METODE GEOMAGNETIK

METODE GEOMAGNETIK

Metode geomagnetik didasarkan pada sifat kemagnetan (kerentanan magnet)

batuan, yaitu kandungan magnetiknya sehingga efektifitas metode ini bergantung kepada kontras magnetik di bawah permukaan. Di daerah panas bumi, larutan hidrotermal dapat menimbulkan perubahan sifat kemagnetanbatuan, dengan kata lain kemagnetan batuan akan menjadi turun atau hilang akibat panas yang ditimbulkan. Karena panas terlibat dalam alterasi hidrotermal, maka tujuan dari survei magnetik pada daerah panas bumi adalah untuk melokalisir daerah anomaly magnetik rendah yang diduga berkaitan erat dengan manifestasi panas bumi.

Pengertian umum medan magnet bumi adalah medan atau daerah dimana dapat dideteksi distribusi  gaya magnet  (BROOKE,  1966,  Champman  dan  Barttels,  1940).  Pada tahun  1839

Gauss pertama kali melakukan analisa harmonik dari medan magnet bumi untuk mengamati sifat-sifatnya.  Analisa  selanjutnya  yang  dilakukan  oleh  para  ahli  mengacu  pada  kesimpulan umum yang dibuat oleh Gauss yaitu :

·    Intensitas medan magnet bumi hampir seluruhnya dari dalam bumi

·     Medan  yang teramati di permukaan bumi dapat didekati dengan persamaan harmonik yang pertama berhubungan dengan potensial dua kutub di pusat bumi. Dua kutub Gauss ini mempunyai kemiringan (menyimpang) kira-kira 11,50 terhadap sumbu geografis.

Komponen  medan  magnet yang berasal dari dalam  medan bumi merupakan  efek yang timbul karena sifat inti bumi yang cair memungkinkan adanya gerak relatif antara kulit bumi dengan inti bumi yang sering disebut dengan efek dynamo.

Variasi medan magnet yang hanya beberapa persen dari harganya yang timbul oleh aliran arus di ionosfer yang menghasilkan medan magnet, dengan demikian induksi arus listrik alam mengurangi komponen horisontal yang tergantung pada sifat kelistrikan kerak dan mantel bumi (Brooke, 1966). Arus ionosfer pada prinsipnya berasal dari :

·     Fluktuasi harian sinar matahari dan pasang surut bulan yang menyebabkan bergeraknya elektron bebas.

·     Variasi transien yang dihasilkan oleh aktivitas matahari, aliran partikel terionisasi yang berasal dari emisi gas hydrogen dari matahari ditahan dynamo ionosfer dan akibatnya menganggu medan magnet bumi (Oxford, 1965; Akasofu dan Champman, 1961).

A.    Suseptibilitas Batuan dan Mineral

Tingkat suatu benda magnetik untuk mampu dimagnetisasi ditentukan oleh suspebilitas  kemagnetan atau K, dituliskan sebagai :

I = k H 

Besaran yang tidak berdimensi ini merupakan parameter dasar yang dipergunakan dalam metode magnetik. Harga k pada batuan semakin besar apabila dalam batuan tersebut semakin  banyak dijumpai banyak mineral – mineral yang bersifat magnetik.

Faktor yang mempengaruhi harga suspebilitas batuan adalah :

v  Jenis batuan

v  Komposisi batuan

Benda magnet apabila berada dalam medan luar akan memiliki kutub  kutub sendiri yang umumnya mengarah kearah yang sama dengan medan, sehingga akan dihasilkan suatu  medan baru. Medan tambahan ini apabila dihubungkan dengan intensitas magnetisasi adalah  induksi magnetik (B).Didefinisikan sebagai medan total dalam benda :            

Berdasarkan harga kerentanan magnet, k bahan dapat dibedakan sebagai berikut :

v  Diamagnetik, yaitu mempunyai harga k yang lebih kecil dan negatif.

contoh : air, Hg, Cu, dll.

v  Paramagnetik, yaitu mempunyai harga k yang kecil dan positif.

contoh : Pt, AlO₂ dll. 

v Ferromagnetik, yaitu bahan paramagnetik yang mempunyai harga k besar sekali ( sampai 10 kali harga k bahan paramagnetik ).

contoh : jenis – jenis logam.

B.     Konsep Dasar Metode Magnetik

v  Gaya Magnetik

Dasar dari metode Magnetik adalah gaya columb yang dapat di rumuskan sebagai berikut

Dimana

F              = gaya coloumb dalam newton

M_{1 dam} m₂ = kuat kutub magnet dalam ampere meter

r               = jarak kedua kutub

µ_o                 = permeabilitas

(Telford, 1979)

v  Kuat Medan Magnet

Kuat medan magnet ialah besarnya medan magnet pada suatu titik dalam ruang yang timbul sebagai akibat kutub m yang berada sejauh r dari titik tersebut. Kuat medan H didefinisikan sebagai gaya pada satu satuan kutub :

Satuan H S1 adalah weber / m tesla ( 1 tesla = 10⁹ gamma)

v  Momen magnetic

Bila dua kutub magnet yang berlawanan mempunyai kuat kutub magnet +p dan –p,  keduanya terletak dalam jarak I, maka momen magnetik M dapat ditulis sebagai :

Dengan M adalah vector dlam arah unit vector r₁ dari kutub negatif ke kutub positif

v  Intensitas Kemagnetan

Suatu benda magnet yang terletak di dalam medan magnet luar menjadi termagnetisasi karena induksi. Intensitas magnetisasi itu berbanding lurus dengan kuat medan dan arahnya  searah dengan medan tersebut. Intensitas magnetisasi didefinisikan sebagai magnet per satuan

volume, yaitu :

Secara praktis magnetisasi akibat induksi ini kebanyakan meluruskan dipole- dipole  material magnet, sehigga sering disebut sebagai polarisasi magnet. Bila besarnya konstan dan  arahnya sama, maka dikatakan benda termagnetisasi secara uniform.

v  Induksi magnetic

Bila benda magnetik diletakkan dalam medan magnet luar H, kutub-kutub internalnya akan  menyearahkan diri dengan H dan terbentuk suatu medan magnet baru yang besarnya adalah :

            Medan magnet totalnya disebut dengan induksi magnet B dan ditulis sebagai :

                        Dengan mr = 1+ pk dan disebut sebagai permeabilitas relatif dari suatu benda magnetik.  Satuan B dalam emu adalah gauss, sedangkan dalam geofisika eksplorasi dipakai satuan gamma (g), dengan 1 g = 10-5 gauss = 1 nT.

v  Potensial Magnetostatik

Potensial magnetostatik didefenisikan sebagai tenaga yang diperlukan untuk memindahkan  satu satuan kutub magnet dari titik tak terhingga ke suatu titik tertentu dan dapat ditulis sebagai.    

Untuk benda tiga dimensi, material di dalamnya memberikan sumbangan momen magnetik  per satuan volume M(r). Jadi potensialnya merupakan hasil integral sumbangan momen  dwikutub per satuan volume

dan dapat ditulis sebagai :     

Dan medan magnet benda sebagai penyebab timbulnya anomali, dapat ditulis sebagai:

v  Medan magnet Bumi

                Bumi berlaku seperti sebuah magnet sferis yang sangat besar dengan suatu medan magnet yang mengelilinginya. Medan itu dihasilkan oleh suatu dipole magnet yang terletak pada pusat bumi. Sumbu dipole ini bergeser sekitar 11o dari sumbu rotasi bumi, yang berarti kutub utara geografis bumi tidak terletak pada tempat yang sama dengan kutub selatan magnetik bumi. Menurut IGRF (2000), melalui perhitungan posisi simetris dimana dipole magnetik memotong permukaan bumi, letak kutub utara magnet bumi adalah 79,3 N, 71,5 W dan 79,3 S , 108,5 E

untuk kutub selatan. 

                Medan magnet bumi terkarakterisasi oleh parameter fisis yang dapat diukur yaitu arah dan intensitas kemagnetannya. Parameter  fisis itu adalah deklinasi magnetik D, intensitas horisontal H dan intensitas vertikal Z. Dari elemen-elemen ini, semua parameter medan magnet lainnya

dapat dihitung.

                 Parameter yang menggambarkan arah medan magnetik adalah deklinasi D (sudut antara utara magnetik dan utara geografis) dan inklinasi I (sudut antara bidang horisontal dan vektor medan total), yang diukur dalam derajat. Intensitas medan magnetik total F digambarkan dengan  komponen horisontal  H, komponen vertikal Z dan komponen horisontal kearah utara X dan kearah timur Y.  Intensitas  medan magnetik bumi secara kasar antara 25.000 – 65.000 nT. Untuk Indonesia, wilayah yang terletak di utara ekuator mempunyai intensitas ± 40.000 nT, sedangkan yang di selatan ekuator  ± 45.000

Sehingga

           

                        F₀ ² =  H²  + Z² = X² + Y² + Z²

            Di mana :

            H = Fo cos  I               Z = Fo sin I

X = H cos D                tan I = Z/ H

Y = H sin D                tan D = Y / X

                        Medan magnet utama bumi berubah terhadap waktu sehingga untuk menyeragamkan nilainilai medan utama bumi dibuat standar nilai yang disebut dengan International Geomagnetics Reference Field (IGRF) yang diperbaharui tiap 5 tahun sekali. Nilai IGRF tersebut diperoleh dari hasil pengukuran rata-rata pada daerah luasan sekitar 1 juta Km yang dilakukan dalam waktu satu tahun. Medan magnet bumi terdiri dari tiga bagian, yaitu :

·         Medan utama (Main field)

Pengaruh medan utama magnet bumi ± 99 % dan variasinya terhadap waktu sangat lambat dan kecil.

·         Medan luar (External field)

      Pengaruh medan luar berasal dari pengaruh luar bumi (aktifitas matahari, badai magnetik) yang merupakan hasil dari ionisasi di atmosfer yang ditimbulkan oleh sinar ultraviolet dari matahari. Karena sumber luar ini berhubungan dengan arus listrik yang mengalir dalam lapisan terionisasi di atmosfer, maka perubahan medan ini terhadap waktu jauh lebih cepat. Beberapa sumber medan luaar antara lain :

§  Perubahan konduktivitas listrik lapisan atmosfer dengan siklus 11 tahun,

§  Variasi harian dengan periode 24 jam yang berhubungan dengan pasang surut matahari dan mempunyai jangkauan 30 nT,

§  Variasi harian dengan periode 25 jam yang berhubungan dengan pasang surut bulan dan mempunyai jangkauan 2 nT,

§  Badai magnetik yang bersifat acak dan mempunyai jangkauan sampai dengan 1.000 nT

·      Anomali Medan Magnetik

Variasi medan magnet yang terukur di permukaan bumi merupakan target dari survey magnetik (anomali magnetik). Besar anomali magnetik berkisar ratusan sampai ribuan nano-tesla, tapi ada juga yang > 100.000 nT yang berupa endapan magnetik. Secara garis besar anomali ini disebabkan oleh madan magnetik remanen dan medan magnetik induksi. Anomali yang diperoleh dari survey merupakan hasil gabungan dari keduanya, bila arah medan magnet remanen sama dengan arah medan magnet induksi maka anomalinya bertambah besar, demikian pula sebaliknya. Jika anomali medan magnetiknya < 25 % medan magnet utama bumi maka efek medan remanennya dapat diabaikan. Adanya anomali medan magnetik menyebabkan perubahan dalam medan magnet total bumi dan dapat dituliskan sebagai :

HT = H m + HA

 

                 Dengan H_T = medan magnet total bumi, M H = medan magnet utama bumi dan A H = medan anomali magnetik. Bila besar A H < T H dan arah T H hampr sama dengan arah T H maka anomali magnetik totalnya adalah 

Dimana : obs T = medan magnet total terukur, IGRF T = medan magnet teoritis berdasarkan  IGRF dan vn T = koreksi medan magnet akibat variasi harian.

v  Magnetisasi Batuan

Apabila suatu batuan didalamnya mengandung mineral magnet berada dalam medan magnet bumi, maka akan timbul medan magnet baru dalam benda (induksi) yang menghasilkan anomaly magnet. Oleh sebab itu medan magnet normal bumi akan mengalami gangguan yang disebabkan oleh anomaly magnet sebagai hasil magnetisasi batuan

1.         Medan Magnet

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

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. Pengaruh medan utama magnet bumi ± 99% yang disebabkan karena bumi itu sendiri merupakan magnet yang sangat besar dan variasinya terhadap waktu sangat lambat dan kecil. 

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  batuan yang mengandung mineral bermagnet seperti magnetite (87 SF e ), titanomagnetite ( 4 2 O TF i e ) dan lain-lain yang berada di  kerak bumi. 

2.      Akusisi

Dalam akuisisi dat magnetic dapat dilakukan dengan beberapa cara yaitu secara looping, base rover, atau gradient vertikal. Perbedaan dalam beberapa cara tersebut hanaya di tekankan dalam penggunaan instrument dalam pengukuran. 

1. Looping

Pengukuran yang dimulai dari base dan di akhiri di base lagi. Pengukuran looping ini hanya menggunakan satu alat PPM yang menjadi base dan rover. Dimana sekaligus

pengukuran looping ini mencatat nilai variasi harian dan intensitas medan magnet total.

2. Base – Rover

Pengukuran yang menggunakan dua buah alat PPM dimana satu buah untuk pengambilan data base yang penempatan alat PPM tersebut di tempatkan pada tempat yang bebas dari

noise guna mencatat nilai variasi harian dan tetap sedangkan satunya untuk pengambilan

data di lapangan guna mencatat intensitas medan total dari tiap lintasan.

3. Gradien Vertikal

                Untuk pengukuran Gradien vertikal secara pengukuran sama dapat dilakuakan secara looping atau base-rover, hanya saja perbedaannya pada pemakaian sensor. Jumlah sensor yang di gunakan 2  buah sensor. Biasanya untuk pemetaan medan magnet total dan variasi gradient vertikal medan magnet.

                 Untuk pengukuran geomagnetic itu sendiri yang secara valid, umum, standar dalam pengukuranya yaitu menggunakan base-rover. Sedangkan untuk looping dan gradient vertikal  jarang di gunakan dalam pengukuran secara umum . Gradien vertikal juga hanya di gunakan

pengukuran untuk mengetahui batas litologi suatu lapangan saja.

Metode Pengukuran Data Geomagnetik

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) :

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

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

3.     Sarana transportasi

4.     Buku kerja, untuk mencatat data-data selama pengambilan data

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

Pengukuran data medan magnetik di lapangan dilakukan menggunakan peralatan PPM, yang merupakan portable magnetometer. Data yang dicatat selama proses pengukuran adalah hari, tanggal, waktu, kuat medan magnetik, kondisi cuaca dan lingkungan.

Dalam melakukan akuisisi data magnetik yang pertama dilakukan adalah menentukan base station dan membuat station – station pengukuran (usahakan membentuk grid – grid). Ukuran gridnya disesuaikan dengan luasnya lokasi pengukuran, kemudian dilakukan pengukuran medan magnet di station – station pengukuran di setiap lintasan, pada saat yang bersamaan pula dilakukan pengukuran variasi harian di base station.

Pengaksesan Data IGRF

IGRF singkatan dati The International Geomagnetic Reference Field. Merupakan medan acuan geomagnetik intenasional. Pada dasarnya nilai IGRF merupakan nilai kuat medan magnetik utama bumi (H₀). Nilai IGRF termasuk nilai yang ikut terukur pada saat kita melakukan pengukuran medan magnetik di permukaan bumi, yang merupakan komponen paling besar dalam survei geomagnetik, sehingga perlu dilakukan koreksi untuk menghilangkannya. Koreksi nilai IGRF terhadap data medan magnetik hasil pengukuran dilakukan karena nilai yang menjadi terget survei magnetik adalan anomali medan magnetik (ΔH_r0).

Nilai IGRF yang diperoleh dikoreksikan terhadap data kuat medan magnetik total dari hasil pengukuran di setiap stasiun atau titik lokasi pengukuran. Meskipun nilai IGRF tidak menjadi target survei, namun nilai ini bersama-sama dengan nilai sudut inklinasi dan sudut deklinasi sangat diperlukan pada saat memasukkan pemodelan dan interpretasi.

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.

a.     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

ΔH = H_total ± ΔH_harian

b.     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 :

ΔH = H_total ± ΔH_harian ± H₀

Dimana H₀ = IGRF

c.     Koreksi Topografi

Koreksi topografi dilakukan jika pengaruh topografi dalam survei megnetik sangat kuat. Koreksi topografi dalam survei geomagnetik tidak mempunyai aturan yang jelas. Salah satu metode untuk menentukan nilai koreksinya adalah dengan membangun suatu model topografi menggunakan pemodelan beberapa prisma segiempat (Suryanto, 1988). Ketika melakukan pemodelan, nilai suseptibilitas magnetik (k) batuan topografi harus diketahui, sehingga model topografi yang dibuat, menghasilkan nilai anomali medan magnetik (ΔH_top) sesuai dengan fakta. Selanjutnya persamaan koreksinya (setelah dilakukan koreski harian dan IGRF) dapat dituliska sebagai

ΔH = H_total ± ΔH_harian – H₀ – ΔH_top

Setelah semua koreksi dikenakan pada data-data medan magnetik yang terukur dilapangan, maka diperoleh data anomali medan magnetik total di topogafi. Untuk mengetahui pola anomali yang diperoleh, yang akan digunakan sebagai dasar dalam pendugaan model struktur geologi bawah permukaan yang mungkin, maka data anomali harus disajikan dalam bentuk peta kontur. Peta kontur terdiri dari garis-garis kontur yang menghubungkan titik-titik yang memiliki nilai anomali sama, yang diukur dar suatu bidang pembanding tertentu.

Reduksi ke Bidang Data

Untuk mempermudah proses pengolahan dan interpretasi data magnetik, maka data anomali medan magnetik total yang masih tersebar di topografi harus direduksi atau dibawa ke bidang datar. Proses transformasi ini mutlak dilakukan, karena proses pengolahan data berikutnya mensyaratkan input anomali medan magnetik yang terdistribusi pada biang datar. Beberapa teknik untuk mentransformasi data anomali medan magnetik ke bidang datar, antara lain : teknik sumber ekivalen (equivalent source), lapisan ekivalen (equivalent layer) dan pendekatan deret Taylor (Taylor series approximaion), dimana setiap teknik mempunyai kelebihan dan kekurangan (Blakely, 1995).

Pengangkatan ke Atas

Pengangkatan ke atas atau upward continuation merupakan proses transformasi data medan potensial dari suatu bidang datar ke bidang datar lainnya yang lebih tinggi. Pada pengolahan data geomagnetik, proses ini dapat berfungsi sebagai filter tapis rendah, yaitu unutk menghilangkan suatu mereduksi efek magnetik lokal yang berasal dari berbagai sumber benda magnetik yang tersebar di permukaan topografi yang tidak terkait dengan survei. Proses pengangkatan tidak boleh terlalu tinggi, karena ini dapat mereduksi anomali magnetik lokal yang bersumber dari benda magnetik atau struktur geologi yang menjadi target survei magnetik ini.

Koreksi Efek Regional

Dalam banyak kasus, data anomali medan magnetik yang menjadi target survei selalu bersuperposisi atau bercampur dengan anomali magnetik lain yang berasal dari sumber yang sangat dalam dan luas di bawah permukaan bumi. Anomali magnetik ini disebut sebagai anomali magnetik regional (Breiner, 1973). Untuk menginterpretasi anomali medan magnetik yang menjadi target survei, maka dilakukan koreksi efek regional, yang bertujuan untuk menghilangkan efek anomali magnetik regioanl dari data anomali medan magnetik hasil pengukuran.

Salah satu metode yang dapat digunakan  untuk memperoleh anomali regional adalah pengangakatan ke atas hingga pada ketinggian-ketinggian tertentu, dimana peta kontur anomali yang dihasilkan sudah cenderung tetap dan tidak mengalami perubahan pola lagi ketika dilakukan pengangkatan yang lebih tinggi.

Interpretasi Data Geomagnetk

Secara umum interpretasi data geomagnetik terbagi menjadi dua, yaitu interpretasi kualitatif dan kuantitatif. Interpretasi kualitatif didasarkan pada pola kontur anomali medan magnetik yang bersumber dari distribusi benda-benda termagnetisasi atau struktur geologi bawah permukaan bumi. Selanjutnya pola anomali medan magnetik yang dihasilkan ditafsirkan berdasarkan informasi geologi setempat dalam bentuk distribusi benda magnetik atau struktur geologi, yang dijadikan dasar pendugaan terhadap keadaan geologi yang sebenarnya.

Interpretasi kuantitatif bertujuan untuk menentukan bentuk atau model dan kedalaman benda anomali atau strukutr geologi melalui pemodelan matematis. Untuk melakukan interpretasi kuantitatif, ada beberapa cara dimana antara satu dengan lainnya mungkin berbeda, tergantung dari bentuk anomali yang diperoleh, sasaran yang dicapai dan ketelitian hasil pengukuran.