10

BAB II

TINJAUAN PUSTAKA

A. Dasar Teori Gayaberat

Gaya berat adalah salah satu metode dalam geofisika. Metode gayaberat

dipilih dalam penelitian ini karena aplikasi utama metode ini adalah study

geologi regional bawah permukssn (area lebih dari 100 km2), sehingga

diharapkan dapat menggambarkan struktur geologi bawah permukaan yang lebih

baik dibandingkan metode geofisika lainnya. Prinsip metode ini berdasarkan

pada anomali gayaberat yang muncul karena adanya variasi rapatmassa batuan

yang menggambarkan adanya struktur geologi di bawah permukaan bumi.

Adanya variasi rapatmassa batuan di suatu tempat dengan tempat lain, akan

menimbulkan medan gaya gravitasi yang tidak merata, perbedaan inilah yang

terukur di permukaan bumi. Perbedaan medan gayaberat yang relatif kecil maka

diperlukan alat ukur yang mempunyai ketelitian yang cukup tinggi. Alat ukur

yang sering digunakan adalah Gravimeter. Alat pengukur gayaberat di darat

telah mencapai ketelitian sebesar ±0.01 mGal dan di laut sebesar ±1 mGal.

Di setiap tempat di permukaan bumi nilai percepatan gravitasi bumi di

permukaan bumi dipengaruhi oleh lima faktor seperti lintang, ketinggian,

topografi di sekitar titik pengukuran, interaksi bumi dengan matahari dan bulan

(pasang-surut), serta perbedaan (variasi) rapatmassa batuan di bawah permukaan

bumi. Perbedaan (variasi) rapatmassa batuan di bawah permukaan bumi

merupakan satu-satunya faktor yang signifikan dalam eksplorasi gayaberat dan

11

pada umumnya memiliki nilai yang sangat kecil dibandingkan kombinasi

keempat faktor lainnya. Dasar teori yang digunakan dalam metoda gayaberat ini

adalah Hukum Newton tentang gravitasi bumi.

1. Hukum gravitasi Newton

Pada dasarnya aplikasi metode gaya berat adalah Hukum Gravitasi Newton,

yaitu bahwa gaya tarik menarik antara 2 partikel yang memiliki massa M dan m

pada jarak r dapat ditunjukkan dengan gambar di bawah ini:

Gambar 2.1 Gaya tarik menarik antara dua benda.

(http://www.id.wikipedia.org)

Secara matematis gaya tarik menarik tersebut dapat dituliskan dalam persamaan:

(2.1)

Dimana :

F = Gaya tarik menarik antar M dan m (N)

G = Konstanta universal gravitasi

G = ( atau dalam cgs sebesar 6,67 x dyne

cm²/g² M,m = Massa partikel (kg)

r = Jarak antar partikel

= Vektor unit gaya yang bekerja pada benda.

12

Dari persamaan (2.1) dapat disimpulkan bahwa gaya tarik bumi dengan massa

M dan berjarak r terhadap sebuah benda yang bermassa m di permukaan bumi

adalah:

(2.2)

Jika sebuah benda dengan massa m memiliki gaya berat , yang tidak

lain merupakan gaya tarik massa benda terhadap bumi maka penentuan harga

percepatan gaya berat dapat dinyatakan dengan

(2.3)

Dimana:

g = percepatan gravitasi bumi (m/s2)

M = massa bumi (kg)

m = massa benda (kg)

F = gaya gravitasi (Newton)

G = konstanta universal gravitasi )kgdt

m10x67.6(

2

311−

Pada persamaan (2.3) di atas variable yang menentukan nilai g adalah r. Besar r

pada kenyataannya tidak tetap. Hal ini dikarenakan bentuk bumi yang tidak

berbentuk bulat sempurna. Nilai percepatan gravitasi di permukaan bumi sekitar

980 cm/s2. Gravimeter memiliki sensitivitas sekitar Gal atau 0.01 mGal.

Namun akurasi pembacaan umumnya hanya 0,03 sampai 0.06 mGal.

Mikrogravimeter disediakan dengan ukuran akurasinya sekitar 5 µGal.

13

2. Potensial gravitasi

a. Newtonian atau potensial 3D

Medan gaya tarik bumi (gravitasi) bersifat konservatif artinya usaha yang

dilakukan sebuah massa dalam suatu medan gravitasi tidak bergantung pada

lintasan yang ditempuhnya, namun hanya bergantung pada titik akhirnya saja.

Jika suatu benda yang pada akhirnya kembali pada posisi awalnya, energi yang

dikeluarkannya adalah nol. Bentuk gaya gravitasi adalah vektor yang mengarah

sepanjang garis yang menghubungkan dua pusat massa. Medan konservatif

kemungkinan berasal dari sebuah fungsi potensial skalar U(x,y,z) disebut

dengan Newtonian atau potensial 3D.

m2 (2.4)

= g (x, y, z) (2.5)

Dalam koordinat spherical menjadi :

U (r,θ,φ) = -F (r,θ,φ)/m2 (2.6)

U (r,θ,φ) = -g (r, θ, φ) (2.7)

Alternatif lainnya kita dapat memecahkan potensial gravitasi dalam bentuk :

U (r, θ, φ) = .dr (2.8)

Mengingat sebuah massa 3D yang bentuknya berubah-ubah seperti gambar (2.2)

dibawah ini :

14

Gambar 2.2 Potensial massa 3D

(Telford et al.,1990)

Potensial dan percepatan gravitasi pada sebuah titik yang paling luar dapat

diperoleh dengan membagi massa kedalam elemen kecil (dm) dan

menjumlahkannya untuk mendapatkan pengaruh totalnya. Potensial untuk

elemen massa dm di titik (x, y, z) dengan jarak r dari P (0, 0, 0) adalah

dU = G dm/r = Gρ dx dy dz/r (2.9)

dimana ρ (x, y, z) adalah rapat massa, dan r² = x² + y² + z². Maka massa m

potensial totalnya adalah

(2.10)

Karena g adalah percepatan gravitasi dalam arah z, dan menganggap ρ konstan,

g = - U/ (2.11)

g = (2.12)

15

b. Logaritmik atau Potensial 2D.

Apabila suatu massa sangat panjang dalam arah y dan memiliki cross

section seragam, bentuknya berubah-ubah pada bidang xz. Gaya tarik gravitasi

diperoleh dari sebuah potensial logaritmik. Persamaanya adalah :

(2.13)

Dimana r’ = x² + z². Pengaruh gravitasi untuk bentuk 2-D adalah

g = - U/ (2.14)

g = (2.15)

Dimana

(2.16)

g= 2G (2.17)

g = (2.18)

g = 2Gρ (2.19)

B. Satuan Percepatan Gravitasi

Satuan percepatan gravitasi dalam sistem MKS adalah m/s2 dan dalam

sistem CGS adalah cm/s2. Pengukuran percepatan gravitasi pertama dilakukan

oleh Galileo dalam eksperimennya di Pisa Italia, sehingga untuk menghormati

Galileo satuan percepatan gravitasi didefinisikan sebagai berikut :

1 mGal = Gal = cm/s².

Satuan anomali gaya gravitasi dalam kegiatan eksplorasi diberikan dalam orde

mGal dikarenakan perubahan antar titik yang sangat kecil.

16

C. Gravimeter

Gambar 2.3 Gravimeter Lacoste & Romberg (M. Dobrin and C. Savit)

Gravimeter adalah suatu alat yang digunakan dalam pengukuran gayaberat.

Alat ukur ini memiliki tingkat ketelitian yang cukup tinggi, karena dapat

mengukur perbedaan percepatan gayaberat yang lebih kecil dari 0,01 mgal.

Prinsip kerja gravimeter ini pada dasarnya merupakan suatu neraca pegas yang

mempunyai massa yang terkena gaya berat akan menyebabkan panjang pegas

berubah (lihat gambar 2.4).

Gambar 2.4 Prinsip gravimeter stabil (http://www.scribed.com)

Berdasarkan hukum Hook yang menyatakan bahwa perubahan panjang

pegas adalah sebanding dengan perubahan panjang gaya, maka :

17

F = m x g = k x s (2.20)

Dan

∆s= (m/k) x ∆g (2.21)

Dengan : m = massa beban (kg)

K = konstanta elstis pegas (N/m)

∆s = perubahan panjang pegas (m)

∆g = perubahan gaya berat (m/s²)

Gravimeter tipe LaCoste & Romberg termasuk ke dalam tipe zero length

spring Gravimeter tersebut. Mempunyai skala pembacaan dari 0-7000 mGal,

dengan ketelitian 0.01 mGal. Gravimeter ini dalam penggunaanya memerlukan

suhu yang tetap. Pengukuran perbedaan percepatan gravitasi bisa dilakukan

dengan mengukur dua tempat yang berbeda dengan alat yang sama.

Prinsip gravimeter ini terdiri dari suatu beban pada ujung batang, yang

ditahan oleh zero length spring yang berfungsi sebagai pegas utama. Besarnya

perubahan gaya tarik bumi akan menyebabkan kedudukan beban dan

pengamatan. Hal tersebut dilakukan dengan peraturan kembali beban pada

kedudukan semula. Perubahan kedudukan yang dialami ujung batang

disebabkan karena adanya goncangan-goncangan, selain karena adanya variasi

gayatarik bumi. Ujung batang yang lain dipasang shock eliminating spring untuk

menghilangkan efek goncangan.

18

D. Eksplorasi Geofisika Metode Gayaberat

Metode gayaberat adalah salah satu metoda dalam geofisika. Prinsip

metode ini berdasarkan kepada anomali gayaberat yang muncul karena adanya

variasi rapat massa batuan yang menggambarkan adanya struktur geologi di

bawah permukaan bumi. Adanya variasi rapat massa batuan di suatu tempat

dengan tempat lain, akan menimbulkan medan gaya gravitasi yang tidak merata,

perbedaan inilah yang terukur di permukaan bumi.

Metode ini dipilih karena kemampuannya dalam membedakan rapat massa

suatu material terhadap lingkungan sekitarnya, sehingga gambaran struktur

bawah permukaan dapat diketahui. Metode gayaberat ini juga merupakan

metode utama yang digunakan dalam study geologi regional bawah permukaan

bumi (area lebih dari 100 km2), sehingga diharapkan gambaran struktur geologi

bawah permukaan yang diperoleh lebih baik dibandingkan metode geofisika

lainnya.

E. Rapat Massa Batuan pada Pengukuran Gayaberat

Hal yang terpenting dalam pengukuran gaya berat adalah rapatmassa

batuan. Rapatmassa adalah perbandingan massa suatu zat dengan volumenya,

yang dinyatakan dengan ρ (rho). Di bawah ini adalah persamaan yang

menunjukan hubungan percepatan gravitasi dengan rapat massa (densitas) :

F = G (2.22)

Dimana

m = V X ρ (2.23)

19

Dengan m = massa benda, V = volume benda, ρ = rapatmassa benda

g = G (2.24)

g ρ (2.25)

Persamaan diatas menunjukan bahwa nilai medan gayaberat berbanding lurus

dengan rapatmassa. Oleh karenanya sangat penting mengetahui nilai rapat massa

pada batuan di sekitar titik pengamatan.

F. Anomali Gayaberat

Pada dasarnya nilai anomali gayaberat adalah selisih antara nilai percepatan

gravitasi bumi pada kondisi bumi yang sebenarnya dengan nilai percepatan

gravitasi bumi pada kondisi teoritik bumi. Pada kondisi bumi yang sebenarnya

terdapat faktor-faktor yang mempengaruhi nilai percepatan gravitasi bumi

seperti efek rotasi bumi, variasi topografi bumi, dan variasi densitas

(rapatmassa) secara lateral maupun vertikal. Sedangkan percepatan gravitasi

bumi secara teoritik mengasumsikan bahwa bumi berbentuk sferoid dan massa

bumi homogen. Nilai percepatan gravitasi bumi di permukaan bumi dipengaruhi

oleh lima faktor yaitu:

1. Lintang

2. Ketinggian

3. Topografi di sekitar titik pengukuran

4. Interaksi bumi dengan matahari dan bulan (pasang-surut), dan

5. Variasi rapat massa batuan di bawah permukaan bumi

20

Faktor variasi rapatmassa batuan di bawah pemukaan bumi adalah satu-

satunya faktor yang signifikan dalam eksplorasi gayaberat dan pada umumnya

memiliki nilai yang sangat kecil dibandingkan keempat faktor lainnya. Nilai

anomali yang dibutuhkan dalam eksplorasi gayaberat adalah anomali akibat

variasi rapatmassa di bawah permukaan sehingga diperoleh gambaran struktur

bawah permukaan seperti halnya patahan. Dilakukan koreksi-koreksi gayaberat

untuk mereduksi anomali akibat faktor-faktor yang lain.

G. Koreksi-Koreksi Gayaberat

1. Koreksi pasang surut (Tidal correction)

Koreksi pasang surut bumi dimaksudkan untuk menghilangkan perbedaan

pembacaan yang disebabkan oleh pengaruh jarak dari matahari dan bulan pada

setiap saat. Pengaruh jarak matahari dan bulan ini akan berpengaruh terhadap

pembacaan pada alat gravimeter. Bagian bumi padat juga mengalami pasang

surut yang menyebabkan turunnya permukaan bumi secara periodik yang juga

menyebabkan perubahan harga gravitasi pengukuran. Perubahan harga gravitasi

pengukuran ini diakibatkan karena adanya perubahan jarak pengukuran ke pusat

bumi.

21

Gambar 2.5 Jarak matahari dan bulan setiap saat (Longman, I.M, 1959)

Koreksi pasang surut bumi dimaksudkan untuk menghilangkan efek perubahan

nilai gaya berat akibat gaya tarik bulan dan matahari. Alat gravimeter sangat

sensitif terhadap perubahan harga gravitasi yang disebabkan oleh pasang surut

bumi yang besarnya tergantung pada posisi lintang dan waktu, perubahan itu

besarnya ± 0.3 mgal. Koreksi pasang surut berdasarkan Longman, I.M, 1959,

yakni

( ) ( ) ( )

−+−+−= 1cos3

3

2cos3cos51sin

3

2

2

3 23

342

qD

spp

d

Mrp

d

MGrTiC

(2.26)

Dengan TiC = koreksi pasang surut, p = sudut zenith bulan, q = sudut

zenith matahari, M = massa bulan, S = Massa matahari, d = jarak antara pusat

bumi-bulan, D = jarak antara pusat Bumi-matahari.

Hasil ini kemudian ditambahkan dengan koreksi drift untuk memperoleh

anomali gayaberat observasi.

(2.27)

22

dengan adalah anomali gayaberat observasi yang telah dikoreksi drift dan

pasang surut, T adalah koreksi pasang surut.

Data koreksi pasang surut bumi merupakan data hasil perhitungan teoritik yang

diperoleh dari data stasiun yang melakukan eksplorasi tersebut.

Contoh : data koreksi pasang surut bumi ini dapat diperoleh dari

BAKOSURTANAL, BMG, Puslitbang Geologi dan Teknik Geodesi ITB. Guna

mempermudah perhitungan, peneliti biasanya menggunakan tabel Koreksi

Pasang Surut Bumi.

2. Koreksi apung (Drift correction)

Koreksi ini dilakukan untuk menghilangkan kesalahan pembacaan pada alat

akibat perpindahan dari satu titik pengamatan ke titik pengamatan lain. Secara

matematis besarnya koreksi drift dituliskan sebagai berikut

: )('

'tAtB

tAAt

gAAgDc −

−−=

(2.28)

Dengan :

DC = koreksi drift dititik B

g’A = harga gaya gravitasi pada saat tA

gA = harga gaya gravitasi pada saat t’A

tA = waktu pengamatan awal dititik A

t’A = waktu pengamatan akhir dititik A

tB = waktu pengamatan di titik terakhir

23

Titik pengukuran

Gambar 2.6 Teknik looping pengukuran gaya berat

3. Koreksi lintang

Perputaran bumi mengakibatkan perbedaan percepatan gravitasi bumi pada

setiap lintang, oleh karena itu diperlukan koreksi untuk mengatasinya dalam hal

ini adalah koreksi lintang. Untuk menghitung koreksi lintang digunakan rumus

sebagai berikut:

) (2.29)

Dengan Gθ adalah nilai percepatan gravitasi teoritik pada posisi titik amat dan

θ adalah koordinat lintang.

4. Koreksi udara bebas (Free air correction)

Gambar 2.7 Perubahan harga gravitasi terhadap ketinggian (Longman, I.M, 1959)

h

G

Mean Sea Level

g

Base

statio

1 2 3 4 5 6

24

Pengukuran yang dilakukan diatas mean sea level (lihat gambar 2.7) akan

menyebabkan bertambahnya jarak dari titik pengamat ke pusat bumi, perubahan

tersebut menyebabkan harga g akan semakin kecil sehingga harus dilakukan

koreksi terhadap pembacaan alat. Koreksi ini dilakukan untuk mendapatkan nilai

pembacaan gravitasi absolut di titk observasi. Secara matematis Koreksi udara

bebas dinyatakan dengan persamaan :

(2.30)

Dengan h adalah ketinggian dari permukaan laut.

Setelah dilakukan koreksi tersebut maka akan didapatkan anomali udara bebas

di topografi yang dapat dinyatakan dengan persamaan:

(2.31)

Dengan:

∆g = anomali udara bebas di topografi (mgal)

gobs = percepatan gravitasi observasi di topografi (mgal)

= percepatan gravitasi teoritis pada posisi titik amat (mgal)

5. Koreksi Bouger (Bouger correction)

Koreksi bouger ini bertujuan untuk menghilangkan perbedaan ketinggian

dengan tidak mengabaikan massa di bawahnya. Massa ini dianggap sebagai

lempeng massa (slab) tak berhingga, tebal h dan densitas ρ.

25

Gambar 2.8 Lempeng Bouger dengan tebal h (Telford et al.,1990)

Koreksi Bouger diperoleh dengan persamaan dibawah ini:

KB = 2πρGh (2.32)

KB = 0,04191 ρh (2.33)

Dengan :

G = konstanta gravitasi 6,67 x 10-11 m3 kg-1 s-2

ρ = densitas benda dari bidang acuan sampai bidang referensi (kg/m3)

h = ketinggian titik pengukuran (m)

Anomali gayaberat setelah diaplikasikan koreksi udara bebas dan koreksi

bouguer disebut simple bouguer anomaly (SBA):

(2.34)

(2.35)

Sehingga koreksi Bouger diberikan oleh persamaan :

KB = 0,04191 ρh (2.36)

Setelah koreksi bouger (KB) dan anomali udara bebas (AUB) diberikan, anomali

gayaberat menjadi anomali Bouguer (ABS) yaitu :

ABS = AUB – KB (2.37)

26

6. Koreksi medan (Terrain Correction)

Pengaruh topografi permukaan yang relatif kasar dengan perbedaan elevasi

yang besar, seperti halnya gunung dan bukit di sekitar titik pengukuran yang

dapat mengurangi besarnya medan gaya berat sebenarnya dapat dihilangkan

dengan koreksi ini. Koreksi medan ini digunakan untuk menghilangkan

pengaruh efek massa di sekitar titik pengamatan. Koreksi medan (topografi)

adalah koreksi pengaruh topografi terhadap gayaberat pada titik amat, akibat

perbedaan ketinggian antara titik observasi dengan base.

Gambar 2.9 Sketsa koreksi medan terhadap data gayaberat (Zhou, 1990)

Cara perhitungan koreksi topografi bisa dilakukan dengan menggunakan

Hammer Chart yang dikembangkan oleh Sigmund Hammer. Caranya adalah

dengan membagi-bagi daerah penelitian menjadi bagian-bagian yang dibatasi

oleh lengkungan ( kompartmen ) yang diberi nama kompartmen A, B, C , D

.............. dan seterusnya. Pembagian zona-zona Hammer Chart adalah sebagai

berikut :

a. Zona A terdiri dari 1 kompartmen

27

b. Zona B terdiri dari 4 kompartmen

c. Zona C & D terdiri dari 6 kompartmen

d. Zona E & F terdiri dari 8 kompartmen

e. Zona G, H, dan I terdiri dari 12 kompartmen

f. Zona K, L, dan M terdiri 16 kompartmen

Gambar 2.10 Pembagian kompartemen diagram Hammer (Telford et al.,1990:13)

Dengan menggunakan pendekatan cincin silinder, maka besarnya koreksi

topografi diberikan oleh persamaan :

TC = (2.38)

Dengan :

TC = koreksi terrain (medan)

G = konstanta gravitasi

ρ = rapat massa

r0 dan r1 = jari-jari dalam dan luar zona

z = perbedaan ketinggian rata-rata kompartemen dan titik pengukuran

28

n = jumlah kompartemen pada zona tersebut

Gambar 2.11 Cincin melingkar yang terbagi ke dalam delapan kompartemen untuk menghitung koreksi medan (http://www.scribed.com)

Tabel 2.1 Jari – jari Kompartemen (Telford et.,1990:14)

Kopartemen Jari – jari dalam ( )

(feet)

Jari- jari luar ( )

(feet)

B 6,56 54,6

C 54,6 175

D 175 558

E 558 1280

F 1280 2936

H. Anomali Bouguer Lengkap (Complete Bouguer Anomaly)

Anomali Bouguer lengkap (CBA) suatu titik amat didefinisikan sebagai

penyimpangan harga percepatan gravitasi pengamatan (Gobs) terhadap harga

percepatan gravitasi normal (Gθ) di titik tersebut. Anomali bouguer di titik amat

pada ketinggian h merupakan anomali kumulatif akibat semua penyebab

anomali yang berada di bawah ketinggian titik amat. Untuk mendapatkan harga

anomali bouger lengkap digunakan persamaan sebagai berikut :

(2.39)

29

Dengan :

CBA = anomali bouger lengkap

Gobs = harga gravitasi pengamatan yang sudah dikoreksi pasang surut dan

Drift

φg = harga gravitasi teoritis ditempat pengamatan

FAC = koreksi udara bebas

Bc = koreksi bouger

Tc = koreksi terrain

I. Moving Average

Metode moving average merupakan salah satu cara untuk memisahkan

anomali regional-residual dengan noise. Metode moving average dilakukan

dengan cara merata-ratakan nilai anomali, proses perata-rataan dilakukan untuk

tiap titik pengamatan dan bergerak dari satu titik ke titik lainnya. Hasil metode

moving average adalah anomali regional, sedangkan anomali residualnya

diperoleh dengan mengurangkan anomali Bouguer lengkap terhadap anomali

regional.

Secara matematis pada kasus satu dimensi anomali regional dari moving

average adalah:

(2.40)

Dimana N adalah lebar window yang harus bilangan ganjil, n adalah (N-1)/2.

30

Penerapan moving average pada data dua dimensi dengan lebar windows

5x5 dapat diilustrasikan pada gambar 2.12. Nilai ∆gr pada suatu titik dapat

dihitung dengan merata-ratakan semua nilai ∆gbouguer di dalam sebuah kotak

persegi dengan titik pusat adalah titik yang akan dihitung harga ∆gR.

Gambar 2.12 Ilustrasi moving average dua dimensi dengan lebar windows 5x5 (http://id/wikipedia.org)

Persamaannya diberikan oleh:

(2.41)

J. Pemodelan 2D

Pemodelan 2D ini dibutuhkan dalam interpretasi kuantitatif. Interpretasi

pemodelan 2D bertujuan untuk menggambarkan distribusi rapatmassa bawah

permukaan dan geometris benda dibawah permukaan berdasarkan kontras

rapatmassa lateral. Pada penelitian ini digunakan pemodelan kedepan (forward

modelling), menggunakan software Gmsys yang berdasarkan pada metode

poligon Talwani 2D karena bentuk geometris polygon menggambarkan kontras

rapatmassa semua bentuk benda, sedangkan bentuk geometris lainnya seperti

sphere, horizontal cylinder, vertical cylinder, baried slab, infinite slab,

horizontal rectanguler prism, vertical rectanguler prism dan step hanya

31

digunakan untuk model pendekatan benda sederhana yang menyerupai bentuk

geometris tersebut.

K. Poligon Talwani 2D

Menurut Talwani et al pemodelan metode kedepan untuk efek gravitasi

benda bawah permukaan dengan penampang berbentuk sembarang dapat

diwakili oleh suatu poligon bersisi n yang dinyatakan sebagai inetgral garis

sepanjang sisi-sisi poligon.

gz= 2 G ρ

(2.42)

integral garis tersebut dapat pula dinyatakan sebagai jumlah garis tiap sisinya,

sehingga persamaan (2.36) dapat ditulis sebagai berikut:

gz= 2 G ρ g1 (2.43)

Model benda anomali sembarang oleh Talwani didekati dengan poligon-poligon

dengan sistem koordinat kartesian yang digambarkan seperti di bawah ini:

Untuk benda poligon sederhana seperti pada gambar (2.13) dapat ditunjukkan

dengan persamaan sebagai berikut:

g1= dθ (2.44)

Gambar 2.13 Efek benda bentuk poligon anomali gravitai menurut Talwani et al.(16)

32

Sehingga diperoleh:

g1= a1sinφ1cosφ1 {( θ1+θ2) ln( )} (2.45)

Dimana :

a1 = x2 – z2 cot φ 1 = x2 – z2 ( ) (2.46)

Dengan :

θ1= tan-1 ( ) (2.47)

φ1 = tan-1 ( ) (2.48)

Persamaan (2.48) dapat ditulis dalam bentuk yang lebih sederhana, dengan

mensubstitusikan harga-harga sin φ, cos φ, tan φ dengan koordinat titik sudut

poligon pada sumbu x dan z, sebagai berikut :

Z1 = { θ1 - θ2 + )} (2.49)

Persamaan (2.49) di atas dijadikan sebagai dasar perhitungan model bawah

permukaan yang berbentuk perangkat lunak (software). Dalam pemodelan

dilakukan dengan menggunakan software Gmsys Oasis-Montaj.

L. Interpretasi

1. Interpretasi kualitatif

Interpretasi kualitatif ini dilakukan dengan mengamati data gayaberat yang

berupa anomali Bouger. Anomali Bouger akan memberikan hasil secara global,

33

yang masih memiliki anomali regional dan anomali residual. Hasil dari

interpretasi ini dapat menafsirkan pengaruh anomali berdasarkan bentuk benda.

Misalnya, pada peta anomali Bouger diperoleh bentuk kontur tertutup, maka

dapat ditafsirkan sebagai struktur batuan berupa lipatan (sinklin atau antiklin)

atau patahan. Untuk dapat mengamati lebih jelas struktur geologi bawah

permukaan daerah penelitian dapat dibantu dengan peta kontur anomali residual,

karena mencerminkan anomali lokal daerah penelitian. Identifikasi adannya

formasi patahan/sesar di bawah permukaan daerah penelitian berdasarkan

interpretasi kualitatif yakni dari peta kontur anomali Bouger lengkap dan

residual ditunjukkan dengan adanya struktur kelurusan pola dan arah anomali,

dapat juga ditunjukkan dengan anomali rendah pada kedua peta kontur tersebut.

2. Interpretasi kuantitatif

Interpretasi kuantitatif dilakukan untuk memahami lebih dalam hasil dari

interpretasi kualitatif, caranya dengan membuat model 2D berupa penampang

bawah permukaan yang garis lintasannya diambil dari peta kontur anomali

Bouger lengkap. Selanjutnya kita akan mendapatkan bentukan penampang

model 2D struktur geologi bawah permukaan pada daerah penelitian dan jenis

lapisan batuan penyusun di daerah penelitian, yang dibantu dengan data geologi

dari peta geologi daerah penelitian. . Langkah awal pemodelan adalah dengan

mencoba berbagai kemungkinan model geologi bawah permukaan, penggunaan

rapatmassa penyusun daerah penelitian pada setiap lapisan dari model geologi

yang dihasilkan ditentukan berdasarkan perkiraan model geologi (hasil

34

interpretasi), ditunjang dengan rapatmassa Telford dan rapatmassa dari literatur

lain serta jenis lapisan batuan penyusun bawah permukaan ditentukan dari

lapisan batuan penyusun bawah permukaan pada strukur lapisan dan stratigrafi

daerah penelitian dari peta geologi. Hasil bentukan model 2D struktur bawah

permukaan harus menyerupai bentukan struktur geologi daerah penelitian.

M. Patahan/sesar

Gambar 2.14 Sesar bumi (Earth fault)

(http://id/wikipedia.org/wiki/sesar)

Patahan terjadi karena adanya tekanan atau gerakan tektonik secara

horizontal maupun vertikal pada kulit bumi yang rapuh. Patahan sering disebut

juga sesar. Sesar normal terjadi jika batuan yang berada dibawah permukaan

bumi merosot ke bawah akibat batuan di kedua sisinya bergerak saling menjauh.

Sesar terbalik (reveres fault) terjadi jika batuan yang menumpu terangkat ke atas

akibat batuan penumpu di ke dua sisinya bergerak saling mendorong. Sedangkan

sesar geseran – jurus (strike-slip fault) terjadi jika ke dua batuan pada sesar

bergerak saling menggeser satu sama lain. Sesar normal dan sesar terbalik

35

keduanya menghasilkan perpindahan secara vertikal (vertical displacement),

sedangkan sesar geseran – jurus (strik - slip) mengalami perpindahan secara

horizontal. Pada dasarnya fluida - fluida yang secara progresif terkonsentrasi di

bawah permukaan dapat menyembur ke permukaan jika cukup tekanan atau jika

cukup perbedaan tekanan dan temperatur. Kondisi itu selanjutnya dapat

terpenuhi apabila terdapat jalur terbuka, seperti patahan.

1. Patahan/Sesar Watukosek

Patahan Watukosek merupakan sesar turun geser mengiri. Reaktifasi sesar

ini kemungkinan akibat dari aktifitas tektonik seperti gempabumi, menyebabkan

pergerakan segmen struktur geologi pada wilayah semburan lumpur Porong dan

sekitarnya, sehingga ada blok batuan yang mengalami perubahan posisi baik

secara vertikal maupun horizontal. Pergerakkan itu menyebabkan blok batuan

mengalami retak menembus sampai ke permukaan, sehingga material lumpur,

fluida dan gas yang terdapat didaerah sekitar dapat menyembur keluar ke atas

permukaan. Patahan Watukosek berarah baratdaya-timurlaut dari eksplorasi

BJP-1 Porong. Berdasarkan hipotesa yang berkembang saat ini karena letaknya

tersebut, menjadikan patahan ini sebagai salah satu sarana keluarnya semburan

lumur Porong ke atas permukaan.

N. Lumpur Porong

1. Definisi lumpur

36

Lumpur adalah material-material yang berasal dari perut bumi yang

mengandung mineral, gas, dan kandungan tanah yang keluar ke permukaan

sehingga menjadi limbah yang tidak terpakai (Aristianto). Lumpur Porong

bersifat plastis bahkan bergerak (mobile, karena sifatnya itu maka lumpur dapat

keluar melalui bidang patahan. Semburan lumpur panas Porong merupakan

proses geologi, material yang keluar dari perut bumi akibat patahan yang

menjadi sarana keluarnya. Menurut Dr. Syamsul dari tim penelitian semburan

lumpur Ikatan Ahli Geologi Indonesia (IAGI) mengatakan fluida yang

terkonsentrasi di bawah permukaan bumi memang dapat menyembur ke

permukaan jika ada cukup perbedaan tekanan dan temperatur. Kondisi ini dapat

terpenuhi jika ada jalur terbuka, seperti patahan. Semburan lumpur panas Porong

dikategorikan dalam tiga jenis yaitu

a. Lumpur panas (yang belum terpisah)

b. Air lumpur

c. Padatan lumpur

O. Daerah Berpotensi Munculnya Semburan Lumpur

Terkait dengan pola stratigrafi syarat sebagai daerah yang berpotensi

munculnya semburan lumpur, daerah tersebut memiliki :

1. Cekungan

Berdasarkan penamaan satuan stratigrafi menurut Pringgoprawiro,

(1982) Cekungan Jawa Timur bagian Utara dikenal dengan sebagai daerah yang

mengalami penurunan pada zaman Oligo – Miosen (Asikin, 1986), pada daerah

37

ini terdapat dua cekungan yang berbeda yaitu Cekungan Kendeng dan Cekungan

Rembang (Pringgoprawiro, 1982). Cekungan kendeng merupakan Zona Central

Depression di Jawa akibat dari tumbukan lempeng Eurasia dengan lempeng

India-Australia, sehingga banyak terdapat patahan-patahan yang masih aktif.

Dalam tatanan geologi Jawa Timur, lumpur Porong terdapat di "Cekungan

pengendapan Porong" (Porong Sub-Basin) yang terletak diantara sesar-sesar (patahan)

yang sebagian masih aktif, merupakan bagian dari Cekungan Sentral (Central Deep)

yang mempunyai tatanan geologi dan struktur yang kompleks. Menurut van Bemmelen

(1949) data geologi menunjukkan bahwa baik stratigrafi maupun tektonika Zona

Kendeng bagian timur yang berada diutara sub-cekungan Porong, masih berada dalam

keadaan berevolusi (proses tektonik masih berlangsung) dibandingkan dengan di bagian

tengah dan barat. Menurut Duyfjes (1938), juga memperlihatkan bahwa antiklin

Gujangan dekat Surabaya dan Pulungan di sebelah selatannya, dipotong oleh sesar

transversi, dengan bagian timurnya yang turun. Sesar tersebut merupakan tanda

peralihan antara bagian ujung dari zona Kendeng (yang telah terlipat lemah) yang

menunjam di Delta Porong dengan Selat Madura yang masih menurun dan diisi oleh

sedimen yang belum terlipat. Keadaan tersebut menunjang bahwa proses gerak-gerak

tektonik di wilayah cekungan Porong masih berlangsung.

2. Endapan Sedimen

Endapan sedimen dengan formasi Ngimbang merupakan endapan

sedimen paling tua sebagai pengisi cekungan Jawa Timur, mempunyai fasies

yang terdiri dari perulangan batupasir, serpih, dan batu lanau dengan lumpur.

Litologi paling dominan adalah lempung, lumpur-gas alam, umur dari formasi

38

ini adalah Oligosen Awal. Serta endapan sedimen dengan formasi Kujung,

formasi bagian dari Mandala Rembang namun pada zaman Oligosen, sedimen

formasi ini membagi kearah selatan kedalam cekungan yang lebih dalam dari

Mandala Kendeng akibat pengaruh tektonik Half Grabben (BPPKA Pertamina

1996).

3. Deformasi

Deformasi merupakan manifestasi dari zona konvergen pada konsep

tektonik lempeng yang diakibatkan oleh gaya kompresi berarah relatif utara-

selatan dengan tipe deformasi berupa deformasi ductile yang pada fase

terakhirnya berubah menjadi deformasi brittle berupa pergeseran blok-blok

dasar cekungan.. Deformasi pertama yang terjadi pada Zona Kendeng terjadi

pada akhir Pliosen (Plio-Plistosen), Zona Kendeng. intensitas gaya kompresi

semakin besar kearah bagian barat yang menyebabkan banyak dijumpai lipatan

overturned dan sesar naik. Deformasi kedua terjadi selama kuarter yang

berlangsung secara lambat dan mengakibatkan terbentuknya struktur kubah di

Sangiran. Secara umum struktur-struktur yang ada pada Zona Kendeng berupa

lipatan, sesar naik, sesar geser, dan struktur kubah.

4. Gunungapi Purba

Mengenai terdapatnya endapan lumpur material sedimen didaerah

penelitian menurut Pringgoprawiro (1982) material sedimen didaerah penelitian

berasal dari produk gunung api purba yang terbentuk akibat adanya busur

39

magmatik hasil tumbukan lempeng. Secara regional daerah pelitian termasuk

kedalam cekungan belakang busur (back arc) yang kaya akan endapan sedimen.

5. Mud Volcano (Gunung Lumpur)

Mud Volcano merupakan sebuah terminologi didalam ilmu geologi yang

bersifat genetik. Gunung lumpur merupakan perwujudan dari suatu formasi

batuan berbutir pasir hingga lempung dan mempunyai densitas kecil yang

mengalami perubahan akibat adanya tekanan aktivitas tektonik yang

menyebabkan formasi tersebut tidak terkonsolidasi (unconsolidation formation)

karena sifatnya yang lentur. Kenampakan dari mud volcano tidak harus selalu

dalam bentuk dome atau kerucut namun dapat merupakan massa yang tidak

kompeten (incompetent masses), sebagai lapisan yang tertekan maka lapisan

tersebut akan bergerak mencari kesetimbangan dan mengalami pencairan

(fluidize) sehingga mudah bergerak melalui zona lemah seperti patahan dan

rekahan dan dapat naik muncul kepermukaan. Daerah penelitian termasuk

kedalam Cekungan Kendeng yang secara geologi merupakan cekungan pada

daerah back arc fold thrust belt, Pringgoprawiro (1982).

Mud volcano banyak muncul di sepanjang zona depresi/cekungan

Kendeng. Posisi geologi yang berdekatan deretan gunung berapi/busur magma

inilah yang menyebabkan daerah semburan lumpur berpotensi terkoneksi

dengan sistem geotermal komplek gunung api Penanggungan. Proses

sedimentasi yang cepat dengan material kaya organik dan letaknya sangat dalam

pada lingkungan yang sesuai, menyebabkan wilayah ini kaya akan kandungan

40

gas dan minyak. Sedangkan sedimen yang tidak terkompaksi sempurna, akibat

proses tektonik yang terus berlangsung maupun akibat pembebanan lapisan yang

ada di atasnya, banyak memunculkan bentukan mud diapir (gunung lumpur).

Permeabilitas batuan yang rendah menjadi penghalang fluida formasi yang

tersimpan dalam pori batuan mencapai keseimbangan hidrostatis sehingga

terjadi 'over pressure', menghasilkan tekanan fluida yang akan ikut menyangga

tekanan pembebanan. Bila kondisi bawah permukaan terganggu, lumpur beserta

fluida dan gas berpotensi ke luar ke permukaan melalui rekahan maupun sesar

dan membentuk gunung lumpur. Hal yang sangat umum menunjukkan bahwa

adanya rembesan berupa lumpur dan gas, yang muncul ke permukaan, biasanya

menandakan kehadiran mud-volcano di bawahnya melalui manifestasi

permukaan tersebut (Tarigan, 2005).