5
BAB II
TINJAUAN PUSTAKA
2.1 Kondisi Geologi Daerah Penelitian 2.1.1 Daerah Penelitian
Secara. geografis, daerah penelitian.. berada pada. koordinat 4.50-6.00 LS dan 1350- 136.50 BT dengan kedalaman sekitar 30-90 meter. Wilayah penelitian ini terletak di perairan Arafura mulai dari kepulauan Aru daerah Papua bagian selatan sampai wilayah Merauke Papua batas tepi pantai Benua Australia Utara, yang meliputi landas kontinen Arafura-Sahul (Gambar 2.1).
Gambar 2.1 Daerah Penelitian Cekungan Akimeugah [6].
6 2.1.2 Geologi Regional Cekungan Akimeugah
Pada Indonesia bagian timur terdapat cekungan Akimeugah yang terbentuk akibat pertemuan tiga lempeng konvergen yaitu lempeng Eurasia, lempeng benua Indo- Australia yang bergerak ke utara, dan lempeng samudera Pasifik yang bergerak ke barat. Dasar. Laut Arafura. yang merupakan laut dangkal bersama dengan dataran rendah papua selatan membentuk paparan Arafura yang tersusun oleh bongkah (blok) kaku (rigid), dimana struktur geologi yang berkembang berarah timurlaut- baratdaya (NE-SW) terdiri atas sesar normal dan sesar anjak dan merupakan bagian dari lempeng benua Australia [7]. Secara umum, pola struktur geologi pada daerah penelitian di Cekungan Akimeugah dipengaruhi oleh tiga struktur utama yang ada pada daerah Indonesia Timur. Pola yang pertama adalah patahan anjak dan lipatan busur Tengah Papua (Central Fold dan Thrust Belt), pola yang kedua adalah Lipatan Lengguru dan thrust belt, dan pola yang ketiga adalah Aru Trough.
Gambar 2.2 Struktur Regional Pulau Papua [8].
Sejarah tektonik Papua dimulai dengan pecahnya lempeng Australia dari Gondwana pada Mesozoikum. Pemekaran lantai samudera dimulai di paparan utara Australia pada 150-160 juta tahun lalu (Jura Tengah). Pengaruh rifting terlihat pada pengembangan cekungan bagian barat Papua. Salah satu hasilnya adalah
7
pembentukan graben Lengguru yang berorientasi di utara timurlaut – selatan baratdaya. Penyebaran endapan laut dalam pada Jura Tengah merupakan penanda yang penting dalam mengindikasikan awal onset batas kontinen pada pemekaran yang tergantikan oleh penurunan cekungan utama. Transgresi terjadi pada waktu yang sama diikuti dengan pengendapan Formasi Kembelangan Bawah. Sejarah tektonik kontinen Australia bagian utara pada Kapur awal – Tersiel awal mencerminkan interaksi konvergen antara Lempeng Benua Aaustralia dengan Lempeng Pasifik yang dimulai pada Oligosen [9]. Pada cekungan Akimeugah, elemen-elemen tektonik dibagi menjadi dua unit yaitu thrust fold belt pada bagian utara dan paparan stabil Australia pada bagian selatan. Kedua unit ini merupakan bagian dari Australia. Pada tahun 1992 Robertson Indonesia dan Pertamina membagi wilayah ini menjadi bagian dari Papua-Arafuru, bersama dengan pulau- pulau lainnya (Tanimbar, Kai, Seram, Buru dan Misool) yang dilandasi oleh kerak benua Australia. Secara struktur, cekungan Akimeugah ini didominasi oleh sistem rift ultra timurlaut-selatan baratdaya.
2.1.3 Stratigrafi Cekungan Akimeugah
Stratigrafi cekungan Akimeugah dikontrol. oleh proses. sedimentasi. batuan akibat proses tektonik. pembentukan. serta pergerakan lempeng benua Australia sejak masa NeoProterozoikum. hingga saat ini. Cekungan Akimeugah mecakup wilayah daerah sebelah baratdaya pulau Bathrust di Australia, sebelah timur laut pulau Aru, hingga pulau Yos Sudarso di wilayah Papua, Indonesia. Kondisi geologi saat ini, cekungan Akimeugah terletak pada dua wilayah yaitu perairan Indonesia dan perairan Australia pada kedalaman rata-rata 100 meter serta dikategorikan sebagai perairan yang dangkal.
Batuan dasar yang mengalasi semua batuan sedimen..pada ..cekungan ini terdiri dari batuan-batuan sedimen Resen sampai Pra Kambrium serta memiliki kemiripan dengan unit-unit stratigrafi di Cekungan Salawati dan Cekungan Bintuni. Batuan dasar terdiri atas gabro dan batuan metamorfosa Pra Kambrium. Diatas batuan dasar
8
tersebut secara tidak selaras ditempati oleh batuan berumur Perm, terdiri dari Dolomit Modio dan Formasi Aiduna. Diatas batuan Perm, secara selaras ditutupi oleh batuan klastik Mesozoikum (Formasi Tipuma, Formasi Kopai, Formasi Woniwogi, Formasi Piniya dan Formasi Ekmai), dan secara setempat diselingi oleh batuan karbonat. Formasi Ekmai tertutup secara tidak selaras oleh batugamping dan batuan-batuan sedimen klastik berumur Paleosen – Miosen (Formasi Waripi, Formasi Yawee bagian bawah, Anggota Adi dan Formasi Yawee bagian atas).
Secara tidak selaras diatasnya adalah serpih dan batulempung marin, setempat batuan karbonat dari Formasi Buru yang berumur Miosen Akhir sampai Plio- Pleistosen (Gambar 2.3) [10].
Gambar 2.3 Kolom Stratigrafi Cekungan Akimeugah [11].
Batuan dasar yang mengalasi semua batuan sedimen memiliki nilai densitas batuan berbeda-beda. Jika semakin dalam lapisan bawah suatu permukaan, maka akan
9
semakin tinggi nilai densitasnya batuannya. Adapun nilai densitas pada berbagai jenis batuan dapat dilihat pada Tabel 2.1 dibawah ini:
Tabel 2.1 Nilai Densitas Batuan [12].
Tipe Batuan Rentang Densitas (gr/cc) Densitas rata-rata (gr/cc) Batuan Sedimen
Overburden 1.92
Soil 1.20 - 2.40 1.92
Clay 1.63 - 2.60 2.21
Gravel 1.70 - 2.40 2
Sand 1.70 - 2.30 2
Sandstone 1.61 - 2.76 2.35
Shale 1.77 - 3.20 2.4
Limestone 1.93 - 2.90 2.55
Dolomite 2.28 - 2.90 2.7
Batuan Beku
Rhyolite 2.35 - 2.70 2.52
Andesite 2.40 - 2.80 2.61
Granite 2.50 - 2.81 2.64
Granodiorite 2.67 - 2.79 2.73
Porphyry 2.60 - 2.89 2.74
Quartz diorite 2.62 - 2.96 2.79
Diorite 2.72 - 2.99 2.85
Lavas 2.80 - 3.00 2.9
Diabase 2.50 - 3.20 2.91
Basalt 2.70 -3.30 2.99
Gabbro 2.70 - 2.50 3.03
Peridotite 2.78 - 3.37 3.15
Acid igneous 2.30 - 3.11 2.61
Basic igneous 2.09 - 3.17 2.79
Batuan Metamorf
10
Quartzite 2.50 - 2.70 2.6
Schists 2.39 - 2.90 2.64
Graywacke 2.60 - 2.70 2.65
Marble 2.60 - 2.90 2.75
Serpentine 2.40 - 3.10 2.78
Slate 2.70 - 2.90 2.79
Gneiss 2.59 - 3.00 2.8
Amphibolite 2.90 - 3.04 2.96
Eclogite 3.20 - 3.54 3.37
Metamorphic 2.40 - 3.10 2.74
2.1.4 Elemen Penting Dalam Sistem Jebakan Minyak (Petroleum System)
Kegiatan eksplorasi minyak dan gas bumi pada suatu cekungan selalu membutuhkan beberapa elemen-elemen penting dan proses-proses pada suatu sistem tertentu yang diduga mengandung hidrokarbon dan sistem ini biasanya disebut dengan sistem jebakan minyak (petroleum system). Adapun elemen penting yang terdapat dalam sistem jebakan minyak (petroleum system) terdiri atas [3]:
a. Batuan induk (Source rock)
Batuan induk atau source rock dikenal dengan endapan batuan sedimen yang mengandung banyak bahan organik yang apabila endapan tersebut tertimbun dan terpanaskan akan menghasilkan..minyak..dan..gas..bumi. Jenis batuan yang tergolong kedalam batuan induk adalah batu karbonat atau shale.
b. Batuan Reservoar (Reservoir rock)
Reservoir rock dikenal dengan batuan..yang..memiliki sifat porositas..dan..
permeabilitas..tinggi yang..dapat..menyimpan dan mengalirkan hidrokarbon ke tempat terakumulasinya hidrokarbon. Pada umumnya batuan yang tergolong kedalam reservoir rock adalah batu pasir (sandstone).
c. Jebakan (Trap)
Jebakan atau trap dikenal dengan suatu kondisi geometris yang menjebak suatu hidrokarbon didalam reservoir rock dengan tujuan supaya hidrokarbon tersebut
11
tidak keluar dan terakumulasi di dalam reservoir rock. Terdapat tiga jenis trap (jebakan) diantaranya adalah sebagai berikut:
1) Jebakan struktural (Structural trap)
Jebakan struktural merupakan jebakan yang paling sering ditemukan pada stuktur bawah permukaan dan jebakan ini terjadi karena adanya kejadian deformasi pada suatu lapisan hingga terbentuknya struktur lipatan dan patahan.
2) Jebakan stratigrafi (Stratigrafi trap)
Jebakan stratigrafi merupakan jebakan yang terjadi karena pengaruh variasi..
perlapisan..secara..vertikal..dan..lateral,..perubahan facies batuan serta ketidakselarasan litologi pada suatu lapisan reservoir dalam perpindahan minyak bumi.
3) Jebakan kombinasi (Combination trap)
Jebakan kombinasi merupakan jebakan gabungan antara jebakan stuktural dan jebakan stratigrafi. Jebakan ini merupakan..faktor..bersama..dalam membatasi..pergerakan atau jebakan minyak bumi.
d. Batuan Pelindung (Cap rock)
Batuan pelindung atau cap rock dikenal sebagai jenis batuan yang memiliki sifat porositas dan permeabilitas yang kecil, yang berbanding terbalik dengan sifat batuan reservoir rock. Batuan pelindung digunakan untuk melindungi hidrokarbon yang berada di dalam reservoir rock agar tidak berpindah ke bagian bawah suatu permukaan tanah.
e. Ketepatan Waktu Migrasi
Migrasi merupakan proses perpindahan atau transportasi hidrokarbon dari batuan induk menuju batuan reservoir. Dalam perpindahan ini terdapat beberapa proses migrasi diantaranya sebagai berikut:
1) Migrasi primer merupakan pergerakan hidrokarbon dari batuan induk menuju batuan reservoir.
2) Migrasi sekunder merupakan pergerakan hidrokarbon dari luar bagian batuan induk yang matang menuju trap.
3) Migrasi tersier merupakan pergerakan hidrokarbon yang sudah terakumulasi.
12 2.2 Metode Gayaberat
Gayaberat merupakan suatu metode dalam geofisika yang digunakan untuk mengetahui kondisi geologi bawah permukaan, baik perubahan yang terjadi secara lateral maupun vertikal yang berdasarkan parameter fisis rapat massa (densitas) batuan [13]. Metode ini menjelaskan tentang anomali gayaberat muncul karena adanya variasi rapat massa batuan yang menggambarkan struktur geologi di bawah permukaan bumi. Adanya variasi rapat massa batuan di suatu tempat dengan tempat lain, menimbulkan medan gayaberat yang tidak merata dan perbedaan ini yang terukur di permukaan bumi. Akibat perbedaan gayaberat yang terukur di permukaan bumi relatif kecil maka digunakan alat ukur yang mempunyai ketelitian yang cukup tinggi yaitu Gravimeter. Adapun dasar teori yang digunakan dalam metode gayaberat ini adalah Hukum Newton tentang gravitasi bumi [14].
2.3 Prinsip Dasar Metode Gayaberat 2.3.1 Hukum Newton Tentang Gravitasi
Teori yang paling mendasar tentang metode gayaberat adalah Hukum Gravitasi Newton. Hukum Gravitasi. Newton menyatakan bahwa “gaya antara dua buah partikel saling tarik menarik dengan gaya yang besarnya sebanding dengan massa kedua partikel yaitu m1 dan m2, serta berbanding terbalik dengan kuadrat jarak antara pusat massa” (Gambar 2.4). Adapun persamaannya adalah sebagai berikut:
𝐹⃑ = 𝐺 𝑚1𝑚2
𝑟2 𝑟̂, (2.1)
keterangan:
𝐹⃑ : gaya antara dua buah benda pada 𝑚1 dan 𝑚2 (N) G : konstanta gravitasi (6,672 x 10-11 Nm2/kg2) 𝑚1 : massa benda pertama (kg)
𝑚2 : massa benda kedua (kg)
13 𝑟2 : jarak antara 𝑚1 dan 𝑚2
𝑟̂ : vektor satuan yang arahnya dari 𝑚1 dan 𝑚2.
Gambar 2.4 Gaya tarik menarik antara dua buah benda [12].
2.3.2 Percepatan Gravitasi
Newton mendefinisikan. korelasi antara gaya dan percepatan, dimana Hukum II Newton tentang gerak menyatakan bahwa “gaya yang sebanding dengan perkalian massa benda menggunakan percepatan yang dialami benda tersebut.” Bila percepatan memiliki arah vertikal, maka percepatan yang berlaku adalah percepatan gravitasi.
𝐹⃗ = 𝑚. 𝑔⃑. (2.2)
Cara memperoleh percepatan yang dialami oleh benda bermassa 𝑚2 yang disebabkan oleh benda bermassa 𝑚1 pada suatu jarak tertentu, yaitu dengan mendistribusikan persamaan (2.2) ke persamaan (2.1), maka akan didapatkan persamaan:
𝐹⃗ = 𝐺𝑚1.𝑚2
𝑟2 𝑟̂ = 𝑚2. 𝑔,⃑⃑⃑⃑ (2.3)
14 𝑔⃑ = 𝐹⃗
𝑚1 = 𝐺𝑚1
𝑟2 𝑟̂ . (2.4)
Jika 𝑚1 sama dengan Me dan persamaan tersebut apabila dianggap sebagai sebuah besaran yang terukur di permukaan bumi akibat gaya gravitasi yang dipengaruhi oleh massa dan jejarinya, maka dapat dinyatakan sebagai berikut:
𝑔⃑ = 𝐺 𝑀𝑒
𝑅𝑒2𝑟̂ , (2.5)
keterangan:
𝑔⃑ : besar percepatan gravitasi yang terukur di permukaan bumi (m/𝑠2) Me : massa bumi (5,9737x1024 kg)
Re : jejari bumi (m).
𝑟̂ : vektor satuan yang mengarah keluar dari pusat bumi sepanjang jari-jari.
Terlihat bahwa besarnya gayaberat 𝑔⃑ berbanding lurus dengan dengan massa m dan berkebalikan dengan luar radius bumi R. Dalam kenyataannya, bentuk bumi tidak bulat, tetapi berbentuk elipsoid. Dengan demikian, variasi gayaberat disetiap titik permukaaan dipengaruhi oleh 4 faktor yaitu, faktor lintang, topografi, pasang surut, dan variasi rapat massa bawah permukaan. Pengukuran. percepatan gayaberat 𝑔⃑
pertama kali dilakukan oleh Galileo, sehingga untuk menghormati Galileo, kemudian didefinisikan [15]:
1 Gal = 1 cm/s2 = 10-2 m/s2,
untuk satuan anomali gayaberat dalam kegiatan eksplorasi diberikan dalam orde miligal (mGal):
1 mGal = 10-3Gal,
1𝜇Gal = 10-3 mGal = 10-6 Gal = 10-8 m/s2.
15 2.3.3 Potensial Gravitasi Distribusi Massa
Potensial .gravitasi distribusi massa adalah usaha yang dibutuhkan untuk memindahkan suatu massa dari suatu titik tertentu. Benda dengan massa tertentu dalam kerangka ruang akan menyebabkan medan potensial di daerah sekitarnya.
Medan potensial. bersifat konservatif yang artinya usaha yang dilakukan dalam suatu medan gravitasi tidak bergantung pada lintasan yang ditempuhnya akan tetapi hanya bergantung pada posisi awal dan akhir [16].
Gayaberat adalah. vektor yang memiliki arah sepanjang garis yang menghubungkan fokus dua massa. Gaya yang ditimbulkan merupakan medan konservatif yang bisa diturunkan dari suatu potensial skalar dengan korelasi pada persamaan berikut [17]:
𝑔⃑ = ∇𝑈(𝑟). (2.6)
Berdasarkan persamaan diatas, menurut Kellog pada tahun 1953 mengatakan bahwa potensial gayaberat merupakan usaha yang dilakukan oleh medan gayaberat pada partikel uji dan negatif dari energi potensial partikel. Dalam buku-buku tertentu dijelaskan bahwa potensial gayaberat adalah usaha yang dilakukan partikel uji, sehingga dalam persamaan ditulis sebagai berikut:
𝑔⃑ = −∇U(𝑟⃑). (2.7)
Fungsi U adalah potesial gravitasi, sedangkan 𝑔⃑ adalah medan potensial. Tanda minus menunjukkan bahwa arah gayaberat menuju titik yang diharapkan. Bumi diasumsikan memiliki massa sebesar M dengan sifat homogen dan berbentuk bulat yang memiliki jari-jari R, potensial gayaberat di permukaan dapat diuraikan sebagai berikut:
∇𝑈(𝑟⃗) = 𝐹⃗(𝑟)
𝑚2 = −𝑔⃑ (𝑟⃗), (2.8)
16
𝑈(𝑟⃗) = ∫ (∇𝑈). 𝑑𝑟 = − ∫ 𝑔⃑ . 𝑑𝑟,
𝑟
~ 𝑟
~
(2.9)
𝑈(𝑟⃗) = −𝐺𝑚 ∫ 𝑑𝑟 𝑟2
𝑟
~
= 𝐺𝑚
𝑟. (3.0)
Potensial gayaberat absolut bersifat penjumlahan sedangkan potensial gayaberat distrubusi massa yang kontinu atau benda yang berdimensi yaitu dalam ruang yang bervolume V dengan rapat massa yang konstan (Gambar 2.5).
Gambar 2.5 Potensial massa tiga dimensi [12].
Berdasarkan persamaan (3.0), potensial yang disebabkan oleh elemen massa dm pada titik (x,y,z) dengan jarak r dari titik P(0,0,0) adalah:
𝑑(𝑈) = 𝐺𝑑𝑚
𝑟 = 𝐺𝜌𝑑𝑥𝑑𝑦𝑑𝑧
𝑟 , (3.1)
dimana (𝑥, 𝑦, 𝑧) adalah densitas.
Potensial total dari massa dapat dihitung dengan persamaan:
𝑈 = ∫ 𝑥 ∫ 𝑦 ∫ 𝑧𝜌
𝑟𝑑𝑥𝑑𝑦𝑑𝑧. (3.2)
17
Karena 𝑔 adalah percepatan gaya berat pada sumbu 𝑧 (arah vertikal) dan dengan asumsi 𝜌 konstan, maka:
𝑔⃑ = −𝑑𝑢
𝑑𝑧 = 𝐺𝜌 ∫ 𝑥 ∫ 𝑦 ∫ 𝑧 𝑧
𝑟3𝑑𝑥𝑑𝑦𝑑𝑧. (3.3)
2.3.4 Anomali Gravitasi
Adapun tujuan dari metode gayaberat. adalah mengenali adanya suatu anomali gravitasi yang dapat menunjukkan sesuatu. Medan gravitasi yang terukur di permukaan bumi merupakan campuran dari medan gravitasi bumi dengan medan gravitasi yang ditimbulkan oleh ketidakteraturan medan gravitasi di topografi yang terdapat di bawah suatu permukaan (Gambar 2.6). Secara matematis diartikan sebagai anomali medan gravitasi pada topografi atau posisi ∆𝑔(𝑥, 𝑦, 𝑧), merupakan selisih antara medan gravitasi terukur 𝑔𝑜𝑏𝑠(𝑥, 𝑦, 𝑧) terhadap medan gravitasi teoritis 𝑔𝑡𝑒𝑜𝑟𝑖𝑡𝑖𝑠(𝑥, 𝑦, 𝑧), sehingga dapat ditulis pada persamaan dibawah ini:
∆𝑔(𝑥, 𝑦, 𝑧) = 𝑔𝑜𝑏𝑠(𝑥, 𝑦, 𝑧) − 𝑔𝑡𝑒𝑜𝑟𝑖𝑡𝑖𝑠(𝑥, 𝑦, 𝑧). (3.4)
Gambar 2.6 Anomali gravitasi pada satu titik masa [18].
18
Medan gravitasi yang disebabkan oleh anomali medan gravitasi di topografi memiliki..arah..yang..bervariasi..terhadap arah vertikal, yang bergantung kepada kedudukan anomali medan gravitasi di topografi. Perubahan medan gravitasi bumi akibat anomali gravitasi di topografi tersebut disebut dengan anomali gravitasi.
Secara matematis, anomali gravitasi dilambangkan dengan ∆𝑔. Adapun anomali gravitasi memiliki nilai yang sangat kecil apabila dibandingkan dengan medan gravitasi bumi dan anomali gravitasi terukur bersamaan dengan medan gravitasi bumi [19].
2.4 Koreksi-Koreksi Metode Gayaberat 2.4.1 Koreksi Pasang Surut (Tide Correction)
Koreksi ini dilakukan karena pengaruh gaya tarik bumi yang terjadi akibat adanya massa bulan dan matahari. Nilainya selalu berubah secara periodik yang bergantung dari posisi bulan dan posisi matahari terhadap bumi. Gaya tarik yang ditimbulkan oleh bulan jauh lebih besar daripada gaya tarik yang ditimbulkan oleh matahari, meskipun massa matahari lebih besar dari pada massa bulan. Hal ini terjadi mengingat jarak antara bumi dan bulan lebih dekat daripada jarak bumi ke matahari, sehingga menyebabkan gaya tarik yang ditimbulkan oleh bulan jauh lebih besar daripada yang ditimbulkan oleh matahari. Hal tersebut juga mempengaruhi bentuk yang tidak sama pada setiap bagiannya (Gambar 2.7). Pasang surut air laut dipengaruhi oleh gaya tarik benda-benda diluar bumi. Pasang surut ini memberikan dampak terhadap ketinggian permukaan laut. Karena, pengukuran akan menyesuaikan pada ketinggian air laut. Ketika terjadi perubahan ketinggian air laut maka akan menyebabkan jarak terhadap titik pengukuran pada bumi juga akan berubah. Variasi gravitasi secara periodik yang disebabkan karena efek gabungan antara bulan dan matahari disebut koreksi tidal yang memiliki nilai maksimum 0,3 mGal. Karena perubahannya yang sangat kecil, jadi koreksi ini digabung menjadi koreksi apung atau drift correction [20][21]. Koreksi pasang surut dihitung oleh Longman (1969), sebagai berikut [22]:
19 𝑈𝑝 = 𝐺(𝑟) [(𝑐
𝑅)
3
(𝑐𝑜𝑠2𝜃𝑚+1 3) +1
6 𝑟 𝑐(𝑐
𝑅)
4
] (5𝑐𝑜𝑠3𝜃𝑚+ 3𝑐𝑜𝑠𝜃𝑚), (3.5)
keterangan:
𝑈𝑝 : potensial di titik p akibat pengaruh bulan 𝜃𝑚 : lintang (radian)
Bl : massa bulan (kg) Bm : massa bumi (kg)
c : jarak rata-rata ke bulan (m)
r : jarak dari pusat bumi ke titik p (m) R : jarak dari pusat bumi ke bulan (m).
Gambar 2.7 Pengaruh gayaberat bulan terhadap titik P di permukaan bumi [23].
2.4.2 Koreksi Apungan (Drift Correction)
Gravimeter. tipe relatif yang menggunakan sensor pegas (zero length spring) memiliki kualitas yang unik, dimana kerangka pegas akan mengalami kelelahan atau perubahan nilai konstanta pegas yang konsisten sesekali meskipun perubahannya sangat kecil yang disebabkan oleh guncangan atau kelelahan pada alat. Hal ini mengakibatkan nilai bacaan. gayaberat pada titik yag sama pada waktu yang berbeda setelah dikoreksi pasang surut nilainya berbeda. Perbedaan nilai
20
bacaan setelah terkoreksi pasang surut ini disebut dengan koreksi drift [21]. Untuk menghilangkan efek ini, maka dilakukan pengambilan data gayaberat dengan metode rangkaian tertutup. atau yang lebih dikenal dengan “looping metoda”
(Gambar 2.8) [24].
Gambar 2.8 Proses Looping [12].
Nilai koreksi drift dapat dihitung dengan persamaan dibawah ini sebagai berikut:
𝐷𝑟𝑖𝑓𝑡 =(𝑔⃑𝑚− 𝑔⃑0)
(𝑡𝑚− 𝑡0) (𝑡𝑛− 𝑡0). (3.6)
Titik 0 dan titik m merupakan titik awal dan akhir pengukuran pada titik yang sama dan biasanya disebut dengan titik ikat (base gravity). Koreksi ini selalu dikurangkan pada proses koreksi gayaberat pengukuran. Untuk menghitung nilai gayaberat observasi. setelah terkoreksi drift ditunjukkan oleh persamaan dibawah ini [21]:
𝑔𝑜𝑏𝑠 = 𝑔⃑⃑⃑⃑⃑ −𝑛 (𝑔⃑𝑚− 𝑔⃑0)
(𝑡𝑚− 𝑡0) (𝑡𝑛− 𝑡0), (3.7)
keterangan:
𝑔𝑜𝑏𝑠 : gayaberat observasi terkoreksi drift (mGal) 𝑔𝑛
⃑⃑⃑⃑⃑ : gayaberat observasi stasiun n terkoreksi pasang surut (mGal) 𝑔𝑚
⃑⃑⃑⃑⃑⃑ : gayaberat observasi di base akhir (mGal)
21 𝑔0
⃑⃑⃑⃑⃑ : gayaberat observasi di base awal (mGal) 𝑡𝑛 : waktu bacaan gayaberat pada titik n (s) 𝑡𝑚 : waktu bacaan gayaberat di base akhir (s) 𝑡0 : waktu bacaan gayaberat di base awal (s).
2.4.3 Koreksi Eotvos (Eotvos Correction)
Perubahan gaya gravitasi yang terjadi karena perubahan percepatan sentrifugal yang ditimbulkan oleh pergerakan yang berlawanan arah seperti pergerakan menuju arah timur ataupun barat disebut dengan efek Eotvos [25]. Koreksi Eotvos dilakukan. pada pengukuran gayaberat yang dilakukan pada kendaraan yang bergerak seperti pesawat dan kapal. Berdasarkan arah perjalanan, pergerakan kendaraan akan membangkitkan percepatan sentripetal yang dapat merubah nilai gayaberat. Koreksi ini pada pengukuran percepatan gayaberat dapat ditentukan sebagai berikut [4]:
𝐸𝐶 = 7.503𝑉𝑠𝑖𝑛𝛼𝑐𝑜𝑠∅ + 0.00415𝑉2 𝑚𝐺𝑎𝑙, (3.8)
keterangan:
EC : koreksi Eotvos (mGal)
V : kecepatan kendaraan dalam knots (km/s).
2.4.4 Koreksi Lintang (Latitude Correction)
Koreksi ini dilakukan dengan alasan bahwa bentuk bumi yang tidak sepenuhnya berbentuk lingkaran besar, sehingga terdapat perbedaan antara jari-jari bumi di kutub dengan di daerah khatulistiwa sebesar 21 km. Perbedaan ini membuat nilai gayaberat yang ada di kutub. akan lebih besar dibandingkan nilai gayaberat di katulistiwa. Secara umum gravitasi. terkoreksi lintang dapat ditulis pada persamaan berikut [3]:
22
𝑔⃑Φ = 978031,8(1 + 5,3024. 10−3𝑠𝑖𝑛2Φ − 5,8. 10−22Φ. (3.9)
2.4.5 Koreksi Udara Bebas (Free Air Correction)
Pengukuran gayaberat. di mean sea level dan di ketinggian. tertentu selalu memiliki hasil yang berbeda. Setiap perubahan ketinggian terhadap mean sea level maka nilai gayaberatnya akan berubah. Rata-rata. perubahan gayaberat. terhadap ketinggian sebesar 0.3086. mGal/m [26]. Titik pengamatan tidak selamanya berada di mean sea level, sehingga perlu dilakukan lagi koreksi, koreksi inilah yang disebut dengan koreksi udara bebas. Koreksi udara bebas. merupakan metode pemindahan medan gravitasi normal di referensi elipsoida menjadi medan gravitasi normal di permukaan topografi (Gambar 2.9).
Gambar 2.9 Koreksi Udara Bebas [27].
Nilai medan gravitasi normal yang dekat dengan permukaan topografi. diperoleh dengan menggunakan ekspansi deret Taylor terhadap ketinggian h [28], yang dirumuskan sebagai berikut:
𝛾(𝜑, ℎ) = 𝛾𝜑+ (𝜕𝛾𝜑
𝜕ℎ) ℎ + 1
2!(𝜕2𝛾𝜑
𝜕ℎ2 ) ℎ2 + ⋯, (4.0) dengan
23 (𝜕𝛾𝜑
𝜕ℎ) = −2𝛾𝜑
𝑎 (1 + 𝑓 − 2𝑓𝑠𝑖𝑛2𝜑 +2
3𝑓2− 2𝑓2𝑠𝑖𝑛2𝜑 +1
2𝑓2𝑠𝑖𝑛4𝜑) 2𝜔2, dan
(𝜕2𝛾𝜑
𝜕ℎ2 ) = 6𝛾𝜑
𝑎2(1 − 𝑓𝑠𝑖𝑛2𝜑)2 .
Kebergantungan 𝑔⃑ terhadap ketinggian di dekat permukaan elipsoida dapat dihitung secara komputasi menggunakan persamaan (4.1) dengan ekspansi terhadap pengaruh f dan ketinggian ortometrik h(m):
(𝜑, ℎ) = 𝛾𝜑− 3.0877𝑥10−6(1 − 0,00142𝑠𝑖𝑛2𝜑)ℎ + 0,75𝑥10−12ℎ2. (4.1)
Koreksi udara bebas (FAC) secara umum menggunakan pendekatan bagian linear (𝜕𝛾
𝜕ℎ), sehingga koreksi tersebut dirumuskan sebagai [29]:
𝐹𝐴𝐶 = − (𝜕𝛾
𝜕ℎ) = −0,3087. ℎ. (4.2)
Untuk menghitung nilai Free air anomaly (FAA) maka dapat digunakan persamaan:
𝐹𝐴𝐴 = 𝑔𝑜𝑏𝑠− 𝑔𝛷 + 𝐹𝐴𝐶, (4.3)
keterangan:
FAC : Free air correction (mGal) FAA : Free air anomaly (mGal).
2.4.6 Koreksi Bouguer (Bouguer Correction)
Koreksi Bouger adalah koreksi ketinggian yang memperhitungkan adanya dampak dari massa batuan antara bidang datum (geoid) dan titik amat dengan asumsi jari-
24
jari tak terhinga dengan tebal h (meter) dan densitas 𝜌 (gr/cm3) (Gambar 2.10).
Sehingga nilai gravitasi yang terukur lebih besar dibandingkan dengan nilai gravitasi yang seharusnya pada permukaan equipotencial [30]. Oleh karena itu koreksi Bouguer ditulis dengan persamaan:
𝐵𝐶 = 0,0419. 𝜌. ℎ 𝑚𝐺𝑎𝑙, (4.4)
keterangan:
BC : koreksi Bouguer (mGal)
𝜌 : rapat massa rata-rata daerah penelitian (gr/cm3) h : ketinggian titik amat (m).
Asumsi gayaberat setelah diaplikasikan koreksi udara bebas dan koreksi Bouguer yaitu:
𝑆𝐵𝐴 = 𝐹𝐴𝐴 − 𝐵𝐶, ( 4.5)
keterangan:
SBA : Simple Bouguer Anomaly FAA : Free Air Anomaly
BC : Bouguer Correction.
Gambar 2.10 Koreksi Bouguer [27].
25 2.4.7 Koreksi Medan (Terrain Correction)
Koreksi medan mengakomodir ketidakteraturan pada topografi sekitar titik pengukuran. Koreksi medan digunakan untuk menghilangkan dampak topografi permukaan yang bergelombang atau bentuk permukaan dengan kontras tinggi, seperti adanya lereng atau lembah disekitar titik pengukuran. Pada saat pengukuran, elevasi topografi di sekitar titik pengukuran, biasanya dalam radius dalam dan luar, diukur elevasinya. Dengan asumsi stasiun pengukuran dekat dengan gunung, akan ada kekuatan vertikal yang akan menarik pegas pada gravitimeter, sehingga dengan cara ini akan menurunkan nilai gravitasi pada pembacaan alat (Gambar 2.11) [12].
Gambar 2.11 Stasiun yang berada dekat dengan gunung [30].
Sebaliknya, dengan asumsi stasiun..pengukuran..berada di dekat..lembah, akan ada gaya ke bawah yang hilang sehingga pegas pada gravitimeter ditarik ke atas. Hal ini akan menurunkan nilai gravitasi pada pembacaan alat (Gambar2.12).
Gambar 2.12 Stasiun yang berada dekat dengan lembah [30].
26
Nilai dari koreksi medan dihitung menggunakan metode Hammer atau dikenal dengan Hammer chart. Hammer chart dibuat dengan mengikuti skala dari peta yang digunakan pada saat penelitian dan digambar pada kertas transparan kemudian Hammer chart tersebut diletakan diatas peta topografi dengan pusatnya adalah lokasi titik amat penelitian (Gambar 2.13) [31]. Koreksi medan kemudian dihitung dengan menjumlahkan konstribusi gravitasi dari semua kompartemen yang terdapat pada Hammer chart.
Gambar 2.13 Hammer chart [31].
Sehingga koreksi medan dapat ditulis sebagai berikut:
𝑇𝐶 =2𝜋𝐺𝜌
𝑛 (𝑟𝐿 − 𝑟𝐷) + (√𝑟𝐿2− 𝑧2) − (√𝑟𝐷2− 𝑧2), (4.6)
keterangan:
𝑟𝐿 𝑑𝑎𝑛 𝑟𝐷 : radius luar dan radius dalam kompartemen (m) 𝑧 : perbedaan elevasi rata-rata kompartemen (m) 𝑛 : jumlah segmen dalam zona tersebut
𝜌 : densitas batuan rata-rata (gr/cm3).
27 2.5 Anomali Bouguer Lengkap (ABL)
Anomali yang disebabkan oleh variasi densitas secara lateral pada batuan di kerak bumi yang berada pada bidang referensi yaitu bidang geoid disebut dengan Anomalu Bouguer lengkap (ABL). Nilai Anomali Bouguer lengkap didapatkan setelah melakukan koreksi-koreksi metode gayaberat. Komponen gaya horizontal (koreksi medan) bersifat mengurangi nilai gayaberat terukur, oleh sebab itu koreksi medan harus ditambahkan pada Simple Bouguer Anomaly (SBA) [19]. Persamaan untuk mendapatkan nilai Anomali Bouguer Lengkap (ABL) adalah:
𝐴𝐵𝐿 = 𝑔𝑜𝑏𝑠 − 𝑔𝜙 + 𝐹𝐴𝐶 − 𝐵𝐶 + 𝑇𝐶, (4.7) atau
𝐴𝐵𝐿 = 𝐹𝐴𝐴 − 𝐵𝐶 + 𝑇𝐶, (4.8)
keterangan:
𝐴𝐵𝐿 : Anomali Bouguer Lengkap (mGal) 𝐹𝐴𝐴 : Free Air Anomaly (mGal)
𝐵𝐶 : Bouguer Correction (mGal) 𝑇𝐶 : Terrain Correction (mGal).
2.6 Analisis Spektrum
Analisis spektrum dilakukan untuk menilai lebar jendela serta menilai kedalaman anomali gayaberat. Analisis spektrum merupakan Transformasi Fourier dari lintasan yang telah ditentukan pada peta kontur anomali Bouguer lengkap. Secara umum, analisis spektrum adalah proses Transformasi Fourier (transformasi dari domain waktu ke dalam domain frekuensi) untuk mengubah suatu sinyal menjadi penjumlahan beberapa sinyal sinusoidal dengan berbagai frekuensi dimana hasil dari penjumlahan beberapa sinyal sinusoidal tersebut adalah bentuk gelombang pertamanya. Secara matematis hubungan antara gelombang 𝑆(𝑡) yang akan
28
diidentifikasi gelombang sinusnya (input) dan 𝑆(𝑓) sebagai hasil Transformasi Fourier diberikan oleh persamaan berikut:
𝑆(𝑓) = ∫ 𝑆(𝑡)𝑒−𝑗2𝜋𝑓𝑡
~
~
𝑑𝑡, (4.9)
dimana 𝑗 = √−1.
Selanjutnya, spektrum diturunkan dari potensial gayaberat yang teramati pada suatu bidang horizontal dimana transformasi Fouriernya sebagai berikut [12]:
𝐹(𝑈) = 𝛾𝜇𝐹 (1
𝑟) 𝑑𝑎𝑛 𝐹 (1
𝑅) = 2𝜋𝑒|𝑘|(𝑧0−𝑧1)
|𝑘| , (5.0)
dimana 𝑧1> 𝑧0, |𝑘| ≠ 0, 𝑈 adalah potensial gayaberat, 𝜇 adalah anomali rapat massa, 𝜌 adalah konstanta gayaberat dan 𝑟 adalah jarak. Percepatan gayaberat dihubungkan pada potensial gayaberat oleh persamaan 𝑔 = ∇𝑈. Gerak vertikal gayaberat yang disebabkan oleh suatu titik massa adalah turunan derivative dari potensial gayaberat:
𝑔𝑧 = 𝐺𝑚 𝜕
𝜕𝑧 1
𝑟, (5.1) 𝐹(𝑔𝑧) = 𝐺𝑚𝐹 (𝜕
𝜕𝑍 1
𝑟), (5.2) 𝐹(𝑔𝑧) = 𝐺𝑚 𝜕
𝜕𝑧𝐹 (1
𝑟). (5.3)
Transformasi Fourier pada lintasan yang diinginkan adalah:
𝐹(𝑔𝑧) = 2𝜋𝐺𝑚𝑒|𝑘|(𝑧0−𝑧1), 𝑧1 > 𝑧0. (5.4)
Apabila distribusi densitas bersifat random dan tidak ada korelasi antara masing- masing nilai gayaberat, maka 𝜇 = 1 sehingga hasil Transformasi Fourier anomaly gayaberat mejadi:
29
𝐴 = 𝐶𝑒|𝑘|(𝑧0−𝑧1), (5.5)
dimana 𝐴 adalah amlitudo dan 𝐶 adalah konstanta. Untuk memperoleh hubungan antara amplitudo A dengan bilangan gelombang k dan kedalaman (𝑧0− 𝑧1) dilakukan dengan logaritma pada persamaan 𝐴 = 𝐶𝑒|𝑘|(𝑧0−𝑧1), sehingga bilangan gelombang k berbanding lurus dengan spektrum amplitudo (Gambar 2.14).
ln 𝐴 = ln 2 𝜋 𝐺 𝑚𝑒|𝑘|(𝑧0−𝑧1), (5.6) ln 𝐴 = (𝑧0− 𝑧1)|𝑘| + ln 𝐶. (5.7)
Persamaan diatas dapat dianalogikan dalam persamaan garis lurus:
𝑦 = 𝑚𝑥 + 𝑐, (5.8)
dimana ln 𝐴 sebagai sumbu 𝑦, |𝑘| sebagai sumbu x, dan (𝑧0− 𝑧1) sebagai kemiringan garis (gradien).
Gambar 2.14 Kurfa ln A terhadap K [32].
Oleh karena itu, gradien garis didefinisikan sebagai..bidang..dalam..dan..dangkal.
|𝑘| sebagai sumbu x didefinisikan sebagai bilangan gelombang yang besarnya 2𝜋
𝜆 dan satuannya dalam meter, dengan 𝜆 adalah panjang gelombang. Nilai
30
𝜆 sama dengan ∆𝑥, ada faktor lain pada ∆𝑥 yang disebut sebagai faktor pengali, sehingga 𝜆 = 𝑁 𝑥 ∆𝑥 , konstanta N didefinisikan sebagai lebar jendela, jadi lebar jendela secara metematis dapat dirumuskan sebagai berikut:
𝑁 = 2𝜋
𝐾𝑐 𝑥 ∆𝑥, (5.9)
dimana ∆𝑥 adalah domain spasi yang akan digunakan dalam Fast Fourie Transformation (FFT), dan 𝑘𝑐 adalah bilangan gelombang cut off . Semakin besar bilangan gelombang 𝑘, maka nilai frekuensi akan semakin tinggi. Hubungan bilangan gelombang 𝑘 dengan frekuensi 𝑓 adalah:
𝑘 = 2𝜋𝑓. (6.0)
Frekuensi rendah berasal dari sumber anomali regional dan frekuensi tinggi berasal dari sumber anomali residual. Pada penelitian ini proses transformasi Fourier dilakukan menggunakan software Geosoft Oasis Montaj. Tools grid pada software Geosoft Oasis Montaj berada dalam domain spasial yang ditransformasikan menjadi domain frekuensi menggunakan teknik fast fourier transform (FFT). Grid tersebut disampling sebagai fungsi domain spasial pada kenaikan jarak tetap. yaitu 1/(grid size) (siklus/meter). Setelah itu data ditampilkan dalam nilai logaritmik dari energi spektrum Ln E(f) yang sudah dinormalisasikan pada setiap nilai frekuensi.
Selanjutnya, dapat dilihat kurva RAPS dengan (radially averaged power spectrum) dimana logaritma energi spektrum bisa diinterpretasikan untuk menentukan elevasi ensembel dari bodi kausatif menurut hubungan [3]:
Ln E(𝑓) = 4𝜋ℎ𝑓, (6.1) sehingga,
𝑑(Ln E(𝑓))
𝑑𝑓 = 𝑆 = 4𝜋ℎ, (6.2)
31
maka kedalaman ensembel dari benda anomali gravitasi dapat dihitung dengan persamaan dibawah ini:
𝐷𝑒𝑝𝑡ℎ = − 𝑠
4𝜋, (6.3)
keterangan:
𝑠 : nilai kemiringan (slope) dari log energi spektrum ℎ : kedalaman ensembel (m).
2.7 Pemisahan Anomali Regional dan Anomali Residual
Anomali gayaberat yang diperkirakan pada tingkat superfisial adalah penjumlahan dari semua kemungkinan sumber anomali yang ada dibawah permukaan, salah satunya merupakan target event eksplorasi. Sehingga untuk kepentingan interpretasi, target event harus dipisahkan dari target event lainnya dengan mengurangi anomali Bouguer dengan anomali regionalnya.
𝑔𝑟𝑒𝑠 = 𝑔𝐵𝑜𝑢𝑔𝑢𝑒𝑟− 𝑔𝑟𝑒𝑔. (6.4)
Jika target event adalah anomali residual, maka event lainnya adalah noise dan anomali regional. Secara sederhana, dari segi lebar anomali, noise akan mempunyai lebar anomali lebih kecil dari target (residual), sedangkan anomali regional lebih besar dari anomali residual berdasarkan kedalamannya, noise akan lebih dangkal dari anomali residual, sedangkan anomali regional lebih dalam [28]. Anomali residual berasosiasi dengan frekuensi tinggi, sedangkan anomali regional berasosiasi dengan frekuensi rendah.
Proses separasi dilakukan untuk memperoleh nilai regional dan residual yang menggambarkan kondisi bawah permukaan yang sebenarnya. Pada penelitian kali ini metode pemisahan anomali yang digunakan adalah metode filter frekuensi.
Filter frekuensi dilakukan..dengan..mentranformasi..data..spasial ke data frekuensi
32
dengan menggunakan..Transformasi Fourier, membuang..komponen-komponen frekuensi tertentu dan melakukan transformasi inverse kembali..kedalam data spasial..untuk kemudian..ditampilkan..dalam..bentuk..kontur-kontur..anomali [12].
Adapun jenis-jenis filter frekuensi diantaranya sebagai berikut [33]:
a. Lowpass filter merupakan filter frekuensi yang membuang frekuensi atau bilangan gelombang tinggi dan menampilkan anomali dengan frekuensi atau bilangan gelombang rendah yang berasosiasi dengan anomali regional.
b. Highpass filter merupakan filter frekuensi yang membuang frekuensi atau bilangan gelombang rendah dan menampilkan anomali dengan frekuensi atau bilangan gelombang tinggi yang berasosiasi dengan anomali residual.
c. Bandpass filter merupakan filter frekuensi yang digunakan untuk membuang frekuensi-frekuensi atau bilangan gelombang pada range tertentu sesuai dengan kebutuhan saat pengolahan data.
d. Butterworth filter merupakan filter yang memiliki respon frekuensi maksimum datar dari frekuensi 0 Hz hingga ujung passband yaitu frekuensi cut off yang mengalami pelemahan. Tingkat kerataan di daerah passband berbanding lurus dengan orde filter. Jika orde filter semakin tinggi, maka respon filter semakin mendekati karakteristik idealnya.
2.8 Pemodelan ke belakang (Inverse Modelling)
Pemodelan ke belakang berkebalikan dengan pemodelan ke depan. Pemodelan ke belakang (Inverse modelling) merupakan pencarian parameter model yang menghasilkan respon cocok dengan data lapangan. Adapun output dari pemodelan ini adalah menghasilkan model yang optimal dan memiliki respon yang mempunyai tingkat kecocokan yang tinggi terhadap data lapangan (Gambar2.15) [34]. Teori inversi merupakan suatu kesatuan teknik antara metode matematika dan statistika untuk memperoleh suatu informasi yang berguna mengenai sistem fisika berdasarkan observasi terhadap sistem tersebut [35]. Salah satu teknik pemodelan dalam bidang geofisika yang ilmunya bisa digunakan untuk memperkirakan model
33
atau parameter model berdasarkan hasil pengamatan atau pengukuran langsung dari lapangan dikenal dengan pemodelan inversi [36].
Gambar 2.15 Diagram Alir Inverse Modelling [32].
Adapun model geologi merupakan bentuk 3 dimensi yang pemodelannya dianggap paling realistis dalam menggambarkan model geometris. Akan tetapi, model inversi 3 dimensi memiliki kekurangan, yaitu membutuhkan waktu iterasi yang sangat lama dalam proses running. Namun, seiring berjalannya waktu kekurangan tersebut dapat diatasi dengan perkembangan teknologi dan komputer sehingga dapat dilakukan beberapa optimasi [37].
Gambar 2.16 Model struktur geologi menggunakan prisma segi empat [27].
34
Model yang digunakan dalam penelitian tugas akhir ini adalah model prisma segi empat (Gambar 2.16). Model tersebut merupakan bentukan kecil-kecil dari prisma segi empat yang memiliki ukuran sama dan tersusun membentuk sebuah prisma segi empat yang besar. Perubahan massa jenis dari masing-masing prisma pada saat iterasi merupakan suatu hal yang akan diinterpretasikan dalam pemodelan.
Kumpulan dari prisma segi empat kecil membentuk prisma segi empat besar ini akan memberikan solusi sederhana untuk memperkirakan volume dari suatu massa benda tertentu. Karena setiap prisma memiliki ukuran kecil-kecil, jadi massa jenis setiap prisma dianggap konstan (Gambar 2.17). Sehingga anomali gravitasi pada setiap titik merupakan superposisi gaya gravitasi dari setiap blok [38].
Gambar 2.17 Pembagian struktur 2 GRAINS menjadi kolom vertikal [27].
Pemodelan struktur bawah permukaan dengan teknik inversi 3 dimensi dilakukan menggunakan perangkat lunak Grablox dari Pirttijarvi. Grablox dapat digunakan untuk membuat anomali gravitasi berdasarkan model blok tiga dimensi. Blok model yang dibuat terdiri dari blok mayor dan blok minor. Blok mayor atau blok utama menggambarkan volume daerah pengukuran yang merupakan kumpulan elemen- elemen dari volume kecil (blok minor), yang menggambarkan nilai densitas batuan.
Adapun medan gravitasi dihitung sebagai superposisi atau jumlah dari semua blok- blok minor (Gambar 2.18) [39].
35
Gambar 2.18 Model Blok [39].
Metode inversi dengan Grablox bertujuan untuk mengoptimalkan nilai densitas dan ukuran dari masing-masing blok sehingga perbedaan antara data gravitasi yang diukur dan yang dihitung dapat diminimalkan. Metode optimasi yang digunakan didasarkan pada inversi linear dengan metode awal yang digunakan Singular Value Decomposition (SVD). Adapun metode tambahan yang digunakan adalah optimasi Occam. Pada inversi occam, kekerasan pada model diminimalkan bersamaan dengan ketidakcocokan data (data misfit). Kepadatan dan posisi antar muka blok merupakan data tambahan yang menjadi factor bobot dalam proses inversi [38].
Program Grablox dapat digunakan untuk memodifikasi nilai parameter model, menampilkan file input/output serta memvisualisasikan data gravitasi dan konstruksi model blok secara interaktif. Untuk memasukan parameter selanjutnya ke model awal maka dapat digunakan perangkat pelengkap dari Grablox, yaitu Bloxer. Perangkat lunak Bloxer merupakan perangkat lunak yang digunakan untuk menampilkan, menyusun dan memperbaiki tampilan model blok 3 dimensi yang didapatkan sebelumnya dari Grablox untuk mendapatkan tampilan model yang lebih baik. Model blok ini terdiri atas blok besar atau blok utama berbentu empat persegi panjang yang dibagi lagi kedalam blok-blok kecil untuk menampilkan parameter fisis daerah penelitian [40].
