INTERPRETASI TERPADU DATA GAYABERAT DAN MAGNETOTELLURIK (MT) UNTUK MENENTUKAN ZONA RESERVOIR PANASBUMI GUNUNG TALANG (SKRIPSI) Oleh: Medi Kurnia Putri KEMENTRIAN RISET, TEKNOLOGI, DAN PENDIDIKAN TINGGI JURUSAN TEKNIK GEOFISIKA FAKULTAS TEKNIK UNIVERSITAS LAMPUNG 2016
75
Embed
INTERPRETASI TERPADU DATA GAYABERAT DAN …digilib.unila.ac.id/24362/3/SKRIPSI TANPA BAB PEMBAHASAN.pdfKata kunci: Gayaberat, ... exco field trip AAPG SC Unila (2014-2015), anggota
This document is posted to help you gain knowledge. Please leave a comment to let me know what you think about it! Share it to your friends and learn new things together.
Transcript
INTERPRETASI TERPADU DATA GAYABERAT DANMAGNETOTELLURIK (MT) UNTUK MENENTUKAN ZONA
RESERVOIR PANASBUMI GUNUNG TALANG
(SKRIPSI)
Oleh:
Medi Kurnia Putri
KEMENTRIAN RISET, TEKNOLOGI, DAN PENDIDIKAN TINGGIJURUSAN TEKNIK GEOFISIKA
FAKULTAS TEKNIKUNIVERSITAS LAMPUNG
2016
i
ABSTRAK
INTERPRETASI TERPADU DATA GAYABERAT DANMAGNETOTELLURIK (MT) UNTUK MENENTUKAN ZONA RESERVOIR
PANASBUMI GUNUNG TALANG
Oleh
MEDI KURNIA PUTRI
Telah dilakukan penelitian pada daerah panasbumi Gunung Talang, Sumatera Baratdengan data Gayaberat dan Magnetotellurik (MT). Data Gayaberat digunakan untukmengidentifikasikan struktur bawah permukaan dan data Magnetotellurik berperandalam penentuan keberadaan cap rock. Berdasarkan korelasi kedua data tersebutdapat menentukan keberadaan reservoir, cap rock, dan heat source. Hasil anomalyBouguer dan analisis SVD menunjukkan struktur patahan dominan pada arah NW-SEdengan kedalaman regional mencapai 2,5 km. Model 2D Gayaberat dibuat denganpanduan data geologi dan MT menunjukkan keberadaan struktur kaldera di daerahBukit Kili dan G. Talang. Dari hasil visualisasi model 3D distribusi resistivitasinversi data Magnetotellurik memperlihatkan terdapat zona tahanan jenis rendah(≤20 ohmmeter) yang mengindikasikan keberadaan cap rock dari sistem panasbumikeberadaan tersebar dari Utara-Selatan mulai kedalaman 500 m hingga 1500 m daripermukaan tanah dan batas atas reservoir diidentifikasikan ada pada kedalaman 1500hingga 2500 m dari permukaan tanah. Model sistem panasbumi berupa topografitinggi dengan suhu reservoir mencapai 280oC.
Kata kunci: Gayaberat, Gunung Talang, Magnetotellurik, Panasbumi
ii
ABSTRACT
INTEGRATED INTERPRETATION THE GRAVITY AND MT DATA FORDETERMINING RESERVOIR ZONE OF GUNUNG TALANG
GEOTHERMAL FIELD
By
MEDI KURNIA PUTRI
Has conducted research on the geothermal area of Mount Talang, West Sumatra withthe gravity data and magnetotelluric (MT). Gravity data is used to identify subsurfacestructures and data magnetotelluric role in determining the presence of cap rock.Based on the correlation of these data we can determine the presence of reservoir, caprock, and a heat source. Results of Bouguer anomaly and SVD analysis showed thedominant fault structure in the direction of NW-SE with regional depth of 2.5 km.Models created by manual 2D gravity and MT geological data indicate the presenceof a caldera in the Hill Kili and Mount Talang. From the results of the 3D modelvisualization distribution magnetotelluric resistivity inversion of the data shows thereis a zone of low resistivity (≤20 ohmmeter) indicating the presence of cap rock of thegeothermal system where scattered from the North-South began to depths of 500 m to1500 m from the ground and the upper limit of the reservoir identified there are atdepths of 1500 to 2500 m above the ground. Geothermal system model in the form ofhigh topographic with a reservoir temperature reaches 280°C.
Key words: Geothermal, Gravity, Magnetotelluric, Mount Talang
i
INTERPRETASI TERPADU DATA GAYABERAT DANMAGNETOTELLURIK (MT) UNTUK MENENTUKAN ZONA
RESERVOIR PANASBUMI GUNUNG TALANG
Oleh:
Medi Kurnia Putri
Skripsi
Sebagai Salah Satu Syarat untuk Mencapai Gelar
SARJANA TEKNIK
Pada
Jurusan Teknik Geofisika
Fakultas Teknik Universitas Lampung
KEMENTRIAN RISET, TEKNOLOGI, DAN PENDIDIKAN TINGGIJURUSAN TEKNIK GEOFISIKA
FAKULTAS TEKNIKUNIVERSITAS LAMPUNG
2016
vi
RIWAYAT HIDUP
Penulis dilahirkan di Bandar Lampung pada tanggal 6 September
1994, merupakan anak kedua dari pasangan Bapak Suharno dan Ibu
Endarwati.
Pada tahun 1999, Penulis mengawali pendidikan formal di TK
Darmawanita Unila Bandar Lampung, kemudian tahun 2000-2006 di Sekolah Dasar I
Rajabasa Raya Bandar Lampung dan 2006-2009 melanjutkan pendidikannya di SMP
Trisukses Lampung Selatan juga SMA Trisukses pada tahun 2009-2012. Tahun 2012
penulis melanjutkan studinya di Fakultas Teknik Jurusan Teknik Geofika.
Sejak di Sekolah Dasar penulis sudah aktif terlibat pada berbagai organisasi sekolah
maupun organisasi masyarakat, seperti Pramuka, KIR, OSIS, DPS dll. Selama
menjadi mahasiswa penulis juga aktif dalam berbagai organisasi kampus. Selama
menjadi mahasiwa Penulis aktif dalam orgnisasi internal maupun eksternal. Sebagai
exco field trip AAPG SC Unila (2014-2015), anggota HMGI (2012-2016), anggota
SIG SC Unila (2012-2013), dan di Jurusan Teknik Geosika Penulis aktif sebagai
anggota bidang saintek sejak tahun 2012-2014.
vii
Penulis juga pernah meraih beberapa prestasi dalam bidang akademik. Selama SMA
pernah mendapatkan juara 2 Olimpiade Sain Nasional bidang kebumian tinggat
kabupaten dan finalis tinggat provinsi. Juara 2 perakitan dan peluncuran roket
hidrolik se-provinsi, sebagai author dalam IIGCE pada tahun 2014 dan juga telah
melaksanakan kerja praktek di Pertamina UTC Jakarta. Selama menjadi mahasiswa
Penulis mengisi sebagai asisten mata kuliah geologi dasar, geologi struktur dan
geothermal.
viii
PERSEMBAHAN
Aku persembahkan karyaku ini untuk ALLAH SWT
Ibu Bapak serta keluarga besarku
Teknik Geofisika Unila 2012
Keluarga Besar Teknik Geofisika Unila
Almamater Tercinta Universitas Lampung
Nusa dan Bangsa
ix
MOTTO
Belajar, berbuat baik, berjuang, berkomunikasi, patuh, lima
panduan hidup.
Bersyukur, bersabar, istirja’, intropeksi, empat terapan hidup~
Medi Kurnia Putri
x
KATA PENGANTAR
Syukur Alhamdulilah saya ucapkan kepada Allah SWT, Tuhan Yang Maha Esa atas
rahmat dan nikmatnya sehingga Penulis dapat menyelesaikan skripsi ini. Tak lupa
shalawat serta salam saya ucapkan kepada Nabi Muhammad SAW, semoga
senantiasa berada pada dalam pedomannya.
Skripsi ini bejudul “Interpretasi Terpadu Data Gayaberat dan Magnetotellurik Untuk
Menentukan Zona Reservoir Panasbumi Gunung Talang”. Skripsi ini merupakan
hasil dari Tugas Akhir yang penulis laksanakan di Laboratorium Teknik Geofisika.
Penulis berharap semoga skripsi ini dapat memberikan manfaat bagi pembaca dan
bermanfaat guna pembaruan ilmu dimasa yang akan datang. Penulis sadar pada
skripsi ini masih banyak kesalahan dan jauh dari kata sempurna. Untuk itu jika
ditemukan kesalahan pada penulisan skripsi ini, kiranya dapat memberikan saran
maupun kritik pada penulis. Demikianlah kata pengantar yang dapat penulis
sampaikan. Apanbila ada salah kata saya mohon maaf pada Allah SWT saya mohon
ampun.
Penulis
Medi Kurnia Putri
xi
SANWACANA
Alhamdulillah, Puji Syukur Kehadirat Allah SWT, berkat Rahmat dan hidayahNya
penulis dapat menyelesaikan penulisan skripsi dengan judul ”Interpretasi Terpadu
Data Gayaberat dan Magnetotellurik Untuk Menentukan Zona Reservoir
Panasbumi Gunung Talang”. Skripsi ini merupakan salah satu syarat untuk
memperoleh gelar Sarjana Teknik di Jurusan Teknik Geofisika Fakultas Teknik
Universitas Lampung.
Penulis menyadari bahwa selesainya laporan ini tidak lepas dari bantuan berbagai
pihak, maka perkenankanlah penulis menyampaikan rasa terima kasih yangsebesar-
besarnya kepada:
1. Bapak Dr. Muh. Sarkowi, S.Si., M.Si, selaku Dosen Pembimbing utama yang
telah banyak membantu, memberikan saran dan bimbingan selama penelitian
hingga penulisan skripsi.
2. Bapak Ahmad Zaenudin, S.Si., M.T., selaku Dosen Pembimbing kedua dan yang
telah memberi arahan dan bimbingan penulisan skripsi.
xii
3. Bapak Prof. Suharno, Ph.D., selaku Dosen Penguji dan Dekan Fakultas Teknik
Universitas Lampung yang telah memberi kritik, saran dan bimbingan dalam
perbaikan dan penyempurnaan skripsi.
4. Bapak Ahmad Zaenudin, S.Si., M.T., selaku Pembimbing Akademik dan Ketua
Jurusan Teknik Geofisika Universitas Lampung yang telah membantu dan
mendukung terselesaikan skripsi ini.
5. Kak Doni Zulfafa yang telah menuntun segala bentuk processing, sebagai ”the
great coach” selama pengolahan data MT maupun Gravity, tutorial yang luar
biasa serta menjawab semua pertanyaan dalam keadaan apapun.
6. Dimas Putra Suendra yang bersedia membantu dalam pengolahan dengan
software gambar dan pemodelan
7. Bagas Setyadi yang telah membimbing dalam pengolahan map software, terima
kasih untuk data geologi dan simulasi geothermalnya
8. Bang Ali Mustofa yang telah memberi arahan pada setiap step penyusunan skripsi
ini
9. Seluruh teman diskusi secara langsung, telpon maupun chat, geothermal team dan
gravity team
10. Seluruh Dosen Jurusan Teknik Geofisika Unila, Bapak Prof. Drs. Suharno, M.Sc.,
dimana, φ adalah lintang (Radian) pada titik pengukuran
Koreksi ini dilakukan karena bentuk bumi yang tidak bulat sempurna,
terdapat perbedaan antara jari-jari bumi di kutub dengan di katulistiwa. Nilai
30
gayaberat dikutub akan lebih besar dibandingkan nilai gayaberat di
katulistiwa, seperti ditunjukkan pada Gambar 8.
Gambar 8. Perbendaan nilai gayaberat di kutub dan katulistiwa
4. Koreksi udara bebas (free air correction)
Koreksi udara bebas merupakan koreksi yang disebabkan karena pengaruh
variasi ketinggian terhadap medan gravitasi bumi. Koreksi ini dilakukan
untuk menarik bidang pengukuran (P) ke bidang datum yaitu bidang geoid
(Po).
Gambar 9. Koreksi udara bebas terhadap data gayaberat (Zhou, dkk., 1990)
Koreksi udara bebas (free air correction) tidak memperhitungkan massa
batuan yang terdapat di antara stasiun pengukuran dengan bidang geoid.
Koreksi akan dijumlah jika titik pengukuran berada di atas geoid. Karena
31
semakin tinggi h, maka g akan semakin kecil sehingga untuk menyamakan
dengan bidang geoid koreksi harus ditambah. Dan juga sebaliknya, koreksi
akan dikurang jika titik pengukuran berada di bawah geoid. Namun, pada
umumnya koreksi ini dijumlah karena permukaan bumi berada di atas
bidang geoid. Koreksi gayaberat yang dihitung dari persamaan gayaberat
normal bumi dengan bentuk ellipsoid. Koreksi ini dapat ditulis:
FAC = 0,3086. h (28)
dimana FAC (Free Air Correction) adalah koreksi udara bebas (mGal) dan h
adalah ketinggian dititik pengukuran terhadap Mean Sea Level (dalam
satuan meter).
5. Koreksi Bouguer (Bouguer correction)
Pada koreksi udara bebas belum diperhitungkan adanya efek tarikan dari
massa yang berada di antara bidang datum dan stasiun pengukuran itu
sendiri, untuk itu pengukuran di darat efek tarikan dari massa tersebut
menyebabkan peningkatan nilai Δg. Koreksi Bouguer berfungsi untuk
mereduksi pangaruh efek tarikan dari suatu massa yang diberikan pada
persamaan:
BC = 2π.G. ρr. h
BC = 0,04193. ρr. H (29)
Dimana BC adalah koreksi Bouguer (Bouguer correction), h adalah
ketinggian stasiun pengukuran (meter), ρr adalah densitas batuan rata-rata
(gr/cc)
32
6. Koreksi Medan (Terrain Correction)
Koreksi medan atau topografi dilakukan untuk mengoreksi adanya
pengaruh penyebaran massa yang tidak teratur di sekitar titik pengukuran.
Dalam koreksi Bouguer diasumsikan bahwa titik pengukuran di lapangan
berada pada suatu bidang datar yang sangat luas. Sedangkan seringkali
kenyataan di lapangan memiliki topografi yang berundulasi seperti adanya
lembah dan gunung. Maka jika hanya dilakukan koreksi bouguer saja
hasilnya akan kurang sempurna.
Gambar 10. Stasiun yang berada dekat dengan gunung (Reynolds, 1997)
Gambar 11. Stasiun yang berada dekat dengan lembah (Reynolds, 1997)
Jika stasiun pengukuran berada dekat dengan gunung, maka akan
terdapat gaya ke atas yang menarik pegas pada gravimeter, sehingga akan
mengurangi nilai pembacaan gravitasi (Gambar 10). Sementara jika stasiun
pengukuran berada dekat dengan lembah, maka akan ada gaya ke bawah
yang hilang sehingga pegas pada gravimeter tertarik ke atas. Hal ini
33
akan mengurangi pembacaan nilai gravitasi (Gambar 11). Dengan
demikian pada kedua kondisi tersebut, koreksi medan ditambahkan
kepada nilai gravitasi. Cara perhitungan koreksi topografi dapat
dilakukan dengan menggunakan Hammer Chart yang dikembangkan oleh
Sigmund Hammer. Hammer Chart membagi area ke dalam beberapa zona
dan kompartemen (segmen). Hammer melakukan pendekatan pengaruh
topografi dengan suatu cincin yang terlihat pada Gambar 12 di bawah ini.
Gambar 12. Hammer Chart (Reynolds, 1997)
Menurut Reynolds (1997), besarnya koreksi topografi dengan
menggunakan pendekatan cincin silinder dituliskan dalam persamaan:
= − + + − + (30)
dimana N adalah jumlah kompartemen pada zona yang digunakan, adalah
radius luar (m), adalah radius dalam (m), z adalah perbedaan ketinggian
rata-rata kompartemen dan titik pengukuran
34
I. Anomali Bouguer
Setelah melakukan beberapa proses koreksi , maka akan didapatkan nilai yang
disebut Anomali Bouguer (Bouguer Anomali). Anomali Bouguer adalah
anomali yang disebabkan oleh variasi densitas secara lateral pada batuan di
kerak bumi yang telah berada pada bidang referensi yaitu bidang geoid. Nilai
anomali Bouguer yang diperoleh melalui semua koreksi disebut sebagai
Complete Bouguer Anomali (CBA). Sedangkan anomali Bouguer yang
didapatkan tanpa memasukkan koreksi medan ke dalam perhitungan disebut
Simple Bouguer Anomali (SBA). Sementara nilai lain yang biasa digunakan
untuk survei daerah laut adalah Free Air Anomali (FAA). FAA adalah nilai
anomali Bouguer yang tidak memperhitungkan efek massa batuan sehingga
tidak memasukkan koreksi Bouguer ke dalam perhitungan.
CBA = Gobs – (g – FAC + BC – TC) (31)
Dimana CBA adalah Anomlai Bougeur Lengkap (mGal), Gobs adalah nilai
gaya berat observasi (mGal), g adalah koreksi lintang (mGal), FAC adalah
koreksi udara bebas (mGal), BC adalah koreksi Bouguer (mGal), dan TC
adalah koreksi medan (mGal)
J. Estimasi Densitas Permukaan Rata-Rata
Rapat massa merupakan parameter yang terukur dalam metode gayaberat.
Varian distrubisi densitas inilah yang nantinya digunakan untuk
menggambarkan keadaan geologi bawah permukaan. Rapat massa batuan
dipengaruhi oleh beberapa faktor diantaranya adalah rapat massa butir atau
35
matriks pembentuknya, porositas, dan kandungan fluida yang terdapat dalam
pori-porinya. Namun demikian, terdapat banyak faktor lain yang ikut
mempengaruhi rapat massa batuan, diantaranya adalah proses pembentukan,
pemadatan (kompaksi) akibat tekanan, kedalaman, serta derajat pelapukan
yang telah dialami batuan tersebut.
Terdapat beberapa cara untuk menentukan rapat massa (densitas) permukaan
rata-rata baik secara kualitatif dengan analisis batuan daerah survei dari
pengukuran di laboratorium maupun penentuan rapat massa secara kuantitatif
dengan Metode Nettleton dan Metode Parasnis. Metode Nettleton diaplikasikan
berdasarkan pada pengertian tentang koreksi Bouguer dan koreksi medan jika
rapat massa yang digunakan sesuai dengan rapat massa permukaan, maka
penampang anomali gayaberat menjadi smoth. Nilai korelasi yang paling baik
adalah yang mendekati nol sehingga grafik terbaik dipilih yang mendekati garis
lurus seperti ditunjukkan pada gambar 13. Sedangkan Metode parasnis
didasarkan pada persamaan anomali Bouguer dengan asumsi nilai anomali
Bouguernya adalah nol.
36
Gambar 13. Estimasi rapat masaa dengan metode Nettleton (Telford dkk., 1990)
K. Pemisahan Anomali Regional dan Residual
Pada dasarnya anomali gayaberat yang terukur adalah hasil dari berbagai
sumber dari permukaan hingga kedalaman target event di bawah permukaan.
Untuk kepentingan interpretasi, target event harus dipisahkan dari event lainya
yang tidak diperlukan. Target event dapat berada di zona yang dalam (regional)
atau di zona dangkal (residual).
Proses pemisahan antara anomali regional dan anomali residual dapat
menggunakan analisis spektrum, proses Transformasi Fourier (transformasi
dari domain waktu ke dalam domain frekuensi) untuk mengubah suatu sinyal
menjadi penjumlahan beberapa sinyal sinusoidal dengan berbagai frekuensi.
Hasil dari transformasi ini akan berupa spektrum amplitude dan spektrum
phase sehingga dapat memperkirakan kedalaman dengan mengestimasi nilai
37
bilangan gelombang (k) dan amplitudo (A) yang dapat digunakan untuk
menghitung lebar jendela filter yang selanjutnya dijadikan sebagai input data
dalam proses filtering, pemisahan anomali regional, dan anomali residual.
Blakely (1995) menurunkan spektrum dari potensial gayaberat yang teramati
pada suatu bidang horizontal.
F(U) = ( ) dan = 2 | |( )| | (32)
Dimana , adalah Potensial gayaberat, adalah anomali rapat massa adalah
konstanta gayaberat adalah jarak
Berdasarkan kedua persamaan diatas maka diperoleh:
( ) = 2 | |( )| | (33)
Sehingga Transformasi Fourier anomali gayaberat pada lintasan yang
diinginkan adalah:
( ) = ( ) = → ( ) = 2 | |( ) (34)
dimana gz adalah anomali gayaberat, k adalah bilangan gelombang zo adalah
ketinggian titik amat, z adalah kedalaman benda anomali
Bila distribusi densitas bersifat random dan tidak ada korelasi antara masing-
masing nilai gayaberat, maka =1, sehingga hasil Transformasi Fourier anomali
gayaberat menjadi: = | |( ) (35)
dimana A adalah amplitude, C adalah konstanta
38
Selanjutnya dengan melogaritmakan hasil Transformasi Fourier tersebut di
atas, maka akan diperoleh hubungan antara amplitudo (A) dengan bilangan
gelombang (k) dan kedalaman (zo - z’):
ln A = (zo - z’) |k| (36)
Hasil logaritma ini menunjukkan bahwa kedalaman rata-rata bidang
diskontinuitas rapat massa akan berbanding dengan kemiringan grafik
spektrum. Kemudian dari hubungan itu pula, dengan menggunakan metode
least square, maka estimasi kedalaman anomali adalah gradien dari masing-
masing grafik spektrum pada tiap lintasan. Hubungan panjang gelombang (λ)
dengan k diperoleh dari persamaan Blakely (1995):
= (37)
= . Δ (38)
dengan n adalah lebar jendela.
Gambar 14. Kurva Ln A dengan K
k
Zona regional
Zona noiseZona residual
Batas zona regional-residual
Ln A
39
Metode Moving Average dilakukan dengan cara merata-ratakan nilai
anomalinya. Hasil dari metode moving average adalah anomali regional.
Anomali residual diperoleh dari selisih anomali Bouguer dengan anomali
regional. Pemisahan antara anomali regional dan residual dianalisis dari
spektrumnya akan menyerupai low pass filter sehingga output dari proses ini
adalah frekuensi rendah dari anomali Bouguer yang akan merepresentasikan
kedalaman yang lebih dalam (regional). Karena frekuensi rendah ini
mempunyai penetrasi yang lebih dalam. Selanjutnya anomali residual
didapatkan dengan cara mengurangkan anomali regional dari anomali
Bouguernya.
Secara matematis persamaan moving average untuk 1 dimensi adalah sebagai
berikut :
∆ ( ) = ∆ ( ) ⋯ ∆ ( ) ⋯ ∆ ( )(39)
Dimana i adalah nomor stasiun, N adalah lebar jendela, ∆ adalah besarnya
anomali regional. Setelah didapatkan ΔTreg , maka harga ΔTresidual dapat
dihitung dengan menggunakan persamaan berikut:
ΔTresidual = ΔT - ΔTreg (40)
Dimana ΔTresidual adalah Besarnya anomali residual ΔT adalah Besarnya
anomali bouguer ΔTreg adalah Besarnya anomali regional.
Berdasarkan karakter spektrum lebar window NxN berbanding langsung
dengan low cut dari panjang gelombang atau high cut frequency spacial dari
low-pass filter, sehingga dengan bertambahnya lebar window akan
40
menyebabkan bertambahnya panjang gelombang regional output. Dengan kata
lain, lebar window terkecil menyebabkan harga regionalnya mendekati anomali
Bouguernya.
L. Derivatif Vertikal Orde Dua (Second Vertical Derivative)
Dalam menginterpretasikasikan bawah permukaan berupa batas-batas struktur
dapat menggunakan metode Second Vertical Derivative (SVD). Turunan
vertikal orde dua yang bersifat sebagai high pass filter atau meninggikan
anomali dengan panjang gelombang yang pendek terhadap anomali residual
yang berasosiasi dengan struktur dangkal. SVD dapat digunakan untuk analisis
model dengan cara melihat nilai maksimum dan minimum dari nilai turunan
keduanya.
Secara teoritis, metoda ini diturunkan dari fungsi harmonik Laplace, yaitu :
∇ ∆ = 0 (41)
∇ ∆ = (∆ ) + (∆ ) + (∆ )(42)
Sehingga,
(∆ )+ (∆ )+ (∆ ) = 0 (43)
(∆ ) = − (∆ )+ (∆ )(44)
Untuk data penampang, dimana y mempunyai nilai yang tetap maka
persamaannya adalah:
41
(∆ ) = − (∆ )(45)
Dari persamaan diatas dapat diketahui bahwa second vertical derivative dari
suatu anomali gayaberat permukaan adalah sama dengan negatif dari
derivative orde dua horisontalnya, artinya bahwa anomali second vertical
derivative dapat melalui derivative orde dua horisontalnya yang lebih praktis
dikerjakan. Terdapat beberapa operator filter SVD, yang dihitung oleh
Henderson dan Zeits (1949), Elkins (1951) dan Rosenbach (1952).
Henderson & Zietz
0.0000 0.0000 -0.0838 0.0000 0.0000
0.0000 +1.0000 -2.6667 +1.0000 0.0000
-0.0838 -2.6667 17.0000 -2.6667 -0.0838
0.0000 +1.0000 -2.6667 +1.0000 0.0000
0.0000 0.0000 -0.0838 0.0000 0.0000
Elkins (1951)
0.0000 -0.0833 -0.0667 -0.0833 0.0000
-0.0833 -0.0667 -0.0334 -0.0667 -0.0833
0.0000 -0.0334 +1.0667 -0.0334 0.0000
-0.0833 -0.0667 -0.0334 -0.0667 -0.0833
0.0000 -0.0883 -0.0667 -0.0833 0.0000
42
Rosenbach (1953)
0.0000 +0.0416 0.0000 +0.0416 0.0000
+0.0416 -0.3332 -0.7500 -0.3332 +0.0416
0.0000 -0.7500 +4.0000 -0.7500 0.0000
+0.0416 -0.3332 -0.7500 -0.3332 +0.0416
0.0000 +0.0416 0.0000 +0.0416 0.0000
Kemampuan SVD untuk memisahkan efek residual dari pengaruh efek
regional menjadikan hal tersebut sangat penting dalam interpretasi gayaberat.
Artinya proses ini dapat memperjelas anomali residual yang tumpang tindih
dengan anomali regional. Dengan demikian keberadaan struktur geologi di
lokasi penelitian tidak menimbulkan ambiguitas tetapi memberikan gambaran
yang lebih jelas terhadap bentuk-bentuk anomali penting dalam eksplorasi
migas.
Arah kemiringannya kurva SVD dapat menunjukkan jenis sesar, diketahui
dari perbandingan antara harga mutlak SVD maksimum dan minimum yang
diberikan oleh:
1. Untuk patahan naik
min2
2
2
2
x
g
x
g
maks
(46)
2. Untuk patahan turun
min2
2
2
2
x
g
x
g
maks
(47)
43
M. Gradien Horizontal
Gradien horisontal anomali gayaberat adalah perubahan nilai anomali
gayaberat dari satu titik ke titik lainnya secara horisontal dengan jarak tertentu.
Gradien horisontal cenderung memiliki karakteristik yang baik untuk
menunjukkan tepi dari suatu benda anomali, sehingga teknik gradien horisontal
sangat baik untuk mendeteksi batas horisontal dari data gayaberat.
Teknik gradien horisontal ini dapat digunakan untuk mendeteksi struktur
geologi dalam maupun dangkal. Amplitudo dari gradien horisontal adalah
sebagai berikut (Cordell dan Grauch, 1985):
= + (48)
First Horizontal Derivative (FHD) dan Second Horizontal Gradien (SHD)
menggunakan rumus sebagai berikut :
= + (49)
Untuk model dalam bentuk penampang hanya dalam arah x, maka rumus FHD
menjadi lebih praktis, yaitu :
= (50)
dan SHD : = (51)
dimana dan merupakan turunan horizontal gayaberat pada arah x dan y.
44
Gambar 15. Anomali gayaberat dan gradien horisontal pada model tabular(Haerudin, 2016)
N. Sistem Panasbumi
Sistem panasbumi merupakan asosiasi konveksi fluida pada kerak bumi teratas
dalam ruang tak bercelah, transfer panas dari sumber panas (heat source) ke
penyimpan panas dalam keadaan permukaan yang bebas (free surface).
Dibangun atas lima elemen utama yaitu heat source, reservoir, lapisan
penudung, struktur geologi dan daerah resapan air (Virgantoro, 2011).
Hochtein dan Browne, (2000) mengkategorikan sistem panasbumi menjadi tiga
sistem, yaitu:
1. Sistem hydrothermal, merupakan proses transfer panas dari sumber panas
ke permukaan secara konveksi, yang melibatkan fluida meteoric dengan
atauu tanpa jejak dari fluida dari magnetik. Daerah rembesan berfasa cair
dilengkapi air meteoric yang berasal dari daerah resapan. Sistem ini terdiri
atas: sumber panas, reservoir dengan fluida panas, daerah resapan dan
daerah rembesan panas berupa manifestasi.
45
2. Sistem vulkanik, merupakan proses transfer panas dari dapur magma ke
permukaan melibatkan konveksi fluida magma. Pada sistem ini jarang
ditemukan adanya fluida meteoric.
3. Sistem vulkanik-hidrotermal, merupakan kombinasi dua sistem di atas,
yang diwakili dengan air magnetik yang naik kemudian bercampur dengan
air meteoric.
BAB IV. METODOLOGI PENELITIAN
A. Waktu dan Tempat Penelitian
Penelitian ini dilaksanakan pada bulan Juli 2016 sampai dengan Oktober 2016.
Pengolahan data dilakukan di Laboratorium Teknik Geofisika Fakultas Teknik
Universitas Lampung, Jalan Prof. Dr. Soemantri Brojonegoro No. 1 Bandar
Lampung.
B. Alat dan Bahan
Adapun alat dan bahan yang digunakan dalam penelitian ini meliputi:
1. Data inversi Magenetotellurik
2. Peta Anomali Bouguer Lengka Gunung Talang
3. Peta Geologi Lembar Solok dengan skala 1:250.000
4. Peta Administrasi Provinsi Sumatera Barat
5. Peta administrasi Kabupaten Solok
6. Peta DEM srtm area 56_12, area 57_12, area 57_13
7. Seperangkat PC dengan Software Global Mapper13, Surfer12, Google
Map, Oasis Montaj 8.3.3., ArcGis 10.1
47
C. Diagram Alir
Tahapan kegiatan dalam penelitian ini ditunjukkan pada gambar di bawah ini.
Gambar 16. Diagram Alir Penelitian
Mulai
DataMT
Digitasi3D modelling
Anomali BouguerRegional & Residual
Kontur ABLForwardmodeling
SVD
Analisis
Selesai
Peta anomaliBouguer
Model 3D
Slicing model MT,Geologi, DEM
Analisis spektral &moving average
Model tentatifsistem panasbumi
48
D. Pengolahan Data
Dalam penelitian ini menggunakan dua data berupa data Manetotellurik (MT)
dan data gayaberat dengan prosedur sebagai berikut:
1. Magnetorellurik (MT)
Data MT yang digunakan dalam penelitian ini adalah data sekunder hasil
digitasi pada daerah Bukit Kili-Gunung Talang sehingga telah diperoleh
lokasi digitasi (x,y,z) terhadap besar resistivitasnya. Data tersebut
kemudian dibuka dalam software Oasis Montaj 8.3.3 dalam bentuk voxel
atau 3D. Tampilan distribusi resistivitas ini dianggap benar dengan melalui
pengolahan kurva MT dan koreksi yang baik sebelumnya. Seperti pada
umumnya data ini digunakan untuk menerjemahkan keberadaan reservoir
dan batuan penudung sekaligus sebagai pembanding dalam pemodelan
forward gayaberat. Oleh karena itu hasil model 3D MT perlu disayat
berdasarkan target, beberapa sayatan dilakukan untuk mensinkronkan
keberadaan struktur panasbumi dan lokasi keberadaan manifestasi yang
muncul di permukaan.
2. Gayaberat
Seperti halnya dengan data MT pada data gayaberat dalam penelitian ini
juga adalah data sekunder hasil digitasi peta anomali bouguer daerah G.
Talang. Anomali bouguer dianggap telah melalui pengolahan yang baik
sebelumnya berdasarkan koreksi-koreksi yang seharusnya dilakukan.
Dengan hasil digitasi anomali buguer yang cukup baik, telah terlihat
49
struktur dari kemunculan anomali rendah dan tinggi yang ada, namun tetap
perlu dilakukan beberapa pengolahan berikutnya berupa penentuan anomali
regional dengan low pass filter dan penentuan anomali residual dengan
hight pass filter. Hasil dari anomali regional dan residual ini dapat
menunjukkan persebaran jenis batuan pada kedalaman tertentu. Adapun
truktur patahan diidentifikasikan dengan melakukan proses SVD (Second
Vertical Derivative) sedangkan arahnya ditunjukkan dari hasil gradient
yang pada penelitian ini dilakukan pada dua arah yaitu North East dan
North West. Selanjutnya pada lain proses dilakukan forward modeling dari
anomali bouguer sebanyak tiga sayatan yang kemudian disinkronkan
dengan data model 3D MT.
98
BAB VI. KESIMPULAN DAN SARAN
A. Kesimpulan
Simpulan yang dapat ditarik dari penelitian ini antara lain:
1. Anomali Bouguer Pabum G. Talang mempunyai 199,5 - 232,5 mGal dengan
anomali tinggi pada bagian NE dan SW, sedangkan anomali rendah berada di
tengah daerah penelitian berarah NW-SE.
2. Dari hasil analisis SVD anomali Bouguer dan SVD regional menunjukkan
bahwa struktur patahan berarah NW-SE berkorelasi dengan munculnya
manifestasi panasbumi G. Talang dan Bk. Kili
3. Tahanan jenis rendah (kurang dari atau sama dengan 20 ohmmeter) yang
diinterpretasikan sebagai batuan penudung ini tersebar dari mulai kedalaman
500 m hingga 1500 m dari permukaan.
4. Reservoir panas bumi diperkirakan berada di bawah batuan penudung yang
memiliki tahanan jenis pada kisaran 20 sampai 100 Ωm, terdapat di bagian
selatan yaitu di daerah Gunung Talang. Puncak dari reservoir ini berada pada
kedalaman sekitar 1500 meter dari permukaan dan semakin mendalam ke arah
Utara yang dapat mencapai kedalaman sekitar 2500 meter.
99
B. Saran
Perlu dilakukan pengukuran gayaberat lebih lanjut pada area yang lebih luas
khususnya di sebelah Utara untuk mengetahui lebih detail pada struktur kaldera di
daerah Bukit Kili dan untuk analisis metode MT dapat lebih diperdalam sehingga
memperoleh lokasi titik bor.
DAFTAR PUSTAKA
Agung, L., 2009, Pemodelan Sistem Geothermal Dengan Menggunakan MetodeMagnetotellurik Di Daerah Tawu, Sabah, Malaysia. UniversitasIndonesia, Jakarta
Amriyah, Q. 2012. Pemodelan Data Magnetotellurik Multidimensi UntukMendelineasi System Geothermal Daerah Tawau, Malaysia. Depok:Universitas Indonesia
Andórson, S., D´Amore, F., dan Gerardo J, 2000, Isotopic and chemical
techniques in geothermal exploration (ed. S. Arnórsson). Vienna,
International Atomic Energy Agency. 351p.
Aulia, M. Z., 2014. Karakterisasi Sistem Panasbumi “TP” Dengan Analisis DataGeokimia Dan Model Magnetotellurik Untuk Menentukan Lokasi TitikBor Eksplorasi. Bandar Lampung: Universitas Lampung.
Baranwal V. C., Franke A., Borner R. U., Spitzer K., dan Sharma S. P., 2010, 2DInversion for Plane Wave EM Methods Using an Adaptive UnstructuredGrid Finite Element Approach: Formulation, Calculation ofSensitivities adan First Result, Springer.
Blakely, R. J., 1995. Potential Theory in Gravity and Magnetic Applications.Cambridge University Press. Cambridge.
Cumming, W. 2009. Geothermal resource conceptual models using surfaceexploration data. In Proceedings of the Thirty-Fourth Workshop onGeothermal Reservoir Engineering, Cali-fornia, U.S.A. StanfordUniversity.
Daud, Y. 1995. Resistivity and Gravity Study of the Ulubelu Geothermal Area,South Lampung, Indonesia. Unpublished Geothermal Project ReportNo.95.07, Geothermal Institute, University of Auckland, New Zealand.
Haerudin, N. 2016. Model Sistem Panas Bumi Rajabasa Dengan MenggunakanMetode Geofisika Terpadu dan Metode Geokimia Radon. Yogyakarta:Universitas Gajah Mada
Hochstein, M.P. dan Browne, P.R.L., 2000, Surface Manifestation of GeothermalSystems with Volcanic Heat Sources. In Encyclopedia of Volcanoes,H.Sigurdsson, B.F. Houghton, S.R. McNutt, H. Rymer dan J. Stix(eds.), Academic Press.
Hochstein, M.P. dan Soengkono, S., 1994, Geophysical Rock Parameters (1),Lecture Notes, 3rd edition. Geothermal Institute, The University ofAuckland.
Hochstein, M. P. dan Sudarman, S. 1993. Geothermal resources of Sumatra.Geothermics, 22:181–200.
Johnston, J.M., Pellerin, L., dan Hohmann, G.W. 1992. Evaluation ofElectromagnetic Methods for Geothermal Reservoir Detection.Geothermal Resources Council Transactions, Vol. 16. pp 241 – 245.
Kholid, M., dan Marpaung, H., 2011. Survei Magnetotellurik Daerah Panas BumiBukit Kili – Gunung Talang, Kabupaten Solok, Sumatera Barat.Proseding Hasil Kegiatan Pusat Sumber Daya Geologi Tahun 2011.
Longman, I. M., 1959. Formulas of Computing The Tidal Accelerations due toThe Moon and The Sun. Jurnal of Geophysyca Research 64: 2351-255
Makhrani. 2010. Delineasi Model Tentatif Sistem Geothermal dan InterpretasiKomprehensif Berdasarkan Analisis Geofisika, Geokimia dan Geologi.Makasar: Universitas Hasanudin
Mardyancilatia, M.D., 2014. Identifikasi Keberadaan Sistem Panas BumiMenggunakan Data Magnetotelurik Di Daerah Prospek Panas BumiBukit Kili-Gunung Talang Sumatera Barat. Yogyakarta: UniversitasGajah Mada
Mulwa, J., Barongo, J., Fairhead, D., Mariita, N., dan Patel, J., 2010, IntegratedGeophysical Study of Lake Bogoria Basin, Kenya: Implicationsfor Geothermal Energy Prospecting, Proceedings World GeothermalCongress 2010, Bali, Indonesia, 25-29 April 2010.
Munandar, A., Suharto, E., Kusnadi, D., Idral, A., dan Solaviah, M., 2003.Penyelidikan Terpadu Daerah Panas Bumi Gunung Talang Kabupaten
Solok – Sumatera Barat. Kolokium Hasil Kegiatan InventarisasiSumber Daya Mineral – DIM, TA. 2003.
Niasari, S.W. 2015. Magnetotelluric Investigation of the Sipoholon GeothermalField, Indonesia. Berlin: Freien Universität Berlin
Nidya, F. 2011. Analisis Karakteristik Panasbumi Daerah Outflow GunungArjuno-Welirang Berdasarkan Data Geologi, Geokimia, Dan Geofisika(3g). Bandar Lampung: Universitas Lampung.
Oktobiyanti, R. 2009. Pemodelan Sistem Geothermal Daerah SibayakMenggunakan Data Magnetotellurik dan Gravitasi. Depok: UniversitasIndonesia.
Simpson, F. dan Bahr, K. 2005. Practical Magnetotellurics. Cambridge UniversityPress.
Telford, W. M., Goldrat, L. P., dan Sheriff, R. P., 1990. Applied Geophysics 2nd
ed. Cambridge University Press. Cambridge.
Unsworth, M. 2008. Lecture Notes. Geophysics 424.
Virgantoro, T. 2011. Metode Magnetotelluric (MT) Untuk Eksplorasi PanasbumiDaerah Lili, Sulawesi Barat dengan Data Pendukung MetodeGravitasi. Depok: Universitas Indonesia.
Vrolijk, P. (1990). On the mechanical role of smectite in subduction zones.Geology, 18:703–707.
Wulandari, J.C., Eddy, Z., Gaffar, Zulaikah, S., dan Nugroho A.P., 2007.Penentuan Struktur Litologi Daerah Panasbumi ProbolinggoMenggunakan Metode Magnetotelurik (MT). Malang: Universitas NegriMalang