Slide 1

Interpretasi Anomali Gayaberat1Analisa VisualCara yang paling sederhana dalam merepresantikan anomali regional pada profil gravity adalah dengan mencocokkan secara virtual trend skala besar dengan kurva yang halus.

Nilai gravity regional diberikan oleh trend ini dengan mengurangi titik demi titik ari anomali gravitasi bouger.

Metoda ini memungkinkan interpreter untuk mencocokkan kurva2 yang menyisakan residu anomali dengan tanda-tanda yang sesuai dengan interpretasi dari distribusi densitas.

Kontur kurva ini mengindikasikan bagaimana interpreter berpikir bahwa medan gravity regional dapat menunjukkan keberadaan ketidaknormalan lokal. Nilai dari gravity regional dan gravity Bouguer yang asli diinterpolasi dari peta yang sesuai pada titik-titik yang diberi jarak pada grid yang biasanya. Nilai regional dikurangi dari anomali Bouguerpada setiap titik dan residual yang telah dihitung kemudian dibuat konturnya untuk menghasilkan peta anomali gravity lokal.Pengalaman dan kemampuan interpreter adalah faktor yang penting dalam keberhasilan metode visual ini.

Pendekatan ini mungkin saja diadaptasi untuk menganalisa peta gravity dengan menghaluskan garis2 kontur secara visual

Garis-garis kontur diatas berputar secara jelas disekitar anomali lokal.Kontur kurva yang halus,diperhalus kembali dengan garis-garis halus dengan titik-titik.

Representasi PolinomialMetode alternatif dari penentuan trend regional diwakili oleh garis lurus/ secara umum disebut dengan kurva polinomial yang halus.Jika x merupakan posisi horisontal pada profil gravity, maka besarnya gravity regional gR :

Nilai polinomial dicocokan dengan metode least square untuk mengobservasi profil gravity.Metode ini memiliki banyak kekurangan, karena semakin tinggi orde polinomialnya maka lebih cocok dengan nilai observasinya.Kurva yang dicocockan dengan kuadrat terkecil harus melalui rata-rata nilai gravitasi dengan anomali residu yang terbagi sama antara nilai positif dan negatif.

5

Anomali residu diapit oleh dua anomali yang berlainan tanda . (Gambar 2.47)Untuk menunjukkan perubahan gradien perubahan gravity, dibutuhkan polinomial dengan orde lebih tinggi.

6Anomali regional dalam peta gravity dinyatakan dalam g (x,y) dengan polinomial orde kecil.Nilai gravity regional diberikan rumusan :

Dalam analisa terhadap profil, nilai optimum dari koefisien gx1 ,gy1 dan lainnya ditentukan dengan pencocokan least square.Anomali residual dikurangi lagi pada masing-masing titik terhadap regional dari data original.

7Representasi oleh Deret FourierAnomali gravitasi {g(x)} suatu wilayah dapat di analisis menggunakan analisis fourier. Jika pada sinyal seismik variasi periodiknya berdasarkan waktu, anomali gravitasi variasi periodiknya berdasarkan lokasi. Sehingga terjadi perbedaan panjang gelombang. g(x) merupakan persamaan Fourier Series

an merupakan nilai dari koefesien kecocokan dan bn merupakan hasil dari fungsi pembebanan.

8Gambar a, harmonik tunggal pada arah - XGambar b, harmonik ganda pada arah XGambar c, respon dari gabungan harmonik tunggal pada arah X dan Y

9Dalam menganalisis anomali gravity 2D, dibutuhkan integral dua dimensi dimana telah dinyatakan dalam deret Fourier ganda (double Fourier series) Gravity yang diamati kemudian dimanipulasikan menggunakan teknik transformasi FourierKetika fungsi g (x,y) mewakili data gravity yang dilakukan dengan fungsi filter maka akan menghasilkan sebuah fungsi baruTeknik ini melibatkan perhitungan intensif dan cocok untuk pengolahan data digital dengan menggunakan komputerPeningkatan & Penyaringan Anomali10Transformasi Fourier dua dimensi dapat digunakan dalam pemfilteran digital anomali gravity

Pemfilteran merupakan fungsi spasial dari koordinat x dan y

Dimana fungsi g (x,y) sebagai input, yg mewakili data gravity diberi fungsi filter sehingga menghasilkan sebuah fungsi baru konvolusi

Fungsi tersebut berupa peta data gravity yang telah difilter (output)Peningkatan & Penyaringan Anomali11Peningkatan & Penyaringan AnomaliData gravity (g (x,y))filerPeta data gravityinputoutput12Perhitungan dalam domain spasial didefinisikan sbg koordinat x dan y membutuhkan waktu yang lama

Oleh karena itu, dilakukan perkalian dalam domain Fourier

Kemudian transformasi Fourier diinversikan lagi untuk mengubah kembali menjadi domain spasialPeningkatan & Penyaringan Anomali13Sifat filter ini diterapkan dalam domain Fourier yang berguna untuk mengeliminasi panjang wavelength tertentu

Salah satu contoh yaitu Low-Pass Filter, dimana wavelength panjang yang memiliki bilangan gelombang rendah yang diloloskan

Sebaliknya, High-Pass Filter meloloskan wavelength pendek yang memiliki bilangan gelombang tinggi

Peningkatan & Penyaringan Anomali14Pemodelan Anomali GravitySetelah penghilangan efek regional, anomali residu gravity harus diinterpretasi dalam kaitannya dengan anomali distribusi rapat massa. Analisa modern didasarkan pada pemodelan berulang menggunakan komputer berkecepatan tinggi. Metode awal dari interpretasi menggunakan perbandingan dari anomali gravity yang diamati dengan bentuk geometrik dari anomali perhitungan.15 Keberhasilan dari pendekatan yang sederhana ini karena ketidakpekaan bentuk anomali gravity terhadap perbedaan yang kecil dalam penyimpangan distribusi rapat massa. Beberapa permasalahan dasar dalam menafsirkan anomali gravity dapat dipelajari dengan efek yang dihitung dari model geometrik. Perlu disadari bahwa interpretasi anomali gravity tidak unik, persebaran rapat massa yang berbeda dapat memberikan16Bola Homogen: Model Untuk DiapirStruktur Diapir mampu menunjukkan meterial dengan perbedaan densitas dalam batuan, asumsi sebuah bola yang memiliki radius R dan perbedaan densitas dengan pusatnya berada pada kedalaman z dibawah permukaan, pengaruh g pada bola akibat anomali massa M dari bola yang berpusat pada intinya, jika diasumsikan pengukuran horizontal posisi dari titik diatas pada jarak x dengan komponen vertikal gz maka17Anomaly Gravity NegatifNOMaterial (kg/m3)1Low Density Salt Dome21502Higher Density Carbonate Rock2500Density Contras-350 Anomaly Gravity PositifNOMaterial (kg/m3)1Vulcanic Plug28002Granite Body 2600Density Contras+200 18Penentuan Anomaly Gravity komponen z Vertikal

Dimana MenjadiMaka :19Elemen garis horizontalBeberapa struktur yang menarik secara geologi memanjang pada satu arah tetapi memiliki bentuk crosssection sepanjang strike dari struktur. Jika panjang sepanjang strike adalah tak terbatas (infinite), variasi dua dimensi dari densitas pada daerah crosssection seharusnya menenuhi model struktur. Tetapi, hal ini tidak sepenuhnya valid seberti perpanjangan mendatar yang tidak pernah infinite. Sebagai aturan umum, jika panjang struktur normal pada profile lebih dari duapuluh kali lebarnya atau dalamnya, ini dapat diperlakukan sebagai dua dimensi.20

Gambar 2.5.1 Geometri untuk perhitungan anomali gravity pada distribusi massa garis yang tak terbatas dengan massa m per satuan panjang memanjang secara horizontal sepanjang sumbu y pada kedalaman z.

Anomali gravity vertikal d(gz) pada sebuah titik pada sumbu x oleh sebuah elemen sepanjang dy:2.8521Elemen garis yang memanjang tak berhingga sepanjang sumbu y positif dan negatif, sehingga anomaly gravity vertikalnya didapat dengan cara mengintegralkan:

2.8622

2.872.8823

2.872.8824Silinder Horisontal : Model untuk Antiklin dan SinklinAnomali gravity dari antiklin dapat dimodelkan dengan mengasumsikan bahwa lipatan naik atau bagian atas dari lapisan memberikan densitas tinggi pada batuan dekat permukaan, yang menyebabkan kontras densitas positif. (gambar 2.52a)Sinklin dimodelkan dengan mengasumsikan bagian tengah lapisan terisi oleh densitas rendah yang menyebabkan kontras densitas negatif.Dalam beberapa kasus model geometri dari struktur adalah silinder horisontal tak berhingga. (gambar 2.52b).25

Gambar 2.52 Perhitungan gravity anomali pada antiklin; a) Struktur penampang lintang (cross-saction), and b)Model geometri tak terhingga silinder horisontal

a)b)2627Gambar 2.53 Penampang lintang (cross-saction) geometri untuk perhitungan gravity anomali pada silinder horisontal terdapat pada garis elemen elemen yang sejajar dengan sumbu silinder horisontal.

2829Selanjutnya, kita menghitung anomali pita tipis horizontal dengan panjang normal tak terbatas terhadap bidang profil.Hal ini dilakukan dengan menggantikan pita secara fiktif dengan banyak elemen garis panjang tak terbatas yang diletakkan berdampingan.

2.6.3.4 Horizontal Thin Sheet(Lembaran Tipis Horizontal)30Rumus Anomali Gravity dengan Pita Tipis3132

A) pembagian pita menjadi bagian kecil dengan lebar dxB) pita tipis diantara batas horizontal x1 dan x2C) Lembaran horizontal tipis semi tak berhingga33342.6.3.5 Slab Horizontal: Model untuk Patahan VertikalAnomali gravity yang melewati patahan vertikal semakin meningkat menuju nilai maksimum pada sisi yang terangkat.Hal ini diinterpretasikan sebagai perpindahan ke atas material yang lebih padat, yang menyebabkan kontras densitas horizontal dengan ketinggian h.

35Blok patahan dapat dimodelkan sebagai slab horizontal semi-infinite dengan ketinggian h dan kontras densitas dengan titik tengah pada kedalaman z0

Anomali semi-infinite slab didapakan dengan mengintegralkan z terhadap ketebalan slab; limit dari integral adalah z-(h/2) dan z+(h/2)

36Dengan membandingkan persamaan(2.98), menunjukkan bahwa anomali patahan vertikal (atau slab horizontal semi-infinite) sama dengan anomali yang disebabkan oleh lembaran tipis dengan ketebalan h pada titk tengah vertikal step.Persamaan (2.101) disebut thin sheet approximation yang akurasinya sekitar 2% dengan z0 >2h.

372.6.3.6 Pemodelan IteratifModel Geometri sederhana digunakan untuk menghitung anomali gravity dalam penampang sebelumnya (Previous section) yang merupakan representasi anomali sebenarnya.Algoritma komputer modern mempunyai metode pemodelan yang berubah secara radikal dengan menggunakan langkah yang berulang.Anomali gravity sebuah massa kemudian dihitung dan dibandingkan dengan anomali residual.

38Parameter model yang sedikit diubah dan perhitungan berulang sampai perbedaan antara anomali model dan anomali residual lebih kecil daripada nilai yang telah ditentukan.Namun, seperti dalam kasus dari model yang sederhana, hal ini tidak memberikan solusi unik untuk distribusi kerapatan.39Metode Dua-Dimensi (1)Metode ini mengasumsikan bahwa anomali massa sejajar panjang tak terhingga sampai arah jurus strukturnya.Koreksi berakhir untuk luas horizontal massa yang terbatas.Metode perhitungan anomali gravity massa tak beraturan: Penampang melintang struktur dua dimensi bisa digantikan dengan Poligon sisi-banyak.

40Metode Dua-Dimensi (2)41Metode Tiga-DimensiSetiap lapisan mempunyai garis luar yang sama sebagai garis kontur dan mempunyai ketebalan dengan kontur yang terpisah.Sebagai perkiraan garis luar yang halus dari setiap lapisan yang digantikan dengan poligon sisi banyak.Metode perhitungan anomali gravity massa tak beraturan: Massa tiga dimensi bisa digantikan dengan Lapisan tipis horizontal

422.6.4 BEBERAPA HAL YANG PENTING PADA ANOMALI GRAVITI REGIONALTanpa informasi tambahan interpretasi anomali graviti mengalami ambiguitas, sebab anomali yang sama dapat dihasilkan oleh beberapa tempat yang berbeda.Sebuah sumber data yang independen diperlukan untuk membatasi beberapa pilihan kontras densitas,ukuran, bentuk dan kedalaman dalam beberapa model graviti yang mungkin.Informasi tambahan berupa geologi tempat Pengamatan, Data seismik refraksi atau refleksi.

43Profile seismik refraksi berhubungan dengan tren dari struktur geologi memberikan informasi yang dapat dipercaya tentang distribusi kecepatan vertikal.profil refraksi normal berhubungan dengan tren struktur memberikan informasi yang tidak pasti terhadap permukaan miring atau tehadap perubahan kecepatan lateral.Perubahan kecepatan lateral dari struktur kerak bumi dapat diinterpretasi dengan data seismik refleksi.Seismik refraksi memberikan kecepatan lapisan dan kedalaman.

44Secara teoritis anomali graviti yang melewati struktur dihitung menggunakan sebuah metode 2D atau 3D.ketidakunikan dari pemodelan graviti sebuah struktur yang masuk akal tidak harus seperti struktur sebenarnya.Meskipun memiliki ambiguitas, beberapa gambaran karakteristik dari anomali graviti telah dikembangkan untuk daerah yang penting di bumi.

452.6.4.1 Anomali Gravitiy Benua dan Samudera

Dalam memeriksa bentuk Bumi kita melihat bahwa angka referensi yang ideal adalah spheroid, atau ellipsoid atau rotasiHal ini diasumsikan bahwa referensi bumi berada dalam kesetimbangan hidrostatikHal ini didukung oleh pengamatan udara bebas dan anomali isostatic yang menunjukkan bahwa: benua dan lautan dalam perkiraan keseimbangan isostatic satu sama lain kecuali di beberapa lokasi yang tidak biasa seperti palung laut dalam dan busur pulau di zona subduksi Dengan menerapkan konsep isostasi (Bagian 2.7) kita dapat memahami perbedaan skala besar antara anomali gravity Bouguer di atas benua dan di atas lautanpada umumnya, anomali Bouguer di atas benua negatif, terutama di atas pegunungan di mana kerak luar biasa tebal: sebaliknya, anomali Bouguer sangat positif ditemukan di atas daerah samudera di mana kerak sangat tipis

46

Gambar. 2.57 Hipotesis anomali Bouguer di daerah benua dan samudera. Daerah Anomali Bouguer bervariasi kira-kira berbanding terbalik dengan ketebalan kerak dan elevasi topografi (setelah Robinson dan Coruth, 1988)

47Hubungan terbalik antara amplitudo anomali Bouguer dan ketebalan kerak dapat dijelaskan dengan bantuan contoh hipotetis (gbr. 2.57). Kerak benua yang belum menebal atau menipis oleh proses tektonik dianggap kerak "normal, biasanya tebalnya 30-35 km. Berdasarkan lokasi A ketebalan pada wilayah pesisir benua undeformed diasumsikan 34 km. Teori Gravity yang digunakan dalam menghitung anomali gravity didefinisikan pada ellipsoid referensi, permukaan yang sesuai dengan permukaan lautDengan demikian, pesisir di lokasi A pada umumnya tebal kerak benua anomali Bouguernya mendekati nolKompensasi isostatik pegunungan memberikan zona-root yang meningkatkan ketebalan kerak di lokasi B. Bukti seismik menunjukkan bahwa densitas kerak benua meningkat dengan kedalaman dari sekitar 2700 kg m-3 di granit kerak atas , dan sekitar 2900 kg m-3 lebih rendah di kerak gabbroic. Dengan demikian, densitas di zona-root jauh lebih rendah dari densitas mantel 3300-3400 kgm-3 kedalaman yang sama di bawah ADensitas-rendah root bawah B menyebabkan anomali Bouguer negatif, yang biasanya mencapai l50-200mgal.48Di samudera struktur kerak vertikal lokasi C sangat berbeda. Dua efek berkontribusi terhadap anomali Bouguer. 5 km tebal lapisan air laut (densitas 1030 kg m-3) terbentang tipis di atas dasar kerak samudera (kerapatan 2.900 kg m-3) yang memiliki ketebalan rata-rata hanya sekitar 6 km.Untuk menghitung anomali Bouguer air laut harus diganti oleh batuan kerak samudra. Daya tarik dari lapisan air yang melekat dalam gravity diukur sehingga kepadatan digunakan dalam mengoreksi Bouguer plate dan topografi dasar laut adalah mengurangi kepadatan dari kerak samudera (adalah, 2900 - l030 = 1870 kg m-3 ). Namun, efek yang lebih penting adalah bahwa bagian atas mantel adalah pada kedalaman hanya 11 kmDalam bagian vertikal di bawah kedalaman ini mantel memiliki kerapatan 3300-3400 kg m-3, jauh lebih tinggi dari densitas kerak benua pada kedalaman setara bawah daerah ASemakin rendah 23 km dari bagian bawah C menunjukkan kelebihan besar massa. Hal ini menimbulkan sebuah anomali Bouguer yang sangat positif, yang dapat berjumlah 300-400 mgal49Pola anomaly gravity sepanjang rangkaian pegunungan secara kuat bernilai negatif. Pegunungan Alp (Swiss) merupakan wilayah yang bagus untuk contoh interpretasi anomaly gravity dengan bantuan hasil seismik refraksi dan refleksi.Survey gravity yang tepat pada tahun 1970 di Swissland memberikan hasil pemetaan anomaly gravity seperti gambar 2.58Pada gambar terlihat jelas, bahwa kontur anomaly pararel terhadap trend atau wilayah pegunungan.Pada bagian selatan, anomaly cenderung kuat berharga positif.

50Hal ini berasosiasi dengan nilai densitas yang tinggi yang terjepit di antara material mantel dengan tekanan tinggi menyebabkan posisinya terangkat pada bagian kerak wilayah barat pegunungan Alpine sepanjang daerah tumbukan continental.

51Pada akhir tahun 1980 sebuah studi geologi dan geofisika terkoordinasi the European Geotraverse ( EGT ) - dibuat berdekatan sepanjang jalur sempit yang membentang dari utara Skandinavia ke Utara Afrika.Refleksi profil seismik rinci sepanjang penampang lintang yang melalui Alpen (Swiss Tengah) melengkapi sejumlah besar data refraksi baru dan telah ada.Hasil seismik memberikan kedalaman yang penting.Dengan asumsi hubungan kecepatan - densitas , model distribusi densitas litosfer bawah lintasan diperoleh.Melakukan koreksi yang tepat untuk efek akhir karena batas tertentu sepanjang strike , anomali gravitasi 2.5D dihitung untuk struktur litosfer ini (Gambar 2.59 ).52Gambar 2.59 Model kepadatan litosfer untuk Alpen Swiss Tengah sepanjang penampang lintang European Geotravers, disusun dari pembiasan dan refleksi profil seismik. Anomali gravitasi 2.5D dihitung untuk struktur litosfer ini dibandingkan dengan anomali Bouguer yang diamati setelah penghapusan efek dari densitas-tinggi Ivrea body dan sedimen densitas-rendah di cekungan Molasse, Po polos dan lebih besar lembah Alpine (Holliger dan Kissling, 1992)

53Setelah penghapusan efek dari densitas-tinggi Ivrea body dan sedimen densitas-rendah, profil Bouguer gravity terkoreksi direproduksi dengan baik oleh anomali dari model litosfer. Dengan menggunakan geometric consraints (kendala geometric) yang disediakan oleh data seismik, model gravity litosfer menunjukkan zona subduksi menunjam perlahan ke selatan ,dengan baji densitas-tinggi dari perubahan batuan kerak yang lebih rendah ( " melange " ) di kerak tengah.Sebagaimana telah dicatat , fakta bahwa model densitas memberikan anomali gravity yang cocok dengan pengamatan tidak membangun realitas dari struktur yang ditafsirkan , yang hanya dapat dikonfirmasikan oleh pencitraan seismik lanjut.Namun, model gravitasi menyediakan pemeriksaan penting pada kewajaran model yang disarankan. Model struktur kerak atau litosfer yang tidak memberikan anomali gravity yang tepat cukup dapat dikecualikan.542.6.4.3. Anomali Gravitasi di Punggung SamuderaBeda kedalaman antara puncak punggungan dengan basin samudera adalah sekitar 3 km.Kedua sisi punggungan bergerak saling menjauh sampai dengan beberapa ratus km.Survei seismik dan gravitasi telah dilakukan di beberapa sistem punggung samudera.Contoh karakteristik profil gravitasi pada penampang melintang punggung samudera adalah di Mid-Atlantic Ridge pada koordinat 32 LU.55Anomali Gravitasi di Punggung SamuderaAnomali udara bebasnya kecil, sekitar 50 mgal atau kurang, dan berhubungan erat dengan variasi topografi dasar samudera.Hal ini mengindikasikan bahwa punggungan dan kedua sisinya saling mengkompensasi secara isostatis.Anomali Bouguernya sangat positif, lebih > 350 mgal pada jarak diatas 1000 km dari punggungan tetapi menurun menjadi kurang dari 200 mgal pada pusat punggungan.56Anomali Gravitasi di Punggung SamuderaKedalaman masing-masing lapisan dan kecepatan gelombang P didapat dari profil seismik refraksi yang paralel terhadap punggungan.Struktur seismik pada punggung samudera berupa lapisan-lapisan dengan kecepatan gelombang P : 4-5 km/s untuk basalt dan gabbro, 6.5-6.8 km/s untuk meta-basalt dan meta-gabbro, dan lapisan Moho pada kedalaman 11 km dengan kecepatan tipikal mantel atas 8-8.4 km/s.Struktur tersebut berubah di bawah punggungan pada jarak kurang dari 400 km dari pusatnya.57Anomali Gravitasi di Punggung SamuderaKecepatan yang tidak biasa yaitu sekitar 7.3 km/s muncul di beberapa tempat, mengindikasikan adanya material mantel dengan anomali densitas rendah di kedalaman dangkal dibawah punggungan.Struktur seismik dikonversi menjadi model densitas menggunakan hubungan kecepatan-densitas.Dengan asumsi struktur 2D, didapat beberapa model densitas yang mendekati data anomali Bouguer.58Anomali Gravitasi di Punggung SamuderaNamun untuk memenuhi anomali Bouguer di sisi punggungan, diperlukan suatu benda datar di mantel atas di bawah punggungan hingga kedalaman 30 km dan memanjang hingga 1000 km di masing-masing sisi.Densitas struktur anomali ini hanya 3150 kg/m3 dibandingkan dengan densitas yang umumnya 3400 kg/m3.Model ini diperkenalkan sebelum teori lempeng tektonik diterima.59Anomali Gravitasi di Punggung SamuderaModel struktur anomali mantel atas memenuhi anomali gravitasi namun tidak ada hubungan antara struktur fisik yang umum diketahui dengan batas lempeng konstruktif tersebut.Zona kecepatan seismik rendah mantel atas yang luas tidak ditemukan dalam eksperimen ini, namun zona kecepatan rendah yang sempit kadang muncul didekat pusat punggungan.60

61Kombinasi ilmu seismik dan gravitasi di punggungan laut di Mid Atlantic didekat 46N memberikan kontradiksi model densitas.Refraksi seismik, menghasilkan kecepatan gelombang P 4,6 km/s dilapisan ke 2 dan 6,6 km/s pada lapisan ke 3, masing2 tetap tidak memperlihatkan anomali kecepatan mantel dibawah punggungan kecuali di bawah bukit bagian tengah.Model densitas sederhana dapat digunakan untuk menghitung anomaly gravity.

Anomali Gravitasi di Punggung Samudera62Skala kecil FAA di hitung dari variasi di topografi punggungan yang terlihat di plot bathymetri. Skala besar FAA dihasilkan dari struktur berbentuk pasak yang diperpanjang sampai kedalamn 200 km.Kontras densitas yang sangat kecil, -40kg/m mampu menjelaskan luasan bidang FAAModel ini sesuai dengan struktur thermal dari pinggiran lempengDaerah dengan densitas rendah mampu bercampur dengan material panas dari astenosfer, yang akan naik ke bawah punggungan, meleleh dan berakumulasi di ruang magma yang dangkal pada kerak samudera.

Anomali Gravitasi di Punggung Samudera63

64

Gambar 2.622.6.4.4. Anomali Graviti di Zona Subduksi65Zona subduksi ditemukan terutama di tepian atau pinggiran benua dan di busur kepulauan.

Hubungan graviti dengan zona subduksi diilustrasikan oleh anomali udara bebas di palung chili pada 23S (gambar 2.62) Data seismik refraksi mendefisnisikan ketebalan dari kerak samudera dan kerak benua. Data thermal dan petrologi diintegrasikan untuk memberikan model densitas untuk struktur mantel dan litosfer subduksi.

66Tebalnya kerak benua dibawah pengunungan Andes kira-kira 65 km dan memberikan anomaly bouguer negative yang besar. Sedangkan anomaly udara bebas diatas pegunungan Andes positif, rata-rata sekitar + 50 mgal pada ketinggian 4 km. Bahkan anomaly yang lebih kuat hingga + 100 mgal terlihat pada batas timur dan barat Andes. Hal ini disebabkan oleh efek rendahnya densitas pada tepian blok kerak Andes.

Anomali udara bebas positif yang kuat, sekitar + 70 mgal terletak antara Andes dan garis pantai Samudera Pasifik. Anomali ini dikarenakan subduksi lempeng Nazca dibawah Amerika Selatan.

67Ada perbedaan densitas positif antara subduksi litosfer dan daerah sekitar mantel. Juga, perubahan petrologi menyertai subduksi mengakibatkan kelebihan massa. Peridotit diatas litosfer mengubah fase dari jenis plagioclase ke densitas yang lebih tinggi jenis garnet. Ketika kerak samudera subduksi pada kedalaman 30 -80 km, basalt berubah fase menjadi eclogite, yang mana mempunyai densitas yang tinggi ( 3560 1580 km m-3) lebih dari batuan mantel bawah. Efek ini digabungkan untuk menghasilkan anomaly udara bebas positif.

68Kedalaman Palung Chili lebih dalam 2,5 km daripada cekungan samudera di bagian barat. Lantai sedimen palung memiliki densitas rendah. Massa kekurangan air dan sedimen pada palung menyebabkan anomaly udara bebas negative yang kuat, yang mana sejajar palung dan memiliki amplitudo lebih dari 50 mgal. Anomaly ini jelas di rata-rata permukaan laut seperti yang dipetakan oleh SEASAT. Hal ini disebabkan litosfer lentur keatas sebelum menyusup kedalam zona subduksi. Kelenturan mengangkat batuan mantel dengan densitas lebih tinggi dan dengan demikian menyebabkan anomaly udara bebas positif kecil.

69(2.100)(2.101)