BAB I
PENDAHULUAN
1.1. Latar Belakang Salah satu metode eksplorasi geofisika adalah metode magnetik.Metode magnetic ini dapat memudahkan ilmuwan untuk mengeksplorasi me ngeksplorasi bagian bawah tanah secara lebih detail. Saat ini diperlukan berbagai macam metode untuk mengetahui berbagai macam elemen yang ada di bawah permukaan bumi untuk keperluan global global seperti untuk mendeteksi miyak dan mineral mineral penting yang bernilaiekonomis. Dalam geofisika dipelajari berbagai macam metode untuk mendukung hal-hal diatas salah satunya adalah metode m etode geomagnetic. Untuk merealisasikan itu semua, mahasiswa diharapkan dapat membuat resume dan mempelajari materi geomagnetk denganbaik. Tujuan dari survei magnetik adalah untuk menyelidiki bawah permukaan geologi berdasarkan anomaly anomaly dalam magnet bumi lapangan akibatsifat magnetik mendasari batuan. Meskipun sebagian besar mineral pembentuk batuan secara efektif non-magnetik, jenis batuan tertentu mengandung mineral magnetikyang ma gnetikyang cukup untuk menghasilkan signifikan anomalimagnetik. Demikian pula, buatan manusiayaitu ferrous benda juga menghasilkan anomali magnetik. Magnetic survei tentunya memiliki berbagai aplikasi, dari skala kecil engineering atau survei arkeologi untuk mendeteksi benda-benda logam yang terkubur, survei
1
berskala besar yang dilakukan untuk menyelidiki menyelidiki struktur geologi regional. Survei magnetik dapat dilakukan di darat, di laut dan di udara. Akibatnya, teknik ini secara luas digunakan, dan kecepatan operasi udara survei membuat metode yang sangat menarik dalam mencari jenis deposit bijih yang mengandung mengandung magnet mineral. 1.2. Tujuan 1.2.1. Untukmengetahuiapasaja yang dipelajaidalammetodemagnetik. 1.2.2. Untukmengetahuipengaplikasianmetodegeo Untukmengetahuipengaplikasianmetodegeomagnetik magnetik di kelautan.
2
berskala besar yang dilakukan untuk menyelidiki menyelidiki struktur geologi regional. Survei magnetik dapat dilakukan di darat, di laut dan di udara. Akibatnya, teknik ini secara luas digunakan, dan kecepatan operasi udara survei membuat metode yang sangat menarik dalam mencari jenis deposit bijih yang mengandung mengandung magnet mineral. 1.2. Tujuan 1.2.1. Untukmengetahuiapasaja yang dipelajaidalammetodemagnetik. 1.2.2. Untukmengetahuipengaplikasianmetodegeo Untukmengetahuipengaplikasianmetodegeomagnetik magnetik di kelautan.
2
BAB II
DASAR TEORI
2.1.KonsepDasar
Fluks magnetik dikembangkan yang mengalir dari satu sa tu ujung magnet yang lain dalam satu wilayah. Fluks ini dapat dipetakan dari arah yang diasumsikan oleh jarum kompas kecil di dalamnya . Poin-poin dalam magnet dimana konvergen fluks dikenal sebagai kutub magnet. Kutub ma gnet yang cenderung mengarah ke arah kutub utara bumi disebut kutub positif (utara) , dan ini diimbangi dengan dengan kutub negatif negatif (selatan( dengan kekuatan yang sama pada ujung magnet . Gaya F antara dua kutub magnet kekuatan m1 dan m2 yang dipisahkan oleh
jarak r :
3
Dimana µo dan µ R adalah konstanta yang sesuai dengan permeabilitas magnetik vakum dan permeabilitas magnetik relatif medium memisahkan kutub.. Medan magnet B karena tiang kekuatan jarak r dari tia ng didefinisikan sebagai gaya yang bekerja pada sebuah kutub positif satuan pada saat itu
Medan magnet dapat didefinisikan dalam hal potensi magnetik dalam cara yang mirip dengan medan gravitasi . Untuk tiang tunggal kekuatan m , V potensial magnet pada r jarak dari tiang
Komponen medan magnet ke segala arah kemudian diberikan oleh turunan parsial dari potensi arah itu . Dalam sistem SI unit , parameter magnetik didefinisikan dalam aliran arus listrik. Jika arus lewat melalui kumparan terdiri dari beberapa putaran kawat , fluks magnetik mengalir melalui dan di sekitar anulus kumparan yang muncul dari kekuatan magnet H. Besarnya sebanding dengan jumlah belitan dalam kumparan, dan berbanding terbalik dengan panjang kawat , sehingga H dinyatakan dalam A m -1. Kepadatan fluks magnetik , diukur di area tegak lurus terhadap arah aliran , dikenal sebagai magnet inductionor medan magnet B dari kumparan. B sebanding dengan H dan konstanta proporsionalitas m dikenal sebagai magnetpermeabilitas . Hukum Lenz induksi berkaitan laju perubahan fluks magnetik dalam
4
rangkaian dengan tegangan yang dikembangkan di dalamnya , sehingga B dinyatakan dalam Vs m-2( Weber( Wb ) m -2 ) . Bagian dari Wb m -2 ditunjuk tesla ( T ) . Permeabilitas akibatnya dinyatakan dalam Wb A - 1m- 1 atau Henry ( H ) m-1. The satuan kuat medan magnet adalah gauss ( G ) , numerik setara dengan 10-4T. Momen magnet dari kumparan pembawa arus adalah proporsional dengan jumlah belitan dalam kumparan , luas penampang penampang dan besarnya arus , sehinggamomen magnetik dinyatakan dalam Am 2. Ketika bahan ditempatkan dalam medan magnet sehingga dapat memperoleh magnetisasi dalam arah medan yang hilang ketika bahan akan dihapus dari fenomena field. Hal ini disebut sebagai diinduksi magneti - MM L = zationor polarisasi magnetik , dan hasil dari penyelarasan dipol dasar dalam bahan ke arah lapangan . Sebagai hasil dari keselarasan bahan ini memiliki kutub magnet didistribusikan melalui permukaan yang sesuai dengan ujung dipol .
5
Intensitas diinduksi magnetisasi J i material didefinisikan sebagai momen dipol persatuan volume bahan :
Dimana, M adalah momen magnetik sampel panjang Tanah luas penampang AJ i akibatnya dinyatakan dalam Am -1 Dalam c.g.s. intensitas sistem magnetisasi dinyatakan dalam emu cm -3 ( emu = Unit elektromagnetik ) , di mana 1 emu cm - 3 = 1000 Am - 1. rasionalisasi sistem SI adalah bahwa nilai-nilai kerentanan SI adalah faktor 4πreater daripada c.g.s. sesuai nilai-nilai . Dalam ruang hampa medan magnet kekuatan B dan kekuatan magnetizing H terkait dengan dimana µ0 adalah permeabilitas vakum
Udara dan
air memiliki permeabilitas yang sangat mirip dengan µ 0 dan begitu hubungan ini dapat diambil untuk mewakili medan magnet bumi ketika terganggu oleh bahan magnetik . Ketika bahan magnetik ditempatkan di bidang ini , magnetisasi yang dihasilkan menimbulkan medan magnet tambahan di wilayah yang ditempati oleh material, yang kekuatannya diberikan oleh µ 0Ji. Dalam medan magnet total, atau induksi magnetik , B diberikan oleh
Subsitusi persamaan
6
di mana µR adalah konstanta berdimensi yang dikenal sebagai relativitas tive permeability . Permeabilitas magnetik µ sama dengan permeabilitas relatif dan permeabilitas vakum , dan memiliki dimensi yang sama dengan µ0
Dalam bahan ferromagnetic dipol sejajar (Gambar7.3 ) , sehingga menimbulkan magnetisasi spontan yang sangat kuat yang bisa eksis bahkan tanpa adanya medan magnet luar , dan kerentanan yang sangat tinggi . Zat feromagnetik termasuk besi, kobalt dan nikel , dan jarang terjadi secara alami di kerak bumi . Dalam bahan antiferromagnetik seperti hematit , kopling dipol adalah antiparalel dengan jumlah yang sama dipol di setiap arah . Medan magnet dipol yang membatalkan diri sehingga tidak ada efek magnet eksternal.Namun, cacat dalam struktur kisi kristal dari bahan antiferromagnetik mungkin menimbulkan magnetisasi bersih kecil, yang disebut antiferromagnetisme parasit . Dalam ferrimagneticmaterials seperti magnetit , kopling dipol juga sama antiparalel , tetapi kekuatan dipol di setiap arah yang tidak sama . Akibatnya ferromagnetikbahan dapat menunjukkan
7
magnetisasi spontan yang kuat dan kerentanan yang tinggi . Hampir semua mineral yang bersifat magnetik dari jenis batuan yang umum termasuk dalam kategori ini . 2.2. MagnetismeBatuan Paling umum mineral pembentuk batuan menunjukkan kerentanan magnetik rendah dan batuan magnetic karakter dengan proporsi umumnya kecil pada mineral magnetik. terdapat duakelompok geokimia yang menyediakan mineral seperti, kelompok besi - titanium - oksigen memiliki larutan padat serangkaian mineral magnetik dari magnetit ( Fe3O4 ) untukulvöspinel ( Fe2TiO4 ) dan oksida besi umum lainnya, hematit ( Fe2O3 ) adalah magnetic yg bersifat antiferromagnetik dan dengan demikian tidak tidak menimbulkan anomali magnetik ( lihat Bagian 7.12 ) kecuali antiferromagnetisme parasit dikembangkan. Pada kelompok besi - sulfur terdapat mineral magnetic pirhotit ( FeS1 + x , 0 < x < 0,15 ) yang magnetic kerentanantergantung pada komposisi sebenarnya. Sejauh mineral magnetik yang paling umum adalah magnetit yang memiliki suhu panas dari 578 ° C. Ukuran, bentuk dan dispersi dari magnetit dalam batuan
8
mempengaruhi karakter magnetic. Untuk mengklasifikasikan perilaku magnetik batuan menurut konten magnetit mereka secara keseluruhan, Sebuah histogram menggambarkan kerentanan dari jenis batuan yang umum
yang disajikan pada Gambar. 7.5 . Batuan beku biasanya sangat magnetik karena magnetit relatif tinggi. Komposisi magnetit dalam batuan beku cenderung menurun dengan meningkatnya keasaman sehingga batuan beku asam, meskipun variabel dalam perilaku magnetik mereka kurang magnetik dari batuan dasar . Batuan metamorf juga mempunyai variabel dalam karakter magnetik mereka . Jika tekanan parsialoksigen relatif rendah, maka magnetit diserap. Besi dan oksigen yang dimasukkan ke dalamfase mineral lain meningkat. Tekanan parsial oksigen yang relatif tinggi bisa menghasilkan pembentukan magnetit sebagai mineral aksesori dalam reaksi metamorf . Secara umum isi magnetit dan kerentanan batuan sangat bervariasi dan bisa tumpang tindih antara satuan batuan yang berbeda . Biasanya tidak mungkin untuk mengidentifikasi dengan pastilitologi penyebab dari setiap anomali magnetik dari informasi
9
saja . Namun pada batuan sedimen yang efektif non – magnetic, mereka mengandung jumlah magnetic yang signifikan dalam fraksi mineral berat, dimana anomali magnetik yang diamati selama proses sedimentasi daerah anomali umumnya disebabkan oleh intrusi ke dalam sedimen. Anomali magnetik berkisaramplitudo dari beberapa puluh nT lebih mendalam metamorf basement sampai beberapa ratus nT atas intrusi dasar dan bisa mencapai amplitudo beberapa ribu nT lebih bijih magnetit. 2.3.Medan Geomagnetik Anomali magnetik yang disebabkan oleh batuan adalah efek lokal ditumpangkan pada medan magnet normal bumi ( medan geomagnetik ) . Akibatnya , pengetahuan tentang perilaku medan geomagnetik diperlukan baik dalam pengurangan data magnetik ke datum yang sesuai dan dalam interpretasi anomali yang dihasilkan . Bidang geomagnetik adalah geometris lebih kompleks daripada medan gravitasi Bumi dan menunjukkan variasi yang tidak teratur di kedua orientasi dan besarnya dengan lintang, bujur dan waktu .
10
Pada setiap titik di permukaan bumi jarum magnetik bebas, ditangguhkan akan menganggap posisi dalam ruang dalam arah field.Geomagnetik ambient ini umumnya akan berada pada sudut ke utara vertikal dan geografis . Dalam rangka untuk menggambarkan vektor medan magnet , penggunaan terbuat dari deskriptor dikenal sebagai elemen geomagnetik. Total vektor medan B memiliki Z komponen vertikal dan komponen H horisontal dalam di- ] rection dip north. Magnet B adalah I kemiringan lapangan dan sudut horizontal antara utara geografis dan magnetik adalah deklinasi D. B bervariasi dalam kekuatan dari sekitar 25 000 nT di daerah khatulistiwa menjadi sekitar 70 000 nT di kutub .
11
Di belahan bumi utara medan magnet umumnya kemiringan ke bawah ke arah utara dan menjadi vertikal di kutub magnet utara. Di belahan bumi selatan kemiringan umumnya ke atas menuju utara. Garis nol kecenderungan kirakira khatulistiwa geografis , dan dikenal sebagai ekuator magnetik. Sekitar 90 % dari permukaan bumi dapat diwakili oleh bidang dipol magnetik teoritis di pusat bumi cenderung pada sekitar 11,5 ° terhadap sumbu momen rotasi magnetik.The dipol geosentris fiktif ini dapat dihitung dari bidang yang diamati . Jika bidang dipole ini dikurangi dari medan magnet diamati , bidang sisa kemudian dapat didekati dengan efek dari kedua , lebih kecil , proses dipole. Efek dari setiap dipol fiktif berkontribusi ke fungsi yang dikenal sebagai harmonik dan teknik aproksimasi yang diamati.Bidang ini dikenal sebagai analisis harmonik bola - setara dengan analisis Fourier dalam bola polar koordinat . Metode ini telah digunakan untuk menghitung rumus Internasional Geomagnetik Reference Lapangan ( IGRF ) yang mendefinisikan medan magnet terganggu teoritis pada setiap titik di permukaan bumi . Dalam survei magnetik, IGRF digunakan untuk menghapus dari data magnetik variasi tersebut magnet yang timbul bidang teori ini . Rumusnya adalah jauh lebih kompleks daripada Gravity Formula
12
setara digunakan untuk koreksi lintang sebagai sejumlah besar harmonik digunakan ( Barraclough & Malin 1971, Peddie 1983) . Pola sirkulasi dalam inti tidak tetap dan berubah perlahan-lahan seiring dengan berjalannya waktu . Hal ini tercermin dalam lambat , progresif , perubahan temporal dalam semua geomagnetik. Unsur-unsur tersebut dikenal sebagai variasi sekular . Variasi tersebut dapat diprediksi dan contohnya adalah rotasi bertahap dari kutub magnet utara sekitar kutub geografis . Efek magnetik yang berasal dari luar menyebabkan medan geomagnet bervariasi setiap hari untuk menghasilkan variasi diurnal . Dalam kondisi normal ( Q atau tenanghari ) variasi diurnal halus dan teratur dan memiliki amplitudo sekitar 20-80 nT , berada di sebuah maksimumdi daerah kutub . Hasil variasi tersebut darimedan magnet yang disebabkan oleh aliran partikel bermuatan dalam ionosfer terhadap kutub magnet , baik sebagai pola sirkulasi dan variasi diurnalbervariasi dalam simpati dengan efek pasang surut dari Matahari dan Bulan. Beberapa hari ( D atau hari terganggu ) dibedakan oleh variasi diurnal jauh lebih teratur dan melibatkan besar ,gangguan jangka pendek di bidang geomagnetik , dengan amplitudo hingga 1000 nT , yang dikenal sebagai badai magnetik . Hari-hari seperti biasanya berhubungan dengan aktivitas matahari yang intens dan hasil dari kedatangan di ionosfer partikel bermuatan solar . Magnetic survei harus dihentikan selama badai seperti itu karena ketidakmungkinan mengoreksi data yang dikumpulkan untuk cepat dan tinggi perubahan amplitudo dalam medan magnet .
13
2.4. Anomali Magnetik Semua anomali magnetik yang disebabkan oleh batu yang ditumpangkan pada medan geomagnetik dengan cara yang sama bahwa anomali gravitasi yang ditumpangkan pada gravitasi kasus magnetik bumi lebih kompleks, namun, sebagai medan geomagnetik bervariasi tidak hanya dalam amplitudo, tetapi juga arah, sedangkan medan gravitasi di mana-mana menurut definisi vertikal. Menggambarkan medan geomagnetik normal dengan diagram vektor unsur-unsur geomagnetik yang terkait
2
2
2
B =H Z
Komponen utama dari medan magnet diamati di permukaan bumi disebabkan oleh arus listrik yang mengalir di inti cair, dan disebut bidang utama. Vektor ditambahkan ke komponen ini adalah bidang magnet batuan kerak, sementara variasi yang didorong dari sumber eksternal, dan bidang dari arus listrik yang disebabkan variasi dari Bumi Medan magnetik bumi yang ditentukan pada setiap titik dengan yang arah vektor F. adalah bahwa sebuah jarum magnet seimbang sempurna, dan bebas berputar, bila berada dalam ekuilibrium. Kutub utara adalah salah satu yang di tempat di Bumi yang paling utara. Elemen yang digunakan untuk menggambarkan F vektor adalah H, komponen dari vektor diproyeksikan ke bidang horizontal; yang utara dan timur komponen X dan Y, masing-masing; Z komponen vertikal; F besarnya F vektor; sudut I, kemiringan vektor di bawah bidang horizontal, dan D dengan deklinasi magnet atau penyimpangan dari kompas dari utara geografis. Dengan konvensi, Z dan I ke bawah yang
14
positif, dan D adalah positif ke timur (atau dapat diindikasikan sebagai timur atau barat utara). Elemen-elemen ini dapat dihubungkan satu sama lain dengan persamaan trigonometri. Lihat kompas magnetik. Unsur dari medan magnetik bumi. D = deklinasi, I = kecenderungan, H = intensitas horizontal, X = intensitas utara, Y = intensitas timur, Z = intensitas vertikal, F total = intensitas. Sebuah kutub magnet adalah lokasi di mana medan secara vertikal sejajar, H = 0. Karena terkadang kuat (misalnya,> 1000 nanotesla) anomali magnetik di permukaan bumi, ada beberapa lokasi di mana medan lokal vertikal. Namun, komponen medan yang mencakup ketinggian memadai untuk mengontrol partikel bermuatan dapat secara akurat ditentukan dengan menggunakan perhitungan dari ekspansi harmonik sferis menggunakan derajat sampai dengan n = 10. Memang, kutub dapat didefinisikan dengan menggunakan hanya dikutub utama (n = 1). Kutub N = 1 kadang-kadang disebut sebagai kutub geomagnetik, dan dihitung dengan menggunakan istilah yang lebih tinggi sebagai kutub dipol. Istilah ini geomagnetik juga bisa merujuk ke kutub geomagnetik eksentrik, yang dapat dihitung dari n = 1 dan n = 2 harmonisa sehingga menjadi representasi terbaik dari sebuah dipol offset dari pusat Bumi. Yang terakhir ini telah digunakan sebagai model medan disederhanakan pada jarak 3 atau 4 jari-jari bumi. Karena jatuhnya lebih cepat, dari istilah yang lebih tinggi dengan jarak dari Bumi, dua kutub pendekatan yang utama n = 1
15
panjang dengan ketinggian meningkat, sampai distorsi karena pengaruh eksternal mulai mendominasi. Distribusi dari sudut dipol I atas permukaan bumi dapat diindikasikan pada dunia atau peta dengan kontur i soclines disebut, sepanjang I yang konstan. isocline I = 0 (yang mana jarum magnet seimbang terletak di horisontal) disebut khatulistiwa dipol. Khatulistiwa dipol adalah geofisiknya penting karena ada sebuah daerah di lapisan ionosfir E medan listrik yang kecil dapat menghasilkan arus listrik yang disebut besar, electrojet khatulistiwa. Jarum kompas magnet dapat tertimbang sehingga istirahat dan bergerak pada bidang horizontal di lintang untuk yang ditentukan, sehingga mengukur deklinasi D. garis pada permukaan Bumi sepanjang D yang konstan disebut garis isogonic atau isogones. Kompas titik utara geografis di garis yg tdk membuat sudut D = 0. Di lintang nonpolar, D adalah alat yang berguna untuk referensi navigasi laut dan pesawat. Memang, isogones muncul pada peta navigasi, alat bantu navigasi elektronik yang direferensikan D, dan landasan pacu bandara ditandai dengan D/10. landasan Sebuah dicat dengan nomor 11 menunjukkan bahwa perusahaan memiliki arah kompas 110 °. Jarum kompas menjadi kurang dapat diandalkan di daerah kutub karena komponen horizontal H menjadi lebih kecil sebagai kutub magnet yang mendekat. Lihat Navigasi. Intensitas medan juga dapat diwakili oleh peta, dan garis-garis intensitas yang sama disebut garis isodynamic. dipol ini mendominasi pola
16
intensitas magnetik di Bumi dalam bahwa intensitas adalah sekitar dua kali lipat pada dua kutub dibandingkan dengan nilai dekat Khatulistiwa. Namun, juga dapat dilihat bahwa persyaratan selanjutnya dari ekspansi harmonik sferis juga memiliki dampak yang signifikan, di Siberia, dan daerah dekat Brasil yang lebih lemah dari yang lain. Brasil anomali ini memungkinkan partikel bermuatan terjebak di medan magnet untuk mencapai ketinggian rendah dan akan hilang oleh tumbukan dengan gas di atmosfir. Intensitas tertinggi bidang ini halus sekitar 70 microtesla dekat kutub selatan magnet di Antartika, dan yang lemah adalah sekitar 23 μT dekat pantai Brasil. Istilah anomali magnetik telah menjadi lebih jelas daripada sebelumnya karena diakui bahwa medan magnetik bumi memiliki spektrum kontinu tetapi dengan dua kontributor yang berbeda. Awalnya, istilah ini berarti pola medan yang sangat lokal di tingkat; definisi modern adalah bagian dari bidang yang asal adalah kerak bumi. Ukuran yang kuat dan fitur mudah diamati umumnya sampai hanya beberapa puluh kilometer. intensitas mereka biasanya berkisar dari beberapa ratus hingga beberapa ribu nanotesla, dan mereka sangat bervariasi tergantung pada geologi daerah. Komponen utama atau inti dari medan magnetik bumi mengalami perubahan lambat yang memerlukan penyesuaian terus-menerus koefisien model dan menggambar ulang dari peta isomagnetic. Dalam setiap elemen magnetik di tempat tertentu, variasi dapat peningkatan atau penurunan dan tidak konstan baik besar atau tanda. Distribusi ini tingkat untuk elemen apapun dapat ditunjukkan pada peta isoporic oleh garis (isopors) sepanjang dengan
konstan. Biasanya, pola isopors lebih kompleks daripada garis
17
isomagnetic untuk elemen yang sama, karena sebagian spektrum perubahan tersebut tidak didominasi oleh dipol sebagai adalah kasus bidang statis. Studi menunjukkan bahwa komponen dipole medan 2000 tahun yang lalu adalah sekitar 50% lebih kuat dari saat ini. Rata-rata tingkat peluruhan memiliki rata-rata 0,05% per tahun (15 nanoteslas per tahun) sejak tahun 1840 ketika pertama kali pengukuran mutlak dimulai, namun dipercepat 1970-1994 nilainya sebesar 0,08% per tahun (24 NT / th). Namun, ada juga bukti bahwa dekade 1940-an menunjukkan tingkat hanya sekitar 10 NT per tahun. Proyeksi linier dari tingkat sekarang akan memiliki dipol menurun menjadi nol dalam waktu kurang dari 1500 tahun. Meskipun bukti archeomagnetic menunjukkan bahwa medan memang luruh untuk mendekati nol tingkat dalam 50.000 tahun terakhir dengan kembali setelah polaritas ini, dan hasil paleomagnetic menunjukkan bahwa medan telah terbalik polaritasnya kali sejak terbentuknya bumi (terakhir kali, sekitar satu juta tahun yang lalu), tidak ada model yang dapat memprediksi jalannya masa depan perubahan medan. 2.5. Instrumen Survei Magnetik Sejak awal 1900-an berbagai instrumen survei telah dirancang yang mampu mengukur geomagnetik Elemen Z, Tangan B. Kebanyakan instrumen survei modern, Namun, dirancang untuk mengukur B saja. Dalam survei magnetik awal elemen geomagnetik diukur dengan menggunakan variometers magnetik. Ada beberapa jenis, termasuk kepala torsi magnetometer dan keseimbangan vertikal Schmidt, tapi semua pada dasarnya terdiri dari magnet
18
bar ditangguhkan di lapangan Bumi. Demikian perangkat yang diperlukan untuk meratakan akurat dan platform yang stabil untuk pengukuran sehingga pembacaan yang memakan waktu dan terbatas pada situs di darat. 2.5.1. Fluxgate Magnetometer Sejak tahun 1940-an, generasi baru instrumen memiliki telah dikembangkan yang menyediakan hampir seketika pembacaan dan hanya membutuhkan orientasi kasar sehingga pengukuran magnetik dapat diambil di darat, di laut dan di udara. Perangkat tersebut yang pertama dikembangkan adalah fluxgate yang magnetometer, yang menemukan aplikasi awal selama perang dunia kedua dalam deteksi kapal selam dari udara.
Gambar 7. 1 Diagram magnetometer fluxgate
Instrumen ini dapat digunakan untuk mengukur Z atau H oleh menyelaraskan core arah ini , tetapi diperlukan akurasi orientasi
19
beberapa sebelas detik busur untuk mencapai akurasi pembacaan ± 1NT . Akurasi tersebut adalah sulit untuk mendapatkan di tanah dan tidak mungkin bila instrumen yang mobile. Total medan geomagnetic bisa, bagaimanapun , diukur untuk ± 1 nT dengan jauh lebih tepat orientasi sebagai lapangan berubah jauh lebih lambat sebagai fungsi orientasi tentang arah total lapangan . Versi udara dari instrumen mempekerjakan berorientasi.
Mekanisme
berbagai
jenis
untuk
menjaga
sumbu
instrumen ke arah geomagnetic lapangan. Hal ini dilakukan dengan memanfaatkan umpan balik sinyal yang dihasilkan oleh sensor tambahan setiap kali instrumen bergerak dari orientasi untuk mendorong servomotors yang menyetel kembali ke core sesuai arah yang diinginkan. Magnetometer fluxgate adalah instrument yang membaca terus menerus dan relatif tidak sensitif terhadap medan magnet gradien sepanjang core . Instrument mungkin suhu sensitif, memerlukan koreksi. 2.5.2. Proton Magnetometer Magnetometer yang paling sering digunakan untuk kedua survey kerja dan observatorium monitoring saat ini presesi nuklir atau proton magnetometer . Perangkat penginderaan dari magnetometer proton adalah wadah diisi dengan cairan kaya atom hidrogen, seperti minyak tanah atau air, dikelilingi oleh coil . Hidrogen inti ( proton ) bertindak sebagai dipol kecil dan biasanya menyelaraskan sejajar dengan medan geomagnetik. Sebuah arus melewati kumparan untuk menghasilkan medan magnet Bp 50-100 kali lebih besar dari geomagnetic lapangan,
20
dan dalam arah yang berbeda, menyebabkan proton untuk meluruskan kembali arah baru ini. Arus ke kumparan kemudian dimatikan sehingga bidang polarisasi adalah proton cepat removed.The kembali ke keselarasan asli mereka dengan Be dengan spiral, atau precessing, dalam fase sekitar arah ini dengan jangka waktu sekitar 0,5 ms, mengambil beberapa 1-3 untuk mencapai frekuensi orientation.
Gambar 7.2 Prinsip dari magnetometer proton
Instrumen lapangan memberikan pembacaan absolute dari total medan magnet yang akurat untuk ± 0,1 nT, meskipun banyak presisi yang lebih besar dapat dicapai jika perlu. Sensor tidak harus berorientasi akurat , meskipun idealnya terletak di sudut yang cukup terhadap total lapangan vektor . Akibatnya, pembacaan dapat diambil oleh sensor ditarik di belakang kapal atau pesawat udara tanpa perlu berorientasi mekanisme . Survei aeromagnetik dengan magnetometer
21
proton mungkin menyebabkan sedikit kerugikan bahwa pembacaan tidak kontinu karena terbatas periode siklus . Anomali kecil mungkin terlewatkan karena sebuah pesawat perjalanan jarak yang signifikan antara diskrit pengukuran, yang dapat berjarak pada interval beberapa detik . Masalah ini sebagian besar telah terhindarkan oleh instrumen modern dengan periode daur ulang pesanan. Banyak magnetometer proton modern yang memanfaatkan the Overhauser
Effect.
Untuk
cairan
sensor
ditambahkan
cairan
mengandung beberapa elektron bebas dalam orbit ‘berpasangan’. Proton kemudian terpolarisasi secara tidak langsung menggunakan frekuensi radio energi dekat 60MHz . Konsumsi daya instrumen tersebut hanya sekitar 25 % dari magnetometer proton klasik, sehingga instrumen yang lebih ringan dan lebih kompak . Sinyal yang dihasilkan oleh cairan adalah sekitar 100 kali lebih kuat , sehingga jauh lebih rendah kebisingan; toleransi gradien adalah sekitar tiga kali lebih baik, tingkat sampling yang lebih cepat. 2.5.3. Optik Pemompa Magnetometer Optik pemompa atau magnetometer uap alkali memiliki presisi yang jauh lebih tinggi dibandingkan jenis lainnya. Mereka terdiri dari sel kaca yang mengandung logam alkali menguap seperti cesium, rubidium atau kalium yang diberi energi oleh cahaya dari panjang gelombang tertentu. Dalam atom alkali terdapat elektron valensi dibagi menjadi dua tingkat energi 1 dan 2 panjang gelombang cahaya energi
22
dipilih untuk membangkitkan elektron dari tingkat 2 ke tingkat yang lebih tinggi 3, proses yang disebut polarisasi. Elektron pada level 3 tidak stabil dan secara spontan meluruh kembali ke tingkat 1 dan 2. Karena proses ini diulang level 1 menjadi sepenuhnya diisi dengan mengorbankan level 2 menjadi di bawah dihuni Proses ini dikenal sebagai pompa optik dan mengarah ke tahap di mana sel berhenti menyerap cahaya dan berubah dari buram ke transparan. Perbedaan energi antara tingkat 1 dan 2 sebanding dengan kekuatan medan magnet ambien. Depolarisasi maka terjadi dengan penerapan daya frekuensi radio Panjang gelombang yang sesuai dengan perbedaan energi antara tingkat 1 dan 2 depolarisasi sel dan merupakan ukuran kekuatan medan magnet. Sebuah photodetector digunakan untuk menyeimbangkan sel antara negara-negara yang transparan dan buram. Depolarisasi ini sangat cepat sehingga pembacaan secara efektif sesaat Sensitivitas magnetometer optik dipompa bisa setinggi 0,01 nT presisi ini tidak diperlukan untuk survei yang melibatkan jumlah pengukuran lapangan, di mana tingkat kebisingan latar belakang adalah dari urutan 1 nT The aplikasi biasa adalah dalam gradiometers magnet dijelaskan di bawah ini, yang mengandalkan mengukur perbedaan kecil dalam sinyal dari sensor hanya jarak kecil terpisah. 2.5.4. Gradiometers Magnetic Unsur-unsur penginderaan fluxgate, proton dan magnetometer optik dipompa dapat digunakan secara berpasangan untuk mengukur gradien medan magnet secara horisontal atau vertikal. Gradiometers
23
Magnetic adalah magnetometer diferensial di mana jarak antara sensor adalah tetap dan kecil sehubungan dengan jarak dari tubuh penyebab yang medan magnet gradien yang akan diukur. Gradien magnetik dapat diukur, meskipun kurang nyaman, dengan magnetometer dengan mengambil dua pengukuran berturut-turut di dekat jarak vertikal atau horizontal. Gradiometers Magnetic bekerja di survei fitur magnetik dangkal sebagai anomali gradien cenderung untuk menyelesaikan anomali kompleks menjadi komponen masing-masing, yang dapat digunakan dalam penentuan lokasi, bentuk dan kedalaman tubuh penyebab. Metode ini memiliki keuntungan lebih lanjut bahwa variasi regional dan temporal di bidang geomagnetik secara otomatis dihapus. Versi Kelautan dan udara dari magnetometer dan gradiometers dibahas oleh Wold dan Cooper (1989) dan Hood dan Teskey (1989), masingmasing.
24
BAB III
PEMBAHASAN 3.1. Survey Magnetik Darat Magnetik survei tanah biasanya dilakukan di daerah yang relatif kecil pada target yang ditetapkan sebelumnya. Akibatnya, jarak stasiun umumnya dari urutan 10-100 m, meskipun jarak yang lebih kecil dapat digunakan di mana gradien magnet yang tinggi. Bacaan tidak harus diambil di sekitar benda-benda logam seperti jalur kereta api, mobil, jalan, pagar, rumah, dll, yang mungkin mengganggu medan magnet lokal. Untuk alasan yang sama, operator magnetometer tidak harus membawa benda-benda logam. Pembacaan base station tidak diperlukan untuk memantau pergeseran berperan sebagai fluxgate dan proton magnetometer tidak melayang, tetapi penting dalam memantau variasi Karena instrumen magnetis modern yang tidak memerlukan meratakan tepat, survei magnetik di darat selalu berlangsung jauh lebih cepat dari survei gravitasi. 3.2. Survey Magnetik Udara dan Laut Sebagian besar survei magnetik dilakukan di udara, dengan sensor ditarik dalam perumahan yang dikenal sebagai 'burung' untuk menghapus instrumen dari efek magnetik dari pesawat atau tetap dalam 'alat penyengat' di ekor pesawat , di mana instalasi kasus kapal berliku-liku mengkompensasi medan magnet pesawat.
25
Survei aeromagnetik cepat dan hemat biaya, biasanya biaya sekitar 40% lebih sedikit per baris kilo meter dari survei tanah. Area yang luas dapat disurvei secara cepat tanpa biaya pengiriman partai lapangan ke daerah survei dan data dapat diperoleh dari wilayah yang tidak terjangkau survei tanah. Masalah yang paling sulit dalam survei udara digunakan untuk menjadi memperbaiki posisi. Saat ini, bagaimanapun, ketersediaan GPS menyingkirkan masalah posisi. Teknik survei magnetik laut yang mirip dengan udara survei. Sensor ini ditarik dalam sebuah 'ikan' panjang setidaknya dua kapal 'di belakang bejana untuk menghilangkan efek magnet. Survei laut jelas lebih lambat dari survei aeromagnetik, tetapi sering dilakukan dalam hubungannya dengan beberapa metode geofisika lainnya, seperti gravitasi survei dan profil seismik terus menerus, yang tidak dapat digunakan di udara. 3.3 Reduksi observasi magnetik Pengurangan data magnetik diperlukan untuk menghapus semua penyebab variasi magnetik dari pengamatan lain daripada yang timbul dari efek magnetik bawah permukaan. 3.3.1 Koreksi variasi diurnal Efek variasi diurnal bisa dihapus dalam beberapa cara. Di darat metode yang mirip dengan gravimeter hanyut monitoring dapat digunakan di mana magnetometer dibaca pada stasiun pangkalan tetap secara berkala di seluruh hari. Perbedaan yang diamati dalam
26
pembacaan dasar kemudian didistribusikan di antara pembacaan di stasiun diduduki. Itu harus diingat bahwa pembacaan basis diambil selama survei gravitasi yang dibuat untuk mengoreksi kedua drift dengan gravimeter dan efek pasang surut ; magnetometer tidak melayang dan pembacaan dasar yang diambil semata-mata untuk mengoreksi variasi temporal dalam bidang yang diukur. Prosedur tidak efisien sebagai instrumen harus kembali secara berkala ke lokasi dasar dan tidak praktis dalam survei laut atau udara . masalah-masalah ini dapat diatasi dengan menggunakan magnetometer dasar, instrumen terus- bacaan yang merekam magnetik variasi di lokasi tetap dalam atau dekat dengan survei metode area.Ini lebih baik di darat sebagai hasil survei lebih cepat dan variasi diurnal sepenuhnya memetakan .Variasi diurnal , namun dicatat , harus diperiksa hati-hati . Jika besar , variasi frekuensi tinggi jelas , akibat badai magnetik , survei. Hasil harus dibuang. 3.3.2 Koreksi Geomagnetik Setara magnetik koreksi lintang di gravitasi survei adalah koreksi geomagnetik yang menghilangkan efek dari medan geomagnetik referensi dari metode yang paling ketat survei data. Geomagnetik koreksi adalah penggunaan IGRF ( Bagian 7.4 ) , yang menyatakan medan geomagnetik terganggu dalam hal sejumlah besar harmonik dan termasuk secara temporal untuk mengoreksi variasi sekular.
27
Itu kompleksitas IGRF membutuhkan perhitungan koreksi oleh komputer. Harus disadari , bagaimanapun, bahwa IGRF tidak sempurna sebagai harmonik digunakan adalah berdasarkan pengamatan di relatif sedikit , tersebar , magnetik IGRF observatories. Akibatnya, IGRF di daerah jauh dari observatorium dapat secara substansial dalam kesalahan. Gradien regional yang sesuai juga dapat diperoleh dengan menggunakan sebuah dipol pendekatan tunggal dari Lapangan Bumi dan menggunakan persamaan terkenal untuk medan magnet dipol untuk menurunkan gradien medan lokal :
mana Zand Kelinci komponen bidang vertikal dan horisontal , q colatitude dalam radian , R jari-jari Bumi, momen magnetik mthe Bumi dan ∂ Z / ∂ q dan ∂ H / ∂ q laju perubahan dari Z dan H dengan colatitude, masing-masing. 3.3.3. Koreksi Elevasi dan Permukaan Tanah Gradienvertikal darimedan geomagnetikhanyabeberapa-0.03nTm 1di
kutubdan-0.015nTm
sehinggakoreksielevasitidakbiasanya Pengaruhtopografidapat
signifikan
1dikhatulistiwa, diterapkan. dalamtanahsurvei
28
magnetiktetapitidak sepenuhnyadapat diprediksikarena tergantungpada sifatmagnetikyangfeatures.Thereforetopografi,
dalam
surveimagnetikkoreksimedanjarangditerapkan. Setelahditerapkankoreksidiurnaldangeomagnetik, semua variasimedan magnetyang
tersisaharusdisebabkansemata-mata
olehvariasispasial
dalamsifatmagnetikbawah permukaandandisebutsebagaianomalimagnetik 3.4. Interpretasi Anomali Magnetik Interpretasi Anomali Magnetik memiliki prosedur dan batasan yang sama dengan interpretasi gravitasi. Keduanya memafaatkan potensial alami berdasarkan hukum kuadrat terbalik dari daya tarik. Terdapat beberapa perbedaan tetapi perbedaan tersebut meningkatkan kompleksitas dari interpretasi magnetik. Anomali gravitasi terdapat kutub positif dan negatif yang bergantung pada besar atau tidaknya kepadatan dari lingkungan di sekitarnya. Anomali Magnetik terbatas selalu mengandung unsur-unsur positif dan negatif yang timbul dari sifat dipole magnet. (gambar 7.14)
29
(gambar 7.14 grafik perbandingan 2 dimensi Gravitasi dan anomali magnetik) densitas merupakan besaran skalar, sedangkan intesitas magnet merupakan besaran vector, dan arah magnetisasinya dapat mengontrol bentuk anomaly magnetiknya.
Meskipun
dengan
bentuk
yang
identik
tetap
dapat
menimbulkan anomaly magntik yang berbeda. Jadi anomali magnetic tidak terlalu bergantung pada bentuk melainkan tetap pada anomaly gravitasi. Intensitas magnet dari suatu batuan bergantuk pada faktor-faktor yang antara lain adalah jumlah, ukuran, bentuk, dan distribusinya dari kandungan mineral ferrimagnetik dan hal tersebut hanya memperlihatkan proporsi kecil dari konstituennya. Sebaliknya densitas merupakan property massal . Intensitas magnet dapat bervariasi dengan faktor 106 antara jenis batuan yang berbeda, dan dengan demikian hal ini jauh lebih bervariasi dibandingkan densitas, di mana kisaran umumnya 1,50-3,50 Mg m-3. Anomali magnetic independen terhadap unit jarak yang digunakan. Berbeda dengan anomali gravitasi.
30
Masalah abiguitas dalam interpretasi magnetik sama dengan gravitasi, persamaan masalah inversi yang ditemukan. Semua control eksternal pada penyebab sifat dan bentuk tubuh harus digunakan untuk mengurangi ambiguitas. Contoh dari masalah ini diilustrasikan pada Gambar. 7.15
Anomali beramplitudo tinggi, dapat dijelaskan dengan kehadiran kerak lempeng di dasar samudra (gambar 7.15(a)) atau peningkatan sedimen bermetamorfosa pada kedalaman (Gambar 7.15 (b)). Dalam melaksanakan interpretasi kuantitatif anomali magnetic, metode langsung dan tidak langsung dapat digunakan, tetapi bentuknya jauh lebih terbatas daripada untuk interpretasi gravitasi dan tidak ada persamaan umum total anomali lapangan.
31
3.4.1. Interpretasi Langsung Membatasi kedalaman adalah parameter yang paling penting yang diperoleh interpretasi langsung,hal ini dapat diambil dari anomali magnetik dengan menggunakan property pembusukan dengan jarak dari sumbernya. Anomali magnetik yang disebabkan oleh struktur dangkal lebih dominan dari komponen gelombang pendek daripada yang dihasilkan dari sumber. Efek lebih dalam mungkin dengan cara men ghitung kekuatan spektrum anomali seperti itu dapat ditunjukkan, untuk jenis tertentu dari tubuh sumber, bahwa spektrum log-power memiliki gradien linier yang Magnetnya tergantung pada kedalaman sumber. (Spector dan Grant 1970).
Gambar 7.16 menunjukkan profil magnet di Aves Ridge di Karibia Timur. Di wilayah ini konfigurasi antarmuka sedimen atau basement cukup terkenal dari kedua lengkung dan pembiasan survei seismik. Anomali magnetik jelas menunjukkan panjang gelombang terpendek mereka atas wilayah yang relatif dangkal, dan pengamatan ini adalah oleh kekuatan spektral perkiraan kedalaman (horizontal bar) yang
32
menunjukkan hubungan yang sangat baik dengan bantuan basement yang dikenal. Sebuah
metode
yang
lebih
kompleks,
tetapi
lebih
ketat
menghalangi-pertambangan kedalaman sumber magnet berasal dari teknik yang dikenal sebagai Euler dekonvolusi (Reid et al. 1990). Euler homogenitas hubungan dapat ditulis: (7.14)
dimana (x0, y0, z0) adalah lokasi dari sumber magnetik, yang total lapangan anomali magnetik pada titik (x, y, z) adalah T dan B adalah bidang regional. N adalah ukuran tingkat perubahan dari bidang dengan jarak dan mengasumsikan berbeda val-nilai untuk berbagai jenis sumber magnet. Persamaan (7.14) diselesaikan dengan menghitung atau mengukur gradien anomali untuk berbagai bidang anomali dan memilih nilai untuk metode N.This menghasilkan perkiraan kedalaman lebih ketat daripada metode lain, tetapi jauh lebih sulit untuk diterapkan. Contoh dari Euler dekon-putaran ditunjukkan pada (Gambar. 7.17). Bidang aeromagnetik ditunjukkan pada (Gambar. 7.17 (a)) memiliki
33
solusi yang ditunjukkan pada (Gambar. 7.17 (b-d)) untuk indeks struktural (N) dari 0,0, 0,5 dan 0,6.
34
masing-masing. Batas-batas tersirat oleh solusi telah digunakan untuk membangun interpretasi ditunjukkan pada (Gambar. 7.17 ( e )) . 3.4.2. Interpretasi Tidak Langsung Interpretasi langsung dari anomali magnetik mirip dengan interpretasi gravitasi yang dilakukan usaha untuk mencocokkan mengamati anomali dengan yang dihitung untuk model dengan penyesuaian berulang pada model . Anomali magnetik sederhana dapat disimulasikan oleh dipole tunggal . Perkiraan tersebut kepada magnetisasi tubuh geologi nyata sering berlaku untuk badan bijih yang sangat magnetik yang arah magnetisasi cenderung untuk menyelaraskan
35
dengan dimensi panjang mereka (Gambar 7.18 ) . Dalam kasus seperti anomali dihitung dengan menjumlahkan efek dari kedua kutub di titik pengamatan , menggunakan persamaan ( 7.10 ) , ( 7.11 ) dan ( 7,9 ) . Tubuh magnetik lebih rumit , bagaimanapun, memerlukan pendekatan yang berbeda. Anomali magnetik dari sebagian tubuh berbentuk teratur dapat dihitung dengan membangun tubuh dari serangkaian dipol sejajar dengan arah magnetisasi.
(gambar 7.18 total lapangan anomali magnetik dari tubuh memanjang didekati oleh dipol)
36
(Gambar 7.19 ) . Kutub magnet negatif pada permukaan tubuh di mana vektor
magnetisasi
memasuki
tubuh
dan
positif
di
mana
ia
meninggalkan tubuh. Magnet seragam itu dapat diwakili oleh satu set kutub magnet yang didistribusikan di permukaannya. Perhatikan salah satu magnet dasar panjang l dan luas penampang dA dalam tubuh dengan intensitas magnetisasi J dan momen magnetik M. Dari persamaan ( 7.5 )
Jika kekuatan kutub magnet adalah m , dari persamaan ( 7.4 ) m = M / l , dan memasukannya dalam persamaan ( 7.15 )
37
Jika dA’ adalah luas akhir magnet dan q sudut antara vektor magnetisasi dan arah normal ke akhir fase
Mengganti dalam persamaan ( 7.16 )
Sebagai konsekuensi dari distribusi jumlah yang sama dari kutub positif dan negatif di atas permukaan tubuh magnetik adalah bahwa lapisan horisontal yang tak terbatas tidak menghasilkan anomali magnetik karena efek dari kutub pada permukaan atas dan bawah adalah selfcanceling. Konsekuensinya, anomali magnetik tidak diproduksi oleh lava flows. Dimana, bagaimanapun struktur horizontal dipotong, tepi vertikal akan menghasilkan anomali magnetik (Gambar 7.20 ).
38
Anomali magnetik dari tubuh bentuk biasa dihitung dengan menentukan distribusi tiang di atas permukaan tubuh menggunakan persamaan ( 7.17 ) . Setiap elemen kecil permukaan kemudian dipertimbangkan dan anomali komponen vertikal dan horisontal dihitung pada setiap titik pengamatan dengan menggunakan persamaan ( 7.10 ) dan ( 7.11 ) . Pengaruh dari seluruh elemen tersebut dijumlahkan untuk menghasilkan anomali vertikal dan horisontal untuk seluruh tubuh dan total lapangan anomali adalah dikalkulasikan menggunakan persamaan ( 7.9 ). Integrasi ini dapat dilakukan secara analitis untuk tubuh bentuk biasa , sementara tubuh berbentuk tidak teratur mungkin akan dipecah menjadi bentuk yang teratur dan integrasi dilakukan secara numerik. Dalam pemodelan dua dimensi, pendekatan yang sama dengan interpretasi gravitasi dapat diadopsi di mana bentuk penampang tubuh
39
didekati dengan garis poligonal. Anomali poligon kemudian dihitung dengan menambah atau mengurangi anomali lembaran semi - tak terbatas dengan miring tepi sesuai dengan sisi poligon (Gambar 7.21 ) . Dalam kasus magnetik , dH horisontal , vertikal dZ dan jumlah anomali medan dB ( nT ) dari slab yang ditunjukkan pada Gambar . 7.21 diberikan oleh ( Talwani et al . 1965)
40
di mana sudut dinyatakan dalam radian , Jx ( = J cos i) dan Jz ( = J sin i) adalah komponen horisontal dan vertikal dari J magnetisasi , adalah sudut horizontal antara arah profil dan utara magnet, dan I adalah kemiringan medan geomagnetik . Contoh dari teknik ini telah disajikan pada Gambar . 7.15 . Perbedaan
yang
penting
dari
interpretasi
gravitasi
adalah
meningkatnya keketatan dengan yang pendekatan dua dimensi harus diterapkan . Hal ini dapat ditunjukkan bahwa penafsiran magnetik dua dimensi jauh lebih sensitif terhadap kesalahan yang terkait dengan variasi sepanjang mogok daripada halnya dengan interpretasi gravitasi ; rasio panjang - lebar anomali magnetik harus minimal 10 : 1 untuk pendekatan dua dimensi menjadi valid, berbeda dengan interpretasi gravitasi di mana 2 : 1 panjang - lebar rasio cukup untuk memvalidasi interpretasi dua dimensi . Pemodelan tiga dimensi anomali magnetik kompleks . Mungkin metode yang paling nyaman adalah untuk mendekati penyebab oleh sekelompok prisma empat persegi panjang kanan atau dengan serangkaian irisan horizontal garis poligonal . Karena sifat dipole anomali magnetik , trial and error metode penafsiran tidak langsung adalah sulit untuk dilakukan secara manual karena bentuk anomali tidak terkait erat dengan geometri tubuh penyebab. Akibatnya, metode otomatis penafsiran yang dijelaskan secara luas dipekerjakan .
41
Kelanjutan dan penyaringan operasi yang digunakan dalam penafsiran dan gravitasi sama-sama berlaku untuk medan magnet. 3.5. Transformasi Medan Potensial Rumus untuk potensial gravitasi yang disebabkan oleh massa titik dan potensi magnetik karena tiang terisolasi. Sebuah konsekuensi dari hokum yang sama dari gaya tarikan yang mengatur gravitasi dan magnet adalah duua perhitungan yang memiliki variable invers dari jarak (1/r). Eliminasi dari tahap ini antara gravitasi dan potensial magnetik dikenal dengan Perhitungan Poisson. Tetapi Validitas dari hubungan antar dua lahan potensial tetap. Karena gravitasi atau lahan magnet dapat dijelaskan dengan perbedaaan potensial yang relevan dengan arah yang sudah ditentukan. Perhitunga Poisson mendukung metode mengubah lahan magnetic menjadi lahan gravitasi. Lahan yang sudah berubah atau bertransformasi dinamakan pseudogravitational and pseudomagnetic. Salah satu aplikasi dari teknik ini adalah transformasi dari anomali magnetik menjadi anomali pseudogravity untuk keperluan interpretasi tidak langsung, sebagai yang terakhir secara signifikan lebih mudah untuk menafsirkan daripada rekan magnetik mereka . Metode ini bahkan lebih kuat ketika pseudofield tersebut dibandingkan dengan bidang yang sesuai diukur . Sebagai
contoh,
perbandingan
anomali
gravitasi
dengan
anomali
pseudogravity berasal dari anomali magnetik atas wilayah yang sama dapat menunjukkan apakah badan geologi yang sama merupakan penyebab dari dua jenis anomali . Melakukan transformasi untuk orientasi yang berbeda dari
42
vektor magnetisasi memberikan perkiraan orientasi vektor benar karena ini akan menghasilkan medan pseudogravity yang paling mendekati medan gravitasi yang diamati . Amplitudo relatif dari kedua bidang kemudian memberikan ukuran rasio intensitas magnetisasi kepadatan ( Ates & Kearey 1995). Transformasi ini medan potensial menyediakan sarana elegan membandingkan gravitasi dan anomaly magnetik atas wilayah yang sama dan kadang-kadang memungkinkan informasi yang lebih besar yang akan diperoleh tentang tubuh penyebab mereka daripada yang mungkin jika teknik dirawat di isolasi. Sebuah program komputer yang melakukan transformasi pseudofield diberikan dalam Gilbert dan Galdeano ( 1985). Angka 7.22 ( a) dan ( b ) menunjukkan gravitasi magnetik dan anomali sisa profil seluruh Aves Ridge, sebuah kapal selam menonjol di bagian timur Karibia yang berjalan sejajar dengan busur pulau Lesser Antilles. Profil pseudogravity dihitung dari profil magnetik dengan asumsi induksi magnetisasi disajikan pada (Gambar . 7.22 ( c )). Hal ini tampak jelas bahwa puncak pseudogravity utama berkorelasi dengan puncak I pada profil gravitasi dan bahwa puncak II dan III berkorelasi dengan fitur jauh lebih lemah pada data pseudofield profil.Struktur sehingga menunjukkan bahwa kepadatan fitur bertanggung jawab atas maxima gravitasi juga magnet, dengan tubuh penyebab puncak pusat memiliki kerentanan signifikan lebih besar daripada tubuh mengapit. (Gambar 7.23) menunjukkan bagaimana berbagai metode pengolahan dapat digunakan pada peta anomali magnetik sintetis dan (Gambar . 7.24) menunjukkan aplikasi mereka untuk data real.
43
3.6. Aplikasi dari Survey Magnetik Magnetic survei adalah teknik yang cepat dan hemat biaya dan merupakan salah satu yang paling banyak digunakan metode geofisika dalam hal panjang garis disurvei (Paterson & Reeves 1985). Survei magnetik yang digunakan secara ekstensif dalam pencarian untuk deposit mineral logam, tugas dicapai cepat dan ekonomis dengan metode udara. Survei magnetik yang mampu menemukan sulfida masif deposito),
terutama
bila
digunakan
bersama
dengan
metode
elektromagnetik (lihat Bagian 9.12). Namun, target utama dari survei magnetik adalah rasio ore. Besi magnetit untuk Haematite harus tinggi untuk bijih untuk menghasilkan anomali yang signifikan, seperti haematite umumnya non-magnetik (lihat Bagian 7.2).
44
45
Gambar 7.27 menunjukkan hasil dari survei aeromagnetikdari bagian dari Eyre Peninsula of South Australiayang mengungkapkan adanya anomali besar memanjangtimur-barat . Jalur pergerakan tanah selanjutnya dilakukanlebih anomali ini menggunakan kedua magnet dan gravitasimetode (Gambar 7.28 ) dan ditemukan bahwa magnetdan profil gravitasi menunjukkan tertinggi bertepatan . berikutpengeboran pada tertinggi ini mengungkapkan adanyabijih tubuh magnetit - bantalan pada kedalaman dangkal dengankandungan besi sekitar 30 % .Gunn ( 1998) telah melaporkan pada lokasi calonarea untuk cadangan hidrokarbon di Australia olehaeromagnetik survei , meskipun kemungkinan bahwaaplikasi ini hanya mungkin dalam cukup spesifiklingkungan .Dalam investigasi geoteknik dan arkeologi ,Survei magnetik dapat digunakan untuk menggambarkan zona faultingdi batuan dasar dan menemukan logam terkubur , buatan manusiafitur seperti pipa , kerja tambang tua dan bangunan.
46
Walaupun
kontribusisurveimagnetik
geologibenuatelahsederhana,
surveimagnetikdi
untukpengetahuan daerahkelautantelah
memilikimendalampengaruh padaperkembanganteori tektonik lempeng ( Kearey & Vine 1996) dan pada pandangan dari pembentukan litosfer samudera . Survei awal magnetik di laut menunjukkan bahwa kerak samudera ditandai dengan pola anomali magnetik linear (Gambar 7.30 ) yang timbuluntuk strip dari kerak samudera bergantian magnet dalam normal dan terbalik arah ( Mason & Raff 1961). Simetri bilateral anomali magnetik ini linear tentang pegunungan dan laut naik ( Vine & Matthews 1963) dipimpin langsung teori penyebaran dasar laut dan pembentukan skala waktu untuk transisi polaritas medan geomagnetik ( Heirtzler et al . 1968) . Akibatnya, kerak samudera dapat tanggal atas dasar pola transisi polaritas magnetik diawetkan di dalamnya . Transform kesalahan mengganggu pola linear magnetik anomali dan distribusi mereka dapat Oleh karena itu dipetakan magnetis . Karena kesalahan ini berbohong sepanjang busur lingkaran kecil untuk tiang berlaku rotasi pada saat mengubah pergerakan patahan , individu rezim penyebaran selama evolusi samudra basin dapat diidentifikasi oleh survei magnetik rinci. Studi semacam telah dilakukan di semua utama lautan dan menunjukkan evolusi suatu cekungan laut menjadi proses yang kompleks yang melibatkan beberapa fase diskrit menyebar, masingmasing dengan tiang yang berbeda rotasi . Magnetic survei adalah bantuan yang sangat berguna untuk geologi pemetaan . Selama wilayah yang luas dengan sedimen tebal cover, fitur struktural dapat terungkap jika cakrawala magnetik seperti batupasir mengandung besi dan serpih , tufa dan lava yang hadir dalam sedimen tersebut berurutan. Dengan tidak adanya sedimen magnetik , data survei magnetik dapat memberikan informasi tentang sifat dan bentuk ruang bawah tanah kristal. Kedua kasus berlaku untuk eksplorasi minyak bumi dilokasi perangkap struktural dalam sedimen atau fitur topografi bawah tanah yang mungkin mempengaruhi atasnya metode magnetik sedimen
47
sequence. Juga dapat digunakan untuk membantu program pengintai pemetaan geologi didasarkan pada sampel jaringan luas - spasi , karena anomali aeromagnetik dapat digunakan untuk menggambarkan batasbatas geologi antara titik pengambilan sampel.
48
BAB IV
KESIMPULAN
4.1. Kesimpulan 4.1.1. Hal-hal yang dipelajari dalam metode magnetik Adapun hal-hal yang dipelajari dalam eksplorasi geofisika metode magnetik adalah magnetism batuan, medan geomagnetik, anomaly magnetik, instrument survey magnetik, fluxgate magnetometer, proton magnetometer, optically pumped magnetometer, magnetic gradiometer, survey magnetic darat, survey magnetic udara dan laut, reduksi observasi magnetik, koreksi variasi diurnal, koreksi geomagneik, koreksi elevasi dan permukaan tanah, interpretasi anomali magnetic, interpretasi langsung, interpretasi tidak langsung, transformasi medan potensial, aplikasi survei magnetic. 4.1.2. Aplikasi metode geomagnetik di kelautan Teknik survei magnetik laut yang mirip dengan udara survei. Sensor ini ditarik dalam sebuah 'ikan' panjang setidaknya dua kapal 'di belakang bejana untuk menghilangkan efek magnet. Survei laut jelas lebih lambat dari survei aeromagnetik, tetapi sering dilakukan dalam hubungannya dengan beberapa metode geofisika lainnya, seperti gravitasi survei dan profil seismik terus menerus, yang tidak dapat digunakan di udara.
49
4.2. Saran Menurut kami, alangkah lebih baik jika modul geomagnetik tidak menggunakan bahasa asing agar lebih mudha untuk dimengerti.
50
