RANGKUMAN GEOFISIKA

Oleh :

Lingkan Finna Christi

072.08.026

TEKNIK GEOLOGI

FAKULTAS TEKNOLOGI KEBUMIAN DAN ENERGI

UNIVERSITAS TRISAKTI

JAKARTA

2010

I. METODE GRAVITY

Gravitasi merupakan gaya interaksi antara benda-benda yang memiliki massa tertentu. Hukum gravitasi Universal (Isaac Newton) berbunyi : “Semua benda di alam semesta menarik semua benda lain dengan gaya sebanding dengan hasil kali massa benda-benda tersebut dan berbanding terbalik dengan kuadrat jarak antara benda-benda tersebut. Secara matematis, besar gaya gravitasi antara partikel dapat ditulis sbb :

Pengukuran gravitasi bumi, secara sederhana dalam ilmu fisika, dapat dilakukan dengan menggunakan prinsip bandul matematis. Pada bandul matematis, berat tali diabaikan dan panjang tali jauh lebih besar dari pada ukuran geometris dari bandul. Pada posisi setimbang, bandul berada pada titik A. Sedangkan pada titik B adalah kedudukan pada sudut di simpangan maksimum (θ). Kalau titik B adalah kedudukan dari simpangan maksimum, maka gerakan bandul dari B ke A lalu ke B’ dan kemudian kembali ke A dan lalu ke B lagi dinamakan satu ayunan. Waktu yang diperlukan untuk melakukan satu ayunan ini disebut periode (T).

Dengan mengambil sudut θ cukup kecil sehingga BB’ = busur BAB’, maka dapat dibuktikan

bahwa :

Dengan mengetahui panjang tali dan periode, maka percepatan gravitasi bumi dapat dihitung.

Kaitan gaya gravitasi dengan geologi

• Kekuatan gravitasi di tentukan oleh kerapatan massa-> massa per unit volume

• Kerapatan massa di gambarkan oleh “pusat massa” (point mass)

• Semakin tinggi kerapatan massa, semakin tinggi pula gaya tarik massa tersebut.

Perubahan percepatan gaya berat

Anomali gravitasi

• Bentuk anomali di tentukan oleh bentuk massa dan kedalaman sumber penyebab anomali.

• Anomali gravitasi berasal dari batang silindris

• Anomali bersifat simetris

• Harga maksimum diatas pusat silinder sebesar 0.025 mgals

Hubungan gravitasi dengan pusat massa

• Percepatan gravitasi terbesar berada pada posisi “pusat massa”

• Bentuk anomali me-ngikuti bentuk massa

• Nilai anomali tergan-tung pada jarak, kerapatan massa dan volume.

Hubungan gravitasi dengan geologi

• Anomali gravitasi dinyatakan oleh perubahan “percepatan” yang ditimbulkan oleh perbedaan kerapatan massa.

Diagram alir untuk memproses data dari metode gravity

DATA ACQUISITION* Gravity Measurement

* GPS Positioning

Koreksi dalam metode gravity, dibagi menjadi 2, yaitu :

1. Internal correction :Drift correction dan tidal correction

2. Eksternal correction :ellipsoid gravity value, free air, bouguer, and terrain corrections

DRIFT and TIDALCORRECTION

* FREE AIR CORRECTION

* BOUGUER CORRECTION

TERRAIN CORRECTION* Inner (Field Processing)

* Outer (Head Office Processing)

* Bouguer Anomaly

* Complete Bouguer Anomaly

GRAVITY PROFILES* Station Coordinate

* Station Elevation

* Gravity Value

Drift Coreection

Koreksi yang digunakan untuk menghilangkan adanya faktor-faktor pengganggu oleh karena hadirnya instrumen-instrumen daerah pantai.

Tidal correction

Nilai gravitasi bumi berubah sebagai fungsi waktu. Perubahan nilai gravitasi bumi secara temporal ini disebabkan adanya pengaruh gaya tarik bulan dan matahari yang menimbulkan pasang surut nilai gravitasi bumi. Efek ini disebut efek pasang surut yang menyebabkan perubahan nilai gravitasi secara temporal. Koreksi terhadap efek ini disebut koreksi pasang surut yang dapat dihitung menggunakan sistem perhitungan yang dikemukakan oleh Longman (1959). Koreksi pasang surut dilakukan dengan mengurangi data hasil pembacaan dengan nilai pasang surut gravitasi hasil perhitungan pasut dari program.

Elipsoid Gravity Value

Diaplikasikan untuk menghasilkan nilai gravitasi pada permukaan laut rata-rata sebagai fungsi dari lokasi latitude. Rumus dari model elipsoid dalam IUGG 1979 :

gq = 978.03185 (1 + 0.005278895 sin2 q + 0.000023462 sin4 q) , mgal

dimana,

gq = theoretical gravity as function of q

q = latitude of the observation point.

Free Air Correction/ koreksi udara bebas

Dilakukan untuk memperkirakan gravitasi bumi pada altitude tertentu pada pengamatan di atas rata-rata permukaan air laut.

FAC = - 0.3086 h, mgal

Bouger anomalis

1. Bouger Anomali (BC)

Dilakukan unutk memperkirakan gravitasi bumi pada elevasi ( h ) di atas permukaan laut dengan densitas (gr./cm3) yang mengisi space ( h ). Teori ini dapat ditulis :

BC = 2h r Gh = 0.04187 r h, mgal

Dimana,

G = 6.67 x 10-9 Cgs unit

r = the chosen density in gr./cm3

H = altitude of observation point in meters.

2. Bouger Anomali (BA)

is the difference between the observation gravity value (gobs) and the expected earth normal gravity at an observation point.

BA = gobs - (gq - FAC + BC)

where the magnitude in the bracket is the expected earth normal gravity.

Terrain correction

Pengukuran gaya berat sering dilakukan pada daerah dengan topografi yang cukup bervariasi. Koreksi terrain harus dihitung untuk menghilangkan efek relief permukaan bumi terhadap nilai anomali Bouguer yang dihitung.Koreksi ini dihitung sebagai efek gaya berat yang ditimbulkan oleh suatu badan massa tiga dimensional yaitu adanya bukit dan lembah di sekitar stasion pengukuran gaya berat. Ada 2 jenis terrain correction, yaitu inner zone correction dan outer correction.

MODEL PERHITUNGAN TALWANI

TUGAS GEOFISIKAMODEL TALWANI

Talwani (1959) menerbitkan sebuah program komputer untuk menghitung gravitasi dari suatu poligon. Sebuah ringkasan yang sangat singkat pada analisis matematika diberikan pada

hA

B M

Gambar 5. rumus mereka dapat dengan mudah diprogram, dan merupakan dasar yang paling 2D modeling software. Won dan Bevis (1987) memodifikasi rumus Talwani setelah menghilangkan referensi ke sejumlah fungsi trigonometri di kalkulus, yang sangat mempercepat perhitungan. Mereka dirumuskan dan menunjukkan bahwa untuk suatu poligon yang diberikan :

Model Talwani

dengan :

dimana :

II. Metode Magnetik

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.

Metode magnetik sering digunakan dalam eksplorasi pendahuluan minyak bumi, panas bumi, dan batuanmineral serta serta bisa diterapkan pada pencarianprospeksi benda-benda arkeolog.

Alat untuk mengukur medan magnet bumi namanya magnetometer. Hasil pengukurannya adalah medan magnet absolut, ketelitiannya biasanya sampai 1 nt (nano tesla). Cara mengukurnya bisa dgn magnetometer portable (alatnya digendong seperti tas\ punggung), bisa dgnaero magnetometer (yg ini digandeng dgn pesawat)dan menggunakan kapal laut.

Dasar-dasar fisika tentang kemagnetan :

1. Garis gaya

2. Gaya magnet (F)

3. Kuat medan magnet (H)

4. Moment magnet (M)

5. Intensitas magnetik (I)

6. Susceptibility / kerentananmagnetik (k)

7. Induksi magnetik (B)

Orientasi Kutub Magnet dan Fluks

Magnet yang

Dihasilkan oleh Medan Magnet Bumi

Gaya magnet

Gaya magnet (F) adalah gaya tarik menarik / tolak-menolak dari dua kutub magnet (m1,m2) yang berjarak r.

Hukum Coloumb:

F = m1.m2/(µ.r2)Dimana µ = konstanta permeabilitas magnet

KUAT MEDAN MAGNETIK

Kuat medan magnet pada suatu titik yang berjarak r dari m1 didefinisikan sebagai gaya `ersatuan kuat kutub magnet, dapat dituliskan sebagai:

H= Fm2

=m1

μ0r2r

dengan r adalah jarak titik pengukuran dari m.

Momen Magnet

Momen magnet (M) adalah besaran vektor yang memanjang dari kutubnegatif ke kutub positif. Intensitas magnetik (I) adalah momen magnet persatuan volume. Intensitas magnet ini sebanding dengan kuat medan magnetdan arahnya searah dengan medan magnet yang menginduksi.

I = k. H

I = intensitas magnetik

H = kuat medan magnet

Intensitas Magnetik

Intensitas medan magnet dipermukaan bumi diukur menggunakan magnetometer. Hasil pengukuran dari magnetometer ini berupa penjumlahan dari medan magnet bumi utama, variasi medan magnet bumi yang berhubungan dengan variasi kerentanan magnet batuan, medan magnet remanen dan variasi harian akibat aktivitas di matahari.

Susceptibilitas Magnet

Susceptibilitas magnet batuan adalah harga magnet suatu batuan terhadap pengaruh magnet, yang pada umumnya erat kaitannya dengan kandungan mineral dan oksida besi. Sifatnya yang sangat khas untuk setiap jenis mineral atau mineral logam. Semakin besar kandungan mineral magnetit di dalam batuan, akan semakin besar harga susceptibilitasnya. Contoh :

Rock type Average magnetic susceptibility, 10-6 cgs

Range of magnetic susceptibilities, 10-6 cgs

mempunyai satuan oersted

mempunyai satuan A/m dalam SI sedangkan dalam cgs

H

H

Dolomite 8 0 - 75

Limestone 23 2 - 280

Sandstone 32 0 - 1665

Shale 52 5 - 1478

Metamorphic 61 0 - 5824

Acid Igneous 647 3 - 6527

Basic Igneous 78 44 - 9711

Anomali Magnet

Anomali medan magnet bumi adalah perbedaan nilai medan magnet antara hasil pengamatan dan medan magnet teoritis (IGRF).

Berdasarkan sifat medan magnet bumi dan sifat kemagnetan bahan pembentuk batuan, maka bentuk medan magnetik anomaly yang ditimbulkan oleh benda penyebabnya tergantung pada:

Inklinasi medan magnet bumi di sekitar benda penyebab Geometri benda penyebab Kecenderungan arah dipol – dipol magnet didalam benda penyebab Orientasi arah dipole – dipole magnet benda penyebbab terhadap arah medan bumi.

Anomali magnetik diperoleh dari persamaan:

ΔT =Tobs + TIGRF ± TVH

ΔT= anomali magnetik

Tobs = medan magnetik pengukuran pada stasiun tertentu

TIGRF = medan magnet teoritis berdasarkan IGRF pada stasiun Tobs.

TVH = koreksi medan magnetik akibat variasi harian

INDUKSI MAGNETIK

Suatu bahan magnetik yang diletakkan dalam medan luar H akan menghasilkan medan tersendiri H yang menigkatkan nilai total medan magnetik bahan tersebut. Induksi magnetik yang didefinisikan sebagai medan total bahan ditulis sebagai:

B= H+H

Hubungan medan sekunder H=4πM, satuan B dalam cgs adalah gauss, sedangkan dalam geofisika eksplorasi dipakai satuan gamma (g) dan dalam SI adalah tesla (T) atau nanoTesla (nT)

Magnetik Anomali

Koreksi

1. Koreksi waktu :

dp

Pt = Pn ± -------(Wn – Wa)

dw

2. Koreksi dasar :

Kd = modus – Pa

C = Pt + Kd

Pt = Nilai koreksi

Pn = pembacaan rata – rata stasiun ke – n

Pa = pembacaan awal rata – rata di stasiun dasar

Pb = pembacaan akhir rata – rata di stasiun dasar

Wn = waktu pembacaan di stasiun ke – n

Wa = waktu pembacaan awal distasiun dasar

Wb = waktu pembacaan akhir distasiun dasar

C = nilai korektif koreksi

Pengumpulan data

a. Tahap persiapan

1. Pengenalan lapangan

2. Penentuan arah lintasan

3. Penyiapan alat magnetometer

4. Penyiapan blanko pengukuran

b. Tahap pengukuran

1. Menentukan titik pengukuran yaitu dengan cara grid dan menentukan stasiun dasar.

2. Pengukuran dilakukan dengan cara Looping, komponen yang diukur :

*No.Stasiun pengukuran

* Pembacaan nilai intensitas magnetik (5 kali)

* Waktu pembacaan tiap stasiun

3. Pada hari berikutnya stasiun dasar diukur kembali untuk konversi pengukuran pada hari itu.

4. Dari beberapa nilai looping dicari nilai rata – ratanya maka akan menghasilkan nilai netral.

III. RESISTIVITY

Survey geolistrik dilakukan dengan menginjeksikan arus listrik ( I ) searah (DC) ke dalam tanah melalui dua elektroda dan mengukur responsnya berupa beda potensial (DV) pada dua elektroda yang lain. Dengan susunan elektroda tertentu diperoleh parameter fisis tahanan - jenis semu (Apparent Resistivity).

Arus listrik sebesar I melalui titik O pada permukaan, dialirkan ke dalam tanah, yang dianggap sebagai media homogen dan isotropis. dan mempunyai tahanan jenis r. Arus listrik tersebut akan menyebar dan membentuk medan listrik setengah bola. Titik yang terletak di dalam media mempunyai densitas (rapat arus) sebesar :

Arus total yang menembus permukaan setengah bola adalah :

I jds r j 22

22 r

IJ

Selisih potensial (dv) antara dua kulit yang berjarak dr adalah :

Dengan mengintegrasikan persamaan di atas, diperoleh harga potensial titik P yang disebabkan oleh sumber arus O sebesar :

r

IV r

2

MEDAN LISTRIK DI BAWAH PERMUKAAN

dvI

rdrr 2 2

I

permukaan equipotens

ial

O

garis arus

r

dr

p

POTENSIAL OLEH SUMBER ARUS GANDA DI PERMUKAAN

Total potensial pada titik M oleh sumber arus C1 dan C2 :

TEKNIK PENGUKURAN

Pengukuran tahanan jenis pada umumnya menggunakan susunan empat elektroda terminal. Sepasang elektroda untuk menginjeksikan arus ke dalam tanah dan sepasang elektroda lain untuk mengukur beda potensial yang ditimbulkannya.

Dua teknik yang umum dipakai :

• Vertical Electrical Sounding atau Drilling

Untuk mendapatkan variasi tahanan jenis listrik secara vertikal terhadap kedalaman, dibawah suatu titik dipermukaan.

• Electrical Mapping atau Profilling

Untuk mendapatkan distribusi tahanan jenis listrik secara lateral.

WENNER RESISTIVITY METHOD

Pengambilan data sounding dengan menyusun elektroda - elektroda arus dan elektroda potensial dalam satu garis lurus yang mempunyai jarak sama.

21 VVVM

)11

(2 21 rr

IVM

r

r1 r2

POWER

M

METODA INTERPRETASI

Interpretasi data dilakukan di lapangan dan di laboratorium. Metoda yang dipakai :

1. PENCOCOKAN KURVA

Menggunakan kurva standar dan kurva bantu.

2. KUMULATIF MOORE

Tahanan jenis semu dibaca, diakumulasikan, dan diplot terhadap kedalaman. Perubahan harga tahanan jenis ditunjukkan oleh perubahan mencolok kemiringan grafik dan dapat diinterpretasikan sebagai batas lapisan.

Potensial pada P1 : V

I1 2

1

r

1

AM BMV

I1 2

1 1

2

r a a

Potensial pada P2 V

I 2 2

1 1

r AN BN

VI

2 2

1 1

2 r

( )a a

Beda potensial di P1 dan P2 : DV V V 1 2 DV

I

r2a

Maka tahanan jenis media adalah : r

DV

I2a

K 2ar

DV

IK

dimana K : Faktor Geometri I : Arus Listrik

V : Beda Potensial : Tahanan Jenis Semu

3. CARA BARNES

Diperoleh tahanan jenis sebenarnya untuk suatu ketebalan tertentu. Susunan lapisan batuan di bawah permukaan dianggap merupakan tahanan listrik yang tersusun paralel.

Misalkan perhitungan dilakukan terhadap tahanan jenis sebenarnya untuk tiap ketebalan 1 m ( tiap bentangan elektroda @ = 1 m ), kemudian harga - harga ini diplot terhadap kedalaman dengan memakai skala satuan. Apabila harga - harga tersebut dihubungkan, maka diperoleh kicks yang akan memberikan gambaran korelasi batuan di bawah permukaan.

1RL

= 1Rn

− 1Rn−1

⇒ ρL=2 pDa

1Rn

−1Rn−1

Penampang tahanan-jenis semu konfigurasi Wenner sebelum (atas) dan sesudah (bawah) infiltrasi fluida konduktif.

IV. HEAT FLOW

Perambatan panas terjadi dengan 3 cara :

1. Konduksipanas yang merambat tidak diikiuti oleh gerakan molekul-molekul penghantar, terjadi pada benda padat, cair, dan gas.

2. KonveksiPanas yang merambat diikuti oleh gerakan molekul-molekul media penghantar, terjadi pada media cair dan gas.

3. RadiasiPanas yang merambat melalui gelombang elektromagnet dan dapat terjadi pada media penghantar berupa benda padat, cair, gas dan pada ruang hampa udara.

Heat Flow ( Alir Panas )

Didefinisikan sebagai perambatan panas dengan cara konduksi. Harga alir panas ( Q ) diperoleh dari perkalian konduktivitas panas ( K ) dengan landaian suhu ( dT/dZ )sehingga mempunyai persamaan :

Q = K x dT

dZ

Konduktivitas panas dan landaian suhu harus pada suatu interval dan tempat yang sama. Pengukuran konduktivitas batuan dilakukan di laboratorium dan pengukuran temperatur untuk penentuan landaian suhu dilakukan di lapangan pada sumur dalam atau sumur dangkal.

Satuan alir panas adalah HFU ( Heat Flow Unit ), dimana 1 HFU = 10 -6 kal/cm2 det

Satuan konduktivitas panas adalah HCU ( Heat Conductivity Unit ), dimana 1 HCU = 10 -3

kal/cm₀Cdet.

Harga alir panas ( Q ) akan diperoleh dalam satuan HFU apabila konduktivitas panas dalam HCU dan landaian suhu dalam ₀C/10 m.

Bumi bagian dalam merupakan benda yang relatif panas dibandingkan dengan bagian luarnya. Oleh sebab itu akan terjadi perambatan panas dari dalam bumi menuju permukaan bumi dengan cara konduksi. Anomali alir panas pada permukaan bumi antara lain terjadi pada :

1. Daerah seismik aktif yaitu pertemuan lempeng tektonik2. Daerah yang mempunyai unsur radioktif tinggi3. Daerah jalur gunung api ( daerah prospek panas bumi )4. Daerah geothermal / hidrothermal

Jalur gunung api di Indonesia sepanjang P. Sumatera, P. Jawa, dan Nusa Tenggara, serta Maluku dan Sulawesi. Harga alir panas pada jalur gunung api umumnya bervariasi antara 3 HFU – 6 HFU sangat tergantung pada temperatur dan letak kedalaman magma.

Pada daerah yang mempunyai sisitem hidrothermal, dalam perhitungan alir panasnya menganggap reservoar fluida panas sebagai sumber panas yang mengalirkan panas secara konduksi melalui batuan tudung ( cap rock ) menuju permukaan bumi.

Puncak Reservoar dapat dihitung apabila harga alir panas dan temperatur reservoar diketahui. Harga alir panas yang mempunyai persamaan :

Diturunkan menjadi :

dZ = kedalaman punvak reservoar ( m )

K = konduktivitas panas batuan tudung ( HCU )

dZ = 10 x K x dT

dZ

dT = beda temperatur antara temperatur permukaan dengan temperatur reservoar ( ₀C )

Q = alir panas ( HFU )

Aliran fluida yang terjadi dalam reservoar pada sisitem hidrothermal adalah aliran konveksi. Aliran fluida yang naik disebut ” up flow “, sedangkan yang menyamping disebut “ out flow “, dan yang masuk ke dalamdisebut “ in flow “. Pergerakkan fluida dalam sistem hidrothermal ini sangat berpengaruh terhadap harga alir panas di permukaan bumi. Di daerah up flow akan memberikan harga alir panas yang tinggiyaitu lebih tinggi dari 10 HFU, sedangkan di daerah in flowmemberikan harga kurang dari 5 HFU dan daerah out flow memberikan harga antara 5 HFU sampai dengan 10 HFU.

Dari pengukuran alir panas di daerah lapangan panas bumi dapat ditentukan :

1. Batas lapangan panas bumi2. Memprediksi kedalaman puncak reservoar3. Arah gerak fluida panas di dalam reservoar panas bumi.

V. SEISMIC

Seismik adalah alat untuk menggambarkan keadaan bawah tanah ( subsurface )

Measurement Processing Image

Stages in Geophysical Technology Application for Subsurface Mapping

Data Acquisition

Data Processing

Data Interpretation

Geophysical Subsurface Model

Su

rve

y D

es

ign

Drilling Proposal, Reserve Calculation, Plan of

Development

S RS RSourceReceiver

The wave is characterized by :

Amplitude is the peak to trough height of the wave divided by two.

Wavelength is the distance over which the wave goes through one complete cycle (e.g., from one peak to the next, or from one trough to the next).

Period is wavelength measured in time

Frequency is number of cycle in 1 second

Velocity is the speed of wave propagation

Seismic methods, as typically applied in exploration seismology, are considered active geophysical methods. In seismic surveying, ground movement caused by some source* is measured at a variety of distances from the source. The type of seismic experiment differs depending on what aspect of the recorded ground motion is used in the subsequent analysis.

Source Receiver Raw data

seismic Sectiongeology

Reflection Seismics

Reflection and Refraction