Geofisika Eksplorasi

Tugas. Cari mengenai metode eksplorasi geofisika minimal 3, pilih satu satu kemudian jelaskan batuan apa saja yang refleksikan dan sifat-sifat batuannya ! EKSPLORASI GEOFISIKA Metoda geofisika merupakan salah satu metoda yang umum digunakan dalam eksplorasi endapan bahan galian. Metoda ini tergolong kepada metoda tidak langsung, dan sering digunakan pada tahapan eksplorasi pendahuluan (reconnaissance), mendahului kegiatan-kegiatan eksplorasi intensif lainnya. Adapun tahapan-tahapan pekerjaan yang umum digunakan dalam metoda geofisika adalah : ➯

Survei pendahuluan (penentuan lintasan)

➯

Pemancangan (penandataan titik-titik ukur) dalam areal target

➯

Pengukuran lapangan

➯

Pembuatan peta-peta geofisika

➯

Penarikan garis-garis isoanomali

➯

Penggambaran profile

➯

Interpretasi anomaly 1. Metoda Tahanan Jenis (Resistivity) Metoda geolistrik adalah salah satu metoda geofisika untuk menyelidiki

kondisi bawah permukaan, yaitu dengan mempelajari sifat aliran listrik pada batuan di bawah permukaan bumi. Penyelidikan ini meliputi pendeteksian besarnya medan potensial, medan elektromagnetik dan arus listrik yang mengalir di dalam bumi baik secara alamiah (metoda pasif) maupun akibat injeksi arus ke dalam bumi (metoda aktif) dari permukaan.Dengan metoda elektrik (salah satunya tahanan jenis) mempunyai prinsip dasar mengirimkan arus ke bawah permukaan, dan mengukur kembali potensial yang diterima di permukaan. Hanya saja perlu diingat bahwa untuk daerah dengan formasi yang bersifat isolator metoda elektrik ini tidak efektif. Pada Gambar 11 dapat dilihat sebaran arus pada permukaan akibat arus listrik yang dikirim ke bawah permukaan. Garis tegas menunjukkan arus yang dikirim mengalami respon oleh suatu lapisan yang homogenous. Sedangkan arus putus-

putus menunjukkan arus normal dengan nilai yang sama. Garis-garis tersebut disebut dengan garis equipotensial.

Gambar 11.

Garis-garis equipotensial

Berdasarkan harga resistivitas listriknya, batuan/mineral dapat dikelompokkan menjadi tiga : ➯ konduktor baik (10-8<ρ<1 .m) ➯ konduktor sedang (1< <107Ω.m) ➯ konduktor baik ( >107Ω.m) 1.1

Faktor Geometri Dalam melakukan eksplorasi tahanan jenis (resistivitas) diperlukan

pengetahuan secara perbandingan posisi titik pengamatan terhadap sumber arus. Perbedaan letak titik tersebut akan mempengaruhi besar medan listrik yang akan diukur. Besaran koreksi terhadap perbedaan letak titik pengamatan tersebut dinamakan faktor geometri. Faktor geometri diturunkan dari beda potensial yang terjadi antara elektroda potensial MN yang diakibatkan oleh injeksi arus pada elektroda arus AB, yaitu :

∆V = VM - VN =

Iρ  1 1   1 1  − −  −   2π  AM BM   AN BN 

 1 1   1 1  ρ = 2π  − − −   AM BM   AN BN  ∆V ρ=K I

−1

∆V I

Gambar 12.

Susunan jarak elektoda arus dan potensial

Faktor geometri K, merupakan unsur penting dalam perdugaan geolistrik baik pendugaan vertikal maupun horizontal, karena faktor geometri akan tetap untuk posisi AB dan MN yang tetap. 1.2

Konfigurasi Susunan Alat

Untuk mempermudah pekerjaan dan perhitungan interpretasi, penempatan elektroda diatur menurut aturan tertentu. Beberapa aturan tersebut antara lain : a. Metoda Wenner

Gambar 13.

Konfigurasi alat untuk metoda Wenner

Dengan K=2 a Keuntungan dan keterbatasan metoda Wenner : ➯

Sangat sensitif terhadap perubahan lateral setempat (gawir/lensa setempat)

➯

Karena bidang equipotensial untuk benda homogen berupa bola, data lebih mudah diproses atau dimengerti

➯

Jarak elektroda arus dengan potensial relatif lebih pendek dari sehingga daya tembus alat sama lebih besar

➯

Memerlukan tenaga/buruh lebih banyak.

b. Metoda Schlumberger

Gambar 14.

Konfigurasi alat untuk metoda Schlumberger

Dengan

K=

π(L2 − l 2 ) 2l

Keuntungan dan keterbatasan metoda Schlumberger : Tidak terlalu sensitif terhadap adanya perubahan lateral setempat, sehingga

➯

metoda ini dianjurkan untuk penyelidikan dalam ➯

Elektoda potensial tidak terlalu sering dipindahkan, sehingga mengurangi

jumlah tenaga/buruh yang dipakai Perbandingan AB/MN harus diantara 2,5 < AB/MN < 50. c. Metoda Double-dipole (Dipole-dipole) Dengan

 r2  K = π - r 2  a   

Gambar 15.

Susunan konfigurasi metoda Dipole-dipole

d. Metoda Pole-dipole

Gambar 16.

Susunan konfigurasi alat untuk metoda Pole-dipole

Dengan

K= 1.3

2πab b-a

Interpretasi Data

Pada Gambar 17 dapat dilihat contoh grafik hasil pengukuran lapangan dan interpretasi bawah permukaan yang diperkirakan.

Gambar 17.

Apparent resistivity dan interpretasi profil hasil pengukuran.

Metoda yang digunakan dalam interpretasi data tahanan jenis ini adalah metoda pencocokan kurva (curve mutching). Metoda ini dilakukan karena dari data hasil pengukuran lapangan yang kita dapatkan adalah harga resistivitas semu (apparent resestivity) sebagai fungsi dari spasi elektrodanya, ρas = f(AB/2) atau log ρas = log f(AB/2). Ada beberapa tahapan yang dilakukan dalam metode ini, yaitu : ➯

Interpretasi lapangan, yaitu penentuan bentangan maksimal dan penentuan tipe kurva lapangan

➯

Interpretasi awal untuk menentukan harga resistivitas masing-masing lapisan dengan menggunakan kurva standar dan kurva bantu (curve matching partial).

Setelah diperoleh nilai resistivitas lapisan dan ketebalannya, maka selanjutnya dapat kita interpretasikan jenis batuan berdasarkan tabel resistivity beberapa jenis batuan (Tabel 2) ➯

Interpretasi akhir, Pada tahap ini hasil interpretasi pendahuluan harus dikonfirmasikan dengan data lainnya, misalnya data geologi, sehingga informasi yang disajikan lebih lengkap.

Tabel 2.

Harga tahanan jenis beberapa jenis batuan Tipe Batuan Granite Dacite Andecite Diabas Basalt Tuff Marble Soil (lapukan batuan kompak) Clay (lempung) Alluvial dan pasir Limestone (batu gamping) Konglomerat Surface water (pada batuan sedimen) Air payau (3%) Air laut

Resistivity Range (ohm.m) 3.10-2 - 106 2.104(wet) 4,5.104(wet) 1,7.102(dry) 20 - 5.107 10 - 1,3.107 2.103(wet) - 105(dry) 102 - 2,5.108(dry) 10 - 2.103 1 - 100 10 - 800 50 - 107 2,5 - 104 10 - 100 0 -15 0-2

2. Metoda Potensial Diri (Self Potential) Metoda potensial diri pada dasarnya merupakan metoda yang menggunakan sifat tegangan alami suatu massa (endapan) di alam. Hanya saja perlu diingat bahwa anomali yang diberikan oleh metoda potensial diri ini tidak dapat langsung dapat dikatakan sebagai badan bijih tanpa ada pemastian dari metoda lain atau pemastian dari kegiatan geologi lapangan. Karena pengukuran dalam metoda potensial diri diperoleh langsung dari hubungan elektrik dengan bawah permukaan, maka metoda ini tidak baik digunakan pada lapisan-lapisan yang mempunyai sifat pengantar listrik yang tidak baik (isolator), seperti batuan kristalin yang kering.

Potensial diri yang ada di alam dapat dikelompokkan menjadi dua, yaitu : ➯

The small background potenstials, yang mempunyai interval (fraksi)

sampai dengan puluhan mV. Potensial alami ini juga dapat bernilai minus. ➯

Potensial mineralisasi, yang mempunyai orde dari ratusan mV sampai

dengan ribuan mV.

Secara umum, peralatan yang digunakan pada metoda potensial diri ini terdiri dari elektroda, kabel, dan voltmeter. Elektroda yang digunakan terbuat seperti tabung panjang yang diisi dengan larutan CuSO4 dengan porosnya terbuat dari dari tembaga. Tipe lainnya dikenal dengan elektroda Calomel yang diisi oleh KClHgCl2 (lihat Gambar 9). Voltmeter digunakan sebagai penghubung elektrodaelektroda.

Gambar 9.

Elektroda yang digunakan dalam metoda potensial diri

Ada dua alternatif dalam melakukan pengukuran metoda potensial diri ini : ➯

Cara yang pertama, salah satu elektroda tetap, sedangkan yang satu lagi

bergerak pada lintasannya.

➯

Cara yang kedua, kedua elektroda bergerak bersamaan secara simultan,

katakanlah dengan interval 50 m. Hasil pengukuran digrafikkan antara jarak (m) dengan hasil pengukuran (mV). Jika gradien hasil pengukuran memperlihatkan gradien yang tinggi (negatif ke positif yang tinggi) terhadap zero level dapat dijadikan sebagai indikator anomali (titik infleksi), lihat Gambar 10.

Gambar 10.

Potensial diri dan gradien potensial diri sepanjang penampang melintang tubuh bijih.

Hasil dari survei potensial ini disajikan dalam bentuk peta isopotensial, dan interpretasi

dilakukan

terhadap

daerah

anomali

dengan

menggunakan

penampang melintang yang memotong daerah anomali.

3. Metoda Magnetik Beberapa tipe bijih seperti magnetit, ilmenit, dan phirotit yang dibawa oleh bijih sulfida menghasilkan distorsi dalam magnet kerak bumi, dan dapat digunakan untuk melokalisir sebaran bijih. Disamping aplikasi landsung tersebut, metoda magnetik dapat juga digunakan untuk survei prospeksi untuk mendeteksi formasi-formasi pembawa bijih dan gejala-gejala geologi lainnya (seperti sesar, kontak intrusi, dll).

Penggunaan metoda magnetik didalam prospek geofisika adalah berdasarkan atas adanya anomali medan magnet bumi akibat sifat kemagnetan batuan yang berbeda satu terhadap lainnya. Alat untuk mengukur perbedaan kemagnetan tersebut adalah magnetometer. Gaya magnet (F) yang ditimbulkan oleh dua buah kutub yang berjarak (r) dengan muatan masing-masing (m1) dan (m2) adalah : , dimana : µ adalah permeabilitas magnetik medium.

F=

1 m1.m2 . .r µ r2

Kuat medan magnetik (H) pada suatu titik dengan jarak (r) dari muatannya

adalah :

,

H=

m µr

2

.r

Jika suatu benda berada dalam medan magnetik dengan kuat medan (H), maka akan terjadi polarisasi magnetik (I) sebesar : I = k.H, dimana k adalah kerentanan (susceptibilities) magnetik.

Polarisasi magnetik (I) disebut juga dengan intensitas magnetisasi pada suatu medan magnet lemah. Kerentanan magnetik yang merupakan sifat kemagnetan suatu benda/batuan yang besarannya dalam satuan SI atau dalam emu yang diberikan oleh hubungan sebagai berikut : k = 4π.k‘ dimana k’ adalah kerentanan magnetik dalam satuan emu dan k dalam SI. Medan magnetik yang terukur oleh magnetometer (B) adalah medan magnet induksi, sebagai berikut :

B = µ 0H + µ 0kH = (1+ k) µ 0H = (1 + k ) B0

Faktor (1+k) dilambangkan dengan

r

atau dikenal dengan permeabilitas

magnetit relatif. Jika k diabaikan, maka µ0µr = µ, yang dikenal sebagai permeabilitas absolut (ohm.dt/m).

2.1

Sifat Umum Kemagnetan Batuan

Medan magnet bumi secara sederhana

dapat digambarkan sebagai medan

magnet yang ditimbulkan oleh batang magnet raksasa yang terletak didalam inti bumi, namun tidak berimpit dengan pusat bumi. Medan magnet ini dinyatakan dalam besar dan arah (vektor) dimana arahnya dinyatakan dalam deklinasi (penyimpangan

terhadap

arah

utara-selatan

geografis)

dan

inklinasi

(penyimpangan terhadap arah horizontal). Kuat medan magnet yang terukur dipermukaan sebagian besar berasal dari dalam bumi (internal field) mencapai lebih dari 90%, sedangkan sisanya adalah medan magnet dari kerak bumi, yang merupakan target didalam eksplorasi geofisika, dan medan dari luar bumi (external field). Karena medan magnet dari dalam bumi merupakan bagian yang terbesar, maka medan ini sering juga disebut sebagai medan utama yang dihasilkan oleh adanya aktivitas di dalam inti bumi bagian luar (salah satu konsep adanya medan utama ini adalah dari teori dinamo). Mineral-mineral dengan sifat magnet yang cukup tinggi antara lain : ➯ Oksida-oksida besi : FeO – Fe2O3 – TiO2 ➯ Sulfida-sulfida dalam series troilite-phyrotit

2.2

Kerentanan (susceptibilities) Batuan

Kerentanan magnetik merupakan parameter yang menyebabkan timbulnya anomali magnetik dan karena sifatnya yang khas untuk setiap jenis mineral,

khususnya logam, maka parameter ini merupakan salah satu subjek didalam prospek geofisika. Telah diketahui bahwa adanya medan magnet bumi menyebabkan terjadinya induksi magnetik yang besarnya adalah penjumlahan dari medan magnet bumi dan magnet batuan dengan kerentanan magnetik yang cukup tinggi. Besaran ini adalah total medan magnet yang terukur oleh magnetometer apabila remanan magnetiknya dapat diabaikan. Setiap jenis batuan mempunyai sifat dan karakteristik tertentu dalam medan magnet yang dimanifestasikan dalam parameter kerentanan magnetik batuan atau mineralnya (k). Dengan adanya perbedaan dan sifat khusus dari tiap jenis batuan atau mineral inilah yang melandasi digunakannya metoda magnetik untuk kegiatan eksplorasi maupun kepentingan geodinamika. Pada Tabel 1 dapat dilihat daftar kerentanan magnetik (k) beberapa jenis batuan dan mineral yang umum dijumpai.

Tabel 1 Kerentanan magnet dalam beberapa batuan dan mineral (Telford, 1990., dan Parasnis, 1973).

Tipe

Kerentanan

Tipe

Kerentanan

Batuan Dolomite Limestones Sandstones Shales Amphibolite Schist Phyllite Gneiss Quartzite Serpentine Granite Rhyolite Dolorite Diabase Porphyry

(x 103) 0 - 0.9 0 - 0.3 0 - 20 0.01 - 15 0.7 0.3 - 3.0 1.5 0.1 - 25 4.0 3 - 17 0 - 50 0.2 - 35 1 - 35 1 - 160 0.3 - 200

Mineral Graphite Quartz Rock salt Gypsum Calcite Coal Clays Chalcopyrite Siderite Pyrite Limonite Hematite Chromite Ilmenite Magnetite

(x 103) 0.1 -0.01 -0.01 -0.01 -0.001 - 0.01 0.02 0.2 0.4 1-4 0.05 - 5 2.5 0.5 - 35 3 - 110 300 - 3500 1200 19200

Gabbro Basalts Diorite Peridotite

1 - 90 0.2 - 175 0.6 - 120 90 - 200

Tipe Batuan Andesite Porfiri

Kerentanan

Tipe

Kerentanan

(x 103) 160 0.22 - 210

Mineral

(x 103)

Berdasarkan sifat magnetik yang ditunjukkan oleh kerentanan magnetiknya, batuan dan mineral dapat diklasifikasikan dalam :

➯

Diamagnetik, mempunyai kerentanan magnetik (k) negatif dan kecil

artinya bahwa orientasi elektron orbital substansi ini selalu berlawanan arah dengan medan magnet luar. Contohnya : graphite, marble, quarts dan salt. ➯

Paramagnetik, mempunyai harga kerentanan magnetik (k) positif dan

kecil ➯

Ferromagnetik, mempunyai harga kerentanan magnetik (k) positif dan

besar yaitu sekitar 106 kali dari diamagnetik/paramagnetik.

Sifat kemagnetan substansi ini dipengaruhi oleh keadaan suhu, yaitu pada suhu diatas suhu Curie, sifat kemagnetannya hilang. Efek medan magnet dari substansi diamagnetit dan hampir sebagian besar paramagnetik adalah lemah.

Daftar pustaka. 1.

Parasnis, D.S., Mining Geophysics., Elsevier Scientifics Publishing Company, New York, 1973

2.

Telford, W.M., L.P. Goldart., R.E. Sheriff., Applied Geophysics, Second Edition, Cambridge University Press., 1990

3.

____________, Buku Pegangan Kuliah Lapangan Geofisika, edisi kedua, Program Studi Teknik Geofisika, Jurusan Teknik Geologi, FTM-ITB, 1997

DEPARTEMEN PENDIDIKAN NASIONAL UNIVERSITAS HASANUDDIN FAKULTAS TEKNIK PROGRAM STUDI TEKNIK PERTAMBANGAN

TUGAS GEOLOGI STRUKTUR REVERSE FAULT, THRUST FAULT, OVERTHRUST FAULT

KELOMPOK : RISKA TRIANASARI

D62106008

ZULFITRAH

D62106009

ARDY ANSHAR

D62106017

BASIR NURDIN

D62106044

IRAWATI ANWAR N

MAKASSAR 2008

D62106052