LAPORAN WORKSHOP GEOFISIKA

MENGGALI POTENSI PANAS BUMI DI KABUPATEN TIRIS, PROBOLINGGO,

JAWA TIMUR MENGGUNAKAN METODE-METODE GEOFISIKA

Disusun Oleh :

Kelompok 3

M. Tajul Arifin Arifin Dipika Anggun

Fitra Sulestianson Rofi Ridho Nurbilad

M. Rizqi Ridha Afifah Nurmaulina

Akbar Putra Puspita Puji Winarni

Dwi Wahyu P Rya Yudi

BIDANG MINAT GEOFISIKA

JURUSAN FISIKA

FAKULTAS MATEMATIKA DAN ILMU PENGETAHUAN ALAM

UNIVERSITAS BRAWIJAYA

MALANG

2014

2

KATA PENGANTAR

Bismillahiroohmanirrohim

Puji syukur kehadirat Allah subhanahu wa ta’ala yang Maha Pengasih dan Penyayang

serta shalawat serta salam penulis haturkan kepada Baginda Rasulullah shalaullahu wa salam

yang telah membawa manusia ke zaman yang terang benderang seperti saat ini. Berkat rahmat

Allah-lah penulis dapat menyelesaikan laporan mata kuliah workshop geofisika ini dengan

judul MENGGALI POTENSI PANAS BUMI DI KABUPATEN TIRIS,

PROBOLINGGO, JAWA TIMUR MENGGUNAKAN METODE-METODE

GEOFISIKA dengan baik. Laporan ini merupakan salah satu persyaratan untuk memenuhi

mata kuliah workshop geofisika pada Bidang Minat Geofisika, Jurusan Fisika, Fakultas

Matematika dan Ilmu Pengetahuan Alam, Universitas Brawijaya, Malang.

Di dalam pelaksanaan dan penulisan laporan ini, penulis telah banyak dibantu oleh banyak

pihak. Sehingga, izinkan penulis untuk mengucapkan terima kasih kepada :

1. Bapak Sukir Maryanto dan Bapak Sunaryo sebagia dosen pengampu mata kuliah workshop

geofisika tahun ajaran 2013-2014.

2. Mas Aulia, Mas Rizky Gustriansyah, Mas Andre, dan Mbak Dwi sebagai asisten mata

kuliah workshop geofisika tahun ajaran 2013-2014

3. Pemerintahan kabupaten Probolinggo, Jawa Timur yang telah mengizinkan mahasiswa

Geofisika Universitas Brawijaya melakukan penelitian.

4. Masyarakat Tiris yang banyak menolong mahasiswa Geofisika Universitas Brawijaya

dalam keseharian.

5. Teman-teman Geofisika angkatan 2011, sebagai rekan seperjuangan dalam suka maupun

duka selama hampir tiga tahun lebih ini.

Dalam laporan ini, penulis mengangkat pembahasan mengenai metode-metode geofisika

(Metode Gravity, Metode Magnetik, Metode Seismik Refraksi, Metode Resistivity, dan

Metode Ground Penetrating Radar) yang diaplikasikan untuk menggali potensi panas bumi di

Tiris Kabupaten Probolinggo, Jawa Timur.

Penulis sadar masih banyak kekurangan dalam penelitian yang telah dilakukan. Untuk

kritik dan saran dapat langsung disampaikan kepada penulis atau melalui alamat email

rofiridho@yahoo.com. Semoga tulisan ini dapat bermanfaat bagi penulis maupun pembaca.

3

Malang, Desember 2014

Penulis

4

DAFTAR ISI

KATA PENGANTAR ............................................................................................................................ 2

DAFTAR ISI ........................................................................................................................................... 4

BAB I ...................................................................................................................................................... 6

PENDAHULUAN .................................................................................................................................. 6

1.1 Latar Belakang ............................................................................................................................ 6

1.2 Rumusan Masalah ...................................................................................................................... 6

1.3 Batasan Masalah ......................................................................................................................... 7

1.4 Tujuan Penelitian ........................................................................................................................ 7

1.5 Manfaat Penelitian ...................................................................................................................... 7

BAB II ..................................................................................................................................................... 8

TINJAUAN PUSTAKA ......................................................................................................................... 8

2.1 Daerah Penelitian .................................................................................................................. 8

2.2 Panas Bumi ............................................................................................................................ 9

2.3 Metode-Metode Geofisika .................................................................................................. 10

2.3.1 Metode Seismik Refraksi ..................................................................................................... 11

2.3.2 Metode Geolistrik ............................................................................................................... 18

2.3.3 Metode Gaya Berat .............................................................................................................. 26

2.3.4 Metode Ground Penetrating Radar...................................................................................... 34

2.3.5 Metode Magnetik ................................................................................................................. 49

BAB III ................................................................................................................................................. 54

METODE PENELITIAN ...................................................................................................................... 54

3.1 Waktu dan Tempat ................................................................................................................... 54

3.2 Data dan Peralatan Penelitian ................................................................................................. 54

3.3 Prosedur Penelitian ................................................................................................................... 57

Konversi dan Koreksi Data ....................................................................................................... 63

Koreksi tidal .............................................................................................................................. 63

Koreksi apungan (drift correction) ........................................................................................... 64

Koreksi lintang .......................................................................................................................... 64

Koreksi udara bebas (free air correction) ................................................................................. 64

Koreksi medan (terrain correction) .......................................................................................... 64

Koreksi bouguer (bouguer correction) ..................................................................................... 65

Penggambaran Kontur Anomali Bouguer ................................................................................. 65

Pemisahan anomali Regional dan Residual .............................................................................. 66

5

Pemodelan Geologi ................................................................................................................... 68

3.4 Alur Penelitian .......................................................................................................................... 79

BAB IV ................................................................................................................................................. 82

HASIL DAN PEMBAHASAN ............................................................................................................. 82

4.1 Data Hasil Pembahasan ............................................................................................................ 82

4.2 Analisa Prosedur ....................................................................................................................... 84

4.3 Analisa Hasil ........................................................................................................................ 86

c. Metode Gravity ......................................................................................................................... 99

Anomali Bouguer Lengkap ....................................................................................................... 99

Pemisahan Anomali Regional dan Residual ........................................................................... 100

Pemodelan Geologi ................................................................................................................. 102

d. GPR ......................................................................................................................................... 103

Line 1 .......................................................................................................................................... 105

BAB V ................................................................................................................................................ 110

PENUTUP .......................................................................................................................................... 110

5.1 Kesimpulan ........................................................................................................................ 110

5.2 Saran ........................................................................................................................................ 110

DAFTAR PUSTAKA ......................................................................................................................... 112

LAMPIRAN ........................................................................................................................................ 114

LAMPIRAN I ..................................................................................................................................... 114

LAMPIRAN II .................................................................................................................................... 119

LAMPIRAN III ................................................................................................................................... 124

LAMPIRAN IV .................................................................................................................................. 129

LAMPIRAN V .................................................................................................................................... 134

6

BAB I

PENDAHULUAN

1.1 Latar Belakang

Energi memiliki peran penting dalam kelangsungan hidup manusia, salah satunya adalah

energi listrik. Hingga saat ini sumber energi di sektor kelistrikan masih didominasi oleh

batubara, gas dan minyak bumi sebagai bahan bakar pembangkit listrik, baik yang dimiliki

PLN maupun swasta atau IPP (Independent Power Producer). Dimana perhatian lebih khusus

saat ini pada energy terbarukan, yaitu energi panas bumi. Energi panas bumi berasal dari

sumber energi panas yang terkandung di dalam air panas, uap air, dan batuan bersama mineral

ikutan dan gas lainnya.

Tercatat potensi panas bumi di Indonesia tersebar dalam 276 titik dengan total potensi

sebesar 29.038 MW, yaitu terbesar ketiga di dunia. Sedangkan untuk potensi yang ada pada

Jawa Timur diperkirakan mencapai kurang lebih ada 11 lokasi sumber panasbumi di Jawa

Timur, diantaranya yaitu Welirang- Arjuno, Wilis-Argopuro, tiris-lamongan dan Blawan-Ijen

yang diperkirakan mempunyai cadangan sebesar 479 MWe dan sumber daya sebesar 203

MWe.

Potensi sumber energi panas bumi pada daerah Tiris yaitu berasal G. Lamongan dan dekat

dengan G. Argopuro. Kedua gunung ini memberikan andil cukup besar sebagai sumber panas

di daerah Tiris. Terdapat penelitian-penelitian yang telah dilakukan sebelumnya mulai dari

penelitian geofisika, geologi, hingga geokimia di daerah ini sebagai bentuk pengembangan

potensi daerah panas bumi. Namun, masih belum cukup bukti untuk menyatakan posisi sumber

air panas tersebut karena hanya mengetahui dari kenampakan diatas permukaan tanah saja.

Dengan dilakukannya workshop geofisika oleh mahasiswa-mahasiswa Geofisika

Universitas Brawijaya diharapkan data-data yang ada dibuat untuk penelitian dan pembelajaran

lebih lanjut mengenai potensi panas bumi sebagai sumber energy terbarukan di daerah Jawa

Timur.

1.2 Rumusan Masalah

Berdasarkan pada uraian latar belakang, maka dapat dirumuskan permasalahan dalam

penelitian ini sebagai berikut:

7

1. Bagaimana korelasi metode-metode geofisika untuk mengidentifikasi potensi panas

bumi di Tiris, Probolinggo ?

2. Bagaimana respon bawah permukaan yang dihasilkan dari masing-masing metode

geofisika pada daerah penelitian ?

1.3 Batasan Masalah

Penelitian dibatasi pada beberapa hal berikut :

1. Metode geofisika yang digunakan adalah metode resistivitas, metode seismic refraksi,

metode magnetic, metode gravity, dan metode GPR

2. Pengolahan data dilakukan dengan menggunakan berbagai software sesuai dengan

metode yang diimplementasikan untuk mendapatkan output

3. Pengolahan data dilakukansampai mendapatkan model bawah permukaan pada masing-

masing metode agar siap untuk diinterpretasi lebih lanjut

4. Penelitian disesuaikan dengan design survey yang telah ditentukan asisten, namun dalam

beberapa metode tidak sesuia dikarenakan kondisi topografi daerah.

1.4 Tujuan Penelitian

Tujuan dari penelitian ini yaitu :

1. Menentukan potensi panas bumi di daerah Tiris, Probolinggo dengan metode geofisika?

2. Menentukan korelasi antar metode geofisikapada daerah penelitian panas bumi ?

1.5 Manfaat Penelitian

Hasil penelitian ini diharapkan dapat memberikan informasi mengenai jenis batuan

bawah permukaan dan indikasi aliran fluida, serta sebagai pertimbangan bagi instansi terkait

dalam pemanfaatan energi panasbumi di sekitar manifestasi panasbumi Tiris.

8

BAB II

TINJAUAN PUSTAKA

2.1 Daerah Penelitian

Kabupaten Probolinggo merupakan salah satu Kabupaten yang terletak di Provinsi Jawa

Timur berada pada posisi 112’50’ – 113’30’ Bujur Timur (BT) dan 7’ 40’ – 8’ 10’ Lintang

Selatan (LS), dengan luas wilayah sekitar 169.616,65 Ha atau + 1.696,17 km2 (1,07 % dari

luas daratan dan lautan Propinsi Jawa Timur). Dilihat dari geografisnya Kabupaten

Probolinggo terletak di lereng pegunungan yang membujur dari Barat ke Timur, yaitu Gunung

Smeru, Argopuro, Lamongan dan Tengger. Selain itu terdapat gunung lainnya, yaitu Gunung

Bromo, Widoda, Jombang, Cemoro Lawang, Malang dan Batujajar. (Anonymous. 2014)

Potensi energi panasbumi ditunjukkan oleh kemunculan mataair panas di Kecamatan Tiris.

Mata air panas keluar dari rekahan-rekahan pada batuan breksi andesit. Di sekitar mata air

panas secara umum ditemukan adanya endapan berwarna kuning kemerahan dan sedikit

berbau belerang, endapan ini merupakan unsur besi yang keluar bersama air panas tersebut

dan mengalami oksidasi sehingga menunjukan warna seperti karat (Nugroho, 2012).

Gambar 1 1 Peta Kabuopaten Probolinggo (Anonymous. 2014)

9

Gambar 1 2 Model tentatif panasbumi Tiris (Dinas ESDM Jawa Timur, 2010)

Secara morfologi seperti nampak pada gambar 2.2, daerah penelitian merupakan lembah

antar Gunung Argopuro dan Gunung Lamongan. Gambar 2.2 belum dapat menunjukkan

arah patahan dan reservoar panasbumi yang berada diantara Gunung Argopuro dan Gunung

Lamongan. Model tentatif merupakan perkiraaan awal dari survei geologi, untuk mana

dibutuhkan studi geofisika untuk memastikan posisi sumber energi panas bumi Tiris (Dinas

ESDM Jawa Timur, 2010).

2.2 Panas Bumi

Menurut Hamblin (1992) bumi pada awalnya terbentuknya diyakini berupa material

lelehan (molten material). Dengan mendinginnya permukaan terbentuklah kulut luar (kerak)

yang padat. Di bawah kerak tersebut terdapat mantel bumi. Bagian luar mantel disebut

astenosfer tersusun atas material lelehan panas bersifat plastis yng disebut magma. Dibawah

astenosfer terdapat mesosfer yang tersusun atas batuan yang lebih kuat dan padat dibandingkan

astenosfer. Bagian tengah bumi adalah inti bumi yang tersusun ataas inti luar dan inti dalam

inti dakam bersifat padat dan inti luat bersudat likuid. Panas awal pada saat pembentukan bumi

serta panas akibat peluruhan radioaktif merupakan sumber panas tubuh bumi dan pengontrol

aliran pasana permukaan bumi (Utami, Pri. 1998)

10

Gambar 1 3 Model konseptual system panasbumi yang berasosiasi dengan sumber panas

magmatic. Garis-garis lengkung dengan anak panah menunjukkan pergerakan fluida. Garis-

garis lengkung dengan angka-angka menunjukkan daerah dengan kesamaan suhu

Dari hasil survey dilaporkan bahwa di Indonesia terdapat 217 prospek panasbumi, yaitu di

sepanjang jalur vulkanik mulai dari bagian Barat Sumatera,terus ke Pulau Jawa, Bali,

Nusatenggara dan kemudian membelok ke arah utara melalui Maluku dan Sulawesi. Survey

yang dilakukan selanjutnya telah berhasil menemukan beberapa daerah prospek baru sehingga

jumlahnya meningkat menjadi 256 prospek, yaitu 84 prospek di Sumatera, 76 prospek di Jawa,

51 prospek di Sulawesi, 21 prospek di Nusatenggara, 3 prospek di Irian, 15 prospek di Maluku

dan 5 prospek di Kalimantan. Sistim Panas bumi di Indonesia umumnya merupakan sistim

hidrothermal yang mempunyai temperatur tinggi (>225oC),Hanya beberapa diantaranya yang

mempunyai temperatur sedang (150‐225oC) (Nenny,Saptadji. 2014)

2.3 Metode-Metode Geofisika

Berhasil atau tidaknya penyelidikan geofisika ditentukan oleh beberapa faktor antara lain,

yaitu penentuan metoda yang tepat, akurasi alat, pengambilan data yang akurat dalam hal ini

kualitas operator, pengolahan data yang harus di dukung dengan fasilitas yang memadai seperti

perangkat lunak dan keras, penafsiran/ interpretasi data yang didukung oleh kemampuan

individu yang tinggi. (Idral, Alanda. 2009)

11

2.3.1 Metode Seismik Refraksi

2.3.1.1 Pengertian Metode Seismik Refraksi

Seismik refraksi adalah salah satu metoda geofisika untuk mengetahui informasi

yang paling cepat dan tepat dalam menghitung kedalaman lapisan dan kekuatan batuan

(strength) di bawah permukan tanah dan juga material batuan yang dibutuhkan. (Mezak,

P.1998). seismik refraksi hanya memfokuskan pada first arrival(waktu tiba gelombang

pertama kali), sehingga lebih mudah dan simple untuk digunakan. seismik refraksi

mampu mendeteksi hingga kedalaman sekitar 1/4 hingga 1/10 dari geophone

spread(Reynolds, 1986)

Seismik refraksi adalah metoda geofisika eksplorasi yang menggunakan sifat

pembiasan gelombang seismik untuk mempelajari keadaan bawah permukaan. Asumsi

dasar yang digunakan menggunakan pendekatan bahwa batas-batas perlapisan batuan

merupakan bidang datar dan miring, terdiri dari satu lapis atau banyak lapis, serta

kecepatan seismik bersifat seragam pada setiap lapisan. Umumnya seismik refraksi

digunakan untuk memperkirakan kedalaman lapisan batuan yang lapuk, tetapi dapat pula

digunakan untuk mendeteksi lapisan lain di bawah zona pelapukan tersebut. Pada

eksplorasi minyak & gas bumi, penentuan kedalaman zona pelapukan berguna untuk

mengetahui kedalaman geophone pada metode seismik refleksi. Metode seismik refraksi

banyak digunakan pada studi geologi teknik, ekplorasi mineral, penyelidikan air tanah,

pertambangan, geodinamik, arkeologi, pertanian dan studi regional geologi lainnya.

(Ahsan, Muhammad. 2013)

2.3.1.2 Konsep Dasar Metode Seismik Refraksi

Metode pembiasan gelombang seismik (seismic refraction method) adalah suatu

metode geofisika khususnya untuk industry perminyakan (Triumf, 1992). Metode ini

didasarkan kepada perekaman waktu kedatangan perambatan gelombang seismic Primer

12

(gelombang P) yang dihasilkan dari suatu sumber gelombang buatan. (Purnomo, Adi,

dkk, 2010).

Ketika energi gelombang dari suatu sumber mekanik dihasilkan di atas

permukaan tanah, pada selang waktu tertentu satu rangkaian sensor geopon (geophones)

yang diletakkan di permukaan tanah akan menerima sinyal dari energi gelombang yang

merambat secara langsung dan yang terpantulkan dalam tanah (Gambar 2.1). Kedatangan

corak amplitudo gelombang pertama kali dalam rekaman seismograf diindentifikasi

sebagai gelombang P. Karena gelombang ini merambat tercepat dibandingkan dengan

gelombang seismik lainnya (Yuan et al., 1999). Selanjutnya grafik plot waktu kedatangan

Gambar 1 4 Refracted wave concept ((Reynolds, 1986)

13

pertama (first arrival time) gelombang yang diterima seluruh sensor yang digunakan

untuk merekam data gelombang dapat ditentukan (Redpath, 1973)

Gambar 1 5 Contoh real data, dengan t waktu dan x offset (Reynolds, 1986)

14

Gambar 1 6 Deskripsi geometrik pengukuran dan grafik waktu kedatangan terhadap jarak

pada kasus profil tanah dua lapisan (Redpath, 1973)

Pada cross over distance (Xcross),geolombang refraksi mulai muncul sebagai arrival time

yang mengenai suatu titik permukaan raypath dan travel time pada gelombang refraksi

untuk 2-model lapisan dapat diturunkan dari persamaan berikut:

𝑡𝑟𝑒𝑓𝑟𝑎𝑐𝑡 = 𝑆𝐵

𝑣1+

𝐵𝐶

𝑣2+

𝐶𝑅

𝑣1

pada Xcross, travel time pada suatu titik sama dengan direct wave dan refracted wave,

sehingga persamaan dapat dituliskan:

15

2.3.1.2.1 Konsep analisa crossplot Time-offset

Gambar 1 7 time-offset curve(Reynolds, 1986)

16

2.3.1.2.2.Konsep Penentuan kedalaman suatu lapisan

Gambar 1 8 Depth analysis of seismic refraction(Reynolds, 1986)

untuk kasus multiple layers, ketebalan masing-masing lapisan untuk n>1 dapat

dihitung dengan persamaan :

Untuk menginterpretasi strutur stratigrafi dari crossplot time-offset dapat

dilakukan dengan prosedur berikut (Reynolds, 1986) :

1. dari slope diperoleh velocity pada masing-masing lapisan

2. dari velocity akan diperoleh critical angle dari k-th interface

3. kemudian didapatkan Interception time Tn;

17

4. lalu diperoleh suatu ketebalan hn

2.3.1.3 Design Survei Metode Seismik Refraksi

Pada Survei sismik refraksi dilakukan dua kali penembakan yaitu forward dan

reverse, konsep dari gelombang refraksi dari kedua penembakan ini dapat dipahami

dari gambar berikut:

Gambar 1 9 Time-offset crossplot from forward-reverse model (Reynolds, 1986)

Gambar 1 10 Propagasi refract wave pada domain time-offset

Untuk mengetahui kecepatan pada lapisan kedua dapat dihitung dengan:

1

𝑣2=

1

2(

1

𝑣𝑢+

1

𝑣𝑑)

Dalam survei seismik refraksi dilakukan desain survei konfigurasi peralatan yang

disusun seperti pada Gambar 1.1 Geophone dan sumber gelombang ditempatkan pada

suatu garis lurus (line seismik). Near offset, far offset, dan jarak antar geophone

18

ditentukan berdasarkan kondisi lapangan tempat melakukan survei. Pasangan geophone

ditempatkan dengan masing-masing spasi geophone yang telah ditentukan yaitu 2

meter. Pengukuran dilakukan dengan memberikan impuls vertikal pada permukaan

tanah dan merekam sinyal yang terjadi, sensor diletakkan sepanjang garis lurus dari

sumber impuls. Sensor yang digunakan adalah seismometer darat yaitu geophone.

Akuisisi dalam pengambilan data seismik menggunakan cara end-on (Common Shot).

Dari akusisi data ini akan didapatkan data mentah seismik, berupa trace-trace seismik

dari geophone yang merekam waktu tempuh gelombang seismik.(Priyantari, Nurul dan

Suprianto, Agus. 2009)

Gambar 1 11 Desain akuisisi data seismik refraksi.

2.3.1.4 Aplikasi Metode Seismik Refraksi

Seismik refraksi efektif digunakan untuk penentuan struktur geologi yang

dangkal sedang seismik refleksi untuk struktur geologi yang dalam. Metode seismik

refraksi inilah yang efektif digunakan guna mengetahui nilai kedalaman lapisan relatif

kedap air (bedrock).

2.3.2 Metode Geolistrik

2.3.2.1 Konsep Geolistrik Tahanan Jenis

Metode Geolistrik merupakan salah satu metode geofisika yang digunakan

untuk mengetahui perubahan tahanan jenis lapisan batuan dengan cara mengalirkan

arus listrik DC (Direct Current) yang mempunyai tegangan tinggi ke dalam tanah.

Dalam metode geolistrik arus listrik yang diinjeksikan kedalam tanah menggunakan 2

19

buah elektroda arus A dan B dengan jarak tertentu. Menurut (Aninomus,2007 yang

dikutip oleh (Schlumberger, 1988)), semakin panjang jarak elektroda AB akan

menyebabkan aliran arus listrik bisa menembus lapisan batuan lebih dalam. Karena

telah dilakukan penginjeksian arus maka akan menimbulkan tegangan listrik di dalam

tanah. Tegangan listrik yang terjadi di permukaan tanah diukur dengan menggunakan

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. Dengan asumsi bahwa kedalaman lapisan batuan yang bisa

ditembus oleh arus listrik ini sama dengan separuh dari jarak AB yang biasa disebut

AB/2 (bila digunakan arus listrik DC murni), maka diperkirakan pengaruh dari injeksi

aliran arus listrik ini berbentuk setengah bola dengan jari-jari AB/2 (Schlumberger,

1988).

2.3.2.2 Metode Geolistrik Tahanan Jenis

Metode geolistrik tahanan jenis (resistivitas) dapat ditentukan dengan cara

injeksi arus listrik ke dalam bumi melalui dua elektroda arus dan potensialnya diukur

melalui dua elektroda potensial. (Lilik Hendrajaya dan Idam Arif, 1990 yang dikutip

oleh (Wijaya, 2009). Pengukuran suatu beda potensial antara dua elektroda seperti pada

gambar 1 sebagai hasil dua elektroda lain pada titik C pada gambar II.1 yaitu tahanan

jenis di bawah permukaan tanah di bawah elektroda (Todd, D.K, 1959 yang dikutip

oleh (Schlumberger, 1988)).

20

Gambar 1 12 Siklus Elektrik Determinasi Resistivitas dan Lapangan Elektrik Untuk Stratum

Homogenous Permukaan Bawah Tanah (Todd, D.K, 1959 yang dikutip oleh (Schlumberger,

1988)).

Ada dua jenis penyelidikan tahanan jenis, yaitu Horizontal Profilling (HP) dan

Vertical Electrical Sounding (VES) atau penyelidikan kedalaman, dengan pembedaan

penampang anisotropis pada arah yang horisontal dan pembedaan pendugaan

anisotropis pada arah yang vertikal. Hasil profiling dan sounding sering dipengaruhi

oleh kedua variasi yang vertikal dan pada jenis formasi listrik. Distribusi vertikal dan

horisontal tahanan jenis di dalam volume batuan disebut penampang geolistrik seperti

gambar 2 (Karanth, K.R., 1987).

Gambar 1 13 Konfigurasi Elektroda pada Metode Wenner-Schlumberger Untuk Penampang

Horizontal dan Pendugaan Vertikal (Karanth, K.R., 1987).

21

2.3.2.1 Metode Resistivitas

Resistivitas listrik suatu bahan R berbentuk silinder akan berbanding langsung

dengan panjang L dan berbanding terbalik dengan luas penampang A, seperti diberikan

oleh :

𝑅 = 𝜌𝐿

𝐴

Dimana : ρ = Resistivitas Material (Ωm)

R = Tahanan (W)

L = Panjang Material (m)

A = Luas Penampang Material (m2 )

ρ adalah resistivitas listrik dari material, dimana r bernilai tetap dan merupakan

karakteristik material yang tidak bergantung bentuk atau ukuran material tersebut.

Sesuai dengan hokum Ohm nilai resistensi atau tahanan suatu bahan yaitu

𝑅 =𝛥𝑉

𝐼

Dimana ΔV adalah beda potensial, R adalah resistensi dan I adalah arus listrik yang

melewati resistensi. Sehingga diperoleh persamaan:

𝜌 =𝐴

𝐿

𝛥𝑉

𝐼

Persamaan diatas digunakan apabila bumi diasumsikan homogeny isotropik,

dimana resistivitas yang terukur merupakan resistivitas sebenarnya (true resistivity) dan

tergantung pada spasi (jarak) elektroda. Bumi diasumsikan sebagai medium yang

homogen isotropis maka perjalanan arus yang kontinu pada medium bumi dapat

digambarkan oleh Gambar 3.

22

Gambar 1 14 Medium homogen isotropis dialiri listrik (Lilik Hendrajaya dan Idam

Arif, 1990 yang dikutip oleh(Wijaya, 2009) pada tulisannya).

Untuk kasus yang tidak homogen, subsurface diasumsikan berlapis-lapis

dengan masing-masing lapisan mempunyai nilai resistivitas yang berbeda (gambar 4)

(Agustina, Suaidi, Fisika, & Malang, 2013) :

Dengan anggapan medium berlapis yang ditinjau, misalnya terdiri dari dua lapis

dan mempunyai nilai resistivity yang berbeda (ρ1 dan ρ2 ). Dalam pengukuran, medium

ini dianggap sebagai medium satu lapis homogen yang memiliki satu nilai resistivitas

semu (apparent resistivity ρa). Resistivitas semu ini merepresentasikan secara kualitatif

distribusi resistivitas di bawah permukaan (Wuryanto, 2007).

ρa=K ΔV/I

dengan

Gambar 1 15 Konsep Apparent Resistivity pada Medium Berlapis (Agustina et

al., 2013)

23

ρa : Resistivitas semu (Ωm)

K : Faktor Geometri

ΔV : Beda potensial pada MN (V)

I : kuat arus (A)

2.3.2.2 Hubungan Resistivitas (ρ) Dengan Kedalaman (d)

Resistivitas semu yang dihasilkan oleh setiap konfigurasi akan berbeda

walaupun jarak antara elektrodanya sama. Untuk medium berlapis, nilai resistivitas

semu ini akan merupakan jarak bentangan (jarak antara elektroda arus). Untuk jarak

elektroda arus kecil akan memberikan ρa yang nilainya mendekati ρ batuan di dekat

permukaan. Sedangkan untuk jarak bentangan yang besar ρa yang diperoleh akan

mewakili nilai ρ batuan yang lebih dalam.

24

Gambar 1 16 Resistivitas semu sebagai fungsi bentangan: a) medium homogeny semi

tak berhingga, b) medium 2 lapis (ρ2>ρ1), c) medium lapis (ρ1<ρ2), dan d) medium 3

lapis (ρ2>ρ1,ρ3<ρ2) (Waluyo, 2005)

Dari hasil pengukuran di lapangan yang diperoleh adalah nilai tahanan jenis dan

jarak antar elektroda. Jika nilai tahanan jenis diplot terhadap jarak antar elektroda

dengan menggunakan grafik semilog diperoleh kurva tahanan jenis. Dengan

menggunakan kurva standar yang diturunkan berdasarkan berbagai variasi perubahan

nilai tahanan jenis antar lapisan secara ideal dapat ditafsirkan variasi nilai tahanan jenis

terhadap kedalaman. Dengan cara ini ketebalan lapisan berdasarkan nilai tahanan

jenisnya dapat diduga, dan keadaan lapisan-lapisan batuan di bawah permukaan dapat

ditafsirkan.

2.3.2.3 Konfigurasi Elektroda dan Faktor Geometri

Ada beberapa macam konfigurasi dalam geolistrik ini, antara lain, Wenner,

Schlumberger, Dipole- Dipole dan lain sebagainya. Prosedur pengukuran untuk

masing-masing konfigurasi bergantung pada variasi resistivitas terhadap kedalaman

yaitu arah vertical (sounding) atau arah lateral (mapping). Metode resistivitas dengan

konfigurasi Dipole-dipole dilakukan dengan cara menempatkan elektroda arus dan

elektroda potensial bergerak bersama-sama, sehingga diperoleh harga tahanan jenis

semu secara lateral.

25

Survey resistivitas akan memberikan gambaran tentang distribusi resistivitas bawah

permukaan. Harga resistivitas batuan, mineral, tanah dan unsur kimia secara umum

telah diperoleh melalui berbagai pengukuran dan dapat dijadikan sebagai acuan untuk

proses konversi

Gambar 1 17 Konfigurasi Dipole-Dipole (Cristi, 2014)

Pada konfigurasi elektroda dipole-dipole, dua elektroda arus yaitu C1 & C2 dan

dua elektroda potensial yaitu P1 & P2 diletakkan di tempat terpisah, jarak antara kedua

elektroda arus sama dengan jarak antara kedua elektroda potensial sebesar a, dan jarak

antara elektroda arus dengan elektroda potensial terpisah dengan jarak na. Pengukuran

dilakukan dengan memindahkan elektrode potensial pada suatu penampang dengan

elektrode arus tetap, kemudian pemindahan elektrode arus pada spasi n berikutnya

diikuti oleh pemindahan elektrode potensial sepanjang lintasan seterusnya hingga

pengukuran elektrode arus pada titik terakhir lintasan itu.

Sehingga berdasarkan gambar, maka faktor geometri untuk konfigurasi Dipole-dipole

adalah

K = n (n+1) (n+2)πa

26

Sehingga berlaku hubungan

ρa = n (n+1) (n+2)πa𝛥𝑉

𝐼 (Cristi, 2014)

2.3.3 Metode Gaya Berat

2.3.3.1 Teori gayaberat Newton

Teori gayaberat Newton merupakan hukum untuk gaya antara dua partikel.

Dianggap bahwa gaya gravitasi yang dilakukan pada atau oleh suatu bola homogen

sama seperti seandainya seluruh massa bola tersebut terkonsentrasi pada satu titik di

pusatnya, jadi bumi merupakan bola homogen, gaya yang dilakukan olehnya terhadap

suatu benda kecil bermassa 𝑚2 dengan jarak r. Hukum medan gravitasi Newton ini

menyatakan bahwa gaya tarik antara dua titik massa 𝑚1 dan 𝑚2 yang berjarak r

(Gambar 1.18) adalah

12 = −𝐺 𝑚1 𝑚2

𝑅2 (2.1)

dimana :

12 = gaya tarik-menarik antara kedua benda (N)

𝑚1 = massa benda 1 (bumi) (kg)

𝑚2 = massa benda 2 (kg)

R = jarak antara kedua pusat benda (m)

G = tetapan medan gravitasi (6,67 x 10−11 N.𝑚2/𝐾𝑔2)

Gambar 1 18 Gaya tarik antara dua benda 𝑚1 dan 𝑚2 pada jarak r

27

Gaya tarik bumi terhadap suatu massa yang berada di luar bumi menyebabkan

massa dipercepat secara vertikal ke bawah. Percepatan yang dialami suatu massa (𝑚2)

akibat tarikan massa lain, dalam hal ini bumi (𝑚1) dalam jarak r dikenal sebagai

percepatan gravitasi yang dinyatakan sebagai :

=𝐹

𝑚2= −𝐺

𝑚1

𝑅2 (2.2)

Dengan 𝑔 adalah percepatan gravitasi bumi (m/𝑠2) (Sears & Zemansky, 1999).

2.3.3.2 Metode gayaberat

Metode gravity atau gayaberat adalah salah satu metode eksplorasi geofisika

yang digunakan untuk mengukur variasi medan gravitasi bumi akibat adanya

perbedaan densitas antar batuan. Dalam prakteknya, metode ini mempelajari perbedaan

medan gavitasi dari satu titik terhadap titik observasi lainnya. Sehingga sumber yang

merupakan suatu zona massa di bawah permukaan bumi akan menyebabkan suatu

gangguan pada medan gravitasi. Gangguan medan gavitasi inilah yang disebut sebagai

anomali gayaberat (Telford, dkk,.1990).

Dalam metode gayaberat pengukuran gayaberat dilakukan secara vertikal di

permukaan bumi. Dalam kenyataannya nilai pengkuran gayaberat di permukaan bumi

bervariasi. Selain dikarenakan ketidakteraturan bumi, nilai gayaberat dipengaruhi oleh

ketinggian tempat, letak benda-benda langit disekitar bumi serta kondisi kerapatan

batuan penyusun di bawah permukaan Bumi tersebut. Oleh karena itu, hasil pengukuran

dengan menggunakan metode gayaberat perlu dilakukan koreksi-koreksi untuk

menghilangkan pengaruh terhadapnya. Secara prinsip, metode gravity digunakan

karena kemampuannya dalam membedakan densitas dari suatu sumber anomali

terhadap densitas lingkungan sekitarnya. Dari variasi densitas tersebut dapat diketahui

bentuk struktur bawah permukaan suatu daerah (Kadir, 2000).

2.3.3.3 Koreksi gayaberat

2.3.3.3.1 Koreksi pasang surut (tidal correction)

Adanya benda-benda langit di sekitar bumi mengakibatkan adanya efek tarikan

terhadap bumi. Bulan dan matahari memiliki massa tertentu dan terletak pada jarak

28

yang cukup dekat dengan bumi dapat memberikan efek penarikan pada bumi. Efek

penarikan ini disebut efek pasang-surut (tidal effect). Efek tersebut menyebabkan

penyimpangan gayaberat secara periodik dari nilai normalnya (Untung, 2001).

Gaya pasang-surut akan maksimum bila bulan dan matahari terletak pada satu

arah dan berlawanan, dan akan minimum jika keduanya tegak lurus. Selain itu

penarikan bulan dan matahari juga memberikan efek pasang-surut terhadap benda-

padat bumi. Gejala ini menjadi suatu ukuran tentang kekerasan bagian dalam bumi.

Sehingga pada pengolahan data gayaberat perlu dilakukan koreksi pasang-surut.

Koreksi nilai pasang surut ini nilainya berubah-berubah karena dipengaruhi oleh lintang

dan waktu. Komponen tegak gaya pasang-surut TDLg dirumuskan pada persamaan 2.4

berikut (Untung, 2001).

3

12cos

2

3

3

12cos

2

332 s

s

sm

mTDL a

D

GrMa

D

GrMg

m

(2.3)

di mana,

TDLg = Koreksi tidal (mGal)

G = konstanta gayaberat Newton (6,67 x 10−11 N.𝑚2/𝐾𝑔2)

Ms = massa matahari (Kg)

Ds = jarak antara suatu titik di bumi ke matahari

Mm = massa bulan (Kg)

Dm = jarak antara suatu titik di bumi ke bulan (m)

r = radius bumi apabila bulan dan matahari membuat sudut geosentrik (m)

as = sudut geosentrik matahari di titik pengamatan pada permukaan bumi

(derajat)

am = sudut geosentrik bulan di titik pengamatan pada permukaan bumi

(derajat)

29

2.3.3.3.2 Koreksi apungan (drift correction)

Nilai pengukuran gayaberat pada suatu titik dan diulang kembali

pengukurannya maka secara teoritis nilainya akan tetap atau konstan. Namun dalam

kenyataannya nilainya akan berubah. Selain diakibatkan kondisi pasang-surut, juga

dapat dipengaruhi mekanisme alat. Goncangan pada saat transportasi dapat

mempengaruhi mekanisme alat, ini disebut dengan apungan (drift).

Gambar 1 19 Pengukuran gayaberat dalam satu lintasan pengukuran

Dalam pengukuran gayaberat pengukuran dimulai dari suatu titik acuan gravity

(gravity base station), kemudian melakukan pengukuran dititik-titik pengamatan dan

kembali ke titik acuan semula. Ditunjukkan pada Gambar 2.4, bahwa pengukuran

dilakukan pertama kali di titik acuan A kemudian dilakukan pengukuran di titik B, C,

D, E dan kemudian kembali ke titik acuan A. Pembacaan di titik A pertama dan yang

kedua di titik A, akan terdapat perbedaan. Perbedaan ini dihilangkan dengan koreksi

yang dinamakan koreksi apungan (drift). Koreksi drift dirumuskan pada Persamaan 2.5

sebagai berikut:

1

12

12

An

AA

AA

D TTTT

GGg

(2.4)

dimana,

Dg = besarnya drift di titik pengamatan (mGal)

Tn = waktu pembacaan pada titik ke-n (menit)

GA1 dan GA2 = pembacaan gayaberat diawal dan diakhir pada titik ikat A (mGal)

TA1 dan TA2 = waktu pembacaan di awal dan di akhir pada titik ikat A (menit)

A B C D E

30

2.3.3.3.3 Koreksi lintang

Bentuk bumi berdasarkan hasil pengukuran geodetik mendekati bentuk

speroidal yang menggelembung di ekuator dan memipih di kutub, sehingga pendekatan

bentuk bumi disebut speroid referensi. Speroid referensi adalah suatu elipsoid yang

digunakan sebagai pendekatan untuk muka laut rata-rata (geoid) dengan mengabaikan

efek benda di atasnya. Secara teoritis referensi spheroid ditunjukkan pada Persamaan

2.6 yang biasa disebut dengan persamaan Geodetic Reference System 1967 (GRS67)

(Blakely, 1996)

∆𝑔𝐿 = 𝑔𝑒(1 + 0,0052884𝑠𝑖𝑛2𝜙 − 0,0000059𝑠𝑖𝑛2(2𝜙)) (2.5)

di mana,

gL = gayaberat pada lintang titik pengamatan (mGal)

ge = gayaberat di equator (978031.85 mGal)

ϕ = lintang pada titik pengamatan (radian)

Nilai gradient pada koreksi lintang ini berkisar 1 mGal/km, sehingga lokasi yang benar-

benar horizontal pada survei gayaberat secara umum tidak membutuhkan koreksi

lintang (Sleep & Fujita, 1997).

2.3.3.3.4 Koreksi udara bebas (free air correction)

Pengukuran gayaberat di mean sea level dan di ketinggian tertentu pasti

memiliki hasil yang berbeda. Setiap perubahan ketinggian terhadap mean sea level nilai

gayaberat juga berubah. Rata-rata perubahan gaya berat terhadap ketinggian sebesar

0.3086 mGal/m. Titik penggamatan tidak selamanya berada pada mean sea level

(Gambar 2.5), sehingga perlu dilakukan koreksi. Koreksi ini disebut dengan koreksi

udara bebas yang dirumuskan pada Persamaan 2.6 berikut (Sleep and Fujita, 1997).

.3086,0 hg FA (2.6)

di mana,

FAg = free air correction / koreksi udara bebas (mGal/m)

h = ketinggian titik ukur gayaberat di atas muka air laut(m).

31

Gambar 1 20 Koreksi udara bebas di atas permukaan datum

2.3.3.3.5 Koreksi medan (terrain correction)

Kondisi topografi di sekitar titik pengamatan tidak selamanya beraturan, hal ini

juga dapat mempengaruhi nilai gayaberat pengamatan. Misalkan terdapat bukit

disekitar pengukuran, maka bukit ini memiliki medan yang dapat menekan

gravitymeter untuk menaikkan percepatan gayaberat. Dan sebaliknya, adanya lembah

di sekitar titik pengamatan akan memberikan efek penurunan hasil pengukuran

gayaberat di titik tersebut. Oleh karena itu perlu dilakukan koreksi yang dinamakan

dengan koreksi medan (terrain).

Gambar 1 21 Kontur topografi pada Hammer Chart (b) Salah satu bagian kontur

topografi pada Hammer Chart.

Untuk menghitung koreksi medan digunakan Hammer Chart, yaitu sebuah

digram berbentuk lingkaran yang dapat menunjukkan pembagian wilayah. Dalam

32

pengukurannya, peta topografi dicocokkan pada Hammer Chart seperti yang

ditunjukan pada Gambar 2.6. Rumusan pada tiap bagian dirumuskan pada Persamaan

2.7 berikut.

2/1222/122, zrzrrrGrg oiioT (2.7)

di mana,

Tg = koreksi medan (mGal)

= sudut dari pembagian pada Hammer Chart

= rapatmasa rata-rata kerak bumi (2,67 g/cm3)

G = konstanta medan gravitasi (6,67 x 10−11 N.𝑚2/𝐾𝑔2)

ro = radius bagian luar suatu zona

ri = radius bagian dalam suatu zona

∆z = beda ketinggian di titik pengamatan zs dengan rata-rata di pembagian zona

tersebut za (∆z =|zs-za|).

Koreksi medan merupakan penjumlahan dari semua bagian Hammer chart (Telford,

dkk,.1990).

2.3.3.3.6 Koreksi bouguer (bouguer correction)

Koreksi Bouguer digunakan untuk menghilangkan efek tarikan suatu massa

yang berada di antara titik pengamatan dan titik acuan dengan asumsi bahwa lapisan

batuan tersebut berupa slab tak terhingga. Pada koreksi udara bebas sendiri belum

diperhitungkan adanya efek tarikan dari massa yang berada di antara bidang datum dan

stasiun pengukuran, dimana untuk pengukuran di darat efek tarikan dari massa tersebut

menyebabkan peningkatan nilai ∆𝑔 (Gambar 2.7). Koreksi Bouguer berfungsi untuk

mereduksi pengaruh efek tarikan dari suatu massa yang diberikan oleh persamaan :

𝐵𝐶 = 2𝜋𝐺𝜌ℎ = 0,04193𝜌 ℎ (2.8)

33

di mana,

BC = Bouguer Correction (mGal)

= rapatmasa rata-rata kerak bumi (2,67 g/cm3)

h = ketinggian (m)

G = konstanta medan gravitasi (6,67 x 10−11 N.𝑚2/𝐾𝑔2)

Gambar 1 22 Koreksi bouguer di atas permukaan datum.

Nilai dari koreksi Bouguer akan dikurangkan (-), jika titik pengamatan berada

di atas mean sea level, dan akan ditambahkan (+) jika titik pengamatan berada dibawah

mean sea level (Telford, dkk,.1990).

2.3.3.3.7 Anomali bouguer (bouguer anomaly)

Setelah dilakukan koreksi-koreksi, kemudian ditentukan nilai anomali

gayaberat secara keseluruhan. Anomali ini sering dikenal dengan anomali Bouguer.

Nilai anomali Bouguer dirumuskan pada Persamaan 2.9 berikut (Telford, dkk,.1990).

𝐴𝐵 = gobs − gL + gFA − 𝐵𝐶 + 𝑇𝐶 (2.9)

di mana,

AB = Bouguer Anomaly (mGal)

gobs = gayaberat pada titik pengamatan (mGal)

34

gL = koreksi lintang (mGal)

gFA = koreksi udara bebas (mGal)

TC = koreksi medan (mGal)

Nilai anomali yang diperoleh adalah nilai anomali pada ketinggian suatu titik

amat. Pentingnya mean sea level sebagai bidang datum hanyalah sebagai batas bahwa

semua massa di bawah mean sea level mempengaruhi nilai anomali Bouguer,

sedangkan untuk massa di atas mean sea level hanya terdeviasi dari keadaan ideal

(Untung, 2001).

2.3.4 Metode Ground Penetrating Radar

2.3.4.1 Gelombang Elektromagnetik

Definisi gelombang adalah sebuah getaran yang merambat dalam ruang dan

waktu. Gelombang elektromagnetik yang digunakan dalam hal ini termasuk dalam

spektrum gelombang mikro. Dalam suatu sistem radar, gelombang mikro dipancarkan

terus menerus ke segala arah oleh pemancar. Jika ada objek yang terkena gelombang

ini, sinyal akan dipantulkan oleh objek dan diterima kembali oleh penerima. Sinyal

pantulan ini akan memberikan informasi keberadaan objek yang ada di bawah

permukaan tanah yang akan ditampilkan oleh layar radar.

Gambar 1 23 Spektrum Gelombang EM

Gelombang elektromagnet mempunyai prinsip dasar dari persamaan Maxwell.

Persamaan Maxwell terdiri dari empat persamaan. Persamaan-persamaan Maxwell

35

menjelaskan bagaimana medan listrik dan medan magnet dapat terjadi. Persamaan-

persamaan tersebut adalah

ρ = tahanan jenis ( Ω.m )

B = medan magnet ( tesla )

E = medan listrik (N/C)

µ = permeabilitas magnetik

J = rapat arus (A/m2

Hukum Gauss menerangkan bagaimana muatan listrik dapat menciptakan dan

mengubah medan listrik. Medan listrik cenderung untuk bergerak dari muatan positif

ke muatan negatif. Hukum Gauss adalah penjelasan utama mengapa muatan yang

berbeda jenis saling tarik menarik dan yang sama jenisnya saling tolak menolak.

Muatan-muatan tersebut menciptakan medan listrik yang ditanggapi oleh muatan lain

melalui gaya listrik. Hukum Gauss untuk magnetism memiliki perbedaan dengan

Hukum Gauss untuk listrik. Dalam hal ini tidak ada partikel “kutub utara” atau “kutub

selatan”. Kutub-kutub utara dan kutub-kutub selatan selalu saling berpasangan. Hukum

induksi Faraday mendeskripsikan bagaimana dengan mengubah medan magnet dapat

tercipta medan listrik. Ini merupakan prinsip operasi dari generator listrik. Gaya

mekanik memutar sebuah magnet besar, dan perubahan medan magnet ini menciptakan

medan listrik yang mendorong arus listrik yang kemudian disalurkan melalui jala-jala

listrik. Hukum Ampere menyatakan bahwa medan magnet dapat ditimbulkan melalui

dua cara : yaitu lewat arus listrik (perumusan awal hukum Ampere) dan dengan

mengubah medan listrik (tambahan Maxwell).

36

2.3.4.2 Ground Penetrating Radar

GPR adalah metode elektromagnetik yang banyak digunakan untuk penelitian

atau studi kasus tentang kontaminasi air bawah tanah, geoteknik, sedimentologi,

glasiologi dan arkeologi. Metode GPR menggunakan gelombang radio untuk

menggambarkan bawah permukaan yaitu dengan mendeteksi material dari sisi

dielektriknya. Ketika gelombang menyentuh suatu material dengan konstanta dielektrik

yang berbeda-beda maka akan dipantulkan dan direkam oleh receiver.

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.

GPR menggunakan prinsip gelombang elektromagnetik hamburan untuk

menemukan benda di bawah permukaan, yaitu dengan persamaan Maxwell.

Transmitter membangkitkan pulsa gelombang EM pada frekuensi tertentu. Antena

receiver menerima pulsa-pulsa yang tidak terserap oleh bumi tetapi dipantulkan dalam

domain waktu tertentu. Receiver telah diatur untuk melakukan scan ditampilkan pada

layar monitor (real time) sebagai fungsi waktu two way travel time ,yaitu waktu yang

dibutuhkan gelombang EM menjalar dari transmitter- target- receiver.

GPR menggunakan radar untuk menggambarkan bawah permukaan dengan

gelombang berfrekuensi 1-1000 MHz. Metode ini dapat memperlihatkan kondisi bawah

permukaan pada kedalaman yang relative dangkal yaitu sekitar 1-15 meter tergantung

frekuensi yang digunakan. Semakin tinggi frekuensi maka resolusi akan semakin tinggi

dan penetrasi ke dalam semakin dangkal. Hal ini disebabkan oleh energy

elektromagnetik yang lebih cepat hilang menjadi panas.

GPR terdiri dari mode monostatik dan bistatik. Mode monostatik yaitu bila

transmitter dan receiver digabung dalam satu antenna sedangkan mode bistatik bila

kedua antenna memiliki jarak pemisah. Transmitter membangkitkan pulsa gelombang

EM pada frekuensi tertentu sesuai dengan karakteristik antenna tersebut. Receiver diset

untuk melakukan scan yang secara normal mencapai 32 – 512 scan per detik. Setiap

hasil scan ditampilkan pada layar monitor sebagai fungsi waktu two-way time travel

37

time, yaitu waktu tempuh gelombang EM menjalar dari tranmitter – target – receiver.

Tampilan ini disebut dengan radargram.

Gambar 1 24 Alur GPR

38

Gambar 1 25 Skema Rangkaian GPR

Berdasarkan fungsinya, 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.

39

2.3.4.3 Prinsip Kerja GPR

Gambar 1 26 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

40

perambatan kecepatan fasa v dan koefisien atenuasi atau jangkauan / skin depth

(kedalaman dimana sinyal telah berkurang 1/e (ca.37%) dari nilai awal) yaitu:

𝑣 =𝜔

𝛽=

𝑐

√𝜇𝑟𝜀𝑟

2√1 + (

𝜎𝜀0𝜀𝑟 𝜔

)2

+ 1

∝=𝜔

𝑐= √

𝜇𝑟𝜀𝑟

2

𝜇𝑟𝜀𝑟

2√1 + (

𝜎

𝜀0𝜀𝑟 𝜔)

2

− 1

Ketebalan beberapa medium di dalam tanah dinyatakan dalam d , yaitu

Sedangkan hubungan nilain antara skindepth dengan resistivitas dapat dilihat pada

gambar dibawah ini:

Gambar 1 27 Variasi Skindepth terhadap resistivitas

41

Gambar 1 28 Skema prinsip kerja transmitter dan receiver

Gambar 1 29 Kurva Kecepatan Gelombang terhadapat Dielectrik

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. Sedangkan Hubungan antara konstanta relative dielektrik dan

porositas adalah:

𝜀 = (1 − 𝜙)𝜀𝑚 + 𝜙 𝜀𝑤

42

2.3.4.5 Koefisien Refleksi

Koefisien refleksi (R) didefinisikan sebagai perbandingan energy yang

dipantulkan dengan yang datang, nilai R bergantung pada konstanta dielektrik relative

ε lapisan 1 dan lapisan 2, adalah ukuran kapasitas dari sebuah material dalam hal ini

melewatkan muatan saat medan elektromagnetik melewatinya.

Secara teknisnya saat pengukuran di lapangan, hasil praktis dari radiasi

gelombang elektromagnetik ke bawah permukaan untuk pengukuran GPR ditunjukkan

dengan prinsip operasi dasar yang diilustrasikan pada gambar berikut.

Gambar 1 30 Jejak sinyal dari transmitter menabrak material di bawah permukaan

adalah direct air wave, G adalah direct ground wave, dan R adalah gelombang

refleksi, dan C adalah gelombang refraksi

Gelombang elektromagnetik terpancar dari antenna pemancar, bergerak melalui

material dengan kecepatan yang ditentukan terutama oleh permisivitas material.

Gelombang menyebar keluar dan perjalanan ke bawah hingga menabrak objek yang

berbeda sifat kelistrikannya dari medium sekitarnya, tesebar dari obyek, dan kemudian

terdeteksi oleh antenna penerima.

Pada semua kasus, nilai R terletak antara -1 dan 1, bagian dari energy yang

ditransmisikan sama dengan 1-R. Persamaan diatas diaplikasikan untuk keadaan

normal pada permukaan bidang datar. Dengan asumsi tidak ada sinyal hilang

sehubungan dengan amplitude sinyal.

43

2.3.4.6 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 denganfootprint 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.

44

Gambar 1 31 Antena Wire dipole

• Cross-Coupling

Pada konfigurasi antena yang terpisah, tentunya akan

menimbulkan crosscoupling. Cross-coupling merupakan sinyal yang dikirimkan secara

langsung oleh antena pengirim ke penerima.

Gambar 1 32 Prinsip cross-coupling

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

45

Gambar 1 33 Antenna

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

Table 2.1 Nilai antara permitivitas dan frekuensi

46

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

Gambar 1 34 Tipe Penyusunan Antena

Keterangan :

PL = Parallel

PR = Perpendicular

BD = Broadside

EF = Endfire

XPOL = Crosss polarization

À = Line direction

2.3.4. 7 Akuisisi Data GPR

Terdapat tiga cara penggunaan sistem radar yakni : reflection profiling (antenna

monostatik ataupun bistatik) ,wide angle reflection and refraction (WARR) atau

Common Mid Point (CMP) sounding dan tranillumination atau radar tomography.

47

Gambar 1 35 Sistem Radar

a. Radar Reflectin Profiling

Cara ini dilakukan dengan membawa antenna radar bergerak bersamaan diatas

permukaan tanah dimana nantinya hasil tampilan pada radargram merupakan kumpulan

tiap titik pengamatan.

b. Wide Agle Reflection and Refraction (WARR) atau Common Mid Point

Cara WARR ini dilakukan dengan menaruh transmitter pada posisi yang tetap dan

receiver dibawa pada area penyelidikan.WARR sounding diterapkan pada kasus

dimana bidang reflector relatif datar atau memiliki kemiringan yang rendah, karena

48

asumsi ini tidak selalu benar pada kebanyakan kasus maka digunakan CMP sounding

untuk mengatasi kelemahan tersebut. Pada CMP sounding kedua antenna bergerak

menjauhi satu sama lainnya dengan titik tengah pada posisi yang tetap.

c. Transilluminationatau Radar Tomography

Metoda ini dilakukan dengan cara menempatkan transmitter dan receiver pada

posisi yang berlawanan. Sebagai contoh jika transmitter diletakan pada satu satu sisi,

maka receiver diletakan pada sisi yang lain dan saling berhadapan. Umumya metoda

ini digunakan pada kasus non-destructive testing (NDT) dengan menggunakan

frekuensi antenna yang tinggi sekitar 900 MHz.

d. Metode CRP (Continuous reflecting Profilling)

Prinsipnya adalah menarik alat GPR sepanjang lintasan yang relative lurus

dengan jarak transmitter dan receiver yang sama karena peralatan yang di desain

sebagai shielded atau tertutup yang posisinya tetap. Parameter pada pengukuran GPR

secara CRP, antara lain:

a) Frekuensi tengah antenna

b) Time window

c) Sampling interval

d) Jarak penggeseran pengukuran

e) Jarak antara antenna

f) Arah antenna

Gambar 1 36 Ilustrasi Pengukuran GPR dengan CRP

49

2.3.5 Metode Magnetik

2.3.5.1 Medan Magnet bumi

Adanya gaya magnet dari dua buah benda bersifat magnet, baik gaya yang

terjadi bersifat tolak menolak atau tarik menarik. Hal ini terjadi karena gaya tersebut

dipengaruhi oleh kedua massa benda terhadap jarak keduanya dan permeabilitas

medium yang melingkupi keduanya. (Blakely, 1995). Pernyataan ini sesuai dengan

Hukum Coulumd, dimana :

𝐹 = 1

𝜇

𝑚1𝑚2

𝑟2 (1)

Medan magnet bumi terkarakterisasi oleh parameter fisis atau disebut juga

elemen medan magnet bumi, yang dapat diukur yaitu meliputi arah dan intensitas

kemagnetannya. Parameter fisis tersebut meliputi :

Deklinasi (D), yaitu sudut antara utara magnetik dengan komponen horizontal yang

dihitung dari utara menuju timur

Inklinasi(I), yaitu sudut antara medan magnetik total dengan bidang horizontal yang

dihitung dari bidang horizontal menuju bidang vertikal ke bawah.

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

horizontal, terdiri dari dua komponen yaitu X (utara) dan Y (selatan).

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

Gambar 1 37 Parameter fisis medan magnet bumi (McElhinny dan Phillip, 2000.)

Dari gambar diatas, didapatkan elemen utama medan geomagnetic dimana

intensitas total F, deklinasi D, dan inklinasi I. Horizontal dan vertical dari F ditandai

50

dengan H dan Z. Sedangkan horizontalnya dibagi menjadi dua komponen, yaitu X

(utara) dan Y (selatan). Variasi komponen ini dirumuskan sebagai berikut:

(2).

Medan magnet utama bumi berubah terhadap waktu. Untuk menyeragamkan

nilai-nilai medan utama magnet bumi, dibuat standar nilai yang disebut International

Geomagnetics Reference Field (IGRF) yang diperbaharui setiap 5 tahun sekali. Nilai-

nilai IGRF tersebut diperoleh dari hasil pengukuran rata-rata pada daerah luasan sekitar

1 juta km2 yang dilakukan dalam waktu satu tahun. Medan magnet bumi terdiri dari 3

bagian :

1. Medan magnet utama (main field)

Medan magnet utama dapat didefinisikan sebagai medan rata-rata hasil

pengukuran dalam jangka waktu yang cukup lama mencakup daerah dengan luas lebih

dari 106 km2. Gauss pada tahun 1839, menyimpulkan bahwa medan magnet utama bumi

(main field) bersumber dari dalam inti bumi (internal original). (Blakely, 1995).

Dimana persamaan matematisnya :

(3)

2. Medan magnet luar (external field)

Pengaruh medan magnet luar berasal dari pengaruh luar bumi yang merupakan

hasil ionisasi di atmosfer yang ditimbulkan oleh sinar ultraviolet dari matahari. Karena

sumber medan luar ini berhubungan dengan arus listrik yang mengalir dalam lapisan

terionisasi di atmosfer, maka perubahan medan ini terhadap waktu jauh lebih cepat.

(Telford, 1976)

3. Medan magnet anomali

51

Medan magnet anomali (anomaly field) sering juga disebut medan magnet lokal

(crustal field). Medan anomali sebagian besar berasal dari batuan yang mengandung

mineral magnetik. Batuan tersebut mempunyai suseptibilitas magnetik yang

menunjukkan kemampuannya untuk termagnetisasi.

Dalam survei dengan metode magnetik yang menjadi target dari pengukuran

adalah variasi medan magnetik yang terukur di permukaan (anomali magnetik). Secara

garis besar anomali medan magnetik disebabkan oleh medan magnetik remanen dan

medan magnetik induksi. Medan magnet remanen mempunyai peranan yang besar

terhadap magnetisasi batuan yaitu pada besar dan arah medan magnetiknya serta

berkaitan dengan peristiwa kemagnetan sebelumnya sehingga sangat rumit untuk

diamati. Anomali yang diperoleh dari survei merupakan hasil gabungan medan

magnetik remanen dan induksi, bila arah medan magnet remanen sama dengan arah

medan magnet induksi maka anomalinya bertambah besar. Demikian pula sebaliknya.

Dalam survei magnetik, efek medan remanen akan diabaikan apabila anomali medan

magnetik kurang dari 25 % medan magnet utama bumi (Telford, 1976).

2.3.5.2 Intensitas Magnetisasi dan Induksi Magnetik

Suatu benda yang berada dalam medan magnetik H akan mengalami

magnetisasi oleh imbas medan magnet. Imbas tersebut memiliki intensitas magnet I

yang di definisikan berupa momen dipol M per volume benda V. Secara matematis

penjabarannya adalah :

𝐼 = 𝑀/𝑉 (4)

Sedangkan untuk derajat magnetisasi dalam daerah isotropik mengikuti kaidah

dari persamaan 8, dimana k adalah suseptibilitas magnet.

𝐼 = 𝑘𝐻 (5)

Suatu bahan magnetik yang diletakkan dalam medan luar H akan menghasilkan

medan tersendiri H’ yang meningkatkan nilai total medan magnetik bahan tersebut.

Induksi magnetik yang didefinisikan sebagai medan total bahan dituliskan (Telford,

1976) :

𝐵 = 𝜇˳(𝐻 + 𝑀) = 𝜇˳(1 + 𝑘)𝐻 = 𝜇𝜇˳𝐻 (6)

𝐵′ = 𝐻′ + 4𝜋𝑀′ = (1 + 4𝜋𝑘)𝐻′ = 𝜇𝐻′ (7)

52

dengan H dan M (H’ dan M’) pada arah yang sama. Satuan dari B adalah Tesla (= 1

Newton/Ampere-Meter = 1 Weber/Meter2), sedangkan satuan dari B’ adalah Gauss (=

10-4 Tesla) µ˳ adalah permeabilitas medium dalam ruang hampa (4π x 10-7 Wb/Am)

2.3 Suseptibilitas Batuan dan Mineral

Suseptibilitas magnetik adalah salah satu sifat bahan magnetik yang

menunjukkan tingkat respon bahan terhadap medan magnet eksternal. Besar kecilnya

harga suseptibilitas magnetik pada bahan bergantung pada jenis mineral magnetik,

konsentrasi dan ukuran bulir mineral magnetik pada bahan. Suseptibilitas (kerentanan)

magnetik merupakan parameter yang menyebabkan timbulnya anomali magnetik.

Setiap jenis batuan mempunyai sifat dan karakteristik tertentu dalam medan magnet

yang dimanifestasikan dalam parameter kerentanan magnetik batuan atau mineralnya

(k). Kemudahan suatu benda magnetik untuk termagnetisasi ditentukan oleh

suseptibitas kemagnetan χ. Masing-masing jenis batuan memiliki respon magnetik yang

berbeda, secara umum adalah :

1) Batuan sedimen, biasanya mempunyai jangkauan susceptibilitas (0-4000) x 10-6 emu

dengan rata-rata (10-75) x 10-6 emu, contoh: dotomine, limestone, sandstone dan shales.

2) Batuan beku, biasanya mempunyai jangkauan susceptibilitas (0-97) x 10-6 emu dengan

rata-rata (200-13500) emu, contoh granite,rhyolite, basalt, dan andesit.

3) Batuan metamorf, biasanya mempunyai jangkauan susceptibilitas(0-5800) x 10-6 emu

dengan rata-rata(60-350) x 10-6 emu, contoh amphibolite, shist, phyllite, gneiss,

quartzite, serpentine dan slate.

Berdasarkan sifat magnetik yang ditunjukkan oleh kerentanan magnetiknya,

batuan dan mineral dapat diklasifikasikan dalam :

a) 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.

b) Paramagnetik, mempunyai harga kerentanan magnetik (k) positif dan kecil. Contoh :

olivine, garnet, biotit, amfibolity, dan lain-lain.

c) Ferromagnetik, mempunyai harga kerentanan magnetik (k) positif dan besar yaitu

sekitar 106 kali dari diamagnetik/paramagnetik. Contohnya Jenis-jenis besi, kobalt,

nikel dan lain-lain

53

Sifat kemagnetan substansi ini dipengaruhi oleh keadaan suhu, yaitu pada suhu

diatas suhu Curie, sifat kemagnetannya hilang. Efek medan magnet dari substansi

diamagnetik dan hampir sebagian besar paramagnetik adalah lemah. (Anonymous,

1992)

54

BAB III

METODE PENELITIAN

3.1 Waktu dan Tempat

Penelitian dilaksanakan di daerah Tiris, kabupaten Probolinggo, Jawa Timur, Indonesia

pada tanggal 8 November 2014 hingga 14 November 2014, sedangkan analisa lebih lanjut

dilaksanakan di kampus Universitas Brawijaya hingga tanggal 11 Desember 2014. Dimana

design survey pengambilan data ini berbeda dengan rencana awal desain survey dikarena

kondisi topografi yang cukup sulit sehingga dilakukan pengambilan data dimana topografi

yang memungkinkan untuk diambil

3.2 Data dan Peralatan Penelitian

Penelitian mengenai Menggali Potensi Panas Bumi Di Kabupaten Tiris, Probolinggo,

Jawa Timur Menggunakan Metode-Metode Geofisika di daerah Tiris, Probolinggo, Jawa

Timur dibutuhkan beberapa instrumen, yaitu :

a. Metode Resistivity

Pada workshop geolistrik metode resistivty konfigurasi dipole-dipole ini

digunakan beberapa perlatan untuk digunakan untuk pengambilan data yaitu sebuah

resistivirimeter bermerk OYO Mc-Ohm el 2119, dua pasang elektroda (berguna sebagai

elektroda arus dan elektroda potensial), baterai aki bertegangan 12 volt, kabel listrik

digunakan untuk sambungan antara resistivitimeter dengan elektroda serta aki, sebuah

roll meter, dua buah palu, Handy Talky sebanyak dua buah, sebuah GPS, peta lokasi,

table data dan alat tulis.

b. Metode Seismik Refraksi

Pada workshop geolistrik metode seismic refraksi menggunakan McSEIS-SX,

geophone, kabel,sebuah roll meter, palu dan piringan palu refraksi, peta lokasi, table

data dan alat tulis.

c. Metode Gravity

Pada pengukuran gravity ini memiliki 2 base station yaitu di kantor PU Desa

Tiris dan di area wisata air panas Tiris. Hasil pengukuran didapatkan sebanyak 103

data. Alat-alat yang dibutuhkan dalam metode ini, yaitu :

1. Gravitymeter LaCoste & Romberg type G-1053

Gravitymeter LaCoste & Romberg type G-1053 bekerja berdasarkan prinsip

spring balance, yang artinya apabila alat tersebut terkena sedikit getaran saja

55

maka getaran tersebut dapat mempengaruhi proses pengukuran, Alat ini

bekerja optimal saat suhu mencapai maksimal yaitu 56,7° (thermostate).

Gravitymeter ini memiliki ketelitian sebesar 0,01 mGal dan menggunakan

daya DC 12 Volt dengan tampilan pembacaan yang digunakan 5 digit angka,

dengan batas nilai tertinggi 7000,0.

Gambar 3.1 Gravitymeter LaCoste & Romberg type G-1053

Cara penggunaan Gravitymeter LaCoste & Romberg type G-1053

Piringan (alumunium base plate) diletakkan di titik pengambilan data.

Gravitymeter diletakkan di atas piringan (alumunium base plate).

Gravitymeter diatur kemiringannya dengan memutar long level adjustment

hingga waterpass berada persis di tengah-tengah skala.

Level light swich dinyalakan dengan tujuan untuk membantu pembacaan

reading line karena jika tidak dinyalakan tidak akan terlihat.

Pengunci pegas dibuka kemudian dilakukan pembacaan Reading line dilihat

melalui microscope eyeplace.

Nulling dial diputar hinggan di dapatkan nilai reading line sebesar 2,8. Setelah

tepat pada nilai 2,8 pengunci pegas dikunci kembali.

Nilai pembacaan gayaberat dilihat pada counter.

Faktor yang harus dihindari dalam penggunaan Gravitymeter

Setelah dilakukannya pengukuran pastikan kunci pegas harus terkunci dengan

baik, karena pegas pada alat tersebut sangat sensitif terhadap goncangan.

Suhu alat harus tetap dijaga pada suhu maksimalnya 56,7° (thermostate).

Saat meletakkan piringan apabila lokasi dalam keadaan kurang baik (tanah

gembur, miring).

56

Sebaiknya dicari lokasi yang lebih stabil.

2. GPS

GPS digunakan untuk menunjukkan koordinat titik dimana kita

melakukan pengambilan data. Pada praktikum ini GPS yang digunakan adalah

GPS Garmin eTrex. Selain menunjukkan koordinat GPS juga dapat

menunjukkan ketinggian lokasi pengambilan data.

3. Penunjuk waktu

Penunjuk waktu yang digunakan berupa jam tangan dengan format

HH.MM.SS, penunjuk waktu digunakan untuk menunjukkan waktu saat

pembacaan pada alat setiap pada titik pengambilan data.

4. Alat tulis

Dalam proses pengambilan data dilakukan pencatatan data hasil

pembacaan nilai gayaberat, waktu, posisi, serta ketinggian, sehingga dibutuhkan

alat tulis seperti buku dan bolpoint.

5. Perangkat komputer

Dalam proses pengolahan data sangat dibutuhkan perangkat komputer.

Perangkat komputer yang digunakan dalam penelitian ini berupa software Open

Office, Surfer 9, serta Grav2dc.

d. Metode Magnetik

Dalam praktikum mengenai metode magnetic alat yang dibutuhkan dalam akuisisi

adalah seperangkat Proton Precission Magnetometer (PPM) yang digunakan untuk

mengukur nilai kuat medan magnetik total. Peralatan lain yang bersifat pendukung di

dalam survei magnetik adalah Global Positioning System (GPS). Peralatan ini digunaka

untuk mengukur posisi titik pengukuran yang meliputi bujur, lintang, ketinggian, dan

waktu. GPS ini dalam penentuan posisi suatu titik lokasi menggunakan bantuan satelit,

kompas geologi, untuk mengetahui arah utara dan selatan dari medan magnet bumi, peta

topografi, untuk menentukan rute perjalanan dan letak titik pengukuran pada saat survei

magnetik di lokasi, dan PC atau laptop dengan software seperti Surfer, Matlab, Mag2DC,

dan lain-lain.

57

e. Metode Ground Penetrating Radar

Pada praktikum pengambilan data georadar ini digunakan alat GPR Future 2005 Alat

ini dikhususkan untuk mendeteksi logam (metal) dan rongga (cavity) . GPR terbagi dari

beberapa bagian yaitu :

1. 1 buah control unit sebagai pemancar gelombang

2. Probe , ada probe vertical dan horizontal

3. 1 batang penghubung probe

4. 1 buah USB Bluetooth Dongle

5. 1 buah External Power Supply

6. 1 buah Charger untuk power supply

7. 1 buah Headphones

3.3 Prosedur Penelitian

Prosedur penelitian masing-masing metode geofisika berbeda-beda diantaranya, yaitu :

a. Metode Resistivity

Akuisisi Data

Pada workshop ini metode geolistrik menggunakan konfigurasi dipole-dipole, metode

ini merupakan metode mapping. Metode mapping merupakan metode untuk melihat profile

secara horizontal dari daerah yang di teliti. Pengambilan data metode ini berupa lintasan

garis lurus, dimana pada lintasan ini harus diperkirakan panjang lintasan. Dari panjang

lintasan ini nantinya di hitung jarak elektroda sebesar a dan kelipatan dari dari spasi berupa

n. Saat pengambilan data di lapangan panjang lintasan yang digunakan sebesar 100 meter,

dengan jarak elektroda sebesar 10 (besarnya n=1, 2, 3, …).

Hal pertama yang harus dilakukan dalam pengambilan data yaitu, diukur

panjang lintasan sesuai dengan perkiraan awal. Kemudian elektroda arus (C1 dan C2)

dan elektroda potensial (P1 dan P2) dipasang sesuai dengan gambar. Perlu diperhatikan

bahwa jarak spasi antara kedua elektroda arus dan jarak antara kedua elektroda arus

sebesar a, pada workshop ini spasi keduanya sebesar 10 meter. Sedangkan jarak antara

elektroda arus dan potensial sebesar na, pada nantinya jarak spasi ini akan bertambah

besar dengan dirubahnya nilai n jadi bertambah besar.

58

Setelah dilakukan injeksi pertama, maka nilai resisitivity pada alat dicatat.

Kemudian elektroda potensial dirubah dengan ditambah nilai n, dimana n=1, 2, 3,

dst. Dengan elektroda arus tetap pada posisi diawal, ketika elektroda potensial telah

diujung lintasan, maka elektroda arus (B dan A) dimajukan sebesar a dan elektroda

potensial tetap diujung lintasan. Pada injeksi ini nilai n di hitung dari yang paling

besar hingga ke paling kecil, kebalikan dari saat injeksi awal. Setiap injeksi

elektroda potensial dirubah hingga mendekati elektroda arus. Hal ini dilakukan

secara berulang hingga akhirnya elektroda arus berada di ujung lintasan.

Pengolahan Data

Dari hasil pengambilan data didapatkan nilai tahanan jenis , spasi masing-masing

elektroda arus dan potensial, serta nilai n. Dari hasil ini didapatkan nilai factor geometri

dengan dilakukan perhitungan di software Ms. Excel, setelah didapatkan factor

geometri ini dilakukan perhitungan tahanan jenis semu pada Ms.Excel Selanjutnya

data-data tersebut di tulis ulang pada notepad selanjutnya disimpan dalam format *.dat.

Lalu data di running dalam software Res2Dinv untuk didapatkan penampang inversi

2D. Data inversi ini menunjukkan nilai hambatan jenis dan jenis struktur bawah

permukaan daerah yang diteliti

Interpretasi Data

Pada bagian ini dilakukan pembacaan data hasil pengolahan yang nantinya dapat

diketahui kondisi bawah permukaan sebenarnya setelah dilakukan korelasi anatara data

hasil pengolahan, table resisitivity, dan peta geologi daerah pengambilan data bila

memang ada.

b. Metode Seismik Refraksi

Akuisisi Data

59

Pada workshop geofisika ini, metode seimik refraksi hanya menggunakan 1 line

seismik pada masing-masing kelompok. Lokasi berada di tepi sungai Tiris dekat

manifestasi air panas (pemandian air panas Tiris). Panjang lintasan (far offset) adalah

40 meter, sedangkan near offset sejauh 2 meter. Spasi antar geophone adalah sejauh 2

meter.

Hal pertama yang dilakukan dalam akuisisi data seismik refraksi, yaitu

mengukur panjang lintasan (line) yang akan di lakukan pengambilan data. Beri tanda

tiap 2 meter sebagai spasi tiap geophone. Pasang instrument seismograph dengan kabel

yang dihubungkan langsung dengan sumber seismik dan geophone. Sumber seismik

yang digunakan pada penelitian kali ini adalah palu, sedangkan untuk geophone yang

digunakan hanya satu buah dikarenakan dalam pelaksanaannya elemen piezoelektrik

pada sambungan rusak, sehingga hanya satu buah geophone yang mampu bekerja.

Berikut merupakan gambaran design akuisisi penelitian :

Setelah instrument terpasang dengan benar, impuls mulai dibuat yaitu dengan

memukulkan palu seismik ke lempeng seismik, sehingga akan terekam oleh sensor

yang diletakkan sepanjang garis lurus dari sumber impuls berupa waktu tempuh

gelombang seismic yang terbaca di seismograph. Selanjutnya diambil nilai first arrival

time pada masing-masing gelombangnya dari data trace setiap lintasan. Kemudian

dilakukan pengambilan data berikutnya dengan memindahkan geophone hingga jarak

24 meter, lalu pengambilan data dirubah dengan memajukan sumber ke jarak 20 meter,

lalu dilanjutkan pengambilan data hingga offset terjauh yaitu 40 meter. Setelah

dilakukan pengambilan data forward, maka selanjutnya dilakukan pengambilan data

reverse. Seharusnya, pengambilan data reverse dilakukan hingga near offset namun

dikarenakan cuaca yang tidak mendukung, data revers hanya diambil sebanyak 12 titik

penembakan. Sehingga didapatkan waktu tempuh data forward dan reverse.

Pengolahan Data

Metode pengolahan yang digunakan dengan metode intercept time. Pada

perhitungan yang digunakan dengan menghitung waktu pertama kali gelombang yang

berasal dari sumber seismik diterima oleh setiap receiver. Dengan mengetahui jarak

60

setiap receiver dengan sumber seismik dan waktu penjalaran gelombang yang pertama

kali sampai receiver kemudian dibuat grafik hubungan antara jarak dengan waktu.

Pengolahan data metode seismik refraksi menggunakan perangkat lunak diantaranya

adalahmatlab dan excel. Proses pertama yang harus dilakukan adalah mengkonversi

data dari excel berupa nomer, offset, waktu datang gelombang pada posisi forward dan

waktu datang gelombang pada posisi reverse kedalam format .txt.

Kemudian format tersebut dimasukkan kedalam rumusan matlab yang telah di

program terlebih dahulu, lalu run program yang telah diselesaikan dengan memasukan

nama folder dalam format .txt seperti gambar dibawah ini

61

Setelah itu di dapat model kecepatan seismik refraksi perlapisan yang akan

ditentukan titik mana yang diangkap break point pada masing-masingproses

pengambilan data, yaitu forward maupun reverse.

Tahap selanjutnya adalah dilakukan ekstrapolasi dari data asli yang diperoleh

dilapangan yang untuk mengangkat data yang random atau terlalu berbeda dengan

kecenderungan data lainnya. Ekstrapolasi dilakukan dengan menggunakan software

matlab dengan metode hagiwara, yaitu dengan mencari first break dengan memilih nilai

1 sebagai representasi pertemuan antara lapisan pertama dan kedua dari lapisan bawah

permukaan.

62

Dengan demikian akan dihasilkan model perlapisan bawah permukaan sebagai berikut

Setelah semua model perlapisan dari tiga line yang ada, maka model-model tersebut

diinterpretasi lebih lanjut untuk mengetahui bagaimana keadaan bawah permukaan

yang sebenarnya.

Interpretasi Data

Dalam interpretasi data seismik refraksi bertujuan hanya untuk mengetahui pola

perlapisan pada daerah penelitian. Software yang digunakan adalah matlab. Penjelasan

mengenai interpretasi akan dijelaskan pada bab hasil dan pembahasan.

c. Metode Gravity

Dalam tahap pengolahan data gravitasi langkah awal yang dilakukan adalah dengan

melakukan konversi hasil pembacaan data ke satuan mGal dan kemudian dilakukan koreksi

63

data. Perhitungan koreksi tersebut didapat dengan menggunakan software Ms. Excel.

Setelah dilakukan koreksi data, selanjutnya dilakukan pemisahan antara anomali Bouguer

dan anomali regional dengan menggunakan software Magpick . Maka akan didapatkan

hasil berupa anomali regional dan anomali residual. Kemudian dilakukan penggambaran

pola untuk kedua anomali tersebut dengan software Surfer 9.0. Selanjutnya dilakukan

pemodelan geologi dengan Grav2DC dan dilakukan interpretasi dari keseluruhan hasil

yang didapatkan dari pengolahan data.

Konversi dan Koreksi Data

Pengolahan data yang telah didapat ssat pengukuran data dimulai dengan

melakukan konversi data pembacaan gayanerat kedalam satuan mGal. Langkah untuk

melakukan konversi ditunjukkan pada tabel dibawah.

Tabel 3.1 Contoh konversi pembacaan alat

Di mana nilai CCF ( Calibration Correction Factor) merupakan faktor kalibrasi

alat gravitymeteri. Konversi pembacaan ini dilakukan untuk seluruh pembacaan yang

diperoleh dalam setiap titik pengukuran.

Koreksi tidal

Koreksi tidal dilakukan untuk menghilangkan efek dari pasang surut air laut akibat

benda-benda langit disekitar bumi. Pada penilitian ini untuk melakukan koreksi tidal

memanfaatkan software tide. Data yang dimasukkan berupa koordinat dalam derajat,

64

tanggal, serta waktu. Hasil keluaran software ini berupa nilai koreksi tidal pada jam-

jam tertentu sesuai dengan waktu yang telah diinputkan.

Koreksi apungan (drift correction)

Koreksi drift dilakukan karena adanya perbedaan nilai pembacaan alat pada

suatu titik saat dilakukan pembacaan ulang. Secara teoritis Nilai pengukuran gayaberat

pada suatu titik dan diulang kembali pengukurannya maka secara teoritis nilainya akan

tetap atau konstan. Namun dalam kenyataannya nilainya akan berubah. Selain

diakibatkan kondisi pasang-surut, juga dapat dipengaruhi mekanisme alat. Goncangan

pada saat transportasi dapat mempengaruhi mekanisme alat. Untuk koreksi drift

digunakan rumusan yang telah ditunjukkan pada persamaan 2.4.

Koreksi lintang

Koreksi lintang diperlukan karena adanya efek yang diberikan pada saat bumi

berotasi pada porosnya yang mengakibatkan massa bumi mengumpul pada porosnya.

Untuk mendapatkan nilai koreksi lintang digunakan rumusan yang telah ditunjukkan

oleh persamaan 2.5.

Koreksi udara bebas (free air correction)

Koreksi udara bebas digunakan karena titik pengukuran berada pada ketinggian tertentu

di atas mean sea level, dan pada setiap pertambahan ketinggian teerhadap mean sea

level akan mengakibatkan adanya perubahan nilai gayaberat, Nilai koreksi udara bebas

didapatkan dengan menggunakan rumusan dalam persamaan 2.6.

Koreksi medan (terrain correction)

Koreksi medan dilakukan karena adanya efek medan akibat kondisi topografi

disekitar titik pengamatan yang tidak selalu beraturan. Misalkan terdapat bukit disekitar

pengukuran, maka bukit ini memiliki medan yang dapat menekan gravitymeter untuk

menaikkan percepatan gayaberat. Dan sebaliknya, adanya lembah disekitar titik

pengamatan akan memberikan efek penurunan hasil pengukuran gayaberat di titik

tersebut. Koreksi ini didapatkan dengan menggunakan suatu software yang hasil

keluarannya gabungan antara koreksi bouguer dengan koreksi terrain yang dapat

disebut dengan koreksi topografi.

65

Koreksi bouguer (bouguer correction)

Koreksi bouguer memiliki hubungan antara ketinggian suatu tempat dengan

rapat massanya diperhitungkan. Hubungan tersebut dirumuskan pada persamaan 2.8.

Dari persamaan tersebut akan dapat diketahui nilai koreksi Bouguernya.

Penggambaran Kontur Anomali Bouguer

Setelah dilakukan konversi dan koreksi data maka tahap selanjutnya adalah

pembuatan kontur anomali Bouguer dengan software Surfer 9.0. Dari pengolahan data

di Ms. Excel, input yang dimasukkan dalam surfer yaitu lintang, bujur dan CBA, seperti

yang ditunjukkan screenshot dibawah:

Gambar 3.7 Masukan pada software Surfer

Lalu Save as dengan format *.bln, lalu kita pakai tool Grid data dengan metode

Kriging. Setelah kita cek kesesuaian datanya lalu klik Ok dan akan dilakukan proses

Gridding. Setelah proses Gridding nya sukses maka kita akan dapat menampilkan

konturnya.

66

Gambar 3.8 Proses Gridding dengan metode Kriging

Pemisahan anomali Regional dan Residual

Anomali Bouguer lengkap merupakan gabungan antara anomali regional dan

anomali residual. Pemisahan anomali regional dan anomali lokal dapat dilakukan

dengan melakukan kontinuasi ke bawah (downward continuation) ataupun kontinuasi

ke atas (upward continuation). Namun pada penelitian ini digunakan kontinuasi ke atas

(upward continuation) dengan menggunakan software MagPick.

Gambar 3.9 Tampilan software MagPick saat load data kontur anomali Bouguer

67

Gambar 3.10 Tampilan anomali Bouger yang akan dipisahkan

Kemudian kita sorot tool Operation dan Upward Continuantion. Kemudian kita

tentukan interval elevasinya. Disini digunakan interval mulai dari 100 meter. Upward

Continuantion dilakukan sampai pola konturnya tidak berubah. Perubahan tersebut

tetap kita lihat di Surfer. Dari MagPick ini kita mendapatkan 2 anomali yaitu anomali

regional dan anomali residual. Anomali residual lah yang nantinya akan kita lakukan

slicing pada surfer dan dibuat pemodelan geologinya agar nantinya dapat

diinterpretasikan secara kuantitatif.

Gambar 3.11 Proses kontinuasi dengan interval elevasi mulai 100 meter.

68

Pemodelan Geologi

Setelah didapatkan anomali residual maka tahap selanjutnya adalah pemodelan

geologi. Sebelum pemodelan dengan Grav2DC terlebih dahulu kita lakukan slicing di

Surfer. Terlebih dahulu ditampilkan hasil anomali residual yang telah dipisahkan,

kemudian kita gunakan tool Draw dan pilih polyline untuk membuat slice nya.

Diusahakan pada daerah yang kita slice minimal terdapat 1 puncak dan 1 lembah.

Setelah kita tentukan daerah yang akan kita slice kemudian kita digitasi. Untuk proses

slicing kita gunakan Tool Grid kemudian pilih Slice kemudian Save as. Langkah-

langkah diatas bisa dilihat pada screenshot dibawah ini.

Gambar 3.12 Hasil pemisahan anomali residual dibuka pada Surfer

Gambar 3.13 Membuat sebuah Polyline

69

Gambar 3.14 Menentukan daerah yang akan di slice

Gambar 3.15 Proses Digitasi

70

Gambar 3.16 Proses Slicing

Setelah data slice tersimpan lalu kita buka software Grav2DC. Kemudian kita buat

model baru dengan cara berikut:

Gambar 3.17 Tampilan Grav2DC

71

Gambar 3.18 Pembuatan model baru dengan inputnya

Gambar 3.19 Membuka hasil slicing

Gambar 3.20 Input dari data Slicing

Gambar 3.21 Kurva yang terbentuk dari data Slicing

72

Setelah muncul kurva dari hasil Slicing maka kemudian kita akan membuat

suatu model yang kurvanya harus kita cocokkan dengan kurva dari hasil Slicing. Untuk

membuat model tersebut kita mengklik kiri lalu membuat model yang sesua, setelah

terbentuk lalu klik kanan. Kemudian untuk membuat model yang kedua dapat

menggunakan Tool Edit The Model, kemudian klik Add a body. Kita juga dapat

mengubah model-model kita agar semua nya terpenuhi tidak ada yang berlubang

modelnya dengan menggunakan Edit the model kemudian pilih Change a corner with

the mouse. Untuk mencocokkan kurva slicing dan model kita, kita dapat menaik-

turunkan nilai densitas dengan mengklik model kita 2 kali kemudian kita naikkan atau

kita turunkan sampai bentuk kurva nya menyerupai kurva hasil Slicing. Proses ini kita

lakukan sampai error nya bisa bernilai kecil.

Gambar 3.22 Tools untuk membuat model baru

Gambar 3.23 Tools untuk mengubah bentuk model dengan mouse

73

Gambar 3.24 Tools untuk menaik-turunkan nilai densitas

d. Metode Magnetik

Adapun tahapan pengolahan data magnetik dapat dilakukan dengan langkah sebagai

berikut

Data yang diberikan berupa data mentah, yang kemudian dikoreksi IGRF dan koreksi

diurnal area akusisi untuk menentukan hasil anomali total dari data yang diproses. Data hasil

koreksi ditunjukkan oleh gambar di bawah. Data yang diberikan terdapat tujuh data

sehingga nantinya ketujuh data tersebut digabungkan untuk dibuat kontur anomalinya.

Data hasil gabungan selanjutnya di-copy ke dalam program Surfer 10 untuk pembuatan

kontur anomali. Data gabungan disimpan dengan format *.bln.

Langkah selanjutnya adalah membuka grid data hasil Ms. Excel tadi untuk dijadikan peta

kontur. Setelah tahap grid selesai, untuk membuat kontur anomali digunakan perintah New

Contour Map pada menu bar. Maka hasil yang didapatkan seperti gambar di bawah.

74

Maka setelah didapatkan kontur anomali total, dilakukan proses upward continuation dan

reduction to the pole. Tahapan ini dilakukan dengan menggunakan program Magpick.

Langkah pertama yang dilakukan adalah membuka program Magpick pada PC, kemudian

me-load data hasil grid pada Surfer. Setelah di-load maka akan tampil pada gambar di

bawah sisi kanan.

Setelah didapatkan hasil seperti di atas, maka dilakukan tahapan upward continuation pada

menu Operations – Upward Continuation. Pada tahap ini dilakukan beberapa kali hingga

tidak ada perubahan yang signifikan pada hasil konturnya. Dalam langkah ini, penulis

mengkontinuasi hingga 1000 karena dirasa tidak ada perubahan yang mencolok. Dalam

gambar di bawah, diatur nilai continued field sebagai nilai anomali regional dan original-

continued sebagai nilai anomali residual.

75

Langkah selanjutnya membuka program Surfer kembali untuk menampilkan kontur anomali

hasil tahapan upward continuation. Data tersebut dikonturkan kembali dan dihasilkan

seperti gambar di bawah

Setelah didapatkan hasil seperti gambar di atas, kembali ke program Magpick untuk

mereduksi hasil ke kutub, data yang digunakan adalah data hasil upward continuation. Hal

ini dilakukan guna untuk mengubah dipole menjadi monopole.

76

Hasil dari reduksi ke kutub adalah dalam file onpole.grd, yang akan dibentuk konturnya

dalam Surfer. Dengan perintah New Contour Map – Open Grid (onpole.grd) – open maka

hasil kontur akan keluar.

Langkah selanjutnya adalah kembali ke Magpick untuk melihat hasil gradien. Pilih menu

operations – gradients. Yang selanjutnya dibentuk konturnya kembali di Surfer.

Selanjutnya adalah pemisahan anomali dengan fungsi Math pada Surfer. Langkah yang

dilakukan adalah memilih menu Grid – Math yang ditunjukkan oleh gambar di bawah.

Persamaan di bawah diganti menjadi A – B yang awalnya adalah A + B.

77

Selanjutnya adalah menampilkan kontur hasil pemisahan. Dengan perintah New Contour

Map – buka file dengan nama out.grd. Maka akan dihasilkan kontur seperti gambar di

bawah.

Kemudian melakukan slicing (pemotongan). Dengan perintah Draw – polyline – tarik garis

dari anomali rendah ke tinggi ataupun anomali tinggi ke rendah.

Selanjutnya klik Map – digitize – pick pada ujung dari slice.

78

Kemudian klik Grid – slice – data residual (.grd) hasil upward continuation – buka data

digitize sebelumnya – ok

Selanjutnya buka Mag2DC – buka data model sebelumnya – siap melakuakan pemodelan

e. Metode Ground Penetrating Radar

Studi georadar diawali dengan membuat desain survey yang biasannya

berupa lintasan atau line . Lintasan ini ditentukan panjangnya sesuai dengan

79

kemampuan impuls pulsa gelombang elektromagnetik yang dipancarkan oleh alat .

Biasanya dalam menentukan lintasan harus memperhitungkan factor topografi .

Pengambilan data georadar dilaksanakan pada lokasi potensi panas bumi desa

segaran tiris yaitu tepatnya di sekitar lokasi sumber air panas . Scanning dilakukan dari

terasiring paling bawah membujur ke timur dimulai dari pinggir sungai hingga naik ke

terasiring atasnya

Untuk pengambilan data yang dilakukan digunakan mode ground scan otomatis

. Disini kami melakukan pengambilan data sejumlah 6 line pada 3 terasiring yang

berbeda . Untuk pengambilan data dilakukan scanning secara berjalan lurus dan tidak

boleh berkelok kelok dan harus ditentukan impulse yang tepat sesuai dengan panjang

line . Untuk future 2005 ini impulse maksnya 50 . Line yang digunakan sepanjang 10m

dengan letak 3 terasiring . Line pertama ada pada terasiring paling bawah , line kedua

pada terasiring diatasnya sama sekitar 10m , dan line ketiga pada terasiring di atas line

kedua dengan panjang sekitar 10m juga . Setelah didapat total line kurang lebih 90m

akuisisi dihentikan

3.4 Alur Penelitian

a. Metode Resistivity

80

b. Metode Seismik Refraksi

c. Metode Gravity

81

d. Metode Magnetik

e. Metode Ground Penetrating Radar

82

BAB IV

HASIL DAN PEMBAHASAN

4.1 Data Hasil Pembahasan

a. Metode Resistivity

b. Metode Seismik Refraksi

83

c. Metode Gravity

84

d. Metode Ground Penetrating Radar

4.2 Analisa Prosedur

a. Metode Resistivity

Pada workshop kali ini telah dilakukan pengambilan data geolistrik di daerah

manifestasi panas bumi yang terletak pada kawasan Desa Tiris, Kabupaten Probolinggo.

Metode yang digunakan adalah metode resisitivitas dengan konfigurasi dipole-dipole,

metode ini merupakan metode mapping untuk mengetahui penampang dua dimensi secara

lateral.

85

Peralatan yang digunakan untuk mengambil data adalah OYO tipe McOhm-EL

Model 2119D. Pada survey geolistrik ini telah diambil sebanyak lima intasan pada daerah

yang telah ditentukan oleh asisiten (gambar earth). Karena terkendala oleh topografi daerah

yang susah maka lintasan yang diambil tidak sesuai dengan desain survey. Pengambilan

data lintasan ini tidak dapat digambarkan pada google earth ataupun software pendukung

lainnya, disebabkan beberapa kelompok tidak memberikan gambaran lintasan tempat

mereka mengambil. Karena itu hanya ditapilkan lintasan pengambilan data dari kelompok

tiga seperti gambar lintasan

b. Metode Seismik Refraksi

Pada workshop kali ini telah dilakukan pengambilan data seismic refraksi di

daerah manifestasi panas bumi yang terletak pada kawasan Desa Tiris, Kabupaten

Probolinggo. Pengambilan data dilakukan sebanyak tiga line dengan pengambilan

secara forward dan reverse.

86

Peralatan yang digunakan untuk mengambil data adalah McSEIS-SX sebagai

pembaca waktu gelombang P dan gelombang S, geophone sebagai receiver dan palu

seismic sebagai sumber seismik. Setelah ketiga lintasan direkam, makan langkah

selanjutnya adalah menggabungkan dan mengkorelasi dengan metode geofisika lainnya

untuk menggambarkan keadaan bawah permukaan yang sesungguhnya.

c. Metode Gravity

d. Metode Magnetik

e. Metode Ground Penetrating Radar

4.3 Analisa Hasil

a. Metode Resistivity

Dari hasil pemodelan inversi dua dimensi menggunakan software Res2Dinv,

dapat digunakan untuk melihat liitologi batuan yang berada pada daerah workshop bila

dikorelasikan dengan nilai table resisitivitas dari Telford an Astier

87

Litologi kelompok ke 1

Dari hasil penampang dua dimensi pada lintasan kelompok satu dengan panjang lintasan

sejauh 50 meter dengan jarak spasi antara elektroda sebesar 5 meter, didapatkan

kedalaman penetrasi sedalam 10,9 meter. Hasil inversi lintasan ini seperti pada gambar

diatas.

Berdasarkan hasil inversi didapatkan nilai resisitivitas batuan berkisar antara 17,9

miliohm sampai dengan 1321 miliohm. Menurut table nilai resisitivitas sebesar 17,9

miliohm merupakan batuan lempung, nilai resisitivitas sebesar 33,1 miliohm merupakan

batuan tufa vukanik, nilai resisitivitas sebesar 61,6 miliohm merupakan batuan pasir, nilai

rsisitivitas sebesar 113 miliohm merupakan batuan breksi, nilai resisitivitas sebesar 209-

386 miliohm merupakan batuan kapur, nilai resisitivitas lebih besar dari 714 miliohm

merupakan batuan lava.

Litologi kelompok ke 2

Dari hasil penampang dua dimensi pada lintasan kelompok dua dengan panjang lintasan

sejauh 100 meter dengan jarak spasi antara elektroda sebesar 10 meter, didapatkan

88

kedalaman penetrasi sedalam 21,8 meter. Hasil inversi lintasan ini seperti pada gambar

diatas.

Berdasarkan hasil inversi didapatkan nilai resisitivitas batuan berkisar antara

3,98 miliohm sampai dengan 1531 miliohm. Menurut table nilai resisitivitas sebesar

3,98-9,31 miliohm merupakan batuan lempung, nilai resisitivitas sebesar 21,8 miliohm

merupakan batuan tufa vukanik, nilai resisitivitas sebesar 51,0 miliohm merupakan

batuan pasir, nilai rsisitivitas sebesar 119 miliohm merupakan batuan breksi, nilai

resisitivitas sebesar 279 miliohm merupakan batuan kapur, nilai resisitivitas lebih besar

dari 654 miliohm merupakan batuan lava, dan nilai resisitivitas sebesar 1631 miliohm

merupakan batuan pasir kering.

Litologi kelompok ke 3

Dari hasil penampang dua dimensi pada lintasan kelompok dua dengan panjang

lintasan sejauh 100 meter dengan jarak spasi antara elektroda sebesar 10 meter,

didapatkan kedalaman penetrasi sedalam 21,8 meter. Hasil inversi lintasan ini seperti

pada gambar diatas.

Berdasarkan hasil inversi didapatkan nilai resisitivitas batuan berkisar antara

16,8 miliohm sampai dengan 3673 miliohm. Menurut table nilai resisitivitas sebesar

16,8 miliohm merupakan batuan lempung, nilai resisitivitas sebesar 36,3-78,3 miliohm

merupakan batuan tufa vukanik, nilai resisitivitas sebesar 169 miliohm merupakan

batuan pasir, nilai rsisitivitas sebesar 365 miliohm merupakan batuan kapur, nilai

resisitivitas sebesar 788-1701 miliohm merupakan batuan lava, dan nilai resisitivitas

sebesar 3673 miliohm merupakan batuan konglomerat.

Litologi Kelompok ke 4

89

Dari hasil penampang dua dimensi pada lintasan kelompok dua dengan panjang

lintasan sejauh 100 meter dengan jarak spasi antara elektroda sebesar 10 meter,

didapatkan kedalaman penetrasi sedalam 21,8 meter. Hasil inversi lintasan ini seperti

pada gambar diatas.

Berdasarkan hasil inversi didapatkan nilai resisitivitas batuan berkisar antara

3,24 miliohm sampai dengan 4658 miliohm. Menurut table nilai resisitivitas sebesar

3,24-9,16 miliohm merupakan batuan lempung, nilai resisitivitas sebesar 25,0 miliohm

merupakan batuan tufa vukanik, nilai resisitivitas sebesar 73,0 miliohm merupakan

batuan pasir, nilai rsisitivitas sebesar 206 miliohm merupakan batuan kapur, nilai

resisitivitas sebesar 583-1648 miliohm merupakan batuan lava, dan nilai resisitivitas

sebesar 4658 miliohm merupakan batuan konglomerat.

Litologi Kelompok ke 5

90

Dari hasil penampang dua dimensi pada lintasan kelompok dua dengan panjang

lintasan sejauh 100 meter dengan jarak spasi antara elektroda sebesar 10 meter,

didapatkan kedalaman penetrasi sedalam 17,0 meter. Hasil inversi lintasan ini seperti

pada gambar diatas. Berdasarkan hasil inversi didapatkan nilai resisitivitas batuan

berkisar antara 1,87 miliohm sampai dengan 336 miliohm. Menurut table nilai

resisitivitas sebesar 1,87-17,3 miliohm merupakan batuan lempung, nilai resisitivitas

sebesar 36,3 miliohm merupakan batuan tufa vukanik, nilai resisitivitas sebesar 76,3-

160 miliohm merupakan batuan pasir, nilai rsisitivitas diatas 336 miliohm merupakan

batuan kapur.

Pada dasarnya interpretasi ini merupakan hasil dari dua buah table dengan nilai inversi,

bila untuk lebih detail memungkin untuk menggunakan table yang lebih banyak. Pada

hasil interpretasi ini perkiraan aliran fluida panas bumi yaitu terletak pada batuan tuff

vulkanik dan juga batuan pasir, tetapi kurang dapat dilihat pola aliran fluida antara satu

kelompok ke kelompok lainnya karena disebabkan kurangnya informasi tentang daerah

yang datanya oleh masing-masing kelompok. Pada hasil inversi ini juga dapat dilihat

bahwa nilai resisitivitas terendah yaitu kelompok ke 5 dengan resisitivitas terbesarnya

91

sekitar 335 miliohm, hal ini dapat disebabkan pengambilan data terlalu dekat sungai

ataupun pengambilannya datanya setelah hari hujan sehingga nilai resisitivitasnya

kecil.

b. Metode Seismik Refraksi

Hasil impuls yang diperoleh dari perekaman data seismik refraksi adalah waktu

datang gelombang P dan gelombang S yang terbaca oleh seismograf pada perangkat

McSEIS-SX. Lamanya waktu datang gelombang bergantung pada jenis litologi batuan

dibawah permukaan. Penentuan waktu tiba pertama dari gelombang seismik, yang

ditandai dengan amplitudo pertama dari gelombang seismik disebut dengan picking

analysis . Analisa pemetikan ini dibutuhkan untuk mengetahui first break, yaitu

gelombang yang paling cepat diterima oleh receiver sebagai representasi dari lapisan

lapuk (weathering zone). Dari grafik 1, 2, dan 3 ditunjukkan hubungan antara waktu

dating gelombang P terhadap offset. Dari ketiga line, line pertama memiliki

kecenderungan data yang baik ketimbang line kedua dan ketiga.

0

5

10

15

20

0 10 20 30 40 50

Wak

tu D

atan

g

Offset

Hubungan Antara Waktu Datang Gelombang dengan Offset Line 1

Series1

Series2

Series3

Series4

92

Dari ketiga data pada masing-masing line terdapat data yang tidak make sense,

sehingga perlu dilakukan ektrapolasi. Ektrapolasi bertujuan untuk mengangkat data-

data agar memiliki kecenderungan yang sama dengan dilakukan perhitungan secara

komputasi, dengan terlebih dahulu menetukan break point di shot array kedua dari

rekaman data seismik. Dibawah ini didapat nilai ekstrapolasi dari data masing-masing

line, yaitu :

0

2

4

6

8

10

12

2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24 26 28 30 32 34 36 38 40

Wak

tu D

atan

g

Offset

Hubungan Antara Waktu Datang Gelombang dengan Offset Line 2

TF1 TF2 TR1

0

5

10

15

20

25

2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24 26 28 30 32 34 36 38 40 42 44 46 48

Wak

tu D

atan

g

Offset

Hubungan Antara Waktu Datang Gelombang dengan Offset Line 3

TF1 TF2 TR1 TR2

93

n offst TF TR

1 2 7.66 18.01238

2 4 11.14 17.73238

3 6 11.16 16.71238

4 8 11.18 13.77238

5 10 11.44 13.01238

6 12 11.46 13.33238

7 14 11.48 12.81238

8 16 11.52 12.45238

9 18 11.76 11.57238

10 20 11.84 11.84

11 22 12.16 10.88

12 24 14.08 10.72

13 26 14.4 10.32

14 28 15.6 10.08

15 30 16.08 9.76

16 32 16.25067 9.44

17 34 16.57067 8

18 36 16.81067 7.36

19 38 17.93067 7.12

20 40 19.05067 5.84

Table 2. Hasil Ekstrapolasi Line 1

94

n offset TF TR

1 2 -3.09224 10.98697

2 4 -2.49236 10.552424

3 6 -1.89248 10.117879

4 8 -1.29261 9.5

5 10 -0.69273 9.32

6 12 -0.09285 8.74

7 14 0.50703 8.36

8 16 1.106909 8.3

9 18 1.706788 7.46

10 20 2.306667 6.88

11 22 3.18 6.68

12 24 3.58 6.36

13 26 4.02 5.98

14 28 4.48 5.24

15 30 5.48 4.7

16 32 5.66 4.4687879

17 34 5.94 4.0342424

18 36 7.4 3.599697

19 38 7.84 3.1651515

20 40 8.48 2.7306061

Table 2. Hasil Ekstrapolasi Line 2

n offst TF TR

1 2 2.322 30.4881077

2 4 4.692 30.2081077

3 6 5.732 29.1881077

4 8 6.102 26.2481077

5 10 6.192 25.4881077

6 12 7.292 25.8081077

7 14 8.332 25.2881077

8 16 10.892 24.94838

9 18 12.412 24.06838

95

10 20 13.612 23.98838

11 22 16.516 19.18838

12 24 17.318 18.90838

13 26 17.684 18.86838

14 28 19.524 18.66838

15 30 21.373 18.42838

16 32 23.613 17.45962

17 34 24.493 17.21962

18 36 23.773 14.97962

19 38 26.333 13.29962

20 40 27.053 12.01962

Table 2. Hasil Ekstrapolasi Line 3

Dengan nilai ektrapolasi tersebut, maka dapat ditentukan selisih antara waktu datang

gelombang asli dengan waktu dating gelombang yang telah diekstrapolasi, sebagai dt.

Untuk mendapatkan model lapisan, maka digunakan metode Hagiwara Masuda, yaitu

merupakan metode grafika komputer untuk menggambarkan suatu bidang perlapisan

yang biasa digunakan pada seismik refraksi. Dari metode ini, dihasilkan model

perlapisan dari ketiga line, yaitu sebagai berikut :

96

Gambar 1 : Model Perlapisan Line 1

Analisis Interpretasi Seismik Refraksi Lintasan pertama (Gambar 1) dilakukan

pengukuran dengan panjang lintasan 40 meter dengan jarak antar geophone 2 meter.

Hasil interpretasinya menunjukkan bahwa terdapat dua lapisan dalam pengukuran ini.

Untuk nilai kecepatan batuan yang didapatkan dari 985 m/s hingga 3330 m/s dengan

kedalaman sampai 8 meter. Untuk lapisan pertama dengan nilai kecepatan (v1) = 985

m/s dengan ketebalan lapisan 2-4 meter dan lapisan kedua dengan nilai kecepatan (V2)

= 3330m/s dengan ketebalan lapisan 4-8 meter. Hasil ini menunjukkan nilai kecepatan

dan ketebalan lapisan berbeda-beda sesuai jenis litologinya. Dari referensi mengatakan

bahwa litologi dengan kecepatan antara 700-1500 m/s dengan kedalaman 9.5-11.5

meter menunjukan adanya pasir jenuh, kerikil jenuh, dan alluvium. Hal ini selaras

dengan kecepatan serta kedalaman lokasi penelitian line 1. Sedangkan untuk lapisan

kedua kecepatan meningkat sangat tajam hingga 3330 m/s diduga adanya jenis batuan

sedimen kompak hingga beku. Karena lokasi dari pengambilan data pada line pertama

adalah dekat bibir sungai dimana biasanya teridentifikasi batuan dasar yang tersingkap

kepermukaan akibat erosi yang aktif.

97

Gambar 1 : Model Perlapisan Line 2

Analisis Interpretasi Seismik Refraksi Lintasan kedua (Gambar 2) dilakukan

pengukuran dengan panjang lintasan 40 meter dengan jarak antar geophone 2 meter.

Hasil interpretasinya menunjukkan bahwa terdapat dua lapisan dalam pengukuran ini.

Untuk nilai kecepatan batuan yang didapatkan dari 3084 m/s hingga 3359 m/s dengan

kedalaman sampai 8 meter. Untuk lokasi pada line kedua memiliki data yang paling

tidak beraturan dikarenakan dalam akuisisinya alat yaitu konektor antar source dan

receiver putus dan harus disambung secara manual hingga masalah cuaca saat akuisisi

data. Sehingga pada line ini didapatkan kecepatan yang sangat besar yaitu kecepatan

gelombang yang mengenai batuan beku, kenyataan dilapangan terdapat lapisan lapuk

berupa top soil, pasir, dan kerikil tidak jenuh.

98

Gambar 1 : Model Perlapisan Line 3

Analisis Interpretasi Seismik Refraksi Lintasan ketiga (Gambar 3) dilakukan

pengukuran dengan panjang lintasan 48 meter dengan jarak antar geophone 2 meter.

Hasil interpretasinya menunjukkan bahwa terdapat dua lapisan dalam pengukuran ini.

Untuk nilai kecepatan batuan yang didapatkan dari 1523 m/s hingga 1715 m/s dengan

kedalaman sampai 30 meter. Untuk lapisan pertama dengan nilai kecepatan (v1) = 1523

m/s dengan ketebalan lapisan 2-15 meter dan lapisan kedua dengan nilai kecepatan (V2)

= 1715 m/s dengan ketebalan lapisan 15-30 meter. Hasil ini menunjukkan nilai

kecepatan dan ketebalan lapisan berbeda-beda sesuai jenis litologinya. Dari referensi

mengatakan bahwa litologi dengan kecepatan antara 1500-1800 m/s menunjukan

adanya lempung dan pasir. Hal ini selaras dengan kecepatan serta kedalaman lokasi

penelitian line 3.

Line Kecepatan

V1 m/s V2 m/s

Line 1 985 3330

99

Line 2 3084 3359

Line 3 1523 1715

c. Metode Gravity

Dari hasil pengolahan data lapangan diperoleh nilai konversi pembacaan alat,

nilai gayaberat terkoreksi tidal dan drift, nilai gayaberat observasi, nilai gayaberat

normal, nilai anomali bouguer lengkap (lampiran 1), dan juga hasil pemisahan

anomali regional dan anomali lokal pada anomali bouguer lengkap beserta

pemodelannya.

Anomali Bouguer Lengkap

Nilai anomali bouguer lengkap dipengaruhi oleh nilai gayaberat observasi, nilai

gayaberat normal, nilai koreksi udara bebas, nilai koreksi bouguer, dan nilai koreksi

medan. Setelah dilakukan koreksi-koreksi tersebut, kemudian ditentukan nilai anomali

gayaberat secara keseluruhan. Anomali ini sering dikenal dengan Complete Bouguer

Anomaly (CBA) yang merupakan anomali gayaberat yang pada umumnya digunakan

untuk pendugaan struktur bawah permukaan. Hasil tampilan dari kontur anomali

bouguer lengkap ditunjukkan pada Gambar 4.1

100

Gambar 4.1 Kontur Anomali Bouguer lengkap

Dari kontur anomali Bouguer lengkap didapatkan nilai densitas dengan range

antara 150 − 230 𝑚𝐺𝑎𝑙. Nilai anomali yang rendah berada pada bagian selatan daerah

pengukuran sedangkan daerah dengan anomali tinggi berada pada bagian tengah daerah

pengukuran. Disini didapat kontras densitas yang tidak terlalu mencolok, jadi

menunjukkan bahwa pada daerah penelitian memiliki material yang hampir sama.

Pemisahan Anomali Regional dan Residual

Agar dapat dilakukan interpretasi secara kuantitatif maka harus menggunakan

anomali residual, sehingga sehingga diperlukan pemisahan antara anomali sisa dan

anomali regional. Anomali regional biasanya disebabkan oleh batuan – batuan yang

dalam, sedangkan anomali lokal disebabkan oleh batuan – batuan yang dangkal. Untuk

memisahkan kedua anomali tersebut kita menggunakan metode kontinuasi keatas

(upward continuations). Berikut hasil pemisahan anomali residual:

101

Gambar 4.2 kontur anomali residual orde ke-2

102

Gambar 4.3 Hasil sayatan pada kontur anomali residual

Pemodelan Geologi

Dari hasil pemodelan tersebut kita dapat interpretasikan secara kuantitatif

saja. Dari kontur anomali residual dibuat satu penampang yaitu penampang A-A’

dengan jarak 25 meter yang berada di sekitar lokasi sumber air panas. Kemudan

dilakukan pemodelan dengan menggunakan software Grav2DC dan didapatkan

model bawah permukaan seperti di bawah ini:

Gambar 4.4 Hasil pemodelan pada penampang A-A’

Penampang melintang anomali sisa lintasan AA’ menunjukkan pada sumbu Y

positif merupakan nilai anomali pengamatan ( dalam mGal), sumbu Y negatif

merupakan kedalaman (75000 meter) sedangkan untuk sumbu X merupakan nilai jarak

lintasan (dalam meter). Didapatkan nilai densitas dari pemodelan diatas yaitu pada

warna biru: 𝛥𝜌 = 0,075 𝑔/𝑐𝑚3; 𝜌2 = 2,674 𝑔/𝑐𝑚3, warna merah 𝛥𝜌 = 0,105 𝑔/

𝑐𝑚3, warna merah tua: 𝛥𝜌 = 0,065 𝑔/𝑐𝑚3 dan dengan error sebesar 10,33. Dari nilai-

nilai densitas tersebut dapat diduga bahwa lapisan tanah pada lokasi sumber air panas

berupa breksi, tufa dan juga basalt. Kandungan batuan tersebut diakibatkan oleh lokasi

sumber air panas yang diapit oleh 1 gunung api yaitu Argopuro pada sebelah timur dan

1 gunung mati disebelah barat yaitu Gunung Lamongan.

Untuk mengetahui material apa yang berada pada bawah permukaan daerah

penelitian berdasarkan densitasnya maka dapat dilihat di Tabel densitas, namun harus

juga dikorelasikan dengan peta geologi untuk mengetahui daerah penelitian termasuk

daerah endapan atau daerah vulkanik. Tabel densitas batuan dapat dilihat dibawah

103

Tabel 4.1 Harga densitas pada tiap jenis batuan

d. GPR

GPR tipe future 2005 merupakan alat berfasilitas digital yang langsung dapat

dikoneksikan dan diproses dalam PC yang kita gunakan saat akuisisi dengan

menggunakan software visualizer 3D . Pengolahan data menggunakan Visualizer 3D

dari unit gabungan alat GPR Future 2005 menampilkan penampang / radargram hasil

scanning secara langsung . Tampilan penampang 2D atau 3D dapat dilakukan koreksi

dengan menggunakan fasilitas pada menu software visualizer 3D . Untuk tampilan data

berupa 3D , kita dapat menggunakan fasilitas di menu untuk memperkirakan kedalaman

anomaly yang muncul yaitu dengan mengubah kedudukan garis vertical dan horizontal

di titik target untuk menentukan posisi dan kedalaman titik target . Setelah selesai

104

pengoreksian data , tampilan dapat disimpan dengan cari di save pada software

Visualizer 3D

Gambar (I) diatas merupakan hasil dari prosesing data dari line 1 yang terletak

pada terasiring paling bawah yang dekat dengan sungai , terletak pada koordinat S=

0757’ 14,29” . E=11523’ 14,66” . h=482m

Gambar (II) merupakan hasil dari prosesing dari line 2 yang terletak di atas

terasiring pada line 1 , terletak pada koordinat S=0757’ 14,37” . E=11323’ 15,26” .

h=483m

Gambar (III) merupakan hasil dari prosesing dari line 3a dan 3b yang terletak

di atas terasiring pada line 2 , terletak pada koordinat S=0757’ 14,43” . E=11323’

15,32” . h=484m / 3a

105

S=0757’ 14,16” . E=11323’ 15,32” . h=485m / 3b

Gambar (IV) merupakan hasil dari prosesing dari line 2 yang terletak di atas

terasiring pada line 1 , terletak pada koordinat S=0757’ 14,36” . E=11323’ 15,35” .

h=485m / 4a dan S=0757’ 14,13” . E=11323’ 14,69” . h=485m / 4b

Tujuan dilaksanakannya pengukuran GPR ini adalah untuk mengidentifikasi

kontras konduktivitas batuan penyusun bawah permukaan pada area penelitian

berdasarkan perbedaan konstanta dielektrik.

Sesuai dengan penampang perlapisan umumnya terdiri dari 3 lapisan yaitu air,

lapisan alluvial dan bedrock. Ke-tiga lapisan ini memiliki konstanta dielektrik dan

konduktivitas serta porositas yang berbeda-beda.

Line 1

Pada line 1 terdapat kontras warna dari hijau dan biru . Biru disini menunjukkan

adanya air di bawah permukaan tanah . Air merupakan lapisan yang sensitif dan sedikit

menyebabkan amplitudo sinyal refleksi pada lapisan, ini sangat kuat karena absorbsi

energi gelombang radarnya kecil . Terdapat sedikit lapisan berwarna hijau yang

menandakan pasir. Lapisan ini merupakan lapisan yang konduktif dan kandungan air

yang banyak karena ada kontak langsung dengan air , sehingga menyebabkan

amplitudo sinyal refleksi pada lapisan ini lemah karena absorbsi energi gelombang

radarnya lebih besar.

Line 2

106

Mirip pada line 1 , pada line 2 ini terdapat warna biru dan hijau yang berarti

terdapat air dan lapisan tanah . Warna merah yang terbaca mengindikasikan adanya

sebuah benda berbahan metal , kalau melihat pada lokasi sepertinya ada besi atau

sampah sampah kecil yang tertanam

Line 3

107

Pada line ke 3 prosesing data menunjukkan hasil pengamatan yang hamper sama juga

seperti pada line line sebelumnya . Hijau menunjukkan tanah , dan biru merupakan air bawah

permukaan . Air tersebut terbaca tepat di bawah dari tanah , diperkirakan itu adalah air

rembesan dari sungai

Line 4

108

Pada line ke 4 ini didapat hasil processing yang kurang memuaskan , lebih

banyak terbaca warna biru yang berarti adalah air . Air ini lebih banyak berada di

permukaan , bisa jadi ini adalah air resapan dari hujan yang kebetulan terjadi semalam

sebelum dilakukan akuisisi , sehingga data yang diperoleh lebih banyak terbaca air ,

dan tidak bisa memprediksi lebih lanjut lagi

Overall hasil scanning 2d yang kami peroleh mulai dari line 1 – 4b memiliki

hasil pembacaan yang sama , dilihat dari geologi sekitar dan hasil pembacaan dapat kita

simpulkan bahwa di lokasi penelitian tidak ditemukan adanya anomaly yang dominan

seperti adanya cavity atau logam .

e. Metode Magnetik

Pembahasan pada hasil pengolahan data dilakukan dengan interpretasi kualitatif

dan interpretasi kuantitatif. Di mana interpretasi kualitatif dilakukan dengan melakukan

analisa dari kontur anomali dan hasil korelasi dengan peta geologi dan kontur

topografi. Sedangkan interpretasi kuantitatif dilakukan dengan membuat pemodelan

penampang melintang pada kontur anomali medan magnet sisa. Dari pemodelan yang

didapatkan dapat diinterpretasikan bahwa pada daerah Tiris, Probolinggo terdapat

suseptbilitas batuan berkisar antara 0.0100-0.030 nT dimana batuan yang memiliki

suseptibilitas dengan kisaran nilai tersebut adalah batuan sedimen. Dari struktur batuan

109

sedimen yang terdapat pada daerah penelitian dapat membuktikan bahwa daerah ini

memang memiliki reservoir air panas yang bagus. Selain terdapat batuan sedimen

terdapat juga batuan beku yang dapat diindentifikasi sebagai batuan reservoir. Nilai

suseptibilitas yang didapatkan kecil ini diakibatkan oleh pengaruh suhu air panas.

110

BAB V

PENUTUP

5.1 Kesimpulan

Setelah dilakukan penelitiandengan menggunakan metode-metode Geofisika diantaranya

yaitu metode seismic refraksi yang bertujuan untuk mencari weathering zone daerah penelitian

dimana lapisan lapuk pada daerah peneitian di dominasi oleh pasir jenuh, kerikil jenuh, dan

alluvium dimana hal tersebut berkorelasi dengan daerah pengambilan data, yaitu disekitas tepi

sungai. Untuk metode gravity untuk mengetahui densitas batuan yaitu: 𝜌1: 𝛥𝜌 = 0,075 𝑔/

𝑐𝑚3; 𝜌2 = 2,674 𝑔/𝑐𝑚3, warna merah 𝛥𝜌 = 0,105 𝑔/𝑐𝑚3 yang berupa batuan berupa

Breksi, Tufa dan Basalt. Untuk metode GPR pada penelitian kali ini bertujuan untuk mencari

cavity zone dan pola aliran panas pada daerah Tiri, Probolinggo. Dan untuk metode magnetic

bertujuan untuk melihat konduktivitas batuan yang mendominasi dari daerah penelitian panas

bumi, Tiris.

Dari korelasi kelima metode geofisika yang dirun pada daerah potensi panas bumi desa

Tiris, Kabupaten Probolinggo disimpulkan bahwa desa Tiris memiliki potensi adanya

manifestasi air panas dipermukaan namun potensi ini tidak terlalu besar. Untuk mendukung

penelitian ini, perlu dilakukan penelitian selain penelitian geofisika.

5.2 Saran

Diharapkan untuk praktikan lebih teliti dalam penentuan koordinat ketika pengambilan

data.

111

112

DAFTAR PUSTAKA

Agustina, E., Suaidi, D. A., Fisika, J., & Malang, U. N. (2013). DIPOLE-DIPOLE DI

PAYUNG KOTA BATU. Identifikasi Bidang Gelincir Zona Rawan Longsor

Menggunakan Metode Geolistrik Resistivittas Konfigurasi Dipole-Dipole Di Payung Kota

Batu, 1–6.

Ahsan, Muhammad. 2013. Seismik Refraksi. http://ahsan-geophysicist.blogspot.com. Diakses

pada 11 Desember 2014 pukul 20.50 WIB

Astuti, Tika Y. (2013). Penerapan Metode Gayaberat Untuk Mengidentifikasi Struktur Bawah

Permukaan Di Daerah Sumber Panasbumi Tiris Kabupaten Probolinggo Jawa Timur.

Malang: Physics Student Journal.

Blakely, R. J. (1996). Potential Theory in Gravity and Magnetic Application. Cambridge:

Cambridge Universty Press.

Cristi. (2014). Studi intrusi air laut dengan menggunakan metode resistivitas konfigurasi

dipole-, (1), 1–6.

Hidayat, N., & Basid, A. (2011). Analisis Anomali Gravitasi Sebagai Acuan Dalam Penentuan

Struktur Geologi Bawah Permukaan dan Potensi Geothermal (Studi kasus Di Daerah

Songgoriti Kota Batu). Neutrino, 7.

Idral, Alanda. 2009. Penerapan Metode Eksplorasi Geofisika Pada Penyelidikan Sumber Daya

Mineral dan Energi. Buletin Sumber Daya Geologi, Vol 4 no. 3 thn 2009

Kadir, W. G. (2000). Eksplorasi Gayaberat dan Mgnetik. Bandung: Departemen Teknik

Geofisika.

Karanth, K.R., 1987, Groundwater Assessment, Tata McGraw-Hill Book Publishing Co.,New

Delhi.

P, Mezak.1998. Seismik Refraksi Untuk Penyelidikan Batuan Andesit Di Desa Sumi,

Kecamatan Sape, Kabupaten Bima Nusa Tenggara Barat. Direktorat Geologi Tata

Lingkungan. Bandung, Indonesia.

113

Priyantari, Nurul dan Suprianto, Agus. 2009. Penentuan Kedalaman Bedrock Menggunakan

Metode Seismik Refraksi di Desa Kemuning Lor Kecamatan Arjasa Kabupaten Jember .

Jurusan Fisika, Fakultas Matematika dan Ilmu Pengetahuan Alam, Universitas Jember.

Purnomo, Adi, dkk. 2010. Investigasi Sub-Permukaan Tanah Untuk Perencanaan Jalan

Menggunakan Survai Pembiasan Seismik. Jurusan Teknik Sipil Univ. Muhammadiyah

Yogyakarta.

Sears, F. W., & Zemansky, M. W. (1999). Fisika Untuk Universita 1. Jakarta: Trimitra Mandiri.

Sleep, N., & Fujita, K. (1997). Principles of Geophysics. USA: Blackwell Science, Inc.

Schlumberger, D. M. (1988). No Title. Pengolahan Data Geolistrik Dengan Metode

Schlumberger, 2, 120–128.

Untung, M. (2001). Dasar-Dasar Magnet dan Gayaberat Serta Beberapa Penerapannya.

Himpunan Ahli Geofisika Indonesia.

Utami, Pri. 1998. Energi PanasBumi (Sebuah Gambaran Umum).Yogyakarta. Energi No 2

November 1998.

Wijaya, L. (2009). Identifikasi pencemaran airtanah dengan metode geolistrik di wilayah

ngringo jaten karanganyar.

114

LAMPIRAN

LAMPIRAN I

Hasil konversi ke mgal.

Titik Elevasi Konversi mGal

base 543 1653.282

A20 524 1657.004

A19 520 1657.979

A18 518 1659.063

A17 518 1659.258

A16 506 1661.064

A15 500 1664.192

A14 509 1662.448

A13 509 1663.076

A12 543 1656.436

A06 548 1654.851

A01 545 1655.31

A02 543 1655.544

A03 540 1655.865

A08 537 1655.85

A04 521 1658.355

A05 508 1657.181

A07 541 1655.457

A11 527 1657.116

BASE 543 1653.392

115

Base Station 550 1653.505

B35 528 1656.589

B30 525 1656.213

B29 534 1654.864

B21 522 1652.896

B28 525 1658.212

B31 528 1658.242

B32 528 1657.785

B33 513 1660.979

B26 512 1662.378

B27 520 1660.718

B22 512 1662.895

B23 517 1662.189

B24 487 1668.041

B25 499 1667.138

B34 488 1669.624

B40 495 1668.116

B38 502 1667.143

B39 532 1658.686

B37 524 1661.289

B36 527 1660.948

Base Station 550 1653.392

BS 550 1653.06

C49X 517 1642.911

116

C51FIX 527 1639.986

C52X 531 1644.832

C53X 534 1644.256

C54X 535 1644.042

C55FIX 529 1648.321

C56X 509 1651.59

C48X 504 1652.489

C47FIX 537 1638.511

C57X 535 1641.658

C46X 519 1646.856

C45X 529 1650.574

C44X 537 1641.439

C43X 535 1637.378

C42X 541 1635.699

C58X 534 1646.404

C59X 539 1652.37

C60X 541 1651.025

C41X 542 1649.219

BS 550 1653.282

BASE 526 1657.342

D63NEW 528 1663.761

D64 NEW 524 1663.088

D65 NEW 518 1658.704

D66NEW 504 1657.675

117

D67 NEW 496 1658.992

D68 NEW 489 1655.311

D69 NEW 528 1657.906

D70 NEW 491 1660.721

D71 NEW 491 1663.877

D72 NEW 488 1665.568

D73 NEW 477 1666.812

D76 NEW 483 1668.151

D77NEW 502 1670.31

D78 NEW 477 1669.63

D79 NEW 475 1668.772

D80NEW 488 1667.135

D81NEW 489 1667.132

BASE 527 1657.224

Base 514 1658.052

E85 532 1651.66

E86 528 1653.652

E101 522 1653.728

E96 515 1660.274

E100 505 1662.75

E99 491 1666.142

E88 486 1667.713

E89 485 1666.427

E90 482 1669.472

118

E91 486 1668.719

E92 490 1668.608

E98 493 1672.515

E97 503 1663.948

E93 500 1663.985

E94 516 1660.602

E95 522 1658.906

E84 531 1656.991

E83 533 1654.513

E82 538 1652.827

Base 514 1657.437

119

LAMPIRAN II

Nilai gayaberat terkoreksi tidal dan drift

Station tidal gst drift gsd

base 0.001 1653.281 0 1653.281

A20 0.031 1656.973 0.0027342 1656.97

A19 0.051 1657.928 0.0044557 1657.923

A18 0.072 1658.991 0.0063797 1658.985

A17 0.083 1659.175 0.0073924 1659.167

A16 0.097 1660.967 0.0087089 1660.958

A15 0.132 1664.06 0.0120506 1664.048

A14 0.15 1662.298 0.0141772 1662.283

A13 0.16 1662.916 0.0154937 1662.9

A12 0.179 1656.257 0.0192405 1656.238

A06 0.184 1654.667 0.0210633 1654.646

A01 0.185 1655.125 0.0217722 1655.104

A02 0.184 1655.36 0.0230886 1655.337

A03 0.184 1655.681 0.0235949 1655.658

A08 0.176 1655.674 0.0245063 1655.65

A04 0.162 1658.193 0.027443 1658.166

A05 0.162 1657.019 0.0301772 1656.989

A07 0.122 1655.335 0.0351392 1655.3

A11 0.098 1657.018 0.0374684 1656.981

BASE 0.071 1653.321 0.04 1653.281

Base Station -0.036 1653.541 0 1653.541

120

B35 -0.022 1656.611 -0.0197245 1656.63

B30 -0.012 1656.225 -0.0328742 1656.258

B29 -0.001 1654.865 -0.0486539 1654.914

B21 0.015 1652.881 -0.0696934 1652.951

B28 0.029 1658.183 -0.0881029 1658.271

B31 0.04 1658.202 -0.1025676 1658.305

B32 0.054 1657.731 -0.1209771 1657.852

B33 0.071 1660.908 -0.1420167 1661.05

B26 0.09 1662.288 -0.1656861 1662.453

B27 0.108 1660.61 -0.1906705 1660.8

B22 0.121 1662.774 -0.210395 1662.984

B23 0.133 1662.056 -0.2314345 1662.287

B24 0.142 1667.899 -0.2498441 1668.149

B25 0.166 1666.972 -0.3182225 1667.291

B34 0.168 1669.456 -0.3471518 1669.804

B40 0.167 1667.949 -0.3629314 1668.312

B38 0.166 1666.977 -0.382656 1667.36

B39 0.16 1658.526 -0.4129003 1658.939

B37 0.152 1661.137 -0.4352547 1661.572

B36 0.146 1660.802 -0.4497194 1661.252

Base Station 0.134 1653.258 -0.4747038 1653.733

BS -0.006 1653.066 0 1653.066

C49X 0.016 1642.895 0.0080275 1642.887

C51FIX 0.066 1639.92 0.0237957 1639.896

121

C52X 0.074 1644.758 0.0269494 1644.731

C53X 0.084 1644.172 0.0295296 1644.142

C54X 0.088 1643.954 0.0312498 1643.923

C55FIX 0.095 1648.226 0.0341167 1648.192

C56X 0.107 1651.483 0.0387039 1651.444

C48X 0.113 1652.376 0.0412841 1652.335

C47FIX 0.139 1638.372 0.0553322 1638.316

C57X 0.142 1641.516 0.057339 1641.458

C46X 0.146 1646.71 0.0622129 1646.648

C45X 0.148 1650.426 0.0653665 1650.361

C44X 0.148 1641.291 0.0679468 1641.223

C43X 0.148 1637.23 0.0702403 1637.16

C42X 0.147 1635.552 0.0719605 1635.48

C58X 0.146 1646.258 0.0768343 1646.181

C59X 0.144 1652.226 0.079988 1652.146

C60X 0.141 1650.884 0.0822815 1650.802

C41X 0.14 1649.079 0.083715 1648.995

BS 0.121 1653.161 0.0951828 1653.066

BASE -0.089 1657.431 0 1657.431

D63NEW -0.089 1663.85 -0.0128457 1663.863

D64 NEW -0.089 1663.177 -0.0182326 1663.195

D65 NEW -0.088 1658.792 -0.0256915 1658.818

D66NEW -0.088 1657.763 -0.0294209 1657.793

D67 NEW -0.088 1659.08 -0.0331503 1659.113

122

D68 NEW -0.088 1655.399 -0.0393659 1655.439

D69 NEW -0.088 1657.994 -0.0439241 1658.038

D70 NEW -0.087 1660.808 -0.0476535 1660.855

D71 NEW -0.087 1663.964 -0.0530404 1664.017

D72 NEW -0.086 1665.654 -0.058013 1665.712

D73 NEW -0.086 1666.898 -0.0663005 1666.964

D76 NEW -0.0886 1668.24 -0.0700299 1668.31

D77NEW -0.085 1670.395 -0.0750025 1670.47

D78 NEW -0.085 1669.715 -0.079975 1669.795

D79 NEW -0.084 1668.856 -0.0845332 1668.941

D80NEW -0.084 1667.219 -0.0882626 1667.307

D81NEW -0.084 1667.216 -0.0911632 1667.307

BASE -0.078 1657.302 -0.1297004 1657.431

Base -0.029 1658.081 0 1658.081

E85 -0.091 1651.751 -0.0593068 1651.81

E86 -0.091 1653.743 -0.0854017 1653.828

E101 -0.091 1653.819 -0.1328472 1653.952

E96 -0.091 1660.365 -0.1565699 1660.522

E100 -0.091 1662.841 -0.1826648 1663.024

E99 -0.091 1666.233 -0.1992707 1666.433

E88 -0.09 1667.803 -0.2182489 1668.022

E89 -0.09 1666.517 -0.2395993 1666.756

E90 -0.09 1669.562 -0.2609498 1669.823

E91 -0.09 1668.809 -0.289417 1669.098

123

E92 -0.09 1668.698 -0.3107675 1669.009

E98 -0.089 1672.604 -0.3321179 1672.936

E97 -0.089 1664.037 -0.367702 1664.405

E93 -0.089 1664.074 -0.4270087 1664.501

E94 -0.088 1660.69 -0.4602205 1661.15

E95 -0.088 1658.994 -0.4720819 1659.466

E84 -0.088 1657.079 -0.49106 1657.57

E83 -0.087 1654.6 -0.517155 1655.117

E82 -0.087 1652.914 -0.5337609 1653.448

Base -0.087 1657.524 -0.5574836 1658.081

124

LAMPIRAN III

Nilai gayaberat observasi

Station Δg g obs

base 0 978181.0965

A20 3.688574 978184.7851

A19 4.64182 978185.7383

A18 5.703432 978186.7999

A17 5.886209 978186.9827

A16 7.676762 978188.7733

A15 10.7669 978191.8634

A14 9.002118 978190.0986

A13 9.618797 978190.7153

A12 2.956944 978184.0534

A06 1.364405 978182.4609

A01 1.82228 978182.9188

A02 2.055645 978183.1521

A03 2.376407 978183.4729

A08 2.368278 978183.4648

A04 4.884562 978185.9811

A05 3.707337 978184.8038

A07 2.018682 978183.1152

A11 3.699453 978184.796

BASE -0.00043 978181.0961

Base Station 0 978181.0965

125

B35 3.089568 978184.1861

B30 2.717002 978183.8135

B29 1.37279 978182.4693

B21 -0.58969 978180.5068

B28 4.729862 978185.8264

B31 4.7641 978185.8606

B32 4.311632 978185.4081

B33 7.509084 978188.6056

B26 8.912457 978190.009

B27 7.259665 978188.3562

B22 9.44324 978190.5397

B23 8.746164 978189.8427

B24 14.60774 978195.7042

B25 13.74986 978194.8464

B34 16.26274 978197.3592

B40 14.77124 978195.8677

B38 13.81937 978194.9159

B39 5.397784 978186.4943

B37 8.031432 978189.1279

B36 7.711013 978188.8075

Base Station 0.191752 978181.2883

BS 0 978181.0965

C49X -10.1794 978170.9171

C51FIX -13.1701 978167.9264

126

C52X -8.33482 978172.7617

C53X -8.92365 978172.1728

C54X -9.14344 978171.9531

C55FIX -4.874 978176.2225

C56X -1.62176 978179.4747

C48X -0.73147 978180.365

C47FIX -14.7498 978166.3467

C57X -11.6077 978169.4888

C46X -6.41808 978174.6784

C45X -2.70497 978178.3915

C44X -11.8434 978169.2531

C43X -15.9059 978165.1906

C42X -17.5857 978163.5108

C58X -6.88519 978174.2113

C59X -0.91987 978180.1766

C60X -2.26444 978178.8321

C41X -4.07074 978177.0258

BS 0 978181.0965

BASE 0 978181.0965

D63NEW 6.431122 978187.5276

D64 NEW 5.763535 978186.86

D65 NEW 1.386195 978182.4827

D66NEW 0.361188 978181.4577

D67 NEW 1.681443 978182.7779

127

D68 NEW -1.99273 978179.1038

D69 NEW 0.607005 978181.7035

D70 NEW 3.42405 978184.5205

D71 NEW 6.58565 978187.6822

D72 NEW 8.28085 978189.3773

D73 NEW 9.532955 978190.6295

D76 NEW 10.87847 978191.975

D77NEW 13.03877 978194.1353

D78 NEW 12.364 978193.4605

D79 NEW 11.50927 978192.6058

D80NEW 9.875539 978190.972

D81NEW 9.875396 978190.9719

BASE 0 978181.0965

Base 0 978181.0965

E85 -6.27093 978174.8256

E86 -4.25331 978176.8432

E101 -4.12943 978176.9671

E96 2.440736 978183.5372

E100 4.942293 978186.0388

E99 8.351498 978189.448

E88 9.940313 978191.0368

E89 8.674896 978189.7714

E90 11.74188 978192.8384

E91 11.01688 978192.1134

128

E92 10.92765 978192.0241

E98 14.85463 978195.9511

E97 6.323494 978187.42

E93 6.419324 978187.5158

E94 3.069081 978184.1656

E95 1.384643 978182.4811

E84 -0.5108 978180.5857

E83 -2.96421 978178.1323

E82 -4.63342 978176.4631

Base 0 978181.0965

129

LAMPIRAN IV

Nilai gaya normal dan koreksi udara bebas

Stasiun G(Φ) FAC

base 978131.7057 167.5698

A20 978131.6129 161.7064

A19 978131.5997 160.472

A18 978131.5956 159.8548

A17 978131.5963 159.8548

A16 978131.597 156.1516

A15 978131.5811 154.3

A14 978131.5838 157.0774

A13 978131.5831 157.0774

A12 978131.5721 167.5698

A06 978131.5568 169.1128

A01 978131.5471 168.187

A02 978131.5485 167.5698

A03 978131.5499 166.644

A08 978131.561 165.7182

A04 978131.5416 160.7806

A05 978131.5478 156.7688

A07 978131.5596 166.9526

A11 978131.5714 162.6322

BASE 978131.7057 167.5698

Base Station 978131.7057 169.73

130

B35 978131.6489 162.9408

B30 978131.635 162.015

B29 978131.6219 164.7924

B21 978131.6108 161.0892

B28 978131.6233 162.015

B31 978131.6378 162.9408

B32 978131.6357 162.9408

B33 978131.633 158.3118

B26 978131.6177 158.0032

B27 978131.6226 160.472

B22 978131.6101 158.0032

B23 978131.606 159.5462

B24 978131.6053 150.2882

B25 978131.617 153.9914

B34 978131.6309 150.5968

B40 978131.642 152.757

B38 978131.6614 154.9172

B39 978131.6447 164.1752

B37 978131.6524 161.7064

B36 978131.6551 162.6322

Base Station 978131.7057 169.73

BS 978131.7057 169.73

C49X 978131.5714 159.5462

C51FIX 978131.552 162.6322

131

C52X 978131.5555 163.8666

C53X 978131.5541 164.7924

C54X 978131.5638 165.101

C55FIX 978131.5748 163.2494

C56X 978131.5838 157.0774

C48X 978131.5824 155.5344

C47FIX 978131.5914 165.7182

C57X 978131.5991 165.101

C46X 978131.6032 160.1634

C45X 978131.6157 163.2494

C44X 978131.6281 165.7182

C43X 978131.6323 165.101

C42X 978131.6434 166.9526

C58X 978131.6115 164.7924

C59X 978131.6233 166.3354

C60X 978131.6371 166.9526

C41X 978131.6468 167.2612

BS 978131.7057 169.73

BASE 978131.5776 162.3236

D63NEW 978131.5762 162.9408

D64 NEW 978131.5887 161.7064

D65 NEW 978131.5984 159.8548

D66NEW 978131.6087 155.5344

D67 NEW 978131.5977 153.0656

132

D68 NEW 978131.5914 150.9054

D69 NEW 978131.6067 162.9408

D70 NEW 978131.5845 151.5226

D71 NEW 978131.5728 151.5226

D72 NEW 978131.5811 150.5968

D73 NEW 978131.5707 147.2022

D76 NEW 978131.5638 149.0538

D77NEW 978131.5624 154.9172

D78 NEW 978131.5728 147.2022

D79 NEW 978131.561 146.585

D80NEW 978131.5513 150.5968

D81NEW 978131.5949 150.9054

BASE 978131.5769 162.6322

Base 978131.5658 158.6204

E85 978131.5859 164.1752

E86 978131.6004 162.9408

E101 978131.6122 161.0892

E96 978131.6288 158.929

E100 978131.6205 155.843

E99 978131.6254 151.5226

E88 978131.6247 149.9796

E89 978131.6337 149.671

E90 978131.6447 148.7452

E91 978131.6489 149.9796

133

E92 978131.6447 151.214

E98 978131.6385 152.1398

E97 978131.6302 155.2258

E93 978131.6392 154.3

E94 978131.633 159.2376

E95 978131.6281 161.0892

E84 978131.6136 163.8666

E83 978131.6004 164.4838

E82 978131.5894 166.0268

Base 978131.5658 158.6204

134

LAMPIRAN V

Nilai anomali bouguer lengkap.

Stasiun CBA

base 156.1742

A20 156.237

A19 156.414

A18 157.0768

A17 157.317

A16 156.7456

A15 158.657

A14 158.733

A13 159.2897

A12 159.2825

A06 158.6666

A01 158.5442

A02 158.3829

A03 158.1793

A08 157.584

A04 156.922

A05 153.2916

A07 157.9443

A11 156.9284

BASE 156.1738

Base Station 157.5466

135

B35 156.3722

B30 155.4195

B29 155.8582

B21 151.5537

B28 157.4507

B31 158.0565

B32 157.6075

B33 157.8657

B26 159.1068

B27 159.0223

B22 159.6338

B23 160.039

B24 159.9729

B25 161.4913

B34 161.7563

B40 161.6532

B38 161.994

B39 159.5902

B37 160.5825

B36 160.8893

Base Station 157.7384

BS 157.5521

C49X 141.1227

C51FIX 140.0914

136

C52X 145.6808

C53X 145.6282

C54X 145.6006

C55FIX 148.745

C56X 148.132

C48X 147.9897

C47FIX 140.495

C57X 143.1148

C46X 145.2638

C45X 150.9027

C44X 143.2712

C43X 138.7815

C42X 138.2889

C58X 147.6211

C59X 154.5474

C60X 153.5971

C41X 151.9725

BS 157.5521

BASE 153.0764

D63NEW 159.8728

D64 NEW 158.4734

D65 NEW 152.7911

D66NEW 149.0623

D67 NEW 148.8451

137

D68 NEW 143.7164

D69 NEW 153.9809

D70 NEW 149.6653

D71 NEW 152.7912

D72 NEW 153.7871

D73 NEW 152.9359

D76 NEW 155.424

D77NEW 161.3053

D78 NEW 155.7366

D79 NEW 154.4696

D80NEW 155.402

D81NEW 155.5818

BASE 153.2489

Base 150.6943

E85 147.9135

E86 149.0894

E101 148.0848

E96 153.2314

E100 153.8107

E99 154.4135

E88 155.0993

E89 153.6308

E90 155.9911

E91 156.0567

138

E92 156.8121

E98 161.2689

E97 154.7544

E93 154.2834

E94 154.1073

E95 153.6233

E84 153.3971

E83 151.354

E82 150.6868

Base 150.6943

139

DOKUMENTASI

Pengambilan Data Metode Geolistrik

Pengambilan Data Metode Magnetik

140

Pengambilan Data Metode Seismik Refraksi

Pengambilan Data Metode GPR