Metode-Metode Geofisika

METODE-METODE GEOFISIKA

OLEH:

Muh. Rian Arisandi. Z.

(60400113039)

JURUSAN FISIKA

FAKULTAS SAINS DAN TEKNOLOGI

UNIVERSITAS ISLAM NEGERI ALAUDDIN MAKASSAR

2016

KATA PENGANTAR

Puji syukur kita panjatkan kehadirat Allah SWT karena berkat rahmat dan karunia-Nya saya dapat menyelesaikan tugas makalah kami yang berjudul “Metode-metode Geofisika” pada mata kuliah pengantar geofisika.

Adapun makalah pengantar geofisika ini telah saya usahakan semaksimal mungkin dan tentunya dengan bantuan beberapa pihak, sehingga dapat memperlancar pembuatan makalah ini. Untuk itu tak lupa pula saya sampaikan banyak terima kasih kepada semua pihak yang telah membantu  dalam pembuatan makalah ini.

Namun tidak lepas dari semua itu, saya menyadari sepenuhnya bahwa ada kekurangan baik dari segi penyusun bahasanya maupun segi lainnya. Oleh karena itu dengan lapang dada dan tangan terbuka saya menerima pembaca yang ingin memberi kritik dan saran yang membangun sehingga dapat memperbaiki makalah pengantar geofisika ini.

Akhirnya saya mengharap semoga dari makalah tentang metode-metode geofisika ini dapat diambil hikmah dan manfaatnya sehingga dapat memberikan inspirasi terhadap pembaca.

                                                                                  Samata-Gowa, 26 maret 2016

                                                                                                           

 Penyusun

GEOFISIKA

Geofisika adalah bagian dari ilmu bumi yang mempelajari bumi menggunakan kaidah atauprinsipprinsipfisika. Di dalamnya termasuk juga meteorologi, elektrisitas atmosferis dan fisikaionosfer. Penelitian geofisika untuk mengetahui kondisi di bawah permukaan bumi melibatkan pengukuran di atas permukaan bumi dari parameter-parameter fisika yang dimiliki oleh batuan di dalam bumi. Keterbatasan ilmu untuk mengolah sumber daya alam tersebut memang menjadi kendala bagi kita untukmelakukan eksplorasi terhadap kekayaan alam yang kita miliki tersebut. Sehingga kita merasa perlu untuk mempelajari cara atau metode untuk mengungkap suatu informasi yang terdapat di dalam perut bumi. Salah satu cara atau metode untuk memperoleh informasi tersebut adalah dengan menggunakan metode survei geofisika. Survei geofisika yang sering dilakukan selama ini antara lain

1. Metode Geolistrik

2. Metode Seismik

3. Metode Gravity

4. Metode Magnetik

1. GEOLISTRIK

Geolistrik adalah salah satu metode eksplorasi geofisika untuk menyelidiki keadaan bawah permukaan  dengan menggunakan sifat-sifat kelistrikan batuan. Sifat-sifat kelistrikan tersebut adalah tahanan jenis (specific resistivity, conductivity, dielectrical  constant, kemampuan menimbulkan self potential dan medan induksi serta sifat menyimpan potensial dan lain-lain.

Penggunaan geolistrik pertama kali dilakukan oleh Conrad Schlumberger pada tahun 1912. Geolistrik merupakan salah satu metoda geofisika untuk mengetahui perubahan tahanan jenis lapisan batuan di bawah permukaan tanah dengan cara mengalirkan arus listrik DC (‘Direct Current’) yang mempunyai tegangan tinggi ke dalam tanah. Injeksi arus listrik ini menggunakan 2 buah ‘Elektroda Arus’ A dan B yang ditancapkan ke dalam tanah dengan jarak tertentu. Semakin panjang jarak elektroda AB akan menyebabkan aliran arus listrik bisa menembus lapisan batuan lebih dalam.

Dengan adanya aliran arus listrik tersebut maka akan menimbulkan tegangan listrik di dalam tanah. Tegangan listrik yang terjadi di permukaan tanah diukur dengan  penggunakan multimeter yang terhubung melalui 2 buah ‘Elektroda Tegangan’ M dan N yang jaraknya lebih pendek dari pada jarak elektroda AB. Bila posisi jarak elektroda AB diubah menjadi lebih besar maka tegangan listrik yang terjadi pada elektroda MN ikut berubah sesuai dengan informasi jenis batuan yang ikut terinjeksi arus listrik pada kedalaman yang lebih besar.

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 :

R = V/I

dimana

R = tahanan (ohm/mohm),

V= beda potensial listrik (volt/mvolt) dan

I = beda arus litrik dalam ampere/m.ampere.

Dengan memanfaatkan nilai tahanan jenis ini maka aplikasi metoda geolistrik telah digunakan pada  berbagai bidang ilmu yaitu :

1. Regional Geology untuk mengetahui struktur, stratigrafi dan sedimentasi.
2. Hidrogeologi/Geohidrologi untuk mengetahui muka  air tanah, akuifer, stratigrafi , intrusi air laut.
3. Geologi Teknik untuk mengetahui struktur, startigrafi, permeabilitas dan porositas batuan, batuan dasar ,      pondasi , kontruksi bangunan teknis.
4. Pertambangan untuk mengetahui endapan plaser, stratigrafi, struktur, penyebaran endapan mineral.
5. Archeology untuk mengetahui dasar candi, candi terpendam, tanah galian lama.
6. Panas bumi (geothermal) mengetahui kedalaman, penyebaran, low resistivity daerah panas bumi.
7. Minyak untuk mengetahui struktur, minyak, air dan kontak air dan minyak serta porositas , water content (well logging geophysic).

Metoda geolistrik terdiri dari beberapa konfigurasi, misalnya yang ke 4 buah elektrodanya terletak dalam satu garis lurus dengan posisi elektroda AB dan MN yang simetris terhadap titik pusat pada kedua sisi yaitu konfigurasi Wenner dan Schlumberger. Setiap konfigurasi mempunyai metoda perhitungan tersendiri untuk mengetahui nilai ketebalan dan tahanan jenis batuan di bawah permukaan. Metoda geolistrik konfigurasi Schlumberger merupakan metoda favorit yang banyak digunakan untuk mengetahui karakteristik lapisan batuan bawah permukaan dengan biaya survei yang relatif murah. 

Beberapa Konfigurasi Metode Geolistrik yang umum digunakan :

2. SEISMIK

       Metode seismik merupakan salah satu bagian dari seismologi eksplorasi yang dikelompokkan dalam metode geofisika aktif, dimana pengukuran dilakukan dengan menggunakan ‘sumber’ seismic (palu, ledakan, dll). Setelah usikan diberikan, terjadi gerakan gelombang di dalam medium (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 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.

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

     Sedangkan dalam seismik pantul, 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 pantul yang direkam. Struktur bawah permukaan dapat cukup kompleks, tetapi analisis yang dilakukan masih sama dengan seismik bias, yaitu analisis berdasar kontras parameter elastisitas medium.

Perbandingan metode seismik dengan metode geofisika lainnya

     Apabila dibandingkan dengan metode-metode gefisika lainnya, metode seismik memiliki beberapa keunggulan dan kelemahan, yaitu:

Metode Seismik
Keunggulan	Kelemahan
Dapat mendeteksi variasi baik lateral maupun kedalaman dalam parameter fisis yang relevan, yaitu kecepatan seismik.	Banyaknya data yang dikumpulkan dalam sebuah survei akan sangat besar jika diinginkan data yang baik
Dapat menghasilkan citra kenampakan struktur di bawah permukan	Perolehan data sangat mahal baik akuisisi dan logistik dibandingkan dengan metode geofisika lainnya.
Dapat dipergunakan untuk membatasi kenampakan stratigrafi dan beberapa kenampakan pengendapan.	Reduksi dan prosesing membutuhkan banyak waktu, membutuhkan komputer mahal dan ahli-ahli yang banyak.
Respon pada penjalaran gelombang seismik bergantung dari densitas batuan dan konstanta elastisitas lainnya. Sehingga, setiap perubahan konstanta tersebut (porositas, permeabilitas, kompaksi, dll) pada prinsipnya dapat diketahui dari metode seismik.	Peralatan yang diperlukan dalam akuisisi umumnya lebih mahal dari metode geofisika lainnya.
Memungkinkan untuk deteksi langsung terhadap keberadaan hidrokarbon	Deteksi langsung terhadap kontaminan, misalnya pembuangan limbah, tidak dapat dilakukan.

            Berdasar kelemahan dan keunggulannya, maka metode seismik sangat baik digunakan jika dapat diperkirakan bahwa terdapat kontras kecepatan pada target yang diinginkan. Namun, mengingat bahwa suatu survei geofisika disamping keunggulan metode juga harus memperhatikan sisi ekonomisnya, maka pemilihan metode-metode yang cocok dari ‘segi ekonomis’ dan target menjadi sangat penting.

Perbandingan Seismik Bias dan Pantul

Keunggulan dan kelemahan metode seismik bias dan pantul adalah sebagai berikut.

Metode Bias		Metode Pantul
Keunggulan	Kelamahan	Keunggulan	Kelemahan
Pengamatan refraksi membutuhkan lokasi sumber dan penerima yang kecil, sehingga relatif murah dalam pengambilan datanya			Karena lokasi sumber dan penerima yang cukup lebar untuk memberikan citra bawah permukaan yang lebih baik, maka biaya akuisisi menjadi lebih mahal.
Prosesing refraksi relatif simpel dilakukan kecuali proses filtering untuk memperkuat sinyal first berak yang dibaca.			Prosesing seismik refleksi memerluakn komputer yang lebih mahal, dan sistem data base yang jauh lebih handal.
Karena pengambilan data dan lokasi yang cukup kecil, maka pengembangan model untuk interpretasi tidak terlalu sulit dilakukan seperti metode geofisika lainnya.			Karena banyaknya data yang direkam, pengetahuan terhadap database harus kuat, diperlukan juga beberapa asumsi tentang model yang kompleks dan interpretasi membutuhkan personal yang cukup ahli.
	Dalam pengukuran yang regional , Seismik refraksi membutuhkan offset yang lebih lebar.	Pengukuran seismik pantul menggunakan offset yang lebih kecil
	Seismik bias hanya bekerja jika kecepatan gelombang meningkat sebagai fungsi kedalaman.	Seismik pantul dapat bekerja bagaimanapun perubahan kecepatan sebagai fungsi kedalaman
	Seismik bias biasanya diinterpretasikan dalam bentuk lapisan-lapisan. Masing-masing lapisan memiliki dip dan topografi.	Seismik pantul lebih mampu melihat struktur yang lebih kompleks
	Seismik bias  hanya menggunakan waktu tiba sebagai fungsi jarak (offset)	Seismik pantul merekan dan menggunakan semua medan gelombang yang terekam.
	Model yang dibuat didesain untuk menghasilkan waktu jalar teramati.	Bawah permukaan dapat tergambar secara langsung dari data terukur

     Berdasar perbedaan-perbedaan tersebut, teknik refleksi lebih mampu menghasilkan data pengamatan yang dapat diinterpretasikan (interpretable). Seperti telah dinyatakan sebelumnya, bagaimanapun juga teknik refleksi membutuhkan biaya yang lebih besar. Biaya tersebut biasanya sangat signifikan secara ekonomis.

     Karena survey refleksi membutuhkan biaya lebih besar daripada survey refraksi, maka sebagai konsekuensinya survey refraksi lebih senang digunakan untuk lingkup sempit/kecil. Misalnya digunakan dalam mendukung analisis lingkungan atau geologi teknik. Sedangkan survey refleksi digunakan dalam eksplorasi minyak bumi.

3. GRAVITASI

     Awal dimulainya ilmu geofisika dimulai dengan adanya penemuan mengenai teori sifat magnetic bumi oleh Gilbert dan teori gravitasi oleh Newton. Geofisika sendiri memiliki arti yang berhubungan dengan fisika bumi dan atmosfer yang menyusunnya. Salah satu dari metode dalam geofisika adalah metode gravitasi. Pada awalnya metode ini digunakan untuk mengetahui keadaan struktur bawah permukaan serta aktifitas gunung berapi. Pada perkembangannya metode gravitasi menjadi metode geofisika pertama yang digunakan di eksplorasi minyak dan gas alam (Nabighian dkk, 2005).

Dasar Teori

     Prinsip dasar fisika yang mendasari metode gravitasi adalah hukum Newton tentang gaya tarik menarik antar partikel.

 

    Dari besar gaya tarik-menarik yang kita dapatkan, kita dapat mengetahui besar medan yang mempengaruhi alat pengukur yang digunakan, hasil terukur ini disebut medan gravitasi.

Variasi persebaran nilai gravitasi dan hal-hal yang mempengaruhinya dapat dilihat pada gambar dibawah.

Hal-hal yang mempengaruhi persebaran nilai gravitasi di permukaan bumi antara lain:

• Adanya perbedaan jari-jari bumi. Jari-jari bumi cenderung lebih besar pada garis khatulistiwa. (mengurangi nilai gravitasi)
• Adanya kelebihan massa pada bagian khatulistiwa. (menambahkan nilai gravitasi)
• Adanya rotasi bumi yang berakibat adanya gaya sentripetal pada bagian khatulistiwa bumi. (mengurangi nilai gravitasi)

Akuisisi Data

Akuisisi data gravitasi dapat dibagi menjadi 2 yaitu pengukuran secara absolut dan relative.

• Pengukuran secara absolut dilakukan dengan mengukur langsung besar medan gravitasi yang mempengaruhi titik pengukuran.
• Pengukuran secara relative dilakukan dengan membandingkan medan gravitasi pada satu titik terhadap satu titik acuan.

Pengukuran secara relative biasa digunakan dalam penentuan struktur dalam eksplorasi. Hal yang paling utama yang harus diperhatikan dalam pengukuran relative adalah adanya looping pengukuran di base. Berikut ini beberapa alat yang digunakan dalam pengukuran gravitasi relative.

Scintrex Gravimeter

LaCoste Romberg Relative Gravimetri

Pengolahan Data Gravitasi

Pengolahan data gravitasi dibagi menjadi 2 yaitu perhitungan gravitasi observasi dan perhitungan gravitasi teoritis. Berikut merupakan flowchart pengolahan data gravitasi.

Perhitungan gravitasi observasi

• Konversi ke dalam satuan miligal (menggunakan instrument LaCoste Romberg relative gravimetric). Angka bacaan di alat harus di konversikan ke dalam satuan mGal.

Dengan :

g_ukur      : nilai gravitasi terukur (mgal)

Vim       : Value in miligal pada batas CR

CR         : Counter Reading yang diperoleh dari tabel alat

SB         : Angka yang terbaca pada alat

FFI       : Factor for Interval yang diperoleh dari tabel alat

• Koreksi Feedback. Feedback merupakan besar nilai gaya yang telah dikonversikan menjadi satuan alat yang digunakan agar dapat menghilangkan subjektifitas dalam data tersebut.

Dengan :

g_ukur       : nilai gravitasi terukur (mgal)

FB         : feedback (milivolt)

FCF       : feedback calibration factor (millivolt per dial turn)

FFI        : factor for interval

• Koreksi Pasang Surut. Adanya pengaruh dari matahari dan bulan yang memiliki massa yang besar berakibat pada nilai pengukuran. Pengaruh keduanya dapat mencapai 0.3 mGal.

Dengan :

g_{TerkoreksiPasut}         : nilai g_ukur yang telah terkoreksi pasang surut (mgal)

g_ukur                        : nilai gravitasi terukur (mgal)

Koreksi Pasut        : nilai koreksi pasut (mgal)

• Koreksi tinggi alat. Koreksi ini dilakukan karena perbedaan antara posisi alat dengan permukaan bumi. Walaupun perbedaannya kecil, nilai koreksi ini tidak dapat diabaikan dikarenakan dibutuhkannya data yang akurat dalam metode ini.

Dengan :

g_TerkoreksiTA          : nilai g_ukur yang telah terkoreksi tinggi alat (mgal)

g_{TerkoreksiPasut       :} nilai g_ukur yang telah terkoreksi pasut (mgal)

TA                           : tinggi alat (m)

• Koreksi Drift. Koreksi ini dikarenakan adanya efek penambahan panjang pegas akibat kelelahan dipakai terus menerus. Koreksi ini dilakukan dengan cara melakukan looping pada titik base.

Dengan :

T_i                : waktu pengukuran pada titik ukur

T_awal          : waktu pengukuran pada base awal

T_akhir         : waktu pengukuran pada base akhir

g_BaseAwal    : nilai g_ukur rata – rata pada base awal (mgal)

g_BaseAkhir  : nilai g_ukur rata – rata pada base akhir (mgal)

• Delta g. delta g merupakan besar perbedaan nilai gravitasi titik ukur dengan nilai gravitasi yang titik base ( nilai gravitasi titik base diketahui)

Dengan :

g_{terkoreksidrift}           : nilai gravitasi di titik ukur yang telah dikoreksi drift

G_referensi                   : nilai gravitasi di titik yang gravitasi mutlaknya telah diketahui

Perhitungan anomaly gravitasi

• Gravitasi teoritis merupakan nilai gravitasi yang bumi pada bagian spheroid bumi. Nilai gravitasi teoritis dipengaruhi oleh posisi latitude suatu daerah.

• Koreksi free-air digunakan untuk mengkoreksi topografi lokasi pengukuran terhadap datum.

Dengan

g_FA           : nilai koreksi Free Air

h              : ketinggian titik ukur (m)

• Koreksi Bouguer digunakan untuk mengurangi pengaruhi massa besar yang ada disekitar titik pengukuran.

Dengan :

G_ABS      : nilai Anomali Bouguer Sederhana

p             : densitas batuan

h             : ketinggian titik ukur (m)

• Koreksi terrain. Koreksi ini dilakukan karena adanya penambahan nilai gravitasi akibat adanya perbedaan topografi disekitar daerah pengukuran. Koreksi ini berasosiasi dengan adanya bukit ataupun lembahan yang ada disekitar titik pengukuran. Untuk mendapatkan nilai koreksi terrain tersebut dapat digunakan diagram Hammer ataupun peta DEM (Digital Elevation Model).

• Anomaly Bouguer Lengkap (ABL)

Dengan :

g_ABL         : nilai Anomali Bouguer Lengkap (mgal)

g_n                : nilai gravitasi lintang (mgal)

g_FA           : nilai koreksi free air (mgal)

g_BS              : nilai koreksi Bouguer (mgal)

terrain     : nilai koreksi terrain (mgal)

Setelah mendapatkan nilai Anomali Bouguer Lengkap tersebut, lakukan plotting menggunakan sufer nilai tersebut bersamaan dengan posisi x dan y tiap pengukuran.

4. MAGNETIK

Metode magnetik didasarkan pada pengukuran variasi intensitas medan magnetik di permukaan bumi yang disebabkan oleh adanya variasi distribusi benda termagnetisasi di bawah permukaan bumi(suseptibilitas). Variasi yang terukur (anomali) berada dalam latar belakang medan yang relatif besar. Variasi intensitas medan magnetik yang terukur kemudian ditafsirkan dalam bentuk distribusi bahan magnetik di bawah permukaan, yang kemudian dijadikan dasar bagi pendugaan keadaan geologi yang mungkin. Metode magnetik memiliki kesamaan latar belakang fisika dengan metode gravitasi, kedua metode sama-sama berdasarkan kepada teori potensial, sehngga keduanya sering disebut sebagai metoda potensial. Namun demikian, ditinjau dari segi besaran fisika yang terlibat, keduanya mempunyai perbedaan yang mendasar. Dalam magnetik harus mempertimbangkan variasi arah dan besar vektor magnetisasi. sedangkan dalam gravitasi hanya ditinjau variasi besar vektor percepatan gravitasi. Data pengamatan magnetik lebih menunjukan sifat residual yang kompleks. Dengan demikian, metode magnetik memiliki variasi terhadap waktu jauh lebih besar. Pengukuran intensitas medan magnetik bisa dilakukan melalui darat, laut dan udara. Metode magnetik sering digunakan dalam eksplorasi pendahuluan minyak bumi, panas bumi, dan batuan mineral serta serta bisa diterapkan pada pencarian prospeksi benda-benda arkeologi.

Terbentuknya gejala magnetisme

Ada beberapa sebab timbulnya gejala magnetisme. Pada tahun 1820, Orstead menemukan bahwa arus di dalam sebuah kawat dapat menghasilkan efek-efek magnetik yaitu arus tersebut dapat mengubah arah sebuah jarum kompas (Resnick & Halliday, 1984). Magnet permanen dan arus listrik dalam elektromagnet keduanya menciptakan medan magnet (Young & Freedman, 2004). Momen magnet elektron bebas bila diteliti lebih dalam maka gejala ini adalah akibat dari putaran spin, putaran lintasan orbit, putaran inti atom, dan pengaruh medan eksternal (Rachmantio, 2004).

Suseptibilitas Magnetik

Tingkat suatu benda magnetik untuk mampu dimagnetisasi ditentukan oleh suseptibilitas kemagnetan (disimbolkan dengan k) yang ditulis sebagai:

I = k H

Besaran ini adalah parameter dasar yang dipergunakan dalam metode magnetik. Harga k pada batuan semakin besar apabila dalam batuan tersebut semakin banyak dijumpai mineral-mineral yang bersifat magnetik. Suseptibilitas magnetik batuan merupakan harga magnet suatu batuan terhadap pengaruh magnet yang erat kaitannya dengan kandungan mineral dan oksida besi. Semakin besar kandungan mineral magnetit di dalam batuan, semakin besar harga suseptibilitasnya.

Magnet Bumi

Medan geomagnetik (magnet bumi) terdiri atas tiga bagian (Telford dkk, 1979), yaitu:
1. Medan utama (main field), yang secara relatif berubah-ubah dengan lambat dan merupakan medan internal.

     Intensitas medan magnetik bumi secara kasar memiliki nilai antara 25.000 – 65.000 nT. Untuk Indonesia, wilayah yang terletak di utara ekuator mempunyai intensitas lebih kurang 40.000 nT, sedangkan di selatan ekuator lebih kurang 45.000 nT. Medan Magmet Anomali. Berdasarkan sifat medan magnet bumi dan sifat kemagnetan bahan pemebentuk batuan, maka bentuk medan magnetik anomali yang ditimbulkan oleh benda penyebabnya bergantung pada:
a) inklinasi medan magnet bumi di sekitar benda penyebab
b) geometri dari benda penyebab
c) kecenderungan dari arah dipol-dipol magnet di dalam benda pentebab

d) orientasi arah dipol-dipol magnet benda penyebab terhadap arah medan bumi

2. Medan eksternal, yang berubah-ubah agak cepat dan berasal dari luar bumi

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

a) perubahan konduktivitas listrik lapisan atmosfer dengan siklus 11 tahun.
b) variasi harian dengan periode 24 jam yang berhubungan dengan pasang surut matahari dan mempunyai jangkauan 30 nT.
c) variasi harian dengan periode 25 jam yang berhubungan dengan pasang surut bulan dan mempunyai jangkauan 2 nT.

d) badai magnetik yang bersifat acak dan mempunyai jangkauan sampai dengan 1000 nT.

Metode Geomagnet dalam Survei Geofisika

Batuan di dalam bumi mengandung mineral-mineral yang sebagian juga memiliki sifat kemagnetan. Mineral tersebut terinduksi medan magnet bumi dan menimbulkan medan magnet sekunder (Bakrie, 2008). Hal inilah yang menjadi dasar metode geomagnet. Metode geomagnet didasarkan pada pengukuran variasi intensitas magnetik di permukaan bumi yang disebabkan adanya variasi distribusi (anomali) benda termagnetisasi di bawah permukaan bumi. Pola anomali ini dicirikan oleh pergantian antara anomali positif – negatif dan sejajar dengan sumbu pemekarannya. Pola ini dikenal dengan “Zone of stripped magnetic anomalies”.

        Intensitas medan magnet di permukaan bumi diukur menggunakan magnetometer. Hasil pengukuran magnetometer 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 matahari.

Pengukuran medan magnet bumi untuk keperluan eksplorasi dapat dilakukan di darat, laut, dan udara. Survei geomagnet dilakukan untuk memperkirakan adanya cebakan mineral, intrusi magnetik di daerah vulkanik, eksplorasi geotermal, dan konfigurasi cekungan sedimen pada eksplorasi hidrokarbon (Bakrie, 2008). Metode ini juga dapat digunakan untuk prospeksi benda-benda arkeologi (Anonim, 2008). Akurasi pengukuran metode ini relatif tinggi dan pengoperasian alat di lapangan relatif sederhana, mudah dan cepat.

Akuisisi Data

         Sebelum akuisisi data di lapangan, dilakukan terlebih dahulu langkah-langkah persiapan. Persiapan didahului oleh penentuan koordinat lokasi penelitian menggunakan GPS (Global Positioning System). Langkah selanjutnya adalah pembuatan lintasan geomagnet. Secara umum lintasan geomagnet dibuat mengikuti garis lurus dengan arah barat – timur dan utara – selatan. Adapun bentuk lintasan dalam penelitian ini adalah seperti gambar di bawah ini.

Akuisisi data dibagi mejadi dua yaitu akuisisi data intensitas medan magnet bumi diurnal (harian) dengan menggunakan stasiun base (stasiun A) dan akuisisi data anomali medan magnet penyusun kerak bumi dengan stasiun mobile (stasiun B). Pencatat waktu (time) kedua stasiun tersebut telah disamakan.

Pengambilan data magnetik dilakukan dengan spasi yang serapat mungkin (1 - 5 meter) agar data yang diperoleh banyak. Pengambilan data juga mesti disesuaikan dengan topografi dan keadaan vegetasi lokasi survei. Untuk daerah yang sulit dijangkau, spasi pengambilan data dapat divariasikan.

Koreksi Data

         Data intensitas medan magnet yang diukur dengan stasiun A digunakan untuk mengoreksi nilai intensitas medan magnet pada stasiun B. Koreksi data dilakukan secara sederhana yaitu menghitung selisih antara nilai-nilai pada kedua stasiun pada waktu yang sama. Selain itu perlu diperhatiakan data - data yang ekstrim. Data ekstrim ini pada umumnya disebabkan oleh aktivitas matahari. Jika pada stasiun base tidak terukur nilai - nilai ekstrim, maka kemungkinan besar di daerah tersebut terdapat cebakan magnetik. Nilai ekstrim bisa mencapai 100.000 nT.

Pengolahan Data

            Data dapat diolah dengan Software Potent dan software lainnya.

DAFTAR PUSTAKA

http://elisa1.ugm.ac.id/page_view.php?PSGF-Geolistrik&82

http://geofisikamanado.blogspot.co.id/2009/05/cara-pengukuran-metode-magnetik.html

http://hmgf.fmipa.ugm.ac.id/geolistrik/

hmgf.fmipa.ugm.ac.id/metode-gravitasi/

https://udhinkzain.blogspot.co.id/2016/06/metode-metode-geofisika.html