METODE SEISMIK DAN GRAVITASI

METODE SEISMIK DAN GRAVITASI

 

A.    PENDAHULUAN

Metode 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. V1 adalah 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 merupakan low 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 memperoleh stacking 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 diajukan Talwani 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.    PENUTUP

Metode 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 PUSTAKA

1)      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.

 

 

 

 

 



PDF | DOC | DOCX

Komentar:

 

belum ada komentar...
 


Kirim Komentar Anda:
Nama Anda (wajib diisi)
 
E-Mail (tidak dipublikasikan)
 
Website, Blog, Facebook, dll
 
(wajib diisi)
 

<-- isi kode di atas (wajib diisi)
 
 
grinLOLcheesesmilewinksmirkrolleyesconfused
surprisedbig surprisetongue laughtongue rolleyetongue winkraspberryblank starelong face
ohhgrrrgulpoh ohdownerred facesickshut eye
hmmmmadangryzipperkissshockcool smilecool smirk
cool grincool hmmcool madcool cheesevampiresnakeexcaimquestion