Metode Gravity

Metode Gravity

Latar Belakang

Dalam eksplorasi geofisika terdapat beberapa metoda yang dapat digunakan untuk mengetahui ‘event’ subsurface di suatu daerah penelitian. Salah satu metoda yang dapat digunakan adalah metoda gayaberat. Dengan metoda ini, kita akan mendapatkan informasi ‘event’ target sub-surface berupa variasi medan gravitasi bumi akibat perbedaan rapat massa (densitas). Variasi ini berhubungan erat dengan struktur geologi bawah permukaan dan jenis litologinya.

Pengukuran gayaberat dilakukan pada suatu lintasan yang didalamnya terdapat titik-titik pengukuran (stasiun) dengan spasi tertentu. Pada tiap stasiun pengukuran akan kita dapatkan nilai  densitas yang  berbeda-beda pada tiap titik stasiunnya. Nilai-nilai densitas ini akan digunakan untuk menentukan struktur daerah penelitian dengan melihat referensi penelitian geologi yang telah dilakukan sebelumnya.

Koreksi Dalam Metode Gravity

Anomali gayaberat merupakan perbedaan antara nilai gayaberat hasil observasi terhadap suatu titik base atau referensi. Hasil pengukuran gayaberat pada suatu stasiun dipengaruhi oleh beberapa faktor sedangkan yang dibutuhkan adalah variasi densitas. Bumi pada kenyataannya lebih mendekati bentuk spheroid, relief permukaannya tidak rata, berotasi, berevolusi dalam sistem matahari serta tidak homogen, sehingga variasi gayaberat disetiap titik dipermukaan bumi dipengaruhi oleh berbagai faktor :

1.  Lintang

2.  Ketinggian

3.  Topografi

4.  Pasang surut

5.  Variasi densitas bawah permukaan

Berbagai koreksi yang perlu dilakukan yaitu :

Koreksi Spheroid dan Geoid

Bentuk bumi lebih mendekati bentuk spheroid, sehingga digunakan spheroid referensi sebagai pendekatan untuk muka laut rata-rata dengan mengabaikan efek benda diatasnya. Geoid adalah suatu permukaan equipotensial yang dianggap sebagai muka air laut rata-rata dimana adanya efek elevasi di daratan, depresi dibagian lautan dan efek variasi rapat massa lainnya dimasukkan dalam perhitungannya. Sehingga kedudukan permukaan geoid ini diatas spheroid referensi pada daratan (sebagai efek elevasi) dan dibawah spheroid referensi pada lautan (sebagai efek depresi lautan)

Koreksi Pasang Surut (Tidal)

Adanya benda-benda angkasa akan mempengaruhi pembacaan anomali gayaberat di permukaan sehingga perlu dikoreksi untuk menghilangkan efek–efek benda langit seperti bulan dan matahari.

Koreksi Apungan (Drift)

Koreksi ini sebagai akibat adanya perbedaan pembacaan gravity dari stasiun yang sama pada waktu yang berbeda, yang disebabkan karena adanya guncangan pegas alat gravimeter selama proses transportasi dari satu stasiun ke stasiun lainnya.

Koreksi Udara Bebas (Free-Air Correction)

Bentuk topografi bumi yang tidak datar memungkinkan stasiun pengukuran gayaberat berada pada posisi atas atau bawah dari spheroid referensi. Untuk itu perlu dilakukan koreksi agak posisi stasiun seakan-akan sama dengan spheroid referensi yang dikenal  dengan  Koreksi  Udara  Bebas.  Koreksi  ini  mengukur  elevasi  stasiun  dengan asumsi tidak ada batuan atau suatu massa diantaranya. Besar faktor koreksi (FAC) untuk daerah equator hingga lintang 45° atau -45° adalah -0,3085 mGal/m.

Koreksi Bouguer (Bouguer Correction/BC)

Setelah BC diberikan, anomaly gravity menjadi Simple Bouguer Anomaly yaitu

SBA = FAA – BC                                                                                                                                                                    

Koreksi Medan (Terrain Correction/TC)

Koreksi ini sebagai akibat adanya pendekatan bouguer. Bumi tidaklah bulat tapi berundulasi sesuai topografinya. Hal ini yang bersifat mengurangi SBA sehingga efek gayaberat blok-blok topografi yang tidak rata harus ditambahkan terhadap SBA menjadi Complete Bouguer Anomaly (CBA) yaitu CBA = SBA + TC                                                                      

Metode Seismik

Metode Seismik

Latar Belakang

Metode seismik merupakan salah satu bagian dari metode geofisika eksplorasi yang dikelompokkan dalam metode geofisika aktif, dimana pengukuran dilakukan dengan menggunakan ‘sumber’ seismik buatan misalnya palu, ledakan, dll. Setelah diberikan gangguan (sumber seismik), terjadi gerakan gelombang di dalam tanah/batuan yang memenuhi hukum-hukum elastisitas ke segala arah dan mengalami pemantulan ataupun pembiasan akibat munculnya perbedaan kecepatan. Kemudian, pada suatu jarak tertentu, gerakan partikel tersebut dapat di rekam sebagai fungsi waktu. Berdasar data rekaman inilah dapat ‘diperkirakan’ bentuk lapisan/struktur di dalam tanah.

Eksperimen seismik aktif pertama kali dilakukan pada tahun 1845 oleh Robert Mallet, yang oleh kebanyakan orang dikenal sebagai bapak seismologi instrumentasi. Mallet mengukur waktu transmisi gelombang seismik, yang dikenal sebagai gelombang permukaan, yang dibangkitkan oleh sebuah ledakan. Mallet meletakkan sebuah wadah kecil berisi merkuri pada beberapa jarak dari sumber ledakan dan mencatat waktu yang diperlukan oleh merkuri untuk be-riak. Pada tahun 1909, Andrija Mohorovicic menggunakan waktu jalar dari sumber gempa bumi untuk eksperimennya dan menemukan keberadaan bidang batas antara mantel dan kerak bumi yang sekarang disebut sebagai Moho.

Pemakaian awal observasi seismik untuk eksplorasi minyak dan mineral dimulai pada tahun 1920an. Teknik seismik refraksi digunakan secara intemsif di Iran untuk membatasi struktur yang mengandung minyak. Tetapi, sekarang seismik refleksi merupakan metode terbaik yang digunakan di dalam eksplorasi minyak bumi. Metode ini pertama kali didemonstrasikan di Oklahoma pada tahun 1921.

Pengukuran Seismik

Seismik Refraksi dihitung berdasarkan waktu jalar gelombang pada tanah/batuan dari posisi sumber ke penerima pada berbagai jarak tertentu. Pada metode ini, gelombang yang terjadi setelah gangguan pertama (first break) diabaikan, sehingga sebenarnya hanya data first break saja yang dibutuhkan. Parameter jarak (offset) dan waktu jalar dihubungkan oleh cepat rambat gelombang dalam medium. Kecepatan tersebut dikontrol oleh sekelompok konstanta fisis yang ada di dalam material dan dikenal sebagai parameter elastisitas batuan.

Sedangkan dalam Seismik Refleksi, analisis dikonsentrasikan pada energi yang diterima setelah getaran awal diterapkan. Secara umum, sinyal yang dicari adalah gelombang-gelombang yang terpantulkan dari semua interface antar lapisan di bawah permukaan. Analisis yang dipergunakan dapat disamakan dengan ‘echo sounding’ pada teknologi bawah air, kapal, dan sistem radar. Informasi tentang medium juga dapat diekstrak dari bentuk dan amplitudo gelombang refleksi yang direkam. Struktur bawah permukaan dapat cukup kompleks, tetapi analisis yang dilakukan masih sama dengan seismik refraksi, yaitu analisis berdasar kontras parameter elastisitas medium.

Techniques And Targets (geophysical methods)

Metode Resistivitas (Geolistrik)

Metode Resistivitas (Geolistrik)

Latar Belakang

Metode Resistivitas adalah salah satu metode eksplorasi geofisika yang memanfaatkan sifat resistivitas media untuk mempelajari keadaan bawah permukaan. Prinsip sederhananya, arus dialirkan/diinjeksikan ke dalam bumi melalui sepasang elektroda arus dan responnya diterima berupa beda potensial pada sepasang elektroda potensialnya. Dari respon ini, kemudian dapat dipelajari sifat kelistrikan media dibawah permukaan, sehingga memungkinkan dilakukan interpretasi geologi untuk membuat model geologi bawah permukaan berdasarkan sifat kelistrikan tersebut.

Pengukuran Resistivitas

Resistivity Sounding adalah metode pengukuran resistivitas yang bertujuan untuk mendapatkan informasi konduktivitas medium pada arah vertikal  (model bumi berlapis). Model pengukuran ini menganggap bahwa medium memiliki sifat homogen secara lateral. Pengukuran resistivity sounding dilakukan dengan pengukuran berulang-ulang menggunakan jarak elektroda kecil sampai besar dengan pusat titik duga yang tetap untuk sekali sounding. Kedalaman penetrasi adalah  fungsi  dari  jarak  elektroda (AB/2),  yang  berarti  makin  besar  jarak elektroda, makin dalam penetrasi yang dihasilkan.

Resistivity Mapping adalah metode pengukuran yang bertujuan untuk mendapatkan   informasi konduktivitas medium dalam arah mendatar (variasi lateral). Pengukuran dilakukan setelah diperoleh informasi umum  perlapisan  data  sounding,  kemudian  ingin  diketahui variasi lateralnya. Tidak seperti data sounding, pengukuran dengan profiling hanya dilakukan untuk lapisan tertentu yang dianggap penting. Hasilnya berupa penampang atau peta beberapa titik (untuk lapisan tertentu) dan kemudian dibuatkan konturnya. Kontur ini menggambarkan anomali/keheterogenan secara lateral pada lapisan tertentu.

Resistivity Imaging merupakan gabungan dari metoda resistivity sounding dan resistivity profiling  yang  akan  menghasilkan  penampang  resistivitas  pada  arah lateral maupun vertikal (penampang).

DAFTAR PUSTAKA

Telford.K.M, Golder,L.P, and Sheriff.R.E. 1990. Aplied Geophysics 2th ed: Lombridge University Press.

Parasnis,D.S. (1986). Principles of applied geophysics  4th ed. Champman & Hall.

Robinson,E.S, and Çoruh,C. (1988). Basic exploration geophysics. John Wiley & Sons.

Metode Self-Potential

Metode Self-Potential

Latar Belakang

Metode Self-Potential telah digunakan sejak tahun 1920 sebagai metode sekunder dalam pencarian metal atau logam. Beberapa tahun kemudian metode ini berkembang ke arah investigasi air tanah dan geothermal, hingga saat ini metode ini sudah  digunakan  dalam  penentuan  struktur  geologi  suatu  area.  Metode  ini merupakan  metode yang paling  murah dari semua metode  geofisika  dalam hal peralatan dan penggunaan.

Metode ini merupakan metode pasif yang hanya mengukur potensial alami dari dalam bumi. Potensial yang terukur biasa berkisar antara < 1 mV sampai 1 V dan perbedaan tanda (positif atau negatif) menandakan perbedaan anomali. Saat ini metode ini sangat jarang digunakan dikarenakan dalam pengukuran potensial bumi terus  berubah-ubah  sehingga  sangat  sulit  melakukan  interpretasi  dengan metode ini. Interpretasi dari data self-potential pada umumnya dilakukan dengan membandingkan data model fisis dengan bentuk sederhana geometri.

Pengukuran Self Potential

Pengukuran self-potential sangatlah mudah. Dua porous pot elektroda yang tidak berkutub dihubungkan pada mulitmeter dengan impedansi input lebih besar dari 10⁸  ohm dan mampu mengukur paling kecilnya 1 mV. Masing-masing elektroda dibuat dari elektroda  tembaga yang dicelupkan  pada larutan tembaga sulfide yang dapat menyerap melalui  porous  base  pada  pot, agar dapat mengalami hubungan listrik dengan tanah. Alternatif lainnya, dapat digunakan elektroda seng yang mengandung sulfida seng atau perak pada perak klorida.

Ada dua teknik pengambilan  atau pengukuran  SP yakni metode gradien potensial  dan  metode  amplitudo  potensial.  Metode  gradien  potensial menggunakan  dua  elektroda  dengan  berpindah-pindah  pada  jarak  yang  tetap, sekitar 5m atau 10 m. Titik yang menjadi pengamatan adalah titik tengah diantara kedua elektroda dengan satuan mV/m. Berbeda dengan metode pertama, metode kedua yaitu metode amplitudo potensial dengan membiarkan satu elektroda tetap di  base  pada  tanah  yang  bukan  mineral  dan  juga  disertai  dengan  mengukur perbedaan potensial (mV) dengan porous pot kedua berpindah pindah sepanjang garis acuan pada jark yag tetap. Perlu  untuk dicatat adalah temperatur elektrolit pada pot yang bergerak agar tidak terlalu berbeda dari elektroda acuan. Koefesien temperatur untuk tembaga tembaga sulfat sekitar 0,5 mV/oC, sekitar 0,25 mV/oC untuk elektroda perak perak klorida.

Seperti yang telah disebutkan diatas, potensial diri mengandung komponen alternatif  yang tetap dan berubah-ubah.  Potensial  diri dapat memiliki  frekuensi sekitar 5-10 Hz yang disebabkan oleh efek moneter dan periode yang lama dan mungkin  juga  mendapatkan  amplitudo  yang  sama  dengan  potensial  mineral. Ketika signal ditampilkan, potensial mineral dapat dipecahkan dengan mengukur sepanjang profil yang sama pada waktu dan hari yang berbeda. Gangguan listrik dapat juga terjadi jika pengukuran dibuat segera setelah hujan berat atau lebih dekat dengan permukaan air. Kedalaman  maksimum sensitivitas  dari metode SP adalah sekitar 60-100 m, bergantung pada bijih mineral dan lapisan penutup (overburden) alamiah.

Pengukuran potensial diri dapat juga dibuat diatas air untuk mengukur arus potensial. Elektroda porous pot dimasukkan pada kontainer supaya dapat melalui air tanpa menyebabkan kehilangan elektrolit yang dari elektroda tersebut. Metode ini hanya dapat bekerja jika arus aliran yang kecil (lateral of vertical)  dengan water  column. Amplitudo  dari  setiap anomali SP yang diperoleh dengan water body yang bergaram (resistivitas 0,3 – 1Ω m) cenderung mengecil (Reynold, 1997: 500).

Interpretasi Anomali Self Potential

Anomali Self Potential sering dinterpretasikan secara kualitatif melalui bentuk profil, amplitudo, polaritas, dan pola kontur. Bagian atas dari bijih mineral diasumsikan langsung berada dibawah posisi potensial minimum atau maksimum. Jika sumbu polarisasi  yaitu  sumbu  diantara  katoda  dan  anoda  pada  bijih  mineral  adalah miring/lereng dari garis vertikal, bentuk profil akan menjadi asimetrik  dengan kemiringan yang curam dan juga positif  mengikuti  keduanya  berada  pada  sisi bawah

Kesulitan akan muncul ketika lebih dari dua sifat geologi memberikan pengaruh besar pada anomali SP baik itu kenaikan atau penurunan yang saling melapisi. Anomali melebihi graphitic phyllities memiliki karakter sebagian besar (-740 mV) kurang dari mineral elektrokimia potensial. Anomali kedua (-650mV) telah dihasilkan oleh elektrokinetik  potensial  yang berhubungan dengan arus air melalui permeabel yang terpisahkan oleh timbunan  (conglomerates). Walaupun demikian, jika ukuran yang sama terjadi berbeda dip (penukikannya), resultan anomali dapat digunakan untuk memecahkan persoalan diantara keduanya.

Interperetasi selanjutnya adalah bagaimana memperkirakan bentuk dari bijh besi dibandingkan dengan bentuk geometri yang telah kita ketahui biasanya bentuk bola atau silinder dengan asumsi arah polarisasi tertentu. Pendekatan langsung dilakukan dengan menghitung  potensial  listrik yang berkaitan  dengan model  kemudian   dibandingkan   dengan   anomali   yang diamati. Dasar teori interpretasi anomali SP secara kuantitaf pada bola yang  berpolarisasi disumbangkan oleh Petrovski (1928) dan dikembangkan oleh De Witte (1962) diatas batangan oleh Stern (1945) dan diatas plat tipis oelh Meiser (1962). Bentuk laind ari model dan metode revisi dari perhitungan telah dikembangkan oleh Hongisto (1993).  Metode  selanjutnya  disesuaikan  sampai  dua  bentuk  anomali tersebut sesuai dengan batas statistik yang telah ditentukan,  metode ini bekerja unutk data yang sangat terbatas, jika corak geologi yang ada menyebabkan  SP anomali takkan dapat menyesuaikan  diri pada bentuk geometri yang diberikan, akan terjadi masalah yaitu semakin rumitnya pengolahan  secara matematik dan juga metode numerik sehingga sangatlah diperlukan pengolahan datanya dengan computer.

Pendekatan inversi digunakan untuk memanipulasi anomali observasi untuk menghasilkan model. Model tersebut akan digunakan untuk memperkirakan ukuran corak geologi,  lebih detail pada investigasi  geologis dan geofisika. Pendekatannya  adalah dengan  mengasumsikan bahwa corak geologi menyesuaikan diri dengan bentuk geometri yang diberikan. Untuk kedalaman  pada pusat anomali boleh diperkirakan dengan menggunakan  teknik half width. Kelemahan   metode   ini  yaitu  sering  tidak  akuratnya  kemudian pembatasan dari pendekatan yang terjadi bahwa lebar dari anomali mungkin lebih bersifat  mengindikasikan  luasnya saja secara fisik bukannya kedalaman  bentuk bijih (Telford, 1990: 502).

DAFTAR PUSTAKA

Reynolds, M.John. 1997 . An Introduction to Aplied and Enviromental Geophysics: Spontaneus (Self-Potential Methods). New York : John Willey & Sons.

Telford.K.M, Golder,L.P, and Sheriff.R.E. 1990.  Aplied Geophysics Secon Edition: Self Potential Method. Lombridge University Press.

Yungul,S. 1950. Interpretation of Spontaneous Polarisation Anomalies Caused by Spheriodal Orebodies: Geophisics.