TEORI
1.1 Sejarah dan Perkembangan
Sejarah perkembangan Metode Magnetik telah dikenal sekitar 400 tahun yang lalu. Orang yang pertama kali melakukan penelitian magnetisasi bumi secara ilmiah adalah Sir William Gilbert (1540 – 1603). Gilbert adalah orang yang pertama kali melihat bahwa medan magnet bumi ekivalen dengan arah utara – selatan sumbu rotasi bumi. Penemuan Gilbert kemudian diperdalam oleh Van Wrede (1843) untuk melokalisir endapan bijih besi dengan mengukur variasi magnet di permukaan bumi. Hasil penelitiannya kemudian dibukukan oleh Thalen (1879) dengan judul :” The Examination Of Iron Ore Deposite By Magnetic Measurement” yang kemudian menjadi pionir bagi pengukuran magnetisasi bumi (Geomagnet).
Metode magnet adalah salah satu metode geofisika yang digunakan untuk menyelidiki kondisi permukaan bumi dengan memanfaatkan sifat kemagnetan batuan yang diidentifikasikan oleh kerentanan magnet batuan. Metode ini didasarkan pada pengukuran variasi intensitas magnetik di permukaan bumi yang disebabkan adanya variasi distribusi (anomali) benda termagnetisasi di bawah permukaan bumi. Variasi intensitas medan magnetik yang terukur kemudian ditafsirkan dalam bentuk distribusi bahan magnetik dibawah permukaan, kemudian dijadikan dasar bagi pendugaan keadaan geologi yang mungkin teramati. Pengukuran intensitas medan magnetik dapat dilakukan di darat, laut maupun udara. Susceptibilitas magnet batuan adalah harga magnet suatu batuan terhadap pengaruh magnet, yang pada umumnya erat kaitannya dengan kandungan mineral dan oksida besi. Semakin besar kandungan mineral magnetit di dalam batuan, akan semakin besar harga susceptibilitasnya. Metoda ini sangat cocok untuk pendugaan struktur geologi bawah permukaan dengan tidak mengabaikan faktor kontrol adanya kenampakan geologi di permukaan dan kegiatan gunungapi. Metode magnetik sering digunakan dalam eksplorasi minyak bumi, panas bumi, dan batuan mineral serta bisa diterapkan pada pencarian prospeksi benda-benda arkeologi.
1.2 Metode Geomagnetik
Salah satu metode yang banyak digunakan dalam prospeksi geofisika adalah metode elektromagnetik. Metode elektromagnetik ini biasanya digunakan untuk eksplorasi benda-benda konduktif. Perubahan komponen-komponen medan akibat variasi konduktivitas dimanfaatkan untuk menentukan struktur bawah permukaan. Medan elektromagnetik yang digunakan dapat diperoleh dengan sengaja, seperti dengan membangkitkan medan elektromagnetik di sekitar daerah observasi, pengukuran semacam ini disebut teknik pengukuran aktif. Contoh metode ini adalah Turam elektromagnetik. Metode ini kurang praktis dan daerah observasi dibatasi oleh besarnya sumber yang dibuat. Teknik pengukuran lain adalah teknik pengukuran pasif, yaitu dengan memanfaatkan medan elektromagnetik yang berasal dari sumber yang tidak secara sengaja dibangkitkan di sekitar daerah pengamatan. Gelombang elektromagnetik seperti ini berasal dari alam dan dari pemancar frekuensi rendah (15-30 Khz) yang digunakan untuk kepentingan navigasi kapal selam. Teknik ini lebih praktis dan mempunyai jangkauan daerah pengamatan yang luas.
Metode Geomagnet adalah salah satu metoda di geofisika yang memanfaatkan sifat kemagnetan bumi. Menggunakan metoda ini diperoleh kontur yang menggambarkan distribusi susceptibility batuan di bawah permukaan pada arah horizontal. Dari nilai susceptibility selanjutnya dapat dilokalisir / dipisahkan batuan yang mengandung sifat kemagnetan dan yang tidak. Mengingat survey ini hanya bagus untuk pemodelan kearah horizontal, maka untuk mengetahui informasi kedalamannya diperlukan metoda Resistivity 2D. Jadi, survey geomagnet diterapkan untuk daerah yang luas, dengan tujuan untuk mencari daerah prospek. Setelah diperoleh daerah yang prospek selanjutnya dilakukan survey Resistivity 2D.
Medan dalam ilmu geofisika terdiri dari 2 :
- Medan alami adalah misalnya radiasi gelombang gempa bumi, medan gravitasibumi, medan magnet bumi, medan listrik dan elektromagnetik bumi serta radiasi radiokativitas bumi.
- Medan buatan dapat berupa ledakan dinamit, pemberian arus listrik ke dalam tanah, pengiriman sinyal radar dan lain sebagainya.
- 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 :
- Deklinasi (D), yaitu sudut antara utara magnetik dengan komponen horizontal yang dihitung dari utara menuju timur.
- Inklinasi(I), yaitu sudut antara medan magnetik total dengan bidang horizontal yang dihitung dari bidang horizontal menuju bidang vertikal ke bawah.
- Intensitas Horizontal (H), yaitu besar dari medan magnetik total pada bidang horizontal.
- Medan magnetik total (F), yaitu besar dari vektor medan magnetik total.
Medan magnet utama bumi berubah terhadap waktu. Untuk menyeragamkan nilai-nilai medan utama magnet bumi, dibuat standar nilai yang disebut International Geomagnetics Reference Field (IGRF) yang diperbaharui setiap 5 tahun sekali. Nilai-nilai IGRF tersebut diperoleh dari hasil pengukuran rata-rata pada daerah luasan sekitar 1 juta km2 yang dilakukan dalam waktu satu tahun. Medan magnet 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),
- 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 (ΔHr0).
Nilai IGRF yang diperoleh dikoreksikan terhadap data kuat medan magnetik total dari hasil pengukuran di setiap stasiun atau titik lokasi pengukuran. Meskipun nilai IGRF tidak menjadi target survei, namun nilai ini bersama-sama dengan nilai sudut inklinasi dan sudut deklinasi sangat diperlukan pada saat memasukkan pemodelan dan interpretasi.
1.3 Sifat-Sifat Kemagnetan Material
Dalam menginterpretasikan data magnetik perlu diketahui hal-hal sebagai berikut:
Gaya Magnetik
Gaya magnet ini diberi symbol F, yang rumusnya berasal dari hukum Couloumb yang mirip dengan hukum Newton, yaitu :
(tak berdimensi, dalam ruang hampa = 1, dan di udara praktis sama dengan 1) Jika kuat medan magnet sebesar 1 emu yang timbul diantara dua kutub m1 dan m2, dimana kutub satu dengan yang lainnya berjarak 1 cm (diruang hampa atau udara), gaya magnetiknya adalah sebesar 1 dyne. Sebagai konversi kutub utara magnet bumi. Sedangkan kutub negatif tertarik oleh kutub selatan bumi.
Kuat Medan Magnet
Simbol dari kuat medan magnet adalah H. Bila satu titik berada dalam jarak r dari kutub m, kuat medan magnetik pada titik tersebut H didefinisikan sebagai gaya pada satu satuan kutub.
1.4 Kemagnetan Batuan atau Mineral dan Susceptibilitas Magnet Batuan
1. Magnetisme Batuan dan Mineral
Semua material bumi, baik berupa unsur ataupun senyawa dan sebagainya, ditinjau dari sifat-sifat kemagnetannya pada umumnya terbagi dalam kelompok-kelompok :
a. Diamagnetisme
Suatu zat adalah tergolong pada jenis diamagnetik jika mempunyai susceptibilitas magnetik negatif sehingga intensitas magnetisasi yang diimbas I dalam zat oleh medan H adalah berlawanan arah H. Semua material pada dasarnya adalah diamagnetik karena gerak orbit elektron yang bermuatan negatif dalam zat di dalam medan luar H mempunyai arah yang melawan arah H. Tetapi diamagnetisme akan timbul jika momen magnetik atomik total semua atom adalah nol jika H nol. Jadi dengan kata lain jika atom mempunyai kulit-kulit elektron yang terisi penuh. Banyak elemen dan senyawa menunjukkan sifat dimagnetisme. Misalnya : graphite, gypsum, marmer, kwarsa, garam.
b. Paramagnetisme
Semua zat yang mempunyai susceptibilitas magnetik positif adalah zat paramagnetik. Dalam zat semacam ini setiap atom atau molekul mempunyai momen magnetik total yang tak sama dengan nol dalam medan luar yang nol. Hal ini terjadi pada zat-zat yang subkulitnya tak penuh hingga maksimum. Misalnya : 22Ca hingga 28Ni, 41Ne hingga 25Rh, 57Li hingga 78Pt, 90Tn hingga 92U. Hingga susceptibilitasnya tergantung temperatur.
c. Ferromagnetisme
Elemen-elemen seperti besi, kobalt, dan nikel adalah elemen paramagnetik yang interaksi magnetik antara atom dengan group atom sedemikian kuatnya hingga terjadi penyearahan momen-momen dalam daerah yang besar dalam zat. Pada umumnya susceptibilitas material ferromagnetik 106 kali material diamagnetik dan paramagnetik. Ferromagnetism juga turun dengan turunnya temperatur dan hilang sama sekali pada suhu Curie. Mineral ferromagnetik tak terjadi di alam.
d. Antiferromagnetisme
Material ini mempunyai susceptibilitas seperti material paramagnetik tetpi harganya naik dengan naiknya temperatur hingga temperatur tertentu, kemudian turun menurut hukum Curie- Weiss. Hal ini terjadi karena momen magnetik total sejajar dan anti sejajar sehingga sub-dominan dalam material ini saling meniadakan sehingga susceptibilitasnya menjadi sangat kecil. Contoh dari antiferromagnetisme adalah : hematite.
e. Ferrimagnetisme
Material ini mempunyai susceptibilitas magnetik yang sangat besar dan tergantung pada suhu, domain-domain magnetik dalam material ini terbagi-bagi dalam keadaan daerah yang menyearah saling berlawanan tetapi momen magnetik totalnya tak nol jika medan luar nol. Praktis semua mineral magnetik adalah ferrimagnetik.
Meskipun dalam beberapa hal magnetisasi batuan bergantung terutama pada kekuatan sesaat dar sesaat dari medan magnetik bumi di sekeliling dan kandungan mineral magnetiknya.
2. Magnetisme Residual
Dalam prakteknya seringkali magnetisme residual berkontribusi pada magnetisasi total dalam batuan, baik dalam amplitudo maupun dalam arah. Efeknya sangat komplek karena kebergantungannya pada sejarah magnetik batu-batuan. Magnetisme residual ini dinamakan magnetisasi remanen normal (Normal Remanent Magnetization-NRM) yang dapat disebabkan oleh beberapa penyebab, diantaranya :
a) Magnetisasi Remanen Kimiawi (Chemical Remanent Magnetization-CRM), terjadi jika butir magnetik bertambah besarnya atau berubah dari satu bentuk ke bentuk lain sebagai akibat reaksi kimia pada temperatur sedang, yaitu di bawah titik Curie. Proses ini penting dalam batu-batuan sedimen dan metamorf.
b) Magnetisasi Remanen Detrial (DRM) terjadi selama pemadatan yang lamban pertikel butir
halus dalam medan luar.
c) Magnetisasi Remanen Isothermal (TRM) adalah residual yang tertinggal setelah penghapusan medan luar (lihat kurva hysterisis). Medan magnetik bumi terlalu kecil untuk menghasilkan IRM yang cukup. Sambaran halilintar menghasilkan IRM pada daerah kecil yang tak teratur.
d) Magnetisasi Remanen Thermo (TRM) terjadi jika material magnetik didinginkan dari titik Curie dalam medan magnetik luar. Remanen yang terjadi dalam cara ini adalah stabil. Dalam beberapa kasus dapat mempunyai arah yang berlawanan dengan medan yang memagnetisasi. Ini adalah mekanisme dalam magnetisasi batuan igneous (beku).
e) Magnetisasi Remanen Viskos (kental) (VRM) dihasilkan oleh medan luar, terbentuknya remanen sebagai fungsi logaritmik waktu. Mungkin VRM lebih karakteristik batuan berbutir halus pada butir yang kasar. Remanen yang terjadi cukup stabil.
3. Susceptibilitas Magnet Buatan
Pada umumnya sifat magnet batuan dilihat dari susceptibilitasnya. Susceptibilitas magnet batuan adalah harga magnet suatu batuan terhadap pengaruh magnet, yang pada umumnya erat kaitannya dengan kandungan mineral dan oksida besi. Semakin besar kandungan mineral magnetit di dalam batuan, akan semakin besar harga susceptibilitasnya. Metoda ini sangat cocok untuk pendugaan struktur geologi bawah permukaan dengan tidak mengabaikan faktor kontrol adanya kenampakan geologi di permukaan dan kegiatan gunungapi.
Metode magnetik sering digunakan dalam eksplorasi minyak bumi, panas bumi, dan batuan mineral serta bisa diterapkan pada pencarian prospeksi benda-benda arkeologi.
Susceptibilitas tersebut dapat diukur dengan cara yang dikembangkan oleh Mooney, yaitu dengan menumbuk halus contoh batuan kemudian di tempatkan dekat medan magnet sehingga defleksi jarum magnetometer yang dipengaruhi contoh batuan tadi dapat digunakan untuk melihat susceptibilitasnya. Di Laboratorium, digunakan beberapa alat untuk mengukur susceptibilitas batuan tersebut. Salah satu contoh, suatu kumparan yang terdiri dari kumparan primer dan sekunder berubah secara mekanis akibat adanya perubahan keseimbangan magnet bila contoh batuan tersebut diletakkan. Bila diketahui arus yang diberikan pada kumparan primer, lalu tegangan induksi pada kumparan sekunder diukur maka susceptibilitasnya dapat dihitung dengan perhitungan yang sesuai. Cara kerja alat untuk mengukur susceptibilitas ini dikembangkan oleh Barret.
Bila medan magnet luar digunakan untuk mengukur susceptibilitas biasanya hasil kuat medannya ditunjukkan dalam suatu tabel. Polarisasi yang di pengaruhi contoh batuan pada pengukuran medan terdiri dari dua bagian, yaitu polarisasi susceptibilitas kH yang bergantung pada medan luar H dan susceptibilitas k, serta intensitas polarisasi remanen I yang mempengaruhi magnet residual dimana tidak ada medan luar.
Tabel (1) menunjukkan harga susceptibilitas dari contoh batuan mineral. Susceptibilitas ini ditentukan dengan metoda yang diperkenalkan oleh Ritcher. Pada umumnya harga-harga pada tabel (1) menduga bahwa magnet batuan dianggap berasal dari pada isi magnetnya. Ritcher mendapatkan susceptibilitas magnetik (ambil 0,3 cgs unit). Ritcher menemukan cara yabg baik antara harga yang dikalkulasikan dan yang diukur secara langsung pada kuat medan yang sama. Stearn mempunyai suatu daftar magnet dari beberapa batuan beku. Susceptibilitas yang dihitung menurut data Stearn dengan metoda Slichter ditunjukkan pada tabel (2) range variasi susceptibilitas untuk beberapa type batuan yang ada.
Peter mempelajari suatu grafik batang (gambar 4-1) yang menunjukkan susceptibilitas batuan dari suatu pengukuran di laboratorium dengan beberapa contoh batuan, yaitu batuan beku, metamorf, dan sedimen. Batuan beku dan metamorf umumnya mempunyai susceptibilitas yang tinggi dari pada batuan sedimen. Tetapi pada hakekatnya formasi sediman mempunyai isi magnet cukup tinggi yang bisa dipetakan untuk survey magnet, terutama bila sensitivitas alatnya yang digunakan cukup tinggi.
Tabel (3) menunjukkan perbedaan susceptibilitas magnet pada jenis batuan.
1.5 Kelebihan dan Kekurangan Metode Geomagnet
Kelebihan
Kelebihan metode magnetik dibanding metode yang lain:
a. Metode ini sensitif terhadap perubahan vertical, umumnya digunakan untuk mempelajari tubuh intrusi, batuan dasar, urat hydrothermal yang kaya akan mineral ferromagnetic, struktur geologi.Umumnya tubuh intrusi, urat hydrothermal kaya akan mineral ferromagnetic(Fe3O4, Fe2O3) yang memberi kontras pada batuan sekelilingnya.
b. Mineral-mineral ferromagnetic akan kehilangan sifat kemagnetannya bila dipanasi mendekati temperatur Curie oleh karena itu efektif digunakan untuk mempelajari daerah yang dicurigai mempunyai potansi Geothermal.
c. Data acquitsition dan data proceding dilakukan tidak serumit metoda gaya berat. Penggunaan filter matematis umum dilakukan untuk memisahkan anomaly berdasarkan panjang gelombang maupun kedalaman sumber anomaly magnetic yang ingin diselidiki.
Kekurangan
Metode ini sangat sensitif dengan medan magnet dari luar yang akan memperbesar nilai pendeteksian sehingga pengukuran menjadi tidak akurat dan membutuhkan daya yang besar.
1.6 Alat atau Instrument
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 digunakan 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).
- Kompas geologi, untuk mengetahui arah utara dan selatan dari medan magnet bumi.
- Peta topografi, untuk menentukan rute perjalanan dan letak titik pengukuran pada saat survei magnetik di lokasi.
- Sarana transportasi.
- Buku kerja, untuk mencatat data-data selama pengambilan data.
- PC atau laptop dengan software seperti Surfer, Matlab, Mag2DC, dan lain-lain.
1.7 Cara Pengambilan Data
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.
1.8 Pengolahan Data dan Software
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.
· 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 = Htotal ± ΔH harian
· 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 = Htotal ± ΔHharian ± H0
Dimana H0 = IGRF
· Koreksi Topografi
Koreksi topografi dilakukan jika pengaruh topografi dalam survei megnetik sangat kuat. Koreksi topografi dalam survei geomagnetik tidak mempunyai aturan yang jelas. Salah satu metode untuk menentukan nilai koreksinya adalah dengan membangun suatu model topografi menggunakan pemodelan beberapa prisma segiempat (Suryanto, 1988). Ketika melakukan pemodelan, nilai suseptibilitas magnetik (k) batuan topografi harus diketahui, sehingga model topografi yang dibuat, menghasilkan nilai anomali medan magnetik (ΔHtop) sesuai dengan fakta. Selanjutnya persamaan koreksinya (setelah dilakukan koreski harian dan IGRF) dapat dituliskan sebagai :
ΔH = Htotal ± ΔHharian – H0 – Δhtop
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.
· Reduksi ke Bidang Data
Untuk mempermudah proses pengolahan dan interpretasi data magnetik, maka data anomali medan magnetik total yang masih tersebar di topografi harus direduksi atau dibawa ke bidang datar. Proses transformasi ini mutlak dilakukan, karena proses pengolahan data berikutnya mensyaratkan input anomali medan magnetik yang terdistribusi pada biang datar. Beberapa teknik untuk mentransformasi data anomali medan magnetik ke bidang datar, antara lain : teknik sumber ekivalen (equivalent source), lapisan ekivalen (equivalent layer) dan pendekatan deret Taylor (Taylor series approximaion), dimana setiap teknik mempunyai kelebihan dan kekurangan (Blakely, 1995).
· Pengangkatan ke Atas
Pengangkatan ke atas atau upward continuation merupakan proses transformasi data medan potensial dari suatu bidang datar ke bidang datar lainnya yang lebih tinggi. Pada pengolahan data geomagnetik, proses ini dapat berfungsi sebagai filter tapis rendah, yaitu unutk menghilangkan suatu mereduksi efek magnetik lokal yang berasal dari berbagai sumber benda magnetik yang tersebar di permukaan topografi yang tidak terkait dengan survei. Proses pengangkatan tidak boleh terlalu tinggi, karena ini dapat mereduksi anomali magnetik lokal yang bersumber dari benda magnetik atau struktur geologi yang menjadi target survei magnetik ini.
· Koreksi Efek Regional
Dalam banyak kasus, data anomali medan magnetik yang menjadi target survei selalu bersuperposisi atau bercampur dengan anomali magnetik lain yang berasal dari sumber yang sangat dalam dan luas di bawah permukaan bumi. Anomali magnetik ini disebut sebagai anomali magnetik regional (Breiner, 1973). Untuk menginterpretasi anomali medan magnetik yang menjadi target survei, maka dilakukan koreksi efek regional, yang bertujuan untuk menghilangkan efek anomali magnetik regioanl dari data anomali medan magnetik hasil pengukuran.
Salah satu metode yang dapat digunakan untuk memperoleh anomali regional adalah pengangakatan ke atas hingga pada ketinggian-ketinggian tertentu, dimana peta kontur anomali yang dihasilkan sudah cenderung tetap dan tidak mengalami perubahan pola lagi ketika dilakukan pengangkatan yang lebih tinggi.
Hasil pengukuran lapangan dikoreksi dengan data medan magnetic utama bumi IGRF (International Geomagnetik Reference Field) dimana dilakukan pengukuran, dengan rumus :
( T obs – T IGRF )
Setelah data lapangan dikoreksikan dengan data medan magnetic utama bumi, selanjutnya dikoreksikan dengan data variasi magnetic harian. Untuk mendapatkan nilai koreksi variasi harian ( TVH ) ini, dibuat grafik koreksi harian terhadap waktu. Pada grafik tersebut tentukan suatu garis base level yang ditentukan dari harga rata-rata nilai tertinggi dan terendah koreksi harian, dengan rumusan :
TVH = hasil pengukuran koreksi harian + base level (jika hasil
pengukuran terletak di bawah base level).
TVH = hasil pengukuran koreksi harian - base level (jika hasil
pengukuran terletak di atas base level).
Setelah harga DT diperoleh, langkah selanjutnya adalah pemisahan DT tersebut menjadi Regional, Residual, dan Noise.
DT = Tobs -TIGRF -TVH
DT obs DT IDRF DTV H DT
Metode pemisahan yang digunakan di sini adalah Moving Average dengan data DT yang diperoleh sebagai input dan regional sebagai output. Langkah pengerjaannya adalah sebagai berikut :
- Dibuat grafik DT terhadap stasiun, kemudian grafik tersebut dibagi dalam suatu grid tertentu dengan jumlah grid = 2n jumlah stasiun pengukuran dan lebar grid, Dx = jumlah stasiun/jumlah grid. Olah nilai perpotongan grafik DT dengan grid tersebut dengan software tertentu (dalam pengolahan data ini digunakan software Numeri), software ini merupakan program Transformasi Fourier, yang kemudian akan dihasilkan nilai frekuensi (f) dan amplitudo (A). Kemudian buat grafik ln A terhadap ,tentukan nilai k, yang didapat dari perubahan grafik yang signifikan atau dengan menarik garis interpolasi yang mewakili data. Setelah nilai k didapat, langkah selanjutnya adalah menentukan jumlah window, yang akan digunakan untuk moving average.
- Membuat kontur peta anomaly magnetik. Namun sebelumnya kita harus mengeplot posisi(koordinat) stasiun pengambilan data, untuk melihat pola sebaran stasiun dan juga outlier posisi. Apabila ada outlier posisi, maka kita akan membuangnya karena akan mempengaruhi penggambaran kontur.
- Dari peta kontur anomali magnetik yang kita buat, selanjutnya kita dapat menentukan/menarik penampang kontur untuk melakukan pemodelan struktur bawah permukaan. Penarikan penampang harus memperhatikan sebaran data yang reliable dan sebaiknya tegak lurus struktur yang ada, sehingga akan memudahkan dalam interpretasi model.
- Data Penampang yang kita buat (anomali vs jarak) kemudian digunakan sebagai input software pemodelan magnetic (GravMag). Penjelasan dalam fisika, gayaberat merupakan parameter dasar untuk menentukan besaran-besaran. Tetapan gayaberat G adalah masalah yang mendasar bagi fisikawan. Data gayaberatdipergunakan secara intensif oleh dua disiplin ilmu kebumian, yaitu geodesi dan geofisika. Dalam Sistem Internasional (SI), besaran Newton (N) ialah: 1N = 1 m kg det-2. Jadi 1N adalah gaya dengan percepatan 1m det-2 yang diperlukan untuk menggerakkan masa seberat 1kg. Percepatan gayaberat bumi dapat dirumuskan sebagai:
g = GM R2 (3)
M adalah masa bumi, R ialah jari-jari bumi, sehingga M dapat diketahui.Untuk mengetahui rapatmasa rata-rata ρm bumi diturunkan rumus sebagai berikut :
M = 4 3πR3ρm (4)
1.9 Hasil Interpretasi
Secara umum interpretasi data geomagnetik terbagi menjadi dua, yaitu interpretasi kualitatif dan kuantitatif. Interpretasi kualitatif didasarkan pada pola kontur anomali medan magnetik yang bersumber dari distribusi benda-benda termagnetisasi atau struktur geologi bawah permukaan bumi. Selanjutnya pola anomali medan magnetik yang dihasilkan ditafsirkan berdasarkan informasi geologi setempat dalam bentuk distribusi benda magnetik atau struktur geologi, yang dijadikan dasar pendugaan terhadap keadaan geologi yang sebenarnya.
Interpretasi kuantitatif bertujuan untuk menentukan bentuk atau model dan kedalaman benda anomali atau strukutr geologi melalui pemodelan matematis. Untuk melakukan interpretasi kuantitatif, ada beberapa cara dimana antara satu dengan lainnya mungkin berbeda, tergantung dari bentuk anomali yang diperoleh, sasaran yang dicapai dan ketelitian hasil pengukuran.
Konsep dasar metode geolistrik ini merupakan metoda aktif dengan mengalirkan arus listrik kedalam lapisan bumi melalui elektroda arus. Sedangkan potensialnya diukur melaui 2 elektroda atau lebih. Susunan posisi elektroda arusnya dan potensial nya disebut sebagai konfigurasi elektroda, hasil perbandingan nilai potensial pengukuran dan besar injeksi arus, nilai faktor geometri dari susunan konfigurasi elektroda yang digunakan menentukan nilai tahanan jenis batuan dibawah titik pengukuran, nilai resistivitas inilah yang akan dijadikan sebagai data untuk menginterprentasi batuan berdasar sifat kelistrikannya.
Untuk pengolahan datanya metode ini menghasilkan nilai faktor konfigurasi ,beda potensial dan arus. Seluruh data ini akan menjadi bahan untuk menentukan besar nilai resistivitas terukur untuk setiap titik pengukuran, beasr dari nilai resistivitas terukur (semu) ditentukan menggunakan persamaan untuk setiap jenis konfigurasi pengukuran di atas. Penentuan harga resistivitas sesungguhnya bisa dilakukan baik secara manual atau secara komputatif, secara manual dapat dilakukan dengan metode pencocokan kurva (curve matching). Metode permodelan dengan bantuan komputer saat ini telah banyak dilakukan karena relatif lebih praktis dilakukan dengan menggunakan software yang telah beredar banyak saat ini. Data pengukuran ini menjadi input bagi software tersebut dan melalui tahapan pengolahan yang telah di tentukan dapat di peroleh output yang di inginkan. Output dapat berbentuk 1 dimensi, 2 dimensi bahkan 3 dimensi tergantung dari pengukuran yang telah di lakukan. Aliran arus listrik di dalam batuan dan mineral dapat di golongkan menjadi tiga macam, yaitu konduksi secara elektronik, konduksi secara elektrolitik, dan konduksi secara dielektrik.
a. Konduksi secara elektronik Konduksi ini terjadi jika batuan atau mineral mempunyai banyak elektron bebas sehingga arus listrik di alirkan dalam batuan atau mineral oleh elektron-elektron bebas tersebut. Aliran listrik ini juga di pengaruhi oleh sifat atau karakteristik masing-masing batuan yang di lewatinya. Salah satu sifat atau karakteristik batuan tersebut adalah resistivitas (tahanan jenis) yang menunjukkan kemampuan bahan tersebut untuk menghantarkan arus listrik. Semakin besar nilai resistivitas suatu bahan maka semakin sulit bahan tersebut menghantarkan arus listrik, begitu pula sebaliknya. Resistivitas memiliki pengertian yang berbeda dengan resistansi (hambatan), dimana resistansi tidak hanya bergantung pada bahan tetapi juga bergantung pada faktor geometri atau bentuk bahan tersebut, sedangkan resistivitas tidak bergantung pada faktor geometri. Jika di tinjau suatu silinder dengan panjang L, luas penampang A, dan resistansi R, maka dapat di rumuskan:
R = ρ A L
Dimana secara fisis rumus tersebut dapat di artikan jika panjang silinder konduktor (L) dinaikkan, maka resistansi akan meningkat, dan apabila diameter silinder konduktor diturunkan yang berarti luas penampang (A) berkurang maka resistansi juga meningkat. Di mana ρ adalah resistivitas (tahanan jenis) dalam Ωm. Sedangkan menurut hukum Ohm, resistivitasR dirumuskan :
R = I V
Sehingga didapatkan nilai resistivitas (ρ)
ρ =IL/VA
namun banyak orang lebih sering menggunakan sifat konduktivitas (σ) batuan yang merupakan kebalikan dari resistivitas (ρ) dengan satuan mhos/m.
Konduksi secara elektrolitik Sebagian besar batuan merupakan konduktor yang buruk dan memiliki resistivitas yang sangat tinggi. Namun pada kenyataannya batuan biasanya bersifat porus dan memiliki pori-pori yang terisi oleh fluida, terutama air. Akibatnya batuan-batuan tersebut menjadi konduktor elektrolitik, di mana konduksi arus listrik dibawa oleh ion-ion elektrolitik dalam air. Konduktivitas dan resistivitas batuan porus bergantung pada volume dan susunan pori-porinya. Konduktivitas akan semakin besar jika kandungan air dalam batuan bertambah banyak, dan sebaliknya resistivitas akan semakin besar jika kandungan air dalam batuan berkurang.Menurut rumus Archie:
ρ e = aφ −m s −n ρ w
dimana ρ e adalah resistivitas batuan, φ adalah porositas, S adalah fraksi pori-pori yang berisi air, dan ρ w adalah resistivitas air. Sedangkan a, m, dan n adalah konstanta. m disebut juga faktor sementasi. Untuk nilai n yang sama, schlumberger menyarankan n = 2. (NN, 1996: 8)
· Konduksi secara dielektrik
Konduksi ini terjadi jika batuan atau mineral bersifat dielektrik terhadap aliran arus listrik, artinya batuan atau mineral tersebut mempunyai elektron bebas sedikit, bahkan tidak sama sekali. Elektron dalam batuan berpindah dan berkumpul terpisah dalam inti karena adanya pengaruh medan listrik di luar, sehingga terjadi poliarisasi. Peristiwa ini tergantung pada konduksi dielektrik batuan yang bersangkutan, contoh : mika.
APLIKASI
2.1 Meode Pengukuran Geomagnetik Darat, Laut dan Udara
Pengukuran medan magnet dapat dilakukan di darat, laut dan udara. Teknik pengukukuran berbeda untuk masing-masing tempat sesuai dengan maksud eksplorasinya.Pengukuran di darat selang antar titik ukur kecil beberapa meter sampai beberapa puluh meter dan daerah eksplorasi biasanya terbatas. Pengukuran di laut maupun di udara selang antar titik ukur lebih besar berkisar antara 0,25 mil sampai beberapa mil dan daerahnya lebih luas
2.1.1 Pengukuran Geomagnetik Di Darat
Biasanya untuk eksplorasi mineral juga untuk penelitian geologi tinjau. Selang antar titik ukur rapat (beberapa meter sampai beberapa puluh meter) Titik amat dan pengamat harus bebas dari gangguan magnetik (listrik, jembatan,barang dari besi, jam tangan, pisau lipat dll). pengukuran dapat dilakukan dengan satu atau dua alat.
2.1.2 Penentuan Titik Pengamatan
Alat digunakan untuk mengukur mengukur variasi medan magnet di titik amat dan mengukur variasi harian di base station.Penempatan base station sebaiknya mempertimbangkan sehingga pembacaan dapat diulang dalam selang waktu maksimal 2 jam sehingga diperoleh data anomali magnetik serta dapat dibuat kurva variasi harian. Satu alat diletakkan di base station untuk mengukur variasi harian. Satu alat lainnya dilakukan untuk melakukan pengukuran di lapangan. Sehingga diperoleh data anomali magnetik serta dapat dibuat kurva variasi harian. Pada akhir survey tiap hari pembacaan harus dilakukan kembali di titik base station dengan tujuan mengetahui perbedaan pembacaan. Pengukuran geomagnetik di darat dilakukan dengan menggunakan magnetometer jenis medan magnet vertikal dan medan magnet total, adapun medan magnet horisontal jarang dilakukan
2.1.3 Metode Geomagnetik Di Udara
Biasanya dilakukan dengan tujuan penelitian ilmaih dan geologi tinjau (rekonesen) Yang terukur medan magnet total. Alat memiliki sensitivitas magnetometer besar (1-5 gamma) lebih sensitif daripada magnetometer darat. Alat digantung pada pesawat (lintasan dan ketinggian tergantung pada tujuan survey), data terekam secara otomatis pada kertas rekam Pencatatan variasi harian diletakkan di darat (untuk mengetahui adanya badai magnetik) variasi harian tidak didasarkan di darat, karena variasi harian berbeda untuk lintasan yang jauh. Lintasan pengukuran memotong dilakukan untuk koreksi pembacaan.Penentuan lokasi dilakukan dengan pemotretan udara, bantuan radar, signal radio dll. Daearh datar tidak ada gangguan magnetik yang menonjol.
Keuntungannya adalah luas daerah yang besar serta dilakukan dengan cepat ntuk pekerjaan eksplorasi mineral lokasi yang kecil biaya survey lebih besar tidak ekonomis. Anomali yang diharapkan pada eksplorasi mineral lebih dangkal.
3.1.4 Metode Geomagnetik Di Laut
Biasanya dilakukan bersama dengan survey geofisika lainnya seperti gaya berat dan seismik. proton magnetometer dengan sensor ditarik dibelakang kapal sejauh 200-400 meter, terendam sedalam 15-20 meter. pencatatn terekam secara otomotis.Biasanya dilakukan untuk mendapatkan data geologi bawah laut secara global.
Tidak ada komentar:
Write komentarTambahkan komentar anda disini!!!