5

BAB II

TEORI DASAR

2.1 Genesa Emas

Emas merupakan mineral berharga yang bersifat lunak dan mudah ditempa,

kekerasannya berkisar antara 2,5-3 skala Mohs. Mineral pembawa emas

biasanya berasosiasi dengan mineral ikutan (gangue minerals) [14]. Emas di

alam ditemukan dalam dua tipe, yaitu endapan primer dan endapan sekunder

(placer).

2.1.1 Endapan Primer

Endapan emas primer terbentuk akibat adanya proses magmatism. Proses

magmatism ini akan menghasilkan konsentrasi kejenuhan magma yang

bercampur dengan batuan dinding pada penurunan suhu tertentu sehingga

menghasilkan mineral-mineral logam khususnya mineral pembawa emas

(unsur Au). Proses konsentrasi antara magma dengan batuan dinding ini

dinamakan proses hidrotermal. Larutan hidrotermal adalah cairan dengan

temperatur tinggi (1000 sampai 5000C) sisa pendinginan magma yang mampu

mengubah dan membentuk mineral-mineral tertentu. Secara umum cairan

sisa kristalisasi magma tersebut bersifat silika yang kaya alumina, alkali dan

alkali tanah yang mengandung air dan unsur-unsur volatile [15]. Larutan

hidrotermal terbentuk pada fase akhir dari siklus pembekuan magma dan

umumnya terakumulasi pada zona lemah yang membentuk urat-urat

hidrotermal atau tersebar pada batuan.

2.1.2 Endapan Sekunder (placer)

Endapan emas sekunder terbentuk akibat proses oksidasi dan sirkulasi air

yang terjadi pada endapan emas primer. Proses tersebut dapat menyebabkan

terlepasnya mineral emas dan terendapkan kembali pada rongga-rongga

batuan atau pori batuan. Butiran-butiran emas pada endapan sekunder

6

cenderung lebih besar dibandingkan dengan butiran endapan primer [16].

Proses erosi yang terjadi pada endapan emas primer menghasilkan endapan

emas placer/aluvial. Endapan ini dapat dijumpai berupa tanah dari batuan asal

yang sudah lapuk, endapan fluviatile, dan endapan pantai.

2.2 Mineralisasi Hidrotermal

Mineralisasi merupakan suatu proses pembentukan mineral-mineral di dalam

bumi yang berkaitan dengan aktivitas magmatic. Mineral-mineral yang larut

dalam keadaan panas terdorong oleh tekanan hidrotermal mengalir melalui

zona-zona lemah dan terendapkan di struktur batuan yang temperaturnya sudah

berkurang [17]. Proses mineralisasi dipengaruhi oleh beberapa faktor

pengontrol, meliputi [15]:

1. Larutan hidrotermal yang berfungsi sebagai larutan pembawa mineral;

2. Zona lemah yang berfungsi sebagai tempat mengalirnya larutan

hidrotermal;

3. Tersedianya ruang pengendapan;

4. Terjadinya reaksi kimia dari batuan induk (host rock) dengan larutan

hidrotermal yang memungkinkan terjadinya pengendapan mineral;

5. Adanya konsentrasi larutan yang cukup tinggi untuk mengendapkan

mineral.

Larutan hidrotermal dapat diartikan sebagai larutan panas (100 sampai 5000C)

yang umumnya dihasilkan melalui proses magmatism, namun dapat juga

dihasilkan melalui air connate, air meteoric, ataupun air dengan kandungan

mineral yang mengalami proses pemanasan di dalam bumi [15]. Model

konseptual endapan mineral sistem hidrotermal dapat di lihat pada Gambar 2.1.

7

Gambar 2. 1 Model konseptual sistem endapan mineral hidrotermal [18].

Endapan mineral sistem hidrotermal berdasarkan temperatur dan kedalaman

dibagi menjadi 3 yaitu endapan hypothermal, endapan mesothermal, dan

endapan epitermal [19].

1. Hypothermal

Endapan hypothermal terbentuk pada wilayah yang cukup dalam (3000-15000

m) dan tekanan tinggi serta temperatur berkisar antara 300 hingga 5000C.

Asosiasi mineral yang umum ditemukan pada endapan hypothermal antara

lain, Cassiterite, wolframite, molybdenum, urat emas-kuarsa, urat tembaga-

turmalin, dan urat timbal-turmalin. Logam yang dapat diekstraksi dari endapan

hypothermal terdiri dari tembaga (Cu), molybdenum (Mo), timah (Sn), tungsten

(W), emas (Au), dan timah (Pb).

2. Mesothermal

Endapan mesothermal terbentuk pada kedalaman (1200-4500 m), tekanan, dan

temperatur menengah. Temperatur pembentukan mineral berkisar antara 200

hingga 3000C. Barang tambang yang dapat ditemukan antara lain tembaga

(Cu), seng (Zn), emas (Au), dan timah (Pb).

3. Epitermal

Endapan epitermal terbentuk di dekat permukaan hingga kedalaman 1500

meter dan pada temperatur 50 hingga 2000C. Mineral terendapkan di batuan

sedimen atau batuan beku, terutama yang berasosiasi dengan batuan intrusi

dekat permukaan biasanya disertai oleh sesar, kekar.

8

2.3 Alterasi Hidrotermal

Larutan hidrotermal dapat mengubah sifat fisik dan komposisi kimiawi batuan

yang dilaluinya, proses ini disebut alterasi hidrotermal. Alterasi hidrotermal

merupakan proses yang kompleks karena melibatkan perubahan mineralogi,

kimiawi dan tekstur. Perubahan tersebut tergantung pada karakteristik batuan

samping, sifat kimia larutan, kondisi tekanan, temperatur pada saat reaksi

berlangsung, konsentrasi dan lama aktivitas hidrotermal. Faktor-faktor tersebut

saling terkait, tetapi dalam alterasi hidrotermal sistem epitermal temperatur dan

sifat kimia larutan memegang peranan penting [4]. Klasifikasi mineral alterasi

yang terbentuk di lingkungan epitermal berdasarkan pH asam dan netral serta

temperatur pembentukannya ditunjukkan oleh Gambar 2.2 [20].

Gambar 2. 2 Pembagian mineral alterasi yang terjadi di lingkungan epitermal berdasar derajat

keasaman dan temperatur pembentukan [20].

9

Proses hidrotermal pada keadaan kesetimbangan tertentu akan menghasilkan

kumpulan mineral tertentu yang dikenal sebagai himpunan mineral. Tipe-tipe

alterasi berdasarkan himpunan mineral dapat dilihat pada Tabel 2.1.

Tabel 2. 1 Tipe-tipe alterasi berdasarkan himpunan mineral [21].

Tipe Alterasi Mineral Utama Mineral

Penyerta Keterangan

Propylitic

Klorit

Epidote

Karbonat

Albit

Kuarsa

Kalsit

Pirit

Lempung/illite

Oksida besi

Temperatur 200-

300oC, salinitas

beragam, pH

mendekati netral,

permeabilitas rendah

Argillic

Smectite

Montmorillonite

Illite-smectite

Kaolinite

Pirit

Klorit

Kalsit

Kuarsa

Temperatur 100-

300oC,

salinitas rendah,

pH asam-netral.

Advanced

Argillic

(low temperature)

Kaolinite

Alunite

Chalcedon

Cristobalite

Kuarsa

Pirit

Temperatur 180oC

pH asam

Advanced Argillic

(high

temperature)

Pirofilit

Diaspore

Andalusit

Kuarsa

Tourmaline

Enargit

Luzonit

Temperatur 250-

350oC,

pH asam

Potassic

Adularia

Biotite

Kuarsa

Klorit

Epidote

Pirit

Illite-sericite

Temperatur lebih dari

300oC, salinitas tinggi,

dekat dengan batuan

intrusi.

Phyllic

Kuarsa

Sericite

Pirit

Anhydrite

Pirit

Kalsit

Temperatur 230 –

400oC,

salinitas beragam,

10

Rutile pH asam – neutral,

zona permeable pada

batas urat.

Sericite

Sericite (illite)

Kuarsa

Muskovit

Pirit

Illite-sericite -

Silicification

Kuarsa

Pirit

Illite-sericite

Adularia

-

Skarn

Garnet

Piroksen

Amfibol

Epidote

Magnetit

Wolastonit

Klorit

Biotite

Temperatur 300 –

700oC,

salinitas tinggi,

umum pada batuan

samping karbonat.

2.4 Endapan Epitermal

Endapan epitermal merupakan endapan yang terbentuk akibat proses

hidrotermal dekat permukaan dengan temperatur antara 50o-200oC dan tekanan

yang relatif rendah. Ciri-ciri endapan epitermal ditunjukkan oleh Tabel 2.2.

Tabel 2. 2 Ciri-ciri endapan epitermal [22]

Kedalaman Permukaan sampai 1000 meter

Temperatur

pembentukan 50°– 300°C (biasanya 170° – 250°C).

Asal fluida Meteoric, meskipun beberapa komponen dapat

berasal dari magmatic.

Bentuk endapan Urat tipis sampai yang besar, stockwork,

sebaran, penggantian.

Tekstur bijih Open space filtering, crustification, colloform

banding, struktur comb, breksia.

11

Endapan epitermal terbagi menjadi dua jenis, yaitu sulfidasi rendah dan

sulfidasi tinggi [18]. Batasan kedua sistem tersebut didasarkan pada bilangan

redoks (reduksi-oksidasi) unsur sulfur (S) dalam larutan mineralisasi. Sistem

sulfida tinggi terjadi ketika unsur S dalam larutan mineralisasi mempunyai

bilangan redoks mendekati +4 (misalnya senyawa SO2). Sistem sulfida rendah

memiliki unsur S yang mendekati pH netral umumnya memiliki bilangan redoks

terendah -2 (misalnya senyawa H2S). selain itu, kedua sistem ini dibedakan

berdasarkan tipe alterasi dan mineraloginya.

2.4.1 Epitermal Sulfida Tinggi

Sistem epitermal sulfida tinggi terbentuk dalam suatu sistem magmatic

hydrothermal yang didominasi oleh fluida hidrotermal asam. Mineralisasi

pada sistem ini dijumpai dalam bentuk vugy quartz dengan kontrol struktur

berupa sesar secara regional atau intrusi subvolcanic. Kedalaman formasi

batuan sekitar 500-2000 meter dengan temperatur 100˚C-320˚C. Sistem

epitermal sulfida tinggi dicirikan dengan hadirnya mineral alterasi kuarsa-

alunite-pyrophyllite-dickite-illite-kaolinite serta mineral bijih berupa pirit,

enargite-luzonite.

2.4.2 Epitermal Sulfida Rendah

Sistem epitermal sulfida rendah terbentuk dalam suatu sistem geotermal yang

memiliki pH cenderung netral. Tatanan tektonik dari endapan epitermal

sulfida rendah umumnya terdapat pada volcanic island, busur magmatik pada

batas lempeng dan continental volcanic dengan regime struktur extensional

Unsur bijih Au, Ag, (As, Sb), Hg, [Te, Tl, Ba, U], (Pb, Zn,

Cu).

Alterasi Silicification, advance argillic,

montmorillonite/illite, adularia, propylitic.

Ketampakan umum

Kuarsa chalcedonic berbutir halus, kuarsa

pseudomorph setelah kalsit, breksia akibat

hydraulic fracturing.

12

dan strike-slip. Kedalaman zona endapan atau formasi batuan sekitar 0-1000

meter dengan temperatur formasi 50˚C-300˚C. Sistem epitermal sulfida

rendah dicirikan dengan mineral alterasi kuarsa-adularia-sericite-calcite pada

lingkungan sulfur rendah dan biasanya perbandingan emas dan perak relatif

tinggi. Adularia merupakan mineral khas hasil alterasi yang hanya dijumpai

pada tipe sulfida rendah. Endapan bijih epitermal sulfida rendah sebagian

besar mempunyai jenis mineralisasi berupa vein atau stockwork yang sifatnya

berasosiasi dengan chalcedonic silika dengan atau tanpa adularia [18]. Batuan

dinding yang dijumpai pada tipe ini umumnya berupa batuan kal-alkali atau

andesitic kal-alkali kalsit, rhyolite, dacite dan rhyodacite. Model konseptual

endapan mineral sistem epitermal sulfida rendah ditunjukkan oleh Gambar

2.3.

Gambar 2. 3 Model konseptual endapan mineral sistem epitermal sulfida rendah [23]

Karakter fluida pengontrol sistem sulfida rendah bersifat salinitas rendah, pH

mendekati netral, kandungan sulfida dan mineral logam dasar (base metal)

rendah. Karakteristik endapan epitermal sulfida rendah dapat dilihat pada

Tabel 2.3.

13

Tabel 2. 3 Karakteristik umum endapan emas epitermal sulfida rendah [18].

Sulfida Rendah

Bentuk

endapan

Didominasi oleh urat hasil bukaan,

stockworks, penggantian bijih

kecil

Tekstur Urat, cavity filling, urat breksi

Mineral bijih Pirit, emas, sfalenite, galena

(arsenopyrite)

Logam An, Ag, Zn, Pb (Cu, Sb, As, Hg,

Se)

Sistem sulfida rendah ini sebagian besar berasosiasi dan didominasi oleh

alterasi lempung, diantaranya sebagai berikut:

1. Silicification biasanya terdapat bersama mineral bijih sebagai generasi

multiple dari kuarsa dan Chalcedon yang umumnya disertai dengan

adularia dan kalsit. Silicification dalam urat biasanya diapit oleh sericite-

illite- kaolinite.

2. Alterasi argillic (kaolinite-illite-montmorillonite-smectite) biasanya

terbentuk berdampingan dengan urat.

3. Alterasi advance argillic dapat terbentuk di sepanjang bagian atas zona

mineralisasi.

4. Alterasi propylitic dijumpai pada bagian yang lebih dalam dan menjauhi

urat.

2.5 Metode Magnetik

Metode magnetik merupakan metode yang sering digunakan dalam eksplorasi

pendahuluan. Prinsip dasar metode ini adalah mengamati variasi intensitas

medan magnet permukaan bumi yang disebabkan oleh adanya distribusi benda

termagnetisasi di bawah permukaan bumi. Metode magnetik umumnya

digunakan untuk menentukan sifat kemagnetan suatu batuan, serta sangat

efektif untuk menentukan struktur geologi bawah permukaan [24].

14

2.5.1 Prinsip Dasar Kemagnetan

Prinsip dasar metode magnetik yang harus dipahami, diantaranya sebagai

berikut:

A. Gaya Magnet

Dasar dari metode magnetik adalah gaya Coulomb antara dua buah kutub

magnetik p1 dan p2 yang terpisah sejauh r dalam bentuk vektor gaya. dan

memiliki muatan [24]. Gaya magnetik dinyatakan dengan persamaan berikut:

𝐹 =1

𝜇0

𝑝1𝑝2

𝑟2�̂� ............................................ (2.1)

Dimana 𝐹 adalah Gaya Coulomb (N), r adalah jarak

antara kutub p2 dan p1

(m), p1 dan p2 adalah kuat kutub yaitu banyaknya muatan magnet (C), dan 𝜇0

adalah permeabilitas medium dalam ruang hampa (𝜇0= 1).

B. Kuat Medan Magnet

Kuat medan magnet (H) adalah besarnya medan magnet pada suatu titik

akibat adanya kuat kutub yang berada sejauh r dari titik p tersebut. Kuat

medan magnet didefinisikan sebagai gaya persatuan kuat kutub magnet [24].

𝐻 =𝐹

𝑝2=

𝑝1

𝜇0𝑟2

�̂� ........................................ (2.2)

Dimana H adalah kuat medan magnet (A/m) dan p1, p2 adalah muatan 1 dan

2 dari monopole magnet (Coloumb).

C. Momen Magnet

Pada kenyataannya, kutub-kutub magnet selalu muncul berpasangan (dipole)

dimana dua kutub berkekuatan +p dan –p dipisahkan oleh jarak 2l, maka

momen magnetik didefinisikan dengan persamaan berikut:

𝑚 = 2𝑙𝑝𝑟1 .................................................. (2.3)

15

Dimana m adalah momen magnet (m.C), p adalah kutub magnet (m), r1 adalah

arah dari unit vektor dari kutub negatif ke kutub positif, dan l adalah jarak

antara dua kutub (m).

D. Intensitas Magnetik

Magnetisasi disebut juga intensitas kemagnetan (𝑀). Intensitas kemagnetan

didefinisikan sebagai tingkat kemampuan menyearahkan momen-momen

magnetik dalam medan magnetik luar, dapat juga dinyatakan sebagai momen

magnetik persatuan volume [24].

𝑀 =𝑚

𝑉=

2𝑙𝑝𝑟1

𝑉 ............................................ (2.4)

Dimana M adalah intensitas magnetik (A/m), m adalah momen magnet dipole

(Am2), dan V adalah volume (m3).

E. Suseptibilitas Kemagnetan

Suseptibilitas kemagnetan (k) merupakan tingkat kemampuan suatu benda

untuk termagnetisasi [24]. Suseptibilitas dituliskan dengan persamaan

berikut:

𝑀 = 𝑘 × 𝐻 ................................................ (2.5)

Dimana k adalah suseptibilitas batuan, M adalah intensitas magnetik (A/m)

H adalah kuat medan magnet (A/m).

Harga suseptibilitas sangat penting dalam pencarian benda anomali karena

sifat magnetik berbeda-beda untuk setiap jenis mineral dan batuan.

F. Induksi Magnetik

16

Medan magnet yang terukur oleh magnetometer adalah medan magnet

induksi dan termasuk efek magnetisasinya, yang dinyatakan oleh persamaan

berikut:

𝐵 = 𝜇0(𝐻 + 𝑀) ............................................ (2.6)

𝐵 = 𝜇0(𝐻 + 𝑘𝐻) ........................................... (2.7)

𝐵 = 𝜇0(1 + 𝑘)𝐻 ............................................ (2.8)

dimana,

𝜇 = 𝜇0(1 + 𝑘) ................................................ (2.9)

maka persamaannya menjadi:

𝐵 = 𝜇𝐻 ............................................... (2.10)

Dimana H dan M memiliki arah yang sama seperti kasus pada umumnya.

Satuan SI untuk B adalah tesla = 1 Newton/Ampere meter = 1 Wb/ m2 [24].

2.5.2 Medan Magnet Bumi

Medan magnet bumi terbentuk karena adanya aktivitas dari inti dalam bumi

yang terdiri dari unsur-unsur logam dan radioaktif. Adanya medan magnet

bumi tidak lepas dari aktivitas rotasi bumi dan arus konveksi. Medan magnet

bumi terkarakterisasi oleh elemen medan magnet bumi yang dapat diukur,

yaitu arah dan intensitas kemagnetannya. Elemen-elemen medan magnet

bumi dapat dilihat pada Gambar 2.4.

17

Gambar 2. 4 Elemen medan magnetik bumi [24].

1. Deklinasi (D), yaitu sudut yang dibentuk antara utara geografis dengan

utara magnetik dihitung dari utara menuju timur.

2. Inklinasi (I), yaitu sudut yang dibentuk antara medan magnetik total

dengan bidang horizontal yang dihitung dari bidang horizontal menuju

bidang vertikal ke bawah.

3. Intensitas total (F), yaitu besar dari vektor medan magnetik total.

4. Intensitas Horizontal (H), yaitu besar dari medan magnetik total pada

bidang horizontal.

Medan magnet bumi terdiri dari 3 bagian, yaitu medan magnet utama, medan

magnet luar dan medan magnet anomali [7].

1. Medan Magnet Utama (main field)

Pengaruh medan utama magnet bumi sekitar 99 % dan variasinya terhadap

waktu sangat lambat dan kecil. Medan magnet utama bersumber dari dalam

inti bumi. Medan magnet utama berubah terhadap waktu sehingga untuk

menyeragamkan nilai-nilai medan utama dibuat standar nilai yang disebut

dengan International Geomagnetic Reference Field (IGRF) yang

diperbaharui tiap lima tahun sekali. Nilai IGRF tersebut diperoleh dari hasil

18

pengukuran rata-rata pada daerah luasan sekitar satu juta kilometer yang

dilakukan dalam waktu satu tahun.

2. Medan Magnet Luar (external field)

Medan magnet luar bersumber dari luar bumi dan 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. Sumbangan medan luar ini terhadap medan magnet bumi hanya sebesar

1% dari medan total.

3. Medan Magnet Anomali

Medan magnet anomali adalah medan magnet yang berada dekat dengan

permukaan bumi akibat dari adanya batuan-batuan yang memiliki sifat

magnet. Dalam survei metode magnetik yang menjadi target dari pengukuran

adalah variasi medan magnetik yang terukur di permukaan (anomali

magnetik).

2.5.3 Koreksi Data Magnetik

Koreksi data magnetik bertujuan untuk mendapatkan anomali magnetik yang

bebas dari pengaruh medan magnet lain. Secara umum koreksi-koreksi yang

dilakukan dalam survei magnetik meliputi:

A. Koreksi Harian (Diurnal)

Koreksi harian digunakan untuk menghilangkan medan magnet eksternal

(matahari) yang terekam pada saat pengukuran. Koreksi ini 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 magnet di setiap

titik lokasi pengukuran yang akan dikoreksi. Jika variasi harian bernilai

positif maka dilakukan operasi pengurangan dan jika bernilai negatif makan

dilakukan operasi penjumlahan yang dapat dituliskan dalam persamaan:

𝐻𝑉ℎ =(𝑡𝑛−𝑡𝑎𝑤𝑎𝑙)

(𝑡𝑎𝑘ℎ𝑖𝑟−𝑡𝑎𝑤𝑎𝑙)(𝐻𝑎𝑘ℎ𝑖𝑟 − 𝐻𝑎𝑤𝑎𝑙) ..................... (2.11)

19

dimana HVh adalah variasi harian yang merupakan pengaruh medan magnet

luar (Tesla), tn adalah waktu pada titik N (s), tawal adalah Waktu awal (s), takhir

adalah waktu akhir (s), Hawal adalah nilai medan magnet di titik awal (Tesla),

dan Hakhir adalah Nilai medan magnet di titik akhir (Tesla).

B. Koreksi IGRF

Medan magnet utama bumi selalu berubah setiap waktu sehingga untuk

menyeragamkan nilai-nilai medan utama dibuat standar nilai yang disebut

dengan International Geomagnetic Reference Field (IGRF). Koreksi IGRF

merupakan koreksi untuk menghilangkan pengaruh medan magnet utama

bumi.

2.5.4 Anomali Magnetik

Medan magnetik anomali merupakan medan magnet akibat adanya distribusi

batuan dengan sifat kemagnetan tertentu yang bebas dari pengaruh medan

magnetik lain. Medan magnetik Anomali dapat diperoleh dengan persamaan

berikut:

𝛥𝐻 = 𝐻𝑂𝑏𝑠 − 𝐻𝐼𝐺𝑅𝐹 ± 𝐻𝑉ℎ ................................... (2.12)

dimana ΔH adalah beda anomali medan magnet (Tesla), HObs adalah Medan

magnet observasi atau medan magnet total bumi (Tesla), dan HIGRF adalah

Medan magnet utama/IGRF (Tesla).

Besarnya anomali magnetik total pada suatu titik pengamatan (P) dinyatakan

oleh persamaan berikut [25]:

∆𝑇 = −𝐶𝑚�̂�. ∇𝑃 ∫ 𝑴. ∇𝑄

𝑅

1

𝑟𝑑𝑣 ............................ (2.13)

dimana �̂� adalah vektor satuan arah medan magnet, 𝑀 adalah magnetisasi, 𝑟

adalah jarak dari titik 𝑃 ke elemen 𝑑𝑣 dan 𝐶𝑚 adalah konstanta yang

bergantung pada sistem satuan.

20

Sedangkan, besarnya anomali magnetik total (∆𝑇) pada sumber magnetisasi

bola pejal homogen dapat diperoleh dengan persamaan berikut:

∆𝑇(𝑟) = −𝜕

𝜕𝐵∆𝑉𝛼(𝑟) = ∆𝐽

𝜕2

𝜕𝛽𝜕𝛽

1

𝑟 ............................... (2.14)

dimana 𝑟 adalah jarak sumber observasi, ∆𝑉𝛼 adalah potensial anomali pada

arah 𝛼, ∆𝐽 adalah intensitas anomali magnetisasi, 𝛽 adalah arah medan

magnetisasi (diasumsikan seragam).

2.5.5 Reduce to Pole (RTP)

Reduce to pole adalah salah satu transformasi data magnetik untuk

menghilangkan pengaruh sudut inklinasi magnetik. Transformasi tersebut

diperlukan karena sifat dipole anomali magnetik menyulitkan interpretasi

data lapangan yang umumnya masih berpola asimetrik. Hasil dari reduce to

pole menunjukkan anomali magnetik menjadi monopole.

Persamaan yang menunjukkan hubungan antara medan potensial f dan

distribusi material s ditunjukkan sebagai berikut [25]:

𝑓(𝑃) = ∫ 𝑠

𝑅(𝑄)𝜓(𝑃, 𝑄)𝑑𝑣 ................................. (2.15)

dimana R adalah material sumber, P adalah titik observasi, Q adalah titik

distribusi, dan Ψ(P,Q) adalah fungsi green. Terdapat hubungan umum dalam

domain Fourier anomali magnet yang diukur pada permukaan horizontal dan

distribusi sumber penyebab yang terletak sepenuhnya di bawah permukaan.

Adapun persamaan yang menunjukkan reduce to pole adalah sebagai berikut:

𝐹[𝛹𝑡] =𝜃′𝑚𝜃′𝑓

𝜃𝑚𝜃𝑓 ....................................... (2.16)

dimana F[Ψt] adalah hasil reduksi ke kutub, θm adalah fungsi kompleks yang

bergantung pada orientasi dipole, θf adalah fungsi kompleks yang tergantung

pada medan sekitar.

21

2.5.6 Teknik Edge Detectors (Deteksi Tepi)

Ketergantungan metode magnetik terhadap arah magnetisasi dan remanen

magnetisasi merupakan faktor yang menyebabkan interpretasi sulit

dilakukan. Selain itu bentuk sumber magnetik dan tepinya menghasilkan

anomali tidak jelas yang membuat tugas interpretasi menjadi semakin rumit.

Akibatnya, sejumlah teknik edge detectors (deteksi tepi) berdasarkan turunan

(derivative) telah diperkenalkan untuk mengatasi masalah tersebut dan untuk

menangani anomali magnetik yang kompleks. Teknik ini telah menjadi dasar

dalam menentukan batas-batas sebenarnya dari sumber magnet, karena

mereka memberikan pandangan yang komprehensif tentang anomali dan

menggambarkan bentuk sumber penyebab terlepas dari kedalamannya.

Teknik edge detectors telah banyak digunakan dalam eksplorasi geofisika,

terutama dalam pemetaan kontak geologi, patahan, dykes, dan ore bodies. Di

antara teknik-teknik tersebut adalah analytic signal dan tilt derivative [26]

[27].

Berikut merupakan pembahasan mengenai analytic signal dan tilt derivative

yang akan digunakan dalam penelitian ini:

A. Analytic Signal

Analytic signal (AS) didefinisikan sebagai akar kuadrat dari jumlah kuadrat

turunan vertikal dan horizontal dari medan magnet total. Analytic signal tidak

tergantung pada parameter medan magnet bumi (inklinasi) dan arah

magnetisasi. Analytic signal menghasilkan amplitudo maksimum berada

langsung secara simetris di atas sumber anomali magnetik [28]. Selain itu,

analytic signal sangat sensitif terhadap batas anomali sehingga, efektif

digunakan untuk menggambarkan zona batas geologi. Analytic signal mampu

menyoroti batas sumber anomali yang relatif dangkal, tetapi tidak dapat

memberikan hasil yang jelas untuk anomali yang lebih mendalam [26].

Secara matematis, analytic signal tiga dimensi dapat dihitung dengan

persamaan berikut [29]:

22

𝐴𝑆 (𝑥, 𝑦) = √(𝜕𝑇

𝜕𝑥)

2

+ (𝜕𝑇

𝜕𝑦)

2

+ (𝜕𝑇

𝜕𝑧)

2

.......................... (2.17)

Dimana ∂T adalah intensitas magnetik total (nT), ∂x adalah turunan pertama

terhadap komponen horizontal (sumbu x), ∂y adalah turunan pertama

terhadap komponen horizontal (sumbu y) dan ∂z adalah turunan pertama

terhadap komponen vertikal (sumbu z).

B. Tilt Derivative

Tilt derivative (TDR) merupakan perbandingan antara nilai intensitas

magnetik komponen vertical derivative (VDR) terhadap nilai intensitas

magnetik komponen total horizontal derivative (THDR). Tilt derivative

memiliki tiga tingkat amplitudo yaitu positif, nol (0) dan negatif. Amplitudo

positif terletak di atas sumber anomali dan amplitudo negatif berada jauh dari

sumber anomali tersebut. Sedangkan, amplitudo nol berada di atas atau dekat

dengan tepi sumber anomali. Oleh karena itu, teknik ini dapat digunakan

untuk menentukan batas anomali dengan melakukan picking pada kontur nol

[30]. Tilt derivative ini cocok digunakan sebagai dasar analisis untuk

mengidentifikasi adanya zona-zona rekahan sebagai pengontrol mineralisasi

[31]. Tilt derivative mampu menyoroti sumber magnetik dangkal dan juga

dalam yang lebih baik daripada analytic signal [26]. Namun, semakin dalam

posisi anomali semakin banyak pergeseran batas anomali. Oleh karena itu,

benda yang lebih dalam diperkirakan memiliki lebar anomali lebih besar dari

ukuran sebenarnya. Tilt derivative ini digunakan untuk memperkuat hasil

pada analytic signal.

23

Gambar 2. 5 Geometri hubungan antara VDR, THDR, AS, dan TDR [27].

Geometri hubungan antara tilt derivative (TDR), VDR, THDR, serta analytic

signal (AS) ditunjukkan oleh Gambar 2.5. Tilt derivative dinyatakan sebagai

nilai arctangent dari perbandingan antara VDR dengan THDR. Berikut

persamaan dasar tilt derivative [25]:

𝜃 = 𝑇𝐷𝑅 = tan−1𝑉𝐷𝑅

𝑇𝐻𝐷𝑅 ...................................... (2.18)

Batasan nilai dari amplitudo TDR yaitu antara rentang −𝜋

2 sampai

𝜋

2 sesuai

dengan sifat fungsi trigonometri arctangent. Dimana VDR dinyatakan seperti

persamaan berikut:

𝑉𝐷𝑅 =𝜕𝑇

𝜕𝑧 .............................................. (2.19)

Sedangkan total horizontal derivative (THDR) dinyatakan seperti persamaan

berikut:

𝑇𝐻𝐷𝑅 = √(𝜕𝑇

𝜕𝑥)

2

+ (𝜕𝑇

𝜕𝑦)

2

.................................. (2.20)

dimana 𝜕𝑇 adalah Intensitas magnetik total (nT), 𝜕𝑥 adalah komponen

horizontal terhadap sumbu x, 𝜕𝑦 adalah komponen horizontal terhadap

sumbu y, dan 𝜕𝑧 adalah komponen vertikal terhadap sumbu z.

24

2.6 Metode Geolistrik Resistivitas dan Induced Polarization (IP)

Metode geolistrik adalah salah satu metode yang mempelajari sifat-sifat aliran

listrik di dalam bumi. Metode geolistrik resistivitas dan IP sering

dikombinasikan dalam melakukan eksplorasi mineral. Metode resistivitas dan

IP mampu menggambarkan kondisi bawah permukaan dengan resolusi yang

tinggi. Parameter yang terukur dari metode ini yaitu resistivitas dan

chargeability. Nilai resistivitas dan chargeability digunakan untuk menentukan

keberadaan urat kuarsa pembawa mineral emas.

2.6.1 Resistivitas

Resistivitas adalah kemampuan suatu material dalam menghambat aliran

listrik. Resistivitas batuan dipengaruhi oleh beberapa sifat fisis antara lain

derajat saturasi air, porositas, permeabilitas, kandungan mineral, dan formasi

batuan. Resistivitas batuan terjadi akibat adanya medan potensial dan arus

yang diinjeksi ke bawah permukaan bumi. Metode geolistrik resistivitas yaitu

metode yang mengukur nilai resistivitas batuan. Metode ini merupakan

penerapan dari Hukum Ohm. Persamaan Hukum Ohm dinyatakan sebagai

berikut:

𝑅 =𝑉

𝐼 ................................................... (2.21)

Dengan R adalah hambatan (Ohm), V adalah beda potensial (Volt), dan I

adalah arus listrik (Ampere).

Prinsip dasarnya dari metode geolistrik adalah mengukur respons berupa

potensial pada suatu elektroda potensial akibat arus listrik yang diinjeksi ke

dalam bumi melalui elektroda arus. Oleh karena itu, perumusan teoretis

metode geolistrik didasarkan pada prinsip perhitungan potensial listrik pada

suatu medium tertentu akibat suatu sumber arus listrik di permukaan bumi.

seperti yang ditunjukkan pada Gambar 2.6. Jika arus (I) diinjeksi ke dalam

bumi yang homogen dan isotropik melalui sebuah elektroda tunggal, maka

25

arus listrik tersebut akan menyebar ke segala arah dalam permukaan-

permukaan ekipotensial pada bumi berupa permukaan setengah bola.

Gambar 2. 6 Aliran arus listrik dan bidang ekipotensial [24]

Harga potensial listrik di suatu permukaan yang dialiri arus dengan luas

setengah bola (2𝜋𝑟), dinyatakan dengan persamaan berikut:

𝑉 = 𝐼𝜌

2𝜋𝑟 atau 𝜌 =

2𝜋𝑟𝑉

𝐼.................................... (2.22)

dimana 𝜌 adalah resistivitas medium homogen.

Pada umumnya pengukuran metode resistivitas menggunakan dua elektroda

arus. Dimana satu elektroda bersifat positif (A) dan satu lainnya bersifat

negatif (B). sehingga persamaan harga potensial listrik menjadi:

𝑉 = 𝐼𝜌

2𝜋𝑟𝐴+

−𝐼𝜌

2𝜋𝑟𝐵=

𝐼𝜌

2𝜋(

1

𝑟𝐴−

1

𝑟𝐵) .......................... (2.23)

dimana 𝑟𝐴 adalah jarak pada elektroda positif (A) dan 𝑟𝐵 adalah jarak pada

elektroda negatif (B).

26

Pada prinsipnya pengukuran metode resistivitas sering menggunakan empat

elektroda yang terdiri dari dua elektroda arus (A,B) dan dua elektroda

potensial (M,N), seperti yang terlihat pada Gambar 2.7.

Gambar 2. 7 Konfigurasi Elektroda [24].

Sehingga, harga potensial pada elektroda potensial M dan N dinyatakan

dengan persamaan berikut:

𝑉𝑀 = 𝐼𝜌

2𝜋(

1

𝐴𝑀−

1

𝐵𝑀) ................................... (2.24)

𝑉𝑁 = 𝐼𝜌

2𝜋(

1

𝐴𝑁−

1

𝐵𝑁) ................................... (2.25).

selanjutnya, beda potensial (∆𝑉) antara kedua elektroda dapat diperoleh

dengan persamaan:

∆𝑉 = 𝑉𝑀 − 𝑉𝑁 ................................... (2.26)

∆𝑉 =𝐼𝜌

2𝜋(

1

𝐴𝑀−

1

𝐵𝑀−

1

𝐴𝑁+

1

𝐵𝑁) ......................... (2.27)

A. Konsep Resistivitas Semu

Jika medium di bawah permukaan bumi tidak homogen (tidak sejenis),

anomali yang diperoleh dari objek bawah permukaan merupakan resistivitas

semu (𝜌𝑎). Nilai resistivitas semu bergantung dari pemasangan elektroda atau

faktor geometri (k), selain beda potensial (∆V) yang terukur dan arus (I) yang

diinjeksi. Resistivitas semu dapat diperoleh dengan persamaan berikut:

𝜌𝑎 = 𝑘∆𝑉

𝐼 .......................................... (2.28)

27

dengan 𝜌𝑎 adalah resistivitas semu (Ohm.m), 𝑘 = 2𝜋 (1

𝐴𝑀−

1

𝐵𝑀−

1

𝐴𝑁+

1

𝐵𝑁)

−1

adalah faktor geometri (m), ∆𝑉 adalah beda potensial (Volt), dan I

adalah arus listrik (Ampere).

B. Konfigurasi Wenner

Pengukuran menggunakan konfigurasi Wenner relatif cepat dibandingkan

konfigurasi lain seperti dipole-dipole. Susunan elektroda konfigurasi Wenner

terletak dalam satu garis yang simetris terhadap titik tengah. Jarak antar

elektroda memiliki besar yang sama, yaitu 𝐴𝑀 = 𝑀𝑁 = 𝑁𝐵 = 𝑎 seperti

yang ditunjukkan oleh Gambar 2.8. Sehingga faktor geometri konfigurasi

Wenner dapat dirumuskan sebagai berikut:

𝑘 = 2𝜋 (1

𝑎−

1

2𝑎−

1

2𝑎+

1

𝑎)

−1

= 2𝜋𝑎 ..................... (2.29)

Nilai resistivitas semu pada pengukuran menggunakan konfigurasi Wenner

dapat diperoleh dengan persamaan berikut:

𝜌𝑎 = 2𝜋𝑎∆𝑉

𝐼 ........................................ (2.30)

28

Gambar 2. 8 Geometri konfigurasi Wenner, [32].

Konfigurasi Wenner sangat baik untuk lateral profiling atau lateral mapping,

yaitu pemetaan untuk mengetahui variasi resistivitas secara lateral atau

horizontal. Hal ini dikarenakan pada konfigurasi Wenner, jarak antar

elektroda memiliki jarak yang tetap. Jarak antar elektroda arus listrik yang

dibuat tetap menghasilkan aliran arus listrik yang maksimal pada kedalaman

tertentu sehingga kontras resistivitas lateral atau horizontal dapat

diperkirakan. Penetrasi kedalaman konfigurasi Wenner dirumuskan sebagai

berikut [32] :

𝑍 = 𝑋𝐴𝐵/3 = 𝑋𝑀𝑁 ................................... (2.31)

dimana Z adalah penetrasi kedalaman, XAB spasi elektroda arus, dan XMN spasi

elektroda potensial.

2.6.2 Induced Polarization (IP)

Metode induced polarization (IP) merupakan salah satu metode geofisika

yang memanfaatkan fenomena polarisasi karena adanya arus listrik yang

dilewatkan dalam medium. Prinsip pengukuran metode IP yaitu dengan

29

menginjeksikan arus ke dalam bumi kemudian mengamati beda potensial

yang terjadi setelah arus dimatikan. Metode IP banyak digunakan untuk

eksplorasi base metal [24]. Salah satu parameter yang terukur dari metode IP

yaitu chargeability. Chargeability tinggi merupakan indikasi keberadaan

mineral logam [11].

A. Sumber-sumber Penyebab Polarisasi

Terdapat dua mekanisme penyebab terjadinya polarisasi yaitu polarisasi

elektroda dan polarisasi membran. Penyebab polarisasi tersebut terjadi akibat

proses elektrokimia [7].

1. Polarisasi Membran

Polarisasi membran merupakan mekanisme adanya gerakan ion-ion dalam

fluida yang melewati struktur batuan. Polarisasi membran biasanya terjadi

pada batuan yang tidak mengandung mineral logam. Polarisasi ini

dipengaruhi porositas, kandungan lempung dan peranan fluida sebagai

penghantar arus. Gambar 2.9 (a) menunjukkan polarisasi membran terjadi

pada pori-pori batuan yang menyempit. Ketika arus memasuki pori-pori

tersebut, terjadi akumulasi ion positif di dekat ion negatif pada dinding

membran, sehingga ion negatif lainnya terakumulasi di seberang ion-ion

positif, sehingga terjadi pembentukan kutub-kutub. Gambar 2.9 (b)

menunjukkan polarisasi membran terjadi karena keberadaan mineral lempung

pada pori batuan. Mineral lempung yang mengandung muatan negatif

menarik muatan positif yang terdapat pada larutan elektrolit. Muatan negatif

yang tersebar pada larutan elektrolit akan menjauh dari partikel lempung.

Muatan positif yang telah terakumulasi akan menghambat elektron yang

berasal dari arus listrik yang diinjeksi saat diberikan beda potensial.

30

Gambar 2. 9 (a). polarisasi yang disebabkan oleh penyempitan pori-pori, (b). polarisasi

terjadi pada batuan yang mengandung mineral lempung [7].

2. Polarisasi Elektroda

Polarisasi elektroda merupakan mekanisme perbedaan konduktivitas ionik

dan elektronik karena adanya mineral logam. Polarisasi elektroda terjadi

karena terdapatnya kontak antara mineral konduktif dari batuan dan larutan

dalam pori-pori batuan. Peranan fluida dan mineral logam adalah dua hal

yang sangat dominan sebagai efek polarisasi terinduksi.

Gambar 2. 10 (a). Polarisasi pada batuan yang mengandung mineral, (b). polarisasi para

pori-pori batuan yang mengandung elektrolit [7].

Gambar 2.10 (a) menunjukkan polarisasi elektroda terjadi pada pori-pori

batuan yang mengandung mineral. Muatan positif dan negatif mengalami

pengutuban pada bidang batas antara mineral logam dengan larutan saat

dialirkan arus listrik. Gambar 2.10 (b) menunjukkan polarisasi elektroda

terjadi pada pori-pori batuan yang berisi larutan elektrolit. Ion positif

mengalir searah dengan arah aliran arus. Ion negatif mengalir berlawanan

arah dengan arah aliran arus.

31

B. Prinsip Pengukuran IP

Secara umum terdapat dua jenis tipe pengukuran metode IP yaitu pengukuran

dalam time domain dan frequency domain. Dalam penelitian ini tipe

pengukuran yang digunakan adalah time domain. Prinsip pengukuran time

domain yaitu mengamati perubahan beda potensial akibat adanya efek

polarisasi. Akibat adanya efek polarisasi, beda potensial yang terukur setelah

injeksi arus dimatikan tidak langsung menjadi nol, tetapi meluruh secara

perlahan menuju nol. Beda potensial yang terukur ketika arus diinjeksi

disebut potensial primer (Vp), sedangkan beda potensial yang terukur setelah

arus dimatikan disebut potensial sekunder (Vs).

Gambar 2. 11 Kurva peluruhan beda potensial setelah injeksi arus dimatikan [7]

Berdasarkan Gambar 2.11 parameter pengukuran time domain IP merupakan

rasio perbandingan Vs/Vp. Parameter ini lebih dikenal sebagai chargeability

dan biasanya dinyatakan dalam satuan mili-Volt per Volt atau persen.

Chargeability dapat dirumuskan sebagai berikut [7]:

𝑀 =𝑉𝑆

𝑉𝑃 (mV/V atau %) .................................. (2.32)

32

dimana VS merupakan tegangan yang terukur setelah arus dimatikan, VP

merupakan nilai tegangan primer ketika arus diinjeksi.

Chargeability dapat juga dihitung dengan mengintegrasikan peluruhan beda

potensial sekunder terhadap waktu dengan satuan waktu (mili sekon), seperti

yang ditunjukkan persamaan berikut:

𝑀 =1

𝑉𝑃∫ 𝑉𝑆(𝑡)𝑑𝑡

𝑡2

𝑡1 ........................................ (2.33)

Dimana VS(t) merupakan peluruhan tegangan terhadap waktu.

C. Chargeability Semu

Parameter yang terukur dari pengukuran bukanlah nilai chargeability

sebenarnya tetapi nilai chargeability semu (Ma). Chargeability semu

menunjukkan lamanya proses polarisasi yang terjadi pada suatu batuan

setelah arus dimatikan. Chargeability semu merupakan rasio perbandingan

antara perubahan resistivitas semu (∆𝜌𝑎) dan resistivitas semu (𝜌𝑎).

𝑀𝑎 = ∆𝜌𝑎

𝜌𝑎 ................................................. (2.34)

dimana 𝜌𝑎 adalah resistivitas semu dan ∆𝜌𝑎 merupakan perubahan resistivitas

semu.

Persamaan untuk menentukan chargeability semu untuk setiap benda

terpolarisasi di bawah permukaan dengan material yang berbeda-beda

dinyatakan oleh persamaan berikut [33]:

𝑀𝑎 = ∑ 𝑀𝑖𝐵𝑖𝑖 = ∑ 𝑀𝑖𝜕 log 𝜌𝑎

𝜕 log 𝜌𝑖𝑖 ................................... (2.35)

𝑀𝑎 = 𝑀1𝜕 log 𝜌𝑎

𝜕 log 𝜌1+ 𝑀2

𝜕 log 𝜌𝑎

𝜕 log 𝜌2+ ⋯ + 𝑀𝑛

𝜕 log 𝜌𝑎

𝜕 log 𝜌𝑛 .................... (2.36)

33

dimana 𝑀𝑖 adalah nilai total chargeability dari masing-masing material dan

𝐵𝑖 = 𝜕 log 𝜌𝑎

𝜕 log 𝜌𝑖 adalah rasio perubahan resistivitas semu terhadap resistivitas

komponen tertentu.

2.7 Pemodelan Geofisika

Pemodelan geofisika terdapat dua jenis pemodelan, yaitu pemodelan maju

(forward modeling) dan pemodelan mundur (inverse modeling). Forward

modeling adalah pemodelan yang menggunakan logika matematika dan fisika

guna menggambarkan data yang terukur (theoretical data) dari model bawah

permukaan Forward modeling dibuat guna memahami perubahan anomali

terhadap setiap perubahan geometri dan nilai sifat fisis pada model yang

diberikan. Sedangkan, Inverse modeling adalah memperkirakan model bawah

permukaan berdasarkan data yang terukur. Model tersebut terdiri dari

representasi logika matematika dan fisika menggambarkan kondisi bawah

permukaan. Inverse modeling merupakan cara yang cocok digunakan untuk

memperkirakan model dengan data observasi. Untuk mencocokkan data

tersebut dapat dinyatakan dengan fungsi objektif yang merupakan fungsi selisih

theoretical data dengan observation data. Secara umum proses inversi linear

dapat dituliskan sebagai berikut:

𝑑 = 𝐺. 𝑚 ...................................................... (2.37)

dimana G adalah matriks kernel (N x M) yang memetakan sumber anomali

menjadi data observasi, dengan N adalah jumlah data dan M adalah jumlah

parameter model.