BAB 14 PENGANTAR METODA ELEKTROMAGNETIK

BAB 14

PENGANTAR METODA ELEKTROMAGNETIK

            Jika di permukaan bumi timbul medan elektromagnetik makan akan timbul arus listrik yang melewati berbagai lapisan konduktor dibawah permukaan bumi sesuai dengan hukum induksi elektromagnetik. Arus ini akan mengganggu medan elektromagnetik di permukaan bumi dengan timbulnya medan elektromagnetik yang baru.

1.      Magnetotelurik (MT)

Jika suatu medan frekuensi f (Hz), amplitude medan listrik dan medan magnet yang muncul disebut E dn B diukur serentak pada arah yang saling tegak lurus sebagaidan, dalam suatu medan yang uniform tahanan jenisnya adalah:

Dimana:

Ey = medan listrik kearah y

Bx = medan magnet kearah x

Bila tidak homogen, yang diperoleh adalah tahanan jenis semu. Kisaran pengukuran MT adalah dari 1-10-4 Hz. Secara teoritik jika frekuensinya sangat rendah pentrasinya akan semakin dalam.

Seperti telah disebutkan di atas struktur tahanan jenis di bawah permukaan. Terhadap kedalaman (z) akan terjadi atenuasi sebesar. 

Sesuai dengan orientasi mendatar medan H, diukur dua komponen misalnya E_x dan B_y serta  B_ydan.B_x

Penambahan T medan H akan menambah kedalaman penetrasi, sehingga kita dapat berpikir secara analogi seperti sounding Schlumberger ( vs T sebagaivs AB/z).

Biasanya T berkisar antara 1-1000 detik.

Dengan demikian kita akan memperoleh kurva MT (biasanya tidak seideal konfigurasi Schlumberger, karena H sangat terpengaruh tahanan jenis di permukaan).

Untuk model berlapis penafsiran dapat dilakukan dengan Curve Matching dengan master curve 2 atau 3 lapisan.

Dalam lapangan panas bumi untuk MT sounding didapat beberapa kendala, yaitu:

·         Perioda yang tercakup buruk (T<3 sec)

·         Anisotropi E dan j di daerah tersebut

Beberapa penyelidikan MT di lapangan panas bumi menunjukkan bahwa tahanan jenis tinggi dijumpai pada perioda 10-1000 detik. Sehingga penafsiran untuk struktur dangkal tidak diperoleh dengan baik.

Sering  E_x, B_y cukup berbeda dengan  E_y, B_x karena:

·         Anisotropi medan E di permukaan, karena variasi tahanan jenis dangkal/menengah

·    Anisotropi densitas E akan berubah sampai dengan di perbatasan, sedangkan searah akan menerus.

2.      Metoda Elektromagnetik VLF

Metoda elektromagnetik adalah salah satu metoda dalam eksplorasi geofisika. Pada umumnya ia digunakan untuk pencarian bahan-bahan yang memiliki sifat konduktif yang tinggi.

Slaah satu metoda elektromagnetik ialah metoda elektromagnetik VLY (Very Low Frequency Electromagnetic). Dalam metoda ini dimanfaatkan medan elektromagnetik yang dibangkitkan oleh pemancar-pemancar radio berfrekuensi sangat rendah dengan daya besar yang biasanya digunakan untuk kepentingan navigasi kapal-kapal selam. Frekuensi yang digunakan ialah antara 15 KHz – 30 KHz.

	Gambar. Gambaran metoda VLF (sumber. Abem Wadi VLF)

Radio pemancar VLF menghasilkan komponen listrik dan komponen magnet. Dalam metoda elektromagnetik VLF komponen magnet diutamakan karena membaw sinyal energy yang cukup dan memiliki keuntungan-keuntungan praktis dalam pengukuran (Peterson dan Ronka, 1970).

Setiap jenis peralatan VLF pada umumnya menyajikan parameter pengukuran yang berbeda (Koroos dan Hjelt, 1983).

Peralatan elektromagnetik VLF yang akan digunakan dalam penyelidikan digunakan sebagai penerima (receiver), sedangkan peralatan pemancar memanfaatkan pemancar elektromagnetik VLF yang telah ada seperti pada tabel 1.

Medan yang diukur adalah medan elektromagnetik yang sudah merupakan perbandingan antara primer dan sekunder. Artinya medan dari pemancar elektromagnetik VLF dengan medan dari objek benda geologi yang tergantung dari posisi benda konduktif.

Pengukuran dilakukan pada lintasan tiap selang waktu tertentu pada tiap lintasan. Hasilnya adalah berupa kurva (dalam fasa) real dan imajiner (Gambar).

Tabel. Pemancar gelombang EM - VLF

Gambar. Hasil pengukuran VLF Lintasan V

		Hasil penyelidikan ditampilkan dalam bentuk kurva real dan imajiner. Kurva untuk masing-masing lintasan kemudian disusun sebagai profil bersusun.         Batas antarkontras sifat konduktivits secara lateral berada pada perpotongan dua kurva terukur. Ini dapat ditafsirkan sebagai daerah peralihan geologi (batas geologis)

BAB 13 PENGANTAR METODA SEISMIK

BAB 13

PENGANTAR METODA SEISMIK

·      Metoda seismik didasarkan pada prinsip perambatan gelombang yang mengikuti Hukum Snellius, Hukum Fermat, dan Hukum Huygen.

1.    Hukum Snelius 

Ketika gelombang seismik melalui lapisan batuan dengan impedansi akustik yang  berbeda dari lapisan batuan yang dilalui sebelumnya, maka gelombang akan terbagi. Gelombang tersebut sebagian terefleksikan kembali ke permukaan dan sebagian diteruskan merambat dibawah permukaan.

Apabila sinar datang dari medium optis kurang rapat ke medium optis lebih rapat, maka sinar tersebut akan dibiaskan cenderung mendekati garis normal, jadi sudut datang akan lebih besar dari sudut bias dan sebaliknya apabila sinar datang dari medium optis lebih rapat ke medium optis kurang rapat, maka sinar akan dibiaskan cenderung menjauhi garis normal, sehingga sudut datang akan lebih kecil dari sudut bias.

 Gambar 1.1 Hukum Snellius

2.    Hukum Fermat 

Menurut Fermat, besarnya sudut pantul akan sama dengan besarnya sudut datangnya cahaya. Gelombang menjalar dari satu titik ke titik lain melalui jalan tersingkat waktu penjalarannya. Dengan demikian jika gelombang melewati sebuah medium yang memiliki variasi kecepatan gelombang seismik, maka gelombang tersebut akan cenderung melalui zona-zona kecepatan tinggi dan menghindari zona-zona kecepatan rendah (Jamady, 2011).

3.    Hukum Huygen

Prinsip Huygen menyatakan bahwa setiap titik pada muka gelombang merupakan sumber bagi gelombang baru.Posisi dari muka gelombang dalam dapat seketika ditemukan dengan membentuk garis singgung permukaan untuk semua wavelet sekunder. Prinsip Huygens mengungkapkan sebuah mekanisme dimana sebuah pulsa seismik akan kehilangan energi seiring dengan bertambahnya kedalaman (Asparini, 2011).

Gambar 1.2 Prinsip Huygen

·      Aplikasi metoda seismik biasanya terdiri dari dua macam yaitu Seismik Refraksi dan Seismik Refleksi.

1.      Seismik Refraksi

Metoda seismik refraksi memanfaatkan gelombang seismik yang direfraksikan mengikuti batas-batas lapisan batuan di bawah permukaan. Waktu tempuh gelombang antara sumber gelombang dan penerima (geofon) akan menghasilkan gambaran tentang kecepatan dan kedalaman lapisan. Metoda seismik refraksi banyak digunakan untuk eksplorasi dangkal dan keteknikan. Berdasarkan hukum Snellius, besarnya sudut datang akan menentukan apakah gelombang itu dipantulkan atau dibiaskan.

Gambar 2.1 Cara kerja eksplorasi seismik refraksi

Sudut datang di mana gelombang akan sejajar dengan lapisan (kritis) disebut sudut kritis

Gambar 2.2 Sudut kritis

Agar gelombang dapat terbiaskan (r = 90^o) maka sudut datangnya 

Untuk menghitung ketebalan lapisan (Z), diperlukan informasi waktu penjalaran gelombang dari sumber ke penerima secara tegak (vertikal) yang disebut intercept time (ti):

Ketebalan lapisan diperoleh dari rumus:

Secara sederhana kurva waktu rambat dan perhitungan ketebalan dapat dilihat pada Gambar 2.3

Gambar 2.3 Perhitungan ketebalan lapisan pertama untuk kasus dua lapisan

    2.      Seismik Refleksi

Metoda seismik refleksi memanfaatkan waktu tempuh perambatan gelombang yang dipantulkan kembali oleh bidang batas batuan. Rekaman waktu tempuh gelombang pantul untuk suatu lintasan, setelah melalui pengolahan data akan memberikan gambaran bawah permukaan berdasarkan perbedaan kecepatan gelombang yang dipengaruhi oleh densitas batuan. Refleksi gelombang tersebut direkam dengan alat dan menunjukkan berbagai variasi amplitudo sebagai respon dari berbagai pelapisan di bawah permukaan bumi (Gambar 2.5), sehingga lapisan-lapisan tersebut akan muncul sebagai horizon reflektor (Gambar 2.6.). Jika kecepatan masing-masing lapisan tadi dapat dihitung dari waktu pantul yang direkam (v = s/t) kedalaman masing-masing lapisan dapat dihitung (Santoso, 2002).

Gambar 2.4 Prinsip seismik refleksi untuk lapisan mendatar dengan kecepatan tetap

Gambar 2.5 Model lapisan geologi bawah permukaan hingga jejak seismik dengan berbagai reflektor

Gambar 2.6 Contoh penampang hasil penyelidikan Seismik Refleksi

Wilayah kajian besar dalam seismik refaksi mencakup:

Ø  Akuisi data

Ø  Pengolahan data

Ø  Interpretasi data 

Conoh data lapangan yang dalam proses pengolahan dapat dilihat pada Gambar 2.6, di mana di sini akuisi data dilakukan dengan cara split spread. Sesudah pengolahan selesai dilakukan akan diperoleh data yang siap ditafsirkan berupa jejak seismik yang rangkaian amplitudonya dapat menggambarkan reflektor sebagai batas antar satuan lapisan atau formasi (Gambar 2.7). Penampilan hasil interpretasi dapat dibuat dalam bentuk peta kontur atau dapat pula dalam visualisasi permukaan seperti ditunjukkan dalam Gambar 2.8 (Santoso, 2002).

Gambar 2.7 Contoh rekaman data seismik dalam proses pengolahan dengan cara akuisi “split spread”

Gambar 2.8 Rekaman hasil pengolahan yang siap ditafsirkan dari salah satu lapangan minyak di Cekungan Sumatra Utara

Gambar 2.9 Contoh Visualisasi hasil penafsiran horison Formasi Batu Raja di Cekungan Sumatra Selatan di salah satu laangan penghasil minyak

BAB 12 PENGANTAR METODE GEOLISTRIK

  BAB 12

PENGANTAR METODE GEOLISTRIK

 GEOLISTRIK

Metode geolistrik merupakan salah satu metode geofisika yang dapat digunakan untuk memberikan gambaran model resistivitas guna mendukung data geologi dalam proses eksplorasi geofisika. Model resistivitas bawah permukaan dapat menggambarkan struktur, sebaran, dan orientasi lapisan bawah permukaan bumi yang menjadi target dalam eksplorasi geofisika.Dalam survei lapangan metode ini sering digunakan untuk survei eksplorasi air tanah, eksplorasi mineral, pemetaan geoteknik (basment) pemetaan zona pencemaran (leaching), pemetaan bidang lincir zona longsor dan lain-lain.

Metode geolistrik merupakan metode yang menggunakan prinsip aliran arus listrik dalam menyelidiki struktur bawah permukaan bumi. Aliran arus listrik dapat mengalir di dalam tanah melalui batuan-batuan dan sangat dipengaruhi oleh adanya air tanah dan garam yang terkandung di dalam batuan serta adanya mineral logam dan panas yang tinggi (hidrothermal).

Metode geolistrik merupakan ilmu yang mempelajari tentang bumi dengan penggunaan pengukuran fisik diatas permukaan. Dari sisi lain, geofisika mempelajari semua isi bumi baik yang terlihat maupun yang tidak terlihat langsung oleh pengukuran sifat fisik dengan menyesuaikan yang pada umumnya pada permukaan. Metode geofisika sebagai pendeteksi perbedaan tentang sifat sifis didalam bumi. Kepadatan, kemagnetan, kekenyalan, dan tahanan jenis adalah kekayaan yang paling umum digunakan untuk mengukur penelitian yang memungkinkan perbedaan didalam bumi untuk ditafsirkan dalam kaitannya dengan struktur mengenai lapisan tanah, berat jenis batuan dan rembesan isi air, dan mutu air. 

Geolistrik adalah suatu metoda eksplorasi geofisika untuk menyelidiki keadaan bawah permukaan dengan menggunakan sifat-sifat kelistrikan batuan. Sifat-sifat kelistrikan tersebut adalah, antara lain. tahanan jenis (specific resistivity, conductivity, dielectrical constant, kemampuan menimbulkan self potential dan medan induksi serta sifat menyimpan potensial dan lain-lain. Pendugaan geolistrik dilakukan dengan menghantarkan arus listrik (beda I) buatan kedalam tanah melalui batang elektroda arus , kemudian mengukur beda potensial (beda V) pada elektroda lain. Hasil pencatatan akan dapat mengetahui tahanan jenis bahan yang dilalui oleh arus listrik dapat diketahui dengan hukum ohm yaitu :

                                               

dimana :

R = tahanan (ohm/mohm),                    

I = beda arus listrik dalam amper/mampe).  

V= beda potensial listrik (volt/mvolt) 

 Gambar 2.  Prinsip kerja Geolistrik

Umumnya, metode resistivitas ini hanya baik untuk eksplorasi dangkal, yaitu sekitar 100 meter. Jika kedalaman lapisan lebih dari harga tersebut, informasi yang diperoleh kurang akurat, hal ini disebabkan karena melemahnya arus listrik untuk jarak bentang yang semakin besar. Karena itu, metode ini jarang digunakan untuk eksplorasi dalam. Sebagai contoh eksplorasi minyak. Metode resistivitas lebih banyak digunakan dalam bidang enginering geology (seperti penentuan kedalaman batuan dasar), pencarian reservoir air, pendeteksian intrusi air laut, dan pencarian ladang geotermal.

Untuk mengatasi adanya tegangan listrik alami ini hendaknya sebelum dilakukan pengaliran arus listrik, multimeter diset pada tegangan listrik alami tersebut dan kedudukan awal dari multimeter dibuat menjadi nol. Dengan demikian alat ukur multimeter akan menunjukkan tegangan listrik yang benar-benar diakibatkan oleh pengiriman arus pada elektroda AB. Multimeter yang mempunyai fasilitas seperti ini hanya terdapat pada multimeter dengan akurasi tinggi. Berikut adalah macam-macam konfigurasi resistivity.

1.    Konfigurasi Wenner

Keunggulan dari konfigurasi Wenner ini adalah ketelitian pembacaan tegangan pada elektroda MN lebih baik dengan angka yang relatif besar karena elektroda MN yang relatif dekat dengan elektroda AB. Disini bisa digunakan alat ukur multimeter dengan impedansi yang relatif lebih kecil.Sedangkan kelemahannya adalah tidak bisa mendeteksi homogenitas batuan di dekat permukaan yang bisa berpengaruh terhadap hasil perhitungan. Data yang didapat dari cara konfigurasi Wenner, sangat sulit untuk menghilangkan factor non homogenitas batuan, sehingga hasil perhitungan menjadi kurang akurat.

  

 Gambar 3. Konfigurasi Wenner

2.    Konfigurasi Schlumberger

Pada konfigurasi Schlumberger idealnya jarak MN dibuat sekecil-kecilnya, sehingga jarak MN secara teoritis tidak berubah. Tetapi karena keterbatasan kepekaan alat ukur, maka ketika jarak AB sudah relatif besar maka jarak MN hendaknya dirubah. Perubahan jarak MN hendaknya tidak lebih besar dari 1/5 jarak AB.

Kelemahan dari konfigurasi Schlumberger ini adalah pembacaan tegangan pada elektroda MN adalah lebih kecil terutama ketika jarak AB yang relatif jauh, sehingga diperlukan alat ukur multimeter yang mempunyai karakteristik ‘high impedance’ dengan akurasi tinggi yaitu yang bisa mendisplay tegangan minimal 4 digit atau 2 digit di belakang koma. Atau dengan cara lain diperlukan peralatan pengirim arus yang mempunyai tegangan listrik DC yang sangat tinggi.

Sedangkan keunggulan konfigurasi Schlumberger ini adalah kemampuan untuk mendeteksi adanya non-homogenitas lapisan batuan pada permukaan, yaitu dengan membandingkan nilai resistivitas semu ketika terjadi perubahan jarak elektroda MN/2.Agar pembacaan tegangan pada elektroda MN bisa dipercaya, maka ketika jarak AB relatif besar hendaknya jarak elektroda MN juga diperbesar. Pertimbangan perubahan jarak elektroda MN terhadap jarak elektroda AB yaitu ketika pembacaan tegangan listrik pada multimeter sudah demikian kecil, misalnya 1.0 milli Volt

Umumnya perubahan jarak MN bisa dilakukan bila telah tercapai perbandingan antara jarak MN berbanding jarak AB = 1 : 20. Perbandingan yang lebih kecil misalnya 1 : 50 bisa dilakukan bila mempunyai alat utama pengirim arus yang mempunyai keluaran tegangan listrik DC sangat besar, katakanlah 1000 Volt atau lebih, sehingga beda tegangan yang terukur pada elektroda MN tidak lebih kecil dari 1.0 milliVolt.

 Gambar  4. Konfigurasi Schlumberger

3.    Konfigurasi Dipole-Dipole

Selain konfigurasi Wenner dan Schlumberger, konfigurasi yang dapat digunakan adalah Pole-pole, Pole-dipole dan Dipole-dipole. Pada konfigurasi Pole-pole, hanya digunakan satu elektrode untuk arus dan satu elektrode untuk potensial. Sedangkan elektrode yang lain ditempatkan pada sekitar lokasi penelitian dengan jarak minimum 20 kali spasi terpanjang C1-P1 terhadap lintasan pengukuran. Sedangkan untuk konfigurasi Pole-dipole digunakan satu elektrode arus dan dua elektrode potensial. Untuk elektrode arus C2 ditempatkan pada sekitar lokasi penelitian dengan jarak minimum 5 kali spasi terpanjang C1-P1. Sehingga untuk penelitian skala laboratorium yang mungkin digunakan adalah konfigurasi Dipole-dipole.

Pada konfigurasi Dipole-dipole, dua elektrode arus dan dua elektrode potensial ditempatkan terpisah dengan jarak na, sedangkan spasi masing-masing elektrode a. Pengukuran dilakukan dengan memindahkan elektrode potensial pada suatu penampang dengan elektrode arus tetap, kemudian pemindahan elektrode arus pada spasi n berikutnya diikuti oleh pemindahan elektrode potensial sepanjang lintasan seterusnya hingga pengukuran elektrode arus pada titik terakhir di lintasan itu.

  

 Gambar 5. Konfigurasi Dipol-dipol

BAB 11 METODE GEOMAGNETIK

BAB 11

METODE GEOMAGNETIK

   A.    Metoda Geomagnet

Metoda Geomagnet adalah salah satu metoda di geofisika yang memanfaatkan sifat kemagnetan bumi.  Menggunakan  metoda ini diperoleh kontur yang menggambarkan distribusi susceptibility batuan di bawah permukaan pada arah horizontal. Dari nilai susceptibility selanjutnya dapat dilokalisir / dipisahkan batuan yang mengandung sifat kemagnetan dan yang tidak.  Mengingat survey ini hanya bagus untuk pemodelan kearah horizontal, maka untuk mengetahui informasi kedalamannya diperlukan metoda Resistivity 2D. Jadi, survey geomagnet diterapkan untuk daerah yang luas, dengan tujuan untuk mencari daerah prospek. Setelah diperoleh daerah yang prospek selanjutnya dilakukan survey Resistivity 2D.

Metode Geofisika merupakan ilmu yang mempelajari tentang bumi dengan menggunakan pengukuran fisis pada atau di atas permukaan. Dari sisi lain, geofisika mempelajari semua isi bumi baik yang terlihat maupun tidak terlihat langsung oleh pengukuran sifat fisis dengan penyesuaian pada umumnya pada permukaan (Dobrin dan Savit, 1988). Secara umum, metode geofisika dibagi menjadi dua kategori, yaitu:

    v  Metode pasif dilakukan dengan mengukur medan alami yang dipancarkan oleh bumi.

   v  Metode aktif dilakukan dengan membuat medan gangguan kemudian mengukur respon yang dilakukan oleh bumi.

Medan dalam ilmu geofisika terdiri dari 2 :

   v  Medan alami adalah misalnya radiasi gelombang gempa bumi, medan gravitasi bumi, medan magnet bumi, medan listrik dan elektromagnetik bumi serta radiasi radiokativitas bumi.

   v  Medan buatan dapat berupa ledakan dinamit, pemberian arus listrik ke dalam tanah, pengiriman sinyal radar dan lain sebagainya.

Medan magnet bumi terkarakterisasi oleh parameter fisis atau disebut juga elemen medan magnet bumi, yang dapat diukur yaitu meliputi arah dan intensitas kemagnetannya. Parameter fisis tersebut meliputi :

   v  Deklinasi (D), yaitu sudut antara utara magnetik dengan komponen horizontal yang dihitung dari utara menuju timur

   v  Inklinasi (I), yaitu sudut antara medan magnetik total dengan bidang horizontal yang dihitung dari bidang horizontal menuju bidang vertikal ke bawah.

   v  Intensitas Horizontal (H), yaitu besar dari medan magnetik total pada bidang horizontal.

   v  Medan magnetik total (F), yaitu besar dari vektor medan magnetik total.

B.     Prinsip Dasar Geomagnet

Jika dua kutub magnet dengan kuat kutub m1 dan m2 terpisah sejauh r, maka gaya tarik menarik diantara keduanya adalah berbanding lurus dengan m1 dan m2 dan berbanding terbalik dengan kuadrat jaraknya. Secara matematis dapat diekspresikan sebagai berikut :

F = (m1 m2) / (4p m r2) ............ (II-20)

Pada persamaan tersebut di atas :

m = permeabilitas magnet dari medium antara m1 dan m2 

m1,m2= pole strength

r = jarak m1 dan m2

Gambar 1 Garis fluks magnetik di sekitar batang magnet

Perhatikan gambar II-8. Di sekitar batang magnet terdapat fluks magnet yang ditunjukkan dengan garis fluks (pada gambar berwarna merah) yang memusat menuju kutub magnet. Jumlah fluks per satuan luas disebut Densitas Fluks atau notasinya B dengan satuan webwe/m2 = teslas. B disebut juga induksi magnet. Karena terlalu besar, maka pada praktek pengukuran tidak dipergunakan satuan teslas melainkan nanotesla dimana 1 nT = 10-9 T.

C.    Sifat Kemagnetan Batuan

Berdasarkan  sifat  kemagnetiannya,  material  pembentuk  batuan  dapat  dibagi menjadi

(Telford et all 1990) :

1. Diamagnetik 

2.Paramagnetik

3. ferromagnetik

4. Antiferromagnetik

5. Ferrimanetik

1.      Diamagnetik

Dalam  batuan  diamagnetik  atom-atom  pembentuk  batuan  mempunyai  kulit elektron yang telah jenuh yaitu tiap elektron berpasangan dan mempunyai spin yang berlawanan dalam tiap pasangan. Jika mendapat medan magnet dari luar orbit, elektron tersebut akan membuat putaran yang menghasilkan medan magnet lemah yang melawan medan magnet luar tadi. Dengan demikian dapat dikatakan material magnetik tadi mempunyai sifat :

Ø  suseptibilitas k negatif dan kecil

Ø  suseptibilitas k tidak tergantung kepada medan luar H.

Contoh : bismuth, gipsum, marmer, kuarsa, garam. 

  

2.      Paramagnetik

Didalam bahan paramagnetik terdapat kulit elektron terluar yang belum jenuh yakni ada elektron yang spinnya tidak berpasangan dan mengarah pada arah spin yang  sama.  Jika  terdapat  medan  magnetik  luar,  spin  tersebut  akan  membuat putaran  menghasilkan  medan  magnet  yang  mengarah  searah  dengan  medan tersebut sehingga memperkuatnya. Akan tetapi momen magnetik yang terbentuk terorientasi  acak  oleh  agitasi  termal.  Oleh  karena  itu,  bahan  tersebut  dapat dikatakan mempunyai sifat:

Ø  susepbilitas k positif dan sedikit lebih besar dari satu

Ø  susepbilitas k tergantung kepada temperatur

contoh : piroksen, olivin, garnet, biotit, amfibolit, dll.

3.      Ferromagnetik

Pada bahan ferromagnetik terdapat banyak kulit elektron yang hanya diisi oleh satu elektron sehingga mudah terinduksi oleh medan luar. Keadaan ini diperkuat lagi oleh adanya kelompok-kelompok bahan berspin searah yang membentuk dipol-dipol  magnet  (domain)  mempunyai  arah  searah,  apalagi  jika  di  dalam magnet magnet luar. Sifat bahan ferromagnetik :

Ø  susepbilitas positif dan jauh lebih besar dari satu

Ø  susepbilitas bergantung pada temperatur contoh: besi, nikel, kobalt.

4.      Antiferromagnetik

Pada bahan antiferromagnetik domai-domain tadi menghasilkan dipol magnetik yang saling berlawanan arah sehingga momen magnetik secara keseluruhan sangat kecil. Bahan antiferromagnetik  yang mengalami cacat kristal akan  mengalami medan magnet kecil dan susepbilitasnya seperti pada bahan paramagnetik.

Contoh : hematit ( Fe2O3)

5.      Ferrimagnetik

Pada  bahan  ferrimagnetik  domain-domain  tadi  juga  saling  antiparalel  tetapi jumlah dipol pada masing-masing arah tidak sama sehingga masih mempunyai resultan magnetisasi cukup besar. Susepbilitasnya tinggi dan tergantung pada temperatur.

Contoh : magnetit (Fe3O4), ilmenit (FeTiO3), pirhotit (FeS), hematit (FeO2)

Gambar 2 Skematik dari momen magnet (Reynolds., 1997)

Metoda Geomagnet adalah salah satu metoda di geofisika yang memanfaatkan sifat kemagnetan bumi. Menggunakan metoda ini diperoleh kontur yang menggambarkan distribusi susceptibility batuan di bawah permukaan pada arah horizontal.  Dari  nilai susceptibility  selanjutnya  dapat  dilokalisir  /  dipisahkan batuan yang mengandung sifat kemagnetan dan yang tidak.  Mengingat survey ini hanya bagus untuk pemodelan kearah horizontal, maka untuk mengetahui informasi   kedalamannya   diperlukan   metoda  Resistivity   2D.   Jadi,   survey geomagnet  diterapkan  untuk  daerah  yang  luas,  dengan tujuan  untuk  mencari daerah  prospek.  Setelah  diperoleh daerah  yang  prospek selanjutnya dilakukan survey Resistivity 2D.

Metode Geofisika merupakan ilmu yang mempelajari tentang bumi dengan menggunakan pengukuran fisis pada atau di atas permukaan. Dari sisi lain, geofisika mempelajari semua isi bumi baik yang terlihat maupun tidak terlihat langsung oleh pengukuran sifat fisis dengan penyesuaian pada umumnya pada permukaan (Dobrin dan Savit, 1988). Secara umum, metode geofisika dibagi menjadi dua kategori, yaitu:

·    Metode pasif dilakukan dengan mengukur medan alami yang dipancarkan oleh bumi.

·    Metode  aktif  dilakukan  dengan  membuat  medan  gangguan  kemudian mengukur respon yang dilakukan oleh bumi.

Medan dalam ilmu geofisika terdiri dari 2 :

-   Medan alami adalah misalnya radiasi gelombang gempa bumi, medan gravitasi bumi, medan magnet bumi, medan listrik dan elektromagnetik bumi serta radiasi radiokativitas bumi.

-   Medan buatan dapat berupa ledakan dinamit, pemberian arus listrik ke dalam tanah, pengiriman sinyal radar dan lain sebagainya.

D.    Medan Magnet Bumi

Medan magnet bumi terkarakterisasi oleh parameter fisis atau disebut juga elemen medan magnet bumi, yang dapat diukur yaitu meliputi arah dan intensitas kemagnetannya. Parameter fisis tersebut meliputi :

-   Deklinasi (D), yaitu sudut antara utara magnetik dengan komponen horizontal yang dihitung dari utara menuju timur

-   Inklinasi(I), yaitu sudut antara medan magnetik total dengan bidang horizontal yang dihitung dari bidang horizontal menuju bidang vertikal ke bawah.

-   Intensitas Horizontal (H), yaitu besar dari medan magnetik total pada bidang horizontal.

-   Medan magnetik total (F), yaitu besar dari vektor medan magnetik total.

Medan magnet utama bumi berubah terhadap waktu. Untuk menyeragamkan nilai- nilai medan utama magnet bumi, dibuat standar nilai yang disebut International Geomagnetics Reference Field (IGRF) yang diperbaharui setiap 5 tahun sekali. Nilai-nilai IGRF tersebut diperoleh dari hasil pengukuran rata-rata pada daerah luasan sekitar 1 juta km2 yang dilakukan dalam waktu satu tahun. Medan magnet bumi terdiri dari 3 bagian :

1.      Medan magnet utama (main field)

Medan magnet utama dapat didefinisikan sebagai medan rata-rata hasil pengukuran dalam jangka waktu yang cukup lama mencakup daerah dengan luas lebih dari 106 km2..

2.      Medan magnet luar (external field)

Pengaruh medan magnet luar berasal dari pengaruh luar bumi yang merupakan   hasil   ionisasi   di   atmosfer   yang   ditimbulkan  oleh  sinar ultraviolet  dari  matahari.  Karena  sumber  medan  luar  ini  berhubunga dengan arus listrik yang mengalir dalam lapisan terionisasi di atmosfer, maka perubahan medan ini terhadap waktu jauh lebih cepat.

3.      Medan magnet anomali

Medan magnet anomali sering juga disebut medan magnet lokal (crustal   field).   Medan   magnet   ini   dihasilkan   oleh      batuan   yang mengandung mineral bermagnet seperti magnetite (), titanomagnetite () dan lain-lain yang berada di  kerak bumi.

Dalam  survei  dengan  metode  magnetik  yang  menjadi  target  dari  pengukuran adalah variasi medan magnetik yang terukur di permukaan (anomali magnetik). Secara garis besar anomali medan magnetik disebabkan oleh medan magnetik remanen dan medan magnetik induksi. Medan magnet remanen mempunyai peranan yang besar terhadap magnetisasi batuan yaitu pada besar dan arah medan magnetiknya serta berkaitan dengan peristiwa kemagnetan sebelumnya sehingga sangat rumit untuk diamati. Anomali yang diperoleh dari survei merupakan hasil gabungan  medan  magnetik  remanen  dan  induksi,  bila  arah  medan  magnet remanen sama dengan arah medan magnet induksi maka anomalinya bertambah besar. Demikian pula sebaliknya. Dalam survei magnetik, efek medan remanen akan diabaikan apabila anomali medan magnetik kurang dari 25 % medan magnet utama bumi (Telford, 1976),

E.      Metode Pengukuran Data Geomagnetik

          Dalam melakukan pengukuran geomagnetik, peralatan paling utama yang digunakan adalah magnetometer. Peralatan ini digunakan untuk mengukur kuat medan magnetik di lokasi survei. Salah satu jenisnya adalah Proton Precission Magnetometer  (PPM)  yang  digunakan   untuk mengukur  nilai   kuat   medan magnetik total. Peralatan lain yang bersifat pendukung di dalam survei magnetik adalah Global Positioning System (GPS). Peralatan ini digunaka untuk mengukur posisi titik pengukuran yang meliputi bujur, lintang, ketinggian, dan waktu. GPS ini dalam penentuan posisi suatu titik lokasi menggunakan bantuan satelit. Penggunaan sinyal satelit karena sinyal satelit menjangkau daerah yang sangat luas dan tidak terganggu oleh gunung, bukit, lembah dan jurang.