BAB I PENDAHULUAN I.1 Latar Belakang
Lapisan batuan bawah permukaan bumi memiliki sifat fisis yang variatif. Salah satu sifat fisis yang terdapat di bawah permukaan adalah tingkat kekerasan batuan. Tingkat kekerasan batuan merupakan istilah geologi yang digunakan untuk menandakan kekompakan (cohesiveness) suatu batuan dan biasanya dinyatakan dalam bentuk compressive fracture strength. Compressive fracture strenght merupakan
tekanan
maksimum
yang
mampu
ditahan
oleh
batuan
untuk
mempertahankan diri dari terjadinya rekahan (fracture). Besarnya fracture strength dipengaruhi oleh densitas dan kekompakan batuan, sedangkan besarnya densitas dan kekompakan batuan dipengaruhi oleh elastisitas batuan (Rosid, 2008). Salah satu metode geofisika yang bisa digunakan untuk mengetahui elastisitas batuan adalah metode seismik refraksi. Metode ini memanfaatkan perambatan gelombang seismik yang merambat kedalam bumi. Pada dasarnya dalam metoda ini diberikan suatu gangguan berupa gelombang seismik pada suatu sistem kemudian gejala fisisnya diamati dengan menangkap gelombang tersebut melalui geophone. Hal tersebut akan menghasilkan gambaran tentang kecepatan dan kedalaman lapisan berdasarkan penghitungan waktu tempuh gelombang antara sumber getaran (shot) dan penerima (geophone). Waktu 1
yang diperlukan oleh gelombang seismik untuk merambat pada lapisan batuan bergantung pada besar kecepatan penjalaran gelombang pada medium yang dilaluinya tersebut. metode seismik refraksi digunakan untuk mengetahui kecepatan rambat serta densitas tanah dan batuan tempat tumpuan suatu bangunan.
I.2 Ruang lingkup
Pratikum ini dilakukan di samping secretariat KPA Omega Universitas Hasanuddin, kota Makassar, Sulawesi selatan. Pelaksanaan pratikum ini dibatasi untuk menentukan tingkat kekerasan kekerasan lapisan batuan bawah dengan mengunnakan metode seismik yaitu metode hagiwara, dan tomografi.
I.3 Tujuan
Tujuan dari pratikum ini adalah :
1. Mengetahui litologi batuan bawah permukaan di daerah penelitian dengan menggunakan metode seismik refraksi. 2. Mengetahui kedalaman lapisan batuan keras di daerah penelitian dari permukaan dengan menggunakan metode hagiwara. ha giwara. 3. Mengetahui kedalaman lapisan batuan keras di daerah penelitian dari permukaan dengan menggunakan metode tomografi
2
BAB II TINJAUAN PUSTAKA 2.1
Metode Seismik
Metode seismik merupakan salah satu metode yang sangat penting dan banyak digunakan 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 dikate gorikan ke dalam dua bagian yaitu seismik bias dangkal (head (head wave or refrected seismic) seismic) dan seismik refleksi (reflected (reflected seismic). seismic). Seismik refraksi efektif digunakan untuk penentuan struktur geologi yang dangkal sedangkan seismik refleksi untuk struktur geologi yang dalam. Metode seismik pada dasarnya dapat digambarkan yaitu 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 lagi dibiaskan untuk diteruskan ke permukaan bumi. Di permukaan bumi gelombang tersebut diterima oleh serangkaian detektor ( geophone) geophone) yang umumnya disusun membentuk garis lurus dengan sumber ledakan ( profil profil line), line), kemudian dicatat/direkam oleh seismograph. Dengan mengetahui waktu tempuh gelombang dan jarak antar geophone geophone dengan sumber ledakan, struktur lapisan geologi di bawah
3
permukaan bumi dapat diperkirakan berdasarkan variasi besarnya kecepatan penjalaran gelombang seismik (Susilawati, 2004).
2.2Pemantulan dan Pembiasan Gelombang Seismik
Gelombang seismik yang menjalar ke bawah permukaan bumi memiliki sifat dan karakteristik yang memenuhi konsep fisika hukum pembiasan dan pemantulan. Adapun beberapa hal yang menjadi dasar pada pemantulan dan pembiasan gelombang seismik adalah : a. Asas Fermat Gelombang menjalar dari satu titik ke titik lain melalui jalan tersingkat waktu penjalarannya, seperti yang ditunjukkan pada Gambar 2.2.
Gambar 2.2 Asas Fermat (Akyas, 2007)
4
Gambar 2.2 memperlihatkan sumber gelombang yang ditunjukkan dengan simbol bintang menghasilkan gelombang yang menjalar ke segala arah. Jika gelombang tersebut melewati sebuah medium yang memiliki variasi kecepatan gelombang seismik, maka gelombang tersebut akan cenderung melalui zona-zona kecepatan tinggi dan menghindari zona-zona kecepatan rendah. b. Prinsip Huygens “Titik -titik yang dilewati gelombang akan menjadi sumber gelombang baru”. Muka gelombang yang menjalar menjauhi sumber adalah superposisi muka gelombangmuka gelombang yang dihasilkan oleh sumber gelombang baru tersebut, seperti yang diperlihatkan pada Gambar 2.3.
Gambar 2.3 Prinsip Huygens (Akyas, 2007)
Gambar 2.3 menerangkan fenomena fisik pada pergerakan partikel yang terjadi pada muka gelombang. Partikel – partikel tersebut bergerak dari keadaan setimbang, sehingga akan terjadi gaya elastik di daerah sekelilingnya yang menggerakkan partikel lainnya menyebabkan timbul muka gelombang baru.
5
Penjalaran gelombang yang terjadi di medium merupakan interaksi antara gangguan dan reaksi sifat elastik (Akyas, 2007). c. Hukum Snellius Pada bidang batas antara dua medium gelombang seismik akan dipantulkan dan sebagian lagi dibiaskan, memenuhi persamaan snellius sebagai berikut :
=
(2.1)
Gambar 2.4 Hukum Snellius (Suswandi, 1997)
Dimana i adalah sudut datang, r adalah sudut bias, V 1 dan V 2 adalah kecepatan gelombang pada medium 1 dan medium 2. d. Sudut Kritis Sudut datang yang menghasilkan gelombang bias sejajar dengan bidang batas lapisan o
dan tegak lurus terhadap garis normal (r = 90 ).
6
Gambar 2.5 Sudut kritis (Suswandi, 1997) 2.3Gelombang Seismik
Gelombang seismik secara umum dibagi menjadi dua jenis yaitu gelombang badan dan gelombang permukaan. Gelombang badan yaitu gelombang seismik yang merambat ke seluruh bagian di dalam bumi (Telford, 1990). Gelombang badan dibedakan menjadi dua jenis yaitu : 1. Gelombang P (primer/longitudinal) yaitu gelombang badan yang dalam penjalarannya berosilasi sejajar dengan arah rambatan gelombang. 2.
Gelombang S (skunder/transversal) yaitu gelombang badan yang dalam penjalarannya berosilasi tegak lurus dengan arah rambatan gelombang (Halliday ,dkk. , 2009).
Berbeda dengan gelombang badan, gelombang permukaan merupakan gelombang seismik yang merambat di permukaan bumi. Gelombang permukaan dibedakan menjadi dua jenis yaitu :
7
3.
Gelombang Rayleigh yaitu gelombang permukaan yang gerakan partikel medianya merupakan kombinasi yang disebabkan oleh gelombang P dan S.
4.
Gelombang Love yaitu gelombang permukaan yang menjalar dalam bentuk
gelombang
transversal
yaitu
gelombang
SH
yang
penjalarannya paralel dengan permukaan. Namun dari semua tipe gelombang seismik tersebut, gelombang P merupakan gelombang seismik tercepat waktu penjalarannya (Telford, 1990). Beberapa tipe gelombang seismik tersebut ditunjukkan pada Gambar 2.6 sebagai berikut :
a
b
c
d
Gambar 2.6 Beberapa tipe gelombang seismik : (a) Gelombang Love, (b)
Gelombang Rayleigh, (c) Gelombang P, (d) Gelombang S (Suswandi, 1997)
8
2.4 Faktor - Faktor Yang Mempengaruhi Cepat Rambat Gelombang Seismik Pada Batuan
Kecepatan penjalaran gelombang seismik pada lapisan batuan bawah permukaan berbeda-beda, perbedaan ini dipengaruhi oleh beberapa sifat fisis yang dimiliki lapisan batuan tersebut. Adapun beberapa faktor yang mempengaruhi kecepatan penjalaran gelombang seismik pada lapisan batuan bawah permukaan antara lain : 1. Litologi Batuan Setiap lapisan batuan memiliki tingkat kekerasan yang berbeda-beda. Tingkat kekerasan yang berbeda-beda ini yang menyebabkan perbedaan kemampuan suatu batuan untuk mengembalikan bentuk dan ukuran seperti semula ketika diberikan ga ya padanya. Elastisitas batuan yang berbeda-beda inilah yang menyebabkan gelombang seismik merambat melalui lapisan batuan dengan kecepatan yang berbeda-beda (Sheriff, 1995). 2. Densitas Densitas umumnya bertambah dengan bertambahnya kedalaman karena dengan bertambahnya kedalaman tekanan hidrostatik juga semakin bertambah besar. Semakin besarnya tekanan pada batuan menyebabkan semakin besarnya densitas dari batuan tersebut. Hubungan antara densitas dengan kecepatan perambatan gelombang seismik dalam batuan dirumuskan oleh Hukum Gardner sebagai berikut :
= 1⁄4
(2.2)
9
Dimana ρ adalah densitas batuan, α adalah konstanta Gardner ( 0,31 ) dan V adalah kecepatan rambat gelombang seismik. Dengan menggunakan Hukum Gardner ini dapat diketahui bahwa semakin besar densitas suatu lapisan batuan maka semakin besar cepat rambat gelombang seismik pada lapisan batuan tersebut (Sheriff, 1995). 3. Porositas Semakin besar porositas suatu batuan maka semakin kecil nilai densitas suatu batuan sehingga menyebabkan gelombang seismik akan merambat dengan kecepatan yang lebih lambat juga. Suatu zat yang mengisi pori juga dapat memberikan pengaruh terhadap cepat rambat gelombang seismik pada formasi batuan tersebut. Pori-pori batuan yang terisi oleh air lebih besar densitasnya dibandingkan dengan pori-pori batuan yang terisi minyak. Pori-pori batuan yang terisi minyak lebih besar densitasnya dibandingkan dengan pori batuan yang terisi dengan udara. Hal ini disebabkan karena densitas dari air lebih besar dibandingkan dengan minyak dan densitas minyak lebih besar dibandingkan dengan densitas udara (gas). Oleh karena itu, besar cepat rambat gelombang seismik pada batuan berpori yang terisi air lebih besar dibandingkan dengan cepat rambat gelombang seismik pada batuan yang terisi minyak ataupun gas (Sheriff, 1995). 4. Kedalaman dan Tekanan Secara umum, porositas berkurang dengan bertambahnya kedalaman. Batuan yang berada pada lapisan bawah akan mengalami tekanan dari lapisan diatasnya sehingga batuan yang berada paling bawah akan mengalami tekanan paling besar dari
10
lapisan diatasnya. Dengan kata lain, semakin dalam posisi lapisan batuan maka semakin besar tekanan yang akan dialaminya. Akibat adanya tekanan yang semakin besar menyebabkan semakin rapatnya suatu batuan yang ditandai dengan semakin kecilnya porositas suatu batuan. Hal ini berarti besarnya kecepatan gelombang seismik akan bertambah seiring dengan bertambahnya kedalaman dan tekanan (Sheriff, 1995). 5. Umur, frekuensi dan temperatur Batuan yang lebih tua umumnya berada pada lapisan bawah. Semakin tua usia suatu batuan maka semakin dalam pula posisi lapisan batuan tersebut dari permukaan bumi. Dengan bertambahnya usia suatu batuan, maka batuan tersebut memiliki waktu yang lebih lama dalam cementation, lapisan tersebut juga memiliki waktu yang lebih lama dalam mengalami tekanan tektonik sehingga memiliki densitas yang semakin besar. Kondisi seperti ini menyebabkan semakin cepat gelombang seismik merambat pada batuan yang memiliki umur semakin tua (Sheriff, 1995). Dari penjelasan di atas, perbandingan hubungan antara beberapa sifat fisis batuan terhadap kecepatan penjalaran gelombang seismik body yaitu gelombang P dan S ditunjukkan pada Gambar 2.7 berikut :
11
Gambar 2.7 Hubungan antara sifat fisis batuan dengan kecepatan penjalaran
gelombang seismik (Sheriff, 1995)
2.5 Asumsi Dasar Metode Seismik
Lapisan bawah permukaan bumi sebagai medium dari penjalaran gelombang seismik memenuhi beberapa asumsi dasar. Beberapa asumsi dasar yang digunakan 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 beberapa asumsi dasar yang digunakan untuk penjalaran gelombang seismik antara lain :
12
c. Panjang gelombang seismik jauh lebih kecil dari ketebalan lapisan bumi, hal ini memungkinkan setiap lapisan bumi dapat terdeteksi. d. Gelombang seismik dipandang sebagai sinar seismik yang memenuhi Hukum Snellius dan Prinsip Huygens. e. Pada bidang batas antar lapisan, gelombang seismik menjalar dengan kecepatan gelombang pada lapisan di bawahnya. f.
Kecepatan
gelombang
bertambah
dengan
bertambahnya
kedalaman
(Susilawati, 2004).
2.6
Metode Seismik 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 :
= = = = dimana : V P1 = Kecepatan gelombang- P di medium 1
13
(2.3)
V P2 = Kecepatan gelombang- P di medium 2 V S1 = Kecepatan gelombang-S di medium 1 V S2 = Kecepatan gelombang-S di medium 2
Gambar 2.8 Pemantulan dan pembiasan gelombang (Telford, 1990)
Prinsip utama metode seismik refraksi adalah penerapan waktu tiba pertama gelombang P, baik gelombang langsung maupun gelombang refraksi. Mengingat kecepatan gelombang P lebih besar daripada gelombang seismik lainnya maka kita hanya memperhatikan gelombang P. Dengan demikian antara sudut datang dan sudut bias menjadi :
=
(2.4) o
Pada pembiasan sudut kritis r = 90 sehingga persamaan menjadi :
sin =
(2.5)
14
Hubungan ini digunakan untuk menjelaskan metode pembiasan dengan sudut datang kritis. Gambar 2.8 memperlihatkan gelombang dari sumber S menjalar pada medium V 1, dibiaskan kritis pada titik A sehingga menjalar pada bidang batas lapisan. Dengan menggunakan Prinsip 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. Seperti yang ditunjukkan pada Gambar 2.9 sebagai berikut :
Gambar 2.9 Pembiasan dengan sudut kritis (Susilawati, 2004)
Jadi gelombang yang dibiaskan di bidang batas yang datang pertama kali di titik P pada bidang batas di atasnya adalah gelombang yang dibiaskan dengan sudut datang kritis (Susilawati, 2004). 2.7 Interpretasi Data Seismik Refraksi
Secara umum metode interpretasi data seismik refraksi dapat dikelompokkan menjadi tiga kelompok utama, yaitu intercept time, delay time method dan wave front method . Metode interpretasi yang paling mendasar dalam analisis data seismik refraksi adalah intercept time.
15
Metode intercept time adalah metode T-X (waktu terhadap jarak) yang merupakan metode yang paling sederhana dan hasilnya cukup kasar, seperti yang ditunjukkan pada Gambar 2.10 sebagai berikut :
Gambar 2.10 Kurva travel time pada dua lapis sederhana dengan bidang batas
paralel (Sismanto,1999)
Pada bidang batas antar lapisan, gelombang menjalar dengan kecepatan lapisan di bawahnya V 2. Skema penjalaran gelombang pada bidang batas antar lapisan ditunjukkan pada Gambar 2.11 sebagai berikut :
x
16
Gambar
2.11 Sistem
dua
lapis
sederhana
dengan
bidang
batas
paralel
(Sismanto,1999).
Waktu rambat gelombang bias pada Gambar 2.11 dapat diperoleh dari persamaan 2.6 sebagai berikut :
= +
(2.6)
dengan T adalah waktu yang ditempuh gelombang seismik dari titik tembak (A) sampai ke geophone (D), AB adalah jarak dari titk A ke titik B, CD merupakan jarak dari titik C ke titik D, BC adalah jarak dari titik B ke titik C, V 1 adalah kecepatan gelombang pada lapisan 1 dan V 2 adalah kecepatan gelombang pada lapisan 2. Dari persamaan 2.6 dapat diperoleh persamaan 2.7 sampai dengan persamaan 2.9 sebagai berikut :
= −ta 1 ] = 21 [ ] = 21 [−
(2.7)
(2.8)
Pada Gambar 2.11 memperlihatkan
(2.9)
1
adalah kedalaman pada lapisan 1, α
adalah sudut antara garis gelombang datang dengan garis normal serta dapat diartikan sudut antara garis gelombang bias dengan garis normal dan variabel x adalah jarak antara titik tembak (A) dengan geophone (D).
17
Berdasarkan Hukum Snellius bahwa pada sudut kritis berlaku
sin =
, sehingga
persamaan 2.9 dapat dituliskan menjadi persamaan 2.10 sampai dengan persamaan 2.13 sebagai berikut :
− 1 1 1 1 1−
= 2 = 2 [ ] = =
(2.10)
(2.11) (2.12) (2.13)
Bila x = 0 maka akan diperoleh T i dan nilai tersebut dapat diketahui pada kurva waktu terhadap jarak yang disebut sebagai intercept time. Kedalaman lapisan pertama ditentukan dengan menuliskan persamaan di atas menjadi persamaan 2.14 sebagai berikut :
1 =
(2.14)
dengan Ti disebut dengan intercept time. Apabila
= sin−1 []
, maka persamaan
2.14 dapat dituliskan kembali menjadi persamaan 2.15 :
1 = []
(2.15)
( −) ⁄ Jika , cos = , maka kedalaman atau ketebalan lapisan batuan pertama dapat dihitung melalui persamaan 2.16 :
18
1 = −
(2.16)
Gambar 2.12 Kurva travel time pada sistem tiga lapis dengan V 1 adalah kecepatan
gelombang pada lapisan pertama dan V 2 adalah kecepatan gelombang pada lapisan kedua (Sismanto,1999).
Pada Gambar 2.12, T i1 dan T i2 berurut-urut merupakan intercept time pada gelombang bias yang pertama dan kedua. Untuk kedalaman lapisan kedua akan diperoleh suatu persamaan 2.17
= [ 3 √ 1] √ 3+3
(2.17)
dengan T i2 adalah intercept time pada gelombang bias yang kedua. Dari persamaan 2.16 dan persamaan 2.17, dapat digambarkan penampang struktur lapisan bawah permukaan seperti pada Gambar 2.13 sebagai berikut :
19
Gambar 2.13 Skema sistem tiga lapis, dengan V 1 , V 2 dan V 3 berturut-urut adalah
kecepatan gelombang pada lapisan pertama, kedua dan ketiga, Z adalah kedalaman pada lapisan pertama, dan Z 2 adalah kedalaman pada lapisan kedua (Sismanto, 1999). Kecepatan penjalaran gelombang seismik pada lapisan batuan bawah permukaan berbeda-beda, tergantung sifat fisis yang dimiliki oleh tiap lapisan batuan. Variasi kecepatan penjalaran gelombang P pada beberapa lapisan batuan bawah permukaan ditunjukkan pada Tabel 2.1. Tabel 2.1 Kecepatan gelombang P pada beberapa lapisan batuan (Burger, 1992) Material
Kecepatan gelombang P (m/s)
Weathered
200 – 900
layered Soil
250 – 600
Clay
1000 – 2500
20
Sandstone
3000 – 4500
Limestone
5500 – 6000
Granite
5000 – 5100
2.8 Metode Tomografi
Ada 3 metode yang digunakan untuk membuat modelperlapisan bawah permukaan yaitu (Refrizon, 2008): 1. Metode pemodelan inverse (time-term invertion method ) 2. Metode pemodelan forward (reciprocal method ) 3. Metode pemodelan tomografi (tomographic method ). Pada penelitian ini digunakan metode pemodelan tomografi dimana tomografi merupakan suatu teknik khusus yang dapat digunakan untuk mendapatkan gambaran bagian dalam dari suatu objek berupa padat tanpa memotong atau mengirisnya. Caranya dengan melakukan pengukuranpengukuran diluar objek tersebut dari berbagai arah (yang disebut membuat proyeksi-proyeksi), kemudian merekontruksinya (Munadi,S, 1992). Metode refraksi tomografi ini diawali dengan pembuatan kecepatan awal dan kemudian dilakukan iterasi pelacakan sinar ( forward refraction raytracing ) melalui pemodelan, kemudian membandingkan waktu tempuh perhitungan den gan waktu
21
tempuh pengukuran, memodifikasi model, dan mengulangi proses sampai waktu perhitungan dan pengukuran mencapai nilai minimal. Tujuan utamanya adalah menemukan waktu tempuh minimum antara sumber dan penerima untuk setiap pasangan sumber-penerima. Secara prinsip, teori dasar yang digunakan adalah teknik tomografi seismik. Dimana pada tomografi, model dicacah dalam skema grid dengan koordinat kartesian (ij). Masingmasing sel diindikasikan dengan posisi ij dan memiliki slowness(S) dan lebar. Langkah pertama yaitu disusun kotak-kotak yang ditandai dengan lij dan kelambatannya Sj seperti Gambar 3 berikut :
Gambar 3. Tomografi Waktu Jalar dan lintasan jejak sinarnya dari sumber ke
penerima (SeisImager 2D Manual V.3.3, 2009). Gambar diatas didefinisikan sebagai : S=
22
Dimana, S = Slowness l = Raypath v = Kecepatan gelombang P Menggunakan metode refraction tomography pendekatan non linier least square inversion mendapatkan model penampang bawah permukaan berdasarkan nilai kecepatan rambat gelombang. refraction raytracing digunakan untuk menghitung time dari model yang terbentuk. Selisih nilai lapangan dan travel time model digunakan untuk merubah parameter Vp blok dengan inversi. Terbentuk model Vp baru dihitung travel time-nya lagi den refraction raytracing dilihat selisihnya dengan data lapangan hingga diperoleh selisih nilainya minimum. Hasil inversi akan diperoleh model blocky, yang kemudian dikonturkan untuk mendapatkan visualisasi lebih halus (Boko dkk, 2011).
2.9 Metode Hagiwara
Prinsip utama metode seismik refraksi ini adalah penerapan waktu tiba p ertama ( first arrival time) dari gelombang seismik. Apabila diketahui waktu tiba pertama dari gelombang seismik refraksi yang menjalar di lapisan b umi akan diperoleh kurva waktu tempuh (travel time) gelombang seismik tersebut. Dengan menganalisis kurva waktu tempuh ini, akan diperoleh informasi mengenai kecepatan dan waktu tunda gelombang seismik di setiap lapisan sehingga dapat digunakan untuk menentukan ketebalan lapisan .
23
Salah satu metode perhitungan waktu tiba gelombang seismik untuk mencerminkan lapisan bawah permukaan adalah Metode Hagiwara. Metode ini merupakan metode waktu tunda yang berdasarkan asumsi bahwa undulasi bawah permukaan tidak terlalu besar. Kelebihan dari metode Hagiwara adalah lapisan bawah permukaan dapat ditampilkan mengikuti kontur bawah permukaan itu. Berbeda dengan metode interceptime yang menganggap lapisan dibawah permuaan adalah flat (bidang). Terutama untuk lapisan bawah permukaan yang harus detail, maka metode Hagiwara adalah metode perhitungan yang menjadi pilihan utama .
Gambar 2. Kurva waktu rambat dan kurva waktu rambatkecepatan
24
2.10 Kelebihan Dan Kekurangan Seismik Refraksi
Keunggulan dan kelemahan metode seismik Metode Seismik Keunggulan
Kelemahan
Dapat mendeteksi variasi baik lateral maupun
Banyaknya data yang
kedalaman dalam parameter fisis yang relevan,
dikumpulkan dalam sebuah
yaitu kecepatan seismik.
survei akan sangat besar jika diinginkan data yang baik
Dapat menghasilkan citra kenampakan struktur
Perolehan data sangat mahal
di bawah permukaan
baik akuisisi dan logistik dibandingkan dengan metode geofisika lainnya.
Dapat dipergunakan untuk membatasi
Reduksi dan prosesing
kenampakan stratigrafi dan beberapa
membutuhkan banyak
kenampakan pengendapan.
waktu, membutuhkan komputer mahal dan ahliahli yang banyak.
25
Respon pada penjalaran gelombang seismik
Peralatan yang diperlukan
bergantung dari densitas batuan dan konstanta
dalam akuisisi umumnya
elastisitas lainnya. Sehingga, setiap perubahan
lebih mahal dari metode
konstanta tersebut (porositas, permeabilitas,
geofisika lainnya.
kompaksi, dll) pada prinsipnya dapat diketahui dari metode seismik. Memungkinkan untuk deteksi langsung terhadap
Deteksi langsung terhadap
keberadaan hidrokarbon
kontaminan, misalnya pembuangan limbah, tidak dapat dilakukan.
26
BAB III METODOLOGI PENELITIAN
3.1
Waktu dan Tempat Penelitian
Penelitian ini akan dilakukan pada tanggal 5 november 2015. Di samping secretariat KPA Omega, Universitas Hasanuddin, Makassar, Sulawesi selatan.
Lokasi Penelitian
27
L2 L1
Gambar 3.1 Lokasi penelitian dilihat (a) Peta Makassar (www.google.co.id)
(b) Pencitraan satelit (www.maps.google.co.id)
3.2
Alat dan Bahan Penelitian
Adapun alat dan bahan yang digunakan pada penelitian ini antara lain : 1. Alat seismik refraksi GEO SMAN CHT-12 2. GPS Garmin Map 60 CSX sebagai penentu koordinat. 3. Satu unit laptop. 4. Alat tulis menulis, dan papan pengalas. 5. Dua buah roll meter sebagai pengukur jarak geophone dengan sumber gelombang seismik.
28
6. Geophone sebanyak 12 buah. 7. Palu hammer dan plat baja. 8. HT sebagai alat komunikasi jarak jauh 2 buah. 3.3
Prosedur Penelitian 3.3.1 Akuisisi Data Seismik Refraksi
1. Menentukan lokasi penelitian/pratikum 2. Menentukan lintasan, lintasan dibagi menjadi 2 lintasan Tujuan dilakukan pengukuran sebanyak 2 lintasan yaitu sebagai data pembanding/korelasi antara lintasan satu dengan lintasan lainnya, sehingga hasil penelitian yang diperoleh lebih akurat. Lintasan 1 panjangnya 22 meter dan lintasan 2 panjangnya 22 meter 3. Memasang geofone, sebanyak 12 geofone spasi 2 meter. 4. Memasang/ menyambungkan kabel antara geofone dengan GEO SMAN CHT-12. 5. Menyambungkan kabel antara alat seismic refraksi dengan laptop. 6. Melakukan lima kali shot pada liat lintasan. 7. Menyimpan data yang telah direkam oleh alat seismic refraksi GEO SMAN CHT-12 di laptop. 3.3.2 Pengolahan Data Seismik Refraksi
29
Praktikum Seismik Refraksi menggunakan software SeisImager untuk mengelolah data praktikum. Prosedur Kerjanya sebagai berikut : Tahap Picking
1. Buka Pickwin,
Gambar III.1 Tampilan intro software Pickwin
2. Akan muncul tampilan layar kerja seperti berikut
Gambar III.2
Tampilan layar kerja software PickWin
3. Buka data yang akan di edit.
Gambar III.3 Cara membuka data pada software PickWin
4. Kemudian akan muncul kotak dialog seperti ini :
30
Gambar III.4 Kotak dialog open data praktikum
Pilih data yang akan di pick, pilih data dengan source lebih rendah terlebih dahulu. 5. Tampilan data seperti ini
Gambar III.5 Tampilan data praktikum yang siap di pick
6. Untuk
mengatur
ukuran
wavelet
menggunakan tools
memudahkan dan
Sehingga, tampilannya dapat diubah seperti ini :
31
proses
pick,
dapat
Gambar III.6 Mengatur ukuran wavelet
7. Jika first break telah terlihat jelas di tampilannya, lakukan proses pick gelombang seismik dengan tool 8. Akan muncul garis merah pada setiap garis source yang menandakan first break .
Gambar III.7 Tampilan hasil picking untuk data pertama
9.
Jika terdapat kesalahan pembacaan, anda dapat menggeser garis merah tersebut sesuai dengan letak first break yang dianggap benar.
10. Hubungkan garis merah tersebut dengan mengklik
32
Gambar III.8 Tampilan setelah titik-titik first break dihubungkan
11. Lakukan kembali proses nomor 5 sampai nomor 10 untuk source yang berbeda. 12. Tampilan hasil akhir setelah semua data selesai di pick .
Gambar III.9 Tampilan hasil akhir setelah semua data selesai di pick
13. Simpan file dengan memilih File – Save first break pick file
33
Gambar III.10 Cara meyimpan file hasil picking
14. Jika muncul tampilan seperti di bawah ini, pilih OK. Gambar III.11 Kotak dialog
Open Data File
15. Akan muncul kotak dialog
Gambar III.12Menyimpan hasil picking dengan tipe Traveltime data Plotrefa file
Save file dengan type Traveltime data Plotrefa file(*.vs)
Tahap Plot
1. Buka Plotrefa, 2. Akan muncul lembar kerja
34
Gambar III.13 Tampilan layar kerja software Plotrefa
3. Setelahitupilih menu file open plotrefa file 4. Kemudian akan muncul kotak dialog
Gambar III.14 Kotak dialog open data hasil picking dalam tipe (*.vs)
Pilih file yang telah dipick sebelumnya dalam type *.vs. 5. Kemudian pilih menu time – term inversion, lalupilih assign layer 2 arrivals kemudiankliktitik plot padabagiankiridankanan.
Gambar III.15 Tampilan hasil picking di software Plotrefa
6. pilih do time – term inversion pada menu time – term inversion. Akan muncul perintah seperti ini.
35
Gambar III.16 Kotak dialog
Topography
Pilih open elevation data file, lalu OK. 7. Kemudian pilih data geometri dalam bentuk txt 8. Setelah itu, akan muncul display dari data yang telah diplot.
36
37
BAB IV HASIL DAN PEMBAHASAN
IV.1 Hasil IV.1.1 Refraksi
Setelah dilakukan proses picking dan plot di software SeisImager, akan muncul display tomografi.
Gambar IV.1 Display topografi data seismik refraksi
IV.2 Pembahasan IV.2.1 Refraksi
Seismik refraksi merupakan metode seismik dengan kedalaman yang relatif dangkal. Pada processing seismik refraksi terdapat dua tahapan yaitu proses picking dan proses ploting hasil picking gelombang seismik. Proses yang pertama yaitu proses picking gelombang yang pertama kali datang pada setiap receiver yang berjarak 6 meter dengan menentukan first break untuk masing-masing gelombang. Hasil picking tersebut kemudian diplot untuk mendapatkan hasil tampilan tomografi dari data geometri yang diperoleh sebelummnya. Dari hasil tampilan tomografi, diperlihatkan bahwa terdapat dua lapisan dengan dengan nilai kecepatangelombang P untuk lapisan atas sekitar 410 m/s dan untuk lapisan bawah sekitar 450 m/s.
38
