LAPORAN METODE

PRAKTIKUM GEOFISIKA I

METODE GRAVITY

Nama : Oktya Weddy A NPM : 140710120008Hari, Tanggal Praktikum : Rabu, 29 Oktober 2014Waktu : 10.00 – 14.30 WIBAsisten Praktikum : Arif Ramos Parulian

Salim Muhammad

Anindito Bayhaqie

LABORATORIUM GEOFISIKA

PROGRAM STUDI GEOFISIKA

FAKULTAS MATEMATIKA DAN ILMU PENGETAHUAN ALAM

UNIVERSITAS PADJADJARAN

2014

LEMBAR PENGESAHAN

LAPORAN METODE

PRAKTIKUM GEOFISIKA I

METODE GRAVITY

Nama : Oktya Weddy A NPM : 140710120008Hari, Tanggal Praktikum : Rabu, 29 Oktober 2014Waktu : 10.00 – 14.30 WIBAsisten Praktikum : Arif Ramos Parulian

Salim Muhammad

Anindito Bayhaqie

Jatinangor, 29 Oktober 2014

( )

Presentasi Laporan

Intisari

Bumi memiliki 3 lapisan utama, yaitu kerak, mantel, dan inti bumi,

dimana masing-masing lapisan utama tersebut terbagi lagi atas beberapa

sublapisan. Kerak memiliki subkerak yaitu kerak benua dan kerak samudera.

Kedua kerak ini memiliki perbedaan densitas massa yang berbeda dan

berpengaruh terhadap nilai gravitasi. Perbedaan ini menghasilkan variasi nilai

percepatan gravitasi (anomaly gravitasi). Percepatan gravitasi merupakan

medan yang terjadi antara dua massa yang saling berinteraksi.

Metode gravity merupakan salah satu metode geofisika yang bersifat pasif

(memanfaatkan sumber yang alami). Metode ini memanfaatkan variasi densitas

yang terdistribusi dalam lapisan tanah. Setiap batuan/material mempunyai besar

densitas yang berbeda-beda dan dapat mempengaruhi variasi medan gravitasi

bumi, sehingga terjadi anomaly gravitasi.

Alat untuk mengukur medan gravitasi tersebut adalah gravimeter. Alat ini

bekerja berdasarkan hukum Newton dan hukum Hooke, yaitu beban yang

digantung pada pegas. Sebelum digunakan, alat harus dikalibrasi terlebih dahulu.

Hal ini dikarenakan keadaan komponen alat tersebut setiap saat dapat berubah dari

keadaan awal karena pengaruh selama transportasi misalnya.

Pemrosesan data gravity yang sering disebut juga dengan reduksi data

gravity, secara umum dapat dipisahkan menjadi dua macam, yaitu proses dasar

dan proses lanjutan. Proses dasar mencakup seluruh proses berawal dari nilai

pembacaan alat lapangan sampai diperoleh konversi pembacaan gravity meter ke

nilai miligal (mgal), koreksi apungan, koreksi pasang surut, koreksi lintang,

koreksi udara bebas, koreksi bouguer dan koreksi medan. Sedangkan proses

lanjutan adalah memisahkan complete bouguer anomaly gravity menjadi anomali

regional dan residual. Anomali regional adalah anomali yang cakupannya luas dan

dalam sedangkan anomali residual adalah anomali yang lebih sempit dan dangkal.

Pemisahan ini berguna untuk memudahkan mencari informasi yang dibutuhkan

serta interpretasi nantinya.

BAB I

PENDAHULUAN

I.1 Tujuan

1. Memahami bagian-bagian alat gravimeter.

2. Mampu mengoperasikan alat gravimeter.

3. Dapat melakukan pembacaan alat gravimeter.

4. Untuk menera kembali koefisien pegas yang berubah sehingga

mengakibatkan perubahan skala.

5. Menentukan harga CCF (Correction Calibration Factor).

6. Memahami teknik akuisisi data.

7. Memahami cara melakukan konversi pembacaan dalam mgal dari data

bacaan gravimeter.

8. Memahami dan dapat menghitung koreksi drift, koreksi udara bebas,

koreksi Boguer, dan menentukan koreksi pasut dengan cara interpolasi

linear dan tabel pasut.

9. Memahami cara menentukan koreksi medan inner zone dengan metode

Robins-Oliver dan metode Hammer serta menentukan koreksi medan outer

zone dengan menggunakan Hammer Chart.

10. Memahami dan dapat menghitung nilai gravitasi pengamatan (gobs) dan

menghitung gravitasi normal (gn) dengan menggunakan beberapa rumus

formula gravitasi normal.

11. Memahami dan dapat menghitung anomali gravitasi dan anomali Bouguer.

12. Dapat menentukan harga rapat massa rata-rata dengan menggunakan metode

Nettleton dan Parasnis.

13. Memahami cara melakukan pemisahan anomali regional dan residual

dengan menggunakan metode analitik (second vertical derivative, moving

average, griffin) dan metode grafis.

14. Memahami cara melakukan interpretasi kualitatif dan interpretasi kuantitatif

sederhana dengan metode ke depan (interpretasi tak langsung)

I.2 Alat

1. Gravimeter La Coste Romberg, sebagai alat untuk mengukur nilai gravitasi

2. Barometer/Altimeter, sebagai alat untuk mengukur elevasi

3. Arloji, sebagai alat untuk acuan waktu

4. Global Positioning System (GPS), sebagai alat acuan posisi dan koordinat.

5. Tabel harga pasang surut, sebagai acuan dalam koreksi pasang surut.

6. Data pengukuran gravity, sebagai data yang akan diolah.

7. Tabel konversi pembacaan dalam mgal sebagai panduan pengkonversian

8. Peta rupa bumi Bakosurtanal / peta topografi, sebagai acuan topografi.

9. Kertas Milimeter Blok untuk membuat grafik pasang surut.

10. Data Anomali Bouguer, sebagai data yang akan diolah lebih lanjut.

11. Peta Anomali Bouguer, sebagai peta acuan yang akan diolah lebih lanjut.

12. Peta Anomali Residual, sebagai peta acuan yang akan diinterpretasi.

13. Kalkulator dan alat tulis, sebagai alat bantu dalam pengolahan data.

BAB II

TINJAUAN PUSTAKA

II.1 Pendahuluan

Didalam penyelidikan geofisika, gaya berat merupakan salah satu metode

penyelidikan yang berlandaskan hukum fisika yang terkenal yaitu hukum Newton.

Metode penyelidikan ini berdasarkan pengukuran kepada adanya perbedaan kecil

dari medan gaya berat. Perbedaan ini disebabkan karena adanya distribusi massa

yang tidak merata di kerak bumi dan menyebabkan tidak meratanya distribusi

massa jenis batuan. Adanya perbedaan massa jenis batuan dari satu tempat dengan

tempat lain ini menimbulkan medan gaya berat yang tidak merata pula dan

perbedaan inilah yang terukur di permukaan bumi.

Jadi dengan penyelidikan gaya berat di permukaan bumi diharapkan untul

dapat menafsirkan bentuk benda bawah permukaan (geology subsurface) yang

mana di dalam dunia eksplorasi perminyakan sangat penting. Dengan mengetahui

struktur geologi di bawah permukaan kita dapat menafsirkan kira-kira dimana

akan terkumpulnya hidro karbon. Di Indonesia bahkan di dunia hampir 80% lebih

hidrokarbon terperangkap dalam perangkap struktur, selebihnya dalam perangkat

bentuk lain misalnya perangkap stratigrafi, lensa, dan sebagainya. Karena

perbedaan medan gaya berat di suatu tempat dengan tempat lain relatif kecil,

maka diperlukan suatu alat ukur yang cukup peka untuk mengukur perbedaan

tersebut, maka dibuatlah gravimeter, antara lain gravimeter Worden, gravimeter

La Coste-Romberg, dan sebagainya.

Di dalam penyelidikan gaya berat ini kita harus mereduksi hasil pengamatan

kita dengan koreksi-koreksi yaitu koreksi apungan (drift correction), koreksi

tutupan (closure correction), koreksi lintang, koreksi udara bebas, koreksi

Bouguer, koreksi pasang surut (tidal correction), koreksi medan (terrain

correction), koreksi isostasi sampai kita dapatkan Bouguer anomali. Anomali

Bouguer ini ditimbulkan oleh adanya medan gaya berat regional dan medan gaya

berat lokal. Dari anomali Bouguer ini, dapat ditafsirkan bentuk struktur geologi

permukaan antara lain adanya sinklinal-sinklinal, antiklinal-antiklinal, patahan-

patahan dan sebagainya.

Untuk keperluan penafsiran lebih lanjut perlu diadakan proses pemisahan

anomali lokal dari anomali regional. Proses pemisahan ini dapat dilakukan mulai

dari cara yang sangat sederhana sampai cara yang sangat kompleks, yaitu antara

lain dengan menggunakan metode smoothing, metode rata-rata dari Griffin,

metode turunan kedua vertikal dengan menggunakan transformasi Fourier,

metode turunan kedua vertikal pendekatan, metode konvolusi dua dimensi,

metode filter frekuensi, metode surface fitting, metode upward downward

contimation, dan sebagainya. Proses pemisahan ini dapat digolongkan pola

interpretasi kualitatif. Untuk keperluan penentuan kedalaman suatu lapisan,

kontrast densitas batuan dan sebagainya diperlukan interpretasi kuantitatif. Di

dalam interpretasi kuantitatif ini dikerjakan dua cara yaitu cara langsung (direct

interpretation method) yaitu dengan mengetahui anomali lokalnya dan densitas

rata-rata kita dapat langsung menghitung kedalamannya tetapi karena sifat

interpretasi ini tidak unik, hal ini disebabkan karena sifat ambiguities dari medan

gaya berat, maka dipakai cara tidak langsung (indirect interpretation). Metode-

metode yang dipakai secara tidak langsung ini antara lain metode dot charts dari

Morgan dan metode poligon dari Talwani.

II.2 Pengenalan Alat (Gravimeter)

Dalam pengukuran gaya berat diperlukan peralatan dengan ketelitian yag

cukup tinggi yaitu bisa mengukur adanya perbedaan percepatan gaya berat lebih

kecil dari 0.1 mgal. Berdasarkan sifat-sifat fisikanya, ada 3 macam metode yang

digunakan di dalam penyelidikan geofisika yaitu torsion balance, pendulum dan

gravimeter. Tapi yang akan dibahas hanya gravimeter saja.

Titik ukur gravitasi di lapangan tidak tetap, berpindah dari suatu tempat

(titik) ke tempat lain. Oleh karena itu diperlukan alat yang mudah dibawa, mudah

dioperasikan, tidak mudah rusak atau berubah settingnya dalam perjalanan, dan

mempunyai ketelitian baik sesuai dengan penggunaannya. Pengukuran dengan

metode benda jatuh bebas tentu tidak mungkin digunakan. Para pakar telah

merancang alat pengukuran gravitasi di lapangan yang disebut gravitymeter atau

gravimeter. Pada dasarnya alat ini bekerja berdasarkan benda yang digantungkan

pada per (pegas).

Salah satu contoh gravimeter adalah La Coste Romberg. Dalam

klasifikasinya, La Coste Romberg ini termasuk dalam tipe zero length spring,

disamping tipe-tipe lainnya yaitu weight on spring (Gulf gravimeter dan Atlas

gravimeter). Macam lain dari tipe zero length spring ini antara lain : Frost,

Magnolia, dan North Americana Gravimeter.

La Coste Romberg gravimeter ini mempunyai pembacaan dari 0 sampai 700

mgal, dengan ketelitian 0.01 mgal dan drift rata-rata kurang dari 1 mgal setiap

bulannya. Untuk operasinya, gravimeter ini memerlukan temperatur yang tetap

(contoh untuk LRG 227 Pertamina pada 51° C), oleh karena itu dilengkapi dengan

termostat untuk menjaga keadaan temperatur supaya tetap. Dengan adanya

termostat ini, maka diperlukan batere 12 volt, disamping untuk pembacaan benang

palang, dan bubble level. Berat gravimeter ini beserta batere dan kotaknya seberat

19 pounds, sedangkan batere charger dan piring levelnya kira-kira 8 pound.

Secara sederhana, mekanisme gravimeter ini, yang berdasarkan atas La

Coste Romberg Seismograph, terdiri dari suatu beban (weight) pada ujung batang,

yang ditahan oleh zero length spring yang berfungsi sebagai spring utama.

Perubahan besarnya gaya tarik bumi akan menyebabkan perubahan kedudukan

beban, dan pengamatan dilakukan dengan pengaturan kembali kedudukan beban

tersebut pada posisi semula (null adjustment). Pengaturan kembali ini dilakukan

dengan memutar measuring screw. Banyaknya pemutaran measuring screw

terlihat pada dial counter, yang berarti besarnya variasi gaya tarik bumi dari suatu

tempat ke tempat lain. Perubahan kedudukan pada ujung batang, disamping

karena adanya variasi gaya tarik bumi, juga disebabkan karena adanya goncangan-

goncangan untuk menghilangkan efek goncangan, maka pada ujung batang yang

lain dipasang shock eliminating spring.

II.3 Kalibrasi Alat dan Teknik Akuisisi Data

Titik ukur gravitasi di lapangan tidak tetap, berpindah dari suatu tempat

(titik) ke tempat lain. Oleh karena itu diperlukan alat yang mudah dibawa, mudah

dioperasikan, dan tidak mudah rusak.

Namun karena faktor usia alat, nilai m/k akan berubah, goncangan dalam

transportasi selama berbulan-bulan, dan faktor lain maka hasil pengukuran alat

(setelah dikonversi dengan tabel konversi dan beberapa koreksi) tidak

menunjukkan nilai sebenarnya. Oleh karena itu alat tersebut perlu di setting ulang.

Ada dua setting yang dapat dilakukan yaitu koreksi faktor dan setting kepekaan

alat. Masalah kedua berkaitan dengan koreksi indikator pembacaan apakah posisi

yang diindikasikannya benar. Pekerjaan ini agak rumit karena memerlukan

analisis karakteristik alat dan harus membongkar bagian atas alat untuk mengecek

indikator tersebut.

Untuk melakukan kalibrasi dilakukan pengukuran pada titik-titik yang nilai

gravitynya diketahui. Sebaiknya rentang nilai minimum dan maksimumnya cukup

lebar dan jarak tidak terlalu jauh. Biasanya daerah pegunungan lebih mendekati

ketentuan tersebut dibanding daerah dataran rendah. Itu sebabnya daerah Bandung

dianggap tempat yang ideal untuk kalibrasi alat gravimeter. Daerah Bandung

mempunyai titik-titik gravity yang dinamai DG-0 (dekat Museum Geologi Jl.

Diponegoro Bandung), DG-I, DG-II, .... , DG-IV (Tangkuban Perahu).

Pelaksanaan kalibrasi adalah dengan melakukan pengukuran pada titik-titik

tersebut.

DG-0 DG-I DG-II DG-III DG-IV DG-V DG-VI DG-0

Pada kalibrasi data pengukuran setelah dikonversi ke skala mgal perlu

dilakukan koreksi tide dan drift. Setelah dilakukan koreksi tide dan drift, akan

diperoleh nilai Correction of Converson Factor (CCF).

Koreksi tide, dimana tide diakibatkan oleh efek bulan yang menarik ke atas.

Jadi efek tide cenderung mengurangi nilai sebenarnya.

Koreksi tid e=nilai sebelumnya+nilai tide

Tide=dari perhitungan atau pengukuran (bisa positif ataunegetif )

Sedangkan koreksi drift ada, karena drift adalah perubahan pembacaan alat

terhadap waktu. Dalam gravimeter perubahan ini diduga akibat perubahan pelan-

pelan pada pegas alat atau mungkin dari goncangan selama transportasi. Koreksi

drift dilakukan dengan melakukan pengukuran dalam looping tertutup. Dalam

koreksi drift perubahan gravimeter dianggap linear terhadap waktu sehingga

grafik drift gravimeter akan tampak linear. Koreksi drift adalah sebagai berikut.

a. Misalkan hasil pembacaan setelah dikonversi ke skala mgal adalah

gA , gB , gC , gD , gE , gF , gA2 dimana gA2 adalah pembacaan di A setelah

kembali. Hasil pembacaan ini kemudian ditambah dengan koreksi tide.

b. Koreksi drift untuk titik sebarang x dalam looping adalah

gdrift=( ( gA2−tideA2 )−(gA 1−tideA 1))

t A

Ex

c. Nilai gsetelah koreksidrift=gsebelum koreksidrift−gdrift. Nilai gravity setelah koreksi drift

dan tide disebut gobs ervasi atau gobs

d. Faktor koreksi CCF dengan anggapan linear untuk semua daerah pemgukuran

diambil hanya titik dengan nilai gravity tertinggi dan terendah. Biasanya titik

awal A diambil pada titik gravity tertinggi dan katakanlah titik G adalah yang

terendah atau dapat juga dibalik. Diperoleh :

CCF=gtrue( A)−gtrue(G)gobs ( A)−gobs(G)

Dengan diperolehnya CCF ini maka nilai gravity hasil pembacaan alat

setelah dikonversi ke skala mgal maka nilai tersebut dikali lagi dengan CCF. Juga

perlu diperhatikan bahwa nilai CCF harus mendekati 1. Jika tidak, maka gravity

tersebut tidak layak dipakai.

II.4 Pengolahan Data Gravity

Tujuan dari pengolahan data adalah memproses data hasil pengukuran

memnjadi bentuk yang siap ditafsirkan atau paling tidak menjadi bentuk yang

lebih mudah ditafsirkan. Karena berbagai hal data hasil pegukuran perlu

dikoreksi, misalnya koreksi alat, tidak dipenuhi asumsi teoritis dengan fakta di

lapangan dan sebagainya. Sebagai contoh dalam gravity nilai gravity mengacu ada

suatu datum tertentu, biasanya sea level sementara pengukuran yang dilakukan

adalah pada permukaan tanah (di atas sea level). Karena itu lperlu koreksi yang

seolah-olah mengembalikan hasil pengukuran ke sea level. Disamping masalah

diatas hasil pengukuran biasanya masih bercampur dengan noise-noise yaitu

sesuatu yang mengganggu sinyal yang akan diukur. Kadang kala noise ini

demikian besarnya sehingga “menenggelamkan” sinyal.

Hukum yang mendasari metode gaya berat adalah Hukum Gravitasi Newton

yang menunjukkan bahwa sifat massa dari benda-benda di alam dimana besarnya

massa tersebut sangat menentukan besarnya gaya tarik menarik di antara benda

tersebut. Secara matematis besarnya gaya tarik menarik tersebut dinyatakan dalam

persamaan berikut :

F=Gm1 m2

r2 r̂

Koreksi Pasang Surut (tidal correction) dilakukan untuk menghilangkan

efek tarikan dari matahari dan bulan. Nilai koreksi ini bergantung pada waktu dan

posisi lintang, tetapi berkisar sekitar 0.3 mGal.

Koreksi drift sangat diperlukan untuk menghilangkan kesalahan

penyimpangan harga gaya berat disebabkan karena transportasi di lapangan dan

gaya-gaya lain (shock) yang bekerja pada alat tersebut. Untuk gravimeter La

Coste Romberg, koreksi apungan tersebut tidak terlalu besar (± 1 mgal/bulan),

tetapi pada gravimeter Worden, koreksi drift ini besar. Secara rumus

Dn=t n−t b

t b '−t b

(gb'−gb)

Koreksi udara bebas dilakukan karena nilai gravitasi berbanding terbalik

terhadap kuadrat jarak, maka perlu dilakukan koreksi terhadap perubahan

ketinggian antar stasiun dan permukaan datum. Koreksi ini tidak

memperhitungkan keberadaan material yang mengisi ruang antara stasiun dan

permukaan datum. Koreksi udara bebas diperoleh dari diferensial persamaan

percepatan gravitasi terhadap R, sebagai berikut:

∆ gFA

∆ r=2G( me

Re3 )=2 g

Re

=0.3086 mgal /m

∆ gFA=0.3086mgal

mx h

Koreksi lintang dilakukan akibat bentuk bumi tidak bulat sempurna

sehingga seandainya bumi itu homogen, efek gravity pada berbagai latitude tidak

sama. Semakin jauh dari equator ini. Terdapat dua permukaan acuan yang biasa

digunakan yaitu permukaan geoid (mendekati permukaan laut rata-rata) dan

spheroid (pendekatan bentuk bumi sebearnya).

Koreksi Bouguer, dimana pada koreksi ini diperhitungkan massa diantara

sea level dan titik ukur. Keberadaan massa ini akan menambah efek gravity akibat

tarikan massa ini. Untuk mereduksi tarikan massa ini dianggap bahwa antara titik

ukur dan sea level diisi oleh lapisan massa. Koreksi Bouguer dihitung berdasarkan

rumus :

BC=2 πGρh=0.04192 ρh

Koreksi terrain diakibatkan permukaan pada daerah sekitar titik ukur tidak

rata. Bukit yang berada di atas ketinggian stasiun pengukuran akan berpengaruh

menarik gravimeter ke atas (upward). Lembah atau jurang yang berada di bawah

ketinggian stasiun pengukuran akan berpengaruh menarik gravimeter ke bawah

(downward). Untuk menghitung koreksi medan kita membutuhkan peta topografi

dengan interval kontur 10 m atau kurang dari Hammer Chart transparan yang

membagi daerah sekitar titik amat diatas beberapa zona dan sektor dan yang

merupakan bagian dari silinder konsentris.

Anomali Bouguer dilakukan apabila semua koreksi sudah dilakukan

terhadap pembacaan gravitasi pengamatan, maka akan diperoleh anomali Bouguer

untuk stasiun pengukuran sebagai berikut:

BA=Absolut gobs−GN +FAC−BC+TC

dimana gobs = bacaan dalam mgal + koreksi tidal – koreksi drift

GN= gravitasi teroritis/normal

FAC = koreksi udara bebas

BC = koreksi Bouguer

TC = koreksi medan

II.5 Penentuan Rapat Massa Rata-Rata

Rapat massa batuan merupakan besaran utama dalam menentukan nilai

gravity. Batuan sedimen dapat dibagi menjadi empat kelompok, yaitu tanah

penutup dan aluvium, batupasir dan macam-macam batuan terrekatkan

(konglomerat, aglomerat, grewak, dll.), serpih, lempungan dan batuan gampingan

(batugamping dan dolomit).

Terdapat beberapa definisi rapatmassa dalam batuan sedimen yang umum

dipakai antara lain, rapatmassa kering dan basah. Variasi rapatmassa pada batuan

sedimen disebabkan oleh rekahan karena gaya tektonik.

Rapatmassa batuan beku pada umumnya membesar dengan berkurangnya

kandungan silika yang berarti bahwa menurunnya nilai rapatmassa dalam batuan

beku, baik batuan pluton ataupun batuan vulkanik, mengikuti garis keasaman.

Batuan gabro, tentu lebih tinggi rapatmassanya daripada batuan granit, sedang

diabas lebih tinggi dari Syenit, kemudian basalt dari ryolit. Variasi rapat massa

berhubungan dengan perubahan tekstur batuan dan juga pada kesarangan dan

rekahan-rekahan

Batuan ubah memiliki rapatmassa sangat heterogen dan tidak mengikuti

aturan yang berlaku. Walaupun demikian rapatmassa cenderung membesar

dengan derajat ubahan (degree of metamorphism), karena terjadi rekristalisasi

bahan-bahan dan berubah menjadi mineral yang padat. Misalnya batu sabak terdiri

dari butiran halus dan kurang sarang daripada batuan serpih. Batuan kwarsit

massanya lebih besar dari batupasir dan marmer juga massanya lebih besar dari

batugamping.

Faktor rapatmassa sangat penting dalam pengolahan data gravity dan

penafsirannya. Untuk menentukan rapatmassa rata-rata ada beberapa cara, antara

lain:

a. Analisa rapat massa di laboratorium

Analisa terhadap contoh batuan di daerah survey.

b. Metoda Nettleton Profile

Kurva anomali Bouguer yang dihasilkan, yang tidak terkorelasi atau paling

sedikit dengan peta topografi dianggap dihitung dengan harga ρ yang paling tepat,

karena diasumsikan bahwa kondisi geologi daerah yang dipilih tidak terlalu

kompleks sehingga harga anomali Bouguernya relatif konstan atau tidak

dipengaruhi oleh topografi jika dihitung dengan ρ yang tepat.

Sedangkan pada metode Parasnis, persamaan anomali Bouguer dapat ditulis

dalam bentuk :

gobs−Gn+0.3086 h=(0.04193 h−T )+BA

Pada metode ini harga (gobs−Gn+0.3086 h) diplot terhadap (0.04193 h−T ),

sehingga rapat massa rata-rata adalah kemiringan dari garis regresinya.

Data yang digunakan dalam metode ini diperoleh pada saat melakukan data di

lapangan. Kemudian data tersebut kita plot menjadi sebuah grafik yang memiliki

persamaan garis sehingga kita dapat memperoleh nilai rapat massa dari batuan

tersebut.

II.6 Pemisahan Anomali Regional dan Residual

Dalam peta anomali Bouguer, medan gravitasi yang kita inginkan (biasanya

dari daerah yang kurang dalam) sering ditutupi oleh gravity dari struktur dalam

yang luas. Gravity oleh struktur ini disebut regional gravity. Dikatakan regional

karena gravity ini mempunyai cakupan/pengaruh yang luas, perubahan pola

gravitynya lebih licin (smooth). Oleh karena itu perlu memisahkan pengaruh

regional dari anomali Bouguer sehingga anomali yang kita inginkan terlihat lebih

jelas. Anomali yang telah dipisahkan dari pengaruh regional disebut residual

gravity yang diperoleh dari

Residual=AB−Regional

II.6.1 Metoda Griffin

Metode ini memakai cara perhitungan. Prinsip dasar dari metode ini adalah

mencari anomali regional dengan merata-ratakan harga Bouguer anomaly yang

berjarak R dari titik pengamatannya. Besarnya jari-jari R disesuaikan dengan

besarnya radius kontur tertutup dari anomali Bouguer. Misalkan pada peta kontur

anomali Bouguer, kontur 20 merupakan kontur tertutup maka radius yang diambil

adalah radius R yang mempunyai harga sekitar kontur tertutup tersebut. Ambillah

8 titik pada lingkaran, cari harga anomali Bouguernya, kemudian rata-ratakan ke-

8 harga tersebut. Maka harga anomali di titik pusat lingkaran di R adalah :

Anomali Regional=∆ g1+∆ g2+∆ g3+….+∆ gn

n

Anomali Residual=BA titik amat−anomaliregional

II.6.2 Metoda Smoothing (Grafis)

Metode smoothing adalah metode yang menggunakan cara grafis. Anomali

regional mempunyai tendensi lebih smooth bila dibandingkan dengan Anomali

Bouguernya. Bouguer anomaly garis tebal kalau kita mengadakan smoothing,

yaitu garis putus-putus yang merupakan anomali regionalnya. Selisih antara

anomali Bouguer dan anomali regionalnya kemudian disebut anomali residual.

Anomali residual ini dapat dipetakan sehingga menghasilkan peta anomali

residual dan dapat ditafsirkan secara cepat.

II.6.3 Metode Moving Average

Penurunan anomali residual dengan metode ini adalah proses secara tidak

langsung dimana keluaran dari perata-rataan bergerak adalah regionalnya.

Sehingga residual didapat dengan mengurangkan regionalnya terhadap anomali

hasil pengukuran.

Dalam kasus 1D (data penampang), secara matematis regional dan perata-

rataan bergerak diberikan oleh :

∆ gr (i )=∆ g(i−n)+…+∆ gi+…+∆ g(i+n )

N

dimana N adalah lebar jendela dan n adalah (N-1)/2. Lebar jendela N harus

bilangan ganjil. Dari persamaan diatas memperlihatkan bahwa n stasiun awal dan

akhir tidak dapat dihitung anomali regionalnya kecuali jika data diperlebar dengan

ekstrapolasi.

II.6.4 Metode Turunan Kedua Vertikal

Turunan kedua vertikal secara murni dari suatu fungsi gaya berat, akan

mendekati anomali lokal yang disebabkan oleh benda-benda yang terletak didekat

permukaan. Tetapi turunan kedua vertikal murni sukar untuk di realisasi secara

praktis disebabkan pertama kita sukar untuk mengetahui fungsi gaya berat dari

suatu daerah tertentu, kedua kalau hendak dilaksanakan maka harus menggunakan

transformasi Fourier yang mana di dalam praktisnya sangat sukar dan harus

menggunakan komputer yang besar. Untuk mengatasi kesulitan ini beberapa

perhitungan untuk mendapatkan turunan kedua vertikal telah diusulkan. Sebagai

dasar, perhitungan dari metode ini adalah pemecahan persamaan Laplace.

∇2 f ( x , y )=0 jika z≠ 0

Data anomali Bouguer di sampling kota-kota yang mempunyai spacing r

maka rumus turunan kedua vertikal pendekatan dapat dituliskan sebagai berikut :

a) Elkins Formula

∂2 g∂ z2 =

160 r2 (64 g (o )−2g (r )−4 g (r √2 )−5 g (r √5 ) )

b) Nettleton formula 7

∂2 g∂ z2 =

0.710r2 (g (o )+0.364 g (r )−0.273 g (r √2 )−1.091 g ( r √5 ) )

II.7 Interpretasi

Penafsiran Bouguer Anomaly akan menambah informasi geologi bawah

permukaan pada daerah observasi. Interpretasi dapat berbentuk interpretasi

kualitatif dan interpretasi kuantitatif. Pada kualitatif diberikan deskripsi

kecenderungan struktur geologi, mislanya adanya patahan, body dengan densitas

tinggi/rendah, saltdome, dll. Pada interpretasi kuantitatif dihasilkan posisi, ukuran,

dan bentuk body (geophysical target) penyebab medan gravitasi. Untuk

mendapatkan geophysical target yang biasa, juga disebut model, terdapat dua

metode, yaitu metode ke depan (forward) dan inverse. Dalam metode forward,

modelnya dulu diperlukan, kemudian berdasarkan model ini, dihitung BA-nya.

Hasil ini kemudian dibanding dengan BA yang diperoleh dari data. Jika terjadi

kesesuaian maka dianggap model atau geophysical target tersebut sudah benar.

Tetapi jika tidak terjadi kesesuaian maka modelnya diubah. Jadi proses bersifat try

and error (coba-coba). Sebaliknya dalam metode inversi (dianggap kebalikan dari

metode forward), berdasarkan data BA, kita langsung memprediksi model.

Meskipun inversi ini kelihatannya langsung tetapi sebenarnya terdapat berbagai

model perkiraan dan model-model ini ditest apakah gravitynya sesuai dengan

data. Dari berbagai model yang mendekati data user biasanya memilih model

yang dianggap sesuai.

Kita akan memperkirakan grafik data tersebut dan misalkan berdasarkan

data diperkirakan grafiknya linear. Dengan metode forward kita mencoba menarik

garis lurus dan hasilnya dibandingkan dengan data yang ada, apakah garis tersebut

hampir melewati titik data. Jika dipandang sudah sesuai, maka garis tersebut

merupakan model yang “benar” dan pekerjaan selesai. Dari hasil model yang

benar ini diperoleh parameter model yaitu vo dan a. Tetapi jika belum sesuai

maka ditarik garis lurus yang lain lagi dan diperiksa apakah sudah sesuai.

Pekerjaan ini dilakukan berulang-ulang (try and error) sampai sesuai.

Garis lurus yang terbaik adalah garis lurus yang memenuhi kriteria least

square error dari semua garis lurus yang ada untuk data tersebut. Pada model

forward kita dapat mencoba-coba garis kurva yang cocok untuk model tersebut.

Pada model inverse, mungkin saja didekati dengan model polinom dan sistem

mencoba polinom dengan k = 0, 1, 2, 3, dst. Kemudian untuk setiap k dihitung

errornya, user atau mungkin juga sistem akan memeilih error terkecil. Dalam

geofisika khusus metode gravity, pendekatan ini boleh jadi menghasilkan model

(body) yang aneh secara geologi, karena perlu ada pertimbangan lain.

Sedangkan pada interpretasi kuantitatif, kita dihadapkan pada persoalan

penentuan kedalaman dari suatu benda penyebab anomali lokal tersebut. Jadi

untuk memecahkan persoalan ini kita lihat dalam 2 cara, yaitu cara yang langsung

dan cara tidak langsung. Cara langsung adalah kesimpulan suatu kedalaman dari

benda penyebab anomali, langsung dapat ditentukan dari besarnya anomali

lokalnya. Tetapi cara langsung ini ada bahayanya yaitu sifat ambiguities dari gaya

berat. Sifat ambiguities dari gaya berat adalah dapat diterangkan.

Efek gaya berat yang ditimbulkan oleh M1 adalah sama dengan efek yang

ditimbulkan oleh M2 yaitu g1. Kita lihat M2 > M1 dan h2 > h1, jadi solusinya tidak

unik. Cara tidak langsung adalah suatu cara dengan menentukan lebih dahulu

bentuk geologi bawah permukaan dengan melihat dari data-data geologi dan

sumur eksplorasi pada suatu daerah yang disurvey. Berdasarkan bentuk geometris

geologi bawah permukaan dan kontrast density dari batuan di dalamnya maka kita

dapat menghitung besar anomali lokalnya. Anomali lokal yang kita hitung

tersebut, kita bandingkan dengan anomali lokal pengamatan. Bila anomali

perhitungan tidak cocok maka bentuk geometris diubah sedemikian rupa sehingga

cocok dengan hasil pengamatan. Maka bentuk geometris yang terakhir merupakan

bentuk yang mendekati keadaan sebenarnya.

BAB III

PENGOLAHAN DATA

III.1 Data Hasil Pengukuran

Pertama-tama kita mencari rata-rata dari waktu pengukuran (yang sudah

dikonversi ke dalam menit) dan rata-rata hasil pembacaan Counter Reading.

STATION WAKTU jam menitWaktu Rata-Rata (menit)

PEMBACAANPembacaan

rata-rataElevasi (m)

Base 10:34:40"" 10 34 634

1477,181478,79266

7788,001477,17

1482,028

A01 11:10:20" 11 10 670

1481,67

1481,26 790,001481,795

1480,315

A03

11:45:30" 11 45

712

1480,9321480,21533

3777,0011:53:40" 11 53 1480,544

11:57:40" 11 57 1479,17

A05

12:15:30" 12 15

741

1478,7511478,46033

3770,0012:22:30" 12 22 1478,832

12:25:30" 12 25 1477,798

A07

12:40:20" 12 40

764

1478,4951480,12266

7794,0012:45:25" 12 45 1478,355

12:48:10" 12 48 1483,518

A15

14:16:09" 14 16

8571483,5181483,5181480,382

1482,472667

756,8014:17:05" 14 17

14:17:43" 14 17

A17

13:59:08" 13 59

842

1480,1081480,48833

3761,0014:01:31" 14 1 1480,185

14:05:43" 14 5 1481,172

A19

13:29:20" 13 29

824

1481,5291481,43433

3793,0013:37:04" 13 37 1481,743

14:05:43" 14 5 1481,031

A21

13:07:08" 13 7

794

1480,91480,82166

7792,0013:15:58' 13 15 1480,805

13:19:00" 13 19 1480,76

A2914:20:18" 14 20

8711480,989 1481,60833

3755,70

14:34:23" 14 34 1480,898

14:38:00" 14 38 1482,938

A31 14:58:54" 14 58 898 1482,94 1482,94 757,00

BASE 15:30:00" 15 30 930

III.2 Konversi dan Koreksi Pasang Surut dan Koreksi Apungan

Kemudian kita mengkonversikan pembacaan yang tertera di Counter

Reading menjadi nilai dalam mgal. Caranya dengan menggunakan acuan pada

tabel mgal dan melakukan interpolasi nilai CR tersebut dengan rentang nilai mgal

pada tabel. Setelah itu kita mencari nilai tide tiap titik pengukuran dengan megacu

pada tabel tide kemudian melakukan interpolasi dari rentang waktu terhadap tide.

Sehingga Gtide (nilai g setelah koreksi tide) merupakan selisih antara pembacaan

(mgal) dan tide tiap titik. Lalu kita mencari koreksi drift dengan menggunakan

rumus koreksi drift yang tertera pada tinjauan pustaka. Nilai gdrift (hasil koreksi

drift) didapatkan dengan mengurangkan gtide dan koreksi drift. Nilai gdrift base2

(base pada pengukuran setelah looping) kita anggap sebagai variabel p. Nilai gc

(nilai kombinasi) yaitu hasil gabungan koreksi drift dan koreksi tide, didapatkan

dengan mengurangkan nilai gdrift tiap titik dengan variabel p.

STATIONWAKTU (menit)

ElevasiPembacaan Rata-rata

Pembacaan (mGal)

tide Gtide drift Gdriftdelta Gc

Base 634 788 1478,792667 1536,208067 0,1114 1536,10 0 1536,10 0,00

A01 670 790 1481,26 1538,772268 0,0970 1538,68 0,122027 1538,55 2,46

A03 712 777 1480,215333 1537,686587 0,0726 1537,61 0,264392 1537,35 1,25

A05 741 770 1478,460333 1535,862686 0,0522 1535,81 0,362691 1535,45 -0,65

A07 764 794 1480,122667 1537,590283 0,0352 1537,56 0,440653 1537,11 1,02

A15 857 756,8 1482,472667 1540,032544 -0,0275 1540,06 0,75589 1539,30 3,21

A17 842 761 1480,488333 1537,970305 -0,0192 1537,99 0,705045 1537,28 1,19

A19 824 793 1481,434333 1538,953445 -0,0078 1538,96 0,644031 1538,32 2,22

A21 794 792 1480,821667 1538,316725 0,0132 1538,30 0,542342 1537,76 1,66

A29 871 755,7 1481,608333 1539,134277 -0,0344 1539,17 0,803345 1538,37 2,27

A31 898 757 1482,94 1540,518224 -0,0452 1540,56 0,894865 1539,67 3,57

Base 930 788 1537,10 1,003333 1536,10 0,00

III.3 Koreksi Lintang dan Koreksi Udara Bebas

Nilai gobs didapatkan dari nilai g mutlak DG-0 yaitu 977908,879. Untuk

mendapatkan nilai gobs tiap titik, kita menambahkan g mutlak tersebut dengan

nilai gc yang kita dapatkan sebelumnya. Selanjutnya, kita melakukan koreksi

lintang dimana kita membutuhkan nilai lintang (pengukuran) dan lintang (radian).

Untuk mendapatkan lintang (radian) kita hanya menambahkan fungsi

(=radians(sel dari nilai lintang)) di Ms. Excel. Maka kita akan mendapatkan hasil

dari koreksi lintang yaitu tabel lintang (mgal) dengan menggunakan rumus :

gN=978031.846(1+0.005278895 sin2 θ+0.000023462 sin4θ)

Setelah koreksi lintang, maka selanjutnya adalah koreksi udara bebas. Koreksi

udara bebas tiap titik dirumuskan dengan 0.3086 dikali dengan elevasi tiap titik.

Selanjutnya nilai gFAC (nilai g setelah koreksi FAC) merupakan hasil dari Gobs –

lintang (mgal) + FAC. Nilai gFAC dalam tabel adalah FAA.

Gobs lintanglintang (radian)

lintang (mgal)

FAC FAA

977908,879 -6,91861 -0,12075978106,567

2243,1768 45,48860404

977911,336 -6,9305 -0,12096 978106,823 243,794 48,3065922

977907,626 -6,92964 -0,12095978106,804

5239,7822 40,60380658

977909,528 -6,92877 -0,12093978106,785

7237,622 40,36413735

977907,861 -6,92791 -0,12091978106,767

2245,0284 46,12241489

977905,672 -6,93023 -0,12096978106,817

2233,5485 32,40282483

977907,691 -6,92937 -0,12094978106,798

7234,8446 35,7371547

977906,658 -6,9285 -0,12093978106,779

9244,7198 44,59833044

977907,214 -6,92764 -0,12091978106,761

4244,4112 44,86427288

977906,610 -6,92996 -0,12095978106,811

4233,209 33,00800031

977905,307 -6,9291 -0,12094978106,792

8233,6102 32,12446816

977908,879 -6,91861 -0,12075978106,567

2243,1768 45,48860404

III.4 Koreksi Bouguer dengan percobaan 8 densitas (2; 2,2; 2,4; 2,6 hingga 4)

Selanjutnya adalah koreksi Bouguer (BC). Nilai BC merupakan (BC =

0.04188 * elevasi * massa jenis). Jadi kita mencoba berbagai massa jenis dari 2;

2,4; 2,6; 2;8 dst hingga 4. Jadi kita mempunyai nilai BC tiap densitas tiap titik.

BC (2) BC (2,2) BC (2,4) BC (2,6) BC (2,8) BC (3) BC (3,2) BC (3,4) BC (3,6) BC (3,8) BC (4)

66,0028872,6031

779,20346 85,80374

92,40403

99,00432105,604

6112,2049 118,8052

125,4055

132,00576

66,170472,7874

479,40448 86,02152

92,63856

99,2556105,872

6112,4897 119,1067

125,7238

132,3408

65,0815271,5896

778,09782 84,60598

91,11413

97,62228104,130

4110,6386 117,1467

123,6549

130,16304

64,495270,9447

277,39424 83,84376

90,29328

96,7428103,192

3109,6418 116,0914

122,5409

128,9904

66,5054473,1559

879,80653 86,45707

93,10762

99,75816106,408

7113,0592 119,7098

126,3603

133,01088

63,3895769,7285

276,06748 82,40644 88,7454 95,08435

101,4233

107,7623 114,1012120,440

2126,779136

63,74136 70,1155 76,48963 82,86377 89,2379 95,61204101,986

2108,3603 114,7344

121,1086

127,48272

66,4216873,0638

579,70602 86,34818

92,99035

99,63252106,274

7112,9169 119,559

126,2012

132,84336

66,3379272,9717

179,60550 86,2393

92,87309

99,50688106,140

7112,7745 119,4083 126,042 132,67584

63,2974369,6271

875,95692 82,28666 88,6164 94,94615

101,2759

107,6056 113,9354120,265

1126,594864

63,4063269,7469

576,08758 82,42822

88,76885

95,10948101,450

1107,7907 114,1314 120,472 126,81264

66,0028872,6031

779,20346 85,80374

92,40403

99,00432105,604

6112,2049 118,8052

125,4055

132,00576

III.5 Simple Bouguer Anomaly (SBA), Korelasi dan Standar Deviasi

Setelah mendapatkan nilai BC, maa kita mencari nilai SBA dengan

menambahkan FAA dengan BC tiap densitas tiap titik. Jadi kita akan

mendapatkan nilai SBA tiap densitas tiap titik. Setelah mendapatkan semua nilai

SBA, kita mencari korelasi tiap titik di tiap SBA. Jadi misalnya korelasi titik-titik

di SBA dengan ρ = 2, korelasi dengan ρ = 2,2 dst. Korelasi ini merupakan korelasi

antara SBA dengan elevasi. Setelah mendapatkan nilai korelasi, maka kita merata-

ratakan semua korelasi tiap densitas, maka akan dapat nilai korelasi rata-rata.

Selain korelasi, kita juga mencari nilai standar deviasi tiap densitas. Jadi

adanilai standar deviasi dimana ρ = 2, dan ada standar deviasi dimana ρ = 2,2; dan

seterusnya. Maka dari semua nilai standar deviasi, kita rata-ratakan semua nilai

standar devias untuk mendapatkan nilai standar deviasi rata-rata.

Sekarang lihat, pada ρ berapakah yang memiliki korelasi dan standar deviasi

individu yang paling dekat dengan korelasi rata-rata dan standar deviasi rata-rata.

Setelah ditelusuri ternyata yang hampir mendekati adalah ketika ρ = 3.

SBA (2) SBA (2,2)

SBA (2,4) SBA (2,6)

SBA (2,8)

SBA (3) SBA (3,2)

SBA (3,4)

SBA (3,6)

SBA (3,8)

SBA (4)

111,4915 118,0918 124,6921 131,2923 137,8926 144,4929 151,0932 157,6935 164,2938 170,8941 177,4944

114,477 121,094 127,7111 134,3281 140,9452 147,5622 154,1792 160,7963 167,4133 174,0304 180,6474

105,6853 112,1935 118,7016 125,2098 131,7179 138,2261 144,7342 151,2424 157,7505 164,2587 170,7668

104,8593 111,3089 117,7584 124,2079 130,6574 137,1069 143,5565 150,006 156,4555 162,905 169,3545

112,6279 119,2784 125,9289 132,5795 139,23 145,8806 152,5311 159,1817 165,8322 172,4828 179,1333

95,79239 102,1313 108,4703 114,8093 121,1482 127,4872 133,8261 140,1651 146,504 152,843 159,182

99,47851 105,8527 112,2268 118,6009 124,9751 131,3492 137,7233 144,0975 150,4716 156,8457 163,2199

111,02 117,6622 124,3043 130,9465 137,5887 144,2309 150,873 157,5152 164,1574 170,7995 177,4417

111,2022 117,836 124,4698 131,1036 137,7374 144,3712 151,0049 157,6387 164,2725 170,9063 177,5401

96,30543 102,6352 108,9649 115,2947 121,6244 127,9541 134,2839 140,6136 146,9434 153,2731 159,6029

95,53079 101,8714 108,2121 114,5527 120,8933 127,2339 133,5746 139,9152 146,2558 152,5965 158,9371

111,4915 118,0918 124,6921 131,2923 137,8926 144,4929 151,0932 157,6935 164,2938 170,8941 177,4944

KORELASI

0,979485 0,980207 0,9809 0,98154 0,982157 0,982744 0,983303 0,983836 0,984343 0,984827 0,985289

STANDAR DEVIASI

7,259677 7,3893867,5191886

87,649079 7,779054 7,909108 8,039238 8,16944 8,299712 8,430048 8,560448

Korelasi Rata-rata = 0,982602

Standar Deviasi Rata-rata = 7,909489

III.6 Koreksi Medan

Untuk melakukan koreksi medan, kita membutuhkan zona-zona seperti Hammer

Chart dimana ada zona B (0-5m), zona C (5-10 m), dan zona D (10-25 m). Tiap

zona memiliki 4 nilai yang terdiri dari arah selatan, utara, barat, dan timur. Dalam

koreksi medan pun kita mengkoreksi tiap zona dan tiap arah.

TC zona B=0.04191( 2,5kompartemen ) ((5−0 )+√02+nilai2−√52+nilai2 )

TC zonaC=0.04191( 2,5kompartemen ) ((10−5 )+√52+nilai2−√102+nilai2 )

TC zona D=0.04191( 2,5kompartemen ) ( (25−10 )+√102+nilai2−√252+nilai2 )

Stasion

Zona B (5m) Zona C (10m) Zona D (25m) TC Zona B (0 m – 5 m)

1 2 3 4 1 2 3 4 1 2 3 4 1 2 3 4

Base 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 -5 0 0 0 0

A001 0 -0,5 0 0,2 0 -2 0 0,4 0,5 -3 0 0,5 0 0,012444 0 0,005134

A003 0 0 0 0 0 -1 0 0 0 -2 -2 0 0 0 0 0

A005 1 0 0 0 1 0 -1 0 1 0 -2 0 0,0236 0 0 0

A007 0 -1 2 1 -1 -2 -2 2 -2 -3 -1 2 0 0,0236 0,042299 0,0236

A015 0 0 0 1 0 -1 0 0 0 0 0 1 0 0 0 0,0236

A017 0 -2 -1 1 -1 -4 0 1 -2 -6 -2 1 0 0,042299 0,0236 0,0236

A019 2 1 -1 0 2 2 -1 0 2 2 3 0 0,042299 0,0236 0,0236 0

A021 1 0 0 0 1 0 1 0 1 1 1 -1 0,0236 0 0 0

A029 0 0 0 0 0 -1 -1 0 2 -2 -2 -5 0 0 0 0

A031 3 4 0 -1 2 2 -1 0 1 3 0 0 0,056816 0,068022 0 0,0236

Untuk TC total merupakan jumlah dari semua TC zona B, C, dan D tiap titik.

TC Zona C (5 m – 10 m) TC Zona D (10 m – 25 m) Terrain Correction1 2 3 4 1 2 3 4

0 0 0 0 0 0 0 0,017949 0,017949

0 0,004902 0 0,000209 0,000196 0,006835 0 0,000196 0,029916

0 0,001287 0 0 0 0,003095 0,003095 0 0,007478

0,001287 0 0,001287 0 0,000783 0 0,003095 0 0,030053

0,001287 0,004902 0,004902 0,004902 0,003095 0,006835 0,000783 0,003095 0,119299

0 0,001287 0 0 0 0 0 0,000783 0,02567

0,001287 0,016575 0 0,001287 0,003095 0,024936 0,003095 0,000783 0,140558

0,004902 0,004902 0,001287 0 0,003095 0,003095 0,006835 0 0,113615

0,001287 0 0,001287 0 0,000783 0,000783 0,000783 0,000783 0,029306

0 0,001287 0,001287 0 0,003095 0,003095 0,003095 0,017949 0,029809

0,004902 0,004902 0,001287 0 0,000783 0,006835 0 0 0,167146

III.7 Complete Anomaly Bouguer (CBA)

CBA merupakan nilai SBA (ρ =3) ditambah dengan nilai TC untuk tiap titik.

UTM (x) UTM (y)CBA (z)

806338 9233039147,5921

806308,762830638

9233134,63047594

138,2336

806279,525661276

9233230,26095187

137,1370

806250,288491914

9233325,89142781

145,9999

806433,630475936

9233068,23716936

127,5128

806404,393306574

9233163,8676453

131,4898

806375,156137212

9233259,49812123

144,3445

806345,91896785

9233355,12859717

144,4005

806529,260951872

9233097,47433872

127,9840

806500,02378251

9233193,10481466

127,4011

BAB IV

INTERPRETASI

IV.1 Peta Anomali Bouguer

Nilai anomali gravity semakin besar dimulai dari bagian kanan bawah

(ungu) menuju ke arah kiri atas (orange-peach)

806300 806350 806400 806450 806500

9233050

9233100

9233150

9233200

9233250

9233300

9233350

127128129130131132133134135136137138139140141142143144145146147148

Peta Anomali Bouguer

(mgal)

0 50 100 150 200

IV.2 Peta Anomali Regional

Menggunakan filter moving average, maka kita dapat menghasilkan peta

anomali regional.

806300 806350 806400 806450 806500

9233050

9233100

9233150

9233200

9233250

9233300

9233350

127

128

129

130

131

132

133

134

135

136

137

138

139

140

141

142

143

144

145

146

Peta Anomali Regional

0 50 100 150 200

(mgal)

IV.3 Peta Anomali Residual

Peta anomali residual merupakah hasil dari (Anomali Bouguer – Anomali

Regional) dengan bantuan fungsi Math pada Surfer. (beserta garis slicing). Peta

ini dapat dikatakan memiliki dua puncak dan dua lembah. Memiliki dua puncak

artinya memiliki dua daerah yang nilai anomali tertinggi. Sedangkan dua lembah

artinya ada dua daerah yang memiliki nilai anomali gravity terendah.

806300 806350 806400 806450 806500

9233050

9233100

9233150

9233200

9233250

9233300

9233350

-3.5

-3

-2.5

-2

-1.5

-1

-0.5

0

0.5

1

1.5

2

2.5

3

3.5

4

4.5

5

Peta Anomali Residual

(mgal)

0 50 100 150 200

IV.4 Slicing

Slicing peta residual menghasilkan tabel penampang 1 D, dimana x

melambangkan spasial dan y adalah nilai gravitynya. Hasil slicing dipindahkan ke

Ms. Excel dan di plot dengan tipe Scatter menghasilkan grafik hasil slicing.

0 0,844132 26,17872 1,738016 52,16875 1,469802 80,68795 0,670091

1,401792 0,900345 27,0389 1,751487 55,91103 1,357657 81,48691 0,653125

1,909049 0,919361 31,1341 1,793972 56,35706 1,345442 85,64334 0,56581

6,097357 1,08762 31,22721 1,794534 60,54537 1,218322 85,67522 0,565215

6,357177 1,098742 35,41552 1,794665 60,86641 1,207828 89,86352 0,488076

10,28567 1,252633 36,08949 1,789489 64,73367 1,093081 90,59872 0,474972

11,31256 1,294649 39,60382 1,755415 65,8218 1,059219 94,05183 0,420519

14,47397 1,409591 41,04487 1,730556 68,92198 0,971956 95,55411 0,398205

16,26795 1,475622 43,79213 1,682723 70,77718 0,918207 98,24014 0,363216

18,66228 1,550966 46,00026 1,629781 73,11029 0,857287 98,97395 0,354162

21,22333 1,628169 47,98044 1,58471 75,73257 0,787876

22,85059 1,667933 50,95564 1,501281 77,2986 0,750671

0 20 40 60 80 100 1200

0.20.40.60.81

1.21.41.61.82

Grafik Slicing Anomali Residual

Series2

IV.5 Fast Fourier Transform

Inti dari FFT ini adalah mengkonversi plotting kita terhadap spasial x

menjadi domain frekuensi.

clcclear all

t=[ 01,4017921,909049...... seterusnya data t]

xt=[ 0,8441320,9003450,919361..... seterusnya data xt]

Ts = t(2)-t(1);% t = 0:Ts:301,6942 % f = 55;% xt = sin(2*pi*f*t);plot(t,xt)grid on

y = (fft(xt))';xf = abs(y);stem (xf)a=log(xf)f = linspace(0,(1/Ts),length(t))stem(f,a)stem(f(1:length(f)/2),a(1:length(a)/2))

IV.6 Pemodelan dengan sotware GravMag

Analisa : Prinsip pemodelan ini menggunakan metode Talwani, yaitu

menggunakan metode poligon untuk memodelkan struktur di bawah permukaan

bumi. Prinsipnya adalah membuat error yang sekecil mungkin antara anomali

perhitungan dan anomali pengamatan. Masing-masing titik dari poligon tersebut

akan memberikan gaya gravitasi sehingga membentuk profil bawah bumi.

Dalam software GravMag, penentuan jenis batuan didasarkan pada denistas

batuan yang kita tentukan sendiri. Densitas tiap lapisan bisa berbeda, bisa tinggi

dan bisa juga rendah, tergantung dari jenis material yang terkandung pada tiap

lapisan. Seperti yang kita tahu, densitas rata-rata yang kita dapatkan pada

Keterangan :Body 1 : Silikat (Mineral) Body 4 : Peridotite (beku)Body 2 : Sphalerite (Mineral) Body 5 : Peridotite (beku)Body 3 : Siderite (Mineral) Body 6 : Peridotite (beku)

pengolahan data adalah 3 gr/cm3. Maka, nilai ini yang kita jadikan acuan dalam

menentukan jenis material yang kita modelkan.

Jadi, nilai densitas yang tertera pada jendela Model Table bukan densitas

yang sebenarnya. Nilai densitas yang sebenarnya atau mendekati yang sebenarnya

adalah nilai densitas rata-rata ditambah dengan densitas yang tertera pada jendela

Model Table. Jadi misalnya di atas tertera densitas Body 1 sebesar 1,3 gr/cc, maka

nilai densitas yang asli adalah 3 + 1,3 = 4,3 gr/cm3. Jika kita telusuri pada tabel

densitas batuan dan mineral yang banyak tersebar di internet, densitas senilai 4,3

gr/cm3 adalah milik silikat. Maka Body 1 bisa dianggap silikat. Begitu juga jika

akan mencari densitas asli dari Body 2, Body 3, Body 4, Body 5, dan Body 6.

Jika kita lihat penampang bawah permukaan bumi yang kita punya

merupakan gabungan dari batuan dan mineral. Munculnya mineral tesebut,

diantara berbagai kemungkinan, adalah disebabkan oleh deposisi atau

pengendapan. Jadi ada batuan atau tanah yang terkikis dan menuruni lereng

kemudian mengendap di lembah. Endapan tersebut dapat berbentuk butiran-

butiran mineral.

Dalam pandangan stratigarfi, batuan peridotite (Body 4) merupakan lapisan

yang paling tua. Kemudian batuan tersebut termiringkan lalu mengalami erosi

kemudian diendapkan oleh mineral siderite (Body 3). Kemudian mengalami

perlapisan lagi oleh batuan peridotite dan ada endapan sphalerite. Lapisan

sphalerite pun akhirnya terendapkan oleh mineral silikat. Setelah beberapa lama,

akhirnya batuan peridotite menutupi endapan-endapan dibawahnya.

Meskipun mendapatkan densitasnya, namun perlu diperhatikan bahwa error

yang ada cukup besar. Jika kita akan memperkecil error, maka penampang yang

didapatkan malah lebih aneh, sehingga diprioritaskan penampang yang rasional

meskipun errornya cukup besar. Nilai error ini tentunya akan berpengaruh pada

densitas yang asli sehingga bisa saja batuan atau mineral yang telah disebutkan

ternyata tidak ada, melainkan yang lain. Namun, hal itu bisa dimaklumi

dibandingkan harus memodelnya yang tidak masuk akal meskipun errornya kecil.

BAB V

KESIMPULAN

Setelah melakukan semua praktikum metode gravity dimulai dari

pengenalan alat, akuisisi data, hingga pengolahan dan interpretasi data, maka

praktikan dapat memahami bagaimana metode gravity ini memanfaatkan sumber

alami dari bumi, dan praktikkan memahami mengapa metode ini disebut metode

pasif. Praktikan juga memahami bagaimana metode ini memanfaatkan variasi

densitas lapisan sebagai hal yang berpengaruh terhadap variasi anomali gravitasi

pada tiap titik berbeda.

Pemakaian gravimeter memerlukan ketelitian dan kehati-hatian yang sangat

tinggi, karena alat ini sangat sensitif, namun dibalik sifat sensitifnya mempunyai

kemampuan pengukuran dengan keakuratan tinggi. Meskipun mempunyai

keakuratan yang tinggi, alat ini harus dikalibrasi tiap akan digunakan. Hal ini

untuk mencegah berkurangnya nilai yang sebenarnya karena pengaruh

transportasi.

Nilai pembacaan pada gravimeter masih berupa dalam bentuk Counter

Reading, sehingga nilai dalam CR ini perlu dikonversi kedalam satuan mgal, agar

memudahkan dalam pengolahan data dengan 6 macam koreksi (koreksi pasang

surut, koreksi apungan, koreksi lintang, koreksi udara bebas, koreksi Bouguer,

dan koreksi medan) dan 1 Anomali Bouguer sebagai hasil reduksi keenam koreksi

dalam metode gravity.

Selain mereduksi data, kita juga mencari nilai rapat massa rata-rata. Seperti

yang kita tahu, densitas tiap lapisan bumi berbeda beda, sehingga kita mencari

densitas rata-rata lapisan pada area pengukuran. Penentuan rapat massa ini

menggunakan Nettleton dan Paraasnis.

Setelah mendapat anomali Bouguer, maka hasilnya kita plot dalam peta

kontur. Anomali Bouguer merupakan gabungan dari anomali regional dan

anomali residual. Anomali regional bersifat jangakauannya luas dan dalam,

sedangkan anomali residual jangkauannya sempit dan dangkal. Umumnya, dalam

metode gravity, kita membutuhkan anomali residual. Sehingga, kita harus

memisahkan anomali regional dan anomali residual.

Anomali residual ini akan berupa peta kontur, sehingga dari peta kontur,

kita dapat melakukan sayatan geologis atau slicing, untuk mendapatkan

penampangan di bawah permukaan bumi secara 2D. Hasil sayatan ini akan

memunculkan grafik anomali residual pada garis sayatan, dan hasil sayatan ini

juga nantinya yang akan dimodelkan pada software GravMag. Pemodelan yang

digunakan adalah pemodelan forward (langsung) dimana kita langsung memilih

modelnya dan mencocokkan dengan nilai CBA nya, jika belum cocok, maka

diulang lagi, sehingga sifatnya try and error.

DAFTAR PUSTAKA

- Sartono. Gaya Berat. Jakarta : Dewan Riset Nasional

- Marlan. Metode Gaya Berat. Universitas Padjadjaran

- Tedjokusumo, Ridwan. 2013. Metode Eksplorasi dengan Gravitasi

- Mabrura, Zona. 2008. Studi Resistivitas dan Gravitasi untuk Investigasi

Akuifer Air Bawah Tanah di Kampus UI Depok. Jakarta : FMIPA UI

- Suyanto, Imam. Praktikum Metode Gravitasi dan Magnetik

- Sulistyaningsih, Suci. 2011. Metode Gravity

- Hidayat, Fathoni Sukma. 2011. Penyelidikan Gaya Berat Untuk Pemetaan

Struktur Bawah Permukaan di Daerah Karanganyar Bagian Barat.

Surakarta : FMIPA Universitas Sebelas Maret