BAB II SEISMIK REFRAKSI 2.1 Pengertian Seismik refraksi adalah salah satu metode geofisika eksplorasi yang menggunakan sifat pembiasan gelombang seismik untuk mempelajari keadaan bawah permukaan. Asumsi dasar yang digunakan menggunakan pendekatan bahwa batas – batas perlapisan batuan merupakan bidang datar dan miring, terdiri dari satu lapis atau banyak lapis, serta kecepatan seismik bersifat seragam pada setiap lapisan. Seismik refraksi banyak digunakan untuk menentukan struktur bawah permukaan dengan kedalaman yang dangkal atau mendekati permukaan. 2.2 Sejarah Eksperimen seismik aktif pertama kali dilakukan pada tahun 1845 oleh Robert Mallet yang oleh kebanyakan orang dikenal sebagai bapak seismologi instrumentasi. Mallet mengukur waktu transmisi gelombang seismik, yang dikenal sebagai gelombang permukaan, yang dibangkitkan oleh sebuah ledakan. Mallet meletakkan sebuah wadah kecil berisi merkuri pada beberapa jarak dari sumber ledakan dan mencatat waktu yang diperlukan oleh merkuri untuk beriak. Pada tahun 1909, Andrija Mohorovicic menggunakan waktu jalar dari sumber gempa bumi untuk eksperimennya dan menemukan bidang batas antara mantel dan kerak bumi yang sekarang disebut sebagai Moho. Pemakaian awal observasi seismik untuk eksplorasi minyak dan mineral dimulai pada tahun 1920an. Teknik seismik refraksi digunakan di Iran untuk membatasi struktur yang mengandung minyak. Sekarang seismik refleksi merupakan metode terbaik yang digunakan dalam eksplorasi minyak bumi. 2.3 Tinjauan Pustaka Metode seismik refraksi (seismik bias) merupakan salah satu metode yang banyak digunakan untuk menentukan struktur geologi bawah permukaan. Metode seismik bias menghasilkan data yang bila digunakan bersama-sama dengan data geologi dan perhitungan dengan konsep fisika dapat menampilkan informasi tentang struktur bawah permukaan dan distribusi tipe batuan. Metode seismik refraksi merupakan metode yang umum digunakan dalam bidang geoteknik seperti perencanaan pendirian bangunan, jalan, pabrik, bendungan, dan lain – lain.
Gambar 1. Kenampakan perlapisan menggunakan metode seismik refraksi
Asumsi dasar yang harus dipenuhi untuk penelitian perlapisan dangkal adalah: 1. Medium bumi dianggap berlapis-lapis dan setiap lapisan menjalarkan gelombang seismik dengan kecepatan yang berbedabeda. 2. Semakin bertambah kedalamannya, batuan lapisan akan semakin kompak. 3. Panjang gelombang seismik lebih kecil daripada ketebalan lapisan bumi. 4. Perambatan gelombang seismik dapat dipandang sebagai sinar, sehingga mematuhi hukum – hukum dasar lintasan sinar. 5. Pada bidang batas antar lapisan, gelombang seismik merambat dengan kecepatan pada lapisan dibawahnya. 6. Kecepatan gelombang bertambah dengan bertambahnya kedalaman.
Gambar 2. Alur metode seismik refraksi
Masalah utama dalam pekerjaan geofisika adalah membuat atau melakukan interpretasi hasil dari survei menjadi data bawah permukaan yang akurat. Data-data waktu dan jarak darikurva travel time diterjemahkan menjadi suatu penampang geofisika, dan akhirnya dijadikan menjadi penampang geologi. Secara umum metode interpretasi seismik refraksi dapat dikelompokkan menjadi tiga kelompok utama, yaitu intercept time, delay time method dan wave frontmethod (Tjetjep, 1995). 2.4 Kelebihan dan Kekurangan 2.5 Instrument Perekaman data seismik melibatkan detektor dan amplifier yang sangat sensistif serta magnetic tape recorder. Alat untuk menerima gelombanggelombang refleksi untuk survei seismik di laut adalah hidropon. Hidropon merespon perubahan tekanan. Hidropon terdiri atas kristal piezoelektrik yang terdeformasi oleh perubahan tekanan air. Hal ini akan menghasilkan beda potensial output. Elemen piezoelektrik ditempatkan dalam suatu kabel streamer yang terisi oleh kerosin untuk mengapungkan dan insulasi.
Hampir semua data seismik direkam secara digital. Karena output dari hidropon sangat lemah dan output amplitude decay dalam waktu yang sangat singkat, maka sinyal ini harus diperkuat. Amplifier bisa juga dilengkapi dengan filter untuk meredam frekuensi yang tidak diinginkan.
Gambar 3. Cara kerja Geophone yang merupakan alat dalam metode seismik refraksi
Dalam survei seismik refraksi dilakukan desain survei konfigurasi peralatan Geophone dan sumber gelombang ditempatkan pada suatu garis lurus (line seismic). Near offset, far offset, dan jarak antar geophone ditentukan berdasarkan kondisi lapangan tempat melakukan survei. Pengambilan data dilakukan dengan memberikan sumber getar yang dalam penelitian ini menggunakan weightdrop seberat 50 kg untuk jarak 10 meter dari geophone yang pertama. Sistem perekaman dilakukan oleh 12 geophone dalam satu garis lurus dengan sumber getar. Pasangan geophone ditempatkan dengan masing-masing spasi geophone yang telah ditentukan yaitu 2 meter. Pengukuran dilakukan dengan memberikan impuls vertikal pada permukaan tanah dan merekam sinyal yang terjadi, sensor diletakkan sepanjang garis lurus dari sumber impuls. Sensor yang digunakan adalah seismometer darat yaitu geophone. Akuisisi dalam pengambilan data seismik menggunakan cara end-on (Common Shot). Dari akusisi data ini akan didapatkan data mentah seismik, berupa trace-trace seismik dari geophone yang merekam waktu tempuh gelombang seismik. Peralatan yang digunakan dalam survei seismik refraksi antara lain geophone, seismograph, baterai, kambel, radio dan portabel drill. Sumber energi yang biasa digunakan dalam survei ini antara lain Buffalo gun(energi lebih banyak), Sledge hammer (mudah digunakan dan murah), bahan peledak (lebih banyak energi yang dihasilkan), drop weight (membutuhkan daerah yang datar), serta air gun yang biasanya digunakan untuk survei di danau atau laut. Dinamit yang digunakan bermerk Power Gel ini terbungkus dalam tabung plastik dan dapat disambung-sambung sesuai dengan berat yang diinginkan untuk ditanam. Di dalam tabung ini dinamit diisi dengan detenator atau ‘cap’ sebagai sumber ledakan pertama, serta dipasang pula anchor agar dinamit tertancap kuat di dalam tanah. Pemasangan dinamit (preloading) dilakukan langsung setelah pemboran selesai, dengan tujuan untuk menghindari efek pendangkalan dan runtuhan di
dalam lubang. Pengisian dinamit dilakukan oleh regu loader yang dipimpin oleh seorang shooter yang telah mempunyai pengetahuan keamanan yang berhubungan dengan bahan peledak dan telah memiliki lisensi tertulis dari migas. 2.6 Metode Pengambilan Data 2.7 Metode Pengolahan Data 2.8 Hasil dan Interpretasi BAB III SEISMIK REFLEKSI 3.1 Pengertian Metode seismik refleksi merupakan salah satu metode geofisika untuk mengobservasi objek bawah permukaan bumi dengan memanfaatkan sifat pemantulan gelombang elastik yang dihasilkan dari sumber seismk. Sumber gelombang seismik dapat berupa dinamit dan vibroseis untuk survey yang dilakukan di darat dan di air gun jika survey seismik dilakukan di laut. Gelombang seismik yang dihasilkan kemudian akan direkam oleh alat perekam berupa geophone untuk survey darat dan hydrophone untuk survey yang dilakukan di air. 3.2 Sejarah Pada tahun 1912, para ahli geologi mulai melakukan pemetaan singkapan untuk pemboran. Kemudian pada tahun 1920, para ahli geologi memulai metode explorasi bawah permukaan, paleontologi terutama mikropaleontologi digunakan untuk mencari korelasi lapisan beberapa sumur Pada tahun 1921, metode pemboran putar (rotary-drilling) pertama kali di lapangan minyak Spindletop di Texas. Pada awal tahun 20-an cara ini merupakan metode utama pemboran sumur yang menjangkau 1500-2000 meter dibawah permukaan bumi. Perkembangan paling penting dalam pencarian minyak bumi adalah ditemukannya berbagai Metode Geofisika, yang oleh industry minyak Amerika mulai dipergunakan pada pertengahan tahun duapuluhan. Metode yang pertama kali adalah metode seismik refraksi yang dikembangkan oleh beberapa ahli jerman pada tahun 1923 du New Mexico untuk memetakan suatu patahan (zona patahan), tanpa memberikan hasil. Setelah dilakukan perbaikan berhasillah mereka melokalisir suatu kubah garam yang pertama di daerah Gulf-Coast pada tahun 1924. Setelah itu ditemukan juga banyak kubah lainnya dalam waktu yang sangat pendek. Eksperimen seismik pertama kali dilakukan oleh Robert Mallet pada tahun 1845, sehingga di di juluki sebagai Bapak Seismologi. Dia mengukur waktu transmisi gelombang seismik berupa gelombang permukaan yang dibangkitkan dari ledakan. Penerapan untuk eksplorasi minyak dilaksanakan di tahun 1920an, sedangkan demonstrasinya di Oklahoma tahun 1921. Dalam perkembangannya, dikenal dua jenis seismik, yaitu seismik pantul (reflection) dan seismik bias (refraction). Pada waktu 1929 metode seismik refleksi dikembangkan oleh para
ahli Amerika. Ternyata kedalaman tegak yang dapat dijangkau dengan cara ini dapat mencapai ribuan kaki. Penggunaan cara ini memberikan hasil yang sangat menakjubkan. 3.3 Tinjauan Pustaka Metode seismik refleksi merupakan metode geofisika aktif yang memanfaatkan sumber seismik buatan (dapat berupa ledakan, pukulan, dll). Setelah gelombang buatan tersebut diberikan, maka gelombang tersebut akan merambat melalui medium tanah/batuan di bawah permukaan, dimana perambatan gelombang tersebut akan memenuhi hukum-hukum elastisitas ke segala arah dan mengalami pemantulan maupun pembiasan sebagai akibat dari adanya perbedaan kecepatan ketika melalui pelapisan medium yang berbeda. Pada jarak tertentu di permukaan, gerakan partikel tersebut direkam sebagai fungsi waktu. Berdasarkan data rekaman tersebut selanjutnya dapat diperkirakan bentuk lapisan/struktur bawah permukaan. Bumi sebagai medium rambat gelombang seismik tersusun dari perlapisan batuan yang memiliki sifat fisis yang berbeda-beda, terutama sifat fisis densitas batuan (ρ) dan cepat rambat gelombang (v). Sifat fisis tersebut adalah sifat fisis yang mempengaruhi refleksivitas seismik. Dengan berdasar konsep tersebut sehingga dapat dilakukan perkiraan bentuk lapisan/struktur bawah permukaan. Penerapan konsepnya kemudian disebut sebagai Impedansi Akustik, dimana sebagai karekteristik akustik suatu batuan dan merupakan perkalian antara densitas dan cepat rambat gelombang pada medium, yang dinyatakan sebagai :
Apabila terdapat dua lapisan batuan yang saling berbatasan dan memiliki perbedaan nilai impedansi akustik, maka refleksi gelombang seismik dapat terjadi pada bidang batas antara kedua lapisan tersebut. Besar nilai refleksi yang terjadi kemudian dinyatakan sebagai Koefisien Refleksi :
Koefisien refleksi menunjukkan perbandingan amplitudo (energi) gelombang pantul dan gelombang datang, dimana semakin besar amplitudo seismik yang terekam maka semakin besar koefisien refleksinya.
Dalam penerapannya, metode seismik refleksi memiliki beberapa keunggulan dibandingkan dengan metode geofisika lainnya. Dengan seismik dapat diketahui dan dipetakan gambaran kondisi struktur bawah permukaan secara lateral maupun vertikal, dapat digunakan dalam studi stratigrafi dan beberapa kenampakan pola pengendapan, dapat digunakan dalam studi petrofisika (porositas, permeabilitas, kompaksi batuan), hingga memungkinkan untuk mendeteksi langsung keberadaan hidrokarbon (minyak dan gas bumi). Sehingga metode ini dijadikan sebagai salah satu garda terdepan dalam eksplorasi minyak dan gas bumi.
Gambar 4. Ilustrasi survey metode seismik
Namun, keunggulan tersebut juga diimbangi dengan beberapa kelemahan, mengingat survey seismik refleksi umumnya dilakukan dalam skala yang besar. Sehingga akan membutuhkan teknologi, biaya, waktu, dan tenaga yang relatif besar. Akuisisi data seismik, tidak lain adalah tahapan pengukuran guna mendapatkan data seismik berkualitas baik di lapangan. Data seismik yang diperoleh dari tahapan ini akan menentukan kualitas hasil tahapan berikutnya. Sehingga, dengan data yang baik akan membawa hasil pengolahan yang baik pula, dan pada akhirnya, dapat dilakukan interpretasi yang akurat, yang menggambarkan kondisi bawah permukaan sebagaimana mestinya. Untuk memperoleh data berkualitas baik perlu diperhatikan pemilihan desain survey dan beberapa faktor terkait. Dalam eksplorasi minyak dan gas bumi pada khususnya, ada beberapa faktor yang menjadi pertimbangan yang akan mempengaruhi kegiatan survey, termasuk juga kualitas data, yaitu : Kedalaman jebakan hidrokarbon yang menjadi target Resolusi vertikal Kualitas refleksi pada batuan Sumber gangguan/noise yang dominan Ciri-ciri jebakan hidrokarbon Kemiringan target paling curam Kemungkinan adanya proses lain yang perlu dilakukan
Medan pengukuran seismik mencakup pengukuran di darat, di laut, dan di lingkungan transisi. Selain itu, survey seismik juga dapat dilakukan secara 2 dimensi maupun 3 dimensi. Masing-masing kondisi tersebut akan memerlukan desain survey dan teknologi yang berbeda-beda.
Gambar 5. Survey Seismik Refleksi Darat.
Gambar 6. Survey seismik refleksi laut.
Pengolahan data seismik, pada dasarnya dimaksudkan untuk mengubah data seismik lapangan yang terekam menjadi suatu penampang seismik yang kemudian dapat dilakukan interpretasi darinya. Sedangkan tujuan pengolahan data seismik adalah untuk menghasilkan penampang seismik dengan kualitas signal to noise ratio (S/N) yang baik tanpa mengubah bentuk kenampakan-kenampakan refleksi/pelapisan batuan bawah permukaan, sehingga dapat dilakukan interpretasi keadaan dan bentuk dari struktur pelapisan bawah permukaan bumi seperti kenyataannya. Atau dapat dikatakan bahwa pengolahan data seismik didefinisikan sebagai suatu tahapan untuk meredam noise dan memperkuat sinyal.
Gambar 7. Proses Pengolahan Data dan Data Seismik Mentah
Dari pengolahan data seismik, hasilnya yang berupa penampang seismik kemudian diinterpretasikan/ditafsirkan. Tujuan interpretasi seismik adalah menggali dan mengolah berbagai informasi-informasi geologi bawah permukaan dari penampang seismik. Pada eksplorasi minyak dan gas bumi, interpretasi ditujukan untuk mengetahui lokasi reservoar hidrokarbon di bawah permukaan. Pada umumnya, penampang seismik ditampilkan sebagai penampang waktu (time section), namun dapat juga ditampilkan sebagai penampang kedalaman (depth section) setelah melalui beberapa tahapan perhitungan tertentu.
Gambar 8. Interpretasi seismik
3.4 Kelebihan dan Kekurangan Kelebihan : Dapat mendeteksi variasi baik lateral maupun kedalaman dalam parameter fisis yangrelevan, yaitu kecepatan seismik. Dapat menghasilkan citra kenampakan struktur di bawah permukan Dapat dipergunakan untuk membatasi kenampakan stratigrafi dan beberapakenampakan pengendapan. Respon pada penjalaran gelombang seismik bergantung dari densitas batuan dankonstanta elastisitas lainnya. Sehingga, setiap perubahan konstanta tersebut (porositas, permeabilitas, kompaksi, dll) pada prinsipnya dapat diketahui dari metode seismik. Memungkinkan untuk deteksi langsung terhadap keberadaan hidrokarbon
Kelemahan : Banyaknya data yang dikumpulkan dalam sebuah survei akan sangat besar jikadiinginkan data yang baik Perolehan data sangat mahal baik akuisisi dan logistik dibandingkan dengan metodegeofisika lainnya. Reduksi dan prosesing membutuhkan banyak waktu, membutuhkan komputer mahaldan ahli-ahli yang banyak. Peralatan yang diperlukan dalam akuisisi umumnya lebih mahal dari metode geofisikalainnya.
Deteksi langsung terhadap kontaminan, misalnya pembuangan limbah, tidak dapatdilakukan.
3.5 Isntrument 3.6 Metode Pengambilan Data 3.7 Metode Pengolahan Data 3.8 Hasil dan Interpretasi https://geohazard009.wordpress.com/2015/02/16/metode-seismik-refleksi/
BAB IV GEOLISTRIK 4.1 Pengertian Geolistrik adalah suatu metoda eksplorasi geofisika untuk menyelidiki keadaan bawah permukaan dengan menggunakan sifat-sifat kelistrikan batuan. Sifat-sifat kelistrikan tersebut adalah, antara lain. tahanan jenis (specific
resistivity, conductivity, dielectrical constant, kemampuan menimbulkan self potential dan medan induksi serta sifat menyimpan potensial dan lain-lain. Metoda geolistrik menempati tempat yang unik pada klasifikasi geolistrik. Metoda - metoda ekpslorasi geolistrik sangat beragam, ada metoda yang dapat dimasukkan dalam kategori dinamis, akan tetapi ada juga yang dapat dimasukkan kedalam kategori statis. Salah satu keunikan lain dari metoda geolistrik adalah terpecah-pecaah menjadi bermacam – macam mazhab (aliran atau school) yang berbeda satu dengan yang lain. Pendugaan geolistrik dilakukan dengan menghantarkan arus listrik (beda I) buatan kedalam tanah melalui batang elektroda arus , kemudian mengukur beda potensial (beda V) pada elektroda lain. 4.2 Sejarah Sejarah perkembangan eksplorasi geolistrik merupakan perkembangan yang paling unik dari seluruh geofisika eksplorasi. Unik karena dalam perkembangannya metoda ini terbagi - bagidalam beberapa mazhab (school), padahal sumber dasar teori sama. Perbedaan tersebut terletak pada : A. Tata cara kerja ( konfigurasi elektroda, interpretasi). B. Alat yang digunakan, sebetulnya tiap alat dapat digunakan untuk mazhab apapun, akan tetapi perbedaan konfigurasi elektroda yang dipakai mempengaruhi daya penetrasi alat. C. Data prossessing.Penggunaan sifat-sifat kelistrikan untuk maksud eksplorasi sudah dikenal peradabanmanusia lebih dari dua abad yang lalu. Pelopor yang mula-mula memakai cara geofisika untuk maksud eksplorasi ialah : Pada tahun 1720 Gray dan Wheeler melakukan pengukuran terhadap batuan dan mecobamembakukan tebal konduktivitas batuan. Selanjutnya pada tahun 1746 Watson menemukan bahwa tanah merupakan konduktor dimana potensial yangdiamati pada titik-titik diantara dua elektroda arus yang dipotong sejarak 2 mil, bervariasi akibat adanya perbedaan kondisi geologi setempat. Robert W. Fox pada tahun 1789 – 1877 dapat disebut sebagai Bapak Metoda Geolistrik, karena beliau yang pertama kali mempelajai hubungan sifat-sifat listrik dengan keadaan geologi, temperatur, terrestrial electric, dan geothermal. Fox mempelajari sifat – sifat kelistrikan tersebut di tambang – tambang Corn wall, Inggris. Perkembangan dilanjutkan secara bertahap, dimana pada tahun 1871 oleh W.Skey, selanjutnya pada 1847 oleh Charles Matteucci, pada tahun 1882 oleh Cart Barus, tahun 1891 oleh Brown, tahun 1897 oleh Bernfield, tahun 1912 oleh Gottchalk, dan tahun 1914 oleh R.C. Wells dan George Ottis. Perkembangan agak berbeda setelah Conrad Schlumberger dan R.C. Welldimana geolistrik berkembang di dua benua, dengan cara dan sejarah yang berbeda. Akan tetapi di ujung perkembangan tersebut kedua mazhab ini bertemu lagi, terutama dalam menggunakan konsep matematika yang sama yang diterapkan pada teori interpretasi masing-masing. Perkembangan peralatan dimulai dari peralatan geolistrik di dalam truk sampai pada alat geolistrik sebesar tas kecantikan. Selanjutnya perkembangan pengolahan data nilai tahanan jenis pada abad ke 20 yaitu dengan dibuatnya kurva baku dan kurva tambahan oleh Orellana E. dan Mooney H.M. pada tahun 1966,
Bhattacharya P.K. dan Patra H.P. pada tahun 1968, Rijkkswaterstaat, The Netherland pada tahun 1975, dan Zohdy A.A.R. pada tahun 1975. Selebihnya perkembangan dalam penafsiran lengkungan tahanan jenis dengan pembuatan perangkat lunak dari melakukan “matching curve” sampai perangkat lunak Vespc, Resint 53, Grivel, Resix, dan IP2Win. 4.3 Tinjauan Pustaka Metoda geolistrik menempati tempat yang unik pada klasifikasi geolistrik. Metode – metode ekpslorasi geolistrik sangat beragam, ada metode yang dapat dimasukkan dalam kategori dinamis, akan tetapi ada juga yang dapat dimasukkan kedalam kategori statis. Salah satu keunikan lain dari metode geolistrik adalah terpecah – pecah menjadi bermacam-macam mazhab (aliran atau school) yang berbeda satu dengan yang lain. Penggunaan geolistrik pertama kali dilakukan oleh Conrad Schlumberger pada tahun 1912. Geolistrik merupakan salah satu metoda geofisika untuk mengetahui perubahan tahanan jenis lapisan batuan di bawah permukaan tanah dengan cara mengalirkan arus listrik DC (‘Direct Current’) yang mempunyai tegangan tinggi ke dalam tanah. Injeksi arus listrik ini menggunakan 2 buah ‘Elektroda Arus’ A dan B yang ditancapkan ke dalam tanah dengan jarak tertentu. Semakin panjang jarak elektroda AB akan menyebabkan aliran arus listrik bisa menembus lapisan batuan lebih dalam. Dengan adanya aliran arus listrik tersebut maka akan menimbulkan tegangan listrik di dalam tanah. Tegangan listrik yang terjadi di permukaan tanah diukur dengan penggunakan multimeter yang terhubung melalui 2 buah ‘Elektroda Tegangan’ M dan N yang jaraknya lebih pendek dari pada jarak elektroda AB. Bila posisi jarak elektroda AB diubah menjadi lebih besar maka tegangan listrik yang terjadi pada elektroda MN ikut berubah sesuai dengan informasi jenis batuan yang ikut terinjeksi arus listrik pada kedalaman yang lebih besar. Dengan asumsi bahwa kedalaman lapisan batuan yang bisa ditembus oleh arus listrik ini sama dengan separuh dari jarak AB yang biasa disebut AB/2 (bila digunakan arus listrik DC murni), maka diperkirakan pengaruh dari injeksi aliran arus listrik ini berbentuk setengah bola dengan jari-jari AB/2.
Gambar 9. Cara kerja metode Geolistrik
Umumnya metoda geolistrik yang sering digunakan adalah yang menggunakan 4 buah elektroda yang terletak dalamsatu garis lurus serta simetris terhadap titik tengah, yaitu 2 buah elektroda arus (AB) di bagian luar dan 2 buah elektroda ntegangan (MN) di bagian dalam. Kombinasi dari jarak AB/2, jarak MN/2, besarnya arus listrik yang dialirkan serta tegangan listrik yang terjadi akan didapat suatu harga tahanan jenis semu (‘Apparent Resistivity’). Disebut tahanan jenis semu karena tahanan jenis yang terhitung tersebut merupakan gabungan dari banyak lapisan batuan di bawah permukaan yang dilalui arus listrik. Bila satu set hasil pengukuran tahanan jenis semu dari jarak AB terpendek sampai yang terpanjang tersebut digambarkan pada grafik logaritma ganda dengan jarak AB/2 sebagai sumbu-X dan tahanan jenis semu sebagai sumbu Y, maka akan didapat suatu bentuk kurva data geolistrik. Dari kurva data tersebut bisa dihitung dan diduga sifat lapisan batuan di bawah permukaan. Adapaun jenis – jenis dari metode Geolistrik ialah : Metode Geolistrik Tahanan Jenis (Resistivity Method) Metode geolistrik resistivitas atau tahanan jenis adalah salah satu dari kelompok metode geolistrik yang digunakan untuk mempelajari keadaan bawah permukaan dengan cara mempelajari sifat aliran listrik di dalam batuan di bawah permukaan bumi. Metode resistivitas umumnya digunakan untuk eksplorasi dangkal, sekitar 300 – 500 m. Prinsip dalam metode ini yaitu arus listrik diinjeksikan ke alam bumi melalui dua elektrode arus, sedangkan beda potensial yang terjadi diukur melalui dua elektrode potensial. Dari hasil pengukuran arus dan beda potensial listrik dapat diperoleh variasi harga resistivitas listrik pada lapisan di bawah titik ukur. Metode kelistrikan resistivitas dilakukan dengan cara menginjeksikan arus listrik dengan frekuensi rendah ke permukaan bumi yang kemudian diukur beda potensial diantara dua buah elektrode potensial. Pada keadaan tertentu, pengukuran bawah permukaan dengan arus yang tetap akan diperoleh suatu variasi beda tegangan yang berakibat akan terdapat variasi resistansi yang akan membawa suatu informasi tentang struktur dan material yang dilewatinya. Prinsip
ini sama halnya dengan menganggap bahwa material bumi memiliki sifat resistif atau seperti perilaku resistor, dimana material-materialnya memiliki derajat yang berbeda dalam menghantarkan arus listrik. Metode Geolistrik Polarisasi Terimbas (IP/ Induce Polarization Method) Pada prinsipnya dilakukan dengan cara memutuskan arus listrik yang di injeksikan ke dalam permungkaan bumi. Selanjutnya tampak bahwa beda potensial antara kedua elektroda tidak lansung menunjukan angka nol saat arus tersebut di putuskan. turun secara perlahan lahan dalam selang waktu tertentu. Sebaliknya apabila arus dihidupkan maka beda potensial akan kembali pada posisi semula dalam waktu yang sama. Gelaja polarisai terimabs dalam batuan termineralisasikan terutama ditentukan reaksi Elektrokimia pada bidang batas antar mineral2 logam dan larutan dalam batuan. gejala Ip dapat dilakukan dengan mengalirkan arus terkontrol melalui bahan yangakan diselidiki. Pengukuran respon IP dapat dilakukan dengan cara : A. Pengukuran domain waktu, pengukuran polarisasi terimbas dengan domain waktu yaitu dengan cara mengalirkan pulsa arus listrik berbentuk persegi panjang kedalam tanah. Untuk mengukur derajat terpolarisasi suatu bahan pada suatu waktu di definisikan chargeability. B. Pengukuran domain frekuensi, untuk mempolarisasikan suatu bahan dengan arus listrik imbas ke sutau tingkat tertentu dibutuhkan waktu tertentu tergantung jenis bahannya. Karena frekunsi berbanding terbalik dengan waktu. maka perbedaan respon tegangan dengan pemberian arus listrik dengan frekuensi yang berbeda juga mencerminkan sifat polarisasi suatu bahan tertentu.ini merupakan dasar dalam pengukuran frekuensi. Metode Geolistrik Potensial Diri (SP/ Self Potential Method) Metode Self potential (SP) adalah metode pasif, karena pengukurannya dilakukan tanpa menginjeksikan arus listrik lewat permukaan tanah, perbedaan potensial alami tanah diukur melalui dua titik dipermukaan tanah. Potensial yang dapat diukur berkisar antar beberapa millivolt (mV) hingga 1 volt. Self potensial adalah potensial spontan yang ada di permukaan bumi yang diakibatkan oleh adanya proses mekanis ataupun oleh proses elektrokimia yang di kontrol oleh air tanah. Proses mekanis akan menghasilkan potensial elektrokinetik sedangkan proses kimia akan menimbulkan potensial elektrokimia (potensial liquid-junction, potensial nernst) dan potensial mineralisasi. Komponen rekaman data potensial diri yang diperoleh dari lapangan merupakan gabungan dari tiga komponen dengan panjang gelombang yang berbeda, yaitu efek topografi (TE), SP noise (SPN) dan SP sisa (SPR). Metode potensial diri (SP) merupakan salah satu metode geofisika yang prinsip kerjanya adalah mengukur tegangan statis alam (static natural voltage) yang berada di kelompok titik titik di permukaan tanah. Potensial diri umumnya berhubungan dengan perlapisan tubuh mineral sulfida (weathering of sulphide mineral body), perubahan dalam sifat-sifat batuan (kandungan mineral) pada daerah kontak kontak geologi, aktifitas bioelektrik dari material organik, korosi, perbedaan suhu dan tekanan dalam fluida di bawah permukaan dan fenomena-fenomena alam lainnya.
Prinsip dasar dari metode potensial diri adalah pengukuran tegangan statis alam (static natural voltage) pada permukaan tanah. Orang yang pertama kali menggunakan metode ini adalah untuk menentukan daerah yang mengandung mineral logam. 4.4 Kelebihan dan Kekurangan Adapun kelebihan dari metode geolistrik ialah : Harga peralatan murah Biaya survei relatif murah Peralatan relatif kecil dan ringan Waktu yang dibutuhkan relatif cepat, bisa mendapatkan 6 - 7 titik dalam sehari Sedangkan kekurangan dari metode geolistrik ialah : Tidak efektif untuk pemakaian di kawasan karst Untuk mendeteksi air tidak bisa diketahui berapa jumlah volume (debit) pasti air tersebut Tidak bisa membedakan air mengalir dan yang statis Tidak bisa menjangkau wilayah yang dalam karena jankauannya berkisar 1000-1500 kaki dibawah permukaan bumi. 4.5 Instrument
Spesifikasi Alat: Pemancar (Transmitter) : A. Catu daya (power supply) 12/24 Volt, minimal 6 AH; B. Daya (power output), 200 watt untuk catu daya 12 volt dan 300 watt untuk catu daya 24 volt C. Tegangan keluar (output voltage), 350 volt maksimal untuk catu daya 12 volt dan 400 volt untuk catu daya 24 volt. D. Arus keluar (output curent), 200 mA, ketelitian arus 1 mA.
Penerima (Receiver) : A. Sistem pembacaan digital 9 volt; B. Fasilitas: current loop indicator; C. Impedansi masukan (Input impedence) 10 M-ohm; D. Batas ukur pembacaan (Range) : 0,1 mVolt – 500 volt. E. Accurancy : 0,1 mVolt F. Kompensator : Kasar 10X putar, Halus 1X putar. G. System pembacaan : Digital (Auto range). H. Catu daya digital : 3 volt I. Fasilitas : Hold / save memory J. Berat alat : 10 kg
Spesifikasi Alat : Output A. Otomatis Injeksi B. Maksimum aliran C. Kekuatan D. Jarak gelombang E. Arus ketelitian Input A. Impedance B. Voltage C. Proteksi Voltage D. Pengukuran Voltage General A. Daya tamping B. Serial RS232 C. Berat D. Ukuran E. Kekuatan
: Dikontrol dengan proses mikro : 0.5 A : 25 watt : 0.50, 1.0, 2.0, 4.0, and 8.0 seconds : 1.0% tipe : 22M : -5 to +5V : 1,000V : 50 and 60 Hz : 1,800 pembacaan : sebagai transfer data : 3Kg : 22 x 18 x 12cm : 12V 7.2Ahr baterai, atau external 12V
4.6 Metode Pengambilan Data
Metode geolistrik merupakan salah satu metode geofisika yang mempelajari tentang sifat aliran listrik di dalam bumi berdasarkan hukum-hukum kelistrilkan (contoh: Hukum Ohm). Adapu metode – metode yang terdapat dalam ilmu geolistrik, diantaranya : A. Metode Resistivitas B. Metode Geolistrik Metode IP (Induced Potential) C. Metode SP (Self Potential) D. Metode Mise-a-la-masse Metode Resistivitas atau sering disebut dengan metode tahanan jenis merupaka salah satu metode geolistrik yang mempelajari sifat resistivitas dari batuan di dalam bumi. Prinsip : menginjeks ikan arus kedalam bumi melalui 4 elektroda berada dipermukaan bumi, 2 elektroda untuk arus dan 2 elektroda untuk potensial. Tujuan dari diadakannya metode ini ialah : Sounding : sebagai survei awal resistivitas semu, untuk mengetahui kontras resistivitas kearah vertikal/kedalaman/kebawah. Mapping : juga digunakan sebagai survei awal, untuk mengetahui variasi resistivitas dalam bumi secara horizontal,merupakan mapping semu sedangkan mapping resistivitas sesungguhnya dari hasil beberapa sounding baru dibuat mappingnya. Array/Psedo Section :untuk mengetahui variasi resistivitas batuan baik secara vertikal maupun horizontal. Metode IP (Induced Potential) adalah salah satu metode geofisika yang relatif baru dan sedang berkembang pesat terutama dalam bidang pertambangan yaitu eksplorasi mineral ekonomis dan geofisika lingkungan. Metode IP pada dasarnya adalah merupakan pengembangan dari metode geolistrik resistivity dan metode IP terbukti mampu menutupi kelemahan-kelemahan metode resistivity pada berbagai kasus. Oleh karena metode IP merupakan pengembangan dari metode resistivity maka teknis dan cara pengambilan data atau pengukuran dilapangan tidak jauh berbeda. Efek polarisasi terinduksi merupakan elemen dasar yang terjadi pada metode IP, dimana gejala polarisasi terinduksi dapat diilustrasikan sebagai berikut, jika suatu pengukuran tahanan jenis dengan konfigiurasi empat elektroda (standar), dimana pada elektroda arus (C1 dan C2) dialiri arus searah (DC) maka pada elektroda potensial (P1 dan P2) akan terukur beda potensial (ΔV). Ketika aliran arus pada elektroda (C1 dan C2) dimatikan, pada waktu t0 maka nilai beda potensial tidak langsung kembali menjadi nol, melainkan secara perlahan mengalami penurunan beda potensial menuju nol. Grafik yang menggambarkan efek polarisasi terinduksi dapat dilihat pada gambar III.1. Self Potensial (SP) adalah metode SP merupakan metode geofisika yang paling tua dengan tanpa menginjeksikan arus. Dalam batuan terdapat mineralmineral sehingga terdapat elektron yang bergerak, dengan begitu terdapat arus alam. Karena arus alam sangat kecil jika dibandingkan dengan arus injeksian maka digunakan alat ukur yang lebih peka. Pengukuran SP dilakukan pada lintasan tertentu dengan tujuan untuk mengukur beda potensial antara dua titik yang berbeda. Untuk melakukan pengukuran metode SP ini dengan menggunakan
elektroda “phorouspot” agar memperoleh kontak yang baik antara elektroda dan lapisan tanah. Metode Mise-a-la-masse merupakan salah satu metode geofisika yang bertujuan untuk mendapatkan informasi mengenai zona-zona yang potensial bagi pengembangan lapangan panas bumi Mataloko dengan cara mencitra secara langsung bagian-bagian yang konduktif dari reservoir. Metode Gravity dilakukan untuk menyelidiki keadaan bawah permukaan berdasarkan perbedaan rapat masa cebakan mineral dari daerah sekeliling (r=gram/cm3). Metode ini adalah metode geofisika yang sensitive terhadap perubahan vertikal, oleh karena itu metode ini disukai untuk mempelajari kontak intrusi, batuan dasar, struktur geologi, endapan sungai purba, lubang di dalam masa batuan, shaff terpendam dan lain-lain. Eksplorasi biasanya dilakukan dalam bentuk kisi atau lintasan penampang. Perpisahan anomali akibat rapat masa dari kedalaman berbeda dilakukan dengan menggunakan filter matematis atau filter geofisika. Di pasaran sekarang didapat alat gravimeter dengan ketelitian sangat tinggi ( mgal ), dengan demikian anomali kecil dapat dianalisa. Hanya saja metode penguluran data, harus dilakukan dengan sangat teliti untuk mendapatkan hasil yang akurat. Metode gravity merupakan metode geofisika yang didasarkan pada pengukuran variasi medan gravitasi bumi. Pengukuran ini dapat dilakukan dipermukaan bumi, dikapal maupun diudara. Dalam metode ini yang dipelajari adalah variasi medan gravitasi akibat variasi rapat massa batuan dibawah permukaan, sehingga dalam pelaksanaanya yang diselidiki adalah perbedaan medan gravitasi dari satu titik observasi terhadap titik observasi lainnya. Karena perbedaan medan gravitasi ini relatif kecil maka alat yang digunakan harus mempunyai ketelitian yang tinggi. Gravitimeter La Coste Romberg, metode ini umumnya digunakan dalam eksplorasi minyak untuk menemukan struktur yang merupakan jebakan minyak (oil trap), dan dikenal sebagai metode awal saat akan melakukan eksplorasi daerah yang berpotensi hidrokarbon. Disamping itu metode ini juga banyak dipakai dalam eksplorasi mineral dan lain-lain. Meskipun dapat dioperasikan dalam berbagai macam hal tetapi pada prinsipnya metode ini dipilih karena kemampuannya dalam membedakan rapat massa suatu material terhadap lingkungan sekitarnya. Dengan demikian struktur bawah permukaan dapat diketahui. Pengetahuan tentang struktur bawah permukaan ini penting untuk perencanaan langkah-langkah eksplorasi baik itu minyak maupun mineral lainnya. Eksplorasi metode ini dilakukan dalam bentuk kisi atau lintasan penampang. Dalam metode ini penelitian dapat digolongkan menjadi 3 tahap, tahap ini umum digunakan juga pada metode geofisika yang lainnya. Antara lain adalah Akuisisi Data, Prosesing Data, dan Interpretasi. Dalam hal ini kita akan coba bahas beberapa point dalam proses akuisisi data. Akuisisi data ini adalah proses pengambilan data di lapangan. Dalam proses ini dibagi menjadi beberapa tahap yang harus dilakukan. Mulai dari mengatahui informasi dari daerah yang akan diukur dan persiapan alatnya.
4.7 Metode Pengolahan Data Proses pengambilan data dapat dilakukan melalui dua tahap pekerjaan, yaitu: A. Pekerjaan Pra-survey. Tahapan yang dilakukan untuk pencapaian pekerjaan Pra-survey ialah : Mencatat posisi dan ketinggian lokasi. Pemetaan geologi jenis batuan dan penyebarannya (urutan stratigrafi). Mendeskripsikan jenis batuan (struktur, tekstur, komposisi mineral). B. Survei Lapangan. Tahapan yang dilakukan dalam pencapaian survei lapangan adalah : Mengukur kedalaman sumur-sumur gali (lubang bor) guna untuk mengamati mineral – mineral yang khas dan penghantar listrik. Mengukur resistivitas sebaiknya menghindari tiang listrik, aliran air permukaan, rentangannya tegak lurus aliran air permukaan atau tiang listrik. Mendeskripsi jenis batuan (struktur, tekstur, dan komposisi mineral). Analisis data dilakukan dengan dua cara, yaitu Matching Curve dan Software IPI2win berdasarkan Sharma, P.V., (1997), teknik matching curve merupakan suatu bagian dari proses penginterpretasian secara Vertical Electric Sounding (VES) yang diperoleh data berupa horisontal. Metoda ini melibatkan suatu perbandingan dari pengukuran kurva a dengan beberapa kurva induk. Teknik kurva penafsiran untuk interpretasi Schlumberger kurva VES menggunakan Ebert Garph seperti pada gambar 6. (a),(b),(c),(d) dan dua lapisan kurva induk seperti pada gambar 7. (a),(b) sebagai berikut: A. Masing-masing kurva tahanan jenis didekati atau di samakan dengan salah satu jenis lapisan untuk dua lapisan, B. Koordinat tegak pada kurva dua lapisan dipertimbangkan untuk penentuan ketebalan dan tahanan jenis suatu lapisan menggantikan urutan lapisan. C. Untuk mendapatkan beberapa parameter untuk lapisan yang sama, digunakan. satuan grafik pada koordinat grafik menjadi perbandingan dari ketebalan lapisan yang menggantikan untuk lapisan dasar. Parameter tahanan jenis adalah perbandingan. Perbandingan antara ketebalan dengan diplotkan di double-log. D. Empat satuan alat bantu titik tabel seperti yang tersedia untuk tipe H, A, K dan Q.
Gambar 10. Macam Tipe Auxiliary Graph ( Ebert Charts) (Patra, H.P dan Nath, S.K., 1999).
Gambar 11. Rangkain Teori Master Curves (Patra, H.P dan Nath, S.K., 1999)
IPI2win merupakan sebuah software yang didesain untuk mengolah data vertical elektric sounding dan atau induced polarization secara otomatis dan semi otomatis dengan berbagai macam variasi dari konfigurasi rentangan yang umum dikenal dalam pendugaan geolistrik (Asisten Geofisika, 2006). IPI2win digunakan untuk memecahkan masalahmasalah geologi sesuai dengan kuva pendugaan yang dihasilkan. Dengan target mendapatkan hasil yang dapat diinterpretasikan secara geologi merupakan keunggulan IPI2win daripada program-program inversi lainnya. Beberapa keuntungan yang utama dari software IPI2win adalah penafsiran manual dan berubah parameter model pada metode yang berbeda, seperti gambar 8 (a,b dan c).
Gambar 12. Contoh Worksheet untuk Data Sederhana (Anonim, 2007c)
Perbandingan antara Macthing Curve dengan Software IPI2win jika dilihat dari perhitungan yang dilakukan secara manual yaitu dengan menggunakan metode curve matching, parameter ketebalan dan true resistivity dihitung satu persatu dari ujung awal kurva dengan memotong bagian kurva menjadi beberapa bagian. Umumnya hasil perhitungan secara manual memberikan hasil yang kurang optimal dan bila dilihat angka kesalahannya umumnya di atas 10 % (Anonim, 2007d). Program komputer (Software IPI2win) kemudian mengoreksi kombinasi nilai ketebalan dan true resistivity untuk mendapatkan angka kesalahan (RMS error) terkecil setelah terjadi sekian (bisa sampai ribuan) kali iterasi. Angka kesalahan terkecil ini tergantung pada kualitas data lapangan serta banyaknya parameter yang dimasukkan. Bila hasil perhitungan masih menunjukkan nilai kesalahan yang relatif besar, akan dicoba dengan menambah atau mengurangi jumlah parameter yang dimasukkan dan proses penghitungan dimulai lagi. Resistivity Log, pada sumur yang belum dicasing elektroda dan arus potensial dapat diturunkan untuk pengukuran tahanan jenis media di sekitarnya dan untuk mengetahui variasi dari kedalaman. Hasil dari suatu casing sumur berupa log tahanan jenis. Hasil variasi log tahanan jenis disebabkan oleh beberapa faktor antara lain: sumur fluida, diameter lubang, karakteristik yang melingkupi beberapa tingkatan, serta airtanah. Log tahanan jenis dapat sebagai pengindikasian suatu casing sumur yang merupakan daerah yang segar dan daerah yang bersifat berkadar garam. Sirkulasi pada kondisi sumur yang tidak tergantung pada muka air hidrostatik, kepadatan air, ketebalan dan lokasi akuifer serta struktur fisik dari sumur. Log tahanan jenis dipekerjakan untuk penentuan akuifer. Penentuan lapisan akuifer dapat dilakukan melalui korelasi lapisan baik lapisan sebagai akuifer maupun tidak, serta penentuan perubahan di dalam kualitas airtanah. Korelasi merupakan salah satu kegunaan dalam penyelidikan struktural yang terjadi secara detail dengan log listrik pada penyelidikan stratigrafi secara umum. 4.8 Hasil dan Interpretasi Hasil dari interpretasi data serta analisis yang dilakukan, hendaknya dicocokkan dengan litologi dari stratigrafi daerah yang disurvei. Daerah yang disurvei
merupakan daerah sedimen atau daerah vulkanik ataupun daerah yang telah mengalami proses metamorfosa. Umumnya akuifer pada daerah vulkanik mempunyai harga true resistivity yang lebih besar daripada daerah dengan batuan sedimen. Komparasi Hasil Geolistrik Metode Schlumberger dengan Analisis Log berdasarkan Sunaryo, dkk, (2003), penentuan lapisan akuifer dengan geolistrik metode tahanan jenis untuk mengetahui kondisi bawah permukaan selalu menghasilkan sifat ambigouitas yang besarnya relatif bervariasi antara metode yang satu dengan lainnya. Akuisisi data geolistrik resistivitas pada penelitian ini digunakan konfigurasi Wenner - Schlumberger dengan konfigurasi potensial elektrode dan elektrode arus berjalan untuk mendapatkan variasi kearah kedalaman (sounding). Namun demikian variasi kearah lateral dapat diperoleh dengan menghubungkan antara titiktitik sounding dengan proses interpolasi. Penentuan lapisan akuifer dengan geolistrik metode tahanan jenis dilakukan pada titik pendugaan di daerah Awang, konfigurasi elektroda dengan metode Schlumberger, RMS ( Root Mean square) : 0.1669%, deskripsi penyelidikan penentuan akuifer terdiri dari: tahanan jenis semu lapisan (Ωm), kedalaman lapisan (m), jarak elektroda (m) : AB/2, tahanan jenis semu (Ωm). Pengolahan data dilakukan dengan menggunakan matching curve model inversi untuk pendekatan harga resistivitas antara kurva lapangan dan kurva teori yang paling cocok. Hasil pengolahan untuk ketiga titik ukur adalah seperti pada tabel 1 dan gambar 9.
Gambar 13. Contoh tabel hasil interpretasi dalam Geolistrik
Terdapat banyak interpretasi yang telah diusulkan, akan tetapi secara garis besar dapat dibedakan menjadi interpretasi kualitatif dan interpretasi kuantitatif. Interpretasi kualitatif meliputi pengenalan tipe-tipe kurva lapangan, pembuatan penampang menurut tahanan jenisnya, dan pembuatan peta iso-tahanan jenis semu. Dengan menggunakan metode kualitatif dimaksudkan untuk mendapatkan gambaran umum perlapisan yang diharapkan untuk membantu interpretasi kuantitatifnya. Metode interpretasi kuantitatif terbagi menjadi dua, metode langsung dengan menggunakan komputer, dan metode tak langsung dengan
menggunakan kurva induk (standar) dan kurva – kurva bantu yang telah dibuat sebelumnya. A. Metode Interpretasi Kualitatif Model bumi homogen Apabila bumi merupakan suatu medium homogen isotropis, maka tahanan jenis semu yang didapatkan dari pengukuran akan merupakan harga tahanan jenis yang sebenarnya. Tetapi bumi bukan medium yanng homogen isotropis, sehingga kurva lapangan yang didapatkan akan mempunyai variasi sesuai dengan variasi tahanan jenis yang ada di bawah titik pendugaan. Model bumi dua lapis Untuk model bumi dua lapis, dijuampai adanya dua kasus, yaitu: 2 1> dan 2 < yang masing-masing mempunyai kurva lapangan yang berbeda-beda.
Gambar 14. Kurva lapangan model bumi dua lapis (2 > 1)
Tahanan jenis semu untuk lapisan pertama ditunjukkan oleh kurva sebelah kiri, sedangkan tahanan jenis semu untuk lapisan kedua ditunjukkan oleh kurva sebelah kanan. Hal ini dapat dijelaskan sebagai berikut: Pada spasi elektroda arus yang kecil bila dibandingkan dengan ketebalan lapisan, jangkauan distribusi arusnya hanya pada lapisan pertama saja, sehingga seolah-olah yang diukur hanya lapisan pertama saja. Semakin besar elektroda arus, maka semakin besar pula jangkauan distribusi arusnya. Karena tahanan jenis lapisan kedua lebih besar daripada tahanan jenis lapisan pertama, maka pada kurva akan menunjukkan pola monoton naik. Apabila spasi elektroda arusnya lebih besar daripada ketebalan lapisan pertama, maka kurva yang didapatkan akan mendekati asimtotik. Harga ini merupakan harga tahanan jenis lapisan kedua.
Gambar 15. Kurva lapangan model bumi dua lapis (2 < 1)
Model bumi tiga lapis Kurva lapangan untuk model bumi tiga lapisan dibedakan menjadi empat tipe 1sesuai dengan harga relatif dari 1, 2, dan 3, yaitu: 1. Tipe minimum (tipe H) jika 2> < 3 1 2. Tipe naik-naik (tipe A) jika < 2 < 3 1 3. Tipe maksimum (tipe K) jika < 2 3> 1 4. Tipe turun-turun (tipe Q) jika 2> 3>
Gambar 16. Kurva lapangan model bumi tiga lapis tipe-H, tipe-Q, tipe-A, dan tipe-K
Kurva-kurva di atas diperoleh dari hasil pengeplotan harga tahanan jenis semu terhadap setengah jarak antara kedua elektroda arusnya yang digambarkan pada kertas grafik logaritma ganda.
BAB V GAYA BERAT 5.1 Pengertian Gaya berat adalah salah satu metode dalam geofisika. Metode gaya berat dipilih dalam penelitian ini karena aplikasi utama metode ini adalah study geologi regional bawah permukssn (area lebih dari 100 km2), sehingga diharapkan dapat menggambarkan struktur geologi bawah permukaan yang lebih baik dibandingkan metode geofisika lainnya. Prinsip metode ini berdasarkan pada anomali gayaberat yang muncul karena adanya variasi rapatmassa batuan yang menggambarkan adanya struktur geologi di bawah permukaan bumi. Adanya variasi rapatmassa batuan di suatu tempat dengan tempat lain, akan menimbulkan medan gaya gravitasi yang tidak merata, perbedaan inilah yang terukur di permukaan bumi. Perbedaan medan gayaberat yang relatif kecil maka diperlukan alat ukur yang mempunyai ketelitian yang cukup tinggi. 5.2 Sejarah Hukum dasar gayaberat dinyatakan oleh Newton pada tahun 1687 (Roger Burger, 1992) yang dikenal sebagai hukum Gravitasi Newton. Hukum ini menyatakan bahwa gaya tarik antara 2 massa adalah sebanding dengan massanya dan berbanding terbalik dengan kuadrat jarak antara keduanya. Dalam koordinat Cartesius gaya antara partikel bermassa m terletak pada titik pusat Q = (x’,y’,z’) dan partikel bermassa mo pada titik P = (x,y,z). Pada masa ini pula, Newton meletakkan dasar-dasar ilmu yang kini dikenal sebagai kalkulus. Ia juga menelurkan teori-teori luar biasa lain, namun selalu membutuhkan waktu bertahun-tahun sebelum mempublikasikan temuannya. Misalnya teori optic, dimana Newton menemukan bahwa cahaya putih merupakan spectrum dari berbagai warna. Ia sempat membiarkan saja teori itu terpendam selama tiga tahun sebelum mengumumkannya. Kebiasaan ini kadang membuat Newton bertengkar dan saling adu klaim atas sebuah teori dengan akademisi lain. Salah satu pertengkaranya yang paling tersohor adalah dengan Gottfried Leibniz terkait siapa yang pertama kali menciptakan kalkulus. Salah satu eksperimen rahasia Newton, yang baru diketahui setelah kematianya, adalah mengenai alkimia. Jika anda bukan pembaca novel fantasi, alkimia adalah kepercayaan akan keberadaannya satu bahan kimia ajaib berupa batu yang dapat mengubah besi apapun menjadi emas. Selain itu, studi alkimia juga kerap ditujukan untuk membuat elixir of life atau ramuan kehidupan abadi. Newton tampil di depan public layaknya akademisi terhormat pada umumnya. Hanya teori-teori “aman” yang ia publikasikan, dan salah satu yang terkenal tentu tiga hukum gerak Newton yang hingga kini menjadi teori mekanika klasik. Ketiga hukum gerak ini dirangkum dalam buku “ Philosophiae Naturalis Principia Mathematica “ atau yang lebih dikenal dengan Principia Mathematica, yang pertama kali diterbitkan pada 5 Juli 1687. Edmund Halley sahabatnya,
adalah orang yang membujuk Newton untuk menerbitkan buku tiga volume ini. Bahkan, Halley turut membiayai penerbitan buku yang lantas menjadi maha karya dalam sejarah Matematika dan Fisika ini. Selain menjadi ilmuwan terpandang, Newton juga sempat menjabat di parlemen mewakili Cambridge University. Namun entah mengapa, selama setahun masa tugasnya, ia konon diam seribu bahasa. Hanya satu kalimat yang pernah terdengar dari mulutnya selama berdinas di gedung parlemen, yakni ketika ia menyuruh seorang rekan kerjanya menutup jendela. Pada 1702, Newton dipercaya untuk menduduki kursi presiden di The Royal Society, komunitas bergengsi yang beranggotakan sejumlah ilmuwan dan cendekia paling terkemuka. Meski kerap mengundang permusuhan di kalangan akademisi, karier Newton terus melaju hingga dia mendapatkan gelar kebangsawanan oleh kerajaan Inggris. Walaupun karirnya cermerlang dan sosoknya dipandang hormat oleh masyarakat, Newton punya banyak musuh yang jengkel kepadanya, terutama dari sesame ilmuwan. Ia pernah berseloroh bahwa “ Plato dan Aristoteles adalah kawanku, tapi sahabat sejatiku hanyalah kebenaran “. Temperamen dan mental Newton kerap labil. Ia kerap jatuh dan depresi atau marah tanpa alas an yang jelas. Setelah muncul bukti tentang percobaan kimia rahasia yang ia lakukan, sejumlah ilmuwan berteori bahwa sifat aneh Newton di akibatkan oleh keracunan merkuri. Uniknya, keponakan-keponakan Newton justru memandang sang ilmuwan sebagai paman yang lembut dan baik hati. Newton sendiri tidak pernah menikah, dan di usia lanjut, ia tinggal bersama sang keponakannya. Hubungan mereka begitu dekat, sampai-sampai dengan senang hati keponakanya mengurusi pesta-pesta yang digelar sang paman yang esentrik. Penting untuk diperhatikan bahwa, walaupun perbedaan massa antara partikel sangat besar (kasus bumi-apel), tetapi mereka melakukan proses tarik menarik dengan gaya yang sama besar, walaupun Hukum Newton III tentang gerak menafsirkan bahwa benda yang memiliki massa paling kecil akan mengalami percepatan yang lebih besar kearah benda yang massanya lebih besar. Inilah sebabnya mengapa benda yang lebih ringan (apel) jatuh ke benda yang massanya lebih besar (bumi). Sebetulnya yang terjadi adalah bumi juga sedang bergerak jatuh menuju apel tetapi dengan percepatan yang sangat kecil. Newton menganggap Gaya Inilah yang bekerja mengatur benda-benda alam semesta, sehingga sering disebut dengan Hukum Gravitasi Universal. Nantikan tulisan kami selanjutnya, tentang Gravitasi Menurut Albert Einstein yang memandang gravitasi dengan cara yang berbeda. 5.3 Tinjauan Pustaka Metode gaya berat adalah suatu metode eksplorasi yang digunakan untuk mengukur variasi medan gravitasi bumi akibat adanya perbedaan densitas antara batuan. Dalam prakteknya, metode ini mempelajari perbedaan medan gravitasi dari satu titik terhadap titik observasi lainnya, sehingga sumber yang merupakan suatu zona massa dibawah permukaan bumi akan menyebabkan gangguan pada medan gravitasi. Gangguan medan gravitasi ini disebut sebagai anomaly gravity.
Di setiap tempat di permukaan bumi nilai percepatan gravitasi bumi di permukaan bumi dipengaruhi oleh lima faktor seperti lintang, ketinggian, topografi di sekitar titik pengukuran, interaksi bumi dengan matahari dan bulan (pasang-surut), serta perbedaan (variasi) rapatmassa batuan di bawah permukaan bumi. Perbedaan (variasi) rapatmassa batuan di bawah permukaan bumi merupakan satu-satunya faktor yang signifikan dalam eksplorasi gayaberat dan pada umumnya memiliki nilai yang sangat kecil dibandingkan kombinasi keempat faktor lainnya. Dasar teori yang digunakan dalam metoda gayaberat ini adalah Hukum Newton tentang gravitasi bumi. Pada dasarnya aplikasi metode gaya berat adalah Hukum Gravitasi Newton, yaitu bahwa gaya tarik menarik antara 2 partikel yang memiliki massa M dan m pada jarak r dapat ditunjukkan dengan gambar di bawah ini:
Gambar 17. Gaya tarik menarik antara dua benda
Medan gaya tarik bumi (gravitasi) bersifat konservatif artinya usaha yang dilakukan sebuah massa dalam suatu medan gravitasi tidak bergantung pada lintasan yang ditempuhnya, namun hanya bergantung pada titik akhirnya saja. Jika suatu benda yang pada akhirnya kembali pada posisi awalnya, energi yang dikeluarkannya adalah nol. Bentuk gaya gravitasi adalah vektor yang mengarah sepanjang garis yang menghubungkan dua pusat massa. Medan konservatif kemungkinan berasal dari sebuah fungsi potensial skalar U(x,y,z) disebut dengan Newtonian atau potensial 3D.
Gambar 18. Potensial massa 3D
Potensial dan percepatan gravitasi pada sebuah titik yang paling luar dapat diperoleh dengan membagi massa kedalam elemen kecil (dm) dan menjumlahkannya untuk mendapatkan pengaruh totalnya. Potensial untuk elemen massa dm di titik (x, y, z) dengan jarak r dari P (0, 0, 0) adalah dU = G dm/r = Gρ dx dy dz/r (2.9) dimana ρ (x, y, z) adalah rapat massa, dan r² = x² + y² + z². Satuan percepatan gravitasi dalam sistem MKS adalah m/s2 dan dalam sistem CGS adalah cm/s2. Pengukuran percepatan gravitasi pertama dilakukan oleh Galileo dalam eksperimennya di Pisa Italia, sehingga untuk menghormati Galileo satuan percepatan gravitasi didefinisikan sebagai berikut : 1 mGal = Gal = cm/s². Satuan anomali gaya gravitasi dalam kegiatan eksplorasi diberikan dalam orde mGal dikarenakan perubahan antar titik yang sangat kecil.
Metode gayaberat adalah salah satu metoda dalam geofisika. Prinsip metode ini berdasarkan kepada anomali gayaberat yang muncul karena adanya variasi rapat massa batuan yang menggambarkan adanya struktur geologi di bawah permukaan bumi. Adanya variasi rapat massa batuan di suatu tempat dengan tempat lain, akan menimbulkan medan gaya gravitasi yang tidak merata, perbedaan inilah yang terukur di permukaan bumi. Metode ini dipilih karena kemampuannya dalam membedakan rapat massa suatu material terhadap lingkungan sekitarnya, sehingga gambaran struktur bawah permukaan dapat diketahui. Metode gayaberat ini juga merupakan metode utama yang digunakan dalam study geologi regional bawah permukaan bumi (area lebih dari 100 km2), sehingga diharapkan gambaran struktur geologi bawah permukaan yang diperoleh lebih baik dibandingkan metode geofisika lainnya. Pada dasarnya nilai anomali gayaberat adalah selisih antara nilai percepatan gravitasi bumi pada kondisi bumi yang sebenarnya dengan nilai percepatan gravitasi bumi pada kondisi teoritik bumi. Pada kondisi bumi yang sebenarnya terdapat faktor-faktor yang mempengaruhi nilai percepatan gravitasi bumi seperti efek rotasi bumi, variasi topografi bumi, dan variasi densitas (rapatmassa) secara lateral maupun vertikal. Sedangkan percepatan gravitasi bumi secara teoritik mengasumsikan bahwa bumi berbentuk sferoid dan massa bumi homogen. Nilai percepatan gravitasi bumi di permukaan bumi dipengaruhi oleh lima faktor yaitu: 1. Lintang 2. Ketinggian 3. Topografi di sekitar titik pengukuran 4. Interaksi bumi dengan matahari dan bulan (pasang-surut) 5. Variasi rapat massa batuan di bawah permukaan bumi Faktor variasi rapatmassa batuan di bawah pemukaan bumi adalah satusatunya faktor yang signifikan dalam eksplorasi gayaberat dan pada umumnya memiliki nilai yang sangat kecil dibandingkan keempat faktor lainnya. Nilai anomali yang dibutuhkan dalam eksplorasi gayaberat adalah anomali akibat variasi rapatmassa di bawah permukaan sehingga diperoleh gambaran struktur bawah permukaan seperti halnya patahan. Dilakukan koreksi-koreksi gayaberat untuk mereduksi anomali akibat faktor-faktor yang lain. Koreksi pasang surut bumi dimaksudkan untuk menghilangkan perbedaan pembacaan yang disebabkan oleh pengaruh jarak dari matahari dan bulan pada setiap saat. Pengaruh jarak matahari dan bulan ini akan berpengaruh terhadap pembacaan pada alat gravimeter. Bagian bumi padat juga mengalami pasang surut yang menyebabkan turunnya permukaan bumi secara periodik yang juga menyebabkan perubahan harga gravitasi pengukuran. Perubahan harga gravitasi pengukuran ini diakibatkan karena adanya perubahan jarak pengukuran ke pusat bumi. Koreksi pasang surut bumi dimaksudkan untuk menghilangkan efek perubahan nilai gaya berat akibat gaya tarik bulan dan matahari. Alat gravimeter sangat sensitif terhadap perubahan harga gravitasi yang disebabkan oleh pasang surut bumi yang besarnya tergantung pada posisi lintang dan waktu, perubahan itu besarnya ± 0.3 mgal. Dengan TiC = koreksi pasang surut, p = sudut zenith bulan, q = sudut zenith matahari, M = massa bulan, S = Massa matahari, d = jarak antara pusat bumi-bulan, D = jarak antara pusat Bumi-matahari. Hasil ini kemudian
ditambahkan dengan koreksi drift untuk memperoleh anomali gayaberat observasi.
Gambar 19. Jarak matahari dan bulan setiap saat (Longman, I.M, 1959) Pengukuran yang dilakukan diatas mean sea level akan menyebabkan bertambahnya jarak dari titik pengamat ke pusat bumi, perubahan tersebut menyebabkan harga g akan semakin kecil sehingga harus dilakukan koreksi terhadap pembacaan alat. Pengaruh topografi permukaan yang relatif kasar dengan perbedaan elevasi yang besar, seperti halnya gunung dan bukit di sekitar titik pengukuran yang dapat mengurangi besarnya medan gaya berat sebenarnya dapat dihilangkan dengan koreksi ini. Koreksi medan ini digunakan untuk menghilangkan pengaruh efek massa di sekitar titik pengamatan. Koreksi medan (topografi) adalah koreksi pengaruh topografi terhadap gayaberat pada titik amat. Pemodelan 2D ini dibutuhkan dalam interpretasi kuantitatif. Interpretasi pemodelan 2D bertujuan untuk menggambarkan distribusi rapatmassa bawah permukaan dan geometris benda dibawah permukaan berdasarkan kontras rapatmassa lateral. Pada penelitian ini digunakan pemodelan kedepan (forward modelling), menggunakan software Gmsys yang berdasarkan pada metode poligon Talwani 2D karena bentuk geometris polygon menggambarkan kontras rapatmassa semua benda, sedangkan bentuk geometris lainnya seperti sphere, horizontal cylinder, dan lain – lain digunakan untuk model pendekatan benda sederhana.
Gambar 20. Efek benda bentuk poligon anomali gravitai menurut Talwani
5.4 Kelebihan dan Kekurangan Metode gravitasi cocok digunakan dalam pemetaan Salt Dome, karena secara keseluruhan garam mepunyai densitas yang lebih rendah dibandingkan dengan formasi yang berada disekitarnya. Metode gravitasi jufga dapat digunakan dalam mempelajari air tanah, dan untuk mendeteksi mineral – mineral berat, seperti Chromites,dan lain – lain. Metode gravitasi yang menggunakan gravitimeter yang sangat sensitif dapat digunakan untuk mendeteksi terowongan bawah tanah. Adapun kelebihan dari metode ini ialah sebagai berikut : A. Relatif lebih murah B. Bersifat nondekstruktif C. Instrumen yang ideal (gravimeter kecil dan portable) Sedangkan kekurangan dari metode ini ialah sebagai berikut : A. Metode dengan tingkat anomali yang tinggi B. Perlu adanya survei geologi yang mendalam dibanding metode lainnya 5.5 Instrument Gravimeter adalah suatu alat yang digunakan dalam pengukuran gayaberat. Alat ukur ini memiliki tingkat ketelitian yang cukup tinggi, karena dapat mengukur perbedaan percepatan gayaberat yang lebih kecil dari 0,01 mgal. Prinsip kerja gravimeter ini pada dasarnya merupakan suatu neraca pegas yang mempunyai massa yang terkena gaya berat akan menyebabkan panjang pegas berubah.
Gambar 21. Gravimeter Lacoste & Romberg
Gravimeter tipe LaCoste & Romberg termasuk ke dalam tipe zero length spring Gravimeter tersebut. Mempunyai skala pembacaan dari 0-7000 mGal, dengan ketelitian 0.01 mGal. Gravimeter ini dalam penggunaanya memerlukan suhu yang tetap. Pengukuran perbedaan percepatan gravitasi bisa dilakukan dengan mengukur dua tempat yang berbeda dengan alat yang sama. Prinsip gravimeter ini terdiri dari suatu beban pada ujung batang, yang ditahan oleh zero length spring yang berfungsi sebagai pegas utama. Besarnya perubahan gaya tarik bumi akan menyebabkan kedudukan beban dan pengamatan. Hal tersebut dilakukan dengan peraturan kembali beban pada kedudukan semula. Perubahan kedudukan yang dialami ujung batang disebabkan karena adanya goncangan-goncangan, selain karena adanya variasi gayatarik bumi. Ujung batang yang lain dipasang shock eliminating spring untuk menghilangkan efek goncangan. Gradiometer ialah sebuah perangkat atau set perangkat yang mengukur nilai sebuah lapangan di setidaknya dua titik yang berbeda dalam ruang pada saat yang sama. gradien adalah perbedaan nilai bidang per satuan jarak antara sensor. Dengan mengukur gradien medan's (yaitu, turunan pertama atau tingkat perubahan dengan jarak), total bidang itu sendiri dapat dihitung dengan berbagai tingkat akurasi. Untuk bidang potensial, arah pengukuran relatif terhadap bumi adalah penting. Apakah gradien yang sedang diukur horizontal, vertikal, dan dalam kasus magnet, apa orientasi relatif terhadap medan magnet bumi? Bahkan dengan kesulitan-kesulitan ini mungkin, hanya mengukur gradien memiliki keuntungan dari menghilangkan sinyal non-geologi lapangan, seperti ketika mengukur gravitasi, yang diperkenalkan oleh percepatan normal pesawat survei. 5.6 Metode Pengambilan Data Proses pengambilan data dimulai dengan pencatatan nilai skala pembacaan gaya berat pada titik base station yang mana letaknya di Bandung, tepatnya di titik DG0. Titik tersebut sebagai titik ikat tingkat I dari titik pengamatan selanjutnya. Sedangkan untuk letak titik ikat tingkat II adalah di UNS. Titik ikat tingkat II inilah yang digunakan untuk looping harian. Looping harian adalah pengmbilan data dengan cara dimulai dari titik ikat dan diakhiri di titik tersebut pada hari itu juga. Hal ini bertujuan untuk menghilangkan pengaruh drift dari gravitymeter.
Nilai yang digunakan pada titik ikat tingkat II merupakan nilai yang sudah diikatkan terlebih dulu ke titik ikat tingkat I. Setelah pencatatan nilai skala pembacaan gaya berat di titik base station, pencatatan di titik UNS sebagai titik ikat tingkat II. Pada titik tersebut dimulai looping harian. Selanjutnya pencatatan nilai skala pembacaan gaya berat tiap titik pada 24 titik daerah penelitian. Variabel yang di catat adalah skala pembacaan gaya berat pada gavitymeter, waktu pembacaan, koordinat lokasi pembacaan, serta ketinggian lokasinya. Setelah pengambilan data pada semua titik penelitian kemudian kembali ke titik UNS untuk akhir dari looping harian. Setelah semua data pada titik penelitian dicatat, baik pada titik stasiun n maupun pada titik ikat tingkat II, maka dilakukan pencatatan akhir pada titik DG0. Hasil ekstrapolasi nilai gravitasi dari beberapa daerah sampel tersebut berupa profil sebagai berikut: Harga densitas yang diambil adalah harga densitas untuk gafik gravitasi yang terkorelasi mnimum dengan profil topografi, baik korelasi positif maupun korelasi negatif. Dapat dilihat pada grafik dari Wirun sampai Bakalan Nampak bahwa ada pola naik atau positif dan turun atau negatif. Pada grafik dari Bakalan ke Kayuapak, Kayuapak ke Lalung, serta dari Pundungrejo ke Keragilan tampak bahwa untuk semua harga densitas batuan membentuk pola yang sama. Hal ini dikarenakan data ketinggian yang diperoleh dari hasil pengukuran kurang sesuai dengan data ketinggian di peta topografi. Faktor ketinggian lokasi pengukuran sangat penting dalam reduksi data gravitasi. Sehingga hasil ekstrapolasi dari nilai gravitasi yang diperoleh menunjukkan pola yang sama.
Gambar 22. Profil gravitasi untuk berbagai harga densitas pada metode Gravitasi
Untuk beberapa harga densitas mengikuti pola naik atau pun turun. Namun untuk grafik nilai gravitasi dengan harga densitas 2,5 gr/cm3 diperkirakan mempunyai korelasi paling minimum terhadap pola naik maupun turun. Oleh karena itu densitas 2,5 gr/cm3 dipakai sebagai harga densitas rata-rata batuan di daerah penelitian ini. Nilai tersebut digunakan untuk menghitung koreksi Bouguer. 5.7 Metode Pengolahan Data Setelah diperoleh data penelitian, selanjutnya data tersebut diolah sesuai dengan urutan pada gambar 3.1. Pengolahan data awal yang dilakukan adalah
konversi nilai skala gravitymeter ke miligal. Hal ini dilakukan karena data yang diperoleh dari penelitian masih berupa nilai skala gravitymeter. Nilai gravitasi yang telah dikonversi merupakan hasil pengukuran variasi gaya berat dari titik pengukuran satu ke titik pengukuran lain dan tidak mengukur gaya berat mutlak pada suatu titik ukur. Selanjutnya adalah mereduksi nilai gravitasi terukur. Hal ini dilakukan karena hasil pengukuran di lapangan masih terpengaruh kondisi geologis daerah penelititan. Reduksi yang dilakukan adalah koreksi pasang surut, koreksi tinggi alat, koreksi drift, koreksi gravitasi normal, koreksi udara bebas, koreksi bouguer, koreksi medan. 1. Koreksi pasang surut. Koreksi ini dikarenakan adanya pengaruh gaya tarik bumi oleh massa bulan dan matahari pada saat pengukuran. 2. Koreksi tinggi alat. Koreksi ini dilakukan karena nilai gravitasi yang didapat dari pengukuran merupakan nilai di atas permukaan, seharusnya nilai tersebut merupakan nilai tepat di permukaan tanah. 3. Koreksi drift. Gravitymeter yang sangat peka terhadap goncangan menyebabkan pergeseran pembacaan pada alat. Oleh karena itu perlu adanya koreksi terhadap pergeseran tersebut dan besarnya sebagai fungsi waktu. 4. Koreksi gravitasi normal. Jari- jari bumi di tiap tempat memiliki nilai yang berbeda-beda karena bentuk bumi yang tidak bulat sempurna. Hal ini menyebabkan nilai gravitasi yang berbeda-beda pula. Oleh karena itu memungkinkan untuk menghitung nilai gravitasi secara teoritis berdasarkan letak lintangnya. 5. Koreksi udara bebas. Bumi dianggap bulat sempurna yang dibatasi oleh bidang speroida acuan, hanya memperhitungkan perbedaan ketinggian terhadap speroida acuan dengan mengabaikan massa di antara speroida acuan dan titik ukur koreksi bouguer. 6. Koreksi bouguer. Koreksi ini tergantung pada ketinggian dan massa jenis batuannya. Untuk mencari massa jenis batuan dengan menggunakan metode penentuan massa jenis rata-rata. 7. Koreksi medan. Pengukuran di daerah berbukit akan berbeda dengan pengukuran di daerah datar, maka perlu adanya koreksi medan di sekitar titik pengamatan. Yaitu dengan memperhatikan topografi di sekitar titik pengamatan. Anomali Bouguer dapat diperoleh dari selisih medan gravitasi hasil pengukuran dengan nilai gravitasi normal yang telah dikoreksi. Namun anomaly ini bukan merupakan anomali yang sebenarnya. Hal ini karena anomali tersebut berada di topografi. Oleh karena itu perlu adanya proyeksi ke bidang datar dengan metode Dampney. (Dampney dalam Setyawan, 2005). Setelah diproyeksikan kemudian anomali Bouguer dipisahkan anomali regional dan residualnya. Pemisahan anomali menggunakan metode polinomial. (Thruston dan Brown, 1992). Proses dalam metode Dampney adalah menetukan sumber ekivalen titk massa diskrit pada kedalaman tertentu di bawah permukaan dengan memanfaatkan data anomali Bouguer di permukaan. Kemudian dihitung medan gravitasi teoritis tersebut pada suatu bidang datar dengan ketinggian tertentu. Dari
metode ini diperoleh anomali bouguer di atas topografi. Oleh karena itu tidak perlu lagi adanya pengangkatan ke atas dari data anomali Bouguer. Setelah nilai anomali Bouguer sudah berada di bidang datar, maka perlu adanya pemisahan anomali menggunakan metode polinomial. Metode ini berasumsi bahwa data anomali Bouguer didefinisikan F(xi,yi), yang diambil sampel pada sebuah grid dengan spasi dimensi (n-1) Δx dan (m-1) Δy, dimana Δx dan Δy merupakan interval grid dalam sumbu x dan sumbu y.( Thruston dan Brown, 1992). Jika F(xi,yi) merupakan representasi polinomial, maka dengan perhitungan sesuai persamaan (2.28) diperoleh besarnya anomali regional. Dari anomali regional yang telah diperoleh kita dapat menentukan besarnya anomaly residual dengan mengurangi anomali Bouguer dengan anomali regional.
Gambar 23. Representsi trend regional dengan metode polinomial
5.8 Hasil dan Interpretasi Pada tahap interpretasi data penelitian ini menggunakan metode yang dikemukakan oleh Talwani. Yaitu analisis model bawah permukaan dari suatu penampang anomali Bouguer dengan menggunakan metode poligon. Prinsip umumnya adalah meminimumkan selisih anomali perhitungan dengan anomali pengamatan,dengan menghitung benda anomali berupa poligon-poligon. Masingmasing titik dari poligon akan memberikan gaya gravitasi sehingga membentuk profil gravitasi. Bila error sudah kecil, maka model tersebut merupakan hasil pemodelan dari penelitian. Perhitungan komputasi menggunakan program Grav2DC. Interpretasi kualitatif Interpretasi kualitatif ini dilakukan dengan mengamati data gayaberat yang berupa anomali Bouger. Anomali Bouger akan memberikan hasil secara global, yang masih memiliki anomali regional dan anomali residual. Hasil dari interpretasi ini dapat menafsirkan pengaruh anomali berdasarkan bentuk benda. Misalnya, pada peta anomali Bouger diperoleh bentuk kontur tertutup, maka dapat ditafsirkan sebagai struktur batuan berupa lipatan (sinklin atau antiklin) atau patahan. Untuk dapat mengamati lebih jelas struktur geologi bawah permukaan daerah penelitian dapat dibantu dengan peta kontur anomali residual, karena mencerminkan anomali lokal daerah penelitian. Identifikasi adannya formasi patahan/sesar di bawah permukaan daerah penelitian berdasarkan interpretasi kualitatif yakni dari peta kontur anomali Bouger lengkap dan residual ditunjukkan
dengan adanya struktur kelurusan pola dan arah anomali, dapat juga ditunjukkan dengan anomali rendah pada kedua peta kontur tersebut. Interpretasi kuantitatif Interpretasi kuantitatif dilakukan untuk memahami lebih dalam hasil dari interpretasi kualitatif, caranya dengan membuat model 2D berupa penampang bawah permukaan yang garis lintasannya diambil dari peta kontur anomaly Bouger lengkap. Selanjutnya kita akan mendapatkan bentukan penampang model 2D struktur geologi bawah permukaan pada daerah penelitian dan jenis lapisan batuan penyusun di daerah penelitian, yang dibantu dengan data geologi dari peta geologi daerah penelitian. . Langkah awal pemodelan adalah dengan mencoba berbagai kemungkinan model geologi bawah permukaan, penggunaan rapat massa penyusun daerah penelitian pada setiap lapisan dari model geologi yang dihasilkan ditentukan berdasarkan perkiraan model geologi (hasil interpretasi), ditunjang dengan rapatmassa Telford dan rapatmassa dari literature lain serta jenis lapisan batuan penyusun bawah permukaan ditentukan dari lapisan batuan penyusun bawah permukaan pada strukur lapisan dan stratigrafi daerah penelitian dari peta geologi. Hasil bentukan model 2D struktur bawah permukaan harus menyerupai bentukan struktur geologi daerah penelitian.
BAB VI GEOMAGNET 6.1 Pengertian Metode Geomagnet adalah salah satu metode geofisika yang digunakan untuk menyelidiki kondisi permukaan bumi dengan memanfaatkan sifat kemagnetan batuan yang diidentifikasikan oleh kerentanan magnet batuan. Metode ini didasarkan pada pengukuran variasi intensitas magnetik di permukaan bumi yang disebabkan adanya variasi distribusi (anomali) benda termagnetisasi di bawah permukaan bumi. Variasi intensitas medan magnetik yang terukur kemudian ditafsirkan dalam bentuk distribusi bahan magnetik dibawah permukaan, kemudian dijadikan dasar bagi pendugaan keadaan geologi yang mungkin teramati. Pengukuran intensitas medan magnetik dapat dilakukan di darat, laut maupun udara. 6.2 Sejarah Sejarah perkembangan Metode Magnetik telah dikenal sekitar 400 tahun yang lalu. Orang yang pertama kali melakukan penelitian magnetisasi bumi secara ilmiah adalah Sir William Gilbert(1540 – 1603). Gilbert adalah orang yang pertama kali melihat bahwa medan magnet bumi ekivalen dengan arah utara – selatan sumbu rotasi bumi. Penemuan Gilbert kemudian diperdalam oleh Van Wrede (1843) untuk melokalisir endapan bijih besi dengan mengukur variasi
magnet di permukaan bumi. Hasil penelitiannya kemudian dibukukan oleh Thalen (1879) dengan judul : “The Examination Of Iron Ore Deposite By Magnetic Measurement” yang kemudian menjadi pionir bagi pengukuran magnetisasi bumi (Geomagnet) Metode magnet adalah salah satu metode geofisika yang digunakan untuk menyelidiki kondisi permukaan bumi dengan memanfaatkan sifat kemagnetan batuan yang diidentifikasikan oleh kerentanan magnet batuan. Metode ini didasarkan pada pengukuran variasi intensitas magnetik di permukaan bumi yang disebabkan adanya variasi distribusi (anomali) benda termagnetisasi di bawah permukaan bumi. Variasi intensitas medan magnetik yang terukur kemudian ditafsirkan dalam bentuk distribusi bahan magnetik dibawah permukaan, kemudian dijadikan dasar bagi pendugaan keadaan geologi yang mungkin teramati. Pengukuran intensitas medan magnetik dapat dilakukan di darat, laut maupun udara. Susceptibilitas magnet batuan adalah harga magnet suatu batuan terhadap pengaruh magnet, yang pada umumnya erat kaitannya dengan kandungan mineral dan oksida besi. Semakin besar kandungan mineral magnetit di dalam batuan, akan semakin besar harga susceptibilitasnya. Metoda ini sangat cocok untuk pendugaan struktur geologi bawah permukaan dengan tidak mengabaikan faktor kontrol adanya kenampakan geologi di permukaan dan kegiatan gunungapi. Metode magnetik sering digunakan dalam eksplorasi minyak bumi, panas bumi, dan batuan mineral serta bisa diterapkan pada pencarian prospeksi benda-benda arkeologi. 2.2 Anomali Magnet Anomali magnet terjadi karena adanya variasi medan magnet kearah spasial secara regional. Pola anomali ini dicirikan oleh pergantian antara anomali positif-negatif dan sejajar dengan sumbu pemekarannya. Pola ini dikenal dengan sebutan “zone of striped magnetic anomalies”. Hasil inverse anomali ini, dengan dibantu oleh data radiometri, umur lantai samudra yang bertambah terhadap jarak dari sumbu pemekaran dan kecepatan rata-rata pemekarannya dapat diturunkan. Intensitas medan magnet dipermukaan bumi diukur menggunakan magnetometer. Hasil pengukuran dari magnetometer ini berupa penjumlahan dari medan magnet bumi utama, variasi medan magnet bumi yang berhubungan dengan variasi kerentanan magnet batuan, medan magnet remanen dan variasi harian akibat aktivitas di matahari. Variasi medan magnet bumi yang berhubungan dengan variasi kerentanan magnet batuan sangat berhubungan dengan variasi k. Harga anomaly pada suatu titik amat digunakan dengan cara menghilangkan medan pertama, ketiga, dan keempat pada harga megnet pengukuran. Anomali magnetik dapat diturunkan dengan menggunakan hubungan Poisson’s dari persamaan yang berhubungan dengananomali gaya berat (gravitasi). 6.3 Tinjauan Pustaka Metoda magnetik merupakan metoda pengolahan data potensial untuk memperoleh gambaran bawah permukaan bumi atau berdasarkan karakteristik magnetiknya. Metode ini didasarkan pada pengukuran intensitas medan magnet pada batuan yang timbul karena pengaruh dari medan magnet bumi saat batuan itu terbentuk. Kemampuan suatu batuan untuk dapat termagnetisasi sangat dipengaruhi oleh faktor susceptibilitas batuan. Objek pengamatan dari metode ini
adalah benda yang bersifat magnetik, dapat berupa gejala struktur bawah permukaan ataupun batuan tertentu. Metode ini dapat ,dipakai sebagai preliminary survey untuk menentukan bentuk geometri dari bentuk basement, intrusi dan patahan. Susceptibilitas merupakan derajat termagnetisasinya suatu benda karena pengaruh medan magnetik. k dalam satuan SI dan semu dinyatakan sebagai : k = 4n k' . Dengan : k' adalah susceptibilitas magnetik dalam satuan emu dan k adalah susceptibilitas magnetik dalam satuan SI. Nilai susceptibilitas ini sangat berperan penting dalam ekplorasi anomaly, karena sifatnya yang khas untuk setiap jenis mineral atau mineral logam. Suatu benda magnetik yang ditempatkan pada suatu medan magnet dengan kuat medan H. Adanya medan magnetik regional yang berasai dari bumi dapat menyebabkan terjadinya induksi magnetik pada batuan yang mempunyai susceptibilitas baik. Total medan magnetik yang dihasilkan pada batuan ini dinyatakan sebagai induksi magnetik. Medan magnet bumi dapat diasumsikan sebagai medan magnet akibat adanya batang magnet raksasa yang terletak di dalam inti bumi, namun tidak berimpit dengan pusat bumi. Medan magnet ini dinyatakan sebagai vector yang mempunyai besaran dan arah. Arahnya dinyatakan sebagai deklinasi (besar sudut penyimpangan terhadap arah utara – selatan. Medan magnet bumi dapat diasumsikan sebagai medan magnet akibat adanya batang magnet raksasa yang terletak di dalam inti bumi, namun tidak berimpit dengan pusat bumi. Medan magnet ini dinyatakan sebagai vector yang mempunyai besaran dan arah. Arahnya dinyatakan sebagai deklinasi (besar sudut penyimpangan terhadap arah utara – selatan geografis) dan inklinasi (besar sudut penyimpangan terhadap arah horisontal). Kuat medan magnet bumi sebagian besar berasal dari dalam bumi sendiri (94%) atau internal field, sedangkan sisanya (6%.) ditimbulkan oleh arus listrik di permukaan dan pada atmosfir (external field). Setiap jenis batuan yang terdapat di bumi, yang mempunyai suatu medan magnet, akan mempunyai sifat dan karakteristik yang spesifik. Dan dengan mempelajari karakter spesifik tersebut, maka kita akan lebih mudah dalam mencari dan menemukan bahan batuan tersebut. Berikut ini pengelompokan batuan atau mineral berdasarkan sifat magnetik yang ditunjukan oleh kerentanan magnetiknya : Diamagnetik : Mempunyai kerentanan magnetik (k) negatif dan sangat kecil artinya ialah memiliki sitat magnetik yang lemah Contohnya : graphite, marble, quarts dan salt. Paramagnetik : Mempunyai harga kerentanan magnetik (k) positif dengan nilai yang kecil. Contoh nya : kapur. Ferromagnetik : Mempunyai harga kerentanan magnetik (k) positif dan besar yaitu sekitar 106 kali dari diamagnetik/ paramagnetik. Sifat kemagnetan substansi ini dipengaruhi oleh keadaan suhu, yaitu pada suhu diatas suhu Curie, sifat kemagnetannya hilang. Medan magnet bumi terkarakterisasi oleh parameter fisis atau disebut juga elemen medan magnet bumi, yang dapat diukur yaitu meliputi arah dan intensitas kemagnetannya. Parameter fisis tersebut meliputi :
Deklinasi (D), yaitu sudut antara utara magnetik dengan komponen horizontal yang dihitung dari utara menuju timur Inklinasi(I), yaitu sudut antara medan magnetik total dengan bidang horizontal yang dihitung dari bidang horizontal menuju bidang vertikal ke bawah. Intensitas Horizontal (H), yaitu besar dari medan magnetik total pada bidang horizontal. Medan magnetik total (F), yaitu besar dari vektor medan magnetik total. Medan magnet utama bumi berubah terhadap waktu. Untuk menyeragamkan nilai-nilai medan utama magnet bumi, dibuat standar nilai yang disebut International Geomagnetics Reference Field (IGRF) yang diperbaharui setiap 5 tahun sekali. Nilai-nilai IGRF tersebut diperoleh dari hasil pengukuran rata-rata pada daerah luasan sekitar 1 juta km2 yang dilakukan dalam waktu satu tahun. Medan magnet utama (main field). Medan magnet utama dapat didefinisikan sebagai medan rata-rata hasil pengukuran dalam jangka waktu yang cukup lama mencakup daerah dengan luas lebih dari 106 km2. Medan magnet luar (external field). Pengaruh medan magnet luar berasal dari pengaruh luar bumi yang merupakan hasil ionisasi di atmosfer yang ditimbulkan oleh sinar ultraviolet dari matahari. Karena sumber medan luar ini berhubungan dengan arus listrik yang mengalir dalam lapisan terionisasi di atmosfer, maka perubahan medan ini terhadap waktu jauh lebih cepat. Medan magnet anomali sering juga disebut medan magnet lokal (crustal field). Medan magnet ini dihasilkan oleh batuan yang mengandung mineral bermagnet seperti magnetite (), titanomagnetite () dan lain-lain yang berada di kerak bumi. Dalam survei dengan metode magnetik yang menjadi target dari pengukuran adalah variasi medan magnetik yang terukur di permukaan (anomali magnetik). Secara garis besar anomali medan magnetik disebabkan oleh medan magnetik remanen dan medan magnetik induksi. Medan magnet remanen mempunyai peranan yang besar terhadap magnetisasi batuan yaitu pada besar dan arah medan magnetiknya serta berkaitan dengan peristiwa kemagnetan sebelumnya sehingga sangat rumit untuk diamati. Anomali yang diperoleh dari survei merupakan hasil gabungan medan magnetik remanen dan induksi, bila arah medan magnet remanen sama dengan arah medan magnet induksi maka anomalinya bertambah besar. Demikian pula sebaliknya. Dalam survei magnetik, efek medan remanen akan diabaikan apabila anomali medan magnetik kurang dari 25 % medan magnet utama bumi (Telford, 1976).
6.4 Kelebihan dan Kekurangan Adapun kelebihan metode geomagnetik dibandingkan metode yang lain ialah sebagai berikut : A. Metode ini sensitive terhadap perubahan vertical, umumnya digunakan untuk mempelajari tubuh intrusi, batuan dasar, urat hydrothermal yang
kaya akan mineral ferromagnetic, struktur geologi.Umumnya tubuh intrusi, urat hydrothermal kaya akan mineral ferromagnetic(Fe3O4, Fe2O3) yang memberi kontras pada batuan sekelilingnya. B. Mineral-mineral ferromagnetic akan kehilangan sifat kemagnetannya bila dipanasi mendekati temperatur Curie oleh karena itu efektif digunakan untuk mempelajari daerah yang dicurigai mempunyai potansi Geothermal C. Data acquitsition dan data proceding dilakukan tidak serumit metoda gaya berat. Penggunaan filter matematis umum dilakukan untuk memisahkan anomaly berdasarkan panjang gelombang maupun kedalaman sumber anomaly magnetic yang ingin diselidiki Sedangkan kekurangan dari metode geomagnetik ini ialah sebagai berikut : A. Tidak efektif untuk pemakaian di kawasan karst B. Reduksi dan prosesing membutuhkan banyak waktu, membutuhkan komputer mahal dan ahli-ahli yang banyak. C. Bawah permukaan dapat tergambar secara langsung dari data terukur D. Perolehan data sangat mahal baik akuisisi dan logistik dibandingkan dengan metode geofisika lainnya. 6.5 Instrument Magnetometer adalah alat ukur medan magnet yang banyak digunakan untuk berbagai penyelidikan, antara lain untuk penelitian bahan-bahan magnetik, keamanan penerbangan (mendektesi barang bawaan), pemetaan medan magnet bumi dan pengetesan kebocoran medan magnet dari suatu alat penghasil lainnya (Gambar 3) (Djamal, 2001).
Gambar 24. Magnetometer LEMI-018
Metode magnetik (geomagnet) dilakukan berdasarkan pengukuran anomali geomagnet yang diakibatkan oleh perbedaan kontras suseptibilitas atau permeabilitas magnetik tubuh jebakan dari daerah sekelilingnya. Perbedaan permeabilitas relatif itu diakibatkan oleh perbedaan distribusi mineral ferromagnetic, paramagnetic dan diamagnetic. Umumnya tubuh intrusi dan urat
hydrothermal kaya akan mineral ferromagnetic (Fe2O4, Fe2O3) yang memberi kontras pada batuan sekelilingnya. Metode geomagnet ini sangat sensitif terhadap perubahan vertical, umumnya digunakan untuk mempelajari tubuh intrusi, batuan dasar, urat hydrothermal yang kaya akan mineral ferromagnetic dan struktur geologi. Metode geomagnet ini digunakan pada studi geothermal karena mineralmineral ferromagnetic akan kehilangan sifat kemagnetannya bila dipanasi mendekati temperatur Curie. Oleh karena itu digunakan untuk mempelajari daerah yang diduga mempunyai potensi geothermal. Metode eksplorasi geomagnet banyak digunakan karena data acquitsition dan data proceding dilakukan tidak serumit metode gaya berat. Penggunaan filter matematis umum dilakukan untuk memisahkan anomali berdasarkan panjang gelombang maupun kedalaman sumber anomali magnetik yang ingin diselidiki. Dengan menggunakan sifat keelektromagnetan batuan dibawah permukaan, kita dapat melokalisasi batuan yang memiliki sifat mineral tertentu. Misalnya untuk eksplorasi nikel, emas, bijih besi dan sebagainya. Selain itu karena menggunakan gelombang elektromagnet dengan frekuensi yang tinggi, kita dapat mencitrakan kondisi suatu bangunan (jembatan, gorong-gorong, pipa, dll). 6.6 Metode Pengambilan Data Penyelidikan magnet biasanya dilakukan di darat, di udara dan di laut. Teknik lapangannya tentu saja berbeda ketiga jenis survey ini, walaupun operasi di udara dan di laut pada umumnya melakukan penelitian yang sama juga peralatan rekamannya sama pula. Karena pembacaan dan pengumpulan data lapangan sangat mudah dilakukan, penyelidikan cara ini biasanya dipergunakan dalam penyelidikan-penyelidikan pendahuluan. Maksudnya secara garis besarnya, setelah ini biasanya dilanjutkan dengan penyelidikan lebih detail pada daerahdaerah yang dianggap prospektip. Secara bersamaan, cara ini dapat pula dipadukan dengan cara penyelidikan yang lain. Sifat penyelidikan dapat secara langsung ataupun tak langsung terhadap obyek yang dicari. Di darat, observasi magnetik biasanya dibuat pada posisi yang tetap dengan stasion tersendiri yang biasa digunakan pula untuk survey gravity. Di udara dan survey di laut, medan magnet direkam terus-menerus dari pergerakannya. Dulu digunakan alat-alat untuk survey di darat yaitu jenis type Schmidt keseimbangan magnetiknya digunakan untuk mengukur komponen vertikal medan bumi atau komponen horizontal. Tetapi pada akhir-akhir ini magnetometer flux-gate nuclear precession (proton) kebanyakan digunakan untuk pengukuran didarat. Penyelidikan dari udara Biasanya dilakukan untuk memetakan daerah yang luas.Hasilnya dapat memberikan petunjuk untuk penyelidikan selanjutnya.Alat yang digunakan biasanya adalah flux-gate magnetometer, nuclear precession. Kepekaan alat yang dipergunakan biasanya lebih tinggi (1-5 gamma) dari pada yang dipergunakan di darat (10-20 gamma). Penyebab utama mungkin biaya penyelidikan dari udara jauh lebih mahal, pengukuran dapat dilakukan jauh diatas permukaan. Pengukuran dilakuakan terhadap medan magnetik total sebab untuk mengukur salah satu komponen, baik vertikal ataupun horizontal, presisi posisi sangat
menentukan, dan ini sukar dilakukan pada penyelidikan ini. Ketinggian penerbangan diketahui dari altimeter, pola lintasan diatur memotong struktur geologi yang diperkirakan, dan pembacaan diulang secara overlap untuk menghindari/mengetahui perubahan secular yang berlangsung sewaktu-waktu. Hal ini dapat dilakukan pula dengan bantuan magnetometer lain yang ditempatkan di darat sebagai pengecekkan menentukan lokasi/posisi pesawat yang biasanya dibantu dengan pemotretan- pemotretan dari udara secara bersamaan waktunya. Adakalanya dilakukan dengan radar, sehingga posisi pesawat secara tepat dapat ditentukan.Hasil pembacaan dilakukan secara periodik, kira-kira 1 detik. Tentunya cara penyelidikan ini ada baiknya dan buruknya. Penyelidikan di laut Alat yang digunakan biasanya adalah flux-gate dan proton magnetometer.Alatnya biasanya ditarik sejauh 150 hingga 300 meter dibelakang kapal, maksudnya untuk menghindari pengaruh dari kapal tersebut.Kedalamannya alat sekitar 15 meter di bawah permukaan air laut.Penyelidikan laut memerlukan biaya yang mahal. Kegunaannya terasa apabila secara bersamaan dilakukan pula misalnya penyelidikan cara gaya berat. Sasarannya ialah untuk memberikan konfigurasi struktur geologi di bawah dasar laut.Disamping itu juga mempersiapkan peta geomagnet regional. Penyelidikan di darat Cara penyelidikan ini merupakan cara yang paling tua dilakukan orang. Letak dan penyebaran titik-titik pengamatan disesuaikan dengan sasaran yang akan dicapai. Biasanya dikombinasi dengan penyelidikan gaya berat sebab kerapatan titik pengamatan hampir sama. Alat untuk penyelidikan di darat adalah flux-gate magnetometer, alat ini paling praktis mudah dibawa dan dipidahpindahkan serta dapat cepat dibaca.Jarak titik pengamatan dapat dekat sekali sekitar 10 meter tergantung pada perkiraan besarnya sasaran yang dicari. Yang seringkali diukur dalam penyelidikan ini ialah komponen vertikal medan magnet bumi. Kadang-kadang medan total pun dapat diukur dengan menggunakan proton magnetometer. Pembacaan ulang dilakukan setiap satu atau dua jam pada tempattempat yang pernah diukur sebelumnya. Maksudnya untuk mengetahui dan mengoreksi terhadap variasi secara secular.Anomali yang harus diperhatikan biasanya lebih dari 500 gamma.Rata-rata kepekaan alat sekitar 10 gamma. Sebab itu benda-benda besi disekitar alat akan mengganggu selam pembacaan, hal ini harus dihindarkan. Keadaan topografipun sangat berpengaruh pada pengukuran, begitu pula susceptibilitas bahan tubuh magnet menentukan pula besar kecilnya pengukuran medan magnet yang diteliti. Dalam melakukan pengukuran geomagnetik, peralatan paling utama yang digunakan adalah magnetometer. Peralatan ini digunakan untuk mengukur kuat medan magnetik di lokasi survei. Salah satu jenisnya adalah Proton Precission Magnetometer (PPM) yang digunakan untuk mengukur nilai kuat medan magnetik total. Peralatan lain yang bersifat pendukung di dalam survei magnetik adalah Global Positioning System (GPS). Peralatan ini digunaka untuk mengukur posisi titik pengukuran yang meliputi bujur, lintang, ketinggian, dan waktu.GPS ini dalam penentuan posisi suatu titik lokasi menggunakan bantuan
satelit.Penggunaan sinyal satelit karena sinyal satelit menjangkau daerah yang sangat luas dan tidak terganggu oleh gunung, bukit, lembah dan jurang. Beberapa peralatan penunjang lain yang sering digunakan di dalam survei magnetik, antara lain (Sehan, 2001) : A. Kompas geologi, untuk mengetahui arah utara dan selatan dari medan magnet bumi. B. Peta topografi, untuk menentukan rute perjalanan dan letak titik pengukuran pada saat survei magnetik di lokasi C. Sarana transportasi D. Buku kerja, untuk mencatat data-data selama pengambilan data E. PC atau laptop dengan software seperti Surfer, Matlab, Mag2DC, dan lainlain. Pengukuran data medan magnetik di lapangan dilakukan menggunakan peralatan PPM, yang merupakan portable magnetometer. Data yang dicatat selama proses pengukuran adalah hari, tanggal, waktu, kuat medan magnetik, kondisi cuaca dan lingkungan. Dalam melakukan akuisisi data magnetik yang pertama dilakukan adalah menentukan base station dan membuat station - station pengukuran (usahakan membentuk grid - grid). Ukuran gridnya disesuaikan dengan luasnya lokasi pengukuran, kemudian dilakukan pengukuran medan magnet di station - station pengukuran di setiap lintasan, pada saat yang bersamaan pula dilakukan pengukuran variasi harian di base station. 6.7 Metode Pengolahan Data Pengolahan Data IGRF IGRF singkatan dari the International Geomagnetic Reference Field merupakan medan acuan geomagnetik international. Pada dasarnya nilai IGRF merupakan nilai kuat medan magnetic utama bumi (H0). Nilai IGRF termasuk nilai yang ikut terukur pada saat kita melakukan pengukuran medan magneik di permukaan bumi, yang merupakan komponen paling dasar dalam survei geomagnetic, sehingga dilakukan koreksi untuk menghilangkannya. . Koreksi nilai IGRF terhadap data medan magnetik hasil pengukuran dilakukan karena nilai yang menjadi terget survei magnetik adalan anomali medan magnetik (ΔHr0). Nilai IGRF yang diperoleh dikoreksikan terhadap data kuat medan magnetik total dari hasil pengukuran di setiap stasiun atau titik lokasi pengukuran. Meskipun nilai IGRF tidak menjadi target survei, namun nilai ini bersama-sama dengan nilai sudut inklinasi dan sudut deklinasi sangat diperlukan pada saat memasukkan pemodelan dan interpretasi Pengolahan Data Geomagnetik Untuk memperoleh nilai anomali medan magnetik yang diinginkan, maka dilakukan koreksi terhadap data medan magnetik total hasil pengukuran pada setiap titik lokasi atau stasiun pengukuran, yang mencakup koreksi harian, IGRF dan topografi A. Koreksi Harian. Koreksi harian (diurnal correction) merupakan penyimpangan nilai medan magnetik bumi akibat adanya perbedaan waktu
B.
C.
D.
E.
dan efek radiasi matahari dalam satu hari. Waktu yang dimaksudkan harus mengacu atau sesuai dengan waktu pengukuran data medan magnetik di setiap titik lokasi (stasiun pengukuran) yang akan dikoreksi. Apabila nilai variasi harian negatif, maka koreksi harian dilakukan dengan cara menambahkan nilai variasi harian yang terekan pada waktu tertentu terhadap data medan magnetik yang akan dikoreksi. Sebaliknya apabila variasi harian bernilai positif, maka koreksinya dilakukan dengan cara mengurangkan nilai variasi harian yang terekan pada waktu tertentu terhadap data medan magnetik yang akan dikoreksi. Koreksi Topografi. Koreksi topografi dilakukan jika pengaruh topografi dalam survei megnetik sangat kuat.Koreksi topografi dalam survei geomagnetik tidak mempunyai aturan yang jelas.Salah satu metode untuk menentukan nilai koreksinya adalah dengan membangun suatu model topografi menggunakan pemodelan beberapa prisma segiempat (Suryanto, 1988). Ketika melakukan pemodelan, nilai suseptibilitas magnetik (k) batuan topografi harus diketahui, sehingga model topografi yang dibuat, menghasilkan nilai anomali medan magnetik (ΔHtop) sesuai dengan fakta. Setelah semua koreksi dikenakan pada data-data medan magnetik yang terukur dilapangan, maka diperoleh data anomali medan magnetik total di topogafi. Untuk mengetahui pola anomali yang diperoleh, yang akan digunakan sebagai dasar dalam pendugaan model struktur geologi bawah permukaan yang mungkin, maka data anomali harus disajikan dalam bentuk peta kontur. Peta kontur terdiri dari garis-garis kontur yang menghubungkan titik-titik yang memiliki nilai anomali sama, yang diukur Reduksi ke Bidang Datar. Untuk mempermudah proses pengolahan dan interpretasi data magnetik, maka data anomali medan magnetik total yang masih tersebar di topografi harus direduksi atau dibawa ke bidang datar. Proses transformasi ini mutlak dilakukan, karena proses pengolahan data berikutnya mensyaratkan input anomali medan magnetik yang terdistribusi pada biang datar. Beberapa teknik untuk mentransformasi data anomali medan magnetik ke bidang datar, antara lain : teknik sumber ekivalen (equivalent source), lapisan ekivalen (equivalent layer) dan pendekatan deret Taylor (Taylor series approximaion), dimana setiap teknik mempunyai kelebihan dan kekurangan (Blakely, 1995). Pengangkatan ke Atas. Pengangkatan ke atas atau upward continuation merupakan proses transformasi data medan potensial dari suatu bidang datar ke bidang datar lainnya yang lebih tinggi. Pada pengolahan data geomagnetik, proses ini dapat berfungsi sebagai filter tapis rendah, yaitu unutk menghilangkan suatu mereduksi efek magnetik lokal yang berasal dari berbagai sumber benda magnetik yang tersebar di permukaan topografi yang tidak terkait dengan survei. Proses pengangkatan tidak boleh terlalu tinggi, karena ini dapat mereduksi anomali magnetik lokal yang bersumber dari benda magnetik atau struktur geologi yang menjadi target survei magnetik ini. Koreksi Efek Regional. Dalam banyak kasus, data anomali medan magnetik yang menjadi target survei selalu bersuperposisi atau bercampur
dengan anomali magnetik lain yang berasal dari sumber yang sangat dalam dan luas di bawah permukaan bumi. Anomali magnetik ini disebut sebagai anomali magnetik regional (Breiner, 1973). Untuk menginterpretasi anomali medan magnetik yang menjadi target survei, maka dilakukan koreksi efek regional, yang bertujuan untuk menghilangkan efek anomali magnetik regioanl dari data anomali medan magnetik hasil pengukuran. Salah satu metode yang dapat digunakan untuk memperoleh anomali regional adalah pengangakatan ke atas hingga pada ketinggian-ketinggian tertentu, dimana peta kontur anomali yang dihasilkan sudah cenderung tetap dan tidak mengalami perubahan pola lagi ketika dilakukan pengangkatan yang lebih tinggi. 6.8 Hasil dan Interpretasi Secara umum interpretasi data geomagnetik terbagi menjadi dua, yaitu interpretasi kualitatif dan kuantitatif. Interpretasi kualitatif didasarkan pada pola kontur anomali medan magnetik yang bersumber dari distribusi benda-benda termagnetisasi atau struktur geologi bawah permukaan bumi. Selanjutnya pola anomali medan magnetik yang dihasilkan ditafsirkan berdasarkan informasi geologi setempat dalam bentuk distribusi benda magnetik atau struktur geologi, yang dijadikan dasar pendugaan terhadap keadaan geologi yang sebenarnya. Interpretasi kuantitatif bertujuan untuk menentukan bentuk atau model dan kedalaman benda anomali atau strukutr geologi melalui pemodelan matematis. Untuk melakukan interpretasi kuantitatif, ada beberapa cara dimana antara satu dengan lainnya mungkin berbeda, tergantung dari bentuk anomali yang diperoleh, sasaran yang dicapai dan ketelitian hasil pengukuran. Beberapa pemodelan yang biasa digunakan yaitu pemodelan dua setengah dimensi dan pemodelan tiga dimensi.
BAB VII GEORADAR
1. 2. 3. 4. 5. 6.
Seismik refraksi Seismik refleksi Geolistrik Georadar Geomagnet Geogravity 7. Well loging
