BukuAjarPengantarTeknikGeofisikaFinal

BUKU AJAR PENGANTAR TEKNIK GEOFISIKA

Oleh MUH SARKOWI

PROGRAM STUDI TEKNIK GEOFISIKA FAKULTAS TEKNIK UNIVERSITAS UNIVER SITAS LAMPUNG LAMPUNG 2010

�

BUKU AJAR

PENGANTAR TEKNIK GEOFISIKA

Dosen MUH SARKOWI

PROGRAM STUDI TEKNIK GEOFISIKA FAKULTAS TEKNIK UNIVERSITAS LAMPUNG 2010

��

HALAMAN PENGESAHAN

Judul

: Pengantar Teknik Geofisika

Penulis

: Muh Sarkowi

Unit Kerja : Program Studi Teknik Teknik Geofisika

Bandar Lampung, September 2010 Ketua Program Studi Teknik Geofisika

Pembantu Dekan I Fakultas Teknik

Bagus Sapto Mulyatno, MT

Dr. Eng. Helmy Fitriwan, M.Sc NIP. 19750928 2001121002 2001121002

Kepala Perpustakaan Universitas Lampung

Drs. Sugiyanto, S.Sos, M.Pd NIP. 131106844 131106844

��

�� Buku “Pengantar Teknik Geofisika” ini ditulis untuk memenuhi buku-buku pegangan dasar bagi mahasiswa Program Studi Teknik Geofiska. Buku ini digunakan untuk mahasiswa tahun pertama agar mereka mengenal cakupan kegiatan dibidang Geofisika, prinsip-prinsip kerja dan latar belakang teori, pendekatan untuk penggunaan dalam rekayasa serta beberapa contoh penggunaan. Selain buku ini diharapakan mahasiswa juga mencari sumber referensi yang lain agar mempunyai pemahaman yang lebih baik. Demikian, mudah-mudahan buku ini akan berguna dan dapat memperkaya kepustakaan dalam buku ajar kebumian dalam bahasa Indonesia. Kritik dan saran serta masukan sangat kami perlukan demi perbaikan dan penyempurnaan buku ini

Penulis,

Dr. Muh Sarkowi

��

�� hal Halaman Judul Prakata Daftar Isi BAB I

BAB II

Tinjuan Geofisika Umum Dalam Ilmu Kebumian 1.1 Pengertian Geofisika 1.2 Geofisika dalam Eksplorasi dan Pengembangan Sumber Daya Hidrokarbon, Mineral dan Lingkungan 1.3 Teknologi Geofisika dan Sumber Daya Hidrokarbon 1.4 Teknologi Geofisika dan Sumber Daya Mineral 1.5 Teknik Geofisika 1.6 Bumi 2.1 Pendahuluan 2.2 Asal Terbentuknya Bumi 2.3 Sejarah Singkat Bumi dan Kehidupannya

1 1 4 9 13 17 19 19 19 23

BAB III

Interior Bumi dan Seismologi 3.1 Susunan Interior Bumi 3.2 Material dan Susunan Kulit Bumi

34 34 36

BAB IV

Gayaberat 4.1 Pendahuluan 4.2 Hukum Gravitasi Universal 4.3 Konstanta Gravitasi Universal (G) 4.4 Massa Bumi 4.5 Percepatan Gravitasi Bumi Teoritik 4.6 Pengukuran Gayaberat 4.7 Alat-alat Ukur Gayaberat 4.8 Jaring Gayaberat di Indonesia 4.9 Isostasi 4.10 Aplikasi Metode Gayaberat

52 52 54 55 63 63 67 68 70 72 74

BAB V

Kemagnetan Bumi 5.1 Bumi Sebagai Medan Magnet 5.2 Kutub Magnet Bumi 5.3 Dasar Teori Metode Magnetik 5.4 Pengukuran Medan Magnet 5.5 Pengolahan Data Geomagnet 5.6 Aplikasi Metode Magnetik Gunung Api 6.1 Terbentuknya Gunung Api 6.2 Struktur Gunung Api 6.3 Tipe Gunung Api 6.4 Klasifikasi Gunungapi di Indonesia berdasarkan aktivitasnya

75 75 77 78 84 85 86 88 88 91 92 95

BAB VI

�

6.5 Manfaat Gunung Api 6.6 Bahaya Gunung Api BAB VII

Pustaka

Gempa Bumi 7.1 Pengertian Gempabumi 7.2 Alat Ukur Gempabumi 7.3 Menentukan Epicenter Gempabumi 7.4 Magnitude Gempabumi 7.5 Prediksi Gempabumi

96 96 102 102 104 107 110 115 119

��

Pengantar Teknik Geofisika

BAB I TINJAUAN GEOFISIKA UMUM DALAM ILMU KEBUMIAN 1.1

PENGERTIAN GEOFISIKA

Geofisika berasal dari kata geo , yang artinya bumi, dan fisika. Dari akar keilmuannya sendiri, geo berasal dari kata geologi. Jadi, geofisika ialah ilmu yang menerapkan prinsip-prinsip fisika untuk mengetahui dan memecahkan masalah yang berhubungan dengan bumi, atau dapat pula diartikan mempelajari bumi dengan menggunakan prinsip-prinsip fisika. Karena perkembangannya yang sangat cepat, batas yang jelas antara geologi, fisika, dan geofisika menjadi semakin kabur. Sebagian orang menganggap geofisika sebagian dari geologi, sementara yang lain menganggapnya sebagai bagian dari ilmu fisika. Pada dasarnya akar bidang keilmuan ada empat, yaitu kimia, fisika, geologi, dan biologi (Gambar 1.1). Geologi

a k i i s f o e G

a k i f i s i o B

F isika

G e o k i m i a

i g o l o t n o e l a P

B i o k i m i a

Kimia Fisika

K im ia

Gambar 1.1 Akar Keilmuan �


•

Kimia adalah ilmu yang mempelajari seluk-beluk materi.

•

Fisika adalah ilmu yang mempelajari semua proses atau gaya yang bekerja pada materi.

•

Geologi adalah ilmu yang mempelajari berbagai materi yang ada di kerak bumi.

•

Biologi adalah ilmu yang mempelajari berbagai hal tentang organisme hidup.

Di samping keempat cabang ilmu dasar tersebut terdapat cabang ilmu lainnya, yaitu astronomi. Ilmu ini mempelajari alam semesta di luar bumi dan kadang-kadang juga dipandang sebagai ilmu fisika. Selain itu, terdapat ilmu matematika, yaitu ilmu yang mempelajari bentuk dan angka. Pada perkembangan selanjutnya, para ilmuwan tidak melihat lagi tumpang tindih antara ilmu yang satu dengan ilmu yang lainnya, sehingga muncul disiplin ilmu baru yang seolah terpisah, padahal sebenarnya berada di antara dua disiplin ilmu asalnya. Contohnya adalah penjelasab Sir Isaac Newton, seorang ahli fisika, tentang pembentukan pegunungan. Dalam kaitan ini ia berbicara tentang ilmu geologi yang dikaitkan dengan teori kontraksinya. Geofisika adalah satu di antara sejumlah ilmu yang berkembang dengan cara ini. Ilmu pengetahuan dimulai dengan observasi atau pengamatan. Di masa lalu, pengakuan atas percobaan hanya berdasarkan referensi penguasa, yang berakhir pada Zaman Renaissance. Sekarang ilmu dan teknologi modern berkembang berdasarkan prinsip observasi yang pada awalnya memang bersifat deskriptif. Contohnya, Kepler menjelaskan gerak planet �


dan Harvey menjelaskan aliran darah. Percobaan di bidang geologi, karena menangani bahan yang sangat kompleks, tetap bersifat deskriptif. Sebaliknya, bidang fisika yang mempelajari gaya, proses, serta hubungan antar-materi tanpa meninjau kejadian di alam, berkembang lebih kuantitatif dan dapat mengukur berbagai fenomena di laboratorium. Pemikiran tersebut melahirkan prinsip atau cara kerja pengukuran yang dapat dilakukan di lapangan, seperti pengukuran gaya berat, magnetik, geolistrik, elektromagnetik, seismik dan sebagainya. Pada perkembangan selanjutnya, jika ahli geologi memerlukan pengujian suatu hipotesis, maka ahli fisika dan ahli kimia telah menyiapkan teknologi

untuk

mengukur

besarnya.

Teknologi

ini

mempercepat

perkembangan ilmu kebumian. Pada awalnya, ilmu geofisika dibutuhkan sebagai alat pengukur suatu hipotesis, namun dalam perkembangannya ilmu ini tumbuh menjadi ilmu mandiri dengan permasalahan yang spesifik. Sekumpulan ahli di Amerika Serikat yang berkecimpung dalam masalah ini kemudian membentuk organisasi profesi yang disebut American Geophysical

Union

meteorologi, geomagnetisme,

(AGU).

hidrologi, geodesi,

Dalam

organisasi

oseanografi, tektonofisik,

ini

seismologi, glasiologi,

terdapat

divisi

vulkanologi, geotermometri,

geokosmogoni dan geokronologi.

�


1.2

Geofisika dalam Eksplorasi dan Pengembangan Sumber Daya Hidrokarbon, Mineral dan Lingkungan

Pengambilan sumber energi dan mineral yang berguna dari muka bumi secara terus-menerus dengan intensitas yang semakin meningkat telah memacu kemungkinan terjadinya bahaya kekurangan sumber energi yang dapt berakibat buruk pada perekonomian dan kehidupan penduduk di seluruh dunia. Peristiwa di sekitar tahun 1970 telah memperlihatkan bagaimana permasalahan tersebut sangat mungkin terjadi. Sebagaimana diketahui, minyak bumi, gas bumi dan mineral logam di muka terdapat dalam jumlah terbatas. Namun, masalah utama yang perlu diselesaikan sesegera mungkin adalah bagaimana mencari dan menemukan sumber cadangan energi baru di muka bumi ini yang dapat menggantikan mineral yang telah digunakan atau dikonsumsi. Pencarian sumber energi dan mineral ini semakin lama semakin sulit, tidak ‘semudah’ menemukan dan mengeksploitasi sumber itu. Untuk menghadapi tantangan tersebut, para ahli kebumian telah mengembangkan berbagai teknik eksplorasi yang semakin modern. Hingga menjelang abad ke-20, pencarian minyak bumi dan mineral pada penyelidikan langsung di permukaan bumi. Jika semua data di suatu daerah sudah dapat ditemukan dengan peralatan sederhana, secara tidak langsung sudah bisa diperkirakan sumber yang terdapat di bawah permukaan melalui data geologi yang diukur di permukaan. Karena pendekatan teknologi ini ternyata telah mencapai titik balik, yaitu pengurangan hasil yang diperoleh, diperlukan metode pembelajaran baru tentang daerah bawah permukaan. Metode tersebut tidak lagi bertitik berat pada penelitian geologi, tetapi melibatkan pengukuran sifat fisika �


permukaan bumi yang dapat memberikan informasi tentang struktur, komposisi batuan di

bawah permukaan, yang dapat digunakan untuk

menentukan lokasi sumber energi dan mineral.

Antara Geofisika dan Geologi Telah

disinggung

bahwa

ilmu

yang

mempelajari

bumi

dengan

menggunakan pengukuran fisika di permukaan bumi adalah geofisika. Meskipun demikian, tidak selalu dapat dengan mudah dibedakan secara pasti antara geologi dan geofisika. Perbedaan utamanya terletak pada jenis datanya. Di satu pihak, geologi termasuk ilmu yang mempelajari bumi dengan melakukan penelitian langsung terhadap batuan, baik dari singkapan maupun dari pengeboran, serta meneliti gambaran tentang struktur, komposisi atau sejarahnya yang dapat dilakukan dengan beberapa

analisis.

Sementara

itu,

geofisika termasuk

ilmu

yang

mempelajari bagian-bagian bumi yang tidak dapat terlihat langsung dari permukaan, melalui pengukuran dari sifat fisiknya dengan peralatan yan tersedia di atas permukaan bumi. Geofisika juga mencakup interprestasi pengukuran yang dilakukan untuk mendapatkan informasi yang berguna tentang struktur dan komposisi lapisan di dalam bumi. Meskipun demikian, perbedaan kedua ilmu bumi ini tidak benar-benar nyata sepenuhnya. Well logs , misalnya, digunakan dalam bidang geologi, namun cara inipun memperlihatkan hasil seperti yang diperoleh dari penelitian dengan menggunakan peralatan geofisika.

Berbagai bentuk

bawah permukaan, seperti lubang pengeboran, sering digunakan untuk melakukan beberapa pengukuran geofisika.

�


Sebagaimana telah diketahui, geofisika menyediakan peralatan untuk mempelajari struktur dan komposisi bagian dalam bumi. Memang pengetahuan kita tentang bagian dalam bumi, sampai kedalaman tertentu yang dilakukan melalui pengeboran atau penambnagan ternyata terbatas, sehingga diperlukan penelitian geofisika. Keadaan dan sifat mantel bumi, selubung bumi dan inti bumi dapat diperkirakan melalui berbagai penelitian dengan gelombang seismik dari gempa bumi, gravitasi,

sifat

magnetik

dan

suhu.

Peralatan

dan

teknik

yang

dikembangkan dalam sejumlah bidang tertentu telah digunakan dalam eksplorasi hidrokarbon dan mineral. Pada saat yang sama, metode geofisika

dirancang

untuk

mengembangkan

pemakaiannya

atau

aplikasinya dalam berbagai penelitian tentang bagian dalam bumi. Penekanan aplikasi geofisika secara ekonomi dinamakan teknik geofisika , namun harus ditekankan juga bahwa geofisika murni dan teknik geofisika mempunyai banyak ketergantungan satu sama lain.

Tantangan Teknologi Geofisika Eksplorasi geofisika merupakan teknologi yang relatif baru. Pada tahun 1960-an, mineral logam dicari dengan menggunakan kompas magnetik, namun cara ini hanya digunakan dalam eksplorasi pertambangan. Penelitian geofisika untuk minyak dan gas bumi lebih bertumpu pada sifat-sifat fisikanya. Penemuan sifat minyak bumi dengan menggunakan metode geofisika yang pertama dilakukan pada tahun 1924. Berdasarkan sejarah dan peralatannya, teknik eksplorasi geofisika berkembang semakin baik, baik dalam penampilan maupun harganya. Kemajuan ini dapat menaggulangi masalah besar dalam mengembangkan �


sumber lama setelah dirasakan cukup sulit menemukan sumber baru. Kecuali di daerah yang benar-benar baru untuk eksplorasi, banyak pengukuran geofisika dilakukan di daerah yang di masa lalu pernah gagal pengukurannya karena tidak tepatnya peralatan, teknik pengukuran lapangan atau interprestasi data. Dengan kata lain, pengumpulan data yang

diperoleh

pengetahuan

dengan

yang

teknologi

dapat

yang

ditemukan

ada

dengan

adalah

satu-satunya

berjalannya

waktu.

Kebutuhan akan data baru tidak dapat dipenuhi sampai ditemukan teknologi baru dengan pengembangannya, sehingga mempermudah pengukuran dan pengolahan datanya. Dengan demikian, sekarang ini para teknokrat geofisika mendapati dirinya berada dalam situasi seperti orang sedang berlari di dalam kereta yang sedang berjalan. Mereka harus berlari cepat hanya untuk bertahan pada tempatnya berada. Masalah ini juga dihadapi oleh para ahli lainnya yang terlibat dalam proses eksplorasi, seperti ahli geologi dan teknik pengeboran maupun teknik perminyakan. Sekarang, marilah kita tinjau lebih lanjut perkembangan teknologi dalam eksplorasi geofisika yang dibagi dalam beberapa jenis. Dalam beberapa kasus,

teknik-baru

dikembangakan

untuk

menyelesaikan

masalah

lingkungan di daerah tempat dilakukannya eksplorasi. Di daerah pantai, gurun, tundra atau daerah yang mengandung lapisan lava dibutuhkan pengukuran khusus. Di beberapa daerah lain, bising yang unik dapat mengacaukan data geofisika, sehingga dibutuhkan teknik khusus untuk mengatasinya. Pengenalan teknologi komputer analog pada tahun 1950 dan komputer digital pada tahun 1960 telah mendatangkan kemampuan baru untuk merekam dan memproses berbagai macam data geofisika. Hal

�


ini membuka kemungkinan untuk memprediksi informasi yang berharga, meskipun terhambat oleh bising yang tidak diinginkan. Kemajuan teknoloi setelah Perang Dunia II membawa kemajuan pula di berbagai bidang ilmu pengetahuan yang memberikan sumbangan besar dalam eksplorasi geofisika. Komputer elektronik, mikrominiatur elektronik, informasi-teknik pemrosesan dan satelit navigasi telah diguanakan secara luas oleh para ahli geofisika dalam mencari dan mengembangkan lapangan minyak bumi atau sumber daya alam lainnya.

Metode atau teknik Geofisika Metode geofisika yang secara luas

banyak dilakukan dalam eksplorasi

adalah metode seismik, gayaberat, magnetik, listrik dan elektromagnetik. Semua metode tersebut juga terlibat dalam pengukuran zat radioaktif dan suhu di dekat bumi atau di udara. Beberapa metode ini digunakan untuk pencarian hidrokarbon. Metode lainnya lebih banyak digunakan dalam eksplorasi mineral dan untuk tujuan lain. Pengukuran seismik, magnetic dan gayaberat adalah pengukuran utama untuk eksplorasi mineral. Di Uni Soviet, di Sekitar Perancis dan lebih luas lagi sampai beberapa Negara di Amerika Serikat, metode elektromagnetik telah banyak digunakan secara kontinu dalam mencari minyak bumi. Jadi, metode magnetik dan elektromagnetik sudah digunakan untuk kedua jenis penyidikan tersebut.

�


1.3

Teknologi Geofisika dan Sumber Daya Hidrokarbon

Teknologi geofisika pada dasarnya adalah teknologi yang dikembangkan dengan menerapkan sejumlah hukum fisika pada berbagai sifat fisika bumi agar dapat dimanfaatkan oleh umat manusia. Sehubungan dengan itu, teknologi ini mempunyai cakupan yang sangat luas, misalnya untuk keperluan mitigasi bencana gempa bumi dan gunung api. Selain itu, diperlukan juga untuk pembangunan infrastruktur seperti jalan, gedung, jembatan, bendungan dan bangunan sipil lain. Manfaat lainnya adalah dalam analisis lingkungan untuk menganalisis berbagai bahan beresiko, buangan limbah dan sebagainya. Yang tidak kalah pentingnya adalah untuk ekslporasi sumber daya bumi seperti mineral, batuan, batubara, minyak dan gas bumi, hingga kepentingan teknologi militer untuk galian atau deteksi adanya percobaan nuklir. Selanjutnya, teknologi geofisika dalam eksplorasi migas adalah teknologi seismik. Sejarah menunjukkan bahwa teknologi seismik mendominasi teknologi eksplorasi migas, namun teknologi ini bukanlah pertama digunakan.

Posisi

terhormat

ini

ternyata

ditempati

oleh

metode

gayaberat. Pada tahun 1915 Lorand von Eotvos yang berasal dari Hungaria memulai survey gayaberat dengan torsion balance. Kemudian, geologiwan Everetle DeGolyer menggunakan alat ini di Amerika Serikat pada tahun 1920-an dan berhasil menemukan Kubah Garam Nash di Brazoria County, Texas pada tahun 1924. Inilah penemuan ladang minyak pertama dengan menggunakan teknologi geofisika. Teknologi ini mulai jarang digunakan secara komersial sekitar tahun 1930-an, namun secara sporadis masih digunakan di beberapa ladang minyak, misalnya di Cekungan Sumatera Tengah dan Kampar Kanan yang dikelola oleh PT Caltex Pacific Indonesia sekitar tahun 1985-1990. Bahkan pada tahun �


1997,

dalam

pertemuan

ilmiah

tahunan

SEG

muncul

teknologi

gradiometri gayaberat yang mendapat sambutan hangat, diikuti terbitnya ulasan dalam jurnal profesional dan ada perusahaan yang khusus didirikan untuk memasarkannya. Awal penggunaan teknologi seismik untuk eksplorasi mineral ialah sesudah Perang Dunia I. Para fisikawan Perancis, Jerman, Inggris dan Amerika Serikat mengembangkan suatu metode berdasarkan teknologi seismik untuk melokalisir artileri musuh. Setelah perang berakhir, John C. Karcher dan Mintrop mulai menerapkannya untuk eksplorasi minyak bumi. Karcher menemukan teknologi seismik refleksi pada April 1979 dan segera mencari kemungkinan untuk bergerak secara komersial. Mintrop mematenkan teknologi ini tahun 1919, serta mendirikan perusahaan Seismos pada tahun 1921 dan memperoleh kontrak dari perusahaan

Marlan Oil (kemudian menjadi Conoco) pada tahun 1923.

pekerjaan ini belum menemukan minyak. Kontrak lain adalah Seismos dan Gulf berhasil menemukan Kubah Orchard di pantai Texas pada tahun 1924. ladang ini menghasilkan minyak secara komersial, sehingga dicatat sebagai keberhasilan teknologi seismik untuk eksplorasi minyak bumi.

Pionir teknologi seismik lainnya, Karcher, mengalihkan operasinya ke Pantai Timur (Oklahoma) dan pada tahun 1921 Geological Engineering Company berhasil melakukan tes fondasi Kota Oklahoma, sehingga didirikan monumen oleh Oklahoma City Geological Society. Karena dianggap sukses menyelesaikan pekerjaan ini, Marland Oil Company setuju meberikan dana untuk penelitian lebih lanjut. Namun, hasil penelitian itu buruk. Dan bersamaan dengan itu harga minyak juga ��


memburuk, sehingga

perusahan itu bangkrut. Pada tahun 1920-an,

DeGolyer, Wakil Presiden Perusahaan Amerada memutuskan untuk menyiapkan

kemungkinan

penggunaan

teknologi

geofisika

dalam

ekslporasi minyak bumi. Perusahaan Geophysical Research Corp didirikan sebagai anak perusahaan Amerada dan Karcher kembali dalam bisnis minyak. Hasil yang dicatat ialah dikembangkannya instrumen seismik yang diserahkan ke Houston pada tahun 1926, sehingga Gulf menyewa dua kelompok refraksi pada tahun yang sama. Satu kelompok berhasil menemukan dua buah kubah garam dalam waktu 3 bulan. Geologiwan Kepala, L.P.Garret, mengembangkan teknik ‘penembakan kipas’ dengan hasil

memuaskan.

Dalam

kurun

waktu

1927-1928

GRC

berhasil

menemukan 11 kubah garam dalam waktu hanya 4 bulan hanya untuk satu klien. Penelitian berjalan terus dan menghasilkan teknologi seismik refleksi sebagai

teknologi

diprioritaskan,

komersial.

DeGolyer

Karena

bekerjasama

dalam dengan

perusahaan Karcher

belum

membiayai

Geophysical Sevice Inc. Hasilnya, pada pertengahan tahun 1930-an dasar eksplorasi geofisika modern telah diletakkan. Seismik refleksi telah mapan sebagai teknologi penting dalam eksplorasi. Pada saat itu SEG berdiri dan mulai dengan publikasi dalam majalah Gephysics pada tahun 1935. Ternyata industri terus berkembang dan sangat mendukung teknologi ini, misalnya dengan ditemukannya pita megnetik, teknologi pengolahan sinyal dan akhirnya teknologi informatika atau komputer. Selanjutnya, pada tahun 1960-an mulailah era digital. Pelopor teknologi seismik dalam teknologi digital ialah Enders Robinson. Teknologi ini memungkinkan dibuatnya penampang teknik. Konsekuensi dari perkembangan tersebut ialah tumbuhnya industri baru pengolahan data yang dengan cepat ��


menghubungkan pengambilan data (data aquisition) dan interprestasi data. Ketiga bagian ini -pengambilan data, interprestasi data dan pengolahan data- sekarang berkembang pesat dalam teknologi seismik. Geofisikawan telah terbukti memanfaatkan kemajuan perkembangan teknologi informatika sejak tahun 1960-an. Perusahaan minyak menjadi pasar terbesar yang memanfaatkan superkomputer pada tahun 1970-an, sehingga mampu menolah data seisimik secara lebih banyak dan lebih cepat. Kemajuan seismik 3D pada tahun 1980-an menjadikan teknologi geofisika sebagai ‘kader’ dalam perkembangan komputer workstation. Teknologi seismik 3D ini diyakini sebagai terobosan teknologi di generasi masa kini. Teknologi ini menjadikan evolasi yang tadinya hanya teknologi eksplorasi

saja

menjadi

teknologi

eksplorasi

dan

pengembangan

(development) dari ladang migas. Dengan demikian, selain exploration geophysicist dikenal pula development geophysicist. Perkembangan kemampuan resolusi semakin

baik

bagi

teknologi

menjadikan perbandingan sukses

seismik

yang

ditunjukkan

dengan

keberhasilan sumur-sumur pengembangan di ladang minyak. Kerena posisi hidrokarbon di reservoir

berubah terhadap waktu, mulailah

dipertimbangkan memasukkan dimensi keempat dalam seismik, yaitu waktu, sehingga dikenal seismik 4D (tiga dimensi ruang ditambah satu dimensi waktu). Teknologi ini bekerja berdasarkan teknologi seismik 3D yang dilakukan secara berulang terhadap waktu, sehingga dapat memantau pengaruh produksi hidrokarbon di permukaan terhadap penyebarannya di bawah permukaan. Teknologi ini dikenal sebagai seismik selang waktu (lapse-time seismic.)

��


Contoh studi mutakhir yang berkaitan dengan metode selang waktu adalah yang dilakukan di Lapangan Fulmar di Laut Utara (Johnston dkk., 1998). Hasil studi ini antara lain memberikan data tentang perubahan kontak fluida di reservoir (berkaitan dengan batas produksi), kenaikan seismik impedance akibat masuknya air dan penurunan tekanan di reservoir dan perubahan impedan sesuai dengan sejarah produksi. Kesimpulan akhir menyebutkan bahwa perubahan sifat seismik dapat membantu dalam manajemen reservoir. Contoh lain dilakukan oleh Huang dkk. (1998) yang melakukan integrasi antara seismik selang waktu dan data produksi untuk manajemen reservoir untuk memperbaiki production history matching yang dilakukan di reservoir batupasir, Teluk Meksiko, Lepas Pantai Louisiana. Beberapa contoh kegunaan lain dilaporkan oleh He dkk. (1998), Anderson dkk. (1998) dan sejumlah peneliti lain. Di Indonesia metode ini diterapkan di daerah PT CPI. Secara khusus konferensi

AAPG

tahun

2000

memasukkan

satu

topik

tentang

penggunaan Geofisika 4D (Anonim, 1999)

1.4

Teknologi Geofisika dan Sumber Daya Mineral

Hanya Indonesia yang bergantung pada produksi minyak dan gas untuk memenuhi kebutuhan energinya. Ini sama saja bergantung pada kandungan mineral untuk membiayai ekonomi industri yang merupakan dasar peradaban modern. Angka kandungan mineral yang terus digali menunjukkan

permintaan

pertumbuhan

ekonomi.

yang

terus

Pertumbuhan

meningkat teknologi

sesuai geofisika

dengan dapat ��


membantu menemukan cadangan migas dan ini harus digunakan dengan sebaik-baiknya supaya kebutuhan mineral menjadi lebih tercukupi. Survei yang menakjubkan dari teknik geofisika bisa ditemukan di Perancis pada tahun 1980-an. Metode teknologi geofisika ini sudah lebih berhasil dengan

ditemukannya

dua

jenis

bijih,

yaitu

bijih

sulfida

yang

kandungannya kedua terbesar dan tersebar, dan bijih besi. Mineral lainnya seperti kromit dan emas juga sudah berhasil ditemukan dengan survei geofisika. Bijih sulfida sangat menguntungkan sebagai sumber tenaga dan molibdenum. Logam penting yang telah ditemukan secara besar-besaran dalam kandungan bijih sulfida adalah tembaga, nikel, timah dan seng. Mineral yang biasa ditemukan adalah kalkopirit, bornit, molibdenit, pirit, pirotit, galena dan sfalerit. Peralatan geofisika yang paling efektif untuk menemukan bijih besi ini adalah teknik polarisasi terimbas. Kandungan bijih ini memiliki sifat khas, yaitu konduktivitas dan densitas yang tinggi, sehingga sering ditemukan. Karena magnetik seringkali hanya terdapat sebagai ‘tamu’ mineral, kekuatan gaya megnetiknya lemah. Sifat cukup baik untuk mendeteksi kesatuan anomali kondukivitas yang terkandung. Sementara itu, pengukuran gayaberat dipakai untuk mengamati anomali densitas.

Survei

magnetometer

antara

lain

digunakan

untuk

mendiagnosis penyimpangan gaya tarik magnetik akibat perubahan suseptibilitas. Bijih besi yang memiliki daya tarik ekonomi besar adalah yang mengandung magnetit dan hematit. Magnetit memiliki suspitibilitas magnetik yang paling tinggi dibandingkan dengan mineral lain. Teknik magnetik sangat sesuai untuk mencari besi dalam bentuk ini. Hematit ��


tidak banyak mengandung magnetic, tetapi sering dihubungkan secara genesa atau secara statigrafi sebagai unit litotlogi yang mengandung mineral magnet. Jadi, magnetometer dapat digunakan dalam eksplorasi hematit sebagaimana digunakan untuk magnetit. Selain itu, karena densitas manetit biasanya lebih besar daripada densitas batuan yang mengandung mineral ini, survei gayaberat dapat digunakan unuk mencari kedua jenis bijih ini. Akhir-akhir ini penemuan cadangan polimetalik masif pada bijih sulfida di dasar lautan memberikan harapan baru. Arti nyata deposit ini masih harus menunggu perkembangan teknik

penambangan, selain terkait

dengan masalah transportasi dan eksploitasi deposit ini. Bagaimanapun, akan lebih baik menggunkaan kemampuan yang ada sekarang ini, yaitu teknologi geofisika untuk pemecahan berbagai masalah penambangan di laut. Peralatan geofisika sudah digunakan dalam eksplorasi mineral hamper tiga abad sebelum geofisika digunakan dalam pencarian minyak. Kompas magnetik digunakan dalam prospek untuk bijih besi pada awal 1640, tetapi baru 100 tahun yang lalu digunakan sebagai peralatan khusus. Kompas untuk penambangan di Swedia, yang dikembangkan untuk penyelidikan, jarum magnetiknya sangat bergantung pada perubahan rotasi horizontal dan vertikal di Amerika Serikat, kompas ini biasanya digunakan untuk eksplorasi bijih besi di New Jersey dan Michigan selama dasawarsa terakhir abad ke-19. Salah seorang perintis awal eksplorasi geofisika ialah Robert Fox yang pada tahun 1815 menemukan bahwa mineral dapat berpolarisasi dengan spontan. Ia mengajukan peralatan yang memakai efek ini untuk ��


mendapatkan bijih besi. Eksplorasi geofisika dengan menggunakan teknik ini baru berusia satu abad, namun sebuah penemuan komersial telah diciptakan berdasarkan teknik ini. Pada tahun 1916 Corad Schlumberger menggunakannya untuk mencari lokasi deposit sulfida di Bonn. Kira-kira pada waktu yang sama dia mengembangkan tempat pelatihan teknik untuk resistivity (tahanan jenis). Teknik yang berbasis pada percobaan diperkenalkan oleh Osborn dan peneliti lainnya sebelum pergantian abad di area penambangan ‘The Great Lakes’. Pada

tahun

1915-1920

pelapisan

berbagai

jenis

jarum

mulai

diperkenalkan untuk lebih mencerahkan masa depan mineral magnetik. Sampai

saat

ini

magnetometer

Schmidt

masih

tetap

dipakai.

Magnetometer udara yang berdasarkan flux gate di bawah departemen eksplorasi telah digunakan untuk mrngawasi ‘kapal selam’ selama perang dunia

II

dan

digunakan

dalam

jangka

pendek

setelah

perang.

Magnetometer nuklir untuk survei darat dan udara digunakan sekitar tahun 1955 (cesium dan rubidium). Magnetometer diperkenalkan untuk kerja eksplorasi sekitar tahun 1961. Airborne magnetic gradiometer digunakan pada pertengahan tahun eksplorasi minyak. Pada tahun 1920-an teknik pembuktian sedang dikembangakan untuk prospek tahanan jenis yang melibatkan perkalian konfigurasi electrode. Metode elektromagnetik diperkenalkan oleh Hans Lundberg pada pertengahan tahun 1920-an dan mereka mengadaptasikannnya untuk survei udara pada sekitar tahun 1947. Sebelum Perang Dunia II, basis teori untuk eksplorasi bahan tambang dibatasi dan interprestasinya hanya pada bagian kuantitatif. Sejak perang telah terjadi banyak perkembangan dalam teori metode interprestasi ��


yang

digunakan

dalam

geofisika

pertambangan,

terutama

yang

bersangkutan dengan gaya magnetik dan elektromagnetik. Penggunaan metode teknik geofisika untuk eksplorasi tambang tersebar luas setelah berakhirnya Perang Dunia II. Dalam tahun 1948 polarisasi terimbas atau metode over voltage diperkenalkan secara komersial dalam pencarian bijih sulfida. Metode magnetotelluric dan metode audio magnetotelluric juga diperkenalkan setelah perang.

1.5

Teknik Geofisika

Secara khusus perkembangan ilmu geofisika serbagian mengarah ke teknologi. Pada mulanya bidang ini hanya mencoba menyediakan teknik pengukuran dan perhitungan hipotesis geologi, namun kemudian berkembang kea rah teknik pemanfaatan sumber daya. Contohnya adalah teknologi seismik untuk eksplorasi minyak dan gas bumi, gayaberat dan magnetik untuk eksplorasi mineral bijih, serta geolistrik dan elektromagnetik untuk sumber daya panas bumi. Akhis-akhir ini juga berkembang ke arah pengujian bahan konstruksi, struktur konstruksi dangkal, serta pemantauan lingkungan, misalnya dengan berkembangnya pengujian yang tidak merusak serta pengukuran polutan dan penggunaan radar. Teknik pengolahan data geofisika sering menghasilkan ahli yang sama sekali sudah tidak mengerti lagi tentang akar kebumiannya sendiri atau murni teknologi. Hal ini terjadi karena secara filosofis tugasnya sudah berbeda, yaitu mencari cara mengolah data agar objek yang diinginkan tergambar dengan jelas, terlihat nyata dibandingkan dengan bendabenda lain di sekitarnya. ��


Para ahli yang berkecimpung dalam masalah ini kemudian mendirikan organisasi profesi yang sangat terkenal, antara lain Society of Exploration Geophysicist (SEG), sedangkan sesudah tahun 1990-an berdiri organisasi Enviromental and Engineering Geophysical Society (EEGS). Asosiasi yang disebut terakhir ini lebih menangani masalah yang berkaitan dengan eksplorasi dangkal. Tentu saja karena sifatnya dangkal, masalah lingkungan tercakup di dalamnya. Teknolkogi geofisika akhir-akhir ini berkembang dengan pesat seiring dengan perkembangan teknologi informatika. Fenomena ini mudah dimengerti karena aplikasi informatika memungkinkan dilakukannya pengambilan dan pengolahan data geofisika secara cepat dalam waktu yang singkat, namun dengan ketepatan yang tinggi.

��


BAB II BUMI 2.1

Pendahuluan

Agar kita dapat lebih menghayati dan mendalami sifat sifat yang terkandung dalam bumi, maka perlu disimak juga sedikit perihal bagaimana

terjadinya

bumi

ini.

Untuk

tujuan

itu

kita

akan

mengawalinya dengan melihat kedudukan bumi ini dari sudut yang lebih luas dan besar; yakni dengan menempatkan bumi ini sebagai bagian dari Tata Surya. Kemudian beralih ke bagian-bagian yang lebih kecil dan rinci, yaitu bahan-bahan pembentuknya, dan dari sini kita melangkah mengungkapkan bentuk dan bangunnya, proses dan peristiwa-peristiwa besar yang terjadi dan menimpa bumi seperti pembentukan batuan, pengikisan permukaan bumi, pembentukan pegunungan dan lain sebagainya.

2.2 Asal Terbentuknya Bumi Proses bagaimana terjadinya Bumi dan Tata Surya kita ini telah lama menjadi

bahan

perdebatan

diantara

para

ilmuwan.

Banyak

pemikiran-pemikiran yang telah dikemukakan untuk menjelaskan terjadinya planit-planit yang menghuni Tata Surya kita ini. Salah satu diantaranya yang merupakan gagasan bersama antara tiga orang ilmuwan yaitu, menghayati

dan

KANT, LAPLACE Agar kita dapat lebih

memahami

sifat-sifat

yang

terkandung

dan

HELMHOLTZ, adalah yang beranggapan adanya suatu bintang yang ��


berbentuk kabut raksasa dengan suhu yang tidak terlalu panas karena penyebarannya yang sangat terpencar. Benda tersebut yang kemudian disebutnya sebagai awal-mula dari MATAHARI. Gerakan tersebut menyebabkan Matahari ini secara terus-menerus akan kehilangan daya energinya dan akhirnya mengkerut. Akibat dari proses pengkerutan tersebut, maka ia akan berputar lebih cepat lagi. Dalam keadaan seperti ini, maka pada bagian ekuator kecepatannya akan semakin meningkat dan menimbulkan terjadinya gaya sentrifugal. Gaya ini akhirnya akan melampaui tarikan dari gayaberatnya, yang semula mengimbanginya, dan menyebabkan sebagian dari bahan yang berasal dari Matahari tersebut terlempar. Bahan-bahan yang terlempar ini kemudian dalam perjalanannya juga berputar mengikuti induknya, juga akan mengkerut dan membentuk sejumlah planit-planit. Karena ternyata masih ada beberapa masalah yang berkaitan dengan kejadian-kejadian didalam Tata Surya yang tidak berhasil dijelaskan dengan teori ini, maka muncul teori-teori baru lainnya yang mencoba untuk memberikan gambaran yang lebih sempurna. Salah satunya adalah yang disebut

dan dikenal sebagai teori

PLANETESIMAL yang dicetuskan oleh CHAMBERLIN dan MOULTON. Teori ini mengemukakan adanya suatu Bintang yang besar yang menyusup dan mendekati Matahari.

Akibat dari gejala ini, maka

sebagian dari bahan yang membentuk Matahari akan terkoyak dan direnggut dari peredarannya. Mereka berpendapat bahwa bumi kita ini terbentuk dari bahan-bahan yang direnggut tersebut yang kemudian memisahkan diri dari Matahari. Sesudah itu masih ada bermunculan teori-teori lainnya yang juga mencoba menjelaskan ��


terjadinya planit-planit yang mengitari Matahari. Tetapi rupanya kesemuanya itu lebih memfokuskan terhadap pembentukan planitplanit itu sendiri saja tanpa mempedulikan bagaimana sebenarnya Matahari itu sendiri terbentuk. Astronomi adalah ilmu yang mempelajari keadaan Tata Surya, dan mungkin merupakan ilmu yang tertua di Bumi. Kaitannya terhadap bumi hanya terbatas kepada aspek bahwa bumi merupakan bagian dari Tata Surya. Dari segi ilmu Astronomi, bumi kita ini hanya merupakan suatu titik yang tidak penting dalam Tata surya dibandingkan dengan benda-benda lainnya.

Hasil pengamatan

manusia

terpenting

mengenai

Tata

Surya

ini

yang

adalah

bahwasanya gerak-gerik dari benda yang didalam Tata Surya itu mempunyai

suatu

keteraturan

sehingga

daripadanya

dapat

digunakan untuk merekam waktu yang telah berlalu. Sudah sejak lama orang percaya bahwa ia berada dalam suatu benda yang merupakan inti daripada segala sesuatu yang diciptakan TUHAN. Namun sejak 3 ½ abad yang lalu kita baru menyadari bahwa Bumi ini ternyata hanya merupakan sebagian kecil saja dari KOSMOS, dan jauh sekali dari anggapan sebagai pusat dari segalanya. Sebenarnya bahwa sejak 300 tahun terakhir ini kita memang telah banyak mendapatkan fakta-fakta tentang bagaimana pola Tata Surya kita ini. Beberapa dari padanya adalah yang berhubungan dengan ukuran-ukurannya, sedangkan keteraturan yang dapat diamati. Pemikiran Tentang Asal Mula Jadi Tata Surya

Dalam perkembangan yang mutakhir para peneliti di bidang astronomi mulai membatasi diri dengan hanya memikirkan masalahmasalah yang berkaitan dengan asal mula dari planit-planit saja. ��


Sedangkan teka-teki yang berhubungan dengan terjadinya Matahari nampaknya untuk sementara masih tertinggal dan diabaikan seperti keadaannya semula. Kurang lebih pada sekitar pertengahan abad ini, masalah yang berkaitan dengan momentum telah dicoba didekati melalui penggunaan sifat-sifat arus listrik dan medan kemagnitan. Pendekatan ini menimbulkan suatu perubahan terhadap hukum yang berkaitan dengan sifat-sifat dari gas panas sebagai berikut: a. Pada awalnya gas gas ditafsirkan akan bereaksi langsung terhadap tarikan gaya berat,

perputaran dan tekanan. Tetapi

didalam suatu medan magnit yang dikekalkan oleh arus listrik (magneto

hydrodinamic

field),

gas

yang

terionkan

akan

mempunyai kekuatan untuk menangkis gaya-gaya tersebut. b. Disusul oleh FRED HOYLE pada tahun 1960 mengemukakan: -

Magneto hydrodinamic telah mempengaruhi sifat daripada bahan asal didalam awan debu yang berupa gas yang terionkan yang berputar dengan cepat. Melalui gas-gas ini akan didapat garis-garis gaya “magneto hydrodinamic”yang diumpamakan serupa dengan benang-benang elastis yang mengikat gas-gas tersebut.

-

Gas-gas yang terdapat dibagian luar dari awan akan berputar lebih lambat dibandingkan dengan yang berada di bagian dalam

sehingga

akibatnya

benang-benang

itu

akan

mempunyai kecenderungan untuk melilit dan merentang. Keadaan seperti ini akan menyebabkan peningkatan terhadap momentum

pada

bagian

luar,

yang

kemudian

akan

��


membentuk

planit-planit

dan

akan

mengurangi

bagian

tengahnya yang kemudian pula akan membentuk Matahari.

2.3 Sejarah Singkat Bumi dan Kehidupannya Sejarah singkat dari bumi serta kehidupannya diperlukan sebagai awal untuk menceritakan tentang evolusi. Evolusi adalah sebuah teori ilmiah tentang perkembangan mahluk hidup. Ketika ada yg bertanya apakah berarti manusia dari kera ? Banyak orang yang tidak percaya dan menimbulkan pro dan kontra. Untuk belajar tentang evolusi dari ilmu geologi lebih baik dimulai dari pengenalan jaman-jalan serta dimensi waktu geologi. Bumi tempat segenap makhluk hidup termasuk manusia telah terbentuk kira-kira 4.600.000.000 tahun lalu bersamaan dengan planet-planet lain yang membentuk tatasurya dengan matahari sebagai pusatnya. Sejarah kehidupan di bumi baru dimulai sekitar 3.500.000.000 tahun lalu dengan munculnya micro-organisma sederhana yaitu bakteri dan ganggang. Kemudian pada 1.000.000.000 tahun lalu baru muncul organisme bersel banyak. Pada sekitar 540.000.000 tahun lalu secara bertahap kehidupan yang lebih komplek mulai berevolusi Perkembangan

perubahan

tetumbuhan

diawali

oleh

Pteridofita

(tumbuhan paku), Gimnosperma (tumbuhan berujung) dan terakhir Angiosperma (tumbuhan berbunga). Sedangkan perkembangan dan perubahan hewan dimulai dari invertebrata, ikan, amfibia, reptilia, burung dan terakhir mamalia, kemudian terakhir kali muncul manusia. Kalau dalam ilmu sejarah kita mengenal jaman-jaman dengan namanama khususnya, misal : Jaman Batu, Jaman Majapahi; Kala dan Massa. ��


Dalam ilmu geologi juga mirip. Ada yg disebut “ jaman “, “kala “, dan “ periode ”. Sejarah perkembangan kehidupan di Bumi dan Kalender Geologi dapat dilihat pada Gambar 2.1 dan Gambar 2.2.

Gambar 2.1 Sejarah perkembangan kehidupan di bumi

Gambar 2.2 Kalender Geologi

��


a. Masa Arkeozoikum (4,5 – 2,5 milyar tahun lalu) Arkeozpoikum artinya Masa Kehidupan Purba. Masa Arkeozoikum (Arkean) merupakan masa awal pembentukan batuan kerak bumi yang kemudian berkembang menjadi protokontinen. Batuan masa ini ditemukan di beberapa bagian dunia yang lazim disebut kraton/perisai benua. Coba perhatikan, masa ini adalah masa pembentukan kerakbumi. Jadi kerakbumi terbentuk setelah pendinginan bagian tepi dari “balon bumi” (bakal calon bumi). Plate tectonic / Lempeng tektonik yang menyebabkan gempa itu terbentuk pada masa ini. Lingkungan hidup mas itu tentunya mirip dengan lingkungan disekitar mata-air panas. Pada awal terbentuknya, permukaan bumi masih berbentuk cairan (semacam Lava yang keluar dari gunungapi yang meletus). Pada masa ARKEOZOIKUM ini permukaan bumi sudah mendingin dan mengeras. Andaikan bumi itu sebesar buah apel, maka kerak bumi itu kira kira setipis kulit apel tersebut. Kerak bumi yang mengeras inilah cikal bakal benua (protocontinent) yang nantinya akan terpecahpecah seperti sekarang. Yang mengalami pembekuan hanya bagian luar permukaan bumi saja, sedangkan bagian dalam masih cair dan membentuk “arus”. Benua yang tadinya hanya satu benua akhirnya terpecah-pecah menjadi beberapa benua. Karena sampai sekarang terus bergerak, maka di satu sisi mereka saling menjauh, di sisi lain mereka bertemu kembali dan bertabrakan. Benua benua itu seperti lempeng-lempeng yang bergerak saling menjauh dan saling bertabrakan (teori Tektonik Lempeng). Benua Australia kita sedang bergerak menuju Indonesia ��


(benua Asia) kira-kira 5-10 cm pertahun. Suatu saat akan bertabrakan dengan Indonesia. Dulu India pernah terpisah dari Asia, asalnya India terletak dekat Madagaskar Afrika. Kemudian India terus bergerak menuju Asia, dan akhirnya bertabrakan, hasilnya adalah terbentuknya Pegunungan Himalaya. Batuan tertua tercatat berumur kira-kira 3.800.000.000 tahun. Masa ini juga merupakan awal terbentuknya Indrosfer dan Atmosfer serta awal muncul kehidupan primitif di dalam samudera berupa mikroorganisma (bakteri dan ganggang). Fosil tertua yang telah ditemukan adalah fosil Stromatolit dan Cyanobacteria dengan umur kira-kira 3.500.000.000 tahun.

b. Masa Proterozoikum (2,5 milyar – 290 juta tahun lalu) Proterozoikum artinya masa kehidupan awal. Masa Proterozoikum merupakan awal terbentuknya hidrosfer dan atmosfer. Pada masa ini kehidupan mulai berkembang dari organisme bersel tunggal menjadi bersel banyak (enkaryotes dan prokaryotes ). Enkaryotes ini bakal menjadi tumbuhan dan prokaryotes nantinya bakal menjadi binatang. Menjelang akhir masa ini organisme lebih kompleks, jenis invertebrata bertubuh lunak seperti ubur-ubur, cacing dan koral mulai muncul di laut-laut dangkal, yang bukti-buktinya dijumpai sebagai fosil sejati pertama. Masa Arkeozoikum dan Proterozoikum bersama-sama dikenal sebagai masa Pra-Kambrium.

��


c. Jaman Kambrium (590-500 juta tahun lalu) Kambrium berasal dari kata “Cambria ” nama latin untuk daerah Wales di Inggeris sana, dimana batuan berumur kambrium pertama kali dipelajari. Banyak hewan invertebrata mulai muncul pada zaman Kambrium. Hampir seluruh kehidupan berada di lautan. Hewan zaman ini mempunyai kerangka luar dan cangkang sebagai pelindung. Fosil yang umum dijumpai dan penyebarannya luas adalah, Alga, Cacing, Sepon, Koral, Moluska, Ekinodermata, Brakiopoda dan Artropoda

(Trilobit). Sebuah

daratan

yang

disebut

Gondwana

(sebelumnya pannotia) merupakan cikal bakal Antartika, Afrika, India, Australia, sebagian Asia dan Amerika Selatan. Sedangkan Eropa, Amerika Utara, dan Tanah Hijau masih berupa benua-benua kecil yang terpisah.

d. Jaman Ordovisium (500 – 440 juta tahun lalu) Zaman Ordovisium dicirikan oleh munculnya ikan tanpa rahang (hewan bertulang belakang paling tua) dan beberapa hewan bertulang belakang yang muncul pertama kali seperti Tetrakoral, Graptolit, Ekinoid (Landak Laut), Asteroid (Bintang Laut), Krinoid (Lili Laut) dan Bryozona. Koral dan Alaga berkembang membentuk karang, dimana trilobit dan Brakiopoda mencari mangsa. Graptolit dan Trilobit melimpah, sedangkan

Ekinodermata

dan

Brakiopoda

mulai

menyebar.

Meluapnya Samudra dari Zaman Es merupakan bagian peristiwa dari

��


zaman ini. Gondwana dan benua-benua lainnya mulai menutup celah samudera yang berada di antaranya.

e. Jaman Silur (440 – 410 juta tahun lalu) Zaman silur merupakan waktu peralihan kehidupan dari air ke darat. Tumbuhan darat mulai muncul pertama kalinya termasuk Pteridofita

(tumbuhan

paku).

Sedangkan

Kalajengking

raksasa

(Eurypterid) hidup berburu di dalam laut. Ikan berahang mulai muncul pada zaman ini dan banyak ikan mempunyai perisai tulang sebagai pelindung. Selama zaman Silur, deretan pegunungan mulai terbentuk melintasi Skandinavia, Skotlandia dan Pantai Amerika Utara.

f. Jaman Devon (410-360 juta tahun lalu) Zaman Devon merupakan zaman perkembangan besar-besaran jenis ikan dan tumbuhan darat. Ikan berahang dan ikan hiu semakin aktif sebagai pemangsa di dalam lautan. Serbuan ke daratan masih terus berlanjut selama zaman ini. Hewan Amfibi berkembang dan beranjak menuju daratan. Tumbuhan darat semakin umum dan muncul serangga untuk pertama kalinya.

Samudera

menyempit

sementara,

benua

Gondwana

menutupi Eropa, Amerika Utara dan Tanah Hijau (Green Land) .

��


Gambar 2.3 Ilustrasi keadaan permukaan bumi pada jaman Devon

g. Jaman Karbon (360 – 290 juta tahun lalu) Reptilia muncul pertama kalinya dan dapat meletakkan telurnya di luar air. Serangga raksasa muncul dan ampibi meningkat dalam jumlahnya. Pohon pertama muncul, jamur Klab, tumbuhan ferm dan paku ekor kuda tumbuh di rawa-rawa pembentuk batubara. Pada zaman ini benua-benua di muka bumi menyatu membentuk satu masa

daratan

yang

disebut

Pangea,

mengalami

perubahan

lingkungan untuk berbagai bentuk kehidupan. Di belahan bumi utara, iklim tropis menghasilkan secara besar-besaran, rawa-rawa yang berisi dan sekarang tersimpan sebagai batubara.

Gambar 2.4 Ilustrasi keadaan permukaan bumi pada jaman Devon ��


h. Jaman Perm (290 -250 juta tahun lalu) “Perm” adalah nama sebuah propinsi tua di dekat pegunungan Ural, Rusia. Reptilia meningkat dan serangga modern muncul, begitu juga tumbuhan konifer dan Grikgo primitif. Hewan Ampibi menjadi kurang begitu berperan. Zaman perm diakhiri dengan kepunahan micsa dalam skala besar, Tribolit, banyak koral dan ikan menjadi punah. Benua Pangea bergabung bersama dan bergerak sebagai satu massa daratan, Lapisan es menutup Amerika Selatan, Antartika, Australia dan Afrika, membendung air dan menurunkan muka air laut. Iklim yang kering dengan kondisi gurun pasir mulai terbentuk di bagian utara bumi.

i. Jaman Trias (250-210 juta tahun lalu) Gastropoda dan Bivalvia meningkat jumlahnya, sementara amonit menjadi umum. Dinosaurus dan reptilia laut berukuran besar mulai muncul pertama kalinya selama zaman ini. Reptilia menyerupai mamalia pemakan daging yang disebut Cynodont mulai berkembang. Mamalia pertamapun mulai muncul saat ini. Dan ada banyak jenis reptilia yang hidup di air, termasuk penyu dan kura-kura. Tumbuhan sikada mirip palem berkembang dan Konifer menyebar. Benua Pangea bergerak ke utara dan gurun terbentuk. Lembaran es di bagian selatan mencair dan celah-celah mulai terbentuk di Pangea.

��


j. Jaman Jura (210-140 juta tahun lalu) Pada zaman ini, Amonit dan Belemnit sangat umum. Reptilia meningkat jumlahnya. Dinosaurus menguasai daratan, Ichtiyosaurus berburu di dalam lautan dan Pterosaurus merajai angkasa. Banyak dinosaurus tumbuh dalam ukuran yang luar biasa. Burung sejati pertama

( Archeopterya )

berevolusi

dan

banyak

jenis

buaya

berkembang. Tumbuhan Konifer menjadi umum, sementara Bennefit dan Sequola melimpah pada waktu ini. Pangea terpecah dimana Amerika Utara memisahkan diri dari Afrika sedangkan Amerika Selatan melepaskan diri dari Antartika dan Australia. Jaman ini merupakan

jaman

yang

paling

menarik

anak-anak

setelah

difilmkannya Jurrasic Park.

Gambar 2.4 Ilustrasi keadaan permukaan bumi pada jaman Jura

k. Jaman Kapur (140-65 juta tahun lalu) Banyak dinosaurus raksasa dan reptilia terbang hidup pada zaman ini. Mamalia berari-ari muncul pertama kalinya. Pada akhir zaman ini Dinosaurus, Ichtiyosaurus, Pterosaurus, Plesiosaurus, Amonit dan Belemnit punah. Mamalia dan tumbuhan berbunga mulai berkembang ��


menjadi banyak bentuk yang berlainan. Iklim sedang mulai muncul. India terlepas jauh dari Afrika menuju Asia. Jaman ini adalah jaman akhir dari kehidupan biantang-binatang raksasa.

Gambar 2.4 Ilustrasi keadaan permukaan bumi pada jaman Kapur

l. Zaman Tersier (65 – 1,7 juta tahun lalu) Pada zaman tersier terjadi perkembangan jenis kehidupan seperti munculnya primata dan burung tak bergigi berukuran besar yang menyerupai burung unta, sedangkan fauna laut sepert ikan, moluska dan echinodermata sangat mirip dengan fauna laut yang hidup sekarang. Tumbuhan berbunga pada zaman Tersier terus berevolusi menghasilkan banyak variasi tumbuhan, seperti semak belukar, tumbuhan merambat dan rumput. Pada zaman Tersier – Kuarter, pemunculan dan kepunahan hewan dan tumbuhan saling berganti seiring dengan perubahan cuaca secara global.

m. Zaman Kuarter (1,7 juta tahun lalu – sekarang) Zaman Kuarter terdiri dari kala Plistosen dan Kala Holosen. Kala Plistosen mulai sekitar 1,8 juta tahun yang lalu dan berakhir pada ��


10.000 tahun yang lalu. Kemudian diikuti oleh Kala Holosen yang berlangsung sampai sekarang. Pada Kala Plistosen paling sedikit terjadi 5 kali jaman es (jaman glasial). Pada jaman glasial sebagian besar Eropa, Amerika utara dan Asia bagian utara ditutupi es, begitu pula Pegunungan Alpen, Pegunungan Cherpatia dan Pegunungan Himalaya Di antara 4 jaman es ini terdapat jaman Intra Glasial, dimana iklim bumi lebih hangat. Manusia purba jawa (Homo erectus yang dulu disebut Pithecanthropus erectus) muncul pada Kala Plistosen. Manusia Modern yang mempunyai peradaban baru muncul pada Kala Holosen. Flora dan fauna yang hidup pada Kala Plistosen sangat mirip dengan flora dan fauna yang hidup sekarang, seperti ditunjukkan pada Gambar 2.6.

Gambar 2.6. Sejarah perkembangan evolusi dan kehidupan bumi. Bumi terbentuk 4 milyar tahun lalu, tetapi kehidupan baru muncul semilyar tahun lalu. Bahkan "manusia purba" adanya baru 2 juta tahun lalu.

��


BAB III INTERIOR BUMI DAN SEISMOLOGI

3.1 Susunan Interior Bumi Susunan interior bumi dapat diketahui berdasarkan dari sifat sifat fisika bumi (geofisika). Sebagaimana kita ketahui bahwa bumi mempunyai sifat-sifat fisik seperti misalnya gaya tarik (gravitasi), kemagnetan, kelistrikan, merambatkan gelombang (seismik), dan sifat fisika lainnya. Melalui sifat fisika bumi inilah para akhli geofisika mempelajari

susunan

bumi,

yaitu

misalnya

dengan

metoda

pengukuran gravitasi bumi (gaya tarik bumi), sifat kemagnetan bumi, sifat penghantarkan arus listrik, dan sifat menghantarkan gelombang seismik. Metoda seismik adalah salah satu metoda dalam ilmu geofisika yang mengukur sifat rambat gelombang seismik yang menjalar di dalam bumi. Pada dasarnya gelombang seismik dapat diurai menjadi gelombang Primer (P) atau gelombang Longitudinal dan gelombang Sekunder (S) atau gelombang Transversal. Sifat rambat kedua jenis gelombang ini sangat dipengaruhi oleh sifat dari material yang dilaluinya. Gelombang P dapat menjalar pada material berfasa padat maupun cair, sedangkan gelombang S tidak dapat menjalar pada materi yang berfasa cair. Perpedaan sifat rambat kedua jenis gelombang inilah yang dipakai untuk mengetahui jenis material dari interior bumi.

��


Pada Gambar 3.1 diperlihatkan rambatan gelombang P dan S didalam interior bumi yang berasal dari suatu sumber gempa. Sifat/karakter dari rambat gelombang gempa (seismik) di dalam bumi diperlihatkan oleh gelombang S (warna merah) yang tidak merambat pada Inti Bumi bagian luar sedangkan gelombang P (warna hijau) merambat baik pada Inti Bagian Luar maupun Inti Bagian Dalam. Berdasarkan sifat rambat gelombang P dan S tersebut, maka dapat disimpulkan bahwa Inti Bumi Bagian Luar berfasa cair. Pada Gambar 3.2 diperlihatkan rambatan gelombang P dan S kearah interior bumi, terlihat disini bahwa gelombang S tidak menjalar pada bagian Inti Bumi bagian luar yang berfasa cair (liquid), sedangkan gelombag P tetap menjalar pada bagian luar Inti Bumi yang berfasa cair, namun terjadi perubahan kecepatan rambat gelombang P dari bagian Mantel Bumi ke arah Inti Bumi bagian luar menjadi lambat.

Gambar 3.1. Rambatan gelombang Primer (P) dan Sekunder (S) pada interior bumi. Gelompang P (garis hijau) merambat pada semua bagian dari lapisan material bumi sedangkan gelombang S (garis merah) hanya merambat pada bagian mantel dari interior bumi.

Gambar 3.2. Sifat rambat gelombang P dan S pada interior bumi. Terlihat gelombang P dapat merambat pada interior bumi baik yang berfasa padat maupun berfasa cair, sedangkan gelombang S tidak merambat pada Inti Bumi bagian luar yang berfasa cair.

��


3.2

Material dan Susunan Kulit Bumi a. Selaput Batuan (Litosfir)

Litosfir atau bagian yang padat dari Bumi, berada dibawah Atmosfir dan Samudra.

Sebagian besar dari apa yang kita

pelajari dan ketahui tentang bagian yang padat dari Bumi ini, berasal

dari apa yang dapat kita lihat dan raba diatas

permukaan Bumi. Para ilmuwan Ilmu Kebumian, umumnya berpendapat bahwa Bumi ini lahir pada saat yang bersamaan dengan lahirnya MATAHARI beserta planit-planit lainnya, berasal dari awan yang berpusing yang terdiri dari bahan-bahan berukuran debu, dan terjadi pada kurang lebih 5 hingga 6 milyar tahun

yang

lalu.

Bahan-bahan

tersebut

kemudian

saling

mengikat diri, menyatu dan membentuk Litosfir. Beberapa saat setelah Bumi kita ini terbentuk, terjadilah proses pembentukan lelehan yang menempati bagian intinya. Lelehan tersebut kemudian mengalami proses pemisahan, dimana unsur-unsur yang berat yang terutama terdiri dari besi dan nikel akan mengendap, sedangkan yang ringan akan mengapung diatasnya. Sebagai akibat dari proses pemisahan tersebut, maka Bumi ini menjadi tidak bersifat homogen, tetapi terdiri dari beberapa lapisan konsentris yang mempunyai sifat-sifat fisik yang berbeda. Bagian-bagian utama dari Bumi yang terlihat pada Gambar 3.3, adalah : 

Inti, yang terdiri dari dua bagian. Inti bagian dalam yang bersifat padat, dan ditafsirkan sebagai terdiri terutama dari unsur besi, dengan jari-jari 1216 Km.,

Inti bagian luar, ��


berupa lelehan (cair), dengan unsur–unsur metal mempunyai ketebalan 2270 Km; 

Mantel Bumi setebal 2885 Km; terdiri dari batuan padat,



Kerak Bumi, yang relatif ringan dan merupakan “kulit luar” dari Bumi, dengan ketebalan berkisar antara 5 hingga 40 Km.

-

Gambar 3.3 Bagian-bagian utama bumi: Inti Bumi, Mantel Bumi, dan Kerak Bumi

Disamping bagian-bagian utama tersebut diatas, ada suatu zona terletak didalam mantel-Bumi yang berada

antara kedalaman

100 dan 350 Km, bahkan dapat berlanjut hingga 700 Km., dari permukaan Bumi. Zona ini mempunyai sifat fisik yang khas, yaitu dapat berubah menjadi bersifat lentur dan mudah mengalir. Oleh para ahli geologi zona ini dinamakan “Astenosfir”. Adalah suatu zona yang lemah, panas dan dalam kondisi tertentu dapat ��


bersifat secara berangsur sebagai aliran. Diatas zona ini, terdapat lapisan Bumi yang padat disebut “Litosfir” (atau selaput batuan) yang mencakup bagian atas dari Mantel-Bumi serta seluruh lapisan Kerak-Bumi (Gambar 3.4).

KERAK BENUA KERAK BUMI KERAK SAMUDRA

ASTENOSFIR

KERAK SAMUDRA

LITOSFIR ( 0 - 100 KM ) ( 100 - 350 KM )

KERAK BENUA

LITOSFIR MANTEL ATAS MANTEL ATAS

MANTEL 2885 KM

ASTENISFIR

MANTEL BAWAH

2270 KM

INTI LUAR INTI 1216 KM INTI DALAM

Gambar 3.4 Bagian Kerak Bumi (Selaput Batuan / Litosfir)

Berdasarkan temuan-temuan baru di bidang Ilmu Geofisika dan Ilmu Kelautan selama dasawarsa terakhir, litosfir digambarkan sebagai terdiri dari beberapa “lempeng” atau “pelat” (karena luasnya yang lebih besar dari ketebalannya), yang bersifat tegar dan dapat bergerak dengan bebas diatas Astenosfir yang bersifat lentur, dan dalam keadaan tertentu dapat berubah secara berangsur menjadi

mudah mengalir. Temuan-temuan baru

tersebut telah menghidupkan kembali pemikiran-pemikiran lama tentang teori pemisahan benua (continental drift theory ) yang dilontarkan

pada

sekitar

tahun

1929

yang

kemudian

ditinggalkan. ��


Teori yang pada saat itu dianggap sangat radikal karena bertentangan dengan anggapan yang berkembang pada waktu itu, bahwa benua dan samudra merupakan bagian dari bumi yang permanen, maka teori tersebut tidak mendapatkan tempat diantara para ilmuwan Kebumian. Gambaran tentang struktur interior bumi yang dikemukakan 50 tahun kemudian sebagai hasil kerja keras para peneliti dengan cara mengumpulkan data lebih banyak lagi, baik di daratan maupun di samudra, telah melahirkan pandangan yang sangat maju dalam Ilmu Kebumian, sehingga dianggap sebagai suatu revolusi dalam pemikiran di bidang Ilmu ini. Susunan dan komposisi litosfir (Kerak Benua dan Kerak Samudra) dapat diketahui dengan cara menganalisa batuanbatuan yang tersingkap di permukaan bumi, atau hasil pemboran inti, maupun produk aktivitas gunungapi. Berdasarkan analisa kimia dari sampel batuan yang diambil di berbagai tempat di bumi, secara umum unsur kimia yang paling dominan sebagai penyusun litosfir adalah sebagai berikut: Tabel 3.1 Unsur Kimia Penyusun Litosfir (Kerak Bumi) Unsur

Persen Berat

Oxygen (O) Silicon (Si) Alumunium (Al) Iron (Fe) Calcium (Ca) Sodium (Na) Pottasium (K) Magnesium, (Mg) Lain-nya

Total

46.6 27.7 8.1 5.0 3.6 2.8 2.6 2.1 1.5

100

��


b.

Selaput udara (atmosfir) Selaput atau lapisan udara ini sepintas nampaknya tidak mempunyai peranan yang berarti terhadap lingkungan geologi. Sebenarnya fungsi dari Atmosfera adalah: 1. Merupakan media perantara untuk memindahkan air dari lautan melalui proses penguapan ke daratan yang kemudian jatuh kembali sebagai hujan dan salju; 2. Merupakan salah satu gaya utama dalam proses pelapukan, 3. Bertindak sebagai pengatur khasanah kehidupan dan suhu di atas permukaan bumi. 4. Sebagai pelindung dari permukaan bumi terhadap pancaran sinar ultra-violet yang tiba di atas permukaan bumi dalam jumlah yang berlebihan. Dapat dikatakan bahwa sebagian besar dari udara, atau ± 78%, terdiri dari unsur nitrogen dan hampir 21% adalah Oxigen. Sedang sisanya adalah Argon (< dari 1%), CO2 hanya 0,33% saja.

Adapaun gas-gas lainnya seperti Hidrogen dan Helium

jumlahnya tidak berarti. Nitrogen sendiri tidak mudah untuk bersenyawa dengan unsur-unsur lain, tetapi ada proses-proses dimana gas-gas ini dapat bergabung menjadi senyawa nitrogen yang kemudian menjadi sangat penting artinya untuk prosesproses organik dalam lingkungan kehidupan atau apa yang kita kenali sebagai biosfera. Sebaliknya unsur oxigen adalah unsur yang sangat aktip untuk bersenyawa dan segera akan menyatu

��


dengan unsur-unsur lainnya didalam suatu proses yang lazim kita kenal sebagai oxidasi. Disamping unsur-unsur tersebut diatas, udara juga mengandung sejumlah uap-air, debu berasal dari letusan gunung-berapi dan partikel-partikel lainnya yang berasal dari kosmos. Gas-gas dan uap-air didalam udara ini akan terlibat dalam persenyawaan kimiawi dengan bahan-bahan yang membentuk permukaan Bumi dan air laut. 99% dari atmosfera berada di daerah hingga ketinggian

±

29 Km.

ketinggian 10.000 Km.

Sisanya tersebar merata sampai di Bagian atmosfera dari ketinggian 0

sampai 15 Km disebut troposfer atau selaput udara, dimana didalamnya dijumpai adanya perubahan-perubahan iklim, angin, hujan dan salju (perubahan cuaca). Gerak-gerak udara yang berlangsung diatas permukaan bumi seperti angin, ini akan berfungsi sebagai gaya pengikis dan pengangkut.

c.

Selaput air (hidrosfir) Menempati ruang mulai dari bagian atas atmosfir hingga menembus ke kedalaman 10 Km dibawah permukaan Bumi, yang terdiri dari samudra, gletser, sungai dan danau, uap air dalam atmosfir dan air-tanah. Termasuk kedalam selaput ini adalah semua bentuk air yang berada diatas dan didekat permukaan bumi, 97,2% air di bumi berada di laut dan samudra. Tetapi mereka ini mudah untuk menguap dalam jumlah yang cukup besar utnuk selanjutnya masuk kedalam atmosfera dan kemudian dijatuhkan kembali ke Bumi sebagai hujan dan salju. ��


Apabila kita memperhatikan keadaan seluruh permukaan bumi, maka ciri yang paling menonjol adalah suatu warna biru yang ditimbulkan oleh hadirnya lautan. Meskipun planit-planit MARS, VENUS dan juga BUMI diselimuti oleh awan, tetapi ternyata hanya planit BUMI saja yang mendapat julukan “the blue planets”. Daratan, ternyata hanya menempati luas sekitar 29% saja dari seluruh permukaan bumi ini. Sisanya adalah laut dan air. Bumi ini bahkan diduga jumlah luas daratan yang ada itu lebih kecil lagi dari yang diperkirakan. Kedalaman rata-rata laut kita adalah hampir 4 Km. Angka ini sangat

tidak

berarti

apa-apa

jika

dibandingkan

dengan

panjangnya jari-jari Bumi yang berkisar sekitar 6400 Km. Namun demikian, laut tetap merupakan tempat penampungan air terbesar di Bumi ini. Gambar 3.5 memperlihatkan secara grafis perbandingan antara jumlah air yang terdapat diatas dan didekat

permukaan

bumi,

sedangkan

Gambar

3.6

memperlihatkan peredaran siklus dunia air atau “daur hidrologi”. 2.15 % dari jumlah air di bumi ditempati oleh tumpukan es dan gletser, dan sisanya 0.65% terbagi kedalam air di danau-danau, air permukaan, air bawah permukaan (tanah) dan yang berada di dalam atmosfir. Mengingat fungsi dari air yang sangat vital dalam tata kehidupan, maka Ilmu pengetahuan yang khusus diperuntukan bagi sifat-sifat air ini berkembang menjadi suatu ilmu

yang

merupakan

cabang

dari

Ilmu

Geologi,

yaitu

“Geohidrologi”. Daur hidrologi pada Gambar 3.6, adalah merupakan salah satu perwujudan dari hasil perkembangan ilmu tersebut. ��


SEBARAN AIR DARAT

VOL %

2.15 2.5

2

1.5 0.62 1 0.1 0.5

0 GLETSER

AIR TANAH

LAIN-2

Series 1

Gambar 3.5 Prosentase air di daratan Energi yang berupa panas yang berasal dari Matahari akan menyebabkan terjadinya penguapan air-laut dan air-air yang ada di permukaan Bumi. Uap air akan memasuki peredaran ATMOSFIR dan bergerak mengikuti gerak dari perpindahan udara. Sebagian daripadanya akan mengumpul dan kemudian akan jatuh kembali keatas permukaan bumi sebagai hujan dan salju untuk kemudian menuju kelaut. Dalam perjalanannya menuju laut, sebagian daripadanya akan tertinggal di daratan, mengumpul sebagai kantong-kantong air di danau atau rawarawa. Setiap tahun ± terjadi 380.000 Km3 air berasal dari lautan menguap dengan bantuan energi Matahari, sedangkan dari daratan ± 60.000 Km3. Dari jumlah ini, 284.000 Km3 akan kembali jatuh ke laut dan sekitar 96.000 Km3 akan jatuh kembali ke darat sebagai hujan dan salju. Sebanyak 36.000 Km3 merupakan air yang mengalir diatas permukaan yang kemudian

��


bekerja sebagai pengikis, pengangkut dan mengendapkan bahan. PENGUAPAN 380.000 KM3 JATUH KEDARAT; HUJAN 96000 KM3 SALJU

JATUH KEMBALI KE LAUT 284000KM3

ALUR PERMUKAAN 36000KM3 DANAU LAUT INFILTRASI

Gambar 3.6 Daur Hidrologi

Air yang jatuh dipermukaan (daratan) akan meresap kedalam tanah, bergerak kebawah (disebut infiltrasi), kemudian secara lateral mengisi danau-danau, mengalir melalui sungai, atau bergerak langsung menuju samudra. Didalam hidrosfir ini kita juga mengenal apa yang dinamakan “water balance”. Hal ini disebabkan jumlah air yang ada di Bumi ini rupanya jumlahnya tidak

berubah.

Pengamatan

dan

pengukuran-pengukuran

menunjukan bahwa permukaan air laut tidak memperlihatkan adanya penurunan. Ini berarti bahwa air yang mengalir diatas permukaan yang menuju kelaut akan mengisi adanya defisit air yang

disebabkan

karena

penguapan

yang

besar

yang

berlangsung diatas samudra. Apabila dijumlahkan dari seluruh daratan, banyaknya air yang jatuh kedarat ternyata lebih banyak ��


dari yang menguap dari darat ke atmosfir. Sebaliknya, diatas permukaan laut, air yang menguap lebih banyak dari yang jatuh diatas permukaan laut. 1. Air permukaan (Surface Water) Apabila air jatuh keatas permukaan bumi, maka beberapa kemungkinan dapat terjadi. Air akan terkumpul sebagai tumpukan salju didaerah-daerah puncak pegunungan yang tinggi atau sebagai gletser. Ada pula yang terkumpul didanau-danau. Yang jatuh menimpa tumbuh-tumbuhan dan tanah, akan menguap kembali kedalam atmosfir atau diserap oleh tanah melalui akar-akar tanaman, atau mengalir melalui sistim sungai atau aliran bawah tanah. Diatas permukaan Bumi, air akan mengalir melalui jaringan pola aliran sungai menuju bagian-bagian yang rendah. Setiap pola aliran mempunyai daerah pengumpulan air yang dikenal sebagai “daerah aliran sungai” atau disingkat sebagai DAS atau “drainage basin” . Setiap DAS dibatasi dari DAS disebelahnya oleh suatu tinggian topografi yang dinamakan pemisah aliran (drainage divide). Dengan digerakkan oleh gayaberat, air hujan yang jatuh dimulai dari daerah pemisah aliran akan mengalir melalui lereng sebagai lapisan lebar berupa air-bebas dengan ketebalan hanya beberapa Cm saja yang membentuk alur-alur kecil. Dari sini air akan bergabung dengan sungai baik melalui permukaan atau sistim air bawah permukaan. Dalam perjalanannya melalui cabang-cabangnya menuju ke sungai utama dan kemudian bermuara di laut, air yang mengalir dipermukaan melakukan kegiatan-kegiatan mengikis, mengangkut dan mengendapkan bahan-bahan yang dibawanya. Meskipun sungai-sungai yang ada dimuka bumi ini hanya mengangkut kira-kira 1/1000.000 dari jumlah air yang ada di Bumi, namun ia merupakan “gaya geologi” yang sangat ampuh yang menyebabkan perubahan pada permukaan bumi. Hasil utama yang sangat menonjol yang dapat diamati adalah ��


terbentuknya lembah-lembah yang menakjubkan diatas muka bumi ini.

a.

dalam

yang

sangat

Pengikisan sungai Cara sungai mengikis dan menoreh lembahnya adalah dengan cara (1) abrasi, (2) merenggut dan mengangkat bahan-bahan yang lepas, (3) dengan pelarutan. Cara yang pertama atau abrasi merupakan kerja pengikisan oleh air yang paling menonjol yang dilakukannya dengan menggunakan bahan-bahan yang diangkutnya, seperti pasir, kerikil dan kerakal. Cara lain yang dapat dilakukan adalah dengan “hydrolic lifting”, yang terjadi sebagai akibat tekanan oleh air, khususnya pada arus turbelensi. Batuan yang sudah retak-retak atau menjadi lunak karena proses pelapukan, akan direnggut oleh air. Dalam keadaan tertentu air dapat ditekan dan masuk kedalam rekahanrekahan

batuan

dengan

kekuatan

yang

dahsyat

yang

mempunyai kemampuan yang dahsyat untuk menghancurkan batuan yang membentuk saluran atau lembah. Air juga dapat menoreh lembahnya melalui proses pelarutan, terutama apabila sungai itu mengalir melalui batuan yang mudah larut seperti batukapur.

b. Pengangkutan oleh sungai Sungai

juga

ternyata

merupakan

media

yang

mampu

mengangkut sejumlah besar bahan yang terbentuk sebagai akibat proses pelapukan batuan. Banyaknya bahan yang ��


diangkut ditentukan oleh faktor iklim dan tatanan geologi dari suatu wilayah. Meskipun bahan-bahan yang diangkut oleh sungai berasal antara lain dari hasil penorehan yang dilakukan sungai itu sendiri, tetapi ternyata yang jumlahnya paling besar adalah yang berasal dari hasil proses pelapukan batuan. Proses pelapukan ternyata menghasilkan sejumlah besar bahan yang siap untuk diangkut baik oleh sungai maupun oleh cara lain seperti gerak tanah, dan atau air-tanah. Bagaimana cara air mengalir mengangkut bahan-bahannya akan diuraikan sebagai berikut: Dengan cara melarutkan. Jadi dalam hal ini air pengangkut berfungsi sebagai media larutan. Dengan suspensi, atau dalam keadaan bahan-bahan itu terapung didalam

air.

Kebanyakan

sungai-sungai

(meskipun

tidak

semuanya) mengangkut sebahagian besar bebannya melalui cara ini, terutama sekali bahan-bahan berukuran pasir dan lempung. Tetapi pada saat banjir, bahan-bahan berukuran yang lebih besar dari itu juga dapat diangkut dengan cara demikian. Dengan cara didorong melalui dasar sungai (bed load). Agak berbeda dengan cara sebelumnya, cara ini berlangsung kadangkadang saja, yaitu pada saat kekuatan airnya cukup besar untuk menggerakkan bahan-bahan yang terdapat di dasar sungai.

2. Air-Tanah (Groundwater) Semua air yang ada dibawah permukaan Bumi (tanah), dikelompokan sebagai air-tanah. Dalam daur hidrologi , nampak bahwa air-tanah hanya menempati 0.6% saja dari seluruh air ��


tawar yang ada. Namun demikian, di Amerika, air tanah telah memberikan 50% dari kebutuhan air minum, 40% dimanfaatkan untuk irigasi dan 20% digunakan untuk Industri. Air-tanah menerima pemasukan air (recharge) air dari air yang jatuh diatas permukaan Bumi melalui proses infiltrasi yang kemudian bergerak mengalir memasuki batuan dan lapisan tanah, sampai keluar lagi sebagai sumber-sumber air (discharge), dan kembali ke permukaan sebagai sungai, atau tertahan sementara sebagai danau atau dirawa-rawa. Banyaknya air yang masuk kedalam tanah sangat ditentukan oleh sifat, keadaan dan jenis batuan setempat, jumlah vegetasi di daerah tangkapan (catchment area), bentuk bentang alam dan tentu saja banyaknya air yang jatuh (hujan, salju dsb.). Di daerah dengan vegetasi yang lebat infiltrasi akan dipercepat oleh akar tumbuh-tumbuhan yang membuka jalan untuk dilalui air. Air akan mengalir lebih cepat pada permukaan lereng yang curam dan menuju ke sungai dibanding dengan permukaan yang landai. Dengan demikian peresapan air akan lebih banyak terjadi di topografi yang landai. Sifat batuan atau tanah yang dapat meneruskan air, ditentukan oleh kadar kesarangan (porositas) seperti tanah lepas, pasir dan kerikil atau kerakal. Batuan dasar yang tersingkap yang retak-retak akan merupakan tempat infiltrasi yang potensial. Gambar 3.7 memperlihatkan bagian-bagian dan istilah-istilah yang terdapat pada air-tanah. Muka air-tanah merupakan batas paling atas dari zona jenuh, yang merupakan sifat yang paling menonjol dalam sistim air-tanah. Danau, rawa dan sungai ��


permanen,

adalah

tempat-tempat

dimana

muka

air-tanah

muncul ke permukaan. Di tempat-tempat kering dimana air sulit diperoleh di permukaan, diperkirakan bahwa muka air-tanah letaknya dalam. Kedalaman dari muka air-tanah sangat beragam dan ditentukan oleh bentuk bentang alam dan keadaan iklim. Mengetahui kedalaman muka air-tanah adalah sangat penting dalam upaya

untuk menentukan keberhasilan melakukan

pemboran air-tanah. Berdasarkan data dari sejumlah bor air, danau, rawa, dan sumber-air, muka air tanah dapat diketahui dan dipetakan. Kedudukan muka air-tanah dapat berada dalam keadaan yang tetap apabila terjadi keseimbangan antara pengisian (recharge) dan yang keluar (discharge). Suatu bentuk atau lapisan massa batuan yang mampu meloloskan dan secara nyata dapat menyimpan air-tanah, dinamakan aquifer. Pada bagian ini kita dapat mengambil dan memanfaatkan air-tanah untuk keperluan rumah-tangga, pertanian dan industri. Aquifer yang paling baik adalah yang terdiri dari pasir dan kerakal yang lepas, batupasir yang tidak tersemenkan dengan baik atau batuan yang retak-retak.

Gambar 3.7

Aquiclude yang berada diatas muka air tanah akan terbentuk pengumpulan air tanah setempat. ��


Kita mengenal adanya dua jenis aquifer: a. Aquifer bebas atau (unconfined), yaitu aquifer yang letaknya dekat sekali dengan muka air-tanah, dengan sedikit atau sama sekali tidak ada tanah atau lapisan penutup diatasnya. Aquifer ini berada dalam tekanan atmosfir. Kebanyakan airtanah setempat itu diperoleh dari aquifer jenis ini yang terutama berupa pasir dan kerakal lepas dan endapan banjir. b. Aquifer tertekan atau (confined). Aquifer ini letaknya berada diantara 2 lapisan yang tak lulusair. Berbeda dengan aquifer bebas, aquifer ini disamping sebarannya lebih luas, juga letaknya lebih dalam dari permukaan (gambar 2.7). Aquifer yang berada diatas muka air-tanah utama, disebut aquiclude. Dalam kondisi tertentu, air-tanah yang terperangkap dalam aquifer tertekan, dapat naik keatas melawan tarikan gayaberat dan bahkan dapat menyembur. Keadaan seperti ini dapat terjadi apabila aquifer tersebut kedudukannya miring dan ujungnya tersingkap diatas permukaan di wilayah pegunungan seperti terlihat pada Gambar 3.8. Pemboran air pada “A” dan “B”, airtanah akan naik sendiri keatas tanpa dipompa. Jenis aquifer seperti ini dinamakan “artesis” (berasal dari nama kota di Perancis “Artois”, dekat Calais). Permukaan dimana air-tanah dapat naik tanpa hambatan, dinamakan “bidang pizometrik”. Sedangkan pada “C” air-tanah baru mungkin dapat dikeluarkan dengan bantuan pompa.

��


Gambar 3.8 Lapisan batuan lulus air/permeable (aquifer tertekan) dan lapisan impermeable (aquiclude)

��


BAB IV GAYABERAT (GRAVITY ) 4.1 Pendahuluan

Ilmu gravity merupakan ilmu yang mempelajari perilaku percepatan gravitasi bumi (gravitational acceleration) yang didasarkan pada hukum Gravitasi Newton. Sedangkan metoda gayaberat merupakan suatu metoda eksplorasi geofisika yang didasarkan atas adanya anomali medan gravitasi bumi, yang diakibatkan adanya variasi densitas batuan ke arah lateral maupun vertikal dibawah titik ukur. Metode gayaberat dilakukan untuk menyelidiki keadaan bawah permukaan berdasarkan perbedaan rapat masa penomena geologi seperti cebakan mineral, cekungan sedimen, intrusi

dari daerah sekeliling (∆ρ =

gram/cm3). Metode ini adalah metode geofisika yang sensitive terhadap perubahan kearah lateral, oleh karena itu metode ini disukai untuk mempelajari kontak intrusi, batuan dasar, struktur geologi, cekungan sedimen, endapan sungai purba, lubang di dalam masa batuan, shaff terpendam dan lain-lain. Sejalan dengan peningkatan teknologi digital yang sangat cepat pada akhir 1980, masalah ketelitian pembacaan dapat ditingkatkan dengan digunakannya sistem pembacaan digital. GWR Instrument Inc tahun 1994 mengeluarkan superconducting gravimeter yang merupakan gravimeter yang paling teliti dengan akurasi 0,001 µGal (Richter

dan Warburton,

1998). Kelemahan dari alat ini adalah bentuknya yang besar ( tinggi 1 meter, diameter 0,7 m) dan berat 100 kg sehingga sulit digunakan di ��


lapangan. Pada akhir tahun 2000, LaCoste & Romberg mengeluarkan gravimeter digital secara penuh yang disebut ‘graviton’ dengan akurasi 1 µGal dan gravimeter semi-digital yang merupakan pengembangan LaCoste

& Romberg tipe G yang dilengkapi dengan sistem pembacaan digital dengan akurasi 1-5 µGal. Awal tahun 2002 Scintrex mengeluarkan gravimeter digital secara penuh

yang disebut Scintrex Autograv CG5

dengan akurasi 1 µGal. Dengan sistem gravimeter digital secara penuh maupun semi-digital maka kendala pembacaan yang berhubungan dengan alat

untuk mengamati perubahan

gayaberat dalam orde µGal dapat

dihilangkan. Dengan adanya peningkatan akurasi gravimeter dan pengembangan sistem digital, penerapan metode gayaberat untuk sumber anomali dekat permukaan dan yang berhubungan dengan lingkungan serta untuk tujuan pemantauan semakin banyak digunakan. Unit percepatan gravitasi atau gayaberat dinyatakan dalam gal (untuk menghormati Galelei Galelio, orang yang mula mengusulkan adanya gaya gravitasi dari percobaan menjatuhkan benda dari Menara Pisa di Italia).

Gambar 4-1. Satuan gayaberat

Gambar 4-2. Nilai Gayaberat di permukaan bumi dan variasinya

��


4.2 Hukum Gravitasi Universal

Pada saat ini semua orang tahu bahwa benda jatuh ke bumi diakibatkan oleh gaya tarik-menarik antara benda tersebut dengan bumi. Gaya tarikmenarik tersebut, secara teori gravitasi ditemukan oleh seorang ahli ilmu pengetahuan dari abad 17, yaitu Sir Isaac Newton (1642 - 1727), yang dituangkan dalam bukunya “Principia Matematica”. Sudah menjadi dongeng selama ini, seolah Newton menemukan hukum gravitasi pada saat dia berjalan-jalan di taman lalu tertimpa buah apel. Sesungguhnya penemuan hukum Newton ini dilakukan melalui banyak sekali tahapan dari hasil pengamatan tentang pergerakan Bumi dan Matahari. Teori gravitasi Newton didasarkan atas hasil penelitian Kepler tentang pergerakan planetplanet. Dari hasil pengamatan Kepler (1753) membuat hukum pergerakan planet yang berbentuk elips. Hukum Kepler I : ( x + aε ) 2 a2

+

y2 b 2

= 1

(4-1)

dimana a,b adalah jarak terpanjang dan terpendek dari revolusi bumi terhadap Matahari Hukum kepler II adalah : dS dt

=C

(4-2)

dimana S adalah luas waktu daerah sapuan persatuan. Hukum Kepler III adalah : T2 =a3

(4-3)

dimana T, adalah waktu revolusi , a = jari-jari sapuan ellips. ��


Dari ketiga persamaan Kepler tersebut Newton dapat menemukan Hukum yang menyatakan bahwa ”gaya tarik-menarik dari dua buah benda yang bermassa m1 dan m2 berbanding lurus dengan perkalian massanya, serta berbanding terbalik dengan kuadrat jarak massa tersebut ” sebagai berikut: F ≈

(4-4)

m1 . m 2 r 2

Bila kesebandingan digantikan dengan konstanta G, maka ≈ dapat digantikan menjadi persamaan :

F = G

(4-5)

m1 . m2 r 2

G biasa disebut konstanta gravitasi universal, dinotasikan sebagai G.

4.3 Konstanta Gravitasi Universal (G) Dari hukum garavitasi pada persamaan (4-5) di atas dapat diturunkan percepatan gayaberat bumi. Bila bumi dianggap sebagai bola sempurna dan m1 adalah massa bumi Me, r diganti dengan jari-jari bumi R. maka kita akan mendapatkan persamaan percepatan gaya berat dipermukaan bumi. (4-6)

Me g = a = G 2 R

Karena dianggap bola sempurna maka massa bumi : M e = 4 π Re3.ρ e , 3

dimana ρ m = rapat massa rata-rata. Persamaan gayaberat dipermukaan bumi dapat dituliskan menjadi :

��


g =

(4-7)

4π Re GRe ρ m 3

Pengukuran Konstanta Gravitasi Universal (G) Hukum gravitasi Newton, untuk beberapa saat belum merupakan hukum yang dapat digunakan secara operasionil karena hanya merupakan kesebandingan saja, karena konstanta G belum diketahui. Penentuan konstanta gravitasi universal juga merupakan penentuan yang mendasar (fundamental), karena dari harga tersebut dapat ditentukan parameter-parameter lain. Penentuan konstanta tersebut tidak dapat dilakukan

melalui

penentuan

seperti

penurunan

Hukum

Newton,

penentuan tersebut harus dilakukan melalui percobaan di laboratorium. Orang pertama yang mengukur konstanta gravitasi universal (Universal gravitational constant) secara langsung di laboratorium adalah Henry Cavendish di Cambridge, Inggris pada tahun 1798, menggunakan “torsion balance” yang disebut “percobaan Cavendish”. Pengukuran G pada percobaan ini didasarkan atas penyimpangan cahaya pantulan dari dua buah massa yang digantung akibat didekati oleh dua massa lainnya. Cavendish menemukan harga G agak terlalu besar, yaitu 7.54 x 10-8 cgs unit, kemudian dari percobaan Cavendish diulang dan dicoba dengan metoda-metoda lain seperti getaran, pendulum, dan benda jatuh. Harga yang dipakai oleh internasional adalah harga hasil percobaan Heyl dan Chrzannowski 1942, yaitu G = 6.673 x 10-8 cgs unit. Cavendish menentukan harga G melalui torsion balance yang dirancang John

Mitchell.

Pada

prinsipnya,

metoda

yang

digunakan

adalah

menggunakan perbedaan defleksi akibat massa yang didekatkan dengan torsion balance tersebut. Perbedaan defleksi itu diamati dari hasil pantulan sinar oleh cermin yang diletakkan pada gantungan fiber glass (Gambar 4-3). Dari perbedaan tersebut, dihitung besarnya gaya tarik ��


menarik antara massa m1 dengan massa m2 yang selanjutnya dapat dihitung pula harga G dan ρm secara akurat.

Gambar 4-3 : Percobaan Cavendish untuk menentukan rapat massa bumi dengan φ m1 = 5 cm dan φ m2 = 30 cm (terbuat dari timah hitam). Pada posisi 1 , gaya tarik menarik antara m 1 dan m2 diimbangi oleh momen torsi dari tali gantungan. Dalam bentuk persamaan adalah sebagai berikut : τθ1 = 2 h F = 2 h G

m1 m 2 dc

(4-8)

2

Pada posisi 2 adalah sama tetapi arahnya berbeda, sehingga : τ (θ 2 - θ1 ) = 2 h F - (2 h)(-F) = 4 h F

(4-9)

Dengan demikian : τ θc =

4 h G m1 m 2 dc

(4-10)

2

Untuk dapat menetukan harga τ, torsion balance tadi (Gambar 4-4) digetarkan pada bidang horizontal, sehingga diperoleh persamaan :

��


d 2θ dt 2

+

τθ I

(4-11) =0

Gambar 4-4. Torsion balance yang digetarkan.

Melalui modifikasi persamaan gelombang : (4-12)

T = 2π (I/τ )1 / 2

maka harga G dapat ditentukan sebagai

G=

π 2 I θ c d c

berikut :

2

(4-13)

2

T c h m1 m2

Akhirnya dengan mengukur semua parameter diatas, Cavendish dapat menghitung harga G dan rapat massa rata-rata bumi ( ρm) di laboratorium. Harga G yang dihasilkan adalah : G = 6.754 x 10 -8 cgs unit

(4-14)

Hasil percobaan Cavendish digunakan untuk menghitung rapat massa rata-rata bumi, menggunakan persamaan : g = G

g = G

Me

(4-15)

R 2

4/3 π R 3 ρ m

(4-16)

R 2

g = G ρ m 4/3π R

(4-17)

dengan Me = massa bumi, dan R = jari-jari bumi. ��


Dengan menggunakan harga gaya berat (g) yang telah ditentukan sebelumnya oleh Huygens (1629-1695) dan Kates (1797-1835), maka harga rapat massa bumi rata-rata yang dihitung adalah : ρm = 5.448 gr/cm 3

Sampai saat ini, metoda pengukuran Henry Cavendish ini menjadi acuan untuk penelitian-penelitian berikutnya. Namun ada beberapa hal yang menjadi masalah khususnya mengenai akurasi yaitu : a. Tali penggantung yang digunakan dalam percobaan harus sehalus mungkin,

akan

tetapi

tidak

boleh

melengkung

sebab

akan

berpengaruh terhadap harga I, θ. b. Batang yang digunakan juga harus kuat tidak boleh terbengkokkan. c.

Percobaan ini belum dilibatkan koreksi akibat tekanan udara .

Selanjutnya C.U. Boys (1895) memperbaiki cara pengukuran diatas dan mendapatkan harga : G= 6.658 x 10-8 cgs unit

dan

ρm = 5.5270 gr/cm

3

Pada tahun 1896, P. Braun menghitung ulang percobaan Boys. Berdasarkan hasil perhitungannya, dia memperoleh : G = 6.6579 x 10-8 cgs unit

dan

ρm = 5.527 gr/cm

3

Hal lain yang harus diperhatikan adalah bahwa bumi bukan berbentuk bola sempurna, akan tetapi bumi mengalami pepatan, atau rotational ellipsoid . Dengan demikian, harga Me dalam persamaan (4-16) adalah : Me

= 4/3 ρm π a2b ( a dan b menunjukkan jari-jari bumi dari sumbu

mayor dan minor), R adalah Rp dan Re.

��


Rφ = Re (1- e sin2φ) , dengan e = 1/298.247

(4-18)

Dalam hal ini, persamaan menjadi : (4-19)

E g = γ + corr + corr R

Sedangkan pada tahun 1948 , Jeffreys memperoleh harga ρm = 5.5145 gr/cm3. Tabel 4.1, menunjukkan bahwa harga ρm yang diperoleh dari hasil perhitungan,

nilainya

semakin

menuju

harga

rapat

massa

bumi

sebenarnya; yaitu 5.514 gr/ cm3 . Beberapa ketetapan dan harga yang disetujui secara internasional adalah sebagai berikut : Rφ = a (1- e sin2φ + 5/8 e2sin2 2φ) m

(4-20)

gφ = ge (1+ β sin2φ - β’ sin2 2φ) mgal

(4-21)

dimana harga a, e, g e, β , β’ terus berubah sesuai dengan semakin tingginya tingkat akurasi pengukuran.

Tabel 4.1 Nilai konstanta bumi hasil pengukuran EUGG (1924) di Spanyol

Ahli geodesi IGA, 1967

G= 6.658 x 10-8 cgs unit

e = 1/298.247 ≈ 1/298.25 β = 0.0053024

ρm = 5.527 gr/cm 3

e = 1/297 β = 0.0052884 β’ = 0.0000059

β’ = 0.0000059

ge = 9.780.318 mgal Re = 6378.160 km Rp = 6356.775 km

Re = 6.378,388 km

Modifikasi persamaan (4-17) menjadi : ��


g = G

g = G

4/3 π a 2 b ρ m R 2

(4-22)

4/3 π Re 2 R p ρ m R 2

(4-23)

atau : ρ m =

3/4 g R 2 G π Re 2 Rp

gr/cm 3

(4-24)

Gambar 4-4. Perbandingan Harga G dari massa ke massa

Gambar 4.5 Hasil pengukuran nilai G (konstanta universial gravitasi) dari waktu ke waktu

��


Tabel 4.2. Daftar nilai pengukuran G dan ρ m

Dengan mensubstitusikan harga : G=g(45)=978,031.85(1+0.0053024sinφ-0.00000587sin22φ) =980,629394 cm/sec2, Re= 6.378,160 km, Rp = 6.357,775 km, R = 6.367,466 km

ke dalam persamaan (25) maka diperoleh : ρm = 5.50044 gr/cm3

��


4.4 Massa Bumi Massa bumi ( Me) dapat dihitung melalui persamaan : g = γ

(4-25)

Me R e

2

Jika harga g diambil dari derajat lintang 450 adalah : g45o = 978.031,85 (1 + 0.0053029 sin 45o – 0.00000587 sin2 90o) = 980.629.394 gal, G = 6.6732 x 10-8 cgs, Re = 6.378.160 km, maka Me dapat dihitung. Berikut ini harga Me yang telah dihitung oleh berbagai peneiti : •

Me = 5.965 x 1027 gram (Heyl & Chreamoski)

•

Me = 5.975 x 1027 gram

•

Me = 5.977 x 1027 gram (Bott, 1970)

•

Me = 5.977 x 1027 gram (Jeffreys, 1952)

(Guttenberg, 1945)

4.5 Percepatan Gravitasi Bumi Teoritik Hasil pengukuran percepatan gravitasi bumi atau gayaberat di atas permukaan secara lateral menunjukkan harga yang bervariasi (harga rata-rata = 9,81 m/s 2 = 981 gal, dimana 1 gal = 1 cm/s 2). Oleh karena itu, dari hasil pengukuran di atas diketahui bahwa bumi tidak bulat sempurna dan bumi berotasi. Bentuk rata-rata bumi yang sebenarnya didekati oleh geoid / mean sea level . Sedangkan bentuk pendekatan bumi teoritik saat ini adalah oblate spheroid (sudah memperhitungkan sifat rotasi bumi). Adapun persamaan percepatan gravitasi bumi teoritik yang dikenal sebagai formula gayaberat bumi referensi (dari International Association of Geodesy, 1967), adalah :

g (λ ) = g e

(1 + α sin

2

λ + β sin 4 λ

)

(4-31)

��


dimana : λ : sudut lintang

ge : g di ekuator = 9.7803185 ms-2 α : 5.278895 x 10-3 -5

β : 2.3462 x 10

Parameter α dan β berhubungan dengan frekuensi sudut rotasi dan flattening kutub. Kenyataannya, bentuk bumi yang sebenarnya juga bukan oblate spheroid sempurna. Walaupun demikian, bentuk oblate spheroid ini merupakan pendekatan terhadap bentuk permukaan bumi (geoid). Deviasi geoid terhadap oblate spheroid ditunjukkan pada Gambar 4.6.a Sedangkan Gambar 4.6.b menunjukan perbandingan antara bentuk bumi rata-rata (geoid) dengan bentuk oblate spheroid

Gambar 4-6 : (a) Deviasi tinggi geoid terhadap oblate spheroid. (b) Perbandingan antara bentuk bumi rata-rata (garis tegas) dengan bentuk oblate spheroid (garis putus-putus) (KingHele, 1969 op cit. Fowler, 1990)

Nilai Gayaberat Referensi ��


Anomali gayaberat didapatkan dengan mengurangi nilai gayaberat terukur terhadap nilai gaya teoritis dari benda ideal yang dihitung dengan pendekatan bentuk bumi. Persamaan gayaberat teoritis untuk elipsoid putaran untuk setiap lintang diturunkan oleh Clairaut (1734, op cit Sazhina dan Grushinsky, 1971) dan mulai dikembangkan oleh Helmert (1901), Bowie (1917), Cassinis (1930), Rapp (1974). Secara umum persamaan hubungan gayaberat terhadap lintang dapat diturunkan sebagai berikut : g = ge (1 + β Sin2 φ - β ‘ Sin2 2 φ )

(4-32)

dimana : β ‘ = Pepatan gayaberat bumi, Ω = Percepatan sudut bumi φ = Lintang pengamatan,

g e = gayaberat pada khatulistiwa

Dengan menggunakan persamaan hubungan gayaberat dengan lintang dari Teori Clairaut, Helmert (1901), dan yang lain-lainnya menurunkan persamaan "gayaberat normal" tadi untuk elipsoid putaran. Persamaan tersebut dapat dilihat di bawah ini : 1. Persamaan Helmert (1901) dibuat dari 1603 pengamatan pada 9 (sembilan) macam lintang untuk elipsoid putaran : 2 2 g φ = 978.030(1 + 0.005.302Sin φ − 0.000007 Sin 2φ )

(4-34)

dimana: φ = Lintang yang diukur,

a = 6.378.200 m, b = 6.358.818 m, 1 f

= 298,2 m

��


Harga ge diambil dari harga umum untuk khatulistiwa 978,038 dari Sistem Potsdam. Persamaan ini digunakan pada peta penyelidikanpenyelidikan gayaberat lama sebelum tahun 1930.

2. Persamaan Bowie (1917) :

(

)

(4-35)

g φ = 978.039 1 + 5.529410 −3 Sin 2φ − 710 −6 Sin 2 2φ dimana :

= 297.4

1 f

3. Pada pertemuan tahunan (1924) "International Union of Geodesy and Geophysics” disetujui penggunaan persamaan “International Gravity Formula” baru :

(

(4-36)

g φ = 978.049 1 + 0.0052884Sin 2φ − 0.0000059Sin 2 2φ dimana :

1

f

= 297,

g e = 978.049 mgal (diambil dari harga rata-rata di khatulistiwa) 4.

P ada

pertemuan

International

tahunan

(1930)

"General

Assembly

of

the

Association of Geodesy" diusulkan penggunaan

persamaan baru, persamaan tersebut adalah :

(

)

g φ = 978.0490 1 + 0.0052884 Sin 2φ − 0.0000059 Sin 2 2φ

(4-37)

dimana : a = 6.278.338 m, b = 6.356.909 m dan 1/f = 297 5. Jeffreys (1952), seorang ahli falsafah dan matematika Inggris, melahirkan harga : ��


g φ = 978.037,3(1 + 5.289110 −3 Sin 2φ − 5.9 x10−6 Sin 2 2φ )

6.

Pada

tahun

1967,

“International

Union

(4-38)

of

Geodesy

and

Geophysics” menyetujui penggunaan persamaan : −3 −6 2 g φ = 978.031,85(1 + 5.3024.10 Sinφ − 5.87.10 Sin 2φ ) ��

(4-39)

7. Pada tahun 1980, Moritz menurunkan persamaan “International Gravity Formula” sebagai berikut : -3

2

-6

2

g φ = 978.032,7( 1 + 5.3024 10 Sin φ − 5,8 10 Sin 2ϕ ) mGal

(4-40)

dengan (1/f = 298,257)

4.5 Pengukuran Gayaberat

Data gayaberat digunakan untuk bermacam keperluan seperti: keilmuan, eksplorasi dan sebagainya. Dilihat dari cara pelaksanaannya, pengukuran percepatan gravitasi dapat dilakukan dengan : Pengukuran secara absolut, Pengukuran secara relatif. Pengukuran absolut biasanya dilakukan di laboratorium-laboratorium, sukar untuk mendapatkan harga gayaberat absolut yang akurat, karena banyak kendala-kendala yang sangat mempengaruhi hasil pengukuran. Oleh karena itu, pengukuran secara absolut jarang sekali dilakukan karena terlalu sukar dan melibatkan banyak faktor maupun alat. Contoh pengukuran-pengukuran secara absolut yang pernah dilakukan adalah : 1) Postdam

: pendulum ��


2) Viena

: pendulum

3) Paris

: pendulum

4) Roma

: pendulum

5) Teddington

:

6) Washington

: jatuh bebas

7) Ottawa

: jatuh bebas

jatuh bebas

Cara pengukuran absolut : pendulum, jatuh bebas, dan gravimeter. Pengukuran relatif lebih umum dan mudah dilakukan, pada penelitian gayaberat. Pengukuran relatif dilakukan dengan membandingkan hasil pengukuran titik yang tidak diketahui nilai gayaberatnya dengan titik yang sudah diketahui yang telah diikat kepada titik-titik referensi (Postdam, IGSN dsb).

4.6 Alat-alat Pengukur Gayaberat Gravimeter adalah alat pengukur Gaya berat relatif yang prinsip kerjanya didasarkan atas memanjangnya pegas akibat perbedaan gaya tarik yang berlaku pada beban, bila sebuah Gravimeter dibawa kedua tempat yang berbeda harga gaya beratnya,pergeseran tersebut dibaca pada mistar sekala. Ada dua macam alat gravimeter yaitu tipe stabil dan unstabil,tipe yang unstabil saat ini lebih banyak digunkan karena tinggi harga ketelitian dan akurasinya,contoh dari tipe ini adalah Worden, Scintrex Autograv dan Lacoste Ramberg Gravimeter. Pada saat gravimeter Worden menerima beban (Gambar 4.7), maka Gaya akan mengalami kesetimbangan yang terjadi pada saat menerima beban sebagai berikut : mg = kx

(4-41)

dimana : k : konstanta pegas, m : massa pemberat dalam alat ��


Bila alat tersebut dibawa dari titik A ke titik B, dimana titik A yang telah di ketahui gravitasinya g A, maka harga gB dapat ditentukan sebagai berikut : mg A = k x A , mg B = k x B

(4.42)

m(g A -gB) = k(x A -xB)

(4.43)

maka

dengan demikian : m(g A - g B ) = k (x A − x B ) g A − g B = ∆g =

k m k m

(x A − x B )

∆x

(4.44)

atau bila x dinyatakan dalam skala pembacaan S maka : ∆ g = K (S1 − S 2 )

(4.45)

= K (S1 − S 2 )

dimana K adalah harga sekala alat, S adalah nilai pembacaan.

Gambar 4.7a. Prinsip pengukuran gayaberat relatif gravimeter beban

Gambar 4.7.b. Alat pengukur gayaberat relatif gravimeter beban gravimeter Worden

Selain itu masih ada alat gravimeter yang lain yaitu Gravimeter La Coste Romberg dan Scintrex Autograv untuk mendapatkan ketidak stabilan dengan mengikatkan pegas kedinding alat lihat Gambar 4.8, Gambar 4.9, dan Gambar 4.10.. ��


Gambar 4.8a. Prinsip pengukuran gayaberat relatif gravimeter beban gravimeter Lacoste & Romberg

Gambar 4.8b. Alat pengukur gayaberat relatif gravimeter beban gravimeter Lacoste & Romberg

Gambar 4.9. Alat pengukur gayaberat relatif Graviton-EG

Gambar 4.10. Alat pengukur gayaberat relatif Scintrex Autograv CG5

4.7 Jaringan Gaya Berat di Indonesia Menurut sejarahnya Di Indonesia, sebelum Perang Dunia ke II, telah pengukuran titik ikat ke Sistem Potsdam telah dilakukan oleh pemerintah Hindia Belanda melalui Singapura, yang diletakkan mungkin di Pelud Kemayoran.Akan tetapi data,dan letak titik itu tidak jelas, besar kemungkinan di Bandara Kemayoran. Apalagi pada tahun 1930, saat Vening Meinesz melakukan pengukuran Gayaberat di seluruh kelautan Indonesia,yang membuktikan bahwa mustahil tidak ada stasiun referensi untuk pengamatan Gaya berat di Indonesia saat itu. Akan tetapi akibat Perang Dunia ke II data pengukuran tersebut hilang sehingga sukar untuk ��


diluruskan kembali. Pada masa pendudukan Jepang pendirian Sistem Potsdam di Indonesia juga telah dilakukan melalui Singapura dan Tokyo, hasil pengukuran tersebut juga hilang (Higasinaka, 1967). Pada saat Vening Meinesz melakukan pengukuran gayaberat lautan di Indonesia, dia mengukur beberapa titik bantu di pelabuhan Tanjung Priok (Jakarta), Surabaya, Padang, Makasar, dan juga di ruang Boscha Technische Hooge School, Bandung. Akan tetapi titik-titik stasiun tersebut belum dapat dianggap Sistem Potsdam karena pengukurannya tidak dilakukan menurut persyaratan prosedur pendirian “Base Station ” (Veining Meinesz, 1930).

Gambar 4.11. Map of Indonesia showing principal gravity station locations and base lines used in 1976 and 1977

Pada tahun 1970-an Direktorat Geologi (pada saat itu) melakukan pengikatan ke London (Postdam System). Akan tetapi

hasilnya hanya

digunakan untuk kalangan terbatas saja. Sedangkan pada tahun 19761977 Direktorat Geologi mengikat lagi ke Australia ke Universitas New England untuk data-data dasar : ��


D0 = 977976.38 X = 060 53’ 90.5’’ S

; H = 718.0 meter ; Y = 1070 37’ 90’’ E

Dari titik ini pengukuran dibawa ke seluruh Indonesia

4.9 ISOSTASI Isostasi merupakan aplikasi Asas Archimedes di atas lapisan Bumi. Benua mengapung di atas suatu struktur kerak yang padat. Seperti gunung es terapung, suatu yang menggumpal besar di atas permukaan Bumi ( rangkaian pegunungan utama) sesuai dengan hubungan lokal yang terdapat dalam kerak bumi dan kulit bumi ( Gambar 4.12). 4.12).

Gambar 4.12 Fenomena 4.12 Fenomena adanya isostasi di permukaan bumi. b umi. Continental memiliki kerak yang tebal dibandingkan lautan.

Hipotesa Airy tentang Isostasy Airy berasumsi bahwa lapisan paling atas dari Bumi mempunyai suatu kepadatan seragam, dengan masing-masing kolom yang mengapung dalam suatu lapisan kulit bumi yang mempunyai kepadatan ρs, dalamnya apungan ini sesuai dengan teori apungan apungan Archimedes. Archimedes. Akhirnya terjadi berbagai variasi dalam ketebalan menyangkut kepadatan yang seragam ��


lapisan kerakbumi, daerah tinggi memperlihatkan suatu yang lebih tebal dibanding kerak normal ( Gambar 4.13 ).

Gambar 4.13. Hipotesa 4.13. Hipotesa teori Airy tentang Isostasy.

Hipotesa Pratt tentang Isostasy Pratt berasumsi bahwa kepadatan di dalam berbagai kolom di dalam kerak bagian atas, terdapat berbagai variasi ketinggian tergantung pada topografi (hal ini disebabkan oleh tekanan hidrostatik dalam bumi) (Gambar 4.14). 4.14).

Gambar 4.14. 4.14. Teori Isostasy berdasarkan hipotesa Pratt

��


4.10 Aplikasi Metode Gayaberat Metoda gayaberat merupakan suatu metoda eksplorasi geofisika yang didasarkan atas adanya anomali medan gravitasi bumi, yang diakibatkan adanya variasi densitas batuan ke arah lateral maupun vertikal dibawah titik ukur. Pemodelan pada metoda ini dilakukan berdasarkan atas fungsi variasi densitas ρ (density) dan kedalaman z. Seperti metoda geofisika lainnya, metoda ini mempunyai kelemahan dan kelebihan antara lain adanya sifat ambiguitas (tidak unik) seperti dibahas pada bab terdahulu. Oleh karena itu dalam melakukan interpretasi pada data hasil pengukuran metoda geofisik perlu didukung oleh data yang lain (misalnya, data geologi, data sumur ). Seperti dijelaskan diatas Metode eksplorasi gayaberat dilakukan untuk menyelidiki keadaan bawah permukaan berdasarkan perbedaan rapat masa penomena geologi seperti cebakan mineral, cekungan sedimen, intrusi dsb dari daerah sekeliling ( ρ = gram/cm3). Metode ini adalah 

metode geofisika yang sensitive terhadap perubahan kearah lateral, oleh karena itu metode ini disukai untuk mempelajari kontak intrusi, batuan dasar, struktur geologi, cekungan sedimen, endapan sungai purba, lubang di dalam masa batuan, shaff terpendam dan lain-lain. Disamping untuk mempelajari struktur, metode gayaberat sekarang sudah berkembang

pula

untuk

pemantauan

proses

produksi

panasbumi,

pemantauan produksi hydrocarbon, pemantauan lingkungan (subsidence, dinamika air tanah), pemantauan aktivitas gunung api, dan pemantauan gempabumi.

��


BAB V KEMAGNETAN BUMI

5.1 BUMI SEBAGAI MEDAN MAGNET Medan magnet utama secara teoritis disebabkan oleh sumber dalam bumi, magnetisasi permanen oleh aliran arus listrik atau arus listrik yang keluar dan masuk bumi. Beberapa teori menganggap inti bumi tersusun oleh besi dan nikel, dua materi yang dikenal sebagai konduktor yang sangat baik. Adapun penyusun inti bumi, sumber magnetik merupakan dinamo berkonduktivitas tinggi dan bergerak dengan mekanisme yang kompleks, seperti arus atau senyawa kimia dan variasi thermal beserta alirannya. Kombinasi gerak dan arus tersebut disebabkan terjadinya medan magnet. (Telford,1982). Medan magnet bumi adalah salah satu besaran vektor yang mempunai besaran (magnitude) dan arah, besaran ini dapat diuraikan menjadi komponen–komponennya. Medan magnet utama timbul karena adanya arus listrik yang mengalir berputar di dalam inti luar yang membentang dari jari–jari 1.300 km hingga 1.500 km. Medan utama ini tidak konstan terhadap waktu, dan perubahannya relatif lamban. Penelitian mengenai sumber medan magnet utama bumi yaitu sumber dari luar dan dari dalam bumi dilakukan oleh Gauss pada tahun 1838 yang menyimpulkan

bahwa

medan

magnet

utama

bumi

yang

terukur

dipermukaan bumi hampir seluruhnya disebabkan oleh sumber dari dalam bumi. Sedangkan sumber dari luar bumi pengaruhnya sangat kecil (Blakely, 1995).

��


Beberapa teori klasik menyatakan bahwa medan magnet bumi timbul sebagai akibat adanya aliran listrik pada kerak bumi. Dalam perputaran bumi secara keseluruhan dapat dimisalkan sebagai layaknya sebuah dinamo raksasa. Suatu medan magnet timbul sebagai hasil kombinasi gerak dan aliran listrik. Didalam inti bumi ada suatu aksi dinamo oleh dirinya sendiri yang lebih dikenal dengan self-exciting dynamo actions yang mana teori ini dikemukakan oleh Elsasser, 1950 (Clark, 1971). Magnet bumi memiliki dua kutub, yaitu kutub utara dan selatan. Kutub utara magnet bumi terletak di sekitar kutub selatan bumi. Adapun kutub selatan magnet bumi terletak di sekitar kutub utara bumi. Magnet bumi memiliki medan magnet yang dapat memengaruhi jarum kompas dan magnet

batang

yang

tergantung

bebas.

Medan

magnet

bumi

digambarkan dengan garis-garis lengkung yang berasal dari kutub selatan

bumi menuju kutub utara bumi. Magnet bumi tidak tepat

menunjuk arah utara-selatan geografis. Penyimpangan magnet bumi ini

akan

menghasilkan

garis-garis

gaya

magnet

bumi

yang

menyimpang terhadap arah utara-selatan geografis ( Gambar 5.1).

Gambar 5.1 Letak Kutub magnet bumi yang menyimpang dari arah kutub utara Selatan

��


5.2 Kutub Magnet Bumi Jika kita perhatikan, kutub utara jarum setimbang

tidak

tepat

menunjuk

kompas dalam keadaan

arah

utara

dengan

tepat.

Penyimpangan jarum kompas itu terjadi karena letak kutub-kutub magnet bumi tidak

tepat berada di kutub-kutub

bumi, tetapi

menyimpang terhadap letak kutub bumi. Hal ini menyebabkan garisgaris gaya

magnet bumi mengalami penyimpangan terhadap arah

utara-selatan bumi.

Akibatnya penyimpangan kutub utara jarum

kompas akan membentuk sudut terhadap arah utara-selatan bumi (geografis). Sudut yang dibentuk oleh kutub utara jarum kompas dengan arah utara-selatan geografis disebut Sudut Deklinasi ( Gambar 5.2) . Penyimpangan kutub utara jarum kompas akan membentuk sudut terhadap bidang datar permukaan bumi. Sudut yang dibentuk oleh kutub utara jarum kompas dengan bidang datar disebut Sudut Inklinasi (Gambar 5.3). Alat yang digunakan untuk menentukan besar inklinasi disebut inklinator.

Gambar

5.2 Sudut Deklinasi magnet bumi

Gambar 5.3 Sudut Inklinasi Magnet Bumi

��


5.3 Dasar Teori Metode Magnetik Metode magnetik didasarkan pada pengukuran variasi intensitas medan magnetik di permukaan bumi yang disebabkan oleh adanya variasi distribusi benda termagnetisasi di bawah permukaan bumi. Variasi yang terukur (anomali) berada dalam latar belakang medan yang relatif besar. Variasi intensitas medan magnetik yang terukur kemudian ditafsirkan dalam bentuk distribusi bahan magnetik di bawah permukaan, yang kemudian dijadikan dasar bagi pendugaan keadaan geologi yang mungkin. Metode magnetik memiliki kesamaan latar belakang fisika dengan metode gravitasi, kedua metode sama-sama berdasarkan kepada teori potensial, sehngga keduanya sering disebut sebagai metoda potensial. Namun demikian, ditinjau dari segi besaran fisika yang terlibat, keduanya mempunyai perbedaan yang mendasar. Geomagnetic Methods (metode magnetik) merupakan salah satu metode geofisika yang sering digunakan sebagai survei pendahuluan pada eksplorasi batuan mineral diantaranya mineral emas. Akurasi pengukuran metode magnetik ini relatif tinggi dan pengoperasian di lapangan relatif sederhana, mudah dan cepat Pada umumnya peta anomali medan magnetik bersifat agak kompleks, variasi medan lebih tak menentu dan terlokalisir sebagai akibat dari medan magnetik dipole yang merupakan besaran vektor. Peta anomali magnetik menunjukkan sejumlah besar anomali residu yang merupakan hasil variasi mineral magnetik yang terkandung di dalam batuan dekat permukaan.

Gaya Magnetik Dasar dari metode magnetik adalah gaya Coulomb antara dua kutub magnetik m1 dan m2 (e.m.u) yang berjarak r (cm) dalam bentuk

F =

m1 m2 µ 0 r 2

r ��

�3.1�

��


Konstanta µo adalah permeabilitas medium dalam ruang hampa, tidak berdimensi dan berharga satu (Telford, 1976 ), yang besarnya dalam SI adalah 4π x 10-7 newton/ampere

2

Kuat Medan Magnet v

Kuat medan magnet ( H ) pada suatu titik yang berjarak r dari m1 didefinisikan sebagai gaya persatuan kuat kutub magnet, dapat dituliskan sebagai: v

v

H =

F m2

=

m1

r (oersted)

(3.3)

v

2

µ 0 r

v

dengan r adalah jarak titik pengukuran dari m. H mempunyai satuan A/m v

dalam SI sedangkan dalam cgs H mempunyai satuan oersted.

Intensitas Kemagnetan Sejumlah benda-benda magnet dapat dipandang sebagai sekumpulan benda magnetik. Apabila benda magnet tersebut diletakkan dalam medan luar, benda tersebut menjadi termagnetisasi karena induksi. Dengan demikian, intensitas kemagnetan dapat didefinisikan sebagai tingkat kemampuan menyearahkan momen-momen magnetik dalam medan magnetik luar dapat juga dinyatakan sebagai momen magnetik persatuan volume. v

r

I =

M V

=

ˆ ml r V

(3.4)

Satuan magnetisasi dalam cgs adalah gauss atau emu. Cm -3 dan dalam SI adalah Am-1.

��


Suseptibilitas Kemagnetan Tingkat suatu benda magnetik untuk mampu dimagnetisasi ditentukan oleh suseptibilitas kemagnetan k, yang dituliskan sebagai v

v

I = k H

(3.5)

Besaran ini adalah parameter dasar yang dipergunakan dalam metode magnetik. Harga k pada batuan

semakin besar apabila dalam batuan

tersebut semakin banyak dijumpai mineral-mineral yang bersifat magnetic. Setiap batuan yang terdiri dari bermacam-macam mineral, yang memiliki sifat magnetik dan susceptibilitas yang berbeda dan dikelompokkan pada 3 bagian yaitu : a.

Diamagnetisme Batuan ini mempunyai susceptibilitas negatif dan nilainya kecil serta susceptibilitas tidak bergantung pada temperatur dan magnet luar H. Mineral ini mempunyai harga susceptibilitas (-8<310)x10-6 emu, contoh:bismut, gipsum, marmer, dan lain-lain.

b. Paramagnetisme Sifat ini material ini adalah nilai susceptibilitas positif dan sedikit lebih besar dari satu serta nilai susceptibilitas tergantung pada temperatur. Mineral ini mempuunyai susceptibilitas (4<36000)x10-6 emu, contoh: pyroxene, fayalite, amphiboles, biotite, garnet. Efek paramagnetik merupakan suatu efek orientasi, mirip dengan efek orientasi dari molekul-molekul polar yaitu dalam hal sifatnya yang bergantung pada temperatur, membesar jika temperatur menurun karena agitasi termis dari atom-atom atau melekul-molekul cenderung untuk mencegah orientasi. Dalam benda-benda paramagnetik, medan yang dihasilkan oleh momen-momen

magnet

atomik

permanen,

cenderung

untuk ��


membantu medan magnet luar, sedangkan untuk dielektrik medan dari dipol-dipol cenderung untuk melawan medan luar. c.

Ferromagnetik Sifat yang dimiliki oleh material ini adalah susceptibilitas positif dan jauh lebih besar dari satu, serta nilai susceptibilitasnya bergantung pada

temperatur.

Nilai

susceptibilitas

mineral

ini

adalah

(100<(1.6x106))x10-6 em, contoh: besi, nikel, dan kobal. Bahanbahan feromagnetik intensitas magnetisasi besarnya sejuta kali lebih besar

dari

pada

bahan-bahan

diamagnetik

dan

paramagnetic

(Santoso, 2002).

Secara lebih spesifik batuan terbagi menjadi tiga macam, yaitu batuan sedimen, batuan beku, batuan metamorf yang memiliki susceptibilitas yang berbeda, berikut nilai susceptibilitas masing-masing batuan : a. Batuan sedimen, biasanya mempunyai jangkauan susceptibilitas (04000)x10-6 emu dengan rata-rata (10-75)x10-6 emu, contoh: dotomine, limestone, sandstone dan shales. b. Batuan beku, biasanya mempunyai jangkauan susceptibilitas (097)x10-6

emu

dengan

rata-rata

(200-13500)

emu,

contoh

granite,rhyolite, basalt, dan andesit. c.

Batuan metamorf, biasanya mempunyai jangkauan susceptibilitas(05800)x10-6

emu

dengan

rata-rata(60-350)x10-6

emu,

contoh

amphibolite, shist,phyllite, gneiss, quartzite, serpentine dan slate (Solihin, 2005).

��


Induksi Magnetik v

Suatu bahan magnetik yang diletakkan dalam medan luar H akan v

menghasilkan medan tersendiri H ' yang menigkatkan nilai total medan magnetik bahan tersebut. Induksi magnetik yang didefinisikan sebagai medan total bahan ditulis sebagai: v

v

v

B = H + H '

(3.6) v

v

v

Hubungan medan sekunder H ' = 4π M , satuan B dalam cgs adalah gauss, sedangkan dalam geofisika eksplorasi dipakai satuan gamma (g) dan dalam SI adalah tesla (T) atau nanoTesla (nT)

5.4 Pengukuran Medan Magnet Medan magnet bumi terkarakterisasi oleh parameter fisis atau disebut juga elemen medan magnet bumi ( Gambar 5.4), yang dapat diukur yaitu meliputi arah dan intensitas kemagnetannya. Parameter fisis tersebut meliputi : a. Deklinasi (D), yaitu sudut antara utara magnetik dengan komponen horizontal yang dihitung dari utara menuju timur b. Inklinasi(I), yaitu sudut antara medan magnetik total dengan bidang horizontal yang dihitung dari bidang horizontal menuju bidang vertikal ke bawah. c. Intensitas Horizontal ( B H ), yaitu besar dari medan magnetik total pada bidang horizontal. d. Medan magnetik total (B), yaitu besar dari vektor medan magnetik total.

��


Gambar 5.4 Elemen Medan magnet bumi 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 km 2 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.. 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. 3. Medan magnet anomali ��


Medan magnet anomali sering juga disebut medan magnet lokal (crustal field ). Medan magnet ini dihasilkan oleh mengandung

mineral

bermagnet

seperti

batuan yang

magnetite

( F e 7 S 8 ),

titanomagnetite ( F e 2T i O4 ) dan lain-lain yang berada di kerak bumi. 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), sehingga dalam pengukuran medan magnet berlaku : v

v

v

v

H T = H M + H L + H A v

dengan : H T : medan magnet total bumi v

H M : medan magnet utama bumi v

H L : medan magnet luar v

H A : medan magnet anomali

Dalam melakukan pengukuran geomagnetik, peralatan paling utama yang digunakan adalah magnetometer. Peralatan ini digunakan untuk mengukur kuat medan magnetik di lokasi survei. Salah satu jenisnya adalah 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. Penggunaan sinyal satelit karena sinyal satelit menjangkau daerah yang sangat luas dan tidak terganggu oleh gunung, bukit, lembah dan jurang. Beberapa peralatan penunjang lain yang sering digunakan di dalam survei magnetik, antara lain (Sehan, 2001) : a.

Kompas geologi, untuk mengetahui arah utara dan selatan dari medan magnet bumi.

b.

Peta topografi, untuk menentukan rute perjalanan dan letak titik pengukuran pada saat survei magnetik di lokasi

c.

Sarana transportasi

d.

Buku kerja, untuk mencatat data-data selama pengambilan data

e.

PC atau laptop dengan software seperti Surfer, Matlab, Mag2DC, dan lain-lain.

5.5. Pengolahan Data Geomagnetik Untuk memperoleh nilai anomali medan magnetik yang diinginkan, maka dilakukan koreksi terhadap data medan magnetik total hasil pengukuran pada setiap titik lokasi atau stasiun pengukuran, yang mencakup koreksi harian, IGRF dan topografi. 1.

Koreksi Harian Koreksi harian (diurnal correction) merupakan penyimpangan nilai medan magnetik bumi akibat adanya perbedaan waktu dan efek radiasi matahari dalam satu hari. Waktu yang dimaksudkan harus mengacu atau sesuai dengan waktu pengukuran data medan magnetik di setiap titik lokasi (stasiun pengukuran) yang akan dikoreksi. Apabila nilai variasi harian negatif, maka koreksi harian dilakukan dengan cara menambahkan nilai variasi harian yang ��


terekan pada waktu tertentu terhadap data medan magnetik yang akan dikoreksi. Sebaliknya apabila variasi harian bernilai positif, maka koreksinya dilakukan dengan cara mengurangkan nilai variasi harian yang terekan pada waktu tertentu terhadap data medan magnetik yang akan dikoreksi, datap dituliskan dalam persamaan ∆H = H total ± ∆H harian

2. Koreksi IGRF Data hasil pengukuran medan magnetik pada dasarnya adalah konstribusi dari tiga komponen dasar, yaitu medan magnetik utama bumi, medan magnetik luar dan medan anomali. Nilai medan magnetik utama tidak lain adalah niali IGRF. Jika nilai medan magnetik utama dihilangkan dengan koreksi harian, maka kontribusi medan magnetik utama

dihilangkan

dengan

koreksi

IGRF.

Koreksi

IGRFdapat

dilakukan dengan cara mengurangkan nilai IGRF terhadap nilai medan magnetik total yang telah terkoreksi harian pada setiap titik pengukuran

pada

posisi

geografis

yang

sesuai.

Persamaan

koreksinya (setelah dikoreksi harian) dapat dituliskan sebagai berikut : ∆H = H total ± ∆H harian ± H 0 dimana H 0 = IGRF

5.6 Aplikasi Metode Magnetik Metode magnetik sering digunakan dalam eksplorasi pendahuluan minyak bumi, panas bumi, dan batuan mineral serta serta bisa diterapkan pada pencarian prospeksi benda-benda arkeologi. a.

Eksplorasi Minyak Bumi Survei magnetik dan gravitasi biasanya dilakukan di wilayah yang luas seperti misalnya suatu cekungan (basin). Dalam eksplorasi migas metoda gravity dan magnetik memang hanya dipergunakan untuk tahap awal, terutama guna tujuan regional untuk mengetahui konfigurasi basement (batuan dasar). Tujuan utamanya adalah untuk mengetahui ��


ketebalan sedimen, makin tebal makin bagus dan potensial untuk source rock. b.

Eksplorasi Panasbumi Eksplorasi panas bumi dengan metode magnetik dilakukan dengan menafsir secara kuantitatif terhadap tubuh intrusi. Biasanya panasbumi terletak di daerah vulkanik. Kerentanan magnet panasbumi sangat bergantung pada variasi batuan di lapangan yang telah terpengaruh panas. Dengan mengetahui kerentanan (k) magnetik batuan, dapat diketahui informasi jenis batuan dan struktur bawah permukaan.

c.

Eksplorasi Mineral dan Biji Besi Metoda magnetik berguna untuk memetakan dan menghitung potensi bijih besi dibawah permukaan. Interpretasi kuantitatif dilakukan untuk menggambarkan

bentuk

tubuh

’iron

ore’

di

bawah

permukaan

berdasarkan anomali magnetik dan geologi. d.

Eksplorasi Arkeologi (Candi) Metode magnetik berguna untuk memetakan keberadaan bangunan arkeologi (candi) disuatu wilayah. Bangunan candi yang terbuat dari batuan andesit pada umumnya akan mempunyai nilai kemagnetan yang tinggi dibandingkan endapan lumpur atau pasir yang menutup bangunan arkeologi tersebut.

��


BAB VI GUNUNG API 6.1 Terbentuknya Gunungapi Gunungapi adalah lubang kepundan atau rekahan dalam kerak bumi tempat keluarnya cairanmagma atau gas atau cairan lainnya ke permukaan bumi. Matrial yang dierupsikan kepermukaan bumi umumnya membentuk kerucut terpancung. Gunungapi terbentuk karena adanya gerakan magma sebagai arus konveksi, dimana arus tersebut menyebabkan gerakan dari kerak bumi yaitu : kerak benua (coninen plate) dan kerak samudra (oceanic plate). Gerak kerak bumi tersebut disebut pergerakan antar lempeng (teori tektonik lempeng), terbagi menjadi 3 bentuk gerakan (Gambar 6.1): a. Gerak saling menjauh (divergent), menyebabkan terjadinya pemekaran kerak benua, magma keluar melalui rekahan tersebut dan membentuk busur gunung apai tengah samudera (mid-ocean ridge) b. Gerak saling bertumbukan (convergent), kerak samudera menumbuk dan menunjam dibawah kerak benua, membentuk zona subduksi (subduction zone) dan terjadi peleburan batuan di zona tersebut, magma bergerak dan menerobos sehingga membentuk busur gunung api tepi benua (volcanic arc) c. Gerak saling bergeser sejajar berlawanan arah (transform) antar kerak benua yang menyebabkan timbulnya rekahan, sesar mendatar (contoh Sesar Sun Andreas) Penipisan kerak samudera akibat pergerakan lempeng memberikan kesempatan bagimagma menerobos ke dasar samudera, terobosan ��


magma ini merupakan banjir lava yangmembentuk deretan gunungapi perisai (Gambar 6.2).

Gambar 6.1. Pergerakan kerak benua dan kerak samudera

Gambar 6.2 Penampang diagram yang memper lihatkan bagaimana gunungapi ter bentuk di permukaan melalui kerak benua dan kerak samudera serta mekanisme peleburan batuan yangmenghasilkan busur gunungapi, busur gunungapi tengah samudera, busur gunungapi tengahbenua dan busur gunungapi dasar samudera. (Modifikasi dari Sigurdsson, 2000).

Di Indonesia (Jawa dan Sumatera) pembentukan gunungapi terjadi akibat tumbukan kerakSamudera Hindia dengan kerak Benua Asia ( Gambar 6.3). Di Sumatra penunjaman lebih kuat dan dalamsehingga bagian akresi muncul ke permukaan membentuk pulau-pulau, seperti Nias, Mentawai, dll. (Modifikasi dari Katili, 1974). ��


Gambar 6.3 Pembentukan gunung api di Indonesia

Gunungapi

terbentuk

sejak

jutaan

tahun

lalu

hingga

sekarang.

Pengetahuan tentang gunungapi berawal dari perilaku manusia dan manusia purba yang mempunyai hubungan dekat dengan gunungapi. Hal tersebut diketahui dari penemuan fosil manusia di dalam endapan vulkanik dan sebagian besar penemuan fosil itu ditemukan di Afrika dan Indonesia berupa tulang belulangmanusia yang terkubur oleh endapan vulkanik. Sebagai contoh banyak ditemukan kerangka manusia di kota Pompeii dan Herculanum yangterkubur oleh endapan letusan G. Vesuvius pada 79 Masehi. Fosil yang terawetkan baik padaabu vulkanik berupa tapak kaki manusia Australopithecus berumur 3,7 juta tahun di daerahLaetoli, Afrika Timur. Penanggalan fosil dari kerangka manusia tertua, Homo babilis berdasarkan potassium-argon (K-Ar) didapat umur 1,75 juta tahun di daerah Olduvai. Penemuan fosil yang diduga sebagai manusia pemula Australopithecus afarensis berumur 3,5juta tahun di Hadar, Ethiopia, dan penanggalan umur

benda purbakala tertua yang terbuat dari lava

berumur 2,5 juta tahun ditemukan di Danau Turkana, Afrika Timur. Perkembangan benda-benda purba dari yang sederhana kemudian meningkat menjadi benda-benda yang disesuaikan dengan kebutuhan sehari-hari, seperti pemotong, kapak tangan dan lainnya, terbuat dari obsidian yang berumur Paleolitik Atas.

��


6.2 Struktur Gunungapi Struktur gunung api terdiri atas beberapa bagian ( Gambar 6.4), yaitu : a. Struktur kawah adalah bentuk morfologi negatif ataudepresi akibat kegiatan suatu gunungapi, bentuknya relatif bundar; b. Kaldera, bentukmorfologinya seperti kawah tetapi garis tengahnya lebih dari 2 km. Kaldera terdiri atas : kalderaletusan, terjadi akibat letusan besar yang melontarkan sebagian besar tubuhnya; kalderaruntuhan, terjadi karena runtuhnya sebagian tubuh gunungapi akibat pengeluaran material yangsangat banyak dari dapur magma; kaldera resurgent, terjadi

akibat

runtuhnya

sebagian

tubuhgunungapi

diikuti

dengan

runtuhnya blok bagian tengah; kaldera erosi, terjadi akibat erosi terusmenerus pada dinding kawah sehingga melebar menjadi kaldera; c. Rekahan dan

graben,

retaka-retakan atau patahan

pada tubuh

gunungapi yang memanjang mencapai puluhankilometer dan dalamnya ribuan meter. Rekahan parallel yang mengakibatkan amblasnya blok diantara rekahan disebut graben; d. Depresi volkano-tektonik, pembentukannya ditandai dengan deretan pegunungan yang berasosiasi dengan pemebentukan gunungapi akibat ekspansi volumebesar magma asam ke permukaan yang berasal dari kerak bumi. Depresi ini dapat mencapai ukuran puluhan kilometer dengan kedalaman ribuan meter.

��


Gambar 6.4 Penampang suatu gunungapi dan bagian-bagiannya Bagian bagian dari gunungapi adalah sebagai berikut ( Gambar 6.5): 1. 2. 3. 4. 5. 6. 7. 8. 9. 10. 11. 12. 13. 14.

Dapur Magma Batuan dasar Pipa kawah Permukaan dasar Retas (Siil) Pipa kawah Lapisan abu gunungapi Sayap/sisi gunungapi Lapisan Lava Kepundan Kerucut parasit gunungapi Aliran lava Kawah Bibir kawah 15. Abu gunungapi

Gambar 6.5 . Bagian bagian gunungapi

6.3 Tipe Gunung Api a. Tipe Gunung Api berdasarkan bentuknya Beberapa tipe/bentuk gunung api yang dikenal adalah :

��


1. Tipe Perisai (Shield Vulcanoes type)/Tipe Hawai. Gunungapi yang mengeluarkan lava bersifat encer dan membentuk gunung tersebut, lereng landai (Gambar 6.6). 2. Tipe Kerucut Piroklastik (Cinder Cone type), gunungapi yang tersusun oleh material piroklastik berupa bom, lapili, abu, kerikil, pasir ( Gambar 6.7) 3. Tipe Maar, gunungapi ‘terpancung’ membentuk kawah seperti mangkuk dengan lebar kawah relative besar dari tinggi dinding kawah, lereng landai, sifat lava kental 4. Tipe Kaldera (caldera type), terbentuk akibat letusan yang sangat besar sehingga bagian atas terpancung dan membentuk kawah yang lebar lebih dari 2 km (Gambar 6.8) 5. Tipe Strato (Strato type, composite volcano type), terbentuk oleh muntahan material gunung api berupa piroklastik yang berselingan dengan lava (Gambar 6.9). 6. Tipe Kubah Lava (lava dome type), material yang dikeluarkan berupa lava bersifat kental yang membentuk badan gunung tersebut, kelerengan umumnya simetri (Gambar 6.10).

Gambar 6.6. Gunung api tipe perisai (G. Manua Loa Hawai)

Gambar 6.7. Gunungapi tipe Piroclastik. Gunung Paricutin Mexico

��


Gambar 6.8 Gunungapi tipe Kaldera (G. Krakatau)

Gambar 6.9 Tipe Strato (Strato type, composite volcano type),

Gambar 6.10 Tipe Kubah Lava (lava dome type)

b. Tipe Letusan gunungapi

Berdasarkan letusannya gunung api dibagi menjadi beberapa tipe ( Gambar 6.11), yaitu : a. Tipe Hawai, erupsi eksplosif dari magma basaltic atau mendekati basalt, umumnya berupa semburanlava pijar, dan sering diikuti leleran lava secara simultan, terjadi pada celah atau kepundansederhana; contoh : G. Maunaloa Hawai b. Tipe Stromboli, erupsinya hampir sama dengan Hawaiian berupa semburanlava pijar dari magma yang dangkal, umumnya terjadi pada gunungapi sering aktif di tepi benuaatau di tengah benua;

contoh : G.

Anak Krakatau c. Tipe Merapi, contoh: G. Merapi d. Tipe

Volkano,

erupsi

magmatis

berkomposisi

andesit

basaltic

sampaidasit, umumnya melontarkan bom-bom vulkanik atau bongkahan di sekitar kawah dan seringdisertai bom kerak-roti atau permukaannya ��


retak-retak. Material yang dierupsikan tidak melulu berasal dari magma tetapi bercampur dengan batuan samping berupa litik; contoh : G. Bromo, G. Semeru e. Tipe St. Vincent, contoh G. Kelut f.

Tipe Pelle

g. Tipe

Plinian,

merupakan

erupsi

yang

sangat

ekslposif

dari

magmaberviskositas tinggi atau magma asam, komposisi magma bersifat andesitik sampai riolitik. contoh : G. Galunggung

Gambar 6.11 Tipe-tipe letusan gunungapi

6.4 Klasifikasi Gunungapi di Indonesia berdasarkan aktivitasnya Tipe A

gunungapi yang pernah mengalami erupsi magmatik sekurangkurangnya satu kali sesudah tahun 1600

TipeB

gunungapi yang sesudah tahun 1600 belum lagi mengadakan erupsimagmatik, namun masih memperlihatkan gejala kegiatan seperti kegiatan solfatara

Tipe C

gunungapi yang erupsinya tidak diketahui dalam sejarah manusia,namun masih terdapat tanda-tanda kegiatan masa lampau berupa lapangan solfatara/fumarola pada tingkah lemah

��


6.5

Manfaat Gunungapi

Selain menimbulkan bencana, gunungapi juga menimbulkan banyak manfaat bagi manusia, diantaraya : a.

Hasil letusan dapat membentuk daratan baru, sebagai contoh Kepulauan Hawai terbentuk oleh hasil letusan gunung api

b.

Ditemukaanya

mineral

logam

dan

batumulia pada bom volkanik dan lava yang telah membeku seperti tembaga, perak dan emas. Beberapa intan terbesan didunia ditemukan pada batuan gunungapi, contoh di Afrika Selatan, Rusia terisi oleh zircon, turmalin, topaz, aquamarine, moonstone, dan beryl. c. Kegiatan aktivitas gunungapi juga menghasilkan energy panasbumi, mata air panas mengandung belerang yang digunakan untuk mengobati penyakit, pasir gunung api digunakan sebagai bahan bangunan, batu apung untuk industry, obsidian digunakan sebagai mata anak panah d. Kawasan gunungapi kuarter hasil pelapukkan material gunungapi akan menghasilkan tanah yang subur yang kaya unsure hara yang dibutuhkan oleh pertanian.

6.6 Bahaya Gunung Api Bahaya letusan gunungapi dapat berpengaruh secara langsung (primer) dan tidak langsung (sekunder) yang menjadi bencana bagi kehidupan manusia. Bahaya yang langsung oleh letusan gunungapi adalah : 1.

Leleran Lava Leleran lava merupakan cairan lava yang pekat dan panas dapat merusaksegala infrastruktur yang dilaluinya. Kecepatan aliran lava tergantung darikekentalan magmanya, makin rendah kekentalannya, maka

makin

jauhjangkauan

alirannya.

Suhu

lava

pada

saat ��


dierupsikan berkisar antara 800 o - 1200oC. Pada umumnya di Indonesia, magmanya

leleran

lava

menengah

yang

dierupsikangunungapi,

sehingga

pergerakannya

komposisi

cukuplamban

sehingga manusia dapat menghindarkan diri dari terjangannya (Gambar 6.12).

Gambar 6.12 Contoh foto aliran lava letusan gunung Merapi Jawa Tengah

2. Aliran Piroklastik (Awan Panas/Wedus Gembel) Aliran piroklastik dapat terjadi akibat runtuhan tiang asap erupsi plinian,letusan langsung ke satu arah, guguran kubah lava atau lidah lava dan aliran pada permukaan tanah (surge). Aliran piroklastik sangat dikontrol oleh gravitasi dan cenderung mengalir melalui daerah rendah atau lembah.Mobilitas tinggi aliran piroklastik dipengaruhi oleh pelepasan gas darimagma atau lava atau dari udara yang terpanaskan pada saat mengalir. Kecepatan aliran dapat mencapai 150 - 250 km/jam dan jangkauan alirandapat mencapai puluhan kilometer walaupun bergerak di atas air/laut (Gambar 6.13).

��


Gambar 6.13 Awan panas mempunyai mobilitas dan suhu tinggi sangat berbahaya bagipenduduk sekitar gunungapi.

3. Jatuhan piroklastik Jatuhan piroklastik terjadi dari letusan yang membentuk tiang asap cukup tinggi, pada saat energinya habis, abu akan menyebar sesuai arah anginkemudian jatuh lagi ke muka bumi. Hujan abu ini bukan merupakan bahaya langsung bagi manusia, tetapi endapan abunya akan merontokkan daun-daun dan pepohonan kecil sehingga merusak agro dan pada ketebalantertentu dapat merobohkan atap rumah. Sebaran abu di udara dapatmenggelapkan bumi beberapa saat serta mengancam bahaya bagi jalur penerbangan.

Hujan abu dapat merusak tanaman,

merobohkan rumah, mengganggupernafasan dan membahayakan jalur penerbangan pesawat ( Gambar 6.14 ).

��


Gambar 6.14 Abu vulkanik dan awan panas yang merusak tanaman dan pemukiman 4. Lahar letusan Lahar letusan terjadi pada gunungapi yang mempunyai danau kawah. Apabila

volume

air

alam

kawah

cukup

besar

akan

menjadi

ancamanlangsung saat terjadi letusan dengan menumpahkan lumpur panas.

5. Gas vulkanikberacun Gas beracun umumnya muncul pada gunungapi aktif berupa CO, CO2,HCN, H2S, SO2 dll, pada konsentrasi di atas ambang batas dapat membunuh.

Bahaya sekunder, terjadi setelah atau saat gunung api aktif :

1. Lahar Hujan Lahar hujan terjadi apabila endapan material lepas hasil erupsi gunungapi yang diendapkan pada puncak dan lereng, terangkut olehhujan atau air permukaan. Aliran lahar ini berupa aliran lumpur yang sangat pekat sehingga dapat mengangkut material berbagai ukuran. Bongkahan batu besar berdiameter lebih dari 5 m dapat mengapung pada aliran lumpur ini. Lahar juga dapat merubah topografi sungai yang dilaluinya dan merusak infrastruktur.

2. Banjir bandang Banjir bandang terjadi akibat longsoran material vulkanik lama pada lereng gunungapi karena jenuh air atau curah hujan cukup tinggi. Aliran Lumpur disini tidak begitu pekat seperti lahar, tapi cukup membahayakan bagi penduduk yang bekerja di sungai dengan tibatiba terjadi aliran lumpur. ��


3. Longsoran vulkanik Longsoran vulkanik dapat terjadi akibat letusan gunungapi, eksplosi uap air, alterasi batuan pada tubuh gunungapi sehingga menjadi rapuh, atau terkena gempabumi berintensitas kuat. Longsoran vulkanik ini jarang terjadi di gunungapi secara umum sehingga dalam peta kawasan rawan bencana tidak mencantumkan bahaya akibat Longsoran vulkanik.

��


6.7 Penanggulangan Penanggulangan Bencana Gunungapi Dalam penanggulangan bencana letusan gunungapi dibagi menjadi tiga bagian, yaitu persiapansebelum terjadi letusan, saat terjadi letusan dan sesudah terjadi letusan. 1. Sebelum terjadi letusan letusan dilakukan dilakukan : a. Pemantaun dan pengamatan kegiatan pada semua gunungapi aktif, b. Pembuatan dan penyediaan Peta Kawasan Rawan Bencana dan Peta Zona Resiko Bahaya Gunungapi yang didukung dengan dengan Peta Geologi Gunungapi, c.

Melaksanakan prosedur tetap penanggulangan bencana letusan gunungapi, Melakukan pembimbingan dan pemeberian informasi gunungapi,

d. Melakukan penyelidikan dan penelitian geologi, geofisika dan geokimia di gunungapi, e. Melakukan peningkatan sumberdaya manusia dan pendukungnya seperti peningkatan sarana dan prasarananya.

2. Setelah terjadi letusan : a. Menginventarisir

data, mencakup sebaran dan volume v olume hasil

letusan, b. Mengidentifikasi daerah yang terancam bahaya, c. Memberikan saran penanggulangan bahaya, d. Memberikan

penataan

kawasan

jangka

pendek

dan jangka

panjang, e. Memperbaiki fasilitas pemantauan yang rusak, f. Menurunkan status kegiatan, bila keadaan sudah menurun, g.

Melanjutkan memantauan rutin.

��


BAB VII GEMPABUMI 7.1 Pengertian Gempabumi Gempabumi adalah berguncangnya bumi yang disebabkan oleh tumbukan antar lempeng bumi, patahan aktif, aktivitas gunungapi, dan runtuhan batuan. Arus konveksi memindahkan panas melalui zat cair atau gas. Para ilmuwan menduga arus konveksi dalam bumi membuat lempenglempeng bergerak. Karena suhu selubung amat panas, bagian-bagian di selubung bisa mengalir seperti cairan yang tipis. Lempeng-lempeng itu bergerak seperti ban berjalan berukuran besar. Proses Terjadinya Gempabumi Lempeng

samudera

yang

rapat

massanya

lebih

besar

ketika

bertumbukkan dengan lempeng benua di zona tumbukan (subduksi) akan menyusup ke bawah. Gerakan lempeng itu akan mengalami perlambatan akibat gesekan dari selubung bumi. Perlambatan gerak itu menyebabkan penumpukkan energi di zona subduksi dan zona patahan. Akibatnya di zona-zona itu terjadi tekanan, tarikan, dan geseran. Pada saat batas elastisitas lempeng terlampaui, maka terjadilah patahan batuan yang diikuti oleh lepasnya energi secara tiba-tiba. Proses ini menimbukan getaran partikel ke segala arah yang disebut gelombang gempabumi (Gambar 7.1). 7.1).

��


Gambar 7.1 Tumbukkan lempeng samudera dengan lempeng benua yang dapat menyebabkan gempabumi

Penyebab Gempabumi 1. Gempabumi vulkanik; Gempabumi ini terjadi akibat adanya aktivitas magma, yang biasa terjadi sebelum gunung api meletus. Apabila keaktifannya semakin tinggi maka akan menyebabkan timbulnya letusan yang akan menyebabkan terjadinya gempabumi. Gempabumi tersebut hanya terasa di sekitar gunung api tersebut. 2. Gempabumi tektonik ; Gempabumi ini disebabkan oleh adanya aktivitas tektonik, yaitu pergeseran lempeng lempeng tektonik secara mendadak yang mempunyai kekuatan dari yang sangat kecil hingga yang sangat besar. Gempabumi ini banyak menimbulkan kerusakan atau bencana alam di bumi, getaran gempabumi yang kuat mampu menjalar keseluruh bagian bumi. Gempabumi tektonik disebabkan oleh perlepasan [tenaga] yang terjadi karena pergeseran lempengan tektonik seperti layaknya gelang karet ditarik dan dilepaskan dengan tiba-tiba. Tenaga yang dihasilkan oleh tekanan antara batuan dikenal sebagai kecacatan tektonik. Teori dari tectonic plate (lempeng tektonik) menjelaskan bahwa bumi terdiri dari beberapa lapisan batuan, sebagian besar area dari lapisan kerak itu akan hanyut dan mengapung di lapisan seperti salju. Lapisan tersebut begerak perlahan sehingga berpecah-pecah dan bertabrakan satu sama lainnya. Hal inilah yang menyebabkan terjadinya gempa tektonik. ��


3. Gempabumi tumbukan ; Gempabumi ini diakibatkan oleh tumbukan meteor atau asteroid yang jatuh ke bumi, jenis gempabumi ini jarang terjadi 4. Gempa bumiruntuhan ; Gempabumi ini biasanya terjadi pada daerah kapur ataupun pada daerah pertambangan, gempabumi ini jarang terjadi dan bersifat lokal. 5. Gempabumi buatan ; Gempabumi buatan adalah gempabumi yang disebabkan oleh aktivitas dari manusia, seperti peledakan dinamit dan nuklir.

7.2 Alat Ukur Gempabumi Alat untuk mengukur gempabumi disebut dengan seismograf. Sebelum ditemukan seismograf bangsa china sejak 2000 tahun yang lalu telah menggunakan alat untuk mendeteksi adanya gempabumi ( Gambar 7.2).

Gambar 7.2 Alat pendeteksi gempabumi pertama yang digunakan oleh bangsa China. Seismograf mencatat gelombang gempabumi baik gelombang vertical atau horizontal. Seismograf vertical berguna untuk mengukur getaran arah vertical seperti ditunjukkan pada Gambar 7.3, sedangkan seismograf horisontalk mengukur getaran gempa arah horizontal ( Gambar 7.4). Rekaman seismograf akibat getaran gempabumi pada awalnya dicatat ��


pada kertas yang berputar secara terus menerus ( Gambar 7.5), tetapi pada saat ini rekaman getaran gelombang gempabumi pada umunya telah dicatat atau disimpan pada format digital sehingga mudah untuk dianalisa dalam menentukan episenter dan magnitude dari gempabumi.

Gambar 7.3 Seismograf yang mengukur getaran gelombang vertical.

Gambar 7.4 Seismograf yang mengukur getaran gelombang horisontal.

Gambar 7.5 Contoh rekaman seismograf

��


Dari rekaman seismograf kita akan dapat mengetahui getaran gelombang, amplitude gelombang, gelombang primer dan gelombang sekunder dari gelombang gempabumi. Dari gelombang tersebut selanjutnya akan dapat diketahui episenter, hiposenter dan magnitude dari gempabumi ( Gambar 7.6).

Gambar 7.6 Episenter dan hypocenter dari gelombang gempabumi

Gambar 7.7 Perjalanan gelombang gempabumi melewati kerak dengan kecepatan 6 km/s dan mantle dengan kecepatan 7–8 km/s

��


7.3 Menentukan Episenter Gempabumi Untuk menentukan lokasi sumber gempabumi diperlukan data waktu tiba gelombang

seismik.

Sedangkan

penentuan

magnitude

gempa

memerlukan pengukuran amplitude, dan periode atau lamanya gelombang tersebut tercatat di suatu stasiun . Selain itu juga diperlukan data posisi stasiun yang digunakan dan model kecepatan gelombang seismik. Episenter gempa dapat ditentukan secara manual . Metode-metode tersebut adalah : a. Metoda Lingkaran Dengan Tiga Stasiun. b. Metode Hiperbola c.

Metode Titik Berat

d. Metode Gerak Partikel Salah satu contoh procedure untuk menentukan episentrum dari suatu gempabumi adalah sebagai berikut: 1.

Memisahkan dan mengindentifikasi gelombang P, gelombang S, dan gelombang permukaan yang terbaca di seismograf ( Gambar 7.6)

Gambar 7.6 Rekaman gelombang gempabumi dan komponen gelombang P, gelombang S dan gelombang permukaan. 2. Menghitung beda waktu antara gelombang P dan gelombang S pada tiap-tiap stasiun seismograf (Gambar 7.7).

��


Gambar 7.7 Beda waktu antara gelombang P dan gelombang S pada tiap stasiun seismograf.

3.

Membandingkan

beda

waktu

kedatangan

gelombang

P

dan

gelombang S pada tiap-tiap stasiun seismograf dengan waktu yang dicatat dalam kurva waktu rambat (Gambar 7.8)

Gambar 7.8. Kurva Konversi beda waktu gelombang P dan gelombang S ke jarak ��


4.

Membuat lingkaran berdasarkan penghitungan jarak dari tiap-tiap stasiun seismograf sebagai jari – jari. Pertemuan dari ketiga lingkaran inilah yang merupakan tempat episenter gempa ( Gambar 7.9). 7.9).

Gambar 7.9 Membuat lingkaran berdasarkan penghitungan jarak dari tiap-tiap

stasiun seismograf sebagai jari – jari. Pertemuan dari ketiga lingkaran inilah yang merupakan tempat episenter gempa

��


7.4 Magnitude Gempabumi Bentuk energi yang dilepaskan saat terjadinya gempabumi antara lain adalah energi deformasi gelombang. Energi deformasi dapat dilihat pada perubahan bentuk volume sesudah terjadinya gempa bumi, seperti misalnya tanah naik, tanah turun, pergeseran batuan, dan lain-lain. Sedangkan energi gelombang akan menggetarkan medium elastis disekitarnya dan akan menjalar ke segala arah. Pemancaran energi gempa bumi dapat besar ataupun kecil, hal ini tergantung dari karakteristik batuan yang ada dan besarnya stress yang dikandung oleh suatu batuan pada suatu daerah. Pada suatu batuan yang rapuh ( batuan yang heterogen ), stress yang dikandung tidak besar karena langsung dilepaskan melalui terjadinya gempa gempa-gempa kecil yang banyak. Sedangkan untuk batuan yang lebih kuat ( batuan yang homogen ), gempa kecil tidak terjadi

( jarang terjadi ) sehingga stress

yang dikandung sangat besar dan pada suatu saat batuannya tidak mampu lagi menahan stress, maka akan terjadi gempa dengan magnitude yang besar. Dengan kata lain untuk batuan yang lebih rapuh ( heterogen ), energi yang dikumpulkan tidak terlalu besar karena langsung dilepaskan dalam bentuk gelombang seismik, sedangkan untuk batuan yang lebih kuat, energinya akan dikumpulkan dalam waktu relatif lebih lama sehingga pada saat dilepaskan (karena batuan sudah tidak mampu lagi menahan stress), energinya sudah terkumpul banyak dan gempabumi yang terjadi akan lebih besar. Energi gempa bumi dapat ditaksir dari pengamatan makroseismik, tetapi biasanya tidak diperoleh hasil yang memadai. Gelombang seismik merupakan bentuk energi yang paling mudah dideteksi yaitu dengan cara pencatatan pada alat. Dengan menggunakan data ini kita dapat menaksir energi gempabumi yang memadai. Ukuran besarnya energi gempabumi ��


ditentukan dengan hasil catatan amplitudo gelombang seismik yang dinyatakan dengan istilah Magnitude gempabumi. Magnitudo gempa adalah parameter gempa yang berhubungan dengan besarnya kekuatan gempa di sumbernya. Jadi pengukuran magnitudo yang dilakukan di tempat yang berbeda, harus menghasilkan harga yang sama walaupun gempa yang dirasakan di tempat-tempat tersebut tentu berbeda. Richter pada tahun 30-an memperkenalkan konsep magnitudo untuk ukuran kekuatan gempa di sumbernya. Satuan yang dipakai adalah skala Richter (Richter Scale), yang bersifat logaritmik. Pada umumnya magnitudo diukur berdasarkan amplitudo dan periode fase gelombang tertentu.

a. Skala Modified Mercalli Intensity (MMI) Sebelumnya, satuan gempa dinyatakan dengan skala Mercalli (ditemukan tahun 1902 oleh orang Italia, bernama G.Mercalli), terbagi menjadi 12 skala berdasarkan informasi dari orang-orang yang selamat dari gempa bumi. Artinya skala Mercalli ini amat Subjektif. Skala ini dimodifikasi pada tahun 1931 oleh ahli gempa H. Wood dan F Neumann. Skala MMI (Mercalli ( Mercalli Modify Intensity ) hingga kini masih digunakan terutama jika tidak ada peralatan seismograf yang digunakan (Tabel ( Tabel 7.1). 7.1). Contoh peta intensitas gempabumi dalam scala MMI ditunjukkan pada Gambar 7.10. 7.10.

Gambar 7.10 Peta intensitas gempa bumi ��


Tabel 7.1 Tabel intensitas gempabumi Skala Modified Mercalli Intensity (MMI) Skala Keterangan MMI Getaran tidak dirasakan kecuali dalam keadaan hening oleh beberapa orang. I II III IV

V

VI VII VIII

IX X XI XII

Getaran dirasakan oleh beberapa orang yang tinggal diam, lebih-lebih di rumah tingkat atas. Benda-benda ringan yang digantung bergoyang. Getaran dirasakan nyata dalam rumah tingkat atas. Terasa getaran seakan ada truk lewat, lamanya getaran dapat ditentukan Pada siang hari dirasakan oleh orang banyak dalam rumah, di luar oleh beberapa orang. Pada malam hari orang terbangun, piring dan gelas dapat pecah, jendela dan pintu berbunyi, dinding berderik karena pecah-pecah. Kacau seakan-akan truk besar melanggar rumah, kendaraan yang sedang berhenti bergerak dengan jelas. Getaran dirasakan oleh hampir semua penduduk, orang banyak terbangun. Jendela kaca dan plester dinding pecah, barang-barang terpelanting, pohonpohon tinggi dan barang-barang besar tampak bergoyang. Bandul lonceng dapat berhenti. Getaran dirasakan oleh semua penduduk, kebanyakan terkejut dan lari keluar, kadang-kadang meja kursi bergerak, plester dinding dan cerobong asap pabrik rusak. Kerusakan ringan. Semua orang keluar rumah, kerusakan ringan pada rumah-rumah dengan bangunan dan konstruksi yang baik. Cerobong asap pecah atau retak-retak. Goncangan terasa oleh orang yang naik kendaraan. Kerusakan ringan pada bangunan-bangunan dengan konstruksi yang kuat. Retak-retak pada bangunan yang kuat. Banyak kerusakan pada bangunan yang tidak kuat. Dinding dapat lepas dari kerangka rumah, cerobong asap pabrik-pabrik dan monumen-monumen roboh. Meja kursi terlempar, air menjadi keruh, orang naik sepeda motor terasa terganggu. Kerusakan pada bangunan yang kuat, rangka-rangka rumah menjadi tidak lurus, banyak lubang-lubang karena retak-retak pada bangunan yang kuat. Rumah tampak bergeser dari pondasinya, pipa-pipa dalam tanah putus. Bangunan dari kayu yang kuat rusak, rangka-rangka rumah lepas dari pondasinya, tanah terbelah, rel melengkung. Tanah longsor di sekitar sungai dan tempat-tempat yang curam serta terjadi air bah. Bangunan-bangunan kayu sedikit yang tetap berdiri, jembatan rusak, terjadi lembah. Pipa dalam tanah tidak dapat dipakai sama sekali, tanah terbelah, rel melengkung sekali. Hancur sama sekali. Gelombang tampak pada permukaan tanah, pemandangan menjadi gelap, benda-benda terlempar ke udara.

��


b. Skala Richter Skala yang diukur oleh alat seismograf umumnya adalah Richter. Skala Richter ditemukan oleh Charles Richter pada tahun 1935. Skala Richter mengukur kuatnya gelombang kejut yang ditimbulkan gempa bumi. Untuk mendapatkan nilai intensitas gempabumi dalam skala Richter ditunjukkan pada Gambar 7.11

Gambar 7.11 Procedure penentuan nilai intensitas gempabumi skala Richter ��


Pada tahun 1979 pakar gempa yang lain yaitu Hiroo Kanamori dan Tom

Hanks

mencoba

mencari

jenis

skala

lain

yang

dapat

mengambarkan kekuatan dan tingkat kerusakan sebuah gempa. Lahirlah skala gempa yang disebut MMS ( Moment Magnitude Scale) MMS menyatakan besarnya energi yang dilepaskan oleh sebuah gempa, dan jika di bandingkan dengan skala Richter, maka skala MMS cocok digunakan untuk gempa diatas 3,5 Skala Richter. Banyak satuan untuk mengukur gempa bumi yang lainnya,namun percayalah,

kesemuanya

menyatakan

berapa

kekuatan

yang

ditimbulkan, dan yang terpenting adalah, apa upaya kita untuk menolong korban gempa bumi tersebut Tabel 7.2 Ekivalen Magnitude gempabumi dan Energy

��


6.5 Prediksi Gempabumi

Prediksi gempabumi merupakan kegiatan yang sangat mengandung resiko

sosial

dibanding

dengan

prakiraan

cuaca.

Secara

teoritis

gempabumi merupakan gejala alam biasa oleh sebab itu sebelum peristiwa alam itu terjadi semestinya akan terdapat perubahan parameter fisis yang mendahuluinya atau yang disebut sebagai precursor. Yang menjadi

masalah

adalah

secara

operasional

untuk

melakukan

pengamatan precursor ini memerlukan usaha dan dana yang tidak sedikit. Dari banyak precursor itu diantaranya adalah hasil eksperimen di laboratorium menunjukkan bahwa sebelum terjadi gempabumi maka batuan di sekitarnya akan mengalami perubahan parameter-parameter seperti : tahanan listrik akan menurun, adanya perubahan stress dan strain, adanya fluktuasi unsur radon, perubahan permukaan air bawah tanah, perubahan suhu air bawah tanah, dan lain-lain. Kegiatan prediksi gempabumi, mencakup tiga hal yaitu, kapan gempabumi akan terjadi, dimana terjadinya dan seberapa besar kekuatannya. Di Jepang kegiatan ini mulai dilakukan sejak tahun 1965 dimana dalam perencanaannya terdapat empat bagian, yaitu pengamatan untuk kegiatan prediksi jangka panjang, pengamatan untuk kegiatan prediksi jangka pendek, penelitian dasar, dan kerjasama dengan institusi luar. Pada prediksi jangka panjang pengamatan yang dilakukan adalah pengamatan geodesi, geomagnet, geologi, seismologi, seismic velocity, statistik dan lain-lain. Sedangkan untuk jangka pendek melakukan pengamatan geodesi (survei ulang pengamatan ground movement, temporal variation dan gravity), geochemical (ground water level, ground water quality, dan unsur-unsur radio aktif), dan pengamatan geomagnet. Sedang penelitian dasar meliputi percobaan-percobaan di laboratorium

��


dan di lapangan yang meliputi experiment fracture dari sample batuan, pengukuran stress, dan lain-lain. Di Amerika Serikat, kegiatan prediksi gempabumi diprioritaskan pada studi dasar mengenai crustal strain dan seismic monitoring yang dititik beratkan pada understanding of the seismic rupture process, serta eksperimen lapangan yang dilakukan untuk meramal gempa di areal South California dengan pengamatan strain meter, ground water level. Di Cina kegiatan ramalan gempabumi dilakukan dengan intensif dan dikonsentrasikan pada pengamatan precursor. Di negara itu telah dibagun jaringan pengamatan

precursor yang

terdiri

dari

ratusan stasiun

pengamatan crustal deformation, hydro chemestry, ground water level, magnet bumi, dan ground resistivity, serta banyak stasiun pengamatan yang lain seperti gravity, stress-strain dan electromagnetic. Kegiatan prediksi gempabumi di Cina dilakukan dengan empat metode, yaitu:

seismo-geological

method,

statistic

analisys

of

seismicity

(Gutenberg Richter Law), Corelation analisys ( position of / solar activity, gravity) dan precursor method. Diantara 4 metode tersebut yang menjadi andalan adalah metode pengamatan precursor. Pada metode ini prinsipnya adalah sebelum terjadi gempabumi akan didahului oleh anomali parameter-parameter fisis seperti perubahan yang menyolok dari parameter stress-strain, temperatur air bawah tanah, unsur radioaktif, geomagnit, resistivity, gravity, dan lain-lain bahkan akan ada perubahan dari tingkah laku binatang. Metode pengamatan precursor dipakai untuk prediksi jangka sedang dan pendek sedangkan metode yang lain dipakai untuk jangka panjang. Dalam seismologi kita kenal precursory seismisity yang dibedakan menjadi tiga yaitu seismicity patern (seismic gap,variasi b value, dan lainlain), source and medium parameters (stress drop, q value, variasi

��


kecepatan gelombang, dan lain-lain), dan pembedaan urutan gempa (fore shock dan precursory swarm). Secara teoritis gempabumi memang dapat diprediksi, namun para peneliti mengalami kesulitan karena beberapa hal, diantaranya: terbatasnya kondisi pengamatan terutama peralatannya, tidak periodiknya aktivitas gempabumi, ketidak tentuannya proses gempabumi, dan luasnya daerah jangkauan. Selain dengan metode observasi precursor terdapat banyak metode dalam prediksi gempabumi, diantarnya: seismicity gap, seismicity band, increased seismicity, preseismic squance, variation of b value, source and medium parameters, wave velocity variations, fore shocks squance. Salah satu contoh kegiatan prediksi gempa di Cina yang sangat sukses adalah peristiwa gempabumi Menglian yang terjadi pada 12 Juli 1995 dengan Magnitude Ms = 7,3 satu hari sebelum gempa utama terjadi diumumkan kepada masyarakat sehingga korban jiwa dapat dihindarkan. Di Indonesia kegiatan prediksi gempabumi dilakukan melalui penelitian secara individual oleh personil BMG, ITB dan beberapa instansi lain yang umumnya dilakukan dengan metode statistik menggunakan perhitungan periode ulang gempabumi. Periode ulang gempa bumi maksudnya adalah bahwa gempa bumi dengan skala tertentu (misalnya M=8) akan terulang kembali di daerah yang sama pada kurun waktu tertentu. Perhitungan periode ulang ini memerlukan data paling tidak satu periode, lebih panjang lebih baik. Namun catatan gempa bumi dengan peralatan, baru dimulai pada awal abad 20. Karena itu untuk memperpanjang periode pengamatan, dibantu dengan catatan intensitas gempa yang sudah dimulai sejak awal abad masehi.

Selain

itu

penelitian

paleoseismik

juga

bisa

membantu

memperpanjang periode pengamatan. ��


Gempa yang sama kekuatannya dengan gempa pada 4 Juni 2000 di Bengkulu pernah terjadi dua kali pada 1833, 1914. Sehingga banyak yang setuju dengan teori prediksi gempabumi memakai metode periode ulang berkisar 80 tahun. Disamping itu terdapat juga gempa yang ukurannya lebih kecil dengan periode ulang lebih pendek. Perhitungan matematis periode ulang gempa bumi di Sumatra oleh peneliti BMG (Rasyidi Sulaiman dan Robert Pasaribu, 2000) menunjukkan bahwa periode ulang di Sumatra Selatan berkisar antara 8-34 tahun dengan nilai tengah 21 tahun. Gempa pada tahun 1979 di Bengkulu yang cukup besar dengan M=5.8, MMI=VIII, sedangkan gempa berikutnya adalah Juni 2000 (1979+21tahun). Gempabumi di lautan Indonesia sebelah selatan Jawa Barat dengan magnitude 8,1 SR terjadi pada tahun 1903 telah dihitung periode ulangnya dengan metode Weibul (Subardjo, 1990) kurang lebih 125 tahun atau dalam jangka waktu antara 108 – 122 tahun

��


PUSTAKA Aki, K., and P. G. Richards. Quantitative Seismology . Cranbury, NJ: W. H. Freeman and Co., (1980). Bemmelen, R.W.V. (1941) : The Geology of Indonesia vol IA, Government Printing Office, The Hague. Butler, R.F., Paleomagnetism: Magnetic Domains to Geologic Terranes , Blackwell Scientific, 1992. Direktorat Vulkanologi dan Mitigasi Bencana Geologi, 2006, Gunung Api Direktorat Vulkanologi dan Mitigasi Bencana Geologi, 2006, Gempabumi dan Tsunami Fowler, C.M.R., The Solid Earth. Cambridge University Press, 1990. Grant, F.S., dan West, G.F. (1965) : Interpretation theory in applied geophysics , McGraw-Hill Book Company, 210-232. Kahar, J. (1990) : Potensial gayaberat dalam penentuan bentuk dan besar bumi. Kontribusi Fisika ITB, 1/ 2A. Kearey, P., dan F.J. Vine, Global Tectonics. Blackwell Scientific Publications, 1990. Kearey, P., Brooks, M. and Hill, I. (2002) An Introduction to Geophysical Exploration (Third Edition), Blackwell Science, Oxford, 262 pp. Ludman, A., dan N.K. Coch, Physical Geology , McGraw-Hill, Inc., 1982 Mussett, A.E. and Khan, M.A. (2000) Looking into the Earth: An Introduction to Geological Geophysics, Cambridge University Press, Cambridge, 470 pp. Nettleton, L.L. (1976) Gravity and Magnetics in Oil Prospecting , McGraw- Hill, New York, 464 pp. Parasnis, D.S. (1996) Principles of Applied Geophysics (Fifth Edition), Chapman & Hall, London, 456 pp. Plummer, C.C., D. McGeary, dan D.H. Carlson, Physical Geology , McGraw-Hill, Inc., 2001.

��

BukuAjarPengantarTeknikGeofisikaFinal

Recommend Documents