Reduksi Dan Interpretasi Data Gravitasi

Reduksi Dan Interpretasi Data Gravitasi Susilawati

Jurusan Fisika

Fakultas Matematika Dan Ilmu Pengetahuan Alam Universitas Sumatera Utara

REDUKSI DAN INTERPRETASI DATA GRAVITASI

Dalam survey gaya gravitasi pada suatu lokasi (titik), data percepatan gravitasi yang terukur dilapangan secara umum masih dipengaruhi oleh banyak keadaan mulai dari letak titik pengamatan (latitude), ketinggiannya dari speroid refrensi, pengaruh topografi disekitarnya, pengaruh kompensasi isostatik, dan keadaan geologi di daerah tersebut (kerapatan batuan).

Reduksi data percepatan gravitasi dilakukan setelah data dikoreksi dari kesalahan yang disebabkan karena kesalahan sistematis dan kesalahan baca. Koreksinya meliputi : koreksi pasang surut / koreksi drift, koreksi letak terhadap lintang bumi, koreksi ketinggian (udara bebas dan Bouguer sederhana), dan koreksi topografi (medan).

Dalam makalah ini akan dibahas mengenai reduksi data gravitasi yang dikoreksi dengan koreksi-koreksi yang disebutkan di atas. Sehingga di sini ditekankan koreksi terhadap medan gravitasi normalnya atau untuk mendapatkan medan gravitasi toeritis yang siap digunakan dalam pengolahan data dan interpretasi data.

1.1 Koreksi Pasang Surut

Koreksi pasang surut karena pengaruh efek pasang surut. Alat gravimeter sangat peka sehingga gaya tarik gravitasional matahari dan bulan sangat berpengaruh pada alat tersebut. Perubahan gravitasi disebabkan oleh gaya tarik dari dua benda angkasa. Besarnya perubahan ini bervariasi terhadap lintang, waktu bulanan, waktu tahunan. Perubahan gravitasi akibat efek pasang surut diberikan oleh persamaaan Longman, I.M., 1959, yakni :

(

)

(

)

(

)

⎭ ⎬ ⎫ ⎩

⎨

⎧ _{− + − + −}

= 3cos 1

3 2 cos

3 cos 5 1

sin 3 2 2

3 2

3 3

4 2

2 q

D S p p

d Mr p

d M Gr

KPS (1)

dengan, KPS = Koreksi Pasang Surut, p = sudut zenith bulan, q = sudut zenith matahari, M =

Massa bulan, S = Massa matahari, d = jarak antara pusat bumi dengan bulan, D = Jarak antara pusat matahari dengan bumi. Perubahan gravitasi akibat pasang surut ini berkisar antara 0.2 – 0.3 m Gal. Pada bulan penuh / mati perubahan gravitasi 0.05 mGal/jam dan pada bulan seperempat kurang dari 0.005 mGal/hari.

Koreksi drift dimaksudkan untuk mengkoreksi kesalahan pembacaan gravimeter pada saat pengukuran gravitasi disuatu tempat. Drift adalah penyimpangan pembacaan nilai gravitasi dari waktu ke waktu, yang disebabkan oleh beberapa faktor misalnya, elastisitas pegas halus pada alat, efek pasang surut, pengaruh suhu, waktu pengukuran, dan goncangan.

Seperti diketahui bahwa semua alat gravimeter harus cukup peka untuk kepentingan prospeksi geofisika secara komersial, sehingga akan mempunyai variasi terhadap waktu. Hal tersebut dikarenakan faktor internal yaitu adanya struktur dalam yang berupa pegas sangat halus, sehingga perubahan mekanis yang sangat kecil akan berpengaruh terhadap pengukuran.

Dalam koreksi drift ada dua metode yang sering digunakan dalam penelitian, yaitu metode matematis dan metode grafis. Metode matematis digunakan rumus di bawah ini guna mendapatkan harga gravitasi yang mendekati harga yang sebenarnya.

(

(

) (

)

x

y

q

r

q

p

c

−

−

−

=

)

(2)

dengan, c = koreksi drift untuk stasiun n, p = waktu pembacaan di stasiun n, q = waktu pembacaan di stasiun awal, r = waktu pembacaan di stasiun akhir, x = nilai pembacaan di stasiun akhir, y = nilai pembacaan di stasiun awal.

Setelah c (koreksi) diperoleh lalu digunakan untuk mengurangi harga pembacaan disetiap stasiun pengukuran, didapat d,

d = a – c (3)

dengan, a = nilai pembacaan di stasiun n. Dari nilai d yang didapat lalu dimasukkan dalam rumus berikut :

g = K . d (4)

dengan, g = nilai gravitasi terkoreksi, K = konstanta alat.

Pada metode grafis, karena besarnya penyimpangan berbanding lurus dengan waktu maka fungsinya berupa garis lurus (linear). Dengan demikian koreksinya akan terdistribusi secara merata sesuai waktu pengukuran, seperti terlihat pada Gambar 1 berikut.

C

n

C

5

X

n [image:2.612.163.354.334.511.2]

X

5

[image:3.612.182.435.83.226.2]

Gambar 2 Gaya gravitasi efek pasang surut teoritis pada saat bulan penuh (Nettelton, 1976).

1.2 Efek Latitude (Garis Lintang)

Koreksi ini dikenakan pada data percepatan gravitasi dikarenakan faktor kepepatan bumi akibat rotasi pada sumbunya. Sehingga akibat dari rotasi ini kakas gravitasi dikhatulistiwa lebih besar dibanding di daerah kutub. Menurut persamaan di bawah ini,

∑∑

∞

= = +

−

=

0 0 1

)

(

l l

m l

m l m l

r

Y

B

r

U

(4)

formula untuk medan gravitasi pada permukaan suatu body dapat dituliskan dalam bentuk

(5)

∑

∞

=

=

0

2 sin )

(

n

n n

a

g

ϕ

ϕ

dimana ϕ adalah garis lintang geosentris. Koefisien an dapat diperoleh dengan mencocokan

pengukuran gravitasi menyeluruh di dunia yang direduksi ke speroid referensi.. Berdasarkan data yang ada pada tahun 1930, ditetapkan bahwa nilai a0 = 978.0490 gals ; a1 = 0.0052884 a0, a2 =

-0.0000059 a0 ; serta a3 dan koefisien selanjutnya tidak signifikan. Sehingga dengan memakai

patokan bumi sebagai bidang bola speroid dan massa bumi homogen, besarnya koreksi pada speroid referensi (Heiskanen) :

g(ϕ) = 978.0490 (1 + 0.0052884 sin2ϕ - 0.0000059 sin22ϕ) gals (6)

dengan ϕ = sudut lintang titik pengamatan terhadap bumi, a0 = g0 menyatakan gravitasi di

ekuator, sin2 ϕ termasuk didalamnya efek perataan geometris dan efek sentrifugal. sin2 ϕ termasuk koreksi nonconfermity pada speroid berputar.

Persamaan (6) sering juga disebut sebagai medan gravitasi normal, yang dapat digunakan untuk koreksi semua data gravitasi untuk elliptisitas bumi. Pada tahun 1980 telah dilakukan pembaharuan sehingga diperoleh besarnya medan gravitasi normal dalam satuan gu (gravity unit) adalah :

g(ϕ) = 9780327.0 + 5279.4 sin2ϕ - 232.7 sin2 2ϕ gu (7)

Gradien horizontal utara–selatan dari g dapat dihitung dengan mendifrensialkan persamaan di atas sebagai berikut,

( )

ϕ

ϕ

d

ϕ

dg R d dg R ds dg

e

1 1

=

= (8)

1.3 Koreksi Elevasi (Ketinggian)

Semakin tinggi suatu tempat dipermukaan bumi maka percepatan gravitasi bumi semakin kecil. Suatu kenyataan bahwa kakas tarik bumi terhadap suatu benda disekelilingnya, dikatakan sebagai suatu kakas tarik yang disebabkan oleh adanya suatu massa yang terkonsentrasi di pusat bumi, besar kakas tarik ini berubah terhadap jarak benda terhadap massa bumi. Karena pada koreksi medan gravitasi normal kakas benda dianggap terletak di speroid referensi dan hanya terpengaruh oleh letaknya terhadap sudut lintang bumi. Padahal kenyataannya benda tersebut tidak selalu terletak di permukaaan air laut sehingga perlu adanya pengurangan atau sebaliknya tergantung letak benda terhadap speroid referensi. Koreksi elevasi (ketinggian) mempunyai dua komponen yaitu koreksi udara bebas dan koreksi Bouguer.

1.3.1 Koreksi Elevasi ; Efek Udara Bebas

Koreksi udara bebas merupakan koreksi elevasi (ketinggian) yang mengabaikan massa diantara permukaan air laut dengan titik pengamatan. Sesuai dengan hukum gravitasi Newton bahwa harga percepatan gravitasi berbanding terbalik dengan kuadrat jarak, semakin tinggi suatu tempat di permukaan bumi maka percepatan gravitasi bumi semakin kecil. Sehingga koreksi

udara bebas sebesar

R g h

∂ ∂

perlu ditambahkan. Jika jari-jari speroid referensi adalah R(ϕ) dan

ketinggian h << R, maka :

(

)

⎟ ⎠ ⎞ ⎜ ⎝ ⎛ ∂ ∂ + = + R g h R g h R

g (9)

dimana R = jari-jari bumi sebagai bidang speroid, g(R) = medan gravitasi normal yang diberikan

pada persamaan (6), h = ketinggian (jarak dari titik ukur ke speroid referensi),

R g

∂ ∂

= gradien

vertikal percepatan gravitasi terhadap jari-jari bumi dari permukaan air.

Sifat dari koreksi ini adalah menambahkan koreksi lintang dititik pengamatan terhadap bumi, karena titik pengamatan kali ini terletak di atas speroid referensi.

Untuk menghitung besarnya

R g

∂ ∂

digunakan rumus McCullagh untuk potensial gravitasi

disebarang titik di luar speroid yang eksentrisitasnya kecil yang berputar dengan kecepatan angular Ω,

( )

(

)

(

2

ϕ

)

2 2 2

ϕ

3 cos 2 1 sin 3 1

2R C A R

G R

GM R

U = + − − + Ω

− (10)

dimana C dan A adalah momen inersia axial dan equatorial. Difrensiasi persamaan (10) terhadap R, diperoleh,

(

)

[

]

(

)

cos

2

ϕ

2

1

9

2

1

3

2

2 5 2 5 5 2 2

⎥

⎦

⎤

⎢

⎣

⎡

Ω

+

−

−

Ω

−

−

−

−

=

∂

∂

+

=

∂

∂

e e e

R

A

C

G

A

C

MR

R

G

R

U

R

g

(11)

dan dengan mensubstitusikan nilai-nilai dari A, C, M, dan Re yang ditentukan secara astronomi

memberikan,

ϕ

2 cos 0007 . 0 9406 . 0 − − = ∂ ∂ R g

gu/ft (12)

dengan mengalikan harga

R g

∂ ∂

di atas terhadap ketinggian h dari speroid referensi (dalam ft) akan

1.3.2 Koreksi Elevasi ; Koreksi Bouguer

Koreksi udara bebas mengabaikan seluruh massa material yang terletak antara permukaan tanah dengan speroid referensi. Efek gravitasi massa ini positif, hal ini berlawanan dengan gradien udara bebas dan karena itulah nilainya akan cenderung berkurang. Profil gravitasi sebagai fungsi topografi ditunjukan pada Gambar 3.

Efek Bouguer diukur dari perbedaan letak titik ukur dari speroid referensi atau titik ukur tersebut tidak dapat dinyatakan berada dipermukaan air laut. Koreksi Bouguer dilakukan akibat adanya massa yang terletak diantara bidang speroid dengan titik pengukuran. Koreksi ini didasarkan pada suatu pengandaian bahwa titik ukur berada pada suatu bidang datar horizontal yang luas dan mengandung suatu massa batuan dengan kerapatan massa tertentu, Gambar (3a).

Untuk menghitung efek terrain pada titik A (Gambar 3a), kita harus menghitung integral,

( )

∫

₋

∂ ∂

V r r

r d r z G

0 0 3 0

ρ

(13)

yang meliputi seluruh volume yang terkandung antara permukaan tanah dan speroid referensi.

Gambar 3. a) koreksi terrain dan Bouguer, b) Perkembangan dari koreksi Bougeur yang mereduksi slab Bouguer horizontal ke cangkang bola (topi spheris).

Kontribusi dari isi slab (irisan) antara dua permukaan horizontal disebut “ efek Bouguer”, sementara sisanya disebut “efek topografi”, yang dihitung secara terpisah. Jika densitas diseluruh V konstan, maka efek Bougeur = 2πρGh. Karena densitas besarnya bervariasi, kita definisikan suatu densitas Bouguer di A sebagai berikut,

( )

0 3 2

0 0 0

cos

2

1

)

(

d

r

r

r

h

A

slab

B

=

∫

ϑ

ρ

π

ρ

(14) [image:5.612.96.514.267.507.2]

[image:6.612.147.465.83.345.2]

Gambar 4 Profil gravitasi udara bebas dan gravitasi Bouguer

Biasanya posisi A berubah-ubah, densitas Bouguer secara umum bervariasi terhadap lokasi. Karena merupakan suatu berat rata-rata, bagaimanapun harus smooth dan tidak ada diskontinuitas.

Besarnya koreksi Bougeur ini adalah,

BC= 0.04193 ρB h mgal/m = 0.01277 ρB h mgal/ft = 0.1276 ρB h gu

Efek udara bebas dan koreksi Bouguer biasanya dikombinasikan menjadi satu koreksi elevasi k, sehingga koreksi ketinggian adalah :

k = (0.9406 + 0.0007 cos 2ϕ)h – 0.1276 ρB h – 0.68 x 10-7h gu/ft (15)

dalam menghitung ρB, k akan berubah dari titik ke titik.

Gambar (3b) menunjukkan perkembangan koreksi Bouguer dengan sutu koreksi yang dinamakan koreksi klengkungan topografi. Dimana jika pada slab Bouguer massa topografi dianggap terdistribusi secara merata di atas bidang spheroid, tetapi pada kenyataannya topografi melengkung berbentuk cangkang bola (Sphericall shell) yang melingkupi bumi. Karl (1971) merumuskan gaya gravitasi unutk efek topografi berbentuk cangkang bola, yaitu,

(

)

⎟⎟ ⎠ ⎞ ⎜⎜

⎝

⎛ _{− −}

=

= ₂

3 3

2 4 3

r h r r G r

M G

g

πρ

(16)

dengan, M = massa bumi sferis dengan kerapatan ρ, h = ketebalan cangkang, r = jarak pusat bumi ke titik ukur, G = konstanta gravitasi.

Persamaan (16) dapat ditulis dalam polinomial orde 2 dalam bentuk

r h

⎟⎟

⎠

⎞

⎜⎜

⎝

⎛

+

−

=

2₂

3

1

4

r

h

r

h

Gh

g

πρ

(17)

karena harga

r h

sangat kecil, sehingga diabaikan (bernilai nol), maka efek topografi yang

berbentuk cangkang adalah :

g = 4ρπGh (18)

Selanjutnya La Fehr (1991) mengusulkan suatu pendekatan eksak untuk efek topografi yaitu perpaduan slab horizontal tak berhingga ke topi spheris dengan radius tertentu, seperti terlihat pada Gambar (3b).

Perumusan efek gravitasi untuk topi spheris telah dilakukan oleh La fehr, pendekatan efek gravitasinya dalam deret pangkat adalah,

GK = 1.46308 x 10-3 h + 3.552725 x 10-7 h2 + 5.1 x 10-14 h3 (19)

1.4 Koreksi Topografi (Medan)

Adanya massa yang terletak di bawah permukaan antara titik pengamatan dan bidang spheroid pada ketinggian h sangat mempengaruhi gaya gravitasi. Grant & West (1965) mengatakan massa yang terletak antara titik ukur dengan bidang speroid dapat disederhanakan menjadi 2 bagian :

a. Bagian lempeng datar dengan ketebalan yang sama dengan ketinggian titik ukur terhadap permukaan speroid. Tarikan massa ini disebut efek Bouguer.

b. Bagian yang berada di atas atau bagian yang hilang di bawah permukaaan lempeng. Tarikan ini dikatakan sebagai efek topografi (medan).

Koreksi topografi dilakukan setelah koreksi Bouguer dilaksanakan. Koreksi topografi dilakukan untuk mengkoreksi adanya pengaruh penyebaran massa yang tidak teratur di sekitar titik pengukuran. Pada koreksi Bouguer mengandaikan bahwa titik pengamtan di lapangan berada pada suatu bidang datar yang sangat luas. Sedangkan kenyataan di lapangan mempunyai topografi yang unik berupa kumpulan lembah dan gunung, maka koreksi Bouguer di atas kurang sempurna.

[image:8.612.144.469.84.333.2]

Gambar 5 topografi tidak teratur yang menjadikan perlukan koreksi medan (Nettelton, 1976).

Setelah titik ukur tersebut dikenakan koreksi topografi, maka baik lembah maupun gunung akan memberikan sumbangan yang positif terhadap titik tersebut, dimana besar kecil nilai sumbangan tergantung dari jauh dekatnya dan perbedaan tinggi terhadap titik ukur tersebut.

Koreksi topografi diberikan dengan integral (Grant & West) :

( )

( )

3 ₀

2 0

0 0

cos

d

r

r

r

G

A

T

V

∫

=

ρ

ϑ

(20)

dimana v adalah volume antara permukaan tanah dan bidang Bouguer. Untuk menghitung integral ini, distribusi densitas dari material-material permukaan dan bentuk dari permukaan harus diketahui.

• Problem pertama diselesaikan dengan mengasumsikan bahwa ρ adalah sama dengan densitas Bouguer ρB

• Problem kedua diatasi dengan menggunakan mesin penghitung atau menggunakan template atau overlay chart, yakni dengan membagi volume menjadi beberapa sektor kecil yang dapat mewakili bentuk geometri sederhana yang efek gravitasinya diketahui.

Besarnya koreksi topografi menurut Telford adalah :

(

)

(

) (

)

⎥⎦

⎤

⎢⎣

⎡

+

+

+

−

+

=

2

1 2

1

2 2 2 2

2 1 1

2

R

R

h

R

h

R

T

_C

τσθ

(21)

dimana τ = konstanta Cavendish = 6.754 x 10-8 cm3/gr.sec2, σ = rapat massa bidang datar (gr/cm3), θ = sudut sektor/kompartement (rad), R1 = Radius sektor dalam (feet), R2 = Radius

sektor luar (feet), h = es – ea , es = ketinggian titik pengamatan, ea = ketinggian rata-rata di dalam

sektor.

konsentris menjadi beberapa kompartemen. Dengan meletakkan peta topografi di bawah lingkaran tadi maka efek masing-masing kompartemen dapat dihitung, yaitu dengan merata-ratakan deviasi elevasi setiap kompartemen terhadap titik ukur (Gambar 6). Hasil dari penjumlahan setiap kompartemen dan disesuaikan dengan kerapatan Bouguer yang ada pada daerah tersebut selanjutnya menjadi koreksi topografi pada titik amat tersebut.

[image:9.612.135.475.179.347.2]

Saat koreksi lintang dan ketinggian (termasuk koreksi topografi jika diperlukan) diterapkan maka residunya disebut sebagai “ Gravitasi Bouguer Lengkap”.

Gambar 6 Model Hammer Chart untuk koreksi medan (Telford, 1976).

1.5 Perhitungan Densitas Bouguer

Ada dua hal yang menarik dari efek Bouguer yang seringkali dipermasalahkan (Vajk, 1956). Pertama adalah bahwa bentuk permukaan bumi bukanlah menyerupai lempeng silinder datar, dan kedua ialah bahwa rapat massa seringkali bervariasi baik kearah vertikal maupun kearah horizontal.

Bentuk lempeng silinder datar dipilih karena merupakan bentuk yang paling mudah dihitung/diintegrasikan. Penyimpangan dari bentuk ini efeknya dianggap ditampung pada efek medan (topografi).

Suatu model yang lain untuk menyempurnakan model di atas, adalah dengan menganggap bagian Bouguer berbentuk cangkang (shell), dengan ketebalan h (Helbig, 1979). Untuk bentuk ini dapat diturunkan efek Bouguer :

G = 4ρπGh (22)

Perbaikan di atas tidak terlalu banyak digunakan karena perlu dikompensasi dengan efek topografi pada daerah yang lebih luas, tetapi jelas menunjukkan besarnya pengaruh harga ρ (secara kasar, pengaruh pada model cangkang dua kali lebih besar dari model silinder datar) terhadap B. Vajk (1965), menunjukkan bagaimana variasi rapat massa dapat terjadi, diantara akibat erosi, persesaran, pelipatan, perubahan litologi, dan sebagainya. Masalah yang dihadapi adalah bagaimana menetukan rapat massa Bouguer.

Adapun metodenya adalah dengan cara membuat profil harga percepatan gaya gravitasi yang telah dikoreksi dengan rapat massa Bouguer yang berbeda-beda pada lintasan yang mewakili (topografinya tidak teratur) Gambar 4.

Anomali percepatan gravitasi yang menunjukkan korelasi minimum terhadap profil topografi yang diambil, harga rapat massa yang bersesuaian dengan hal ini dianggap sebagai harga rapat massa batuan yang paling sesuai.

Ada dua pendekatan yang logis dalam perhitungan densitas Bouguer ini dan kita bisa memilih satu dari dua pendekatan berikut :

1. Metode ini hanya mencuplik material-material yang terletak diantara level terendah dan tertinggi dari topografi. Konsekuensinya permukaan referensi dari reduksi Bouguer bukan sea level maupun datum horizontal lainnya, tetapi permukaan yang melalui seluruh titik-titik terendah dan tertinggi pada daerah itu.

2. Dasar pemikiran yang digunakan dalam pemilihan ρB yaitu untuk meminimalkan korelasi antara relief topografi dan anomali gravitasi Bouguer.

Selain metode satu harga rapat massa seperti yang dikemukakan oleh Nettelton, ada lagi metode lain yang diusulkan oleh Grant dan Elsaharty (1962), yaitu metode rapat massa bervariasi. Dalam metode ini penentuan rapat massa tidak dapat berdiri sendiri terhadap koreksi medan dan regional. Setiap titik ukur mempunyai rapat massa yang mungkin berbeda dengan titik-titik ukur sekitarnya. Secara matematis apa yang dilakukan Grant dan Elsaharty tidak sederhana dan seperti mereka akui sendiri, cara perhitungan yang dilakukan masih belum meyakinkan. Mereka menekankan kesimpulannya pada pentingnya variasi rapat massa untuk koreksi Bouguer.

Sampai saat ini metode “Nettelton profile” (Density Profile), masih hampir selalu digunakan dalam pengolahan data gravitasi. Pelaksanaannya mudah dan cepat tetapi dilain pihak metode ini memiliki keterbatasan. Untuk suatu daerah yang rapat massa batuan permukaannya sangat bervariasi, efek Bouguer tidak dapat dikoreksi dengan menggunakan satu harga rapat massa yang tetap (Vajk,1956). Selain itu, untuk daerah yang topografimya landai, undulasinya “moderate”, metode Nettelton dapat digunakan. Hal yang sama juga berlaku untuk daerah dimana topografinya dipengaruhi oleh struktur.

Profil-profil densitas dapat dihitung pada daerah-daerah terisolasi seperti yang telah digambarkan, dan suatu nilai rata-rata diambil untuk faktor ketinggian dalam area. Dalam daerah dimana kondisi permukaan bermacam-macam, perubahan dalam ρB tidak dapat diabaikan (profil

tidak halus). Dalam beberapa kasus, k harus ditentukan sebagai suatu fungsi smooth dari x dan y diseluruh area. Hal ini dapat dilakukan dengan pencarian fungsi smooth dari x dan y yang memperkecil kovariansi dari anomali Bouguer dengan relief topografi.

Faktor ketinggian, menurut metode profiling densitas, adalah fungsi k (x,y), yang diberikan dalam kuantitas :

( ) ( )

[

]

∫∫

δ

∆g +k x,y

δ

h 2dxdy (23) yang memiliki suatu harga minimum seluruh area, jika ρB konstan, k akan mempunyai harga,

( )

( )

∑

∑

= =

∆

−

=

_N

i i N

i

i i

h

h

g

k

1 2 1

δ

δ

δ

(24)

yang tidak mungkin menjadi nilai lokal terbaik untuk penggunaan di setiap titik dalam area, tetapi akan menjadi nilai konstan terbaik di atas area sebagai sesuatu jumlah. Jika ρB bervariasi, k (x,y)

1.6 Efek-Efek Isostasi

Metode ini adalah untuk membuat koreksi isostatik yamni membuat koreksi medan dari suatu peta topografi. Luas dibagi menjadi segmen-segmen kecil, setiap segmen dianggap seperti sebuah prisma yang mempunyai bentuk silinder sederhana, yang efek gravitasinya dapat dihitung. Pnajang dari prisma dapat ditentukan dengan memperkirakan bahwa kerak mempunyai bentuk yang kecil atau secara virtual tak rigid, dan masing-masing kolom merupakan berat. Asumsi-asumsi harus dibuat, densitas rata-rata dari kerak dan substratum, seperti halnya ketebalan kerak.

Jika survei gravitasi sangat luas dan jika tujuannya untuk mengetahui gambaran regional, hal ini kadang-kadang penting untuk memisahkan efek isostatik dimana hal ini masih signifikan. Hal ini penting pada sepanjang permukaan gunung atau dekat margin continental (benua).

Ketika koreksi isostasi diterapkan pada gravitasi Bouguer, residunya biasa disebut sebagai “anomali isostasi”. Bagaimanapun efek isostasi, jika ada biasanya diganti sebagai suatu bagian dari kecendrungan regional.

1.7 Anomali Percepatan Gravitasi

Setelah dilakukan koreksi-koreksi terhadap data percepatan gravitasi hasil pengukuran (koreksi latitude, elevasi, dan topografi) maka diperoleh anomali percepatan gravitasi (anomali gravitasi Bouguer lengkap) yaitu :

gBL = gobs± g(ϕ) + gFA –gB + gT (25)

dimana :

gobs = medan gravitasi observasi yang sudah dikoreksi pasang surut

g(ϕ) = Koreksi latitude

gFA= Koreksi udara bebas (Free Air Efec)

gB = Koreksi Bouguer

gT= Koreksi topografi (medan)

Dengan memasukan harga-harga numerik yang sudah diketahui, persamaan (25) menjadi, GBL = gobs±g(ϕ) + 0.094h – (0.01277h – T) σ (26)

Dimana gT diganti menjadi Tσ (σ = densitas, yang besarnya sama untuk kedua koreksi).

KESIMPULAN

Dari uraian-uraian di atas dapat ditarik beberapa kesimpulan :

1. Efek pasang surut erat hubungannya dengan posisi bulan dan bumi. Perubahan gravitasi akibat pasang surut ini berkisar antara 0.2 – 0.3 mGal, pada bulan penuh/mati perubahan gravitasi 0.05 mGal/jam dan pada bulan seperempat kurang dari 0.005 mGal/hari.

2. Koreksi drift adalah koreksi penyimpangan pembacaan nilai gravitasi dari waktu ke waktu yang disebabkan oleh beberapa faktor yaitu : elastisitas pegas halus pada alat, efek pasang surut, pengaruh suhu, waktu pengukuran dan gonvangan.

3. Koreksi latitude hanya bergantung pada sudut lintang titik pengamatan terhadap bumi. Besarnya koreksi oleh International Uniaon of Geodesy and Geophysics, 1967 dinyatakan sebagai: g(ϕ) = 978.0490 (1 + 0.0052884 sin2ϕ - 0.0000059 sin2 2ϕ) gals yang biasa disebut medan gravitasi normal, yang dapat digunakan untuk koreksi setiap data gravitasi untuk eliptisitas bumi.

5. Kajian ulang mengenai bentuk koreksi Bouguer dari segi geometris agak sulit dilakukan. Pengandaian yang dilakukan seperti selama ini masih dapat digunakan. Model cangkang tidak mengubah bentuk efek Bouguer (masih linear terhadap ρ dan h), hanya memperbesarnya menjadi dua kali lipat.

6. Karena adanya variasi rapat massa permukaan yang cukup besar, maka perlu pula variasi untuk koreksi Bouguer.

7. Jika metode Nettelton harus digunakan pada perhitungan densitas Bouguer, maka sebelumnya perlu diperhitungkan berapa anomali Bouguer yang diharapkan untuk daerah/lintasan tersebut (dengan mempertimbangkan variasi ketinggian). Apabila anomalinya besar maka metode Nettelton dapat digunakan, dan sebaliknya bila anomalinya kecil maka efek ketinggian akan lebih dominan, sehingga metode Nettelton tidak dapat digunakan.

8. Jika survei gravitasi sangat luas dan jika tujuannya untuk mengetahui gambaran regional, efek isostasi masih dianggap signifikan, karena turut memberikan sumbangan pada data gravitasi.

DAFTAR PUSTAKA

Grant, F.S., & West, G.F., 1969, Interpretation Theory in Applied Geophysics, New York, Mc. Graw-Hill, Inc.

Telford, M.W., et al, 1976, Applied Geophysics, Cambridge University Press.

Petunjuk Workshop Geofisika, 1992, Laboratorium Geofisika Jurusan Fisika FMIPA – UGM, Yogyakarta.

Proceedings, 1988, Pertemuan Ilmiah Tahunan XIII, Bandung.

Sunardi, 1988, Penelitian Anomali Bouguer Percepatan Gravitasi Gunung Merbabu Dengan Memakai Metode Talwani 2 dan 3 Dimensi, FMIPA - UGM

APENDIKS (Koreksi Topografi)

Rumus perhitungan koreksi topografi dengan metode matematis adalah sebagai berikut. Massa silinder dengan sudut jari-jari θadalah :

dm = σr dr dl dθ dg = τσ dl sinφ dφ dθ gaya beratnya sebesar :

∫ ∫

−

−

=

τσ

τ

φ

φ

θ

0

tan

tan

2 1 1

1 1 1

sin

r

r

d

d

d

(

) (

2 2

)

2 2

2

1

1

1

1

1

+

−

+

=

r

r

dl

gs

τσ

(

) (

2 2

)

2 2

2

1

1

1

1

1

+

−

+

=

∫

+

r

r

gs

Z h

Z

τσθ

(

) (

)

{

}

Z h

Z

r r

gs=

τσθ

₁2 +12 − ₂2 +12 +

(

) (

) (

) (

)

⎭

⎬

⎫

⎩

⎨

⎧

+

+

+

−

+

−

+

+

+

+

+

=

2 2

2 2

2 2 2 2

2 1 2

2 2

1

Z

2

Zh

h

r

Z

r

Z

2

Zh

h

r

Z

r

gs

τσθ

untuk Z = 0

(

)

(

) (

)

⎭

⎬

⎫

⎩

⎨

⎧

−

+

+

−

+

=

2 2

2 2

2 1 1

2

r

r

h

r

h