GRAVITY

GRAVITASI SECARA UMUM
Gravitasi adalah gaya tarik-menarik yang ada antara dua massa, dua benda, setiap dua partikel. Gravitasi tidak hanya antara obyek dan daya tarik Bumi. Ini adalah daya tarik yang ada di antara semua benda, di mana-mana di alam semesta. Sir Isaac Newton (1642 - 1727) menemukan bahwa gaya diperlukan untuk mengubah kecepatan atau arah gerakan suatu benda. Dia juga menyadari bahwa kekuatan yang disebut "gravitasi" harus membuat apel jatuh dari pohon, atau manusia dan hewan hidup di permukaan planet kita berputar tanpa off lebar. Selain itu, ia menyimpulkan bahwa gaya gravitasi ada di antara semua benda.semakin besar materi, semakin besar gavitasi, sehingga hal-hal yang memiliki banyak hal seperti planet dan bulan dan bintang-bintang menarik lebih kuat

"Hukum Newton" gravitasi adalah deskripsi matematis dari cara tubuh diamati untuk menarik satu sama lain, didasarkan pada percobaan ilmiah banyak dan pengamatan. Persamaan gravitasi mengatakan bahwa gaya gravitasi sebanding dengan produk dari kedua massa (m1 dan m2), dan berbanding terbalik dengan kuadrat jarak (r) antara pusat massa mereka. Matematis berbicara,

F = Gm1m2 / r2,

dimana G disebut Konstan gravitasi. Memiliki nilai 6,6726 x 10-11 m3 kg-1 s-2.

Pengaruh gravitasi dari tiap objek meluas ke ruang di segala penjuru, dan untuk jarak yang tak terbatas. Namun, kekuatan gaya gravitasi mengurangi cepat dengan jarak. Manusia tidak pernah menyadari gravitasi matahari menarik mereka, karena tarik sangat kecil pada jarak antara Bumi dan Matahari. Namun, itu adalah gravitasi matahari yang membuat Bumi dalam orbitnya! Kita juga tidak sadar akan tarikan gravitasi bulan pada tubuh kita, tapi gravitasi Bulan bertanggung jawab atas laut pasang di Bumi.

Saat kita berjalan di permukaan bumi, bumi menarik kita, dan kita tarik kembali. Tetapi karena bumi jauh lebih besar daripada kita, tarikan dari kita tidak cukup kuat untuk memindahkan Bumi

Selain tergantung pada jumlah massa, gravitasi juga tergantung pada seberapa jauh dari sesuatu. Inilah sebabnya mengapa kita terjebak di permukaan bumi bukannya tertaik ke matahari, yang beberapa kali gravitasi bumi.



Orbit adalah hasil dari keseimbangan sempurna antara gerak maju tubuh dalam ruang, seperti planet atau bulan, dan tarikan gravitasi di atasnya dari tubuh di ruang lain, seperti planet atau bintang besar. Sebuah objek dengan banyak massa berjalan ke depan dan ingin terus maju, namun, berat tubuh lain dalam ruang menariknya masuk, tarik-menarik terus menerus antara satu objek yang ingin maju dan menjauh dan lain ingin menariknya masuk.

Kekuatan-kekuatan inersia dan gravitasi harus sempurna seimbang pada orbit. Jika gerak maju (inersia) dari satu objek terlalu kuat, objek tersebut akan mempercepat masa dan tidak memasuki orbit. Jika inersia atau momentum lebih lemah dari gravitasi bumi, benda akan ditarik ke dalam dan bertabrakan.

METODE GRAVITASI (GAYA BERAT)

Perkembangan di bidang eksplorasi gravitasi telah signifikan dari Galileo ke adaptasi terbaru dari sistem navigasi inersia. kesemimbangan torsi ke gravitimeter adalah salah satu saat yang paling menarik dalam eksplorasi geofisika,. Gravity meter telah dibuat untuk beroperasi jauh di bawah air, di permukaan laut, di udara, dan di lubang bor. keakuratan akhir umumnya dibatasi oleh kesalahan dalam data posisi bukan presisi instrumen gravitasi. Pencapaian presisi microgal (beberapa bagian per miliar) merupakan salah satu perkembangan teknik paling luar biasa. Interpretasi hampir terus kecepatan dengan pengembangan instrumen, namun laporan pada metode dan keberhasilan serius ( setidaknya 10 tahun) dalam literatur. Masalah ambiguitas berkaitan dengan distribusi massa telah jelas dilaporkan, bagaimanapun, adalah tidak cukup diperlakukan untuk pemisahan anomali. Meskipun demikian, banyak makalah berhubungan dengan resolusi anomali yang tersebar di seluruh literatur, dari operator cincin untuk transformasi Fourier cepat. Banyak diskusi juga ada di depan dan perhitungan invers, tetapi sedikit perhatian telah diberikan dalam literatur untuk interpretasi praktis, terutama dalam integrasi gravitasi dengan data geofisika seismik, magnetik, dan bor.

Definisi
Gravity Survei - Pengukuran medan gravitasi di serangkaian lokasi yang berbeda atas suatu daerah tertentu. Tujuan dalam pekerjaan eksplorasi adalah untuk variasi berasosiasi dengan perbedaan dalam distribusi kepadatan dan jenis batu.

Metode Sinyal Analitik

Metode sinyal analitik, yang dikenal juga sebagai metode gradien total, sebagaimana didefinisikan di sini menghasilkan jenis tertentu gravitasi dihitung atau perangkat tambahan peta anomali magnetik digunakan untuk menentukan dalam arti peta tepi (batas) geologi densitas anomali atau distribusi magnetisasi. Di bidang eksplorasi aplikasi potensial, sinyal analitik istilah longgar mengacu pada modulus dihitung dari gravitasi atau medan magnet anomali tiga ruang yang saling ortogonal (x, y, z) istilah derivatif. Dipetakan maxima (pegunungan dan puncak) pada sinyal analitik dihitung dari peta anomali gravitasi atau magnetik menemukan sumber anomali tepi tubuh dan sudut (misalnya, batas kesalahan basement blok, kontak litologi basement, sesar / geser zona, beku dan diapirs garam, dll .). maxima sinyal analitis memiliki sifat yang berguna yang mereka terjadi secara langsung di atas kesalahan dan kontak, tanpa kemiringan struktural yang dapat hadir, dan independen dari arah induksi dan / atau badan magnetizations remanen. ekstensi Berbagai metode sinyal analitik (sebagaimana didefinisikan di sini) ada. Sebagai contoh, beberapa ekstensi untuk metode ini termasuk sebagai parameter tambahan dipecahkan tubuh kedalaman sumber anomali (s).

Estimasi Kedalaman otomatis
Berbagai teknik, yang meliputi dekonvolusi Werner, metode Euler, metode Naudy's, metode Phillips, dan metode sinyal analitik, yang menganalisis profil digital magnet metode sinyal analitik atau peta untuk mendapatkan estimasi kedalaman sumber tubuh tanpa identifikasi pengguna tertentu kunci bagian dari anomali. Hal ini bertentangan dengan profil teknik seperti metode Peters '(setengah-lereng) atau metode Vacquier's (kemiringan lurus) yang dapat diimplementasikan sebagai program komputer interaktif namun memerlukan identifikasi titik-titik khusus pada anomali.

Bouguer Gravity Field
Medan gravitasi yang diperoleh setelah lintang, elevasi, Bouguer, dan koreksi medan telah diterapkan pada (diamati atau mentah) data pengukuran gravitasi. Bouguer (bernama setelah Pierre Bouguer, sebuah geodesist Prancis) medan gravitasi sering tercatat sebagai Bouguer sederhana untuk bidang gravitasi sebelum mengajukan permohonan koreksi daerah atau Bouguer lengkap untuk bidang gravitasi setelah menerapkan medan (dan kadang-kadang kelengkungan) koreksi.

gravitasi Anomali diamati di bidang Bouguer disebabkan oleh kepadatan lateral kontras dalam bagian sedimen, kerak dan sub-kerak bumi.

Sebuah diukur di atas permukaan laut medan gravitasi Bouguer dan akurat dikoreksi datum permukaan laut tidak setara dengan gravitasi diukur di permukaan laut. Anomali yang disebabkan oleh inhomogeneities massa antara elevasi stasiun dan datum dan yang diukur pada ketinggian stasiun yang asli tetap dalam data kecuali koreksi khusus dibuat.

Kepadatan
Massa per satuan volume, dinyatakan dalam gram per sentimeter kubik. Rock atau pembentukan kepadatan biasanya diukur baik sebagai bulk kepadatan jenuh atau kepadatan butir. Untuk interpretasi gravitasi, kontras antara kerapatan curah batuan kepentingan utama karena perbedaan ini bertanggung jawab untuk bidang gravitasi anomali.

kepadatan massal Rock telah terbukti bervariasi sebagai fungsi dari umur geologi, litologi dan kedalaman penguburan. Rock kepadatan biasanya berkisar dari 1,9 g/cm3 hingga 3,0 g/cm3.

Kontras densitas
Kepadatan satu unit batuan relatif terhadap yang lain. Kepadatan kontras dapat bersifat positif atau negatif. Misalnya, jika Rock A = 2,30 g/cm3 dan Rock B = 2,40 g/cm3 maka kontras densitas batuan A relatif terhadap B adalah -0,10 g/cm3. Sebaliknya, kontras densitas relatif Rock relatif B untuk Rock adalah 0,10 g/cm3.

Anomali gravitasi disebabkan oleh kepadatan kontras dalam sedimen bagian bumi, kerak-kerak dan sub dapat dianalisis dan ditafsirkan sebagai litologi dan / atau anomali struktural.

Kepadatan-Depth Fungsi
Hubungan antara perubahan kepadatan dengan perubahan secara mendalam. Di banyak daerah di dunia dengan bagian klastik tebal peningkatan kerapatan dengan meningkatnya kedalaman telah terbukti terutama fungsi dari pemadatan. Namun, umur, litologi dan porositas juga dapat mempengaruhi hubungan. Hubungan itu penting dalam pemodelan gravitasi karena gravitasi anomali dapat disebabkan oleh perubahan bergradasi pada kepadatan daripada kontras densitas yang relatif mendadak, seperti yang mungkin terjadi di sebuah kesalahan, kontak, atau ketidakselarasan.

Kepadatan Model
Sebuah model geologi di mana lapisan atau badan dari satuan batuan yang diberikan akan diganti dengan lapisan equi-kerapatan atau badan. Lapisan equi-density atau badan mungkin atau mungkin tidak sesuai dengan formasi geologi yang spesifik.

Kedalaman slicing
Secara umum, penggunaan filter linier untuk mengisolasi (berdasarkan kriteria panjang gelombang) anomali kontribusi ke peta yang berasal dari sumber badan dalam berbagai kedalaman tertentu. Berbagai teknik digunakan untuk melaksanakan isolasi.

Tanggul Model
Lihat Prism. deskripsi model Dike meliputi lebar, sempit, tipis, vertikal, dan cenderung.

Koreksi Ketinggian
Jumlah udara bebas dan koreksi Bouguer untuk diamati atau "mentah" gravitasi. Koreksi Bouguer membutuhkan estimasi densitas bulk untuk menghitung dan menghilangkan efek gravitasi massa bawah permukaan antara titik pengukuran gravitasi dan sebuah datum.

Free-Gravity Lapangan udara
Medan gravitasi setelah koreksi udara bebas. Koreksi ini diterapkan untuk diamati atau "mentah" pembacaan gravitasi untuk mengoreksi perubahan gravitasi karena perbedaan elevasi stasiun gravitasi relatif terhadap datum elevasi (biasanya permukaan laut). Perubahan gravitasi dengan ketinggian berbanding terbalik dengan perubahan jarak antara pusat meteran itu massa (elevasi meter) dan pusat massa bumi.

Gravity Unit
Sebuah unit yang digunakan dengan pengukuran percepatan gravitasi. Disingkat g.u. Pengukuran gravitasi unit sebelumnya banyak digunakan, tapi pengukuran di milligals sekarang lebih umum. 1,0 milligal 10 unit gravitasi =

Gradiometer
Sebuah perangkat atau set perangkat yang mengukur nilai sebuah lapangan di setidaknya dua titik yang berbeda dalam ruang pada saat yang sama. gradien adalah perbedaan nilai bidang per satuan jarak antara sensor. Dengan mengukur gradien medan's (yaitu, turunan pertama atau tingkat perubahan dengan jarak), total bidang itu sendiri dapat dihitung dengan berbagai tingkat akurasi. Untuk bidang potensial, arah pengukuran relatif terhadap bumi adalah penting. Apakah gradien yang sedang diukur horizontal, vertikal, dan dalam kasus magnet, apa orientasi relatif terhadap medan magnet bumi? Bahkan dengan kesulitan-kesulitan ini mungkin, hanya mengukur gradien memiliki keuntungan dari menghilangkan sinyal non-geologi lapangan, seperti ketika mengukur gravitasi, yang diperkenalkan oleh percepatan normal pesawat survei.

High Density Basement
Yang paling signifikan tebal unit kepadatan tinggi (s) dalam bagian geologi suatu wilayah, yang memberikan kontras densitas besar positif. Batu-batu di atas kontras densitas utama biasanya sedimen lebih muda dan / atau volkanik, biasanya memiliki kepadatan mulai dari sekitar 1,9 g/cm3 menjadi 2,6 g/cm3. Mereka di bawah kontras densitas besar biasanya lebih tua sedimen, vulkanik dan / atau batu kristal, biasanya memiliki kepadatan mulai dari 2,6 g/cm3 hingga 3,0 g/cm3. basement kepadatan tinggi mungkin atau mungkin tidak setara dengan kristal dan / atau ruang bawah tanah magnetik.

Inverse Modeling
Teknik dimana kepadatan 2D atau 3D,, kerentanan, atau geometrik (geologi) model dihitung untuk memenuhi (membalikkan) sebuah gravitasi diamati diberikan atau medan magnet.


Milligal (mGal)
Unit digunakan dengan pengukuran percepatan gravitasi.

1 Gal = 1 cm/sec2
1 Gal = 1,000 milligals
1 mGal 10 unit gravitasi =N



Tingkat homogenitas dalam persamaan Euler, diinterpretasikan secara fisik sebagai tingkat jatuh-off dengan jarak dan geofisika sebagai struktural indeks (SI). Nilai bervariasi 1-3 menurut magnetik atau sumber gravitasi geometri tubuh.


Teramati Gravity Field
Istilah "gravitasi diamati" juga sering digunakan sebagai pengganti "gravitasi mentah" atau "gravitasi diukur". Salah, tetapi sering, peta "istilah gravitasi diamati" mungkin diposting di peta berikut: Bouguer, bebas udara, regional atau medan gravitasi sisa.

Pseudogravity
Perkiraan medan gravitasi berasal dari medan magnet yang diukur pada, atau berubah menjadi, kutub magnet. Proses ini memerlukan konversi dari nilai kerentanan terhadap nilai-nilai kepadatan dan integrasi vertikal data magnetik.


Baku Gravity
Juga disebut diukur gravitasi, atau gravitasi diamati. Medan gravitasi diukur pada stasiun gravitasi sebelum lintang, bebas udara, atau koreksi Bouguer daerah diterapkan.

Regional Gravity Field
Komponen gelombang panjang yang biasanya dihubungkan dengan variasi densitas Bouguer lapangan gravitasi dianggap lebih dari bunga eksplorasi umum; (misalnya, komponen gravitasi karena variasi kepadatan kerak atau undulations dari kerak / mantel antarmuka). Sebuah daerah subjektif sering dapat dirancang untuk meningkatkan anomali sisa bunga primer.

Sisa Gravity Field
Komponen panjang gelombang lebih pendek dari bidang Bouguer disebabkan kepadatan gravitasi kontras densitas tinggi dalam ruang bawah tanah dan / atau overburden kepadatan rendah. Anomali di bidang sisa biasanya kepentingan eksplorasi.

Sebuah residu pertama adalah bidang yang diperoleh dengan mengurangkan perbedaan medan gravitasi regional dari medan gravitasi Bouguer.


Tiga Dimensi (3D) Model
Sebuah jaringan atau jaringan nilai-nilai yang model permukaan geologi direpresentasikan sebagai permukaan (gravitasi) atau kontras kerentanan (magnet). Output dari model ke depan didasarkan pada gravitasi dihitung atau efek magnetik permukaan input tertentu. Output dari model yang dicari adalah geometri yang sesuai (tetapi non-unik) permukaan dihitung dengan membalik gravitasi masukan atau medan magnet.













Referensi:

• Burger, H. R., Exploration Geophysics of the Shallow Subsurface, Prentice Hall P T R, 1992.
• Reynolds, J.M. An Introduction to Applied and Environmental Geophysics, Wiley, 1997.
• Telford, W. M., L. P. Geldart, and R. E. Sheriff, Applied Geophysics, 2nd ed., Cambridge University Press, 1990.
• Nyland, E, Course Outline and Overheads (link broken July 24 2000)
• Wahr, J. Lecture Notes in Geodesy and Gravity
• NGDC Gravity Data on CD-ROM, land gravity data base at the National Geophysical Data Center. Useful for estimating regional gravity field. Much of this data is now available on line
• Online Gravity Primer.
• Glossary of Gravity Terms.

[ Read More ]

METODE SEISMIK REFRAKSI

Metode Seismik adalah suatu metode dalam ilmu Geofisika yang dipergunakan untuk mendeteksi struktur bawah permukaan. Metode ini termasuk metode geofisika aktif. Seismik di bagi menjadi dua yaitu Seismik Refraksi (Bias) dan Seismik Refleksi (Pantul).

Prinsip Metode Seismik dipermukaan ditimbulkan oleh sumber menghasilkan gelombang mekanis. Sumber tersebut dapat berupa ledakan(eksplosien), vibroseis, airgun, watergun, hammer, weigh drop, tergantung jenis metode seismik yang dipergunakan.

Seismik Refleksi dipergunakan untuk mendeteksi Hidrokarbon. Sedang Seismik Refraksi dipergunakan untuk mendeteksi batuan atau lapisan yang letaknya cukup dangkal dan untuk mengetahui lapisan tanah penutup (overburden). Eksplorasi seismik adalah istilah yang dipakai di dalam bidang geofisika untuk menerangkan aktifitas pencarian sumber daya alam dan mineral yang ada di bawah permukaan bumi dengan bantuan gelombang seismik. Hasil rekaman yang diperoleh dari survei ini disebut dengan penampang seismik. Eksplorasi seismik atau eksplorasi dengan menggunakan metode seismik banyak dipakai oleh perusahaan-perusahaan minyak untuk melakukan pemetaan struktur di bawah permukaan bumi untuk bisa melihat kemungkinan adanya jebakan-jebakan minyak berdasarkan interpretasi dari penampang seismiknya.

Mekanisme pengambilan data lapangan yang dipergunakan dalam Seismik Refraksi adalah mengetahui jarak dan waktu yang terekam oleh alat Seismograf untuk mengetahui kedalaman dan jenis lapisan tanah yang diteliti. Dari getaran atau gelombang yang diinjeksikan dari permukaan tanah akan merambat kebawah lapisan tanah secara radial yang di mana pada saat bertemu lapisan dengan sifat elastik batuan di bawah permukaan yang berbeda. Maka gelombang yang datang akan mengalami pemantulan dan pembiasan. Gelombang yang melewati bidang batas dengan sifat lapisan yang berbeda akan terpantul dan terbiaskan kepermukaan kemudian di tangkap oleh alat reciver yaitu Geophone yang diletakkan di permukaan.

Perbandingan metode seismik dengan metode geofisika lainnya

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

klik gambar untuk dapat melihat lebih jelas

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.

klik gambar untuk dapat melihat lebih jelas

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.

[ Read More ]

Teknik Survey Magnetik

Survei magnetik digunakan dalam suatu program eksplorasi yang luas. Interpretasi dan aplikasi geologi dari data magnetik adalah merupakan subjek dari bab 17. tapi karena objek – objek geologi menentukan design dari sebuah survey, maka beberapa dari aplikasi penting akan didiskusikan dalam bab ini.

Dalam eksplorasi minyak, survei magnetik digunakan sebagai bagian dari pemetaan geofisika dari struktur dasar dan untuk menggambarkan struktur magnetik lain, seperti vulkanik. Tambahannya, terdapat suatu hal yang menarik dalam pemetaan bahwa deposit intrasedimen magnetit dpercaya berasosiasi dengan migrasi hidrokarbon yang berasal dari endapan minyak.

Survey magnetik mempunyai peranan penting dalam eksplorasi mineral karena banyak deposit mineral yang berasosiasi dengan konsentrasi magnetik yang lain. Jalur kimberlite sering dideteksi lansung survey magnetik pada jarak yang dekat dengan sample. Perubahan hematite menjadi magnetit oleh adanya pembakaran di dalam lapisan – lapisan batubara juga sangat mudah dideteksi oleh survey magnetik.

16-1 Kumpulan Data Penerbangan

Komponen-komponen dari system penerbangan:

1. Peralatan dan Perlengkapan

Sistem survey magnetik melalui udara biasanya memerlukan perlengkapan sebagai berikut:

1. Magnetometer stinger-mounted atau tower-bird sensor.

2. Digital Data Acquisition System

3. Analog Recorder

4. Track Recovery System

5. Doppler Navigation System

6. Recording Altimeters Barometric

7. Magnetic Compensation Unit

Gbr. Survey magnetik melalui udara.

Perlengkapan tambahan terdiri dari:

1. Sistem navigasi elektronik dan inersia lainnya.

2. Perlengkapan geofisika lainnya, seperti spektrometer sinar gamma, sistem EM (elektromagnetik) atau pasif, multispectral scanners (pemindai multispektral), dan lain-lain.

3. Ground equipment base-station magnetometer dan unit/alat perekam, dan perangkat komputer lapangan.

Diagram balok sistem magnetik penerbangan di atas udara yang umum dapat dilihat pada Gambar 16-3.

Gambar 16-3. Diagram blok sistem survey

2. Navigasi Doppler

3. Sistem Navigasi Lain

4. Perangkat Pendukung

5. Operasi lapangan udara

16-2 Kumpulan Data Kelautan

Pada umumnya peralatan kelautan sama dengan peralatan system penerbangan. Survey magnetic kelautan umumnya dilakukan bersamaan dengan survey yang lainnya, seperti seismic dan gravitasi. Ketika digabung dengan gravitasi itu sendiri penyelidikan dapat ditandai dengan metode potensial lapangan. Ketika digabung dengan seismic maka akan menjadi teknik yang kedua dan harus benar-benar pada perangkaian dari survey seismic tersebut, hasilnya pada umumnya berantakan.

16-3 SURVEY MAGNETIK DI DARAT

Prosedur Lapangan

Survei magnetis darat sering digunakan untuk lanjutan yang rinci pada daerah yang dikenal menarik perhatian pensurvei, dalam studi arkeologis, dan belajar barang sisa yang penuh resiko . Stasiun yang mengatur jarak untuk survei ini bisa dekat 1 m. Di dalam explorasi minyak, magnetik darat dan survey gaya berat sering diselenggarakan bersama oleh survey seismik darat. Sebab teknik utamanya adalah seismik, pengaturan jarak stasiun akan bertukar-tukar secara luas.

Dua instrumen berbeda yang harus digunakan: merekam stasiun pusat pengukur magneto dan satuan bidangnya sendiri. Ini langsung mengikuti substraction dari variasi waktu dalam sisi bumi dari data bidang. Jika suatu stasiun pusatnya tidak digunakan kemudian pusat lokasi harus dipilih untuk memperkerjakan kembali yang berkala selam survei. Pengerjaan kembali lokasi pusat harus dilakukan sedikitnya satu kali per jam; jika stasiun dari beberapa meter , haruslah dilakukan tiap-tiap 10 sampai 15 min. Perbedaan antara pembacaan dasar secara linier disisipkan untuk digunakan di koreksi pada data bidang.

Ini penting untuk menetapkan bahwa pengukur magneto menyediakan data yang sah. Alat-alat membuat sangat sederhana untuk mengambil berbagai pembacaan pada masing-masing stasiun.

16-4 MEMPROSES DATA

1. Survey Darat

Sebelum pemetaan data dasar, koreksi untuk variasi waktu yang lain dan harian harus diterapkan. Untuk lebih lanjut mengurangi data untuk penafsiran, suatu bidang yang lokal regional mungkin dipindahkan. Pada umumnya , survey daratan tidak memerlukan pengurangan data procedur kompleks yang diuraikan dalam bab untuk survey di udara.

2. Survey airborne dan marine

Pada hari awal dari survey magnetic, data dari table analog seringkali langsung digunakan untuk interpretasi. Dimana survey yang dihasilkan tanpa berkelanjutan dari rekaman bagian tabel , data yang terplot pada profil diperoleh secara manual. Peta kontur, jika diperlukan, dibuat dengan memindahkan nilai-nilai data ke peta rencana bentuk dan penggambaran garis kontur diantara nilai-nilai yang telah diplot.

3. Pengeditan

Langkah pertama untuk pemprosesan adalah menghilangkan data tambahan. Survei secara normal mengatur rangkaian dari profil. Data secara logical terbagi saat pengeditan menjadi blok-blok yang bersesuaian dari prifil ini, membuang bagian yang diperoleh saat perputaran cepat di airborne atau marine surveys. Bagian yang rusak untuk beberapa alasan selama didapatinya diperlakukan sebagai segmen yang berbeda.

Langkah berikutnya adalah menghilangkan setiap garis ( termasuk data stasiun pangkalan ), spikes dari tiap variable data. Nilai kesalahan ini, diperlihatkan oleh rekaman yang salah., hambatan elektrik, dan semacamnya, hadir dalam derajat terbesar atau terkecil yang diutamakan semua data mentah. Belum dikoreksi, spikes dapat membuat error data akhir, terutama jika filtering dimasukkan. Noise spike pada data secara normal hanya pada satu atau dua sample saja. Pengujian visual dengan seksama dari data pada umumnya akan menunjukkan kerusakan ini ( noise spike ). Gambar 16-5 menunjukkan bagian yang diperbesar dari profil sifat magnet dengan satu sample spikes. Biasanya jika anomalies seperti itu lebih luas dibandingkan dengan dua sample, dapat ditampilkan secara jelas corak permukaan lapisan tanah. Bagaimanapun, di dalam menentukan apakah nilai suatu outlying adalah spikes, pertimbangan harus diberikan kepada interval sample itu, jarak dari source, dan perkiraan source geometry.

Banyaknya algoritma yang berbeda telah dikembangkan untuk menghapus dan mengganti spikes. Semua taknik tersebut gagal untuk beberapa set data, terutama data yang berisi spikes dalam jumlah yang banyak diselingi oleh besar, anomalies frekuensi tinggi.

4. Lokasi

Metode untuk menentukan dan memplot lokasi bergantung pada luasnya batas system pencari posisi yang digunakan. Akan tetapi, biasanya survey dari udara membutuhkan beberapa kombinasi system navigasi visual dan Doppler atau navigasi inersial. Hingga saat ini, hanya visual flight path recovery yang digunakan untuk merekam data lokasi. Termasuk di dalamnya penggunaan posisi pesawat terbang yang terekam pada film untuk menentukan lokasi relative pesawat terbang terhadap fitur-fitur di daratan yang ditemui pada peta topografi atau pada foto udara. Semenjak system Doppler semakin banyak digunakan, data-data dikumpulkan secara spatial base, misalnya satu sampel untuk setiap 50 m. Kegiatan ini akan mengurangi efek variable kecepatan pesawat terbang dan memungkinkan untuk memperjelas lokasi dengan visualisasi yang buruk.

Track recovery dilakukan dengan metode-metode film dan video yang biasa dipakai. Karena pengukuran Doppler ground-speed memiliki perulangan lebih baik dari 1 persen, dan kesalahannya tidak kumulatif, ketepatan lokasi secara keseluruhan dapat diperkirakan kira-kira 50 m jika terdapat peta dasar yang baik.

Jalur penerbangan lalu diplot untuk mengevaluasi kemampuan keseluruhan baik penempatan dan kesesuaian dengan spesifikasi survey. Setelah lokasinya selesai, data posisi digabungkan dengan data-data geofisika.

Perlu dicatat bahwa kedua metode di atas hanya diterapkan pada survey daerah daratan, karena pergerakan permukaan air memberikan komponen kecepatan pada pengukuran Doppler. Hasilnya, survey udara berdasarkan control Doppler di atas air terbatas dalam hal keakuratan posisinya. Inilah alasannya mengapa digunakan metode penentuan lokasi lain pada survey daerah lepas pantai.

5. Koreksi data

Data magnetic harus dikoreksi umtuk berbagai variasi waktu yang dihasilkan medan magnet bumi dan gerakan platform pesawat.terbang. Sebagai tambahan, suatu model seperti international geomagnetic reference field ( IGRF) digunakan untuk memindahkan efek noncrustal dari data.

6. Variasi waktu

Kebanyakan variasi magnetic pada saat survey menunjukkan hasil, baik geologic (spatial) maupun external (time) mempengaruhi medan magnet bumi. Variasi waktu yang signifikan dengan periode detik, menit, dan jam adalah pengaruh dari aktivitas matahari. Aktivitas ini mengubah magnetosfer ( atau external medan magnet ) dari bumi. Diurnal variasi secara general dinyatakan pada waktu siang hari. Range antara variasi ini tidak dapat diprediksi dan mungkin sama besar dengan 100 gamma. Perlapisan pada variasi diurnal ini menunjukkan micropulsations yang terjadi kurang lebih secara acak setiap waktu. Diurnal ini hampir dapat mempunyai suatu amplitude, akan tetapi secara umum lebih kecil daripada variasi diurnal kecuali pada saat periode aktivitas sunspot. Menunjukkan tipe micropulsation. Micropulsation akan mempunyai periode dengan rentang dari 0.01 s sampai beberapa menit. Kebanyakkan terkonsentrasi pada magnetic storms, dimana dapat terjadi dalam beberapa waktu per bulan. Secara langsung ini berhubungan dengan wilayah aktivitas matahari dan mungkin kembali terjadi dengan matahari periode ke 28 hari. Saat dapat mempunyai amplitude labih dari beberapa ratus gamma dan periode daridetik ke menit, mungkin diinterpretasikan oleh corak geologi pada saat kenaikan di udara terekam. Magnetic storms pada umumnya penyebab dari magnetic survey. Gambar 16-8 menunjukkan tipikal jejak magnetic storm. Operasi secara normal berhenti saat magnetic storms.

Informasi pada variasi waktu diperoleh dari data pangkalan stasiun. Data ini diproses sebagai data yang tertulis sebelumnya di bagian editing. Mengacu pada tipe survey dan aktivitas dari variasi waktu, data ini mungkin pengurangan data secara langsung dari data airbone, atau kurva orde rendah, mewakili aktivitas, kemungkinan pengurangan dari data airbone. Untuk pemindahan secara langsung, data stasion pusat disaring secara normal,sebagai efek perambatan yang disebabkan fase pergantian diantara peninjauan bervariasi di stasiun pusat dan survey posisi.

7. Compensation (penggantian)

Kebanyakan kesalahan sumber dari data airbone dan pengukuran magnetik laut disebabkan kendaraan survey di lapangan. Pada survey marine, efek ini adalah pengukuran berdasarkan sensor yang bergandengan/bersamaan sampai kedalaman 1500 kaki (500m) dari kapal. Pada pengerjaan airbone, standar prosedur adalah penggantian secara pasif dengan sistem 3 sumbu berliku-liku dan potongan permalloy (mumetal) secara benar untuk ketelitian induce dan permanen dilapangan menggunakan pesawat terbang. Metode ini hanya dapat memindahkan componen-componen tertentu dan memiliki ketelitian yang terbatas. Sebagai contoh, metode ini tidak dapat memindahkan kesalahan penampilan oleh pergerakan pesawat terbang di permukaan bumi. Hardware dan software telah dibangun untuk aplikasi militer yang memungkinkan penggantian dari efek ini. Tekhnik ini sekarang diadopsi untuk pekerjaan survey geofisika.

8. IGRF Removal

IGRF adalah percontohan matematika dari medan pusat magmatik bumi ke batuan sumber di inti. Pada saat dilapangan terjadi pengurangan data, hasilnya adalah benar-benar sisa peninggalan anomali magmatik untuk data geologi. Ini seperti perhitungan-perhitungan, tepatnya, adalah pemaparan/penjelasan secara akurat tentang inti dengan model IGRF. Sejak pergerakan dari inti tidak dapat dimengerti secara jelas, ini bukan berarti hal yang sebenarnya. Sebenarnya terdapat penomoran dari setiap permodelan bumi yang dapat dipilih. Semua permodelan ini berdasarkan pada perhitungan empirik untuk mengobservasi dan, pada beberapa kasus, data satelit; setiap satunya memiliki perbedaab yang rendah dan menghasilkan hasil yang berbeda. Kebanyakan penggunaan dari IGRF removal adalah di saat survey area yang luas dimana akan menjadi pensurveyan yang memakan waktu yang lama (beberapa bulan dalam setahun). Metode ini tidak efektif digunakan pada saat survey area yang kecil.

9. Tingkatan

Lokasi produksi dari koreksi data mengganbarkan suatu peningkatan residual tidak bekerja pada data yang ada. Padahal variasi dari garis kebanyakan menghasilkan kesempurnaan atau lebih sedikit hasil survei udara.

Strategi umum dari level alogaritma untuk menekan atau menyaring perbadaan diantara megnetik yang sebenarnya bernilai dilapangan pada bagian interseksinya di antara dua survey pada garis yang sama. Hal ini didapat dari pemasukan empirik di hasilkan koreksi dari 1 atau 2 dari garis tersebut. Formula dari koreksi yang dihasilkan sangat luas. Dari ekstrim pertama,nilai pertama mungkin bisa masuk atau hadir pada setiap garis dan meminimalisirnya.metode lainnya biasanya berarada diantara ekstrim – ekstrim yang ada.Dari level itu manghasilkan asensi empiric tidak satupun alogaritna dapat memperlihatkan kesempurnaan dari setiap kondisi.

10. Interpelasi dari pegangan umum

Interpolasi ini berproses pada kritik yang membangun ketidakgunaan peta. Kualitas sebuah tekanan di profil ini menjadikan hal yang seharusnya disetujui. Seharusnya setelah satu setengah interval termasuk didalamnya. Contoh, bila sebuah survei terjadi sampai gamma 5 maka, ketika profil ini terjadi maka, peta ini dan semua data yang ada akan berkesinambungan kedalam gamma 2,5.

11. Tampilan Data

tipe dari tampilan data hanya dibatasi oleh imaginasi para pengguna. bagaimanapun, terdapat sebuah tipe angka yang umum. hal ini termasuk hasil peta kontur, profil offset, dan profil multiparameter.

sumber : http://geofisika-ceria.blogspot.com/2010/12/teknik-survey-magnetik_26.html

[ Read More ]

Konsep Dasar Interpretasi Seismik Refleksi

SEISMIK REFLEKSI

Gelombang seismik merambat melalui batuan berbentuk gelombang elastis yang merubah energi sumber menjadi pergerakan partikel batuan.

Acoustic Impedance (AI)
AI = ρ.V
Refleksi terjadi pada saat terjadi perbedaan AI (pada bidang perlapisan atau unconformity)
Koefisien refleksi atau reflectivity
dirumuskan sebagai RC=AI2-AI1/AI1+AI2

Besarnya energi gelombang yang dipantulkan ditentukan oleh besarnya koefisien refleksi (RC) Semakin tinggi koefisien refleksi (RC) maka akan semakin kuat refleksi.

Resolusi
• Jarak minimum 2 obyek yang dapat dipisahkan / dibedakan oleh gelombang seismik
• Resolusi vertikal : ketebalan minimum tubuh batuan untuk dapat memberikan refleksi tersendiri bervariasi dari 1/8 – 1/30 panjang gelombang, dengan demikian frekuensi dan kecepatan geolombang seismik sangat mempengeruhi resolusi vertikal

Fase dan Polaritas
• Phase :
• Minimum Phase : batas AI berimpit dengan awal wavelet
• Zero Phase : batas AI berimpit dengan puncak wavelet
• Konvensi Polaritas SEG (Society of Exploration Geophysics):
• Pada bidang batas refleksi dimana AI2>AI1 akan berupa trough
• Pada bidang batas refleksi dimana AI2

Well Seismik Tie
Dimaksudkan untuk mengikat horison seismik dengan data sumur sehingga horizon seismik dapat diletakkan pada kedalaman sebenarnya, agar data seismik dapat dikorelasikan dengan data geologi lainnya. Well – seismik tie dapat dilakukan dengan menggunakan checkshot, vertical seismic profile dan synthetic seismogram.

Indikasi langsung hidrokarbon (direct HC Indicator) pada data seismik
• Bright Spots : anomali amplitudo tinggi, AI reservoar memiliki kontras yang tinggi dengan AI litologi non reservoar disekitarnya, biasa terjadi pada reservoar gas yang ketebalannya dan saturasi gasnya cukup tinggi.
• Polarity Reversals : perubahan polaritas
• Flat Spots : kenampakan lebih rata biasanya mengindikasikan kontak fluida (water-oil/gas contact)
• Chimney Effect : anomali karena kantung gas

Interpretasi Struktur Geologi
Sesar
• Adanya ketidakmenerusan pada pola refleksi (offset pada horison)
• Penyebaran kemiringan yang tidak sesuai dengan atau tidak berhubungan dengan stratigrafi
• Adanya pola difraksi pada zona patahan
• Adanya perbedaan karakter refleksi pada kedua zona dekat sesar.
Lipatan
Adanya pelengkungan horison seismik yang membentuk suatu antiklin maupun sinklin
Diapir (kubah garam)
• Adanya dragging effect yang kuat pada refleksi horison di kanan atau di kiri tubuh diapir sehingga membentuk flank di kedua sisi.
• Adanya penipisan lapisan batuan diatas tubuh diapir
• Dapat terjadi pergeseran sumbu lipatan akibat dragging effect
Intrusi
• dragging effect tidak jelas / sangat kecil.
• batuan sedimen yang tererobos intrusi mengalami melting sehingga struktur perlapisannya menjadi tidak jelas / cenderung chaotic di kanan-kiri intrusi

C. Interpretasi Stratigrafi
Langkah interpretasi stratigrafi seismik- Analisis sekuen seismik
Sekuen seismik dibatasi oleh terminasi horizon seismik (toplap, downlap, dll) yang membatasi sekuen pada bagian atas dan bawahnya.
- Analisis fasies seismik
Deskripsi dan interpretasi geologi berdasarkan parameter – parameter konfigurasi pantulan, kontinuitas pantulan, amplitudo, frekuensi, kecepatan interval dan geometri. Analisa yang dapat secara langsung dilakukan pada sayatan seismik adalah konfigurasi pantulan. Satu sekuen seismik dapat terdiri dari beberapa fasies seismik
- Analisis muka air laut
Penafsiran perubahan muka air laut relatif berdasarkan analisa sekuen dan fasies seismik

Analisis sekuen seismik
• Stratigrafi sekuen : pembagian sedimen berdasarkan kesamaan genetik yang dibatasi dari satuan genetik lain oleh suatu ketidakselarasan atau bidang non deposisi dan keselarasan padanannya
• Penampang seismik dibagi menjadi unit-unit sekuen pengendapan
• Unit-unit sekuen pengendapan dapat diketahui dengan melihat batas sikuen datau pola pengakhiran seismik.
• Erotional truncation : pengakhiran suatu seismik oleh lapisan erosi, merupakan batas sekuen yang paling reliable
•Toplap : pengakhiran updip lapisan pada permukaan yang menutupinya (karena non deposisi atau erosi minor)
• Downlap : lapisan miring yang berakhir secara downdip pada permukaan horisontal/miring (dominan karena non deposisi)
• Onlap : lapisan yang relatif horisontal berakhir pada permukaan miring atau pengakhiran updip lapisan miring pada permukaan yang lebih miring (dominan karena non deposisi)
downlap dan onlap yang kurang dapat dibedakan satusama lain sering dinamakan sebagai baselap

[ Read More ]

Metode Ground Penetrating Radar (GPR)

Ground Penetrating Radar (GPR) merupakan metode geofisika dengan menggunakan teknik elektromagnetik yang dirancang untuk mendeteksi objek yang terkubur di dalam tanah dan mengevaluasi kedalaman objek tersebut. GPR juga dapat digunakan untuk mengetahui kondisi dan karakteristik permukaan bawah tanah tanpa mengebor ataupun menggali tanah. Sistem GPR terdiri atas pengirim (transmitter), yaitu antena yang terhubung ke sumber pulsa (generator pulsa) dengan adanya pengaturan timing circuit, dan bagian penerima (receiver), yaitu antena yang terhubung ke LNA dan ADC yang kemudian terhubung ke unit pengolahan (data processing) serta display sebagai tampilan outputnya.

Berdasarkan blok diagram di atas, masing – masing blok mempunyai fungsi yang cukup penting dan saling ketergantungan. Hal ini dikarenakan GPR merupakan suatu sistem mulai dari penghasilan pulsa pada pulse generator lalu melewati blok-blok yang ada kemudian sampai pada blok display dimana kita dapat melihat bentuk dan kedalaman objek yang dideteksi. Namun dalam hal ini antena memegang peranan yang sangat penting karena menentukan unjuk kerja dari sistem GPR itu sendiri. Adapun faktor yang berpengaruh dalam menentukan tipe antena yang digunakan, sinyal yang ditransmisikan, dan metode pengolahan sinyal yaitu :

1. Jenis objek yang akan dideteksi

2. Kedalaman objek

3. Karakteristik elektrik medium tanah atau properti elektrik.

Dari proses pendeteksian seperti di atas, maka akan didapatkan suatu citra dari letak dan bentuk objek yang terletak di bawah tanah atau dipermukaan tanah. Untuk menghasilkan pendeteksian yang baik, suatu sistem GPR harus memenuhi empat persyaratan sebagai berikut:

1. Kopling radiasi yang efisien ke dalam tanah

2. Penetrasi gelombang elektromagnetik yang efisien

3. Menghasilkan sinyal dengan amplitudo yang besar dari objek yang dideteksi.

4. Bandwidth yang cukup untuk menghasilkan resolusi yang baik.

Prinsip Kerja GPR

Pada dasarnya GPR bekerja dengan memanfaatkan pemantulan sinyal. Semua sistem GPR pasti memiliki rangkaian pemancar (transmitter), yaitu system antena yang terhubung ke sumber pulsa, dan rangkaian penerima (receiver), yaitu sistem antena yang terhubung ke unit pengolahan sinyal. Rangkaian pemancar akan menghasilkan pulsa listrik dengan bentuk, prf (pulse repetition frequency), energi, dan durasi tertentu. Pulsa ini akan dipancarkan oleh antena ke dalam tanah. Pulsa ini akan mengalami atenuasi dan cacat sinyal lainnya selama perambatannya di tanah. Jika tanah bersifat homogen, maka sinyal yang dipantulkan akan sangat kecil. Jika pulsa menabrak suatu inhomogenitas di dalam tanah, maka akan ada sinyal yang dipantulkan ke antena penerima. Sinyal ini kemudian diproses oleh rangkaian penerima. Kedalaman objek dapat diketahui dengan mengukur selang waktu antara pemancaran dan penerimaan pulsa. Dalam selang waktu ini, pulsa akan bolak balik dari antena ke objek dan kembali lagi ke antena. Jika selang waktu dinyatakan dalam t, dan kecepatan propagasi gelombang elektromagnetik dalam tanah v, maka kedalaman objek yang dinyatakan dalam h adalah

Untuk mengetahui kedalaman objek yang dideteksi, kecepatan perambatan dari gelombang elektromagnetik haruslah diketahui. Kecepatan perambatan tersebut tergantung kepada kecepatan cahaya di udara, konstanta dielektrik relative medium perambatan

Ketebalan beberapa medium di dalam tanah dinyatakan dalam d , yaitu

Jika konstanta dieletrik medium semakin besar maka kecepatan gelombang elektromagnetik yang dirambatkan akan semakin kecil. Pulse Repetition Frequency (prf) merupakan nilai yang menyatakan seberapa seringnya pulsa radar diradiasikan ke dalam tanah. Penentuan prf dilandasi dengan kedalaman maksimum yang ingin dicapai. Semakin dalam objek, maka prf juga semakin kecil karena waktu tunggu semakin lama.

Dimana t adalah selang waktu antara pemancaran dan penerimaan pulsa dan H adalah kedalaman maksimum. Daya pulsa yang dipancarkan juga harus disesuaikan dengan kedalaman maksimum ini. Jika H besar, maka daya yang harus digunakan juga harus besar agar sinyal pantul tetap terdeteksi.

Parameter Antena GPR

Peranan antena dalam aplikasi GPR sangat penting dalam menentukan performansi sistem. Pada prinsipnya, kriteria umum untuk sistem antena impuls GPR harus mempertimbangkan kopling yang baik antara antena dengan tanah. Antena GPR biasanya beroperasi dekat dengan tanah (permukaan tanah) maka harus dapat mengirimkan medan elektromagnetik melalui interface antena-tanah secara efektif. Akan tetapi, ketika antena di letakan dekat dengan tanah, interaksi antena-tanah akan berpengaruh besar terhadap impedansi input antena, bergantung jenis tanah dan elevasi antenanya [Turner,1993]. Karena property elektrik tanah sangat dipengaruhi oleh kondisi cuaca, dalam survey GPR biasanya sangat sulit untuk menjaga kestabilan impedansi input karena jenis tanah yang benar-benar berbeda untuk setiap tempat dan kondisi cuaca yang berbeda. Ini mengakibatkan sulitnya mempertahankan kondisi match, antara antena dan feed line untuk memperkecil mismatch loss. Pemilihan jenis antena GPR yang dipakai didasarkan juga pada objek apa yang akan dideteksi. Apabila target objek mempunyai objek yang panjang maka sebaiknya menggunakan antena yang dengan footprint yang lebih panjang. Footprint antena adalah pengumpulan nilai tertinggi dari bentuk gelombang yang dipancarkan oleh antena pada bidang horizontal di dalam tanah atau permukaan tanah di bawah antena. Ukuran footprint antena menentukan resolusi cakupan melintang dari sistem GPR. Secara umum, unjuk kerja optimal GPR dimana footprint antenna harus dapat diperbandingkan dengan penampang melintang horizontal dari target. Berdasarkan keterangan di atas, antena untuk aplikasi GPR harus memperhatikan beberapa hal yaitu :

• Late time ringing

Antena GPR harus mampu meminimalkan late time ringing yang disebabkan oleh refleksi internal terhadap benda–benda (clutter) disekitar target yang mengakibatkan efek masking terhadap objek yang dideteksi. Ada berbagai cara untuk mengurangi late time ringing khususnya dari penggunaan antena dipole yaitu dengan penggunaan lumped resistor. Hal ini sesuai dengan metode Wu King. Namun, penggunaan metode ini sesuai untuk antena dipole yang dibuat pada PCB ( Printed Circuit Board ). Untuk antena wire dipole, hal ini bisa diatasi dengan meletakkan antena tepat di atas permukaan tanah karena sifat lossy dielektrik tanah tersebut mampu meredam sifat ringging dari antena wire dipole, sehingga sinyal tersebut dapat dianalisa dengan cukup akurat.

• Cross-Coupling

Pada konfigurasi antena yang terpisah, tentunya akan menimbulkan crosscoupling. Cross-coupling merupakan sinyal yang dikirimkan secara langsung oleh antena pengirim ke penerima.

Untuk memaksimalkan pada target yang dideteksi maka antara antena pengirim dan penerima harus dipisahkan dengan jarak berdasrkan rumus berikut ini:

Keterangan :

S = Jarak antar antenna pemancar dengan penerima

K = Konstanta propagasi (εr )

Depth = kedalaman penetrasi antenna

• Jarak Antena dengan Tanah

Keterangan :

ηudara = Impedansi karakteristik di udara (Ω)

ηm = Impedansi karakteristik pada medium dengan nilai εr tertentu (Ω)

µr = Permeabilitas bahan (H/m)

εr = Permitivitas bahan (F/m)

L = Jarak antara dua medium yang terpisahkan oleh radome

Antenna Orientations

Pemilihan garis lokasi dan orientasi survey GPR harus diatur agar pendeteksian objek dapat maksimal. Setelah garis dan arah pendeteksian sudah ditentukan, maka penyusunan antena harus sesuai. Adapun tipe – tipe penyusunan antena dapat dilihat pada gambar di bawah ini

Keterangan :

PL = Parallel

PR = Perpendicular

BD = Broadside

EF = Endfire

XPOL = Crosss polarization

à= Line direction

Sunber : http://digilib.ittelkom.ac.id/

[ Read More ]

Metode Gravitasi dalam Geofisika

Di antara sifat fisis batuan yang mampu membedakan antara satu macam batuan dengan batuan lainnya adalah massa jenis batuan. Distribusi massa jenis yang tidak homogen pada batuan penyusus kulit bumi akan memberikan variasi harga medan gravitasi di permukaan bumi. Metode medan gravitasi adalah metode penyelidikan dalam geofisika yang didasarkan pada variasi medan gravitasi di permukaan bumi.

Disribusi massa jenis yang tidak homogen ini dapat disebabkan oleh struktur geologi yang ada di bawah permukaan bumi. Walaupun kontribusi struktur geologi terhadap variasi harga medan gravitasi di permukaan bumi sangat kecil dibandingkan dengan nilai absolutnya, tetapi dengan peralatan yang baik variasi medan gravitasi di permukaan bumi dapat terukur dari titik ke titik sehingga dapat dipetakan. Selanjutnya dari peta tersebut dapat dilakukan interpretasi bentuk atau struktur bawah permukaan.

alam Metode gravitasi, jika suatu batuan berbeda tipe dengan batuan lainnya, makan akan berbeda pula densitasnya, dan jika suatu batuan yang mempunyai densitas lebih tinggi akan mempunyai daya gravitasi yang lebih besar.

Variasi harga medan gravitasi di permukaan bumi tidak hanya disebabkan oleh distribusi massa jenis yang tidak merata, tetapi juga oleh posisi titik amat di permukaan bumi. Hal ini disebabkan oleh adanya bentuk bumi yang tidak bulat sempurna dan relief bumi yang beragam. Untuk itu diperlukan metode-metode tertentu untuk mereduksi pengaruh selain karena distribusi massa jenis.

Metode gravitasi mempunyai beberapa kegunaan, yang diantaranya adalah :

1. Metode gravitasi cocok digunakan dalam pemetaan Salt Dome, karena secara keseluruhan, garam mepunyai densitas yang lebih rendah dibandingkan dengan formasi yang berada disekitarnya.

2. Metode gravitasi jufga dapat digunakan dalam mempelajari air tanah, dan untuk mendeteksi mineral-mineral berat, seperti Chromites ,dll.

3. Metode gravitasi yang menggunakan gravitimeter yang sangat sensitif dapat digunakan untuk mendeteksi terowongan bawah tanah, dan lokasi dari pemakaman-pemakanman di Pyramid.

Selain itu masih ada beberapa kegunaan dari metode ini.

1. I. Teori Medan Gravitasi

Teori medan gravitasi didasarkan pada Hukum Newton tentang medan gravitasi universal. Hokum medan gravitasi Newton menyatakan bahwa gaya tarik antara dua titik massa m₁ dan m₂ yang berjarak r adalah :

(1)

di mana F₁₂ adalah gaya yang dialami benda m₁ dan G adalah tetapan medan gravitasi.

F₁₂ F₂₁

m₁ m₂

Gaya per satuan muatan pada sembarang titik berjarak r dari m₁ didefinisikan sebagai kuat medan gravitasi m₁. Bila m₁ adalah massa bumi, maka kuat medan gravitasi bumi sering disebut dengan percepatan medan gravitasi bumi, yang dirumuskan :

(2)

dengan M adalah massa bumi.

Medan gravitasi merupakan medan konservatif yang merupakan gradien dari suatu fungsi potensial scalar U(r), sebagaimana berikut

F(r) = – Ñ U(r) (3)

Di mana U(r) = – GM / r adalah potensial medan gravitasi bumi.

Hubungan antara besar percepatan medan gravitasi dengan potensial medan gravitasi adalah g = | Ñ U_p |. Percepatan medan gravitasi bumi bervariasi di permukaan bumi dan harganya bergantung pada (a) distribusi massa di bawah permukaan, sebagaimana ditunjukkan oleh fungsi densitas r(r_o) dan (b) bentuk bumi sebenarnya.

[ Read More ]

Metoda 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.

[ Read More ]