Harga gayaberat rata-rata pada permukaan bumi dalam satuan SI adalah 9,8 ms
2
. Satuan yang lebih kecil dinyatakan dalam µms
2
atau g.u gravity unit. Dalam satuan cgs, harga gayaberat dinyatakan dalam cms
2
atau gal.
3. Alat-alat pengukur percepatan gayaberat
a. Pendulum
√ =
√ 8
Ketelitian alat Pendulum maksimum 0.1 mGal.
b. Pengukuran gayaberat dengan benda jatuh
Dari persamaan benda jatuh bebas didapatkan persamaan berikut: H = V
o
t + 12gt
2
9 Dengan V
o
= 0, maka: g = 2ht
2
10 Ketelitian pengukuran gayaberat dengan benda jatuh ditentukan oleh h dan t
dan ketelitian mencapai 10
-7
Gal.
c. Pengukuran relatif menggunakan gravimeter
Gravimeter adalah alat pengukur gayaberat relatif yang prinsip kerjanya didasarkan atas memanjangnya pegas akibat perbedaan gaya tarik yang
berlaku pada beban, bila sebuah gravimeter dibawa ke dua tempat yang berbeda harga gayaberatnya, perbedaan tersebut dibaca pada mistar skala.
Ada dua macam alat gravimeter yaitu tipe stabil dan anstabil. Tipe yang anstabil saat ini lebih banyak digunakan karena tinggi harga ketelitian dan
akurasinya, contoh dari tipe ini adalah Worden, Scintrex Autograv dan Lacoste Romberg Gravimeter.
4. Pengukuran Di Lapangan
Pada pengukuran lapangan dilakukan dengan membentuk suatu loop, pengukuran dimulai dan diakhiri dititik yang sama, sehingga kesalahan
penutup tiap jalur dapat dihitung. Kemudian kesalahan penutup dikoreksikan pada semua data pengamatan yang terletak di jalur yang bersangkutan, dengan
pola pengukuran seperti Gambar 7 berikut:
Gambar 7. Pola pengukuran medan gayaberat
Dalam pengamatan ini terlebih dahulu dicari lokasi yang tepat untuk meletakkan stasiun utama, dimana pengukuran beda percepatan gayaberat
relatif dibandingkan dengan titik lain. Setelah itu daerah yang akan dieksploitasi dibagi dalam kisi jaringan yang sesuai dengan tujuan
penyelidikan. Hal ini dilakukan untuk memperoleh data pengamatan yang baik. Pengamatan gayaberat ini dimulai dari suatu titik pangkal di daerah
penyelidikan dimana harga titik pangkal ini telah diikat terhadap titik pangkal pokok yang telah diketahui harga mutlaknya. Untuk menentukan lokasi titik
pengamatan di lapangan diperlukan suatu peta yang telah diketahui kontur ketinggiannya.
Kecermatan perhitungan nilai anomali Bouguer dalam setiap penelitian sangat ditentukan oleh kecermatan data pengukuran topografi setiap stasiun, yang
terdiri dari data lintang geografi sampai ketinggian 0.01 detik dan data elevasi sampai ketelitian 0.5 meter. Untuk mendapatkan harga pembacaan dalam
gayaberat milligal dari pembacaan di lapangan, maka harga bacaan tersebut harus dikonversikan kedalam satuan milligal dengan cara tertentu sesuai
dengan manual alat tersebut.
3.4. Koreksi Data Gayaberat
Harga gayaberat observasi hasil survey gayaberat akan berbeda antara satu tempat dengan tempat yang lainnya. Perbedaan tersebut disebabkan antara lain:
1. Pemempatan flattening dan rotasi bumi.
2. Perbedaan jarak dari pusat bumi.
3. Perbedaan ketinggian maupun kedalaman di setiap titik pengukuran terhadap
bidang datum mean sea level. 4.
Adanya efek tarikan dari massa yang berada diantara bidang datum dan stasiun pengukuran.
5. Adanya suatu efek topografi permukaan yang relatif kasar dengan perbedaan
elevasi yang besar. Untuk menghilangkan perbedaan hasil pembacaan harga g, maka harus dilakukan
koreksi terhadap gayaberat. Koreksi-koreksi dalam penelitian sebagai berikut
.
1.
Koreksi tidal pasang surut
Percepatan gayaberat di permukaan bumi di samping dipengaruhi oleh adanya gaya tarik bumi juga dipengaruhi oleh gaya tarik matahari dan bulan, sehingga
untuk mendapatkan percepatan gayaberat yang akurat harus memperhitungkan pengaruh dari gaya tarik bulan dan matahari yang sering disebut dengan
koreksi pasang surut. Besarnya koreksi pasang surut dapat di ukur langsung dengan menggunakan
Gravimeter secara periodik maupun hitungan dengan menggunakan komputer berdasarkan perumusan Longman 1969.
Pasut = K
S
+
TS TA
S A
S B
K K
x T
T T
T
11 Dimana :
K
S
= koreksi sebelum pengamatan K
TA
= koreksi waktu akhir pengamatan K
TS
= koreksi waktu sebelum pengamatan T
B
= waktu di base T
S
= waktu sebelum pengamatan T
A
= waktu akhir pengamatan
2. Koreksi drift apungan
Pengukuran gayaberat yang dilakukan di suatu tempat, yang kemudian diulang lagi pengukuran, secara teoritis harusnya akan tetap atau konstan. Pada
kenyataannya, hal ini selalu diperoleh harga pembacaan yang berbeda, mengingat adanya pengaruh pasang surut diatas. Perbedaan ini disamping
dipengaruhi oleh kondisi pasang surut juga disebabkan karena pengaruh mekanisme alat, akibat goncangan selama transportasi, yang disebut sebagai
drift atau apungan. Koreksi drift ini ditentukan dengan anggapan bahwa perubahan drift ini linier
terhadap waktu, sehingga koreksi ini dapat dirumuskan sebagai berikut: Drift
station
= x
12 dimana :
D
station
= besarnya drift pada titik pengamatan T
station
= waktu pembacaan pada titik pengamatan G
A1
dan G
A2
= pembacaan gayaberat ke-1 dan ke-2 di base station T
A1
dan T
A2
= waktu pembacaan ke-1 dan ke-2 di Base Station
3. Koreksi lintang latitude correction
Telah diketahui bahwa bentuk bumi tidaklah bulat sempurna akan tetapi berbentuk sferoid dengan pepat pada kedua kutubnya, sehingga besarnya harga
gayaberat di kutub dan di khatulistiwa tidak sama. Dengan adanya perbedaan ini maka koreksi lintang sangat mempengaruhi besar gayaberat di suatu daerah.
Dalam penelitian ini digunakan koreksi lintang dari International Assosiation of Geodesy System IAG.1967 dengan rumusan Blakely,1955 yaitu:
2 sin
0000058 .
sin 0053024
. 1
846 .
978031
2 2
n
g
13 Nilai gayaberat teoritik pada lintang diberikan oleh Moritz 1980 :
2 Sin
10 5,8
Sin 10
5.3024 1
978.032,7 g
2 -6
2 -3
mGal 14
Koreksi ini dilakukan karena bentuk bumi yang tidak bulat sempurna, terdapat perbedaan antara jari-jari bumi di kutub dengan di katulistiwa. Nilai
gayaberat dikutub akan lebih besar dibandingkan nilai gayaberat di katulistiwa, seperti ditunjukkan pada Gambar 9.
Gambar 9. Perbedaan nilai gayaberat di kutub dengan di khatulistiwa
4. Koreksi udara bebas free air correction
Koreksi udara bebas adalah koreksi yang digunakan untuk menghilangkan perbedaan harga gayaberat yang disebabkan oleh pengaruh ketinggian antara
pengamatan dengan titik datum referensi. Pada koreksi udara bebas hanya memperhitungkan elevasi antara titik pengamatan dengan titik datum referensi
dengan mengabaikan massa diantaranya. Besar koreksi udara bebas ini adalah Grant West, 1965:
Equator l
a b
Kutub
Garis normal
Gambar 8. Elipsoid sebagai bentuk bumi
KUB = 0,3086 h mgal
15 dimana : h
= ketinggian titik amat KUB = koreksi udara bebas
Gambar 10. Titik amat P pada ketinggian h terhadap permukaan acuan Koreksi udara bebas dilakukan terhadap titik-titik pengukuran yang terletak
pada ketinggian h dari permukaan air laut. Koreksi gayaberat yang dihitung dari persamaan gayaberat normal bumi dengan bentuk ellipsoid.
h h
g g
g
h
,
16
2
sin 2
1 2
f m
f a
g h
g
17
308765 .
h
untuk
18
5. Koreksi Bouguer Bouguer correction
Pada koreksi udara bebas belum diperhitungkan adanya efek tarikan dari massa yang berada di antara bidang datum dan stasiun pengukuran itu sendiri, untuk
itu pengukuran di darat efek tarikan dari massa tersebut menyebabkan peningkatan
nilai Δg. Koreksi Bouguer berfungsi untuk mereduksi pangaruh efek tarikan dari suatu massa yang diberikan pada persamaan:
Geoid P
P h
mGal 19
dengan h = ketinggian stasiun pengukuran meter ρ
r
= densitas batuan rata-rata grcc
Gambar 11. Koreksi Bouguer terhadap data gayaberat terukur Zhou, 1990
6. Koreksi medan terrain correction
Pada koreksi medan yang diperlihatkan pada Gambar 14 nilai koreksi Bouguer diperbaiki dengan mengasumsikan terdapat suatu efek topografi permukaan
yang relatif kasar dengan perbedaan elevasi yang besar, seperti permukaan atau lembah di sekitar titik pengukuran. Metode grafis yang dapat digunakan untuk
menghitung koreksi medan adalah Hammer Chart.
Gambar 12. Koreksi medan terhadap gayaberat terukur Zhou, 1990
Piringan melingkar circular disk pada Gambar 15 dan sebuah persamaan untuk digunakan untuk menyatakan daya tarik gayaberat yang terjadi di titik
tengah piringan tersebut, yaitu: √
20 dengan,
R = radius piringan cm ρ = densitas piringan grcc
H = ketebalan piringan cm
Gambar 13. Piringan melingkar sebagai dasar untuk perhitungan koreksi medan Robinson, 1988
Kemudian Persamaan 20 digunakan untuk menentukan daya tarik gayaberat yang terjadi pada cincin silindris melingkar seperti yang ditunjukkan pada
Gambar 16 efek gayaberat dari setiap kompartemen diperoleh dengan menggunakan persamaan dalam meter:
√ √
21 dengan,
n = jumlah kompartemen dalam zona tersebut. z = perbedaan elevasi rata-rata kompartemen dan titik pengukuran
r
L
dan r
D
= radius luar dan radius dalam kompartemen ρ = densitas batuan rata-rata
Gambar 14. Cincin silindris melingkar yang terbagi menjadi 8 segmen untuk menghitung koreksi medan Robinson, 1988
Gambar 15. Hammer Chart untuk menghitung koreksi medan Reynolds, 1997
7. Anomali Bouguer Bouguer anomaly
Setelah dilakukan koreksi terhadap data percepatan gayaberat hasil pengukuran, maka akan diperoleh anomali percepatan gayaberat yaitu
Blakely, 1995:
a. Anomali udara bebas g
fa
h g
g g
n ob
fa
03086 .
22
b. Anomali Bouguer g
bg
1. Anomali Bouguer sederhana Δg
bgs
h h
g g
g
n ob
obs
04193 .
03086 .
23 2.
Anomali Bouguer lengkap Δg
bg
TC h
h g
g g
n ob
bg
04193 .
03086 .
24
3.5. Estimasi Rapat Massa
Dalam pengukuran gayaberat yang dicari adalah variasi rapat massa densitas untuk menggambarkan keadaan geologi bawah permukaan. Salah satu metoda
untuk mengestimasi rapat massa rata-rata permukaan suatu daerah penelitian adalah metoda Nettleton.
Metoda Nettleton didasarkan pada pengertian tentang koreksi Bouguer dan koreksi medan, dimana jika rapat massa yang digunakan sesuai dengan rapat
massa permukaan maka penampang anomali gayaberat menjadi ”smooth” mulus. Contoh estimasi rapat massa metoda Nettleton pada Gambar 16.
Gambar 16. Estimasi rapat massa dengan metoda Nettleton Telford, 1990
N i
i N
i i
i
h h
g k
1 2
1
25
dimana N = jumlah stasiun Secara kuantitatif metoda ini menerapkan korelasi silang antara perubahan elevasi
terhadap referensi tertentu dengan anomali gayaberatnya. Nilai korelasi silang yang terkecil merupakan rapat massa permukaan rata-rata yang terbaik.
3.6. Pemisahaan Anomali Regional – Residual
Anomali gayaberat yang terukur di permukaan pada dasarnya merupakan gabungan berbagai macam sumber dan kedalaman anomali yang berada dibawah
permukaan dimana salah satunya merupakan target event dalam eksplorasi. Untuk kepentingan interpretasi, target event harus dipisahkan dari event lainya yang tidak
diperlukan. Target event dapat berada di zona yang dalam regional atau di zona dangkal residual.
Metoda moving average merupakan salah satu cara untuk memisahkan anomali regional-residual dengan noise. Metoda moving average dilakukan dengan cara
merata-ratakan nilai anomali, proses perata-rataan dilakukan untuk tiap titik pengamatan dan bergerak dari satu titik ke titik lainnya. Hasil metoda moving
average adalah anomali regional, sedangkan anomali residualnya diperoleh dengan mengurangkan anomali Bouguer lengkap terhadap anomali regional.
Secara matematis pada kasus 1-D anomali regional dari moving average adalah :
N n
i g
i g
n i
g i
g
r
...
...
26
Dimana N adalah lebar jendela yang harus bilangan ganjil, n adalah N-12. Semakin lebar jendela yang digunakan, maka nilai anomali residualnya mendekati
nilai CBA, demikian juga sebaliknya semakin kecil jendela yang digunakan, maka anomali regional mendekati nilai CBA atau anomali residualnya
nol. Penerapan moving average pada data 2-D dengan lebar jendela 5x5 dapat
diilustrasikan seperti Gambar 17. Nilai
r
g
pada suatu titik dapat dihitung dengan merata-ratakan semua nilai
BOUGUER
g
didalam sebuah kotak persegi dengan titik pusat adalah titik yang akan dihitung harga
r
g
.
Gambar 17. Ilustrasi moving average dua dimensi jendela 5x5 Robinson, 1988
Persamaannya diberikan :
1 2
3 25
1 ......
25
R B
B B
B
g g
g g
g
27
3.7. Analisa Spektrum
