METODA GEOLISTRIK

Geolistrik merupakan salah satu metoda geofisika yang digunakan untuk mengetahui kondisi bawah permukaan dengan mempelajari sifat listrik di dalam bumi dan cara mendeteksinya di permukaan bumi. Dalam metoda geolistrik dilakukan pengukuran beda potensial, arus, dan elektromagnetik yang terjadi secara alamiah maupun akibat pengijeksian arus ke dalam bumi. Data tersebut kemudian menjadi dasar untuk penginterpretasian kondisi bawah permukaan. Alat yang digunakan dalam pengukuran geolistrik yaitu resistivity meter.

Dalam metoda geolistrik terdapat beberapa jenis konfigurasi berdasarkan letak (konfigurasi) elektroda, yaitu: (1) Konfigurasi Wenner, (2) Konfigurasi Schlumberger, (3) Konfigurasi dipole-dipole, dan lain-lain. Masing-masing memiliki kelebihan dan kekurangan. Oleh karena itu, dalam melakukan pengukuran kita harus mengetahui dengan jelas tujuan dari pengukuran yang dilakukan agar kita dapat memilih konfigurasi yang cocok dan efisien untuk digunakan.

Metode geolistrik lebih efektif jika digunakan untuk eksplorasi yang sifatnya dangkal, jarang memberikan informasi lapisan di kedalaman lebih dari 1000 atau 1500 kaki. Keunggalan dari metode geolistrik ini adalah peralatannya relative murah dibandingkan dengan metode lainnya, biaya survei relatif murah, dan waktu yang dibutuhkan relative sangat cepat.

 

ü Metode Pengukuran Geolistrik

1.      Konfigurasi Wenner

Metode ini diperkenalkan oleh Wenner (1915). Konfigurasi Wenner merupakan salah satu konfigurasi yang sering digunakan dalam eksplorasi geolistrik dengan susunan jarak spasi sama panjang (r1 = r₄ = a danr₂= r₃ = 2a). Jarak antara elektroda arus adalah tiga kalijarak elektroda potensial, jarak potensial dengan titik souding-nya adalah a/2, maka jarak masing-masing elektrodaarus dengan titik soundingnya adalah 3a/2. Target kedalaman yang mampu dicapai pada metode ini adalah a/2. Dalam akuisisi data lapangan susunan elektrodaarus dan potensial diletakkan simetri dengan titik sounding.

Pada konfigurasi Wenner jarak antara elektroda arus dan elektroda potensial adalah sama. Seperti yang tertera pada gambar 1.

Parameter yang di ukur :

1)      Jarak antara stasiun dengan elektroda-elektroda (jarak AM = BN = a dan

AN = BM = 2a)

2)      Arus (I)

3)      Beda potensial (ΔV)

Parameter yang dihitung:

1)      Tahanan jenis (R = V/I )

2)      Faktor geometrik ( K = 2πa )

3)      Resistivitas semu ( )

2.      Konfigurasi Schlumberger

Prinsip konfigurasi Schlumberger idealnya jarak MN dibuat sekecil-kecilnya, sehingga jarak MN secara teoritis tidak berubah. Tetapi karena keterbatasan kepekaan alat ukur, maka ketika jarak AB sudah relative besar maka jarak MN hendaknya dirubah. Perubahan jarak MN hendaknya tidak lebih besar dari 1/5 jarak AB seperti pada gambar 2. Kelemahan dari konfigurasi Schlumberger adalah pembacaan tegangan pada elektroda MN adalah lebih kecil terutama ketika jarak AB yang relative jauh, sehingga diperlukan alat ukur multimeter yang mempunyai karakteristik high impedance dengan mengatur tegangan minimal 4 atau 2 digit di belakang koma atau dengan cara peralatan arus yang mempunyai tegangan listrik DC yang sangat tinggi. Keunggulan konfigurasi Schlumberger adalah kemampuan untuk mendeteksi adanya sifat tidak homogeny lapisan batuan pada permukaan, yaitu dengan membandingkan nilai resistivitas semu ketika terjadi perubahan jarak elektroda MN/2 (Anonim, 2007).

Gambar 2. Konfigurasi Schlumberger (Anonim, 2007)

Parameter yang di ukur :

4)      Jarak antara stasiun dengan elektroda-elektroda (AB/2 dan MN/2)

5)      Arus (I)

6)      Beda potensial (ΔV)

Parameter yang dihitung:

4)      Tahanan jenis (R = V/I )

2)      Faktor geometrik ( K = π )

6)      Resistivitas semu ( )

Analisis data dilakukan dengan 2 cara, yaitu:

1)      Matching Curve

Teknik Matching Curve merupakan suatu bagian dari proses penginterpretasian secara Vertical Elektric Sounding (VES) yang diperoleh data berupa horizontal. Metoda ini melibatkan suatu perbandingan dari pengukuran kurva dengan beberapa kurva induk. Teknik kurva penafsiran untuk interpretasi Schlumberger kurva VES menggunakan Ebert Garph seperti pada gambar 3 dan dua lapisan kurva induk seperti pada gambar 4.

Gambar 3. Macam-macam tipe Anulari Graph (Ebert Garph) (Patra, H.P dan Nath, S.K., 1999)

Gambar 4. Rangkaian Teori Master Curves (Patra, H.P dan Nath, S.K., 1999)

2)      Software IPI2win

IPI2win digunakan untuk memecahkan masalah-masalah geologi sesuai dengan kurva pendugaan yang dihasilkan.

3.      Konfigurasi Dipole-pole

Metode geolistrik resistivitas konfigurasi dipole-dipole dapat diterapkan untuk tujuan mendapatkan gambaran bawah permukaan pada obyek yang penetrasinya relatif lebih dalam dibandingkan dengan metode sounding lainnya seperti konfigurasi wenner dan konfigurasi schlumberger. Metode ini sering digunakan dalam surveisurvei resistivitas karena rendahnya efek elektromagnetik yang ditimbulkan antara sirkuit arus dan potensial (Loke, 1999).

Susunan elektroda konfigurasi dipole-dipole dapat dilihat pada gambar …… Spasi antara dua elektroda arus dan elektroda potensial sama yaitu a. Konfigurasi ini mempunyai faktor lain yaitu n yang merupakan rasio jarak antara elektroda C1 dan P1 ke C2 – C1 atau P₁ – P₂ dengan jarak pisah a.

Pengukuran ini dilakukan dengan memindahkan elektroda potensial pada suatu penampang dengan elektroda arus tetap, kemudian pemindahan elektroda arus pada spasi n berikutnya diikuti oleh pemindahan elektroda potensial sepanjang penampang seterusnya hingga pengukuran elektroda arus pada titik terakhir di penampang itu. Konfigurasi dipole mempunyai dua bagian utama ‘Current Dipole’ (AB) dan ‘PotentialDipole’ (MN), yang letaknya tidak segaris dan simetris.

Gambar 5. Elektroda dan potensial pada konfigurasi dipole-dipole (Reynolds, 1997)

Nilai resistivitas semu dari konfigurasi dipole-dipole adalah

Dengan K = n(n + 1)(n + 2) πa

 

 

 

DAFTAR PUSTAKA

Wijaya A.S. 2015. Aplikasi Metode Geolistrik Resistivitas Konfigurasi Wenner untuk Menentukan Struktur Tanah di Halaman Belakang SCC ITS Surabaya. Surabaya

Broto Sudaryo, dkk. 2008. Pengolahan Data Geolistrik dengan Metode Schlumberger. Jurusan Teknik Geologi, Fakultas Teknik, UNDIP.

____ . 2007. Geolistrik. http://www.w3.org/TR/xhtml1-transitional.dtd .(Online, diakses pada tanggal 25 Maret 2017)

Asisten Geofisika. 2006. Praktikum Geofisika. Lab. Geofisika Fakultas Teknologi Mineral UPN: Yogyakarta

Sunaryo, dkk. 2003. Penentuan Lapisan Aquifer dengan Metode Geolistrik Resistiveitas di Desa Tempuran, Jatilangkung dan Awang-awang, Kec. Pungging, Kab. Mojokerto. UNIBRAW: Malang

Patra, H.P dan Nath, S.K., 1999. Schlumberger Geoelectric Sounding In Groundwater. Departement of Geology & Geophysics, Indian Institute of Technology: Kharagpur West Bengal India.

Effendy, V.N. 2012. Aplikasi Metode Geolistrik Konfigurasi Dipole-Dipole untuk Mendeteksi Mineral Mangan (Physical Modeling). Universitas Jember

Reynolds, J.M. 1997. An Introduction to Applied and Enviromental Geophysics. NewYork : John Wiley& Sons.

METODE GRAVITASI

Metode gravitasi merupakan salah satu metode geofisikayang didasarkan pada pencarian perbedaan kecil medan gravitasi akibat adanya perbedaan nilai rapat massa materialpada bawah permukaan. Karena metode gravitasi dapat mengetahui perbedaan rapat massa suatu material denganlingkungan sekitarnya, metode ini dapat memperkirakanstruktur bawah permukaan, sehingga sering digunakan dalameksplorasi, baik untuk eksplorasi minyak maupun eksplorasimineral lainnya. Dalam pengukuran metode gravitasi, nilaiyang diperoleh bukan merupakan nilai gravitasi asli wilayahtersebut, melainkan ada beberapa faktor lain yangmempengaruhinya, antara lain ketinggian wilayah pengamatan,perbedaan lintang, pasang surut, topografi, kesalahan pada alat, dan lain-lain.

Metode gravitasi biasanya digunakan untuk survei awaldalam eksplorasi, umumnya digunakan dalam eksplorasiminyak, yakni digunakan untuk menemukan struktur yangdianggap sebagai oil trap.

Gambar 1. Ilustrasi pengukuran gravity

Gambar 1 dapat diketahui bahwa ada beberapa titikpengukuran yang memiliki nilai gravityyang lebih besar dibandingkan dengan titik pengukuran sekitarnya. Hal tersebut mengindikasikan bahwa di bawah permukaan memiliki nilai ensitas yang berbeda, tergantung batuan atau material yang terdapat di bawah permukaan tersebut. Semakin tinggi nilaidensitas suatu wilayah, maka nilai gravitasinya juga semakin besar. Selain itu, nilai gravitasi suatu wilayah akan besarapabila pengukuran dilakukan pada daerah yang tinggi. Pengukuran nilai gravitasi dilakukan dengan menggunakan alat gravimeter yang memiliki ketelitian tinggi sehingga mampu mengetahui adanya perbedaan nilai gravity suatu material dengan lingkungan sekitarnya.

Harga gravitasi yang terukur pada alat gravimeter bukannilai gravity asli pada titik pengukuran tersebut, melainkan total gaya percepatan yang dimiliki oleh suatu titik akibatberbagai sumber. Beberapa sumber yang mempengaruhi pengukuran gravityantara lain:

·         Posisi bumi dalam pergerakan tata surya, terutama bulan dan matahari (pasang surut)

·         Perbedaan lintang dipermukaan bumi

·         Perbedaan ketinggian permukaan bumi (elevasi)

·         Efek topografi

·         Perubahan rapat massa disuatu tempat(densitas bawah permukaan)

Untuk menghindari efek perubahan nilai gravitasi akibat adanya pengaruh yang tidak dikehendaki, maka dalamperhitungan nilai gravitydiperlukan adanya koreksi.

Ø  Koreksi-koreksi Metode Gravitasi

1.      Drift and Tidal Correction (Koreksi Kemuluran dan Pasang Surut)

Koreksi ini drift dilakukan karena adanya kemularan alat (pegas) ketika dilakukan pengukuran. Setelah dipakai berulang-ulang pada satu hari survey maka pegas tersebut akan mengalami kemuluran, untuk koreksinya adalah dengan kembali melakukan pengukuran di titik base sesering mungkin. Pengukuran kembali di titik base dapat dilakukan setiap satu atau dua jam sekali tergantung kondisi yang terjadi dilapangan.

Koreksi tidal merupakan koreksi yang dilakukan untuk menghilangkan efek tarikan gravitasi dari benda-benda ruang angkasa yang berubah terhadap waktu. Biasanya koreksi ini dilakukan bersamaan dengan koreksi drift. Persamaannya dapat dituliskan sebagai berikut.

dengan:

= gravitasi pada titik survey ke-i

= gravitasi pada titik base pada akhir pengukuran di hari tersebut

= gravitasi pada titik base pada awal pengukuran di hari tersebut

= waktu pengukuran pada titik survey ke-i

= waktu pengukuran pada titik base pada awal pengukuran di hari tersebut

 

= waktu pengukuran pada titik base pada akhir pengukuran di hari tersebut

>

Gambar 2. Koreksi drift dan tidal

Gambar 3. Mekanisme kerja gravimeter

2.    Latitude Correction (Koreksi Lintang)

Koreksi ini dilakukan untuk mengoreksi nilai gaya berat pada setiap lintang geografis yang disebabkan oleh bentuk bumi yang ellipsoid dan adanya gaya sentrifugal yang disebabkan oleh rotasi bumi. Persamaan untuk kkoreksi lintang adalah:

g_n= 978031.85 (1+5.278895x10^-3sin²(lat) + 2.3462x10^-5sin⁴(lat)) (mgal)

Gambar 4. Pengaruh bentuk bumi terhadap percepatan gravitasi

3.    Free Air Correction (Koreksi Udara bebas)

Koreksi ini untuk menghilangkan pengaruh dari ketinggian terhadap nilai pengukuran pada suatu titik pengamatan.

g_fa = - 0.3086 x h (mgal)

dengan h adalah ketinggian stasiun titik pengamatan dari permukaan laut.

Gambar 4. Perbedaan nilai pengukuran percepatan gravitasi pada permukaan bumi dengan pengukuran pada ketinggian tertentu

4.    Bouger Slab Correction (Koreksi Bouger)

Koreksi ini merupakan koreksi pertama yang dilakukan untuk perhitungan kelebihan massa pada titik observasi terhadap permukaan laut. Selain itu, koreksi ini menghitung defisiensi massa pada titik observasi yang terletak di bawah permukaan laut. Bentuk persamaan dari koreksi ini adalah:

GB = g_obs – g_n + 0.3086h – 0.04193rh (mgal)

dengan r adalah densitas rata-rata dari batuan disekitar area survey.

5.    Terrain Correction (Koreksi Topografi)

Koreksi ini menghitung variasi percepatan gravitasi yang disebabkan variasi dari topografi pada setiap titik observasi. Bentuk dari persamaannya adalah:

GB = g_obs – g_n + 0.3086h – 0.04193rh (mgal)

Besarnya nilai gravitasi yang benar-benar ditimbulkan oleh sumber batuan bawah permukaan dikenal dengan anomaly gravitasi atau disebut juga anomaly Bouger. Anomali gravitasi menggambarkan variasi lateral dari densitas batuan yang secara tidak langsung menggambarkan struktur geologi bawah permukaan. Hal ini menyebabkan metoda gravitasi digunakan sebagai survey geofisika tahap awal dalam eksplorasi minyak, tambang, maupun panas bumi.

 

 

DAFTAR PUSTAKA

Lutfia, P.I.A, dkk. 2012. Eksplorasi Parameter Fisik Cekungan Migas di Perairan Blok Ambalat dengan Metode Gravitasi. Institut Teknologi Sepuluh Nopember: Surabaya

Budi, Aditya. 2009. Teori Dasar Metode Gravitasi. Institut Teknologi Bandung:Bandung