1 Pemetaan Bathymetri

Batimetri (dari bahasa Yunani: , berarti kedalaman, dan , berarti ukuran) adalah ilmu yang mempelajari kedalaman di bawah air dan studi tentang tiga dimensi lantai samudra atau danau. Sebuah peta batimetri umumnya menampilkan relief lantai atau dataran dengan garis-garis kontur (contour lines) yang disebut kontor kedalaman (depth contours atau isobath), dan dapat memiliki informasi tambahan berupa informasi navigasi permukaan.

Awalnya, batimetri mengacu kepada pengukuran kedalaman samudra. Teknik-teknik awal batimetri menggunakan tali berat terukur atau kabel yang diturunkan dari sisi kapal. Keterbatasan utama teknik ini adalah hanya dapat melakukan satu pengukuran dalam satu waktu sehingga dianggap tidak efisien. Teknik tersebut juga menjadi subjek terhadap pergerakan kapal dan arus.

PROSES PEMETAAN BATIMETRI

Pemetaan batimetri secara umum dapat menggunakan dua metode dasar, yaitu:

1 . Metode Akustik

Metode akustik merupakan proses-proses pendeteksian target di laut dengan mempertimbangkan proses-proses perambatan suara; karakteristik suara (frekuensi, pulsa, intensitas); faktor lingkungan / medium; kondisi target dan lainnya. Aplikasi metode ini dibagi menjadi 2, yaitu sistem akustik pasif dan sistem akustik aktif. Salah satu aplikasi dari sistem aplikasi aktif yaitu Sonar yang digunakan untuk penentuan batimetri. Sonar (Sound Navigation And Ranging) berupa sinyal akustik yang diemisikan dan refleksi yang diterima dari objek dalam air (seperti ikan atau kapal selam) atau dari dasar laut. Bila gelombang akustik bergerak vertikal ke dasar laut dan kembali, waktu yang diperlukan digunakan untuk mengukur kedalaman air, jika c juga diketahui (dari pengukuran langsung atau dari data temperatur, salinitas dan tekanan). Ini adalah prinsip echo-sounder yang sekarang umum digunakan oleh kapal-kapal sebagai bantuan navigasi. Echo-sounder komersil mempunyai lebar sinar 30-45 derajat vertikal tetapi untuk aplikasi khusus (seperti pelacakan ikan atau kapal selam atau studi lanjut dasar laut) lebar sinar yang digunakan kurang 5 derajat dan arahnya dapat divariasikan. Walaupun menunjukkan pengaruh temperatur, salinitas dan tekanan pada laju bunyi dalam air laut (1500 ms-1) relatif kecil dan sedikit perubahan dapat menyebabkan kesalahan pengukuran kedalaman dan kesalahan sudut akan menambah keburukan resolusi.

Teknik echo-sounding untuk menentukan kedalaman dan pemetaan dasar laut bertambah maju dengan berkembangnya peralatan sonar seperti SeaBeam dan Hydrosweep yang merupakan sistem echo-sounding multi-beam yang menentukan kedalaman air di sepanjang swath lantai laut di bawah kapal penarik, menghasilkan peta-peta batimetri yang sangat detail. Sidescan imaging system, sperti GLORIA (Geological Long Range Inclined Asdic), SeaMARC, dan TOBI (Towed Oceand Bottom Instrument) menghasilkan fotografi aerial yang sama atau citra-citra radar, menggunakan bunyi atau microwave. Echo-sounding banyak juga digunakan oleh nelayan karena ikan menghasilkan echo, dan kawanan ikan atau hewan lain dapat dikenali sebagai lapisan-lapisan sebaran dalam kolom air [Supangat, 2003].

Teknologi akustik bawah air biasa disebut hydroacoustic atau underwater acoustics yang semula ditujukan untuk kepentingan militer telah berkembang dengan sangat pesat dalam menunjang kegiatan non-militer. Dengan teknologi mutahir, teknologi akustik bawah air dapat digunakan untuk kegiatan penelitian, survey kelautan dan perikanan baik laut wilayah pesisir maupun laut lepas termasuk laut dalam bahkan dapat digunakan diperairan dengan kedalaman sampai dengan 6000 meter. Teknologi akustik bawah air dapat digunakan untuk mendeteksi sumberdaya hayati dan non-hayati baik termasuk survey populasi ikan yang relatif lebih akurat, cepat dan tidak merusak lingkungan dibandingkan dengan teknik lain seperti metode statistik dan perhitungan pendaratan ikan di pelabuhan (fish landing data).2 Pemetaan Gravitasi

Lalu apa yang dimaksud dengan metode gravitasi dan apa saja yang terkandung dalamnya?

Perkembangan di bidang eksplorasi gravitasi telah signifikan dari Galileo ke adaptasi terbaru dari sistem navigasi inersia. kesemimbangan torsi ke gravitimeter adalah salah satu saat yang paling menarik dalam eksplorasi geofisika,. Gravity meter telah dibuat untuk beroperasi jauh di bawah air, di permukaan laut, di udara, dan di lubang bor. keakuratan akhir umumnya dibatasi oleh kesalahan dalam data posisi bukan presisi instrumen gravitasi. Pencapaian presisi microgal (beberapa bagian per miliar) merupakan salah satu perkembangan teknik paling luar biasa. Interpretasi hampir terus kecepatan dengan pengembangan instrumen, namun laporan pada metode dan keberhasilan serius ( setidaknya 10 tahun) dalam literatur. Masalah ambiguitas berkaitan dengan distribusi massa telah jelas dilaporkan, bagaimanapun, adalah tidak cukup diperlakukan untuk pemisahan anomali. Meskipun demikian, banyak makalah berhubungan dengan resolusi anomali yang tersebar di seluruh literatur, dari operator cincin untuk transformasi Fourier cepat. Banyak diskusi juga ada di depan dan perhitungan invers, tetapi sedikit perhatian telah diberikan dalam literatur untuk interpretasi praktis, terutama dalam integrasi gravitasi dengan data geofisika seismik, magnetik, dan bor.

Metde Gravitasi di definisikan sebagai pengukuran medan gravitasi di serangkaian lokasi yang berbeda atas suatu daerah tertentu. Tujuan dari metode eksplorasi ini adalah untuk mengetahui distribusi kepadatan dan jenis batuan.

Dalam metode gravitasi, dikenal juga metode sinyal analitik. Metode sinyal analitik, yang dikenal juga sebagai metode gradien total, sebagaimana didefinisikan di sini menghasilkan jenis tertentu gravitasi dihitung atau perangkat tambahan peta anomali magnetik digunakan untuk menentukan dalam arti peta tepi (batas) geologi densitas anomali atau distribusi magnetisasi. Di bidang eksplorasi aplikasi potensial, sinyal analitik istilah longgar mengacu pada modulus dihitung dari gravitasi atau medan magnet anomali tiga ruang yang saling ortogonal (x, y, z) istilah derivatif. Dipetakan maxima (pegunungan dan puncak) pada sinyal analitik dihitung dari peta anomali gravitasi atau magnetik menemukan sumber anomali tepi tubuh dan sudut (misalnya, batas kesalahan basement blok, kontak litologi basement, sesar / geser zona, beku dan diapirs garam, dll .). maxima sinyal analitis memiliki sifat yang berguna yang mereka terjadi secara langsung di atas kesalahan dan kontak, tanpa kemiringan struktural yang dapat hadir, dan independen dari arah induksi dan / atau badan magnetizations remanen. ekstensi Berbagai metode sinyal analitik (sebagaimana didefinisikan di sini) ada. Sebagai contoh, beberapa ekstensi untuk metode ini termasuk sebagai parameter tambahan dipecahkan tubuh kedalaman sumber anomali (s).

Estimasi Kedalaman otomatis

Berbagai teknik, yang meliputi dekonvolusi Werner, metode Euler, metode Naudys, metode Phillips, dan metode sinyal analitik, yang menganalisis profil digital magnet metode sinyal analitik atau peta untuk mendapatkan estimasi kedalaman sumber tubuh tanpa identifikasi pengguna tertentu kunci bagian dari anomali. Hal ini bertentangan dengan profil teknik seperti metode Peters (setengah-lereng) atau metode Vacquiers (kemiringan lurus) yang dapat diimplementasikan sebagai program komputer interaktif namun memerlukan identifikasi titik-titik khusus pada anomali.

Bouguer Gravity Field

Medan gravitasi yang diperoleh setelah lintang, elevasi, Bouguer, dan koreksi medan telah diterapkan pada (diamati atau mentah) data pengukuran gravitasi. Bouguer (bernama setelah Pierre Bouguer, sebuah geodesist Prancis) medan gravitasi sering tercatat sebagai Bouguer sederhana untuk bidang gravitasi sebelum mengajukan permohonan koreksi daerah atau Bouguer lengkap untuk bidang gravitasi setelah menerapkan medan (dan kadang-kadang kelengkungan) koreksi.

Kepadatan adalah massa per satuan volume, dinyatakan dalam gram per sentimeter kubik. Rock atau pembentukan kepadatan biasanya diukur baik sebagai bulk kepadatan jenuh atau kepadatan butir. Untuk interpretasi gravitasi, kontras antara kerapatan curah batuan kepentingan utama karena perbedaan ini bertanggung jawab untuk bidang gravitasi anomali.

kepadatan massal Rock telah terbukti bervariasi sebagai fungsi dari umur geologi, litologi dan kedalaman penguburan. Rock kepadatan biasanya berkisar dari 1,9 g/cm3 hingga 3,0 g/cm3.

Kontras densitas

Kepadatan satu unit batuan relatif terhadap yang lain. Kepadatan kontras dapat bersifat positif atau negatif. Misalnya, jika Rock A = 2,30 g/cm3 dan Rock B = 2,40 g/cm3 maka kontras densitas batuan A relatif terhadap B adalah -0,10 g/cm3. Sebaliknya, kontras densitas relatif Rock relatif B untuk Rock adalah 0,10 g/cm3.

Anomali gravitasi disebabkan oleh kepadatan kontras dalam sedimen bagian bumi, kerak-kerak dan sub dapat dianalisis dan ditafsirkan sebagai litologi dan / atau anomali struktural.

Kepadatan-Depth Fungsi

Hubungan antara perubahan kepadatan dengan perubahan secara mendalam. Di banyak daerah di dunia dengan bagian klastik tebal peningkatan kerapatan dengan meningkatnya kedalaman telah terbukti terutama fungsi dari pemadatan. Namun, umur, litologi dan porositas juga dapat mempengaruhi hubungan. Hubungan itu penting dalam pemodelan gravitasi karena gravitasi anomali dapat disebabkan oleh perubahan bergradasi pada kepadatan daripada kontras densitas yang relatif mendadak, seperti yang mungkin terjadi di sebuah kesalahan, kontak, atau ketidakselarasan.

Kepadatan Model

Sebuah model geologi di mana lapisan atau badan dari satuan batuan yang diberikan akan diganti dengan lapisan equi-kerapatan atau badan. Lapisan equi-density atau badan mungkin atau mungkin tidak sesuai dengan formasi geologi yang spesifik.

Kedalaman slicing

Secara umum, penggunaan filter linier untuk mengisolasi (berdasarkan kriteria panjang gelombang) anomali kontribusi ke peta yang berasal dari sumber badan dalam berbagai kedalaman tertentu. Berbagai teknik digunakan untuk melaksanakan isolasi.

Tanggul Model

Lihat Prism. deskripsi model Dike meliputi lebar, sempit, tipis, vertikal, dan cenderung.

Koreksi Ketinggian

Jumlah udara bebas dan koreksi Bouguer untuk diamati atau mentah gravitasi. Koreksi Bouguer membutuhkan estimasi densitas bulk untuk menghitung dan menghilangkan efek gravitasi massa bawah permukaan antara titik pengukuran gravitasi dan sebuah datum.

Free-Gravity Lapangan udara

Medan gravitasi setelah koreksi udara bebas. Koreksi ini diterapkan untuk diamati atau mentah pembacaan gravitasi untuk mengoreksi perubahan gravitasi karena perbedaan elevasi stasiun gravitasi relatif terhadap datum elevasi (biasanya permukaan laut). Perubahan gravitasi dengan ketinggian berbanding terbalik dengan perubahan jarak antara pusat meteran itu massa (elevasi meter) dan pusat massa bumi.

Gravity Unit

Sebuah unit yang digunakan dengan pengukuran percepatan gravitasi. Disingkat g.u. Pengukuran gravitasi unit sebelumnya banyak digunakan, tapi pengukuran di milligals sekarang lebih umum. 1,0 milligal 10 unit gravitasi =

Gradiometer

Sebuah perangkat atau set perangkat yang mengukur nilai sebuah lapangan di setidaknya dua titik yang berbeda dalam ruang pada saat yang sama. gradien adalah perbedaan nilai bidang per satuan jarak antara sensor. Dengan mengukur gradien medans (yaitu, turunan pertama atau tingkat perubahan dengan jarak), total bidang itu sendiri dapat dihitung dengan berbagai tingkat akurasi. Untuk bidang potensial, arah pengukuran relatif terhadap bumi adalah penting. Apakah gradien yang sedang diukur horizontal, vertikal, dan dalam kasus magnet, apa orientasi relatif terhadap medan magnet bumi? Bahkan dengan kesulitan-kesulitan ini mungkin, hanya mengukur gradien memiliki keuntungan dari menghilangkan sinyal non-geologi lapangan, seperti ketika mengukur gravitasi, yang diperkenalkan oleh percepatan normal pesawat survei.

High Density Basement

Yang paling signifikan tebal unit kepadatan tinggi (s) dalam bagian geologi suatu wilayah, yang memberikan kontras densitas besar positif. Batu-batu di atas kontras densitas utama biasanya sedimen lebih muda dan / atau volkanik, biasanya memiliki kepadatan mulai dari sekitar 1,9 g/cm3 menjadi 2,6 g/cm3. Mereka di bawah kontras densitas besar biasanya lebih tua sedimen, vulkanik dan / atau batu kristal, biasanya memiliki kepadatan mulai dari 2,6 g/cm3 hingga 3,0 g/cm3. basement kepadatan tinggi mungkin atau mungkin tidak setara dengan kristal dan / atau ruang bawah tanah magnetik.

Inverse Modeling

Teknik dimana kepadatan 2D atau 3D,, kerentanan, atau geometrik (geologi) model dihitung untuk memenuhi (membalikkan) sebuah gravitasi diamati diberikan atau medan magnet.

Milligal (mGal)

Unit digunakan dengan pengukuran percepatan gravitasi.

1 Gal = 1 cm/sec2

1 Gal = 1,000 milligals

1 mGal 10 unit gravitasi =N

Tingkat homogenitas dalam persamaan Euler, diinterpretasikan secara fisik sebagai tingkat jatuh-off dengan jarak dan geofisika sebagai struktural indeks (SI). Nilai bervariasi 1-3 menurut magnetik atau sumber gravitasi geometri tubuh.

Teramati Gravity Field

Istilah gravitasi diamati juga sering digunakan sebagai pengganti gravitasi mentah atau gravitasi diukur. Salah, tetapi sering, peta istilah gravitasi diamati mungkin diposting di peta berikut: Bouguer, bebas udara, regional atau medan gravitasi sisa.

Pseudogravity

Perkiraan medan gravitasi berasal dari medan magnet yang diukur pada, atau berubah menjadi, kutub magnet. Proses ini memerlukan konversi dari nilai kerentanan terhadap nilai-nilai kepadatan dan integrasi vertikal data magnetik.

Baku Gravity

Juga disebut diukur gravitasi, atau gravitasi diamati. Medan gravitasi diukur pada stasiun gravitasi sebelum lintang, bebas udara, atau koreksi Bouguer daerah diterapkan.

Regional Gravity Field

Komponen gelombang panjang yang biasanya dihubungkan dengan variasi densitas Bouguer lapangan gravitasi dianggap lebih dari bunga eksplorasi umum; (misalnya, komponen gravitasi karena variasi kepadatan kerak atau undulations dari kerak / mantel antarmuka). Sebuah daerah subjektif sering dapat dirancang untuk meningkatkan anomali sisa bunga primer.

Sisa Gravity Field

Komponen panjang gelombang lebih pendek dari bidang Bouguer disebabkan kepadatan gravitasi kontras densitas tinggi dalam ruang bawah tanah dan / atau overburden kepadatan rendah. Anomali di bidang sisa biasanya kepentingan eksplorasi.

Sebuah residu pertama adalah bidang yang diperoleh dengan mengurangkan perbedaan medan gravitasi regional dari medan gravitasi Bouguer.

Tiga Dimensi (3D) Model

Sebuah jaringan atau jaringan nilai-nilai yang model permukaan geologi direpresentasikan sebagai permukaan (gravitasi) atau kontras kerentanan (magnet). Output dari model ke depan didasarkan pada gravitasi dihitung atau efek magnetik permukaan input tertentu. Output dari model yang dicari adalah geometri yang sesuai (tetapi non-unik) permukaan dihitung dengan membalik gravitasi masukan atau medan magnet.3 Pemetaan GeomagnetikDalam metode geomagnetik ini, bumi diyakini sebagai batang magnet raksasa dimana medan magnet utama bumi dihasilkan. Kerak bumi menghasilkan medan magnet jauh lebih kecil daripada medan utama magnet yang dihasilkan bumi secara keseluruhan. Teramatinya medan magnet pada bagian bumi tertentu, biasanya disebut anomali magnetik yang dipengaruhi suseptibilitas batuan tersebut dan remanen magnetiknya. Berdasarkan pada anomali magnetik batuan ini, pendugaan sebaran batuan yang dipetakan baik secara lateral maupun vertikal.Eksplorasi menggunakan metode magnetik, pada dasarnya terdiri atas tiga tahap : akuisisi data lapangan,processing, interpretasi. Setiap tahap terdiri dari beberapa perlakuan atau kegiatan. Pada tahap akuisisi, dilakukan penentuan titik pengamatan dan pengukuran dengan satu atau dua alat. Untuk koreksi data pengukuran dilakukan pada tahap processing. Koreksi pada metode magnetik terdiri atas koreksi harian (diurnal), koreksi topografi(terrain) dan koreksi lainnya. Sedangkan untuk interpretasi dari hasil pengolahan data dengan menggunakan software diperoleh peta anomali magnetik.Metode ini didasarkan pada perbedaan tingkat magnetisasi suatu batuan yang diinduksi oleh medan magnet bumi. Hal ini terjadi sebagai akibat adanya perbedaan sifat kemagnetan suatu material. Kemampuan untuk termagnetisasi tergantung dari suseptibilitas magnetik masing-masing batuan. Harga suseptibilitas ini sangat penting di dalam pencarian benda anomali karena sifat yang khas untuk setiap jenis mineral atau mineral logam. Harganya akan semakin besar bila jumlah kandungan mineral magnetik pada batuan semakin banyak.Pengukuran magnetik dilakukan pada lintasan ukur yang tersedia dengan interval antar titik ukur 10 m dan jarak lintasan 40 m. Batuan dengan kandungan mineral-mineral tertentu dapat dikenali dengan baik dalam eksplorasi geomagnet yang dimunculkan sebagai anomali yang diperoleh merupakan hasil distorsi pada medan magnetik yang diakibatkan oleh material magnetik kerak bumi atau mungkin juga bagian atas mantel.Metode magnetik memiliki kesamaan latar belakang fisika denga metode gravitasi, kedua metode sama-sama berdasarkan kepada teori potensial, sehingga keduanya sering disebut sebagai metode potensial. Namun demikian, ditinjau ari segi besaran fisika yang terlibat, keduanya mempunyai perbedaan yang mendasar. Dalam magnetik harus mempertimbangkan variasi arah dan besaran vektor magnetisasi, sedangkan dalam gravitasi hanya ditinjau variasi besar vektor percepatan gravitasi. Data pengamatan magnetik lebih menunjukkan sifat residual kompleks. Dengan demikian, metode magnetik memiliki variasi terhadap waktu lebih besar. Pengukuran intensitas medan magnetik bisa dilakukan melalui darat, laut dan udara. Metode magnetik sering digunakan dalam eksplorasi pendahuluan minyak bumi, panas bumi, dan batuan mineral serta bisa diterapkan pada pencarian prospek benda-benda arkeologi.Medan Magnet BumiMedan magnet bumi terkarakterisasi oleh parameter fisis atau disebut juga elemen medan magnet bumi (gambar I), yang dapat diukur yaitu meliputi arah dan intensitas kemagnetannya. Parameter fisis tersebut meliputi :Deklinasi (D),yaitu sudut antara utara magnetik dengan komponen horizontal yang dihitung dari utara menuju timurInklinasi(I),yaitu sudut antara medan magnetik total dengan bidang horizontal yang dihitung dari bidang horizontal menuju bidang vertikal ke bawah.Intensitas Horizontal (H),yaitu besar dari medan magnetik total pada bidang horizontal.Medan magnetik total (F),yaitu besar dari vektor medan magnetik total.

Gambar I. Tiga Elemen medan magnet bumiMedan magnet utama bumi berubah terhadap waktu. Untuk menyeragamkan nilai-nilai medan utama magnet bumi, dibuat standar nilai yang disebutInternational Geomagnetics Reference Field (IGRF)yang diperbaharui setiap 5 tahun sekali. Nilai-nilai IGRF tersebut diperoleh dari hasil pengukuran rata-rata pada daerah luasan sekitar 1 juta km2yang dilakukan dalam waktu satu tahun.Medan magnet bumi terdiri dari 3 bagian :1. Medan magnet utama (main field)Medan magnet utama dapat didefinisikan sebagai medan rata-rata hasil pengukuran dalam jangka waktu yang cukup lama mencakup daerah dengan luas lebih dari106km2..2. Medan magnet luar (external field)Pengaruh medan magnet luar berasal dari pengaruh luar bumi yang merupakan hasil ionisasi di atmosfer yang ditimbulkan oleh sinar ultraviolet dari matahari. Karena sumber medan luar ini berhubungan dengan arus listrik yang mengalir dalam lapisan terionisasi di atmosfer, maka perubahan medan ini terhadap waktu jauh lebih cepat.3. Medan magnet anomaliMedan magnet anomali sering juga disebut medan magnet lokal (crustal field). Medan magnet ini dihasilkan olehbatuan yang mengandung mineral bermagnet seperti magnetite (), titanomagnetite () dan lain-lain yang berada dikerak bumi.Dalam survei dengan metode magnetik yang menjadi target dari pengukuran adalah variasi medan magnetik yang terukur di permukaan (anomali magnetik). Secara garis besar anomali medan magnetik disebabkan oleh medan magnetik remanen dan medan magnetik induksi. Medan magnet remanen mempunyai peranan yang besar terhadap magnetisasi batuan yaitu pada besar dan arah medan magnetiknya serta berkaitan dengan peristiwa kemagnetan sebelumnya sehingga sangat rumit untuk diamati. Anomali yang diperoleh dari survei merupakan hasil gabungan medan magnetik remanen dan induksi, bila arah medan magnet remanen sama dengan arah medan magnet induksi maka anomalinya bertambah besar. Demikian pula sebaliknya. Dalam survei magnetik, efek medan remanen akan diabaikan apabila anomali medan magnetik kurang dari 25 % medan magnet utama bumi (Telford, 1976), sehingga dalam pengukuran medan magnet berlaku :dengan :: medan magnet total bumi: medan magnet utama bumi: medan magnet luar: medan magnet anomalib.Metode Pengukuran Data GeomagnetikDalam melakukan pengukuran geomagnetik, peralatan paling utama yang digunakan adalah magnetometer. Peralatan ini digunakan untuk mengukur kuat medan magnetik di lokasi survei. Salah satu jenisnya adalahProton Precission Magnetometer(PPM) yang digunakan untuk mengukur nilai kuat medan magnetik total. Peralatan lain yang bersifat pendukung di dalam survei magnetik adalahGlobal Positioning System(GPS). Peralatan ini digunaka untuk mengukur posisi titik pengukuran yang meliputi bujur, lintang, ketinggian, dan waktu. GPS ini dalam penentuan posisi suatu titik lokasi menggunakan bantuan satelit. Penggunaan sinyal satelit karena sinyal satelit menjangkau daerah yang sangat luas dan tidak terganggu oleh gunung, bukit, lembah dan jurang.Beberapa peralatan penunjang lain yang sering digunakan di dalam survei magnetik, antara lain (Sehan, 2001) :a.Kompas geologi, untuk mengetahui arah utara dan selatan dari medan magnet bumi.b.Peta topografi, untuk menentukan rute perjalanan dan letak titik pengukuran pada saat survei magnetik di lokasic.Sarana transportasid.Buku kerja, untuk mencatat data-data selama pengambilan datae.PC atau laptop dengan software seperti Surfer, Matlab, Mag2DC, dan lain-lain.Pengukuran data medan magnetik di lapangan dilakukan menggunakan peralatan PPM, yang merupakan portable magnetometer. Data yang dicatat selama proses pengukuran adalah hari, tanggal, waktu, kuat medan magnetik, kondisi cuaca dan lingkungan.Tabel 2. Contoh form untuk mencatat data hasil pengukuranNoStasiun PengukuranWaktuPosisi GeografisKuat MedanKeadaan Lokasi

Tgl.JamBujurLintangTinggi

1

2

Dalam melakukan akuisisi data magnetik yang pertama dilakukan adalah menentukan base station dan membuat station - station pengukuran (usahakan membentuk grid - grid). Ukuran gridnya disesuaikan dengan luasnya lokasi pengukuran, kemudian dilakukan pengukuran medan magnet di station - station pengukuran di setiap lintasan, pada saat yang bersamaan pula dilakukan pengukuran variasi harian di base station.Pengaksesan Data IGRFIGRF singkatan datiTheInternational Geomagnetic Reference Field. Merupakan medan acuan geomagnetik intenasional. Pada dasarnya nilai IGRF merupakan nilai kuat medan magnetik utama bumi (H0). Nilai IGRF termasuk nilai yang ikut terukur pada saat kita melakukan pengukuran medan magnetik di permukaan bumi, yang merupakan komponen paling besar dalam survei geomagnetik, sehingga perlu dilakukan koreksi untuk menghilangkannya. Koreksi nilai IGRF terhadap data medan magnetik hasil pengukuran dilakukan karena nilai yang menjadi terget survei magnetik adalan anomali medan magnetik (Hr0).Nilai IGRF yang diperoleh dikoreksikan terhadap data kuat medan magnetik total dari hasil pengukuran di setiap stasiun atau titik lokasi pengukuran. Meskipun nilai IGRF tidak menjadi target survei, namun nilai ini bersama-sama dengan nilai sudut inklinasi dan sudut deklinasi sangat diperlukan pada saat memasukkan pemodelan dan interpretasi.c.Pengolahan Data GeomagnetikUntuk memperoleh nilai anomali medan magnetik yang diinginkan, maka dilakukan koreksi terhadap data medan magnetik total hasil pengukuran pada setiap titik lokasi atau stasiun pengukuran, yang mencakup koreksi harian, IGRF dan topografi.1.Koreksi HarianKoreksi harian (diurnal correction) merupakan penyimpangan nilai medan magnetik bumi akibat adanya perbedaan waktu dan efek radiasi matahari dalam satu hari.Waktu yang dimaksudkan harus mengacu atau sesuai dengan waktu pengukuran data medan magnetik di setiap titik lokasi (stasiun pengukuran) yang akan dikoreksi. Apabila nilai variasi harian negatif, maka koreksi harian dilakukan dengan cara menambahkan nilai variasi harian yang terekan pada waktu tertentu terhadap data medan magnetik yang akan dikoreksi. Sebaliknya apabila variasi harian bernilai positif, maka koreksinya dilakukan dengan cara mengurangkan nilai variasi harian yang terekan pada waktu tertentu terhadap data medan magnetik yang akan dikoreksi, datap dituliskan dalam persamaanH = Htotal Hharian2.Koreksi IGRFData hasil pengukuran medan magnetik pada dasarnya adalah konstribusi dari tiga komponen dasar, yaitu medan magnetik utama bumi, medan magnetik luar dan medan anomali. Nilai medan magnetik utama tidak lain adalah niali IGRF. Jika nilai medan magnetik utama dihilangkan dengan koreksi harian, maka kontribusi medan magnetik utama dihilangkan dengan koreksi IGRF. Koreksi IGRFdapat dilakukan dengan cara mengurangkan nilai IGRF terhadap nilai medan magnetik total yang telah terkoreksi harian pada setiap titik pengukuran pada posisi geografis yang sesuai. Persamaan koreksinya (setelah dikoreksi harian) dapat dituliskan sebagai berikut :H = Htotal Hharian H0DimanaH0= IGRF3.Koreksi TopografiKoreksi topografi dilakukan jika pengaruh topografi dalam survei megnetik sangat kuat. Koreksi topografi dalam survei geomagnetik tidak mempunyai aturan yang jelas. Salah satu metode untuk menentukan nilai koreksinya adalah dengan membangun suatu model topografi menggunakan pemodelan beberapa prisma segiempat (Suryanto, 1988). Ketika melakukan pemodelan, nilai suseptibilitas magnetik (k) batuan topografi harus diketahui, sehingga model topografi yang dibuat, menghasilkan nilai anomali medan magnetik (Htop) sesuai dengan fakta. Selanjutnya persamaan koreksinya (setelah dilakukan koreski harian dan IGRF) dapat dituliska sebagaiH = Htotal Hharian H0- HtopSetelah semua koreksi dikenakan pada data-data medan magnetik yang terukur dilapangan, maka diperoleh data anomali medan magnetik total di topogafi. Untuk mengetahui pola anomali yang diperoleh, yang akan digunakan sebagai dasar dalam pendugaan model struktur geologi bawah permukaan yang mungkin, maka data anomali harus disajikan dalam bentuk peta kontur. Peta kontur terdiri dari garis-garis kontur yang menghubungkan titik-titik yang memiliki nilai anomali sama, yang diukur dar suatu bidang pembanding tertentu.Reduksi ke Bidang DatarUntuk mempermudah proses pengolahan dan interpretasi data magnetik, maka data anomali medan magnetik total yang masih tersebar di topografi harus direduksi atau dibawa ke bidang datar. Proses transformasi ini mutlak dilakukan, karena proses pengolahan data berikutnya mensyaratkan input anomali medan magnetik yang terdistribusi pada biang datar.Beberapa teknik untuk mentransformasi data anomali medan magnetik ke bidang datar, antara lain : teknik sumber ekivalen (equivalent source), lapisan ekivalen (equivalent layer) dan pendekatan deret Taylor (Taylor series approximaion), dimana setiap teknik mempunyai kelebihan dan kekurangan (Blakely, 1995).Pengangkatan ke AtasPengangkatan ke atas atauupward continuationmerupakan proses transformasi data medan potensial dari suatu bidang datar ke bidang datar lainnya yang lebih tinggi. Pada pengolahan data geomagnetik, proses ini dapat berfungsi sebagai filter tapis rendah, yaitu unutk menghilangkan suatu mereduksi efek magnetik lokal yang berasal dari berbagai sumber benda magnetik yang tersebar di permukaan topografi yang tidak terkait dengan survei. Proses pengangkatan tidak boleh terlalu tinggi, karena ini dapat mereduksi anomali magnetik lokal yang bersumber dari benda magnetik atau struktur geologi yang menjadi target survei magnetik ini.Koreksi Efek RegionalDalam banyak kasus, data anomali medan magnetik yang menjadi target survei selalu bersuperposisi atau bercampur dengan anomali magnetik lain yang berasal dari sumber yang sangat dalam dan luas di bawah permukaan bumi. Anomali magnetik ini disebut sebagai anomali magnetik regional (Breiner, 1973). Untuk menginterpretasi anomali medan magnetik yang menjadi target survei, maka dilakukan koreksi efek regional, yang bertujuan untuk menghilangkan efek anomali magnetik regioanl dari data anomali medan magnetik hasil pengukuran.Salah satu metode yang dapat digunakanuntuk memperoleh anomali regional adalah pengangakatan ke atas hingga pada ketinggian-ketinggian tertentu, dimana peta kontur anomali yang dihasilkan sudah cenderung tetap dan tidak mengalami perubahan pola lagi ketika dilakukan pengangkatan yang lebih tinggi.d. Interpretasi Data GeomagnetkSecara umum interpretasi data geomagnetik terbagi menjadi dua, yaitu interpretasi kualitatif dan kuantitatif. Interpretasi kualitatif didasarkan pada pola kontur anomali medan magnetik yang bersumber dari distribusi benda-benda termagnetisasi atau struktur geologi bawah permukaan bumi. Selanjutnya pola anomali medan magnetik yang dihasilkan ditafsirkan berdasarkan informasi geologi setempat dalam bentuk distribusi benda magnetik atau struktur geologi, yang dijadikan dasar pendugaan terhadap keadaan geologi yang sebenarnya.Interpretasi kuantitatif bertujuan untuk menentukan bentuk atau model dan kedalaman benda anomali atau strukutr geologi melalui pemodelan matematis. Untuk melakukan interpretasi kuantitatif, ada beberapa cara dimana antara satu dengan lainnya mungkin berbeda, tergantung dari bentuk anomali yang diperoleh, sasaran yang dicapai dan ketelitian hasil pengukuran. Beberapa pemodelan yang biasa digunakan yaitu pemodelan dua setengah dimensi dan pemodelan tiga dimensi.D.PENUTUPPrinsip kerja pendugaan geolistrik adalah mengukur tahanan jenis (resistivity) dengan mengalirkan arus listrik kedalam batuan atau tanah melalui elektroda arus (current electrode), kemudian arus diterima oleh elektroda potensial. Beda potensial antara dua elektroda tersebut diukur dengan volt meter dan dari harga pengukuran tersebut dapat dihitung tahanan jenis semua batuan dengan menggunakan rumus sebagai berikut (Anonim, 1992 dan Todd, 1980)

adalah tahanan jenis, 2konstanta, V beda potensial, I kuat arus dan a adalah jarak elektrodaMetoda magnetik adalah suatu metoda pengolahan data potensial untuk mendapatkan gambaran bawah permukaan bumi atau benda dengan karakteristik magnetik tertentu. Metode ini didasarkan pada pengukuran intensitas medan magnet yang dimiliki batuan. Sifat magnet ini ada karena pengaruh dari medan magnet bumi pada waktu pembentukan batuan tersebut. Kemampuan untuk termagnetisasi tergantung dari susceptibilitas magnetik masing-masing batuan. Benda-benda tersebut dapat berupa gejala struktur bawah permukaan ataupun batuan yang bersifat magnetik. Umumnya eksplorasi geomagnet merupakan preliminary survey untuk menentukan bentuk geometri dari cebkan, bentuk basement, intrusi dan patahan.

4 Metode SeismikPada saat bertemu dengan bidang perlapisan yang berfungsi sebagai reflektor, akan memantul kembali ke permukaan dan kemudian akan dideteksi geophone yang terekam di permukaan bumi. Di dalam eksplorasi seismik dikenal 2 macam metode, yaitu metode seismik bias (refraksi) dan metode seismik pantul (refleksi).

Seismik bias (refraksi)

Seismik refraksi dihitung berdasarkan waktu jalar gelombang pada tanah/batuan dari posisi sumber ke penerima pada berbagai jarak tertentu. Parameter jarak (offset) dan waktu jalar dihubungkan oleh cepat rambat gelombang dalam medium. Kecepatan tersebut dikontrol oleh sekelompok konstanta fisis yang ada di dalam material dan dikenal sebagai parameter elastisitas batuan. Pengamatan refraksi membutuhkan lokasi sumber dan penerima yang kecil, sehingga relatif murah dalam pengambilan datanya. Prosesing refraksi relatif simpel dilakukan kecuali proses filtering untuk memperkuat sinyal first break yang dibaca. Seismik bias hanya bekerja jika kecepatan gelombang meningkat sebagai fungsi kedalaman dan biasanya diinterpretasikan dalam bentuk lapisan-lapisan. Seismik bias hanya menggunakan waktu tiba sebagai fungsi jarak (offset) yang dalam pengukuran yang regional, membutuhkan offset yang lebih lebar.

2.Seismik Pantul (refleksi)

Metode seismik refleksi merupakan metode geofisika yang umumnya dipakai untuk penyelidikan hidrokarbon. Dalam seismik refleksi, 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. Struktur bawah permukaan dapat cukup kompleks, tetapi analisis yang dilakukan masih sama dengan seismik refraksi, yaitu analisis berdasar kontras parameter elastisitas medium. Pengukuran seismik refleksi menggunakan offset yang lebih kecil sehingga dapat bekerja bagaimanapun perubahan kecepatan sebagai fungsi kedalaman. Seismik refleksi mampu melihat struktur yang lebih kompleks.

Metode ini memberikan informasi paling akurat terhadap gambaran atau model geologi bawah permukaan. Pada umumnya metode seismik ini terbagi atas tiga tahapan utama, yaitu pengumpulan data seismik (kegiatan untuk memperoleh data dari lapangan yang disurvei), pengolahan data seismik (menghasilkan penampang seismik yang mewakili daerah bawah permukaan yang siap untuk diinterpretasikan), dan interpretasi data seismik (untuk memperkirakan keadaan geologi di bawah permukaan dan juga untuk memperkirakan material batuan di bawah permukaan).

Metode seismik refleksi banyak dimanfaatkan untuk keperluan eksplorasi seperti perminyakan, penentuan sumber gempa ataupun mendeteksi struktur lapisan tanah. Eksplorasi seismik refleksi dapat dikelompokkan menjadi dua, yaitu eksplorasi prospek dangkal (untuk eksplorasi batubara dan bahan tambang lainnya), dan eksplorasi prospek dalam (untuk eksplorasi daerah prospek hidrokarbon yakni minyak dan gas bumi). Keduanya menuntut resolusi dan akurasi yang berbeda begitu pula dengan teknik lapangannya. Selain kedua ekplorasi seismik tadi, metode ini juga banyak dilakukan untuk keperluan eksplorasi hidrokarbon dan geologi teknik di laut. Pada umumnya alat seismik refleksi yang digunakan untuk eksplorasi hidrokarbon memiliki kemampuan penetrasi yang sangat dalam (mencapai ribuan meter), sedangkan alat yang digunakan untuk tujuan geologi teknik mempunyai tingkat penetrasi yang dangkal (hanya beberapa puluh meter) dengan tingkat resolusi yang tinggi.

Dalam kegiatan akusisi seismik dapat membawa dampak negatif karena hewan memiliki pendengaran yang sensitif, dan beberapa ilmuan percaya gelombang yang di timbulkan oleh air gun dapat menggangu binatang atau bahkan merusak telinga mereka. Survei seismik juga dapat merusak proses reproduksi, fungsi pendengaran dan efek merusak lainnya untuk spesies laut yang sangat sangat menguntungkan, dan menimbulkan efek yang berpotensi fatal bagi mamalia laut. Sehingga sering kali saat melakukan survei seismik ini apabila dilaporkan terdapat mamalia laut, maka tembakan air gun dihentikan untuk sementara. Karena kita juga tidak ingin keberadaan gelombang seismik ini merusak habitat hewan laut yang ada di dalamnya.

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.

Eksperimen seismik aktif pertama kali dilakukan pada tahun 1845 oleh Robert Mallet, yang oleh kebanyakan orang dikenal sebagai bapak seismologi instrumentasi. Mallet mengukur waktu transmisi gelombang seismik, yang dikenal sebagai gelombang permukaan, yang dibangkitkan oleh sebuah ledakan. Mallet meletakkan sebuah wadah kecil berisi merkuri pada beberapa jarak dari sumber ledakan dan mencatat waktu yang diperlukan oleh merkuri untuk be-riak. Pada tahun 1909, Andrija Mohorovicic menggunakan waktu jalar dari sumber gempa bumi untuk eksperimennya dan menemukan keberadaan bidang batas antara mantel dan kerak bumi yang sekarang disebut sebagai Moho.

Pemakaian awal observasi seismik untuk eksplorasi minyak dan mineral dimulai pada tahun 1920an. Teknik seismik refraksi digunakan secara intemsif di Iran untuk membatasi struktur yang mengandung minyak. Tetapi, sekarang seismik refleksi merupakan metode terbaik yang digunakan di dalam eksplorasi minyak bumi. Metode ini pertama kali didemonstrasikan di Oklahoma pada tahun 1921.

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 sebagaiparameter 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.

Perbandingan metode seismik dengan metode geofisika lainnyaApabila dibandingkan dengan metode-metode gefisika lainnya, metode seismik memiliki beberapa keunggulan dan kelemahan, yaitu:

Metode Seismik

KeunggulanKelemahan

Dapat mendeteksi variasi baik lateral maupun kedalaman dalam parameter fisis yang relevan, yaitu kecepatan seismik.Banyaknya data yang dikumpulkan dalam sebuah survei akan sangat besar jika diinginkan data yang baik

Dapat menghasilkan citra kenampakan struktur di bawah permukan

Perolehan data sangat mahal baik akuisisi dan logistik dibandingkan dengan metode geofisika lainnya.

Dapat dipergunakan untuk membatasi kenampakan stratigrafi dan beberapa kenampakan pengendapan.

Reduksi dan prosesing membutuhkan banyak waktu, membutuhkan komputer mahal dan ahli-ahli yang banyak.

Respon pada penjalaran gelombang seismik bergantung dari densitas batuan dan konstanta elastisitas lainnya. Sehingga, setiap perubahan konstanta tersebut (porositas, permeabilitas, kompaksi, dll) pada prinsipnya dapat diketahui dari metode seismik.Peralatan yang diperlukan dalam akuisisi umumnya lebih mahal dari metode geofisika lainnya.

Memungkinkan untuk deteksi langsung terhadap keberadaan hidrokarbon

Deteksi langsung terhadap kontaminan, misalnya pembuangan limbah, tidak dapat dilakukan.

Berdasar kelemahan dan keunggulannya, maka metode seismik sangat baik digunakan jika dapat diperkirakan bahwa terdapat kontras kecepatan pada target yang diinginkan. Namun, mengingat bahwa suatu survei geofisika disamping keunggulan metode juga harus memperhatikan sisi ekonomisnya, maka pemilihan metode-metode yang cocok dari segi ekonomis dan target menjadi sangat penting.

Perbandingan Seismik Bias dan PantulKeunggulan dan kelemahan metode seismik bias dan pantul adalah sebagai berikut.

Metode BiasMetode Pantul

KeunggulanKelamahanKeunggulanKelemahan

Pengamatan refraksi membutuhkan lokasi sumber dan penerima yang kecil, sehingga relatif murah dalam pengambilan datanyaKarena lokasi sumber dan penerima yang cukup lebar untuk memberikan citra bawah permukaan yang lebih baik, maka biaya akuisisi menjadi lebih mahal.

Prosesing refraksi relatif simpel dilakukan kecuali proses filtering untuk memperkuat sinyal first berak yang dibaca.Prosesing seismik refleksi memerluakn komputer yang lebih mahal, dan sistem data base yang jauh lebih handal.

Karena pengambilan data dan lokasi yang cukup kecil, maka pengembangan model untuk interpretasi tidak terlalu sulit dilakukan seperti metode geofisika lainnya.

Karena banyaknya data yang direkam, pengetahuan terhadap database harus kuat, diperlukan juga beberapa asumsi tentang model yang kompleks dan interpretasi membutuhkan personal yang cukup ahli.

Dalam pengukuran yang regional , Seismik refraksi membutuhkan offset yang lebih lebar.

Pengukuran seismik pantul menggunakan offset yang lebih kecil

Seismik bias hanya bekerja jika kecepatan gelombang meningkat sebagai fungsi kedalaman.Seismik pantul dapat bekerja bagaimanapun perubahan kecepatan sebagai fungsi kedalaman

Seismik bias biasanya diinterpretasikan dalam bentuk lapisan-lapisan. Masing-masing lapisan memiliki dip dan topografi.Seismik pantul lebih mampu melihat struktur yang lebih kompleks

Seismik bias hanya menggunakan waktu tiba sebagai fungsi jarak (offset)

Seismik pantul merekan dan menggunakan semua medan gelombang yang terekam.

Model yang dibuat didesain untuk menghasilkan waktu jalar teramati.

Bawah permukaan dapat tergambar secara langsung dari data terukur

Berdasar perbedaan-perbedaan tersebut, teknik refleksi lebih mampu menghasilkan data pengamatan yang dapat diinterpretasikan (interpretable). Seperti telah dinyatakan sebelumnya, bagaimanapun juga teknik refleksi membutuhkan biaya yang lebih besar. Biaya tersebut biasanya sangat signifikan secara ekonomis.

Karena survey refleksi membutuhkan biaya lebih besar daripada survey refraksi, maka sebagai konsekuensinya survey refraksi lebih senang digunakan untuk lingkup sempit/kecil. Misalnya digunakan dalam mendukung analisis lingkungan atau geologi teknik. Sedangkan survey refleksi digunakan dalam eksplorasi minyak bumi.

ALL1. Metode gravitasi (metode gayaberat)

Metode gravitasi merupakan metode geofisika yang didasarkan pada pengukuran variasi medan gravitasi. Pengukuran ini dapat dilakukan dipermukaan bumi, di kapal maupundiudara. 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. Prinsip pada metode ini mempunyai kemampuan dalam membedakan rapat massa suatu material terhadaplingkungan 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.

2.Metode Magnetik

Metode magnetik didasarkan pada pengukuran variasi intensitas medan magnetik di permukaan bumi yang disebabkan oleh adanya variasi distribusi benda termagnetisasi di bawah permukaan bumi. Variasi yang terukur (anomali) berada dalam latar belakang medan yang relatif besar. Variasi intensitas medan magnetik yang terukur kemudian ditafsirkandalam bentuk distribusi bahan magnetik di bawah permukaan, yang kemudian dijadikan dasar bagi pendugaan keadaan geologi yang mungkin. Metode magnetik memiliki kesamaan latar belakang fisika dengan metode gravitasi, kedua metode sama-sama berdasarkan kepada teori potensial, sehngga keduanya sering disebut sebagai metoda potensial. Namun demikian, ditinjau dari segi besaran fisika yang terlibat, keduanya mempunyai perbedaan yangmendasar. Dalam magnetik harus mempertimbangkan variasi arah dan besar vektor magnetisasi. sedangkan dalam gravitasi hanya ditinjau variasi besar vektor percepatan gravitasi. Data pengamatan magnetik lebih menunjukan sifat residual yang kompleks. Dengan demikian, metode magnetik memiliki variasi terhadap waktu jauh lebih besar.Pengukuran intensitas medan magnetik bisa dilakukan melalui darat, laut dan udara. Metodemagnetik sering digunakan dalam eksplorasi pendahuluan minyak bumi, panas bumi, dan batuan mineral serta serta bisa diterapkan pada pencarian prospeksi benda-benda arkeologi.

3. Metode seismik

Metode seismik didasarkan pada gelombang yang menjalar baik refleksi maupun refraksi. Ada beberapa anggapan mengenai medium dan gelombang dinyatakan sebagai berikut :

a. Anggapan yang dipakai untuk medium bawah permukaan bumi antara lain :

Medium bumi dianggap berlapis-lapis dan tiap lapisan menjalarkan gelombang seismik dengan kecepatan berbeda.

Makin bertambahnya kedalaman batuan lapisan bumi makin kompak.

b. Anggapan yang dipakai untuk penjalaran gelombang seismik adalah :

Panjang gelombang seismik.

Gelombang seismik dipandang sebagai sinar seismik yang memenuhi hukum Snellius dan prinsip Huygens.

Pada batas antar lapisan, gelombang seismik menjalar dengan kecepatan gelombang padalapisan di bawahnya.

Kecepatan gelombang bertambah dengan bertambahnya kedalaman. Metode seismik sering digunakan dalam eksplorasi hidrokarbon, batubara, pencarian air tanah (ground water), kedalaman serta karakterisasi permukaan batuan dasar (characterization bedrock surface), pemetaan patahan dan stratigrafi lainnya dbawah permukaan dan aplikasi geoteknik.