metoda geolistrik 3-D untuk mengidentifikasi gua di bawah permukaan. Pada penelitian ini konfigurasi yang dipergunakan adalah konfigurasi geolistrik 3-D seperti yang terlihat pada gambar 16. Elektroda di susun pada arah sumbu x jumlahnya 8 sedangkan ke arah sumbu y jumlahnya 6. Jarak antar elektroda 1 m, dan metoda yang dipakai adalah pole-pole.

agus.kuswanto@ui.ac.id Page 8

Gambar 16 Konfigurasi elektroda pada pengukuran geolistrik 3-D untuk mendeteksi gua di Dago Bandung Pengukuran dilakukan di permukaan tanah yang terletak di atas gua pada jarak kurang lebih 1.5 m. Posisi pengukuran dan hasil pemodelan geolisrik 3-D dapat dilihat pada gambar 17.

Gambar 17 Hasil pemodelan inversi 3-D pada pengukuran di gua di Dago bandung

Gua mempunyai anomali yang sangat tinggi sehingga mudah dibedakan dari batuan sampingnya. Untuk mendapatkan bentuk gua maka batuan yang mempunyai tahanan jenis rendah dibuat warna transparan sehingga yang muncul dengan warna dan bentuk yang tegas adalah bentuk guanya. Dari hasil pemodelan ini dapat diketahui bahwa bentuk gua yang diteliti

ternyata tidak lurus horisontal melainkan ada penurunan dari mulut gua menuju ke dalam. 3.4 Metoda Geolistrik 4-D untuk Air Tanah

Penelitian berikutnya adalah aplikasi geolistrik 4-D untuk meneliti perembesan air permukaan.

Pengukuran 4-D resistivity dilakukan di tanah lapang (gambar 18). Pada penelitian ini dilakukan pengukuran geolistrik 3-D dengan ukuran grid 6 x 8, masing-masing elektroda berjarak 2 m. Pengukuran dilakukan berulang (time lapsed) sebanyak 3 kali pengukuran, dan diantara satu pengukuran dengan pengukuran lainnya terjadi hujan. Dengan demikian diharapkan arah pergerakan meresapnya air hujan ke dalam tanah dapat diamati.

Gambar 18 Pengukuran geolistrik 4-D di tanah lapang Suasana pengukuran adalah sebagai berikut : Hari 1 :

Pengukuran dilakukan jam 13.00, kondisi mendung. Selanjutnya pada jam 15.00 hujan deras. Hujan deras ini belum berhenti sampai pengukuran selesai dilakukan yaitu sekitar jam 17.00. Bahkan sampai malam hari , hujan masih belum berhenti Hari 2 :

Pengukuran ke-dua dimulai jam 08.00, cuaca cerah setelah terjadi hujan pada malam harinya. Selesai pengukuran sekitar jam 12.00

Pada pengukuran ke-tiga yaitu sekitar jam 13.00 terjadi hujan deras lagi. Pengukuran ke-tiga selesai dilakukan pada sekitar jam 17.00 Hasil Pengukuran 1

Hasil pengukuran dapat dilihat pada gambar 19. Warna biru menunjukkan zone yang mempunyai conductivity tinggi. Diperkirakan zona ini adalah air permukaan (karena hujan) yang meresap ke dalam tanah

agus.kuswanto@ui.ac.id Page 9

Hasil Pengukuran ke-2 Warna biru tua adalah sebaran zona

conductivity pada hari 1, sedangkan warna merah menunjukkan zona conductivity pada pengukuran ke-2. Kisaran conductivity sama yaitu 0.1 ms-0.4 ms Terlihat bahwa pada pengukuran ke-2 conductivity yang diperkirakan tempat air ini mempunyai zona yang lebih luas. Ini terjadi karena antara pengukuran ke-1 dan ke-2 telah terjadi hujan lebat. Dengan melihat warna biru tua dan merah dapat diperkirakan arah peresapan air permukaan tersebut.

Gambar 19 Hasil pemodelan inversi 3-D pada pengukuran di time lapse t1 sampai t3. Hasil Pengukuran ke-3

Gambar 19 nomor 3, adalah hasil pengukuran pada pengukuran waktu ke1, ke-2 dan ke-3. Disini terlihat ada 3 warna yang berbeda yaitu biru tua, merah dan merah muda. Ketiga warna ini menunjukan zuatu zona conductivity yang berada pada kisaran 0.1 ms-0.4 ms, tetapi pada waktu pengukuran yang berbeda-beda. Warna biru tua adalah zona conductivity pada pengukuran ke 1, warna merah adalah zona conductivity pada pengukuran ke-2 dan warna biru muda menunjukkan zona conductivity pada pengukuran ke-3.

Selanjutnya zona conductivity ini diidentifikasi sebagai zona yang terisi air.

Dapat dilihat pada gambar tersebut bahwa warna yang paling sedikit adalah biru tua, kemudian warna merah dan terakhir yang paling banyak warnanya adalah biru muda. Mengingat bahwa warna ini menunjukan suatu zona yang terisi air maka dapat disimpulkan dari gambar ini bahwa dari pengukuran ke-1 ke pengukuran ke-3 terjadi penambahan luas zona yang terisi air. Dari gambar ini dapat diihat pergerakan air dari atas kemudian turun ke arah pojok sisi kiri. 4 KESIMPULAN

Metoda geolistrik 3-D dengan konfigurasi wenner memperlihatkan hasil yang kurang akurat baik ke arah lateral maupun horisontal. Konfigurasi dipole dipole merupakan konfigurasi yang paling baik akurasinya namun ditinjau dari penetrasinya, konfigurasi yang menghasilkan data paling dalam adalah konfigurasi pole pole.

Pada pengukuran di lapangan pada area yang luas, konfigurasi 3-D seringkali tidak dapat dilakukan karena kurang praktis. Oleh karena itu jika mengharapkan hasil 3-D, maka dapat dilakukan dengan cara inversi 3-D menggunakan data 2-D seperti yang dikemukakan Jackson et al (2001). Hasil inversi semacam ini dapat dilihat pada gambar 15.

Gua mempunyai nilai tahanan jenis mendekati tak hingga sehingga dalam pengukuran menggunakan metoda geolistrik, gua dapat diindentifikasi dengan baik karena mudah dikenali dibandingkan batuan sampingnya. Karena bentuk gua yang tidak beraturan maka metoda yang paling baik untuk mengidentifikasi geometri gua adalah menggunakan geolistrik 3-D.

Pengamatan untuk benda di bawah permukaan yang dinamis seperti perembesan lindi, perembesan air tanah, dan lailnnya memerlukan pengamatan antar waktu (time lapse). Metoda geolistrik 3-D yang dilakukan dengan cara time lapse disebut juga metoda geolistrik 4-D. Hasil penelitian memperlihatkan bahwa geolistrik 4-D ternyata cukup akurat untuk pengamatan ini.

Metoda geolistrik 4-D dapat diaplikasikan di pada daerah yang dangkal misalnya mengamati perembesan lindi ke dalam zona vadose. Seandainya kondisi lapangan memungkinkan geolistrik 4-D dapat juga dilakukan untuk daerah yang lebih dalam seperti misalnya mengamati proses dewatering pada ekploitasi Coal Bed Methane (CBM), serta monitoring pada steam injection di dunia perminyakan.

agus.kuswanto@ui.ac.id Page 10

DAFTAR PUSTAKA 1. Dey, A., Morrison H.F., 1979. Resistivity

Modelling for Arbitrarily Shaped Two-Dimensional Structures, Geophysical Prospecting 27, I06 – I36.

2. Jackson P.D., Earl S.J., Reece G.J., 2001. 3D Resistivity Inversion Using 2D Measurement of the Electric Field, Geophysical Prospecting, 2001, 49, p. 26-39.

3. Loke M.H., 2000. Electrical Imaging Surveys for Environmental and Engineering Studies, A practical guide to 2-D and 3-D surveys,

4. Loke, M.H., Barker R.D., 1996. Practical Techniques for 3D Resistivity Surveys and Dta Inversion, Geophysical Prospecting, 1996, 44, p. 449 - 523

5. Minas, M., 2010. Monitoring Runoff from Highways Using 2-D and 3-D Resistivity Methods : case Study from Bjornnasvagen, Northern Stocckholm, Degree Project for the Master Program in Environmental Engineering and Sustainable Infrastructure, Department of Land and Water Resources Engineering, Royal Institute of Technology, Sweden.

6. Pidlisecky A, Haber, E. and Knight, R.J.,2007. RESINVM3D : A 3D resistivity inversion package, Geophysics, vol. 72 (march-April 2007),p.H1-H10

7. Reynolds J.M., 1997. An Introduction to Applied and Environmental Geiphysics, John Willey and Sons Ltd., England

8. Yi , M.-J., Kim J.-H., Song Y., Cho S.-J., 2001. Three-dimensional Imaging of Subsurface Structures Using resistivity Data, 2001, 49, 483-497