PENGANTAR METODE GEOLISTRIK

PENGANTAR

METODE GEOLISTRIK

Gambar 1. Ilustrasi Pengukuran Geolistrik

Pengertian Geolistrik

     Metode geolistrik merupakan salah satu metode geofisika yang dapat digunakan untuk memberikan gambaran model resistivitas guna mendukung data geologi dalam proses eksplorasi geofisika. Model resistivitas bawah permukaan dapat menggambarkan struktur, sebaran, dan orientasi lapisan bawah permukaan bumi yang menjadi target dalam eksplorasi geofisika.Dalam survei lapangan metode ini sering digunakan untuk survei eksplorasi air tanah, eksplorasi mineral, pemetaan geoteknik (basment) pemetaan zona pencemaran (leaching), pemetaan bidang lincir zona longsor dan lain-lain. Metode geolistrik merupakan metode yang menggunakan prinsip aliran arus listrik dalam menyelidiki struktur bawah permukaan bumi.Aliran arus listrik dapat mengalir di dalam tanah melalui batuan-batuan dan sangat dipengaruhi oleh adanya air tanah dan garam yang terkandung di dalam batuan serta adanya mineral logam dan panas yang tinggi (hidrothermal). Metode geolistrik merupakan ilmu yang mempelajari tentang bumi dengan penggunaan pengukuran fisik diatas permukaan. Dari sisi lain, geofisika mempelajari semua isi bumi baik yang terlihat maupun yang tidak terlihat langsung oleh pengukuran sifat fisik dengan menyesuaikan yang pada umumnya pada permukaan. Metode geofisika sebagai pendeteksi perbedaan tentang sifat sifis didalam bumi. Kepadatan, kemagnetan, kekenyalan, dan tahanan jenis adalah kekayaan yang paling umum digunakan untuk mengukur penelitian yang memungkinkan perbedaan didalam bumi untuk ditafsirkan dalam kaitannya dengan struktur mengenai lapisan tanah, berat jenis batuan dan rembesan isi air, dan mutu air. Geolistrik adalah suatu metoda eksplorasi geofisika untuk menyelidiki keadaan bawah permukaan dengan menggunakan sifat-sifat kelistrikan batuan. Sifat-sifat kelistrikan tersebut adalah, antara lain. tahanan jenis (specific resistivity, conductivity, dielectrical constant, kemampuan menimbulkan self potential dan medan induksi serta sifat menyimpan potensial dan lain-lain.Pendugaan geolistrik dilakukan dengan menghantarkan arus listrik (beda I) buatan kedalam tanah melalui batang elektroda arus , kemudian mengukur beda potensial (beda V) pada elektroda lain.

     Umumnya, metode resistivitas ini hanya baik untuk eksplorasi dangkal, yaitu sekitar 100 meter.Jika kedalaman lapisan lebih dari harga tersebut, informasi yang diperoleh kurang akurat, hal ini disebabkan karena melemahnya arus listrik untuk jarak bentang yang semakin besar.Karena itu, metode ini jarang digunakan untuk eksplorasi dalam.Sebagai contoh eksplorasi minyak.Metode resistivitas lebih banyak digunakan dalam bidang enginering geology (seperti penentuan kedalaman batuan dasar), pencarian reservoir air, pendeteksian intrusi air laut, dan pencarian ladang geotermal.

     Untuk mengatasi adanya tegangan listrik alami ini hendaknya sebelum dilakukan pengaliran arus listrik, multimeter diset pada tegangan listrik alami tersebut dan kedudukan awal dari multimeter dibuat menjadi nol. Dengan demikian alat ukur multimeter akan menunjukkan tegangan listrik yang benar-benar diakibatkan oleh pengiriman arus pada elektroda AB. Multimeter yang mempunyai fasilitas seperti ini hanya terdapat pada multimeter dengan akurasi tinggi. Berikut adalah macam-macam konfigurasi resistivity.

Konfigurasi Wenner

     Keunggulan dari konfigurasi Wenner ini adalah ketelitian pembacaan tegangan pada elektroda MN lebih baik dengan angka yang relatif besar karena elektroda MN yang relatif dekat dengan elektroda AB. Disini bisa digunakan alat ukur multimeter dengan impedansi yang relatif lebih kecil.Sedangkan kelemahannya adalah tidak bisa mendeteksi homogenitas batuan di dekat permukaan yang bisa berpengaruh terhadap hasil perhitungan. Data yang didapat dari cara konfigurasi Wenner, sangat sulit untuk menghilangkan factor non homogenitas batuan, sehingga hasil perhitungan menjadi kurang akurat.

Gambar 2. Konfigurasi Wenner

Konfigurasi Schlumberger

     Pada konfigurasi Schlumberger idealnya jarak MN dibuat sekecil-kecilnya, sehingga jarak MN secara teoritis tidak berubah.Tetapi karena keterbatasan kepekaan alat ukur, maka ketika jarak AB sudah relatif besar maka jarak MN hendaknya dirubah.Perubahan jarak MN hendaknya tidak lebih besar dari 1/5 jarak AB.

     Kelemahan dari konfigurasi Schlumberger ini adalah pembacaan tegangan pada elektroda MN adalah lebih kecil terutama ketika jarak AB yang relatif jauh, sehingga diperlukan alat ukur multimeter yang mempunyai karakteristik ‘high impedance’ dengan akurasi tinggi yaitu yang bisa mendisplay tegangan minimal 4 digit atau 2 digit di belakang koma. Atau dengan cara lain diperlukan peralatan pengirim arus yang mempunyai tegangan listrik DC yang sangat tinggi. Sedangkan keunggulan konfigurasi Schlumberger ini adalah kemampuan untuk mendeteksi adanya non-homogenitas lapisan batuan pada permukaan, yaitu dengan membandingkan nilai resistivitas semu ketika terjadi perubahan jarak elektroda MN/2.Agar pembacaan tegangan pada elektroda MN bisa dipercaya, maka ketika jarak AB relatif besar hendaknya jarak elektroda MN juga diperbesar. Pertimbangan perubahan jarak elektroda MN terhadap jarak elektroda AB yaitu ketika pembacaan tegangan listrik pada multimeter sudah demikian kecil, misalnya 1.0 milli Volt. Umumnya perubahan jarak MN bisa dilakukan bila telah tercapai perbandingan antara jarak MN berbanding jarak AB = 1 : 20. Perbandingan yang lebih kecil misalnya 1 : 50 bisa dilakukan bila mempunyai alat utama pengirim arus yang mempunyai keluaran tegangan listrik DC sangat besar, katakanlah 1000 Volt atau lebih, sehingga beda tegangan yang terukur pada elektroda MN tidak lebih kecil dari 1.0 milliVolt.

Gambar 3. Konfigurasi Schlumberger

Konfigurasi Dipole-Dipole

     Selain konfigurasi Wenner dan Schlumberger, konfigurasi yang dapat digunakan adalah Pole-pole, Pole-dipole dan Dipole-dipole.Pada konfigurasi Pole-pole, hanya digunakan satu elektrode untuk arus dan satu elektrode untuk potensial. Sedangkan elektrode yang lain ditempatkan pada sekitar lokasi penelitian dengan jarak minimum 20 kali spasi terpanjang C1-P1 terhadap lintasan pengukuran. Sedangkan untuk konfigurasi Pole-dipole digunakan satu elektrode arus dan dua elektrode potensial.Untuk elektrode arus C2 ditempatkan pada sekitar lokasi penelitian dengan jarak minimum 5 kali spasi terpanjang C1-P1.Sehingga untuk penelitian skala laboratorium yang mungkin digunakan adalah konfigurasi Dipole-dipole.

     Pada konfigurasi Dipole-dipole, dua elektrode arus dan dua elektrode potensial ditempatkan terpisah dengan jarak na, sedangkan spasi masing-masing elektrode a. Pengukuran dilakukan dengan memindahkan elektrode potensial pada 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 4. Konfigurasi Dipole-Dipole

PENGANTAR METODE GEOMAGNET

PENGANTAR

METODE GEOMAGNET

A.    Pengertian Geomagnet

         Metode ini didasarkan pada perbedaan tingkat magnetisasi suatu batuan yang diinduksi oleh medan magnet bumi. Hal ini terjadi sebagai akibat adanya perbedaan sifat kemagnetan suatu material. Kemampuan untuk termagnetisasi tergantung dari suseptibilitas magnetik masing-masing batuan. Harga suseptibilitas ini sangat penting di dalam pencarian benda anomali karena sifat yang khas untuk setiap jenis mineral atau mineral logam. Harganya akan semakin besar bila jumlah kandungan mineral magnetik pada batuan semakin banyak. Pengukuran magnetik dilakukan pada lintasan ukur yang tersedia dengan interval antar titik ukur 10 m dan jarak lintasan 40 m. Batuan dengan kandungan mineral-mineral tertentu dapat dikenali dengan baik dalam eksplorasi geomagnet yang dimunculkan sebagai anomali yang diperoleh merupakan hasil distorsi pada medan magnetik yang diakibatkan oleh material magnetik kerak bumi atau mungkin juga bagian atas mantel.

         Metode magnetik memiliki kesamaan latar belakang fisika denga metode gravitasi, kedua metode sama-sama berdasarkan kepada teori potensial, sehingga keduanya sering disebut sebagai metode potensial. Namun demikian, ditinjau ari segi besaran fisika yang terlibat, keduanya mempunyai perbedaan yang mendasar. Dalam magnetik harus mempertimbangkan variasi arah dan besaran vektor magnetisasi, sedangkan dalam gravitasi hanya ditinjau variasi besar vektor percepatan gravitasi. Data pengamatan magnetik lebih menunjukkan sifat residual kompleks. Dengan demikian, 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.

Gambar 1. Pengukuran Medan Magnet Menggunakan Magnetometer

B.     Medan Magnet Bumi

    Medan magnet bumi terkarakterisasi oleh parameter fisis atau disebut juga elemen medan magnet bumi, yang dapat diukur yaitu meliputi arah dan intensitas kemagnetannya. Parameter fisis tersebut meliputi :

1.      Deklinasi (D), yaitu sudut antara utara magnetik dengan komponen horizontal yang           dihitung dari utara menuju timur

2.      Inklinasi(I), yaitu sudut antara medan magnetik total dengan bidang horizontal yang           dihitung dari bidang horizontal menuju bidang vertikal ke bawah.

3.      Intensitas Horizontal (H), yaitu besar dari medan magnetik total pada bidang horizontal.

4.      Medan magnetik total (F), yaitu besar dari vektor medan magnetik total.

Medan magnet utama bumi berubah terhadap waktu. Untuk menyeragamkan nilai-nilai medan utama magnet bumi, dibuat standar nilai yang disebut International Geomagnetics Reference Field (IGRF) yang diperbaharui setiap 5 tahun sekali. Nilai-nilai IGRF tersebut diperoleh dari hasil pengukuran rata-rata pada daerah luasan sekitar 1 juta km² yang dilakukan dalam waktu satu tahun.

                   Medan magnet bumi terdiri dari 3 bagian :

1.                  Medan magnet utama (main field)

     Medan magnet utama dapat didefinisikan sebagai medan rata-rata hasil pengukuran dalam jangka waktu yang cukup lama mencakup daerah dengan luas lebih dari 10⁶ km²..

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).

C.     Metode Pengukuran Data Geomagnetik

Dalam melakukan pengukuran geomagnetik, peralatan paling utama yang digunakan adalah magnetometer. Peralatan ini digunakan untuk mengukur kuat medan magnetik di lokasi survei. Salah satu jenisnya adalah Proton Precission Magnetometer (PPM) yang digunakan untuk mengukur nilai kuat medan magnetik total. Peralatan lain yang bersifat pendukung di dalam survei magnetik adalah Global Positioning System (GPS). Peralatan ini digunaka untuk mengukur posisi titik pengukuran yang meliputi bujur, lintang, ketinggian, dan waktu. GPS ini dalam penentuan posisi suatu titik lokasi menggunakan bantuan satelit. Penggunaan sinyal satelit karena sinyal satelit menjangkau daerah yang sangat luas dan tidak terganggu oleh gunung, bukit, lembah dan jurang.

 Beberapa peralatan penunjang lain yang sering digunakan di dalam survei magnetik, antara lain  (Sehan, 2001) :

a.       Kompas geologi, untuk mengetahui arah utara dan selatan dari medan magnet bumi.

b.      Peta topografi, untuk menentukan rute perjalanan dan letak titik pengukuran pada saat survei magnetik di lokasi

c.       Sarana transportasi

d.      Buku kerja, untuk mencatat data-data selama pengambilan data

e.       PC atau laptop dengan software seperti Surfer, Matlab, Mag2DC, dan lain-lain.

Pengukuran data medan magnetik di lapangan dilakukan menggunakan peralatan PPM, yang merupakan portable magnetometer. Data yang dicatat selama proses pengukuran adalah hari, tanggal, waktu, kuat medan magnetik, kondisi cuaca dan lingkungan.

                   Dalam melakukan akuisisi data magnetik yang pertama dilakukan adalah menentukan base station dan membuat station - station pengukuran (usahakan membentuk grid - grid). Ukuran gridnya disesuaikan dengan luasnya lokasi pengukuran, kemudian dilakukan pengukuran medan magnet di station - station pengukuran di setiap lintasan, pada saat yang bersamaan pula dilakukan pengukuran variasi harian di base station.

D.    Pengaksesan Data IGRF

IGRF singkatan dati The International Geomagnetic Reference Field. Merupakan medan acuan geomagnetik intenasional. Pada dasarnya nilai IGRF merupakan nilai kuat medan magnetik utama bumi (H₀). Nilai IGRF termasuk nilai yang ikut terukur pada saat kita melakukan pengukuran medan magnetik di permukaan bumi, yang merupakan komponen paling besar dalam survei geomagnetik, sehingga perlu dilakukan koreksi untuk menghilangkannya. Koreksi nilai IGRF terhadap data medan magnetik hasil pengukuran dilakukan karena nilai yang menjadi terget survei magnetik adalan anomali medan magnetik (ΔH_r0).

Nilai IGRF yang diperoleh dikoreksikan terhadap data kuat medan magnetik total dari hasil pengukuran di setiap stasiun atau titik lokasi pengukuran. Meskipun nilai IGRF tidak menjadi target survei, namun nilai ini bersama-sama dengan nilai sudut inklinasi dan sudut deklinasi sangat diperlukan pada saat memasukkan pemodelan dan interpretasi.

E.    Pengolahan Data Geomagnetik

    Untuk memperoleh nilai anomali medan magnetik yang diinginkan, maka dilakukan koreksi terhadap data medan magnetik total hasil pengukuran pada setiap titik lokasi atau stasiun pengukuran, yang mencakup koreksi harian, IGRF dan topografi.

1.        Koreksi Harian

                  Koreksi harian (diurnal correction) merupakan penyimpangan nilai medan magnetik bumi akibat adanya perbedaan waktu dan efek radiasi matahari dalam satu hari. Waktu yang dimaksudkan harus mengacu atau sesuai dengan waktu pengukuran data medan magnetik di setiap titik lokasi (stasiun pengukuran) yang akan dikoreksi. Apabila nilai variasi harian negatif, maka koreksi harian dilakukan dengan cara menambahkan nilai variasi harian yang terekan pada waktu tertentu terhadap data medan magnetik yang akan dikoreksi. Sebaliknya apabila variasi harian bernilai positif, maka koreksinya dilakukan dengan cara mengurangkan nilai variasi harian yang terekan pada waktu tertentu terhadap data medan magnetik yang akan dikoreksi, datap dituliskan dalam persamaan

ΔH = H_total ± ΔH_harian

2.        Koreksi IGRF

                  Data hasil pengukuran medan magnetik pada dasarnya adalah konstribusi dari tiga komponen dasar, yaitu medan magnetik utama bumi, medan magnetik luar dan medan anomali. Nilai medan magnetik utama tidak lain adalah niali IGRF. Jika nilai medan magnetik utama dihilangkan dengan koreksi harian, maka kontribusi medan magnetik utama dihilangkan dengan koreksi IGRF. Koreksi IGRFdapat dilakukan dengan cara mengurangkan nilai IGRF terhadap nilai medan magnetik total yang telah terkoreksi harian pada setiap titik pengukuran pada posisi geografis yang sesuai. Persamaan koreksinya (setelah dikoreksi harian) dapat dituliskan sebagai berikut :

ΔH = H_total ± ΔH_harian ± H₀

       Dimana H₀ = IGRF

3.        Koreksi Topografi

                  Koreksi topografi dilakukan jika pengaruh topografi dalam survei megnetik sangat kuat. Koreksi topografi dalam survei geomagnetik tidak mempunyai aturan yang jelas. Salah satu metode untuk menentukan nilai koreksinya adalah dengan membangun suatu model topografi menggunakan pemodelan beberapa prisma segiempat (Suryanto, 1988). Ketika melakukan pemodelan, nilai suseptibilitas magnetik (k) batuan topografi harus diketahui, sehingga model topografi yang dibuat, menghasilkan nilai anomali medan magnetik (ΔH_top) sesuai dengan fakta. Selanjutnya persamaan koreksinya (setelah dilakukan koreski harian dan IGRF) dapat dituliska sebagai

ΔH = H_total ± ΔH_harian – H₀ - ΔH_top

       Setelah semua koreksi dikenakan pada data-data medan magnetik yang terukur dilapangan, maka diperoleh data anomali medan magnetik total di topogafi. Untuk mengetahui pola anomali yang diperoleh, yang akan digunakan sebagai dasar dalam pendugaan model struktur geologi bawah permukaan yang mungkin, maka data anomali harus disajikan dalam bentuk peta kontur. Peta kontur terdiri dari garis-garis kontur yang menghubungkan titik-titik yang memiliki nilai anomali sama, yang diukur dar suatu bidang pembanding tertentu.

F.      Reduksi ke Bidang Datar

            Untuk mempermudah proses pengolahan dan interpretasi data magnetik, maka data anomali medan magnetik total yang masih tersebar di topografi harus direduksi atau dibawa ke bidang datar. Proses transformasi ini mutlak dilakukan, karena proses pengolahan data berikutnya mensyaratkan input anomali medan magnetik yang terdistribusi pada bidang datar. Beberapa teknik untuk mentransformasi data anomali medan magnetik ke bidang datar, antara lain : teknik sumber ekivalen (equivalent source), lapisan ekivalen (equivalent layer) dan pendekatan deret Taylor (Taylor series approximaion), dimana setiap teknik mempunyai kelebihan dan kekurangan (Blakely, 1995).

G.    Pengangkatan ke Atas

               Pengangkatan ke atas atau upward continuation merupakan proses transformasi data medan potensial dari suatu bidang datar ke bidang datar lainnya yang lebih tinggi. Pada pengolahan data geomagnetik, proses ini dapat berfungsi sebagai filter tapis rendah, yaitu unutk menghilangkan suatu mereduksi efek magnetik lokal yang berasal dari berbagai sumber benda magnetik yang tersebar di permukaan topografi yang tidak terkait dengan survei. Proses pengangkatan tidak boleh terlalu tinggi, karena ini dapat mereduksi anomali magnetik lokal yang bersumber dari benda magnetik atau struktur geologi yang menjadi target survei magnetik ini.

H.    Koreksi Efek Regional

               Dalam banyak kasus, data anomali medan magnetik yang menjadi target survei selalu bersuperposisi atau bercampur dengan anomali magnetik lain yang berasal dari sumber yang sangat dalam dan luas di bawah permukaan bumi. Anomali magnetik ini disebut sebagai anomali magnetik regional (Breiner, 1973). Untuk menginterpretasi anomali medan magnetik yang menjadi target survei, maka dilakukan koreksi efek regional, yang bertujuan untuk menghilangkan efek anomali magnetik regioanl dari data anomali medan magnetik hasil pengukuran. Salah satu metode yang dapat digunakan  untuk memperoleh anomali regional adalah pengangakatan ke atas hingga pada ketinggian-ketinggian tertentu, dimana peta kontur anomali yang dihasilkan sudah cenderung tetap dan tidak mengalami perubahan pola lagi ketika dilakukan pengangkatan yang lebih tinggi.

I.       Interpretasi Data Geomagnetik

               Secara umum interpretasi data geomagnetik terbagi menjadi dua, yaitu interpretasi kualitatif dan kuantitatif. Interpretasi kualitatif didasarkan pada pola kontur anomali medan magnetik yang bersumber dari distribusi benda-benda termagnetisasi atau struktur geologi bawah permukaan bumi. Selanjutnya pola anomali medan magnetik yang dihasilkan ditafsirkan berdasarkan informasi geologi setempat dalam bentuk distribusi benda magnetik atau struktur geologi, yang dijadikan dasar pendugaan terhadap keadaan geologi yang sebenarnya.

               Interpretasi kuantitatif bertujuan untuk menentukan bentuk atau model dan kedalaman benda anomali atau strukutr geologi melalui pemodelan matematis. Untuk melakukan interpretasi kuantitatif, ada beberapa cara dimana antara satu dengan lainnya mungkin berbeda, tergantung dari bentuk anomali yang diperoleh, sasaran yang dicapai dan ketelitian hasil pengukuran. Beberapa pemodelan yang biasa digunakan yaitu pemodelan dua setengah dimensi dan pemodelan tiga dimensi.

PENGANTAR METODE GRAVITASI

PENGANTAR

METODE GRAVITASI

Gambar 1. Ilustrasi Metoda Gravitasi

    Pengertian Metode Gravitasi

        Salah satu metode geofisika yang didasarkan pada pengukuran medan gravitasi. Pengukuran ini dapat dilakukan dipermukaan bumi, dikapal maupun di udara. Dalam metode ini dipelajari adalah variasi medan gravitasi akibat variasi rapat massa batuan dibawah permukaan sehingga dalam pelaksanaannya yang diselidiki adalah perbedaan medan gravitasi dari satu titik observasi terhadap titik observasi lainnya. Metode gravitasi umumnya digunakan dalam ekslorasi jebakan minyak (oil trap). Disamping itu metode ini juga banyak dipakai dalam eksplorasi mineral dan lainnya.

   Tahap – Tahap Penelitian Dalam Metode Gravitasi

a.      Akuisisi Data

Akuisisi data merupakan proses pengambilan data dilapangan, mulai dari mengetahui informasi dari daerah yang akan diukur dan persiapan alatnya. Beberapa diantara alat itu adalah :

·         Seperangkat Gravimeter

·         GPS

·         Peta Geologi dan Peta Topografi

·         Penunjuk Waktu

·         Alat Tulis

·         Kamera

·         Pelindung Gravimeter

·         Dan beberapa alat pendukung lainnya.

Setelah alat telah dipersiapkan, langkah awal untuk pengukuran adalah menggunakan peta geologi dan peta topografi, hal ini bertujuan untuk menentukan lintasan pengukuran dan base station yang telah diketahui harga percepatan gravitasi. Akan tetapi ada beberapa parameter lain yang harus diperhatikan dalam penentuan base station, lintasan pengukuran dan titik ikat. Antara lain adalah :

·         Letak titik pengukuran harus jelas dan mudah dikenal

·         Lokasi titik pengukuran harus dapat dibaca dalam peta

·         Lokasi titik pengukuran harus mudah dijangkau serta bebas dari gangguan kendaraan bermotor, mesin dll.

·         Lokasi titik pengukuran harus terbuka sehingga GPS mampu menerima sinyal dari satelit dengan baik tanpa ada penghalang.

Jadi intinya hal yang harus diperhatikan adalah melakukan kalibrasi alat dan menentukan titik acuan (base station) sebelum melakukan pengambilan data gaya berat di titik-titik ukur lainnya. Mencari besarnya harga medan gravitasi suatu base station (titik acuan) pengukuran dapat dilakukan dengan persamaan :

gbs =  gref + (Gpembacaan bs + Gpembacaan ref)

Keterangan :

Gbs = harga medan gravitasi base station

Gref = harga medan gravitasi titik referensi

Gpembacaan bs = harga pembacaan gravitasi di base station

Gpembacaan ref = harga pembacaan gravitasi di titik referensi

b.      Pengolahan Data

Pengolahan data dalam metode gravitasi ini meliputi tahapan-tahapan antara lain :

-          Konversi hasil pembacaan gravimeter ke nilai milligal

-          Koreksi tinggi alat

-          Koreksi drift (apungan)

-          Koreksi pasang surut

-          Koreksi gravitasi normal

-          Koreksi udara bebas (free-air correction)

-          Koreksi bouguer

-          Koreksi menda (terrain correction)

1.      Koreksi Data Dalam Metode Gravitasi

Dalam pengukuran metode gravitasi, percepatan gravitasi yang diukur tidak hanya berasal dari densitas yang dipengaruhi oleh anomali saja, tetapi ada faktor-faktor yang mempengaruhi data percepatan gravitasi yang diukur, diantaranya yaitu efek variasi waktu. Oleh karena itu banyak faktor yang mempengaruhi nilai pengukuran gravitasi, maka perlu dilakukan koreksi-koreksi didalam proses pengolahan data.

a.       Koreksi Baca Alat (skala)

Ketika kita melakukan pengukuran terkadang terjadi kesalahan saat pembacaan alat, kesalahan pembacaan alat ini dinamakan dengan koreksi baca alat atau skala.

b.      Koreksi Tinggi Alat

Yang dimaksud dengan tinggi alat adalah jarak antara permukaan atas gravimeter dengan titik ukur. Adapun tujuan dilakukan koreksi tinggi alat adalah agar pembacaan gravitasi disetiap titik mempunyai posisi ketinggian yang sama dengan titik pengukuran dari hasil data GPS.

c.       Koreksi Pengaruh Pasang Surut

Koreksi ini dilakukan karena data gravitasi yang terekam oleh alat dipengaruhi oleh gravitasi benda-benda diluar bumi seperti bulan dan matahari, yang berubah terhadap lintang dan waktu. Untuk mendapatkan nilai pasang surut ini maka, dilihatlah perbedaan nilai gravitasi stasiun dari waktu ke waktu terhadap base.

d.      Koreksi Apung (Drift)

Karena adanya penyimpangan atau guncangan pada alat sewaktu pengukuran dan dalam perjalanan memnungkinkan bergesernya pembacaan titik nol dalam alat tersebut. Pergeseran titik nol ini disebut Drift, dan besarnya adalah sebagai fungsi waktu. Koreksi drift dilakukan dengan mengadakan pembacaan ulang pada titik ikat dalam satu loop, sehingga dapat diketahui penyimpangannya.

e.       Koreksi Lintang

Koreksi ini dilakukan karena bentuk bumi tidak bulat sempurna tetapi dianggap berbentuk elips sehingga jari-jari bumi tidak sama atau berbentuk pepat pada daerah ekuator dan juga karena rotasi bumi. Hal tersebut membuat ada perbedaan nilai gravitisi karena pengaruh lintang yang ada dibumi.

f.       Koreksi  Udara Bebas (Free Air Correction)

Koreksi ini dilakukan untuk mengkompensasi ketinggian antara titik pengamatan dan datum (mean sea level) atau disebut koreksi ketinggian karena permukaan bumi yang tidak rata dan datar.

g.      Koreksi Bouger

Koreksi bouger dilakukan untuk mengkompensasi pengaruh massa batuan terdapat antara stasiun pengukuran dan (mean sea level) yang diabaikan pada koreksi udara bebas.

h.      Koreksi Medan (Terrain Correction)

Koreksi medan mengakomodir ketidak teraturan pada topografi sekitar titik pengukuran. Pada saat pengukuran, elevasi topografi disekitar titik pengukuran, biasanya dalam radius dalam dan luar, diukur elevasinya.

c.       Interpretasi Data

Dalam menentukan sebuah besaran tertentu di aomali Bouguer yang telah diperolah, perlu adanya proses lanjutan yaitu interpretasi terhadap data tersebut. Interpretasi gaya berat secara umum dibedakan menjadi dua yaitu Interpretasi kualitatif dan kuantitatif.

a.       Interpretasi Kualitatif

Interpretasi kualitatif dilakukan dengan mengamati data gaya berat berupa anomali Bouguer. Anomali tersebut akan memberikan hasil secara gelobal yang masih mempunyai anomali regional dan residual. Hasil interpretasi data menafsirkan pengaruh anomali terhadap bentuk benda, tetapi tidak smpai memperoleh besaran matematisnya. Misal pada peta anomali bouguer diperoleh bentuk kontur tertutup maka dapat di tapsirkan sebagai struktur batuan berupa lipatan (sinklin atau antiklin). Dengan interpretasi ini dapat dilihat arah penyebaran anomali atau nilai anomali yang dihasilkan.

b.      Interpretasi Kuantitatif

Interpretasi kuantitatif dilakukan untuk memahami lebih dalam hasil interpretasi kualitatif dengan membuat penampang gayaberat pada peta kontur anomali.  Teknik interpretasi kuantitatif mengasumsikan distribusi rapat massa dan menghitung efek gayaberat kemudian membandingkan dengan gayaberat yang diamati.  Interpretasi kuantitatif pada penelitian ini adalah analisis model bawah permukaan dari suatu penampang anomali Bouguer dengan menggunakan metoda poligon yang diciptakan oleh Talwani.  Metoda tersebut telah dibuat pada software GRAV2DC.

1.      Pemodelan

Pemodelan merupakan suatu proses yang dilakukan untuk mendapatkan model bawah permukaan yang akan menggambarkan distribusi rapat massa dan geometris bendanya pada kedalaman bervariasi didaerah penelitian, dan biasanya disebut interpretasi kuantitatif.

a.       Permodelan Kedepan (Forward Modelling)

Pemodelan dilakukan dengan cara mencoba-coba parameter model benda anomali dengan bentuk sembarang dua dimensi sampai diperoleh anomali gayaberat perhitungan yang paling sesuai atau mendekati anomali pengamatan.

b.      Permodelan Inversi (Inverse Modelling)       

Pemodelan yang dimana parameter benda anomali diperoleh secara langsung dari anomali gayaberat pengamatan atau data.

GEODINAMIKA

GEODINAMIKA

Pengertian

     Apakah geodinamika itu, Geodinamika adalah studi tentang proses-proses dasar fisika untuk memahami lempeng tektonik dan berbagai fenomena geologi (Turcotte dan Schubert, 2002). Melalui pendekana-pendekatan di dalam geodinamika, dapat diketahui segala aspek yang berkaitan dengan proses dinamis pada lapisan lapisan bumi. Terutama menyangkut tentang lempeng litosfer. Proses-proses yang berkaitan dengan lempeng litosfer sangat penting untuk diketahui agar teori-teori mengenai proses dinamis pada kerak bumi dapat selaras dan dengan pendekatan-pendekatan yang ada, dapat pula dipahami tentang proses pembentukan berbagai bentuk topografi di kerak bumi.

     Lempeng tektonik menjadi pembahasan yang cukup masif di dalam geodinamika. Lempeng tektonik merupakan suatu medel dimana kulit luar dari bumi dibagi menjadi beberapa lempeng tipis dan rigid yang bergerak relatif antara satu dan yang lain. Pergerakan relatif ini memiliki kecepatan dengan derajat puluhan milimeter per tahun.

Teori Lempeng Tektonik

     Kata tektonik berasal dari bahasa Yunani ‘tektonikos’ yang berarti bangunan atau konstruksi. Teori lempeng tektonik adalah teori yang menjelaskan struktur kerak bumi sebagai hasil pemisahan litosfer ke dalam beberapa lempeng semi-tegar (semi-rigid), yang bergerak didorong oleh arus konveksi di dalam astenosfer. Gerakan lempeng litosfer ini mengakibatkan proses geodinamik, misalnya : terjadinya gempabumi, pembentukan pegunungan, proses metamorfosis batuan dan aktivitas vulkanik. Definisi dari teori lempeng tektonik menurut Microsoft Encarta adalah teori tentang gerakan hipotesis lempeng kerak bumi, suatu teori yang menjelaskan pergeseran benua, aktivitas seismik dan vulkanik, pembentukan jalur pegunungan hingga gerakan lempeng kerak bumi di atas bantuan mantel yang kurang rigid. Sedangkan lempeng tektonik merupakan suatu medel dimana kulit luar dari bumi dibagi menjadi beberapa lempeng tipis dan rigid yang bergerak relatif antara satu dan yang lain. Pergerakan relatif ini memiliki kecepatan dengan derajat puluhan milimeter per tahun. (Turcotte dan Schubert, 2002)

Gambar 1. Persebaran Lempeng Tektonik Di Separuh Dunia

Sejarah Teori Lempeng Tektonik

     Teori lempeng tektonik diawali oleh hipotesa pengapungan benua (continental drift) yang sudah diusulkan sejak tahun 1915. Namun pada waktu itu masih banyak yang meragukan kebenaran dari teori pengapungan benua. Salah satu penyebabnya adalah bahwa ketika itu semua bukti u=yang mendukung hipotesa pengapungan benua hanya berasal dari data daratan saja. Padahal, di kemudian hari terbukti bahwa sumber penggerak utama pergeseran benua berada di dasar samudra. Secara komprehensif teori pergeseran benua pertama kali disampaikan oleh Alfred Wegener, seorang ahli meteorologi bangsa Jerman, dalam bukunya tahun 1915 : The Origin of Continents and Ocean ( Asal-usul Benua dan Samudera). Wegener mendasarkan teorinya tidak hanya pada bentuk benua, tetapi juga pada bukti geologi, misalnya kemiripan fosil-fosil yang ditemukan di Brazil dan Afrika. Wegener menggambar sejumlah peta yang memperlihatkan tahapan-tahapan proses pergeseran benua. Diawali dengan sebuah massa daratan yang sangat besar, yang disebutnya Pangea (artinya ‘samudera daratan’). Diyakininya bahwa benua-benua yang terdiri atas batuan granit yang relatif ringan ‘mengapung’ di atas batuan dasar samudera (basalt) yang lebih berat.

     Dalam buku Our Wondering Continents, Du Toit (1937) menyatakan bahwa asal-usul super benua bukan satu, melainkan dua : Laurasia di bagian utara dan Gondwanaland di bagian selatan. Kedua benua tersebut dipisahkan oleh samudera Tethys. Herry Hess (1962) membuat hipotesa bahwa dasar samudera terbentuk pada poros punggung samudera dan bergerak menjauhi poros tersebut untuk membentuk suatu dasar samudera baru dalam proses yang disebut pemekaran dasar samudera ( sea floor spreading).

     Teori lempeng tektonik baru berkembang setelah 1960-an, ketika survei oseanografi telah cukup banyak memiliki data untuk membuat peta topografi regional dasar samudera. Data ini menunjukkan bahwa dasar samudera itu tidak datar, juga tidak mirip dengan permukaan daratan. Di dasar samudera ada suatu sistem retakan di sepanjang punggung samudera, dan ada sistem palung laut dalam di sepanjang pinggiran batas samudera. Kedua bentuk struktur ini merupakan daerah yang aktifitas seismiknya paling tinggi di dunia.      T.J. Wilson pada 1965 menemukan gagasan baru dari transform fault yang melengkapi jenis patahan yang dibutuhkan untuk menjelaskan mobilitas dari lempeng tektonik. Setahun setelah itu, T.J. Wilson mempublikasikan pemutakhiran mengenai teori lempeng tektoniknya serta mengenalkan konsepnya mengenai siklus lempeng tektonik yang dikenal sebagai siklus Wilson.

Gambar 2. Siklus Wilson

Bukti-bukti Pendukung Hipotesa Pergeseran Benua

     Untuk membuktikan kebenaran dari teori pergeseran benua, maka juga diperlukan untuk menyusun teori mengenai rekronstruksi dari benua yang bergeser itu sendiri. Agar dapat merekronstruksi secara akurat dan logis, diperlukan suatu model matematis yang dapat diterapkan dalam menjelaskan pergerakan dari lempeng tektonik. Hal ini dapat dipenuhi dengan menerapkan teorema Euler, yang dapat menjelaskan pergerakan suatu bidang pada permukaan bola. Setelah didapatkan suatu pendekatan dari rekronstruksi suatu benua, maka perlu dibuktikan bahwa mekanisme pergerakan benua memang benar-benar terjadi dan sesuai dengan teori-teori yang ada. Beberapa cakupan yang dapat memberikan bukti dari hipotesa pergeseran benua antara lain, Paleontologi, Struktur dan jenis batuan, Paleoglasiasi, Paleoklimatik.

Bukti Paleontologi

Gambar 3. Contoh Bukti Paleontologi

     Pergeseran benua telah memberikan dampak pada distribusi dari binatang dan tanaman purba (Briggs, 1987) dengan membuat batas untuk memisahkan antar populasi. Salah satu contoh yang jelas adalah pertumbuhan pemekaran antara dua pecahan superkontinen yang mencegah migrasi antara kedua sisi kontinen yang terpisah. Distribusi masa lampau dari tetrapoda menandakan bahwa ada suatu hubungan antara Gondwana dan Laurasia. Sisa dari reptil Mesosaurus ditemukan di Brazil dan Afrika selatan. Walaupun hewan ini dapat beradaptasi dengan berenang, namun sangat tidak mungkin Mesosaurus dapat menjelajahi samudera Atlantik untuk dapat bermigrasi dari selatan Afrika menuju Brazil atau sebaliknya. Tentu saja hal ini dapat terjadi dan sangat mudah untuk dijelaskan jika kedua bagian tersebut dulunya merupakan satu kesatuan.

Contoh lain adalah reptil mirip mamalia yg termasuk dlm genus Lystrosaurus yang hanya dapat hidup di daratan. Ternyata fosilnya ditemukan dlm jumlah besar di Afrika Selatan, Amerika Selatan dan Asia, serta pd tahun 1969 tim ekspedisi Amerika Serikat menemukannya juga di Antartika. Jadi genus tersebut menghuni semua benua bagian selatan. Ada pendapat yang menyatakan kemungkinan dulu ada daratan yang menjadi jembatan penghubung benua-benua tersebut sehingga memungkinkan penyebaran Lystrosaurus di berbagai bagian dunia yang berjauhan. Pendapat ini terbantah oleh kenyataan bahwa survei dasar samudera menunjuk-kan tidak pernah ada bekas jembatan daratan yang telah tenggelam.

Paleobotani juga menunjukkan pola yang mirip dari pemisahan benua. Fosil biji-bijian pakis Glossopteris telah ditemukan dlm batuan-batuan yg berumur sama di Amerika Selatan, Afrika Selatan, Australia dan India, serta di Antartika sekitar 480 km dari Kutub Selatan. Biji-bijian matang tanaman pakis tersebut berdiameter beberapa milimeter, terlalu besar untuk dapat disebarluaskan oleh angin menyeberangi samudera Atlantik.

Sedikit bukti yang jelas lainnya adalah keterkaitan suatu populasi makhluk hidup dengan iklim. Sebagai dampak dari pergeseran benua secara latitudinal akan menyebabkan kondisi iklim yang tidak sesuai untuk organisme tertentu. Dan juga proses dari lempeng tektonik dapat menyebabkan perubahan topografi dan merubah habitat yang tersedia untuk organisme tertentu.