METODE SEISMIK DAN GRAVITASIKategori: PERTAMBANGANDiposting oleh sodikin pada Sabtu, 07 Januari 2012 http://blog.unsri.ac.id/sodikin/pertambangan/metode-seismik-dan-gravitasi/mrdetail/42548/

METODE SEISMIK DAN GRAVITASI 

A.    PENDAHULUANMetode seismik merupakan salah satu metode yang sangat penting dan banyak

dipakai di dalam teknik geofisika. Hal ini disebabkan metode seismik mempunyai ketepatan serta resolusi yang tinggi di dalam memodelkan struktur geologi di bawah permukaan bumi. Dalam menentukan struktur geologi, metode seismik dikategorikan ke dalam dua bagian yang besar yaitu seismik refraksi (head wave or refrected seismic) dan seismik refleksi (reflected seismic). Seismik refraksi efektif digunakan untuk penentuan struktur geologi yang dangkal sedang seismik refleksi untuk struktur geologi yang dalam.

Dasar teknik seismik dapat digambarkan sebagai berikut. Suatu sumber gelombang dibangkitkan di permukaan bumi. Karena material bumi bersifat elastik maka gelombang seismik yang terjadi akan dijalarkan ke dalam bumi dalam berbagai arah. Pada bidang batas antar lapisan, gelombang ini sebagian dipantulkan dan sebagian lain dibiaskan untuk diteruskan ke permukaan bumi. Dipermukaan bumi gelombang tersebut diterima oleh serangkaian detektor (geophone) yang umumnya disusun membentuk garis lurus dengan sumber ledakan (profil line), kemudian dicatat/direkam oleh suatu alat seismogram. Dengan mengetahui waktu tempuh gelombang dan jarak antar geophone dan sumber ledakan, struktur lapisan geologi di bawah permukaan bumi dapat diperkirakan berdasarkan besar kecepatannya.

Metode garvitasi adalah suatu metode penyelidikan bawah permukaan bumi dengan menfaatkan sifat fisik bumi yaitu garvitasi, metode ini merupakan bagian dari kegiatan geofisika.metode ini termasuk metode fasib untuk mencari anomaly permukaan, yang berarti metode tidak manggangu permukaan bumi. Metode ini pengopersionalnya mudah dan teorinya susah.

B.  METODE SEISMIK

Survey geofisika dengan metode seismik refraksi adalah bertujuan untuk :

1.   Mendeteksi struktur geologi di bawah permukaan dangkal, misalnya patahan.

2.   Menentukan kedalaman di bawah sumber pada medium dua lapis atau lebih yang

horizontal maupun miring.

3. Menentukan jenis batuan berdasarkan kecepatan gelombang yang merambat dalam

batuan tersebut.

 

DASAR TEORI

1.  Pemantulan dan Pembiasan Gelombang

Hal-hal yang menjadi dasar pada pemantulan dan pembiasan gelombang adalah :

    • Asas Fermat

 Gelombang menjalar dari satu titik ke titik lain melalui jalan tersingkat

waktu   penjalarannya.

• Perinsip Huygens

“Titik-titik yang dilewati gelombang akan menjadi sumber gelombang baru”. Front

gelombang yang menjalar menjauhi sumber adalah superposisi front gelombang-front

gelombang yang dihasilkan oleh sumber gelombang baru tersebut.

• Sudut Kritis

Sudut datang yang menghasilkan gelombang bias sejajar bidang batas (r = 90o).

• Hukum Snellius

“Gelombang akan dipantulkan atau dibiaskan pada bidang batas antara dua medium”,

menurut persamaan :

i = Sudut datang

r = Sudut bias

V1 = Kecepatan gelombang pada medium 1

V2 = Kecepatan gelombang pada medium 2

2.  Asumsi Dasar

Berbagai anggapan yang dipakai untuk medium bawah permukaan bumi antara lain :

a)   Medium bumi dianggap berlapis-lapis dan tiap lapisan menjalarkan gelombang

seismik dengan kecepatan yang berbeda.

b) Makin bertambahnya kedalaman batuan lapisan bumi makin kompak.

Sedangkan anggapan yang dipakai untuk penjalaran gelombang seismik adalah :

a)   Panjang gelombang seismik << ketebalan lapisan bumi. Hal ini memungkinkan setiap

lapisan bumi akan terdeteksi.

b) Gelombang seismik dipandang sebagai sinar seismik yang memenuhi hukum Snellius

dan perinsip Huygens.

c) Pada bidang batas antar lapisan, gelombang seismik menjalar dengan kecepatan

gelombang pada lapisan dibawahnya.

d) Kecepatan gelombang bertambah dengan bertambahnya kedalaman.

3.  Metode Refraksi

            Bila gelombang elastik yang menjalar dalam medium bumi menemui bidang batas

perlapisan dengan elastisitas dan densitas yang berbeda, maka akan terjadi pemantulan

dan pembiasan gelombang tersebut. Bila kasusnya adalah gelombang kompresi

(gelombang P) maka terjadi empat gelombang yang berbeda yaitu, gelombang P-refleksi

(PP1), gelombang S-refleksi (PS1), gelombang P-refraksi (PP2), gelombang S-refraksi

(PS2). Dari hukum Snellius yang diterapkan pada kasus tersebut diperoleh :

            

                        VP1 = Kecepatan gelombang-P di medium 1

                        VP2 = Kecepatan gelombang-P di medium 2

                        VS1 = Kecepatan gelombang-S di medium 1

                        VS2 = Kecepatan gelombang-S di medium 2

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Gambar 1 Pemantulan dan Pembiasan Gelombang

 

4.  Pembiasan pada Bidang Batas Lapisan

Perinsip utama metode refraksi adalah penerapan waktu tiba pertama gelombang baik

langsung maupun gelombang refraksi. Mengingat kecepatan gelombang P lebih besar

daripada gelombang S maka kita hanya memperhatikan gelombang P. Dengan demikian

antara sudut datang dan sudut bias menjadi :

      Pada pembiasan kritis sudut r = 90o sehingga persamaan menjadi :

Hubungan ini dipakai untuk menjelaskan metode pembiasan dengan sudut datang kritis.

Gambar 2 memperlihatkan gelombang dari sumber S menjalar pada medium V1,

dibiaskan kritis pada titik A sehingga menjalar pada bidang batas lapisan. Dengan

memakai perinsip Huygens pada bidang batas lapisan, gelombang ini dibiaskan ke atas

setiap titik pada bidang batas itu sehingga sampai ke detektor P yang ada di permukaan.

 

Jadi gelombang yang dibiaskan di bidang batas yang datang pertama kali di titik P

pada bidang batas diatasnya adalah gelombang yang dibiaskan dengan sudut datang kritis.

5.  Travel Time Gelombang Langsung, Bias dan Pantul

Bila dibandingkan waktu tempuh gelombang langsung, bias dan pantul maka pada

jarak relatif dekat TL < TB < TP, dengan TL, TB, dan TP berturut-turut adalah waktuh

tempuh gelombang langsung, bias dan pantul. Sedangkan pada jarak yang relatif jauh

TB < TL < TP. Jelas bahwa gelombang pantul akan sampai di titik penerima dalam waktu

yang paling lama.

 

 

 

 

Gambar 3 Hubungan jarak dan waktu tempuh gelombang langsung, bias dan pantul.

6.  Penjalaran Gelombang Pada Medium Dua Lapis Horizontal (Datar)

Untuk menentukan kedalaman di bawah sumber gelombang dari medium dua

lapis horizontal, dapat dilakukan pengukuran seperti pada Gambar 4 berikut.

Pada titik A diadakan getaran sehingga timbul gelombang seismik yang menjalar ke arah

penerima (geophone) di titik D. Dengan mengamati waktu tiba dapat dibuat grafik hubungan

jarak dengan waktu tiba sebagaimana ditunjukkan pada Gambar 5.

 

 

 

 

 

 

 

Berdasarkan grafik hubungan jarak dengan waktu tiba dapat ditentukan harga V1, V2, Ti, dan

Xo. V1adalah kecepatan gelombang seismik pada medium 1 sedang V2 adalah kecepatan

gelombang seismik pada medium 2, Ti adalah waktu penggal (intercept time), dan Xo adalah

jarak kritis. Untuk menentukan kedalaman di bawah sumber gelombang h, ditinjau terlebih

dahulu tentang lintasan penjalaran gelombang bias pada Gambar 4. Waktu yang diperlukan

untuk penjalaran dari lintasan A-B-C-D adalah T.

Di dapat suatu persamaan, yaitu :

 

 

 

 

 

 

 

 

Seismik Refleksi

Secara umum, metode seismik refleksi terbagi atas tiga bagian penting yaitu pertama adalah akuisisi

data seismik yaitu merupakan kegiatan untuk memperoleh data dari lapangan yang disurvei, kedua adalah

pemrosesan data seismik sehingga dihasilkan penampang seismik yang mewakili daerah bawah permukaan yang

siap untuk diinterpretasikan, dan yang ketiga adalah interpretasi data seismik untuk memperkirakan keadaan

geologi di bawah permukaan dan bahkan juga untuk memperkirakan material batuan di bawah permukaan.

AKUISISI DATA SEISMIK

Untuk memperoleh hasil pengukuran seismik refleksi yang baik, diperlukan pengetahuan tentang

sistem perekaman dan parameter lapangan yang baik pula. Parameter akan sangat ditentukan oleh kondisi

lapangan yang ada yaitu berupa kondisi geologi daerah survei. Teknik-teknik pengukuran seismik meliputi :

1. Sistem Perekaman Seismik

Tujuan utama akuisisi data seismik adalah untuk memperoleh pengukuran travel

time dari sumber energi ke penerima. Keberhasilan akusisi data bisa bergantung pada jenis

sumber energi yang dipilih. Sumber energi seismik dapat dibagi menjadi dua yaitu sumber

impulsif dan vibrator. Sumber impulsif adalah sumber energi seismik dengan transfer

energinya terjadi secara sangat cepat dan suara yang dihasilkan sangat kuat, singkat dan

tajam. Sumber energi impulsif untuk akuisisi data seismik yang digunakan untuk akusisi

data seismik di laut adalah air gun.

 Sumber energi vibrator merupakan sumber energi dengan durasi beberapa detik.

Panjang  sinyal input dapat bervariasi. Gelombang outputnya berupa gelombang

sinusoidal. Seismik refleksi resolusi tinggi menggunakan vibrator dengan frekuensi 125 Hz

atau lebih.

Perekaman data seismik melibatkan detektor dan amplifier yang sangat sensistif

serta magnetic tape recorder. Alat untuk menerima gelombang-gelombang refleksi untuk

survei seismik di laut adalah hidropon. Hidropon merespon perubahan tekanan. Hidropon

terdiri atas kristal piezoelektrik yang terdeformasi oleh perubahan tekanan air. Hal ini

akan menghasilkan beda potensial output. Elemen piezoelektrik ditempatkan dalam suatu

kabel streamer yang terisi oleh kerosin untuk mengapungkan dan insulasi. Model

hidropon seperti yang diperlihatkan pada Gambar 1.

Gambar 1. Penampang hidropon

Hampir semua data seismik direkam secara digital. Karena output dari hidropon

sangat lemah dan output amplitude decay dalam waktu yang sangat singkat, maka sinyal

ini harus diperkuat. Amplifier bisa juga dilengkapi dengan filter untuk meredam frekuensi

yang tidakdiinginkan(SANNY,2004).

2. Prosedur Operasional Seismik Laut

Kapal operasional seismik dilengkapi dengan bahan peledak, instrumen

perekaman serta hidropon, dan alat untuk penentuan posisi tempat dilakukannya survey

seismik seperti yang diperlihatkan pada Gambar 2. Menurut KEARN & BOYD (1963),

terdapat dua pola penembakan dalam operasi seismik di laut yaitu :

a) Profil Refleksi, pola ini memberikan informasi gelombang-gelombang seismik

sebagai gelombang yang merambat secara vertikal melalui lapisan-lapisan di bawah

permukaan. Teknik ini melakukan tembakan disepanjang daerah yang disurvei dengan

kelajuan dan penembakan yang konstan. Jarak penembakan antara satu titik terhadap

lainnya disesuaikan dengan informasi refleksi yang diperlukan, seperti yang diperlihatkan

pada Gambar 3.

 

 

 

 

 

Gambar 2. Operasional seismik di laut

 

b) Profile Refraksi, Pola ini memberikan informasi gelombang-gelombang seismik yang

merambat secara horizontal melalui lapisan-lapisan di bawah permukaan. Pada teknik ini

kapal melakukan tembakan pada titik-titik tembak yang telah ditentukan (Gambar 3).

 

Gambar 3. Diagram metode penembakan Refraksi (a) dan Refleksi (b)

Secara garis besar urutan pengolahan data seismik menurut adalah sebagai berikut :

1.   Field Tape

Data seismik direkam ke dalam pita magnetik dengan standar format tertantu. Standarisasi

ini dilakukan oleh SEG (Society of Exploration Geophysics).

2.   Demultiplex

Data seismik yang tersimpan dalam format multiplex dalam pita magnetik lapangan

sebelum diperoses terlebih dahulu harus diubah susunannya.

3.   Gain Recovery

Akibat adanya penyerapan energi pada lapisan batuan yang kurang elastis dan efek

divergensi sferis maka data amplitudo (energi gelombang) yang direkam mengalami

penurunan sesuai dengan jarak yang ditempuh. Untuk menghilangkan efek ini maka perlu

dilakukan pemulihan kembali energi yang hilang sedemikian rupa sehingga pada setiap

titik seolah-olah datang dengan jumlah energi yang sama. Proses ini dikenal dengan

istilah Automatic Gain Control (AGC) sehingga nantinya menghasilkan kenampakan data

seismik yang lebih mudah diinterpretasi.

4.   Editing dan Muting

Editing adalah proses untuk menghilangkan semua rekaman yang buruk, sedangkan mute adalah proses

untuk menghilangkan sebagian rekaman yang diperkirakan sebagai sinyal gangguan seperti ground roll, first

break dan lainnya yang dapat mengganggu data.

5.   Koreksi statik

Koreksi ini dilakukan untuk menghilangkan pengaruh topografi (elevasi shot dan

receiver) sehingga shot point dan receiver seolah-oleh ditempatkan pada datum yang

sama.

6.   Dekonvolusi

Dekonvolusi dilakukan untuk menghilangkan atau mengurangi pengaruh ground roll,

multiple, reverberation, ghost serta memperbaiki bentuk wavelet yang kompleks akibat

pengaruh noise. Dekonvolusi merupakan proses invers filter karena konvolusi merupakan

suatu filter. Bumi merupakanlow pass filter yang baik sehingga sinyal impulsif diubah

menjadi wavelet yang panjangnya sampai 100 ms. Wavelet yang terlalu panjang

mengakibatkan turunnya resolusi seismik karena kemampuan untuk membedakan

dua event refleksi yang berdekatan menjadi berkurang.

7.   Analisis Kecepatan

Tujuan dari analisis kecepatan adalah untuk menentukan kecepatan yang sesuai untuk

memperolehstacking yang terbaik. Pada grup trace dari suatu titik pantul, sinyal refleksi

yang dihasilkan akan mengikuti bentuk pola hiperbola. Prinsip dasar analisa kecepatan

pada proses stacking adalah mencari persamaan hiperbola yang tepat sehingga

memberikan stack yang maksimum.

8.   Koreksi Dinamik/Koreksi NMO

Koreksi ini diterapkan untuk mengoreksi efek adanya jarak offset antara shot

point dan receiver pada suatu trace yang berasal dari satu CDP (Common Depth Point).

Koreksi ini menghilangkan pengaruh offset sehingga seolah-olah gelombang pantul

datang dalam arah vertikal (normal incident).

9.   Stacking

Stacking adalah proses penjumlahan trace-trace dalam satu gather data yang bertujuan

untuk mempertinggi sinyal to noise ratio (S/N). Proses ini biasanya dilakukan berdasarkan

CDP yaitu trace-trace yang tergabung pada satu CDP dan telah dikoreksi NMO kemudian

dijumlahkan untuk mendapat satu trace yang tajam dan bebas noise inkoheren

10. Migrasi

Migrasi adalah suatu proses untuk memindahkan kedudukan reflektor pada posisi dan

waktu pantul yang sebenarnya berdasarkan lintasan gelombang. Hal ini disebabkan karena

penampang seismik hasil stack belumlah mencerminkan kedudukan yang sebenarnya,

karena rekaman normal incident belum tentu tegak lurus terhadap bidang permukaan,

terutama untuk bidang reflektor yang miring. Selain itu, migrasi juga dapat

menghilangkan pengaruh difraksi gelombang yang muncul akibat adanya struktur-struktur

tertentu (patahan, lipatan).

C.     METODE GRAVITASI 

Teori dasar dalam penelitian gravitasi adalah hukum Newton tentang gravitasi, yang

menyatakan bahwa gaya tarik menarik antara dua partikel dengan massa m1 dan m2 yang

berjarak r adalah :

 

 

 

Gaya persatuan massa yang mempunyai jarak r dari m1 disebut medan gravitasi dari

partikel m1 yang besarnya :

 

Karena medan ini bersifat konservatif, maka medan gravitasi bisa dinyatakan sebagai gradien

dari suatu fungsi potensial skalar ( ) 1 U rv sebagai berikut :

 

 

Dimana                    yang merupakan potensial gravitasi dari massa m1.

Medan gravitasi g disebut juga percepatan gravitasi atau percepatan jatuh bebas. Satuan g

dalamCGS adalah gal, dimana 1 gal = 1 cm/det2. Harga g ini tergantung pada bentuk bumi

yangsebenarnya dan distribusi rapat massa ρ(r0) di dalam bumi.

Pengukuran gravitasi ini menggunakan Gravitymeter La Coste & Romberg type G-

1118 MVR yang dilengkapi dengan sistem umpan balik elektronik dengan ketelitian 0.005

mgal. Untuk pengukuran posisi dan ketinggian digunakan GPS Trimble Navigation 4600

LS Geodetic System Surveyor Single Frequence.

Langkah-langkah dalam pengolahan data gravitasi dimulai dari data mentah hingga

siap diinterpretasi yang meliputi antara lain : konversi ke harga milligal, koreksi pasang surut,

koreksi drift (apungan), koreksi tinggi alat, sehingga diperoleh harga gravitasi observasi.

Selanjutnya gravitasi observasi ini direduksi terhadap percepatan gravitasi teoritis

pada titik pengukuran yaitu : koreksi gravitasi normal (IAG,1980), koreksi udara bebas (free-

air), koreksi Bouguer, koreksimedan dan diperoleh anomali Bouguer lengkap pada topografi

yang masih terletak pada ketinggian yang tidak teratur, sehingga perlu dibawa pada

ketinggian tertentu dengan menggunakan metode Sumber Ekivalen Titik Massa (Dampney,

1969).

Anomali bouguer lengkap pada ketinggian yang sudah sama terdiri dari dua

komponen yaitu komponen lokal dan komponen regional. Untuk memisahkan kedua

komponen tersebut digunakan metode pencocokan polynomial dua dimensi (Abdelrahman,

1985).

Pada tahapan interpretasi data dalam metode gravitasi digunakan dua macam

interpretasi, yaitu interpretasi kualitatif dan interpretasi kuantitatif. Untuk interpretasi secara

kuantitatif digunakan cara pemodelan yaitu pembuatan model benda atau struktur bawah

permukaan dari respon yang berasal dari medan gravitasi. Dalam penyelidikan ini digunakan

pemodelan benda 2½ dimensi seperti yang diajukanTalwani dkk, 1959 dengan program

komputer Grav-2DC.

Anomali Bouguer lengkap di topografi terletak pada titik-titik yang tidak teratur

dengan ketinggian yang bervariasi. Kemudian data ini diproyeksikan ke suatu bidang datar

pada kedalaman 700 m diatas speroida acuan dan ketinggiannnnya 1700 m diatas speroida

acuan dengan menggunakan metode sumber ekivalen titik massa (Dampney, 1969).

Interpretasi kualitatif dilakukan dengan cara menafsirkan dari peta kontur anomaly Bouguer

lengkap lokal dan regional pada kedalaman 700 m diatas speroida acuan dan ketinggian 1700

m diatas speroida acuan, dengan nilai anomalinya yang cenderung semakin besar ke tengah

(Gambar 4 dan 5). Interpretasi kuantitatif dilakukan dengan cara pembuatan model yang

menggunakan metode poligon dengan program komputer Grav 2DC, sehingga kita akan

memperoleh informasi secara kuantitatif dari struktur bawah permukaan daerah penelitian.

Dalam pembuatan model ini diambil dua lintasan dari data anomali Bouguer lengkap

regional, yaitu lintasan A-A’ dan lintasan B-B’ (Gambar 4) dan dua lintasan dari data

anomali Bouguer lengkap lokal, yaitu lintasan C-C’ dan lintasan D-D’ (Gambar 5).

Interpretasi dari model-model tersebut (Gambar 6 dan 7) adalah bahwa benda anomaly

struktur bawah permukaan.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

D.    PENUTUPMetode seismik merupakan salah satu bagian dari seismologi eksplorasi yang

dikelompokkan dalam metode geofisika aktif, dimana pengukuran dilakukan dengan menggunakan ‘sumber’ seismic (palu, ledakan, dll). Setelah usikan diberikan, terjadi gerakan gelombang di dalam medium (tanah/batuan) yang memenuhi hukum-hukum elastisitas ke segala arah dan mengalami pemantulan ataupun pembiasan akibat munculnya perbedaan kecepatan. Kemudian, pada suatu jarak tertentu, gerakan partikel tersebut di rekam sebagai fungsi waktu. Berdasar data rekaman inilah dapat ‘diperkirakan’ bentuk lapisan/struktur di dalam tanah.

Seismik bias dihitung berdasarkan waktu jalar gelombang pada tanah/batuan dari posisi sumber ke penerima pada berbagai jarak tertentu. Pada metode ini, gelombang yang terjadi setelah usikan pertama (first break) diabaikan, sehingga sebenarnya hanya data first break saja yang dibutuhkan. Parameter jarak (offset) dan waktu jalar dihubungkan oleh sepat rambat gelombang dalam medium. Kecepatan tersebut dikontrol oleh sekelompok konstanta fisis yang ada di dalam material dan dikenal sebagai parameter elastisitas.

Sedangkan dalam seismik pantul, analisis dikonsentrasikan pada energi yang diterima setelah getaran awal diterapkan. Secara umum, sinyal yang dicari adalah gelombang-gelombang yang terpantulkan dari semua interface antar lapisan di bawah permukaan. Analisis yang dipergunakan dapat disamakan dengan ‘echo sounding’ pada teknologi bawah air, kapal, dan sistem radar. Informasi tentang medium juga dapat diekstrak dari bentuk dan amplitudo gelombang pantul yang direkam. Struktur bawah permukaan dapat cukup kompleks, tetapi analisis yang dilakukan masih sama dengan seismik bias, yaitu analisis berdasar kontras parameter elastisitas medium.

Metode gravitasi merupakan metode geofisika yang didasarkan pada pengukuran variasi  medan gravitasi. (http://um.ac.id)  Pengukuran ini dapat dilakukan dipermukaan bumi, (http://ksupointer.com) di kapal maupun diudara.  Dalam metode ini yang dipelajari adalah variasi medan gravitasi akibat variasi rapat massa  batuan di bawah permukaan sehingga dalam pelaksanaannya yang diselidiki adalah  perbedaan medan gravitasi dari suatu titik observasi terhadap titik observasi lainnya.  Metode  gravitasi umumnya digunakan dalam eksplorasi jebakan minyak (oil trap).  Disamping itu  metode ini juga banyak dipakai dalam eksplorasi mineral dan lainnya. (http://yan.komputasi.web.id)  Prinsip pada metode ini  mempunyai kemampuan dalam membedakan rapat massa suatu material terhadap lingkungan  sekitarnya.  Dengan demikian struktur bawah permukaan dapat diketahui.  Pengetahuan  tentang struktur bawah permukaan ini penting untuk perencanaan langkah-langkah eksplorasi  baik minyak maupun meneral lainnya.

Metode gayaberat merupakan salah satu metode geofisika yang digunakan untuk mengetahui kondisi bawah permukaan bumi dengan cara mengamati variasi lateral dari sifat fisik batuan (densitas). Adanya perbedaan densitas (massa jenis) batuan dari suatu tempat dengan tempat lain ini menimbulkan perbedaan medan gravitasi yang relatif kecil (dalam order 10-8), adanya variasi medan gravitasi bumi ditimbulkan oleh adanya perbedaan rapat massa (density) antar batuan. Adanya suatu sumber yang berupa suatu massa (masif, lensa, atau bongkah besar) di bawah permukaan akan menyebabkan terjadinya gangguan medan gaya berat (relatif). Adanya gangguan ini disebut sebagai anomali gaya berat. Karena perbedaan medan gayaberat ini relatif kecil maka diperlukan alat ukur yang mempunyai ketelitian yang cukup tinggi. Alat ukur yang sering digunakan adalah Gravimeter. Alat pengukur gayaberat di darat telah mencapai ketelitian sebesar ±0.01 mGal dan di laut sebesar ±1 mGal.

Informasi yang diharapkan dari survei gravitasi adalah mengetahui efek dari sumber yang tidak diketahui terhadap perubahan harga gravitasi atau variasi harga gravitasi, diperlukan proses reduksi terhadap faktor-faktor yang mempengaruhi harga gravitasi tersebut, diantaranya : efek lintang, efek elevasi, efek pasangsurut, efek topografi, dan efek lainnya, sehingga didapatkan harga gravitasi yang benar-benar ditimbulkan dari sumber yang tidak diketahui tersebut (anomali gravitasi/Bouguer).

E.     DAFTAR PUSTAKA1)      Danny Kurnianto dan Dedi Ary Prasetiya, Persiapan Data, Analisis dan

Interpretasi, Jurusan Teknik Elektro FT UGM, Yogyakarta.2)      Pryono Awali, 2 Maret 2000, Metode Seismik Dalam Usaha Pendeteksian Reservoir

Minyak dan Gas Bumi (Penerapan Metode AVO), Jurusan Metereologi dan Geofisika F-MIPA ITB

3)      Supriyanto, 2007, Analisis Data Geofisika: Memahami Teori Inversi, Edisi 1, Departemen Fisika-FMIPA, Universitas Indonesia, 2007.

4)      Nusantara, Eka.,dkk., 2005, Aplikasi Migrasi Metode Beda Hingga Pada Pengolahan Data Seismik Untuk Menggambarkan Penampang Bawah Permukaan Yang Sebenarnya, Jurnal Berkala Fisika, Vol.8, No.2, April 2005, Hal 61-68.

5)      Azhar dan Gunawan Handayani, 2004, Penerapan Metode Geolistrik Konfigurasi Schulemberger Untuk Penentuan Tahanan Jenis Batubara, Jurnal Natur Indonesia, hal 122-126.

6)      Broto, Sudaryo, 2008, Pengolahan Data Geolistrik dengan Metode Schulemberger, Jurnal Teknik, Vol. 29, No.2.

7)      Joenil Kahar, 1990, Potensial Gayaberat Dalam Penentuan Bentuk dan Besar Bumi, KontribusiFisika Indonesia, vol.1, no.2A, Bandung. 

8)      hppt//: www.google.com/search : Gravitasi Geofisika.9)       Petunjuk Workshop Geofisika , 1992, Laboratorium Geofisika Jurusan Fisika, FMIPA UGM,

Yogyakarta.

10)   Kursus pengukuran Dasar geofisika Untuk Eksplorasi Dan Teknik, 1992, Laboratorium Fisika Bumi,

Jurusan Fisika FMIPA , Institut Teknologi Bandung.