Metode magnetik 3.1.1. Pendahuluan
Metode magnetik dan gravity sudah umum dikenal, namun magnetik lebih kompleks dan variasi medan magnetnya lebih tidak menentu dan bersifat lokal. Hal ini disebabkan karena adanya perbedaan antara dua kutub medan magnetik dan satu kutub medan gravitasi.
Perbedaannya ialah pada variabel arah, dimana medan gravitasi selalu arahnya vertikal, selain itu juga medan magnetik mengalami ketergantungan terhadap waktu, sedangkan medan gravity tidak dipengaruhi waktu / invariant (mengabaikan variasi pasang surut yang kecil). Peta gravity biasanya didominasi oleh efek regional, sedangkan peta magnetik umumnya menampilkan banyak anomali lokal. Pengukuran magnetik biasanya lebih mudah dan lebih murah dibandingkan kebanyakan metode geofisika dan nilai koreksinya tidak terlalu
berpengaruh. Variasi medan magnetik kerap kali mengestimasi struktur mineral serta struktur regional, dan metode magnetik merupakan metode yang paling serba guna dalam teknik prospeksi geofisika. Bagaimanapun sama seperti metode potensial lainnya, metode magnetik mempunyai kekurangan pada interpretasi.
3.1.2. Sejarah metode magnetik
Ilmu yang mempelajari kemagnetan bumi merupakan cabang ilmu geofisika tertua. Hal ini diketahui selama lebih dari 3 abad yang menyatakan bahwa bumi merupakan suatu magnet. Sir William Gilbert (1540-1603) melakukan percobaan alamiah pertama terhadap
kemagnetan bumi. Beliau mencatatnya pada de Magnete, yang ilmunya dibawa ke Eropa dari Cina oleh MarcoPolo. Gilbert menunjukkan bahwa medan magnet bumi setara dengan
magnet permanen yang arahnya utara-selatan yang dekat dengan sumbu rotasi bumi.
Karl Frederick Gauss menyatakan tentang ilmu yang membahas medan magnetik bumi pada tahun 1830-1842 yang hampir semua pernyataannya tergolong valid. Beliau menggunakan analisis matematika bahwa medan magnet lebih besar berasal dari material yang berasal dari dalam bumi, dan beliau menyatakan bahwa adanya kemungkinan hubungan antara medan magnet bumi dan rotasi bumi karena sumbu dipol yang mempengaruhi besar medan di area sekitar sumbu rotasi bumi.
Medan magnet terestrial telah dipelajari sejak era Gilbert, tapi tidak sampai tahun 1843 dimana von Wrede yang pertama menggunakan variasi medan untuk menentukan lokasi deposit dari bijih magnetik yang kemudian dipublikasikan pada tahun 1879 “The
Examination of Iron Ore Deposits Bay Magnetic Measurements” oleh Thalen yang ditandai dengan penggunaan pertama metode magnetik.
Sampai akhir tahun 1940, pengukuran medan magnetik mayoritas menggunakan keseimbangan magnetik yang mengukur satu komponen dari medan bumi, biasanya
komponen vertikal. Pengukuran ini biasanya dilakukan di permukaan daratan. Magnetometer fluxgate pertama kali ditemukan pada perang dunia 2 untuk mendeteksi kapal selam dari pesawat. Pasca perang, magnetometer (dan navigasi radar, dan peralatan perang lainnya) digunakan untuk pengukuran aeromagnetik. Magnetometer proton-presisi ditemukan pada awal 1950an sangat handal dan operasi yang sederhana dan cepat. Dan saat ini digunakan pada mayoritas alat instrumentasi. Mangetometer pompa optik alkali-uap yang pertama kali ditemukan pada 1962 memiliki akurasi yang tinggi pada pengukuran magnetik.
Bagaimanapun magnetometer proton-presisi dan pompa optik hanya mengukur besaran nilai, tidak termasuk arah dari medan magnet. Pengukuran gradiometer ariborne dimulai sejak akhir tahun 1960, meskipun pengukuran pada permukaan telah lama ditemukan. Gradiometer kerap menggunakan dua magnetometer yang jaraknya berkisar 1-30 m. Perbedaan
menghilangkan efek dari variasi medan temporal yang sering mempengaruhi faktor batas akurasi.
Perekaman digital dan pemrosesan data magnetik menghilangkan nilai jenuh yang
terkandung saat mengoreksi pengukuran ke peta magnetik. Algoritma interpretasi sekarang memungkinkan untuk menghasilkan gambar profil yang terkomputerisasi untuk menunjukkan penyebaran magnetisasi.
Sejarah survey magnetik telah dibahas oleh Reford (1980) dan nilai seninya dibahas oleh Paterson dan Reeves (1985)
3.2 Prinsip dan Teori Dasar
3.2.1. konsep elektromagnetik vs klasik
Teori magnetik modern dan klasik memiliki perbedaan pada konsep dasar. Teori magnetik klasik serupa dengan teori grafiti dan elektrikal; yang konsep dasarnya ialah titik kutub magnetik analog dengan titik muatan listrik dan massa titik, dan setara dengan hukum kuadrat terbalik untuk gaya antara kutub, atau massa. Unit magnetik memiliki satuan sentimeter-gram-detik dan unit elektromagnetik (cgs dan emu) merupakan dasar dari konsep ini. Unit Sistem Internasional (SI) didasari bahwa medan magnet berasal dari elektrik. Unit dasar merupakan dipol dimana diciptakan dengan arus listrik yang melingkar, daripada sistem cgs-emu monokutub yang terisolasi secara fiktif.
Sistem cgs-emu dimulai dengan konsep gaya magnetik F pada hukum Coulomb
dimana F merupakan gaya pada p2 (dynes), r merupakan jarak antara kutub p1 dan p2 (cm), μ merupakan permeabilitas magnetik [properti medium, persamaan (3.7)] dan r1 merupakan unit arah vektor dari p1 ke p2. Gaya
magnetostatik menarik kutub dengan tanda yang berlawanan sedangkan menolak dengan tanda yang searah. Tanda konvensi menunjukkan bahwa kutub positif mengarah pada kutub utara magnetik bumi, namun istilah utara-seeking juga tetap digunakan.
dimana ∆H dalam Ampere/meter dan I dalam ampere dan r dan ∆l dalam meter
Medan magnetisasi H (atau dikenal dengan kuat medan magnetik) didefinisikan sebagai gaya pada unit kutub:
(kita menggunakan prime untuk mengindikasikan bahwa H ialah cgs-em) ; H’ diukur dengan oersted (setara dengan dynes/unit kutub)
Dipol magnetik dibayangkan sebagai dua kutub dengan +p dan –P yang dipisahkan jarak 2l. Momen dipol magnetik didefinisikan dengan
m adalah vektor arah unit vektor r1 yang meluas dari kutub negatif ke kutub positif. Medan magnetik merupakan konsekuensi dari aliran arus listrik. Sebagaimana dijelaskan pada hukum ampere (atau yang lebih dikenal dengan hukum Biot-Savart), arus I pada konduktor dengan panjang ∆l pada titik P (gambar 3.1). medan magnetisasi ∆H ialah
Dimana H merupakan satuan SI dengan dimensi amper/meter yaitu
r dan ∆l dalam meter, I dalam amper.
Aliran arus pada siklus melingkar menentukan lokasi dipole magnetik pada pusat siklus dan berorientasi arah pada aturan tangan kanan yang memntukan arah arus. Momen dipol
memiliki satuan amper meter kuadrat (10^10 pole-cm). Pergerakan orbital elektron di sekitar pusat atom mengakibatkan arus melingkar dan menyebabkan atom memiliki momen
magnetik. Molekul juga berputar yang menghasilkan momen magnetik.
Magnetisasi Body terletak pada medan magnet eksternal yang mengalami magnetisasi dari induksi. Magnetisasi diukur dengan polarisasi magnetik M (atau dikenal dengan intensitas magnetisasi atau momen dipol per unit volume). Satuan SI untuk magnetisasi ialah amper-meter^2 per meter^3 [=amper per meter (A/m)]
Untuk medan magnetik rendah, M sebanding dengan H dan searah dengan H. Derajat yang menentukan tingkat kemagnetisasi dilambangkan dengan suseptibilitas magnetik k, yang didefinisikan dengan
Suseptibilitas magnetik dalam emu berbeda dari unit SI dengan faktor 4∏, yaitu
Suseptibilitas merupakan parameter dasar batuan dalam prospektif magnetik, magnetik respons dari batuan dan mineral ditentukan dari jumlahnya dan suseptibilitas material magnetik di dalamnya. Variasi suseptibilitas material dicantumkan pada tabel 3.1
Induksi magnetik B merupakan medan total, termasuk efek dari magnetisasi. Hal ini dapat
ditulis
Dimana H dan M (H’ dan M’) berada pada arah yang sama. Satuan SI untuk B ialah Tesla=1 newton/amper-meter= 1 weber/meter2. (Wb/m2). Satuan elektromagnetik untuk B’ ialah Gauss [10^-4 tesla (T)]. Permeabilitas dari ruang hampa ialah μo yang bernilai 4∏ x 10^-7 Wb/A-m. Pada vakum μ=1 dan di udara μ=1. Pada prospektif magnetik, kita mengukur B sebesar 10^-4 dari medan magnet bumi (sekitar 50 μT). Satuan induksi magnetik yang umum
digunakan pada dunia geofisika ialah nanotesla (yang dilambangkan dengan gama γ)
Kita juga membahas flux magnetik atau gaya magnetik
Dengan A merupakan vektor area. Kemudian dengan A dan B adalah paralel, dengan B merupakan densitas flu magnetik. Satuan SI untuk flux magnetik ialah weber (=T-m2) dan satuan em ialah maxwell (=10^-8 Wb)
Hubungan antara B dan H dapat menjadi kompleks pada material ferromagnetik. Hal ini diilustrasikan pada gambar 3.2 pada siklus magnetisasi
Jika sampel demagnetisasi dikenakan pada peningkatan medan magnetisasi H, kita akan mendapat porsi pertama dari kurva dimana B meningkat dengan H sampai mengalami pemampatan dari nilai maksimum sehingga B mengalamai saturasi. B bernilai positif saat H=0 dikenal dengan residual magnetisasi. Saat H berbalik arah, B akhirnya menjadi nol pada beberapa nilai negatif dari H yang telah diketahui atau dikenal dengan gaya koersif. Sebagian lain dari histeresis loop didapat dari membuat H tetap bernilai negatif sampai saturasi terbalik sampai dan mengembalikan H ke nilai saturasi positif awal. Area di dalam kurva
merepresentasikan energi yang hilang per siklus per satuan volume sebagai hasil dari histeresis. Efek residual pada material magnetik akan dibahas lebih lengkap pada segmen 3.3.6. pada beberapa material magnetik, B dapat berukuran lebih besar sebagai hasil dari magnetisasi sebelumnya yang tidak memiliki hubungan dengan nilai H yang sekarang.
3.2.3. Potensial Magnetostatik untuk Medan Dipol
Pada konsepnya potensial skalar magnetik A pada titik P merupakan kerja pada satuan kutub positif dari tak hingga melawan medan magnetik F(r). (pada chapter F, diindikasikan medan magnetik lebih besar dari gaya, dan nilai μ=1). Saat F(r) mengarah kutub positif pada jarak r dari P, maka
Bagaimanapun, kutub magnetik tidak dapat benar-benar ditentukan, kita hanya dapat memperkirakan saja. Berdasarkan gambar 3.3, kita hitung A di titik eksternal
Komponen radialnya adalah dan komponen angular ,
maka
Dimana m adalah magnitude momen dipole dan m=2lp
Persamaan (3.11) dan (3.13) dinyatakan pada persamaan (A.33)
Dengan satuan vektor r1 dan θ1 merupakan arah dari peningkatan r dan θ (berlawanan arah jarum jam pada gambar 3.3). Magnitude resultannya ialah
Pada dua kasus spesial θ=0 dan ∏/2 pada persamaan (3.12) disebut Gauss-A (end-on) dan Gauss-B(side-on) posisi. Dari persamaan (3.12) maka
3.2.4 Anomali magnetik umum
Volume material magnetik dapat diasumsikan dengan keberagaman momen magnetik dari setiap atom dan dipole. Potensial skalar saat P (lihat gambar 3.3 dan persamaan 3.13) dengan jarak dari dipole M (r>>1) ialah
Potensial pada seluruh bodi di titik luar bodi (gambar 3.4) ialah
Resultan medan magnet dapat diperoleh dari persamaan (3.11) dan (3.17), maka
Jika M adalah vektor konstan dengan arah ,maka operasinya
[Persamaan (A.18)] dan
Medan magnetik pada persamaan (3.20), maka total medan F adalah
dengan arah Fe dan F(ro) tidak serupa. Jika F(ro) lebih kecil dibandingkan Fe atau jika bodi tidak memiliki residual magnetisasi, F dan Fe akan mengarah ke arah yang sama. Dimana F(ro) merupakan fraksi (25% atau lebih) dari Fe dan memiliki arah yang berbeda, komponen F(ro) pada arah Fe, Fd, menjadi [persamaan (3.20)]
Dimana f1 adalah vektor satuan dengan arah Fe (3.3.2a). Jika magnetisasi terinduksi oleh Fe,
maka
Masalah interpretasi magnetik jelas lebih kompleks dibandingkan dengan problem gravity karena adanya medan bipolar (2.2.3)
Potensial magnetik A, seperti potensial gravitasi U, sinkron dengan persamaan Laplace dan Poisson. Dengan metode persamaan derivatif (2.12) dan (2.13), kita dapat
P adalah kuat medan kutub positif per satuan volume pada titik a. Medan F memproduksi reorientasi parsial sepanjang arah medah yang sebelumnya. Hal ini menyebabkan
berpisahnya kutub positif dan negatif. Contohnya, komponen x dari F yang terpisah diantara kedua kutub +q dan –q dengan jarak sepanjang sumbu x dan menyebabkan kuat kutub positif untuk masuk ke permukaan pada gambar A.2a.karena kuat
kutub berlawanan arah pada kuat kutub positif persatuan volume (p) dibuat pada titik a dengan medan F = , maka
Pada medium non magnetik, M=0 dan
3.2.5 Hubungan Poisson
Jika kita memiliki satuan volume tak hingga dengan momen magnetik dan denstitas p, kemudain pada titik a, kita dapat persamaan (3.16)
Dari persamaan (2.3a) (2.5) dan (A.18), komponen g pada arah
Kemudian
Pada Medan
Dimana untuk komponen F pada arah , hal ini menjadi
Pada partikular, jika M vertikal, maka komponen vertikal F menjadi
Hubungan diatars digunakan untuk membuat peta pseudogravity dari data magnetik
3.3 Magnetisasi Bumi
3.3.1 Medan Geomagnetik Alami
Selama fokus eksplorasi geofisika, medan geomagnetik pada bumi terbagi menjadi tiga bagian:
1. Medan Utama, yang variasi nya relatif lambat dan merupakan internal origin
2. Medan kecil (dibandingkan dengan medan utama), yang variasinya relatif lebih cepat dan origin nya diluar bumi
3. Variasi spasial dari medan utama, yang biasanya lebih kecil dari medan utama, mendekati konstan pada waktu dan jarak, dan disebabkan oleh anomali magnetik lokal dekat permukaan kerak bumi. Berikut merupakan target dari prospektif
magnetik.
3.3.2. Medan Utama
(a) medan magnetik bumi. jika batang besi yang belum termagnetisasi digantungkan pada pusat gravitasi, maka batang besi tersebut akan bergerak bebas ke semua arah, dan jika medan magnetik lainnya diabaikan, maka dapat diasumsikan arah medan magnetik total bumi. Arah tersebut biasanya tidak horizontal di sepanjang garis meridian geografis. Magnitud medan tersebut Fe, inklinasi (atau dip) batang dari horizontal, I , dan sudutnya dengan utara geografis (deklinasi), D, mendefinisikan medan magnetik utama.
Elemen Magnetik (Whitham, 1960) diilustrasikan pada gambar 3.5. Medan dapat juga dideskripsikan sebagai komponen vertikal Ze, dengan arah positif ke bawah, dan komponen horizontal He yang selalu bernilai positif, Xe dan Ye merupakan komponen
He, dengan nilai ke utara dan timur. Elemen tersebut saling berhubungan maka
Bagaimana dinyatakan sebelumnya, ujung dari jarum yang dips nya mengarah ke atas pada lintang utara atau kutub positif, dan ujung dari jarum yang mengarah ke bawah pada lintang selatan merupakan kutub negatif.
Pada peta ditampilkan garis deklinasi, inklinasi, intensitas horizontal atau yang dikenal dengan peta isomagnetik (gambar 3.6). isogonic, isoclinic, dan peta isodynamic dan dilambangkan dengan deklinasi D, inklinasi I dan nilai Fe, He, Ze. Dengan catatan inklinasi ialah besar (dengan Ze>He) untuk mayoritas massa daratan bumi, yang
koreksinya tidak menjadi variasi lintang Fe dan Ze (=4nT/km) kecuali untuk survey yang mencakup rentang yang luas. Secara keseluruhan medan magnetik tidak mencerminkan variasi pada permukaan geologi, seperti pegunungan, punggung laut, atau sabuk gempa, jadi sumber medan utama berada pada lokasi di dalam bumi. Medan geomagnetik
menyerupai dipole kutub magnetik utara dan selatan yang berlokasi pada 75N, 101W dan 69S,145E. Dipole berada sekitar 300 km dari pusat bumi menuju Indonesia dan sudut inklinasi sebesar 11.5 terhadap sumbu bumi. bagaimanapun medan geomagnetik lebih rumit dibandingkan medan pada dipole sederhana. Titik dimana jarum dip vertikal kutub dip bekisar pada 75N,101W dan 67S,143E.
Magnitude Fe pada kutub magnetik utara dan selatan sebesar 60 dan 70 μT. Nilai minimum sekitar 25 μT berada pada Brazil Selatan, Atlantik Selatan. Pada beberapa lokasi, Fe lebih besar dari 300 μT karena dekat dengan permukaan unit magnetik. Garis inklinasi nol (magnetik ekuator, dengan Z=0) tidak pernah lebih dari 15 derajat dari ekuator bumi. Deviasi terbesar berada pada Amerika Selatan dan Pasifik Timur. Pada Afrika dan Asia sedikit lebih utara dari ekuator.
(b) medan utama origin. Analisis harmonik melingkar pada pengamatan medan magnetik menyimpulkan bahwa 99% sumber berada di dalam bumi. Teori saat ini menyatakan bahwa medan utama disebabkan oleh arus konveksi dari sirkulasi konduksi material pada inti luar yang bersifat liquid (pada kedalaman 2,800 sampai 5000 km). Inti bumi diasumsikan merupakan campuran dari besi dan nikel yang merupakan konduktor yang baik. Sumber magnetik diibaratkan sebuah dinamo yang mengkonduksi perpindahan fluida secara kompleks disebabkan oleh konveksi. Data paleomagentik menunjukkan bahwa medan magnetik selalu kira-kira sepanjang sumbu putar bumi, yang mengartikan bahwa gerak konvektif digabungkan dengan putaran bumi.Saat ini eksplorasi medan magnetik pada planet lain dan satelitnya menyediakan perbandingan yang menarik dengan medan bumi.
(c) Variasi Sekular medan utama. 400 tahun berlalu ilmu yang mempelajari medan bumi telah berkembang. Sudut inklinasi telah berubah sekitar 10 derajat (75 ke 65) dan perubahan deklinasi sekitar 35 derajat (10 E ke 25 W dan kembali ke 10 W) selama durasi tersebut.
Medan magnetik bumi juga berbalik arah beberapa kali. Waktu periodik untuk terjadi berbalik medan dikenal dengan magnetochromografi time scale.
3.3.3 Medan magnetik eksternal
Sebagian besar puing-puing medan geomagnetik muncul dengan asosiasi arus listrik pada batas terionisasi pada atmosfir bagian atas. Variasi waktu pada porsi ini tergolong lebih cepat dibandingkan dengan medan utama (permanen). Beberapa efeknya antara lain: 1. Siklus durasi 11 yang berkorelasi dengan aktivitas
2. Variasi sinar matahari harian dengan periode 24 jam dengan rentang sekitar 30 nT yang bervariasi dengan lintang dan musim, dan kemungkinan dikendalikan oleh angin matahari pada arus ionosfer
3. Variasi bulan dengan periode 25 jam dan amplitudo sebesar 2 nT yang bervariasi siklis sepanjang bulan dan berhubungan dengan interaksi bulan-ionosfer
4. Badai magnetik yang gangguan transien dengan ampitudo hingga 1000 nT pada sebagian besar lintang dan bahkan lebih besar pada daerah kutub dimana berinteraksi dengan aurora. Meskipun tidak menentu, hal tersebut sering terjadi pada interval 27 hari dan berkorelasi dengan aktivitas sinar matahari. Pada puncak badai magnetik (yang berlangsung selama beberapa hari), penerimaan sinyal radio jarak jauh dipengaruhi dan pengamatan magnetik menjadi tidak praktis
Variasi waktu dan ruang pada medan utama bumi tidak berpengaruh secara signifikan pada prospektif magnetik kecuali pada keadaan badai magnetik. Variasi diurnal dapat dikoreksi dengan magnetometer base-stasiun. Variasi lintang (=4 nT/km) membutuhkan koreksi hanya untuk resolusi tinggi, lintang yang besar, atau survey skala yang besar.
3.3.4 Anomali Magnetik Lokal
Perubahan lokal pada hasil medan utama dari variasi pada kandungan mineral magnetik pada batuan dekat permukaan. Anomali tersebut kadang-kadang cukup besar untuk menggandakan medan utama. Hal ini biasanya tidka bertahan pada jarak yang jauh, kemudian peta magnetik umumnya tidak menunukkan fitur regional skala besar (meskipun Perisai Canadian, contohnya menunjukkan kontras magnetik pada Western Plains / dataran barat). Sumber anomali magnetik lokal tidak berada pada lokasi yang sangat dalam, karena suhu dibawah 40 km harus diatas Curie Point, suhu yang (=550 C) pada batuan yang kemagnetannya kecil. Demikian, anomali lokal harus terkait dengan fitur diatas kerak.
3.3.5. Magnetisasi Batuan dan Mineral
Anomali magnetik disebabkan oleh mineral magnetik ( umunya magnetite dan pyrrhotite) yang terkandung pada batuan. Mineral magnetis penting secara mengejutkan jumlahnya sedikit. Substansi dapat dibagi atas dasar perilaku substansi tersebut pada medan
eksternal. Substansi tersebut merupakan diamagnetik jika medannya didominasi oleh atom dengan orientasi orbit elektron untuk melawan medan eksternal, yang jika menunjukkan suseptibilitas negatif. Diamagnetis akan berlaku hanya jika momen net magnetik dari setiap atom bernilai nol saat H sama dengan nol. Material diamagnetik bumi yang paling umum adalah grafit, marble, kuarsa, dan garam. Saat momen magnetik tidak bernilai nol saat H sama dengan nol, suseptibilitas bernilai positif dan zat tersebut merupakan paramagnetik. Efek dari diamagnetis dan kebanyakan paramagnetis ialah lemah.
Elemen paramagnetik tertentu seperti besi, kobalt, dan nikel memiliki interaksi magnetik yang kuat saat menyelaraskan dalam wilayah yang cukup besar yang disebut domain. Efek ini disebut dengan ferromagnetis dan bekisar 10^6 kali lipat dari efek diamagnetis dan paramagnetis. Ferromagnetis berkurang saat temperatur meningkat dan hilang
sepenhnya saat temperatur Curie. Namun mineral feromagnetik sukar untuk ditemukan di alam.
Domain dalam beberapa material dibagi menjadi beberapa subdomain yang arahnya berlawanan sehingga momennya dihilangkan, meskipun hal tersebut dianggap ferromagetik, nilai suseptibilitasnya relatif kecil. Zat tersebut dikenal dengan antiferromagnetik. Contoh umunya adalah hematite.
Pada beberapa material, subdomain magnetik saling berlawanan tetapi net momennya tidak bernilai nol, baik karena salah satu set subdomain memiliki keselarasan magnetik yang kuat dibandingkan yang lain karena ada beberapa subdoain dari satu tipe dengan yang lain. Zat ini dikenal dengan ferrimagnetik. Contoh pertama dari tipe tersebut antara lain magnetite dan titanomagnetit, oksida besi dan titanium. Pyrrhotite merupakan tipe kedua mineral magnetik. Umumnya semua mineral magnetik merupakan ferrimagnetik. 3.3.6 Magnetisasi Remanen
Pada banyak kasus, magnetisasi batuan bergantung pada medan geomagnetik saatini dan kandungan mineral magnetik. Magnetisasi residual (disebut natural remanent
magnetization, NRM) kerap berkontribusi untuk magnetisasi total, termasuk arah dan amplitudo. Efek hal tesebut rumit karena NRM bergantung pada sejarak magnetik batuan. Magnetisasi remanen alami mungkin karena beberapa sebab. Antara lain:
1. Thermoremanen Magnetisasi (TRM), yang hasilnya saat material magnetik
Arahnya bergantung pada arah pada medan saat waktu dan tempat batuan tersebut didinginkan. Hal ini merupakan mekanisme umum untuk magnetisasi residual pada batuan beku.
2. Detrital Magnetisasi (DRM), yang terjadi selama pengendapan yang lambat pada partikel halus-berbutir pada kehadiran medan eksternal. Lempung yang bervariasi menunjukkan jenis remanen tersebut.
3. Chemical Remanen Magnetisasi (CRM), yang lokasinya saat butir magnetik
bertambah ukurannya, atau berubah dari satu bentuk ke bentuk lain sebagai hasil dari reaksi kimia di bawah titik Curie. Proses ini dapat terjadi secara signifikan pada batuan sedimen dan metamorf.
4. Isothermal Remanen Magnetisasi (IRM), yang residualnya tersisa mengikuti pengurangan medan eksternal (gambar 3.2)
5. Viscous Remanent Magnetisasi (VRM), yang dihasilkan dari eksposur panjang pada medan eksternal
Ilmu yang mempelajari sejarah magnetik bumi (paleomagnetism) mengindikasikan bahwa medan bumi memiliki magnitude yang bervariasi dan polaritas yang kerap berbalik arah (Strangway, 1970). Paleomagnetism membantu mengukur umur batuan dan mengetahui perubahan pergerakan pada masa lampau, seperti rotasi lempeng. Metode laboratorium paleomagnetik dapat memisahkan residual dari magnetisasi yang terinduksi yang tidak dapat dilakukan di lapangan.
3.3.7 Suseptibilitas Magnetik Batuan dan Mineral
Suseptibiltas magnetik merupakan variabel yang paling signifikan pada magnetik. Hal ini serupa dengan densitas pada interpretasi gravity. Meskipun alat instrumentasi tersedia untuk mengukur suseptibilitas di lapangan, alat tersebut hanya dapat digunakan untuk singkapan atau sampel batuan, dan beberapa pengukuran tidak terlalu membutuhkan nilai suseptibilitas bulk.
Dari gambar 3.2 nilai k tida konstan untuk material magnetik; jika H meningkat maka k ikut meningkat dengan cepat mencapat nilai maksimum dan kemudian berkuran gmenjadi nol. Karena mineral ferrimagentik, seperti magnetite merupakan sumber utama pada anomali magnetik lokal, ada beberapa hubungan kuantitatif antara suseptibilitas batuan dan konsentrasi Fe3O4.
Tabel 3.1 mendata suseptibilitas magnetik pada setiap variasi batuan. Batuan sedimen memiliki rata suseptibilitas yang paling rendah sedangkan batuan beku memiliki rata-rata yang paling tinggi. Pada setiap kasus, suseptibilitas bergantung hanya pada jumlah mineral ferrimagnetik, umumnya magnetite, kadang-kadang titano-magnetite atau pyrrhotite.
3.3.8 Pengukuran Suseptibiltas Magnetik
(a) Pengukuran k. Mayoritas pengukuran k melibatkan perbandingan antara sampel dengan standarnya. Metode laboratorium sederhana membandingkan defleksi yang diproduksi pada tangent magnetometer dengan sampel yang telah disiapkan (baik inti bor maupun serpihan batuan dalam tabung). Suseptibilitas dari sampel dapat ditemukan dari perbandingan defleksi
Dengan ds dan dstd merupakan defleksi dari sampel dan standarnya. Sampel harus memilikki ukuran yang sama.
Metode perbandingan setara mengunakan jembatan induktansi (Hague, 1957) memiliki beberapa kumparan inti udara dari penampang yang berbeda untuk mengakomodasi sampel dengan ukuran yang berbeda. Sampel yang dimasukkan ke dalam salah satu
kumparan dan jembatan keseimbangan dibandingkan dengan jembatan keseimbangan yang didapat dari sampel standar yang terdapat dalam kumparan.
(b) Pengukuran Magnetisasi Remanen. Pengukuran suseptibilitas remanen secara umum lebih rumit dibandingkan dengan k. Satu metode menggunakan magnetometer astatic, yang mengandung dua magnet yang momennya paralel satu sama lain pada bidang horizontal yang sama dengan kutub yang berlawanan.
Instrumen lain yang digunakan untuk analisis komponen residual adalah magnetometer spinner. Sampel batuar diputar dengan kecepatan tinggi yang dekat dengan kumparan dan arusnya merupakan arus AC. Fasa dan intensitas pada sinyal kumparan dibandingkan dengan referensi sinyal dengan sistem rotasi. Momen total dari sampel didapat dari memutarnya dengan sumbu yang berbeda.
Instrumentasi kriogenik yang digunakan untuk menentukan dua sumbu magnetisasi remanen ditemukan oleh Zimmerman dan Campbell, 1975 dan Weinstock dan Overton, 1981. Alat tersebut memiliki sensitifitas yang tinggi karena momen magnetik yang tinggi dan nois/ gangguan yang rendah saat suhu superkonduksi.
3.4 Instrumen di lapangan untuk menghitung magnetic 3.4.1 Dasar
Biasanya sensitivitas instrument magnet adalah sekitar 1 dan 10 nT , dan jarang sekali totalnya lebih dari 50,000 nT. Magnetometer mempunyai tingkat sensitivitas sebesar 0.001 nT. Beberapa magnetometer menghitung medan absolute , meskipun hal ini bukan termasuk dari keuntungan survey magnetic.
Instrument terus dikembangkan yang dari awalnya hanya dapat menghitung dip I dan
deklinasi D sekarang dkembangkan untuk mengukur Ze dan He. Dan instrument modern yang
paling sering digunakan sekarang adalah fluxgate , proton-precession, dan optical-pump magnetometer.
3.4.2 Fluxgate Manetometer
Alat ini awalnya dikembangkan saat Perang Dunia II sebagai pendeteksi kapal selam. Fluxgate magnetometer pada dasarnya terdiri dari inti dari bahan magnetik, seperti mu-logam, permalloy, atau ferit , yang memliki permeabilitas yang sangat tinggi di medan magnetic rendah.
dalam desain yang paling umum, dua core yang masing-masing digulung dengan kumparan primer dan sekunder, dua rakitan yang sedekat mungkin identik dan dipasang paralel
sehingga gulungannya akan berlawanan. Dua gulungan utama saling terhubung dan terenergi dengan frekuensi rendah (50 sampai 1000 Hz) yang dihasilkan oleh sumber arus konstan. Arus maksimum cukup untuk memagnetisasi inti untuk bersaturnasi.
Efek dari saturnasi di elemen fluxgate diilustrasikan dalam Figure 3.7. di dalam ketidakharian suatu medan magnetic ekstrnal , saturnasi dari inti akan simetris dan
berlawanan tanda dekat dengan puncak dari setiap setengahlingkaran , jadi output dari dua gulungan sekunder akan gagal.
Untuk meningkatkan rasio signal-to-noise dalam perhitungan fluxgate , yang harus dilakukan adalah:
a. dengan sengaja mentidakseimbangan dua elemen, lonjakan tegangan yang hadir dengan atau tanpa medan ambient.
kehadiran medan bumi meningkatkan tegangan dari satu polaritas lebih dari yang lain dan perbedaan ini terus diperkuat.
b. karena harmonik ganjil dibatalkan dalam satu set core, harmonik genap diperkuat untuk tampil sebagai sinyal positif atau negatif, tergantung pada polaritas medan bumi.
c. banyak dari medan ambient dibatalkan dan variasi sisanya terdeteksi dengan sekunder tambahan berliku
d. umpan balik negatif dari output amplifier digunakan untuk mengurangi efek dari medan listrik
e. dengan menyetel output dari gulungan sekunder dengan kapasitansi, harmonik kedua sangat meningkat
ada beberapa sumber fundamental dari suatu eror di dalam instrument fluxgate yaitu yang menjadi sifat dari dua inti , termal dan noise goncangan di dalam inti , drift di circuit biasing , dan sensitivitas temperature ( 1nT/ ̊C atau kurang ). Kerugian ini kecil dibandingkan dengan keuntungannya , tanpa orientasi azimuth , enteng (2 sampai 3 kg) , ukurannya kecil m sensitivasnya beralasan.
3.4.3 Proton-Precession Magnetometer
Instrument ini dikembangkan dari penemuan tentang resonansi magnetic nuklir sekitar tahun 1945.
Proton-precession magnetometer tergantung dari perhitungan frekuensi free-precessiondari proton (hydrogen nuclei) yang sudah terpolarisasi dalam arah aproximal normal kearah medan bumi.
Saat polarisasi , medan mendadak bergerak , presesi proton di medan bumi berputar diatas. Analoginya ditunjukan di figure 3.9 .
Presesi proton saat di kecepatan angular 𝜔 atau yang dikenal sebagai frekuensi larmor precssion yang proporsional dengan medan magnet , jadi
𝛾𝑝 adalah rasio gyromagnetic dari proton
Kita dapat mendeteksi medan magnet dengan :
Komponen khas dari magnetometer ini adalah sumber dari proton , polarisasi medan magnet yang jauh lebih kuat dari bumi dan arahnya normal , coil pickup ditambah ke sumber, amplifier untuk meningkatkan waktu tegangan diinduksi dalam kumparan pickup, dan alat pengukur frekuens.memiliki perbedaan frekuensi sebesar 0.4 Hz untuk sensitivitas instrument 10 nT.
Skematik diagram dari magnetometer ini ditunjukan di figure 3.10
Perhitungan frekuensi bias didapatkan dengan menghitung siklus presesi dalam waktu interval ang tepat atau dengan membandingkan mereka dengan frekuensi generator yang stabil.
Sensitivitas proton-precession magnetometer cukup besar yaitu sekitar 1nT. Kerugian dari magnetometer ini hanyalah total medan saja yang bias dihitung. Ini juga tidak dapat merekam sejara menerus karena membutuhkan waktu untuk membacanya.
Tapi proton-precession magnetometer sekarang adalah instrument dominan untuk aplikasi di ground dan airborne.
3.4.4 Optically Pumped Magnetometer
Ragam dari instrument sainstifik dan teknik sudah dikembangkan menggunakan energy yang menransfer electron atomic dari satu level energy ke lainnya. optically pumped magnetometer adalah salah satu dari aplikasinya. Prinsip kerja dari magnetometer ini digambarkan di figure 3.11
untuk membuat perangkat ini menjadi magnetometer. perlu untuk memilih atom yang memiliki sublevel energi magnetik yang sesuai spasi untuk memberikan ukuran medan magnet lemah bumi
elemen yang telah digunakan untuk tujuan ini termasuk cesium, rubidium, sodium, dan helium.
pertama setiap tiga memiliki elektron tunggal di kulit terluar yang berputar sumbu terletak baik paralel atau antiparalel ke medan magnet luar,
dua orientasi ini sesuai dengan A1 tingkat energi dan A2, adn ada perbedaan dari satu kuantum momentum sudut antara paralel dan antiparalel. balok penyinaran adalah sirkuler terpolarisasi sehingga foton dalam berkas cahaya memiliki sumbu putar tunggal.
atom dalam sublevel A1 yang dapat dipompa ke B mendapatkan onc kuantum oleh
penyerapan, sedangkan dalam A2 telah memiliki momentum yang sama dengan B dan tidak dapat melakukan transisi
figure 3.12 adala diagram seismatik dari rubidium-vapor magnetometer. Cahya dari Rb lamp terpolarisasi sirkulasi menjad iluminasi sel vapour Rb setelah direfokuskan di photocell. Presensi frekuensi dihasilkan dari variable intensitas cahaya yang terkedipkan saatfrekuensi larmor. Jika signal photosell diperkuat dan dikembalikan ke kumparan pada sel, system coil-amplifier menjadi oscillator dimana frekuensi v adalah :
Karena 𝛾𝑒 adalah rasio gyromagnetic dari electron , dan dikenal sebagai sebuah presisi 1bagian di 107 dan karena frekuensi tinggi relative terlibat , membuat hal ini tidak begitu sulit
3.4.5 Gradiometer
Sensitivitas dari optically pumped magnetometer jauh lebih besar dari normalnya yang dibutuhkan untuk prospecting. Sejak tahun 1965 , optically pumped rubidium dan cesium-vapor magnetometer sudah ditingkatkan dan dipakai di gradiometer udara. Terdapat dua detector m yang vertical dan berjarak 35m , dan menghitung gradien total medan dF/dz. Sensitivitasnya di reduksi dengan pitch dan yaw dari dua burung. perbaikan besar dilakukan oleh survei geologi canada dengan mengurangi pemisahan vertikal untuk 1 hingga 2 m dan menggunakan koneksi lebih kaku antara pengukuran sensor gradien juga dibuat dalam survei tanah
dua sensor pada staf dalam sistem scintrex MP-3 proton-magnetometer system. 3.4.6 perekaman instrument
Hasil dari magnetometer di udara ditunjukan/dibuat dengan pena recorder. Untuk
mendapatkan kedua sensitivitas yang tinggi dan jarak yang lebar , grafik akan membolak kembali sering untuk mencegah pena dari berjalan dari kertas. Sekarang perekaman
dilakukan secara digital , tetapi secara analogy , display atau tampilan jugadibuat saat survey. Beberapa instrumenjuga dapat merekam pembacaan magnetometer , koordinat stasiun , koreksi diurnal ,geologi dan terrain data secara digital.
3.4.7 kalibrasi magnetometer
Magnetometer harus dikalibrasi dengan menempatkan mereka di orientasi variable medan magnet yang pas atau mudah diketahui . kalibrasi yang dikenal adalah metode Helmholtz coil . dimana N adalah pasangan coil yang identik , I adalah arus , a adalah diameter cylinder.
I dalam microampere , H dalam nanotesla , a dalam meter. Karena H sangt bervariasi berdasarkan arusnya maka :
3.5.1. Pendahuluan
Eksplorasi magnetik dilakukan pada daratan, lautan, dan udara. Untuk area yang cukup luas, survey biasanya menggunakan magnetometer airborne.
Pada eksplorasi minyak, magnetisasi airborn (sepanjang permukaan gravitasi) dilakukan sebagai awal pekerjaan seismik untuk mengetahui kedalaman, topografi, dan karakteristik batuan basement. Karena suseptibilitas batuan sedimen relatif kecil, maka respon batuan beku berada di bawah batuan sedimen.
Penyelidikan airborne pada mineral biasanya dikombinasikan dengan airborne EM. Metode ini biasanya tidak langsung, karena target utama nya ialah pemetaan geologi bukan penyelidikan mineral.
3.5.2. Survey Magnetic Airborne
(a) pendahuluan. Di Kanada dan beberapa negara lainnya, pemerintah telah melakukan survey untuk membuat peta aeromagnetik dengan skala 1 mile sampai dengan inch yang tersedia pada setiap nominal. Area yang luas di semua belahan dunia juga telah disurvey untuk eksplorasi minya dan mineral.
Sensitivitas magnetometer airborne umumnya lebih besar dibandingkan dengan eksplorasi di darat sekitar 0.01 nT berbanding 10 sampai 20 nT.
(b) Pemasangan Instrumentasi. Disamping untuk stabilisasi , ada beberapa problem saat pemasangan detektor sensitif magnetik di pesawat, karena yang terakhir memiliki medan magnetik yang rumit. Detektor ditempatkan pada kontainer silindris atau yang dikenal dengan bird yang terhubung dengan kabel sepanjang 30 sampai 150m. Bird kira-kira berada sejauh 75m lebih dekat dengan tanah dibandingkan dengan pesawat. Dan digambarkan pada gambar 3.13
(c) Stabilisasi. Karena magnetometer presisi-proton dan pompa optik mengukur medan total, problem orientasi stabil pada elemen adalah minor. Sinyal amplitudo menjadi sekitar 5 derajat. Stabilisasi dari magnetometer fluxgate lebih sulit, karena elemen sensornya harus tepat pada sumbu F
(d) Pola penerbangan. Survey aeromagnetik hampir selalu mengandung garis paralel (gambar 3.13c) terletak dimana saja dari 100 m sampai beberapa kilometer jauhnya. Ketinggian biasanya secara terus menerus direkam oleh radio atau altimeter barometric. Hal tersebut merekam perubahan medan bumi terhadap waktu dengan memasang magnetometer di tanah.
Survey drape / menggantung. Yang menghitung konstanta mengikuti topografi yang biasanya menggunakan helikopter. Kerap kali diasumsikan bahwa survey drape
meminimalisir efek medan magnetik, tetapi Grauch dan Campbell (1984) membantahnya. Menggunakan model magnetisasi gunung yang serama dengan empat profil (satu level, dan yang lainnya pada daratan yang berbeda) akan menampilkan efek medan.
Bagaimanapun Grauch dan Campbell merekomendasikan survey drape dengan level penerbangan yang tinggi, karena senstitifitas yang tinggi terhadap target yang kevil. Kekurangan survey ialah biayanya yang mahal, probelm operasioal, serta teknik interpretasi yang kurang mumpuni.
(e) Efek variasi jalur penerbangan. Perbedaan altitude antara batas terbang dapat mengakibatkan pola herringbone pada data magnetik. Bhattacharyya (1970) mempelajari eror dari deviasi penerbangan melalui target tanggul ideal (prisma)
(f) lokasi pesawat. Metode sederhana dari menentukan lokasi pesawat di setiap waktu dengan ptokan lokasi tanah, bertujuan agar pilot dapat mengontrol jalur penerbangannya dengan menggunakan fotografi aerial, ketika kamera mengambil gambar pada klise film untuk menentukan lokasinya kemudian. Foto dan data magnetik akan secara simulkan diinput ke dalam interval.
(g) Koreksi data magnetik. Data magnetik dikoreksi terhadap drift, ketinggian, dan perbeedaan lokasi pada perpotongan garis pada akar terkecil. Koreksi alat biasnaya bukan merupakan masalah penting, terutama dengan proton dan magnetometer pompa optik yang pengukurannya menghasilkan nilai yang absolut.
Nilai dari medan magnet bumi biasanya dikurangi dari nilai pengukuran, medan bumi biasanya telah dimodelkan pada International Geomagnetic Reference Field (IGRF). Magnetometer pada stasiun base sering digunakan untuk mengukur pengaruh variasi diurnal. Perubahan posisi gradiometer horizontal membantu untuk mengurangi secara secapt variasi temporal; pengukuran gradien tidak mencantumkan efek diurnal.
(h) kelebihan dan kekurangan magnetik airborne. Survey airborne sangat mumpuni untuk melaukan pengintaian karena biaya yang murah per kilometer (pada tabel 1.2) dan kecepatan yang tinggi. Kecepatan tidak hanya mengurangi biaya, tapi juga mengurangi pengaruh dari variasi waktu terhadap medan magnetik. Data yang didapat akan lebih halus dengan tahap interpretasi yang lebih mudah. Akhirnya, aeromagnetik dapat digunakan di atas air dan di daerah yang tidak dapat ditempuh melalui jalur darat. Kekurangan dari aplikasi magnetik airborne ialah pada eksplorasi mineral. Biaya operasional yang tinggi untuk melakukan survey area yang kecil. Redaman fitur dekat permukaan cenderung menjadi target dalam survey yang menajdi keterbatasan dalam eksplorasi mineral.
(a) dasar. Survey magnetic di tanah atau daratan sekarang hampir pasti menggunakan magnetometer proton-precession portable. Aplikasi utamanya untuk mensurvey mineral secara detail , magnetic tanah juga dapat digunakan untuk menindaklanjuti geokimia untuk peninjauan base-metal. Jarak antar stasiunnya baisanya 15 sampai 60 m. Sekarang
kebanyakan survey daratan/tanah menghitung total medan, tetapi komponen vertical instrument fluxgate juga digunakan , terkadang perhitungan gradiometer juga dibuat. (b) koreksi. dalam pekerjaan yang tepat, baik pembacaan ulang harus dilakukan setiap beberapa jam di sebuah stasiun sebelumnya diduduki atau magnetometer rekaman base station harus dipekerjakan . Ini memberikan koreksi untuk variasi diurnal dan tidak menentu dari medan magnet
Namun tindakan pencegahan seperti tidak perlu yang paling prospeksi mineral karena anomali besar ( >500nT ).
Terlepas dari efek diurnal , reduksi / koreksi membutuhkan data yang signifikan. Variasi gradien vertical dari aprroximal , 0.03 nT/m di kutub , 0.01 nT/m di ekuator magnetic. Variasi lintang > 6 nT/km
Topography bisa berpengarung dalam magnetic tanah tetapi tergantung dengan beberapa situasi, ada hal yang membuat topography tidak terlalu berpengaruh ( contohnya , formasi sedimen dengan susceptibilitas rendah) dimana tidak ada distorsi medan yang teramati. Koreksi medan dapan mereduksi hasil perhitungan untuk permukaan yang tidak teratur , menggunakan series taylor :
3.5.5 survey gradiometer
Gradien dari F biasanya dihitung dari peta kontur magnetic dengan bantuakn dari template. manfaatnya yang cukup besar dalam mengukur gradien vertikal langsung di lapangan.
Dengan sensitivitas instrument 1 nT m dan perbedaan elefasi 1 m , vertical gradiennya adalah
Dimana F1 dan F2 adalah pembacaan dari elevasi tertinggi dan terendah , sedangkan ∆z adalah jarak pemisahan.
Diskriminasi antar anomaly ditingkatkan di perhitungan gradien. Efek dari variasi diunal dapat diminimalisir , dimana ini adalah keuntungan dari lintang tinggi magnetic. Estimasi kedalaman yang baik bisa didapat dari profil pertama vertical-derivative. Untuk kontak vertical , setengah dari pemisahan antara hasil maximum dan minimum sama dengan kedalaman. Perhitungan gradiometer juga dapat dipakai untuk mengkalkulasi medan yang kontinu.
Menurut Hood dan McClure tahun 1965 , perhitungan gragiometer daratan / tanah bisa dipakai untuk mencari deposit emas di barat Canada. Gradiometer juga dapat digunakan untuk mencari suts arkeologi dan artefak, dan mempetakan struktur tempat pengendapan batuan .
pengaturan ini memungkinkan penghapusan variasi temporal yang cepat sehingga anomali spasial kecil dapat diartikan dengan keyakinan yang lebih tinggi
Mata Kuliah Gaya Berat dan EM Program Studi Teknik Geofisika
Fakultas Teknik Pertambangan dan Perminyakan
TUGAS RANGKUMAN METODE MAGNETIK
Oleh
MUHAMMAD IQBAL TAWAKKAL S3112003
INSTITUT TEKNOLOGI BANDUNG 2014
