Pengukuran dengan metode Gravity dan Mag

2013

Laporan praktikum

fisika lanjutan 2-D

Pengukuran dengan metode Gravity

dan Magnetik

BAB I

Matematika dan Ilmu Pengetahuan Alam, Universitas Indonesia mewajibkan setiap mahasiswanya untuk melaksanakan penyelidikan Geofisika. Dalam hal ini korelasi dari disiplin ilmu Geofisika yang ingin dipelajari dan diterapkan pada penelitian ini adalah mengenai akuisisi data, mengolah serta menganalisa hasil yang telah diperoleh dengan menggunakan metode Gravity, magnetik, Resistivity, IP, SP dan GPR yang mana keberhasilannya amatlah ditentukan oleh kontras beberapa karakteristik batuan, karena setiap material batuan memiliki sifat fisis yang berbeda – beda. Hasil pengolahan data yang diperoleh berupa pencitraan bawah permukaan berguna untuk menentukan anomali sebagai acuan dalam pendirian bangunan serta penentuan keberadaan aquifer dan water table sebagai landasan pengeboran air tanah.

1.2 Tujuan

Penelitian ini bertujuan untuk:

1. Memahami praktik pengambilan, cara pengolahan dan cara interpretasi data Gravity, Magnetik, IP, SP dan GPR.

2. Memetakan struktur bawah permukaan daerah Universitas Indonesia.

3. Menentukan keberadaan basement

BAB II

TEORI DASAR

Metode Gravitasi

a. Pendahuluan

Gaya gravitasi adalah gaya tarik-menarik yang terjadi antara suatu benda yang memiliki massa. Semakin besar kumpulan massa, semakin besar gaya gravitasinya. Newton mengatakan bahwa gaya tarik antara dua buah benda yang memiliki massa m1 dan m2 dengan persamaan : dengan nilai G = 6,673 x 10-8 (gr/cm3)-1det2.

Metode gravitasi adalah salah satu metode eksplorasi dalam geofisika yang memanfaatkan sifat gaya tarik antar benda yang didapat dari densitasnya. Prinsip dasar metode ini didasarkan pada pengukuran nilai gravitasi berdasarkan nilai densitas batuan di bawah permukaan bumi.

Pada metode gravitasi yang diukur adalah nilai percepatan gravitasi yang dialami oleh benda sebagai akibat tarikan massa bumi yang nilainya sekitar 9,80665 m/ s2 Besarnya

nilai gravitasi dipermukaan bumi dipengaruhi oleh lima faktor utama yaitu garis lintang, ketinggian tempat pengukuran dari geoid, pasang surut air laut, topografi disekitar daerah pengukuran dan variasi densitas batuan di dalam permukaan bumi.

Adanya perbedaan densitas (massa jenis) batuan dari suatu tempat dengan tempat lain ini menimbulkan perbedaan medan gravitasi yang relatif kecil (dalam orde mgal). Oleh karena itu, kepekaan dan ketelitian alat dalam pengukuran gravitasi ini sangat diperlukan untuk mendapatkan hasil yang sesuai dengan kondisi di bawah permukaan tanah. Penelitian dengan menggunakan metode gravitasi secara garis besar dilakukan secara 3 tahap diantaranya:

2. pengolahan data (processing), dan

3. interpretasi data.

b. Akusisi Lapangan

Pada saat melakukan Akuisisi data di lapangan hal pertama yang harus dilakukan adalah menetukan base station, base camp, dan station titik pengukuran untuk mengukur nilai gravitasi dengan alat gravimeter. Base station merupakan tempat yang memiliki nilai gravitasi absolute atau nilai gravitasi sebenarnya dari suatu tempat, besar nilainya adalah berkisar 9.8 gal. biasanya terdapat di BMKG dan di berbagai tempat yang strategis di suatu daerah. Base camp merupakan tempat untuk malakukan pembuka dan penutupdari suatu pengukuran di lapangan. Station merupakan tempat titik pengukuran yang ingin kita ukur. Jumlah nya tergantung dari anomali gravitasi yang ingin kita ukur. Pengukuran pada titik-titik survei dilakukan dengan metode looping. Metode looping dilakukan karena untuk menghilangkan kesalahan yang disebabkan oleh pergeseran pembacaan gravitimeter akibat pembacaan nilai gravitasi yang berbeda di titik yang sama namun pada waktu yang berbeda. Metode ini muncul dikarenakan alat yang digunakan selama melakukan pengukuran akan mengalami guncangan, panas dan sebagainya, sehingga menyebabkan bergesernya pembacaan titik nol pada alat tersebut.

c. Pengolahan Data

Pengolahanan data metode gravitasi secara umum dipisahkan menjadi dua macam, yaitu proses dasar dan proses lanjutan. Proses dasar mencakup seluruh proses berawal dari nilai pembacaan alat di lapangan sampai diperoleh nilai anomali bouguer di setiap titik pengamatan yang diproses dengan menggunakan komputer dengan Microsoft Excel. Sedangkan proses lanjutan merupakan proses untuk mempertajam kenampakan geologi pada daerah penyelidikan yaitu pemodelan dengan menggunakan software Surfer 9 dan GRAV2DC. Dalam pengolahan data gravitasi terdapat beberapa tahapan dengan pengaruh koreksi-koreksi untuk mendapatkan nilai gravitasi yang sesuai disuatu titik pengukuran :

Gambar 1 : Grafik Drift Correction

Koreksi ini dilakukan untuk menghilangkan pengaruh perubahan kondisi alat (gravity meter) terhadap nilai pembacaan. Koreksi apungan muncul karena gravity meter selama digunakan untuk melakukan pengukuran akan mengalami goncangan, sehingga akan menyebabkan bergesernya pembacaan titik nol pada alat tersebut. Koreksi ini dilakukan dengan cara melakukan pengukuran dengan metode looping, yaitu dengan pembacaan ulang pada titik ikat (base station) dalam satu kali looping, sehingga nilai penyimpangannya diketahui.

-

Tidal Correction

Gambar 2 : Grafik Tidal Correction

Perubahan tersebut bersifat periodik sesuai dengan posisi relatif bumi bulan -matahari. Koreksi pasang surut ini adalah untuk menghilangkan gaya tarik yang dialami bumi akibat bulan dan matahari, sehingga di permukaan bumi akan mengalami gaya tarik naik turun. Hal ini akan menyebabkan perubahan nilai medan gravitasi di permukaan bumi secara periodik. Koreksi pasang surut juga tergantung dari kedudukan bulan dan matahari terhadap bumi. Pada saat posisi bulan tepat di atas pengukuran, maka akan ada tarikan yang sangat kuat dari bulan. Sehingga, berpengaruh terhadapa hasil pengukuran.

-

Latitude Correction

Disebut juga koreksi lintang yang digunakan untuk mengkoreksi gayaberat di setiap lintang geografis karena gayaberat tersebut berbeda yang disebabkan oleh adanya gaya sentrifugal dan bentuk ellips bumi. Dari koreksi ini akan diperoleh anomali medan gayaberat. Medan anomali tersebut merupakan selisih antara medan gayaberat observasi dengan medan gravitasi teoritis (gravitasi normal).

gφ= 978, 031.8 (1 + 0,005 302 4 Sin2 φ – 0,000 000 59 Sin2 2φ)

Koreksi ini untuk menghilangkan efek gravitasi yang disebabkan oleh mantel dan inti bumi. Karena dalam eksplorasi, kita lebih konsen ke lapisan kerak bumi.

-

Elevation Correction

Koreksi ketinggian digunakan untuk menghilang perbedaan gravitasi yang dipengaruhi oleh perbedaan ketinggian dari setiap titik pengukuran terhadap geoid. Koreksi ketinggian ini dibagi mejadi 2:

1. Free Air Correction

Gambar 3 : Free Air Correction

2. Bougue Correction

Koreksi Bougue merupakan koreksi yang dilakukan untuk menghilangkan perbedaan ketinggian dengan tidak mengabaikan massa di bawahnya. Perbedaan ketinggian tersebut akan mengakibatkan adanya pengaruh massa di bawah permukaan yang mempengaruhi besarnya percepatan gayaberat di titik pengukuran.

-

Terrain Correction

Koreksi medan atau topografi dilakukan untuk mengkoreksi adanya pengaruh bukit dan lembah di skitar titik pengukuran. Karena adanya tarikan massa dari bukit menyebabkan pegas menyimpang ke atas dari keadaan normalnya. Sehingga nilai gravitasi yang terbaca menjadi berkurang. Sama halnya dengan terdapat nya massa kosong yaitu lembah yang menyebabkan pegas menyimpang ke atas dari posisi

normalnya. Sehingga nilai gravitasi yang terbaca pun menjadi berkurang. Oleh karena itu, pada korekasi terrain ini nilainya ditambahkan.

Gambar 4 : Terrain Correction

Bouguer Anomali

gB = gobs - gn ± 0.3086h ± 0.04192 ρh (mgal)

Metode Magnetik

eksplorasi pendahuluan minyak bumi, panas bumi, dan batuan mineral serta serta bisa diterapkan pada pencarian prospeksi benda-benda arkeologi.

Dalam metode geomagnetik ini, bumi diyakini sebagai batang magnet raksasa dimana medan magnet utama bumi dihasilkan. Kerak bumi menghasilkan medan magnet jauh lebih kecil daripada medan utama magnet yang dihasilkan bumi secara keseluruhan. Teramatinya medan magnet pada bagian bumi tertentu, biasanya disebut anomali magnetik yang dipengaruhi suseptibilitas batuan tersebut dan remanen magnetiknya. Berdasarkan pada

metode magnetik memiliki variasi terhadap waktu lebih besar. Pengukuran intensitas medan magnetik bisa dilakukan melalui darat, laut dan udara. Metode magnetik sering digunakan dalam eksplorasi pendahuluan minyak bumi, panas bumi, dan batuan mineral serta bisa diterapkan pada pencarian prospek benda-benda arkeologi. Medan Magnet Bumi Medan magnet bumi terkarakterisasi oleh parameter fisis atau disebut juga elemen medan magnet bumi (gambar I), 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.

Gambar 5. Tiga Elemen medan magnet bumi

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 bumi terdiri dari 3 bagian :

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..

2. 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.

3. Medan magnet anomali

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), sehingga dalam pengukuran medan magnet berlaku : dengan : : medan magnet total bumi : medan magnet utama bumi : medan magnet luar : medan magnet anomali Mineral dan Suseptibilitas Batuan Metode magnetik dalam aplikasi Geofisika akan tergantung pada pengukuran yang akurat dari anomaly medan geomagnet lokal yang dihasilkan oleh variasi intensitas magnetisasi dalam formasi batuan. Intensitas magnetik pada batuan sebagian disebabkan oleh induksi dari magnet bumi .

1. Suseptibilitas batuan

 Diamagnetik

 Paramagnetik

 Ferromagnetik

Suseptibilitas merupakan sifat magnetik yang paling penting dari batuan. Intensitas Magnetisasi merupakan kemampuan suatu benda untuk terinduksi magnet oleh medan magnet luar yang diberikan pada batuan tersebut. Intensitas Magnetisasi I, yang merupakan hasil induksi pada bahan batuan isotropik oleh gaya magnet H (A/m) dapat dituliskan :

2. Magnet Permanen

Semua peneliti di dunia sepakat bahwa batuan beku dan sedimen memiliki magnet permanen dalam tingkatan yang berbeda dan fenomena ini berlaku umum atau menyeluruh. Dalam kedua batuan ini, tidak hanya intensitas permanennya saja yang kuat, tetapi juga mempunyai arah yang secara keseluruhan berbeda dari arah geomagnet saat ini  paleomagnetism. Natural Remanent Magnetic (NRM) :

TRM (Thermo Remanent Magnetic) : dalam pendinginan dari tempeatur tinggi. Orientasinya merefleksikan orientasi magnet bumi pada waktu dan tempat formasi itu terbentuk. TRM akan hilang jika dipanaskan > 6000C (Temperatur Curie) IRM

(Isotehrmal Remanent Magnetic) : pada temperatur konstan, gaya magnetisasi bekerja dalam waktu yang singkat. VRM (Viscous Remanent Magnetic) : sebagai efek komulatif setelah terbebas lama dalam sebuah medan. Pembentukan magnet remanentnya merupakan fungsi logaritmik terhadap waktu, jadi prosesnya butuh waktu lama. Proses ini lebih merupakan sifat dari batuan berbutir halus daripada berbutir kasar, Magnet remanent ini cukup stabil. DRM (Depositional Remanent Magnetic) : diperoleh dengan sedimen sebagai tempat atau pilihan untuk pembentukan butir-butir magnetik di dalam air dalam pengaruh medan magnet bumi. Clay adalah bentuk sedimen utama yang menunjukan remanen ini. CRM (Chemical Remanent Magnetic) : selama pembentukan atau kristalisasi butir-butir magnetik pada temperature moderat di bawah temperature Curie. Proses ini cukup signifikan dalam batuan sedimen dan Metamorf.

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.

Berdasarkan pada tujuan penyelidikan, metode resistivitas dibedakan menjadi dua yaitu

mapping dan sounding. Metode geolistrik resistivitas mapping merupakan metode resistivitas yang bertujuan mempelajari variasi rasistivitas lapisan bawah permukaan secara horisontal. Oleh karena itu, pada metode ini digunakan jarak spasi elektrode yang tetap untuk semua titik datum di permukaan bumi. Sedangkan metode resistivitas

sounding bertujuan untuk mempelajari variasi resistivitas lapisan bawah permukaan bumi secara vertikal. Pada metode ini pengukuran pada satu titik ukur dilakukan dengan cara mengubah-ubah jarak elektrode.

Pengubahan jarak elektrode tidak dilakukan secara sembarang, tetapi mulai jarak elektrode kecil kemudian membesar secara gradual. Jarak elektrode ini sebanding dengan kedalaman lapisan yang terdeteksi.

Resistivitas Semu (Apparent Resistivity)

sehingga potensial yang terukur merupakan pengaruh lapisan-lapisan tersebut. Harga resistivitas yang diukur seolah-olah merupakan harga resistivitas untuk satu lapisan saja. Sehingga resistivitas yang terukur adalah resistivitas semu (), yang besarnya ditentukan dengan :

dengan K adalah faktor geometri yang besarnya tergantung pada konfigurasi elektrode yang digunakan. Konfigurasi Elektrode Terdapat banyak aturan penempatan elektrode (konfigurasi elektrode) yang digunakan dalam metode resistivitas. Beberapa konfigurasi elektrode pada penerapan metode resistivitas diantaranya adalah konfigurasi Wenner, konfigurasi Schlumberger dan konfigurasi Dipole-dipole. Konfigurasi Wenner Pada konfigurasi Wenner, elektrode arus dan elektrode potensial diletakkan seperti pada gambar :

Gambar 7 : Konfigurasi Wenner

Dalam hal ini, elektrode arus dan elektrode potensial mempunyai jarak yang sama yaitu C1P1= P1P2 = P2C2 = a. Jadi jarak antar elektrode arus adalah tiga kali jarak antar elektrode potensial. Perlu diingat bahwa keempat elektrode dengan titik datum harus membentuk satu garis. Pada resistivitas mapping, jarak spasi elektrode tidak berubah-ubah untuk setiap titik datum yang diamati (besarnya a tetap), sedang pada resistivitas

Gambar 8 : Konfigurasi Wenner-Schlumburger

Maka, berdasarkan gambar, faktor geometri pada konfigurasi Wenner-Schlumberger adalah

Sehingga berlaku hubungan

Konfigurasi Dipole-dipole

suatu penampang dengan elektrode arus tetap, kemudian pemindahan elektrode arus pada spasi n berikutnya diikuti oleh pemindahan elektrode potensial sepanjang lintasan seterusnya hingga pengukuran elektrode arus pada titik terakhir di lintasan itu.

Gambar 9 : Konfigurasi dipole-dipole

Sehingga berdasarkan gambar, maka faktor geometri untuk konfigurasi Dipole-dipole adalah

4 Metode IP

kembali menjadi nol, melainkan secara perlahan mengalami penurunan beda potensial menuju nol. Grafik yang menggambarkan efek polarisasi terinduksi dapat dilihat pada gambar III.1.

Gambar 10 : Grafik penurunan potensial (Reynolds,1997)

Sumber efek polarisasi

Fenomena suatu proses polarisasi dan mekanisme elektrokimia yang terjadi didalam suatu batuan adalah benar-benar kompleks. Namun demikian oleh (Summer, 1976) mengenai polarisasi yang terjadi pada batuan dan soils adalah melingkupi penyebaran atau difusi ion-ion menuju mineral-mineral logam dan pergerakan ion-ion didalam pore-filling elektrolit. Yang menjadi efek utama atau mekanisme utama yang terjadi dalam suatu proses polarisasi adalah polarisasi elektroda atau electrode polarization dan polarisasi membrane atau membrane polarization.

Polarsisasi Elektroda

Pada bagian A menggambarkan arus yang mengalir pada seluruh ruang pori-pori yang terisi larutan tanpa adanya sumbatan butiran mineral. Terlihat ion-ion positif dan negatif menyebar berdasar arus yang melewatinya, dimana elektrolit positif (+) mengalir searah dengan arah arus sedangkan elektrolit negatif (-) mengalir berlawanan dengan arah arus. Sedangkan pada bagian B menggambarkan mineral logam yang mempunyai jaring pembatas yang saling berlawanan. Peristiwa ini dinamakan elektrolisis dimana ketika arus mengalir dan sebuah elektron berpindah tempat di antara logam dan larutan ion-ion pada bidang batas, dalam proses kimiafisika efek tersebut dinamakan polarisasi elektroda atau electrode polarization. Polarisasi membran sering terjadi pada mineral lempung yang mana mempunyai pori-pori yang kecil, selain itu polarisasi membran juga terjadi karena adanya kontak permukaan antara mineral lempung dengan air dalam medium. Karakteristik mineral lempung adalah memiliki muatan negatif murni yang cukup besar di permukaan sehingga menyebabkan berkumpulnya awan ion positif disekitar permukaan mineral lempung dan meluas pada larutan gambar 12.

Gambar 12 : Skema polarisasi membran

Penumpukan muatan ini akan menghambat jalannya arus listrik yang melaluinya sehingga terjadilah hambatan di sepanjang pori-pori batuan yang mengandung mineral. Dengan terbentuknya hambatan-hambatan yang berupa membran-membran, maka mobilitas ion akan berkurang sehingga terbentuklah gradient konsentrasi ion-ion yang berlawanan dengan arus listrik yang melaluinya. Dimana gejala tersebut disebabkan oleh polarisasi membran.

Time domain dan Frekuensi domain.

Gambar 13: Kurva time domain

Frekuensi domain Mengukur FE, persen frekuensi dari batuan di bawah bumi. Semakin besar, nilai dari FE, maka kemungkinan anomali mineral di bawah permukaan bumi besar.

Metode SP Metode Self Potential (SP) merupakan salah satu metode geofisika yang prinsip kerjanya adalah mengukur tegangan statis alam (static natural voltage) yang berada pada titik - titik di permukaan tanah. Metode Self Potential (SP) merupakan metode dalam Geofisika yang paling sederhana dilakukan, karena hanya memerlukan alat ukur tegangan yang peka dan dua elektroda khusus (Porous Pot Electroda). Metode Self Potential merupakan metode pasif dalam bidang geofisika karena untuk mendapatkan informasi bawah tanah melalui pengukuran tanpa menginjeksi arus listrik melalui permukaan tanah.

Prinsip kerja pada percobaan metode self potensial yaitu dengan memanfaatkan empat elektroda, dimana dua elektroda dihubungkan dengan voltmeter melalui kabel sebagai base (elektroda tetap), dan elektroda lainnya dihubungkan dengan voltmeter sebagai rover (elektroda bergerak). Rover dipindah ke titik-titik pengukuran secara berurutan sepanjang lintasan yang telah ditentukan dengan jarak perpindahan elektroda konstan, sehingga panjang lintasan akan mempengaruhi besarnya nilai rover. Metode Self Potensial banyak diaplikasikan sebagai surver air geothermal dan digunakan untuk membantu pemetaan geologi, misalnya melihat delineasi zona geser, patahan dekat permukaan dan anomali dibawah permukaan tanah. Mengetahui sumber yang dapat menyebabkan terjadinya perbedaan potensial sangat penting untuk mengurangi noise. Pengolahan data biasanya dilakukan dengan membuat peta potensial dengan antara elektroda base dengan elektroda rover.

Pengertian Metode Self Potential

Metode Ground Penetrating Radar (GPR) GPR adalah salah satu metode geofisika yang mempelajari kondisi bawah permukaan berdasarkan sifat elektromagnetik dengan menggunakan gelombang radio yang mempunyai rentang frekuensi antara 1-1000 MHz dan dapat mendeteksi parameter permitivitas listrik (ε), konduktivitas (σ) dan permeabilitas magnetik (μ). GPR dapat disebut juga dengan metode refleksi elektromagnetik karena memanfaatkan sifat radiasi elektromagnetik yang memperliahtkan refleksi separti pada metode gelombang seismik. GPR digunakan dalam berbagai aplikasi, termasuk stratigrafi tanah, studi air tanah, pemetaan fracture bedrock dan penentuan kedalaman dari permukaan air tanah (Annan dan Davis, 1989). Prinsip Kerja GPR Prinsip kerja alat GPR yaitu dengan mentransmisikan gelombang radar (Radio Detection and Ranging) ke dalam medium target dan selanjutnya gelombang tersebut dipantulkan kembali ke permukaan dan diterima oleh alat penerima radar (receiver), dari hasil refleksi itulah barbagai macam objek dapat terdeteksi dan terekam dalam radargram. Mekanisme kerja GPR dan contoh rekaman radargram ditunjukan oleh gambar 16. Untuk mendeteksi suatu objek diperlukan perbedaan parameter kelistrikan dari medium yang dilewati gelombang radar. Perbedaan parameter kelistrikan itu antara lain permitivitas listrik, konduktivitas dan permeabilitas magnetik.

refleksi / trasmisi di tiap batas medium dan terjadi setiap kali gelombang radar melewati batas antar medium. Faktor kehilangan energi disebabkan oleh perubahan energi elektromagnetik menjadi panas. Penyebab dasar terjadinya atenuasi merupakan fungsi kompleks dari sifat dielektrik dan sifat listrik medium yang dilewati oleh sinyal radar. Faktor atenuasi tergantung pada konduktivitas, permitivitas, dan permeabilitas magnetic medium, dimana sinyal tersebut menjalar, serta frekuensi sinyal itu sendiri.

Skin depth ( adalah kedalaman dimana sinyal telah berkurang menjadi 1/e (yaitu Hubungan antara konstanta dielektrik dan cepat rambat gelombang radar dapat dilihat pada tabel dibawah ini. Untuk material geologi, berada pada rage 1-30, sehingga range jarak cepat rambat gelombang menjadi besar yaitu sekitar 0.03 sampai 0.175 m/ns (Reynolds, 1997).

Bab III

AKUISISI DATA

A. Gravity

Alat-alat yang digunakan adalah: 1. Gravimeter tipe scintrex

2. GPS (Global Positioning System)

3. Kaki tiga sebagai dudukan gravimeter pada saat pengukuran dilaksanakan agar gravimeter tidak bergerak atau stabil

4. Altimeter untuk mengukur ketinggian titik survey untuk menentukan topografi daerah survei.

Tempat dilakukannya pengukuran adalah di dalam kampus UI

yang sebelumnya telah di plot. Sebelum melakukan pengukuran pada hari H yang harus dilakukan terlebih dahulu adalah mengkalibrasi alat dengan cara mengukur di satu tempat, dalam hal ini kalibrasi GPS, altimeter, dan alat pengukur suhu yang disebut bruton dilakukan di fakultas hokum Universitas Indonesia. Kemudian memeriksa alat gravitimeter yang akan digunakan dan telah diikat oleh BMG di station BMG. Pengukuran gravity dilakukan dari jam 09.30 sampai dengan jam 17.00. pengukuran dibuka di taman depan Asrama Universitas Indonesia yang nantinya akan berfungsi sebagai base station. Kemudian mencatat posisinya berdasarkan GPS agar nanti dapat disesuaikan pada saat menutup di base station.

Mencatat suhu dan elevasi dengan menggunakan altimeter dan bruton agar data lebih konkret maka pengukuran elevasi juga dilakukan dengan menggunakan GPS. Sehingga ada 3 Variasi data elevasi dari 3 alat yang berbeda. Juga mancatat terrain dari posisi pengukuran.

B. Metode Magnetic

Alat- alat yang digunakan pada metode ini antara lain : 1. Dua Magnetometer tipe Proton Magnetometer

2. GPS (Global Positioning)

C. Metode Resistivity dan IP

Alat alat yang digunakan pada metode ini antara lain: 1. Resistivity-meter yang terdiri dari:

- Transmiter untuk meninjeksikan arus DC yang dihasilkan oleh baterei kering didalam transmiter.

- Receiver yang dihubungkan kepada elektrode tegangan, yaitu berupa voltmeter yang memiliki ketelitian hingga 0,01 mV

- Elektrode yang terbuat dari batang baja, sehingga dapat menerima arus dengan baik. Tediri dari 24 elektrode.

2. Global Positioning System (GPS) 3. Kompas geologi

4. Kabel 5. Martil

Pengukuran ini dilakukan di hutan Fakultas Ilmu Sosial dan Ilmu Politik Universitas Indonesia. Pengukuran disini dilakukan dengan menggabungkan dua metode sekaligus yaitu metode resistivity dengan IP agar dapat dilakukan pengukuran yang lebih akurat sehingga pencitraan bawah permukaan semakin informative dan jelas. Pada saat menggunakan metode ini konfigurasi yang digunakan adalah konfigurasi

BAB IV

permukaan titik pengukuran dan mendapatkan nilai tersebut kita perlu melakukan koeksi sebagai berikut:

1. koreksi apungan (drift correction), 2. koreksi pasang surut (tidal correction) 3. koreksi lintang (latitude correction) 4. koreksi udara bebas (free-air correction) 5. koreksi Bouguer

6. koreksi medan (terrain correction).

Untuk mendapatkan nilai Bougeu Anomali kita harus mengetahui terlebih dahulu nilai densitas rata-sata dari pengukuran di lapangan. Kemudian nilai densitas batuan daerah pengukuran yang nantinya akan digunakan untuk perhitungan koreksi bouguer (0.04192 ρ h) dapat ditentukan dengan menggunakan metode parasnis. Pencarian nilai densitas rata-rata menggunakan metode parasnis dilakukan dengan cara memplot nilai x dan y persamaan di bawah ini :

disajikan. Biasanya semua titik- titik tidak terletak pada pada garis lurus tersebut, sehingga dalam beberapa keadaan dapat dipergunakan cara kuadrat terkecil ( least square ).

b. Metode Magnetik

pengolahan data magnetic juda dengan menggunakan excel, sehingga memperoleh data anomalinya.

Dimana :

Nilai dari I secular variation merupakan nilai intensitas magnetik yang berasal dari inti dalam bumi. Nilai ini dapat didapatkan dari IGRF denga memasukan nilai longitude, latitude, degree, minute, second, elevation dari suatu titik pengukuran. Nilai dari diurnal variation didapatkan dengan memplot grafik antara time base dan nilai intensitas magnetik di base. Lalu setelah itu mencari nilai gradiennya dari persamaan garis pada grafik. Pengurangan nilai gradien dengan intensitas magnetik pada base merupakan nilai diurnal. Dengan memplot time base dan diurnal tersebut didapatkan nilai diurnal setiap waktu dengan melakukan interpolasi.

c. Metode Resistivity dan IP

pengukuran dengan metode Resistivity dan IP bertujuan untuk mendapatkan nilai

apparent resistivity . Data Resistivitas dan IP yang diperoleh dalam format .dat. Untuk mengurangi tingkat error yang tinggi maka dilakukan iterasi sebanyak 10 kali sehingga error RMS berkurang menjadi 6,3 %.sedangkan untuk malakukan pengolahan data resistivitas dan IP diperlukan software yaitu Res2Dinv.

BAB V

HASIL DAN INTERPRETASI

a. Metode Magnetic

Hasil

untuk kelakukan hasil dan interpretasi, maka dengan menggunakan Microsoft exel disetiap titik pengukuran didapatkan nilai base, waktu di base, nilai gradient, diurnall

correction, nilai IGRF dan Anomalli. Dan dengan memplot kurva waktu terhadap

nilai base maka didapatkan gradient seperti pada gambar berikut:

Gambar 17. Grafik basecamp terhadap waktu

Setelah didapatkan gradientnya untuk mencari nilai diurnal variation. Maka

Gambar 19. topografi 2 dimensi dan 3 dimensi dengan menggunakan surfer9

Interpretasi

Berdasarkan anomalli magnetic dari data diatas, memungkinkan bahwa pada daerah pengukuran terdapat satu bodi, terlihat dari nilai magnetic yang rendah negtif dan yang tinggi positif, diperkirakan di daerah ini batuan tersebut yang berupa batuan beku.

B. Metode Gravity

Hasil

Pengolahan data gravity adalah dengan menggunakan Microsoft exel terlebih dahulu untuk mencari nilai anomalli magnetic, anomalli regional, anomally residual dan nilai nilai koreksi lainnya yang diperlukan unuk pemodelan dengan menggunakan software Surfer 9

gambar 20. Free air anomally 2 dan 3 dimensi dengan menggunakan

Surfer

Gambar 21. Bouger anomally 2 dan 3 diensi

dengan

Surfer 9

Gambar

21.

Anomally

regional 2

Gambar 22. Magnetic anomally 2 dan 3 dimensi dengan Surfer 9

Interpretasi

Pada kontur anomali Buogue di filter dengan Low Pass Filter yang berarti akan didapatkan kontur dari daerah yang regional (cakupannya lebih dalam). Setelah mendapatkan kontur regional, dengan perhitungan matematika pada surfer kemudian didapatkan pula kontur residualnya. Daerah pada kontur residual inilah yang akan kita cari kontras densitasnya karena daerah residual ini merupakan daerah yang lebih dangkal dari daerah regional

Gambar 23. Data resistivity dan IP dengan RES2DInv

Interpretasi

Berdasarkan gambar hasil pengolahan dengan RES2Din, terdapat zona yang mempunyai resistivity antara 20.2 sampai dengan 33,9 pada kedalaman 15-19 meter. Diidentifikasi bahwa di daerah ini terdapat batuan sedimen yang terisi oleh air atau fluida. Hal ini juga terlihat pada aliran sungai disekitar danau yang dasar sungai tersebut terdiri dari lumpur atau tanah merah yang mengidenifikasi adanya batuan sedimen di bawah permukaan. Hal ini juga dipengaruhi Faktor dari dekat danau sehinnga memungkin dibawah permukaan bayak terdapa fluida yang mempengaruhi hasil yang didapatkan karena faktor air danau yang dapat mengakibatkan pembacaan pada alat.

BAB VI

PENUTUP

Kesimpulan

1.

Berdasarkan anomalli magnetic dari data diatas, memungkinkan bahwa pada daerah pengukuran terdapat satu bodi, terlihat dari nilai magnetic yang rendah negtif dan yang tinggi positif, diperkirakan di daerah ini batuan tersebut yang berupa batuan beku

3. Pada data resistivity dan IP setelah dilkukan pemodelan, maka diidentifikasi bahwa pada deaerah pengkuran terdapat batuan sdimen yang didalamnya terdapat Fluida, hal ini juga dipengaruhi oleh lokasi pengukuran yang terletak di dekat danau.

Referensi

1. Diktat Kuliah metode gravitasi

2. Mussett, Alan E., Khan, M. Aftab. Looking In to The Earth. Cambridge University Press, New York.

3. Telford, et all. 1976. Applied Geophysics. New York: Cambridge University Press.