PENENTUAN TINGKAT KEKERASAN LAPISAN BATUAN BAWAH PERMUKAAN MENGGUNAKAN METODE SEISMIK REFRAKSI
DISUSUN OLEH
MARENDA DWI JATMIKO
G1B010010
PROGRAM STUDI FISIKA
FAKULTAS MATEMATIKA DAN ILMU PENGETAHUAN ALAM
UNIVERSITAS MATARAM
2013
ABSTRAK
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. Penelitian ini bertujuan untuk mengetahui litologi batuan bawah permukaan, sehingga dari litologi batuan ini dapat diketahui ketebalan dan tingkat kekerasan lapisan batuan. Penelitian ini telah dilakukan di lapangan Universitas Mataram. Survei seismik refraksi dilakukan sebanyak 4 lintasan dengan konfigurasi sumber gelombang seismik dan geophone diletakkan pada satu garis lurus, spasi geophone 2 m, jumlah shot pada lintasan 1 dan 2 adalah 5 shot (2 offset shot, 2 end shot dan 1 center shot) dengan panjang bentangan 96 m, jumlah shot pada lintasan 3 dan 4 adalah 7 shot (2 offset shot, 4 end shot dan 1 center shot) dengan panjang bentangan 72 m. Pengolahan data seismik refraksi menggunakan software Winsism V.12 dengan metode interpretasi intercept time. Hasil penelitian menunjukkan litologi batuan daerah penelitian yaitu pada kedalaman 0 – 7,3 m dari permukaan diinterpretasikan sebagai lapisan batuan lapuk (soil), pasir dan kerikil tak jenuh dengan densitas 1 – 1,29 gr/cc.. Lapisan batuan keras diperkirakan berada pada kedalaman di bawah 7,3 m
BAB I
PENDAHULUAN
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 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.
Rumusan Masalah
Berdasarkan latar belakang di atas, dapat dirumuskan permasalahan dalam penelitian ini yaitu :
Apa saja jenis lapisan batuan bawah permukaan di daerah penelitian ?
Berapa kedalaman lapisan batuan keras di daerah penelitian dari permukaan ?
Lapisan batuan apa yeng tergolong batuan keras di daerah penelitian ?
Tujuan Penelitian
Dari permasalahan yang diangkat pada penelitian ini, maka tujuan dari penelitian ini antara lain :
Mengetahui litologi batuan bawah permukaan di daerah penelitian dengan menggunakan metode seismik refraksi.
Mengetahui kedalaman lapisan batuan keras di daerah penelitian dari permukaan dengan menggunakan metode seismik refraksi.
Mengetahui tingkat kekerasan batuan dari hubungan kecepatan perambatan gelombang primer pada lapisan batuan di daerah penelitian.
Manfaat Penelitian
Manfaat yang diperoleh dari penelitian ini adalah:
Meningkatkan pemahaman konsep tentang salah satu metode eksplorasi geofisika, yaitu metode seismik refraksi.
Memberikan informasi mengenai litologi batuan bawah permukaan di daerah penelitian.
Hasil penelitian ini diharapkan dapat menjadi referensi untuk penelitian selanjutnya yang berkaitan dengan metode seismik refraksi.
Batasan Masalah
Penelitian ini hanya menentukan litologi batuan di daerah penelitian, kedalaman lapisan batuan keras serta tingkat kekerasan lapisan batuan secara kualitatif. Penelitian ini tidak membahas tingkat kekerasan batuan secara kuantitatif.
BAB II
TINJAUAN PUSTAKA
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 ke dalam dua bagian yaitu seismik bias dangkal (head wave or refrected seismic) dan seismik refleksi (reflected 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) yang umumnya disusun membentuk garis lurus dengan sumber ledakan (profil line), kemudian dicatat/direkam oleh seismograph. Dengan mengetahui waktu tempuh gelombang dan jarak antar geophone dengan sumber ledakan, struktur lapisan geologi di bawah permukaan bumi dapat diperkirakan berdasarkan variasi besarnya kecepatan penjalaran gelombang seismik (Susilawati, 2004).
Pemantulan 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 :
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)
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.
Prinsip Huygens
"Titik-titik yang dilewati gelombang akan menjadi sumber gelombang baru". Muka gelombang yang menjalar menjauhi sumber adalah superposisi muka gelombang-muka 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. Penjalaran gelombang yang terjadi di medium merupakan interaksi antara gangguan dan reaksi sifat elastik (Akyas, 2007).
Hukum Snellius
Pada bidang batas antara dua medium gelombang seismik akan dipantulkan dan sebagian lagi dibiaskan, memenuhi persamaan snellius sebagai berikut :
sinisinr=V1V2 (2.1)
Gambar 2.4 Hukum Snellius (Suswandi, 1997)
Dimana i adalah sudut datang, r adalah sudut bias, V1 dan V2 adalah kecepatan gelombang pada medium 1 dan medium 2.
Sudut Kritis
Sudut datang yang menghasilkan gelombang bias sejajar dengan bidang batas lapisan dan tegak lurus terhadap garis normal (r = 90o).
Gambar 2.5 Sudut kritis (Suswandi, 1997)
Gelombang 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 :
Gelombang P (primer/longitudinal) yaitu gelombang badan yang dalam penjalarannya berosilasi sejajar dengan arah rambatan gelombang.
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 :
Gelombang Rayleigh yaitu gelombang permukaan yang gerakan partikel medianya merupakan kombinasi yang disebabkan oleh gelombang P dan S.
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 :
dbac
d
b
a
c
Gambar 2.6 Beberapa tipe gelombang seismik : (a) Gelombang Love,
(b) Gelombang Rayleigh, (c) Gelombang P, (d) Gelombang S
(Suswandi, 1997)
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 :
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 gaya padanya. Elastisitas batuan yang berbeda-beda inilah yang menyebabkan gelombang seismik merambat melalui lapisan batuan dengan kecepatan yang berbeda-beda (Sheriff, 1995).
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 :
ρ=αV14 (2.2)
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).
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).
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 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).
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).
Kecepatan gelombang seismik berubah terhadap frekuensi karena mekanisme absorpsi (penyerapan). Absorpsi terjadi pada batuan yang mengandung fluida tersaturasi, tetapi tidak pada dry rock. Dispersi berkurang dengan meningkatnya porositas, viskositas fluida dan berkurangnya tekanan pada batuan. Kecepatan gelombang P meningkat 15% pada frekuensi antara 2 – 200 KHz (Sheriff, 1995).
Semakin besar temperatur suatu lapisan batuan menyebabkan pada lapisan tersebut terjadi pemuaian. Pemuaian ini menyebabkan porositas batuan semakin besar sehingga densitas batuan semakin kecil. Sehingga dapat disimpulkan semakin besar temperatur suatu lapisan batuan maka semakin kecil cepat rambat gelombang seismik pada lapisan batuan tersebut. Semakin besar kedalaman suatu lapisan maka semakin besar temperaturnya akan tetapi kecepatan seismik akan semakin besar. Hal ini terjadi karena berkurangnya kecepatan akibat bertambahnya temperatur jauh lebih kecil dibandingkan bertambahnya kecepatan akibat bertambahnya densitas suatu lapisan akibat tekanan, sementasi, dan lain-lain. Kecepatan gelombang seismik berkurang 5 - 6 % dengan peningkatan temperatur 100 C (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 :
Gambar 2.7 Hubungan antara sifat fisis batuan dengan kecepatan penjalaran gelombang seismik (Sheriff, 1995)
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 :
Medium bumi dianggap berlapis-lapis dan tiap lapisan menjalarkan gelombang seismik dengan kecepatan yang berbeda.
Makin bertambahnya kedalaman batuan lapisan bumi makin kompak. Sedangkan beberapa asumsi dasar yang digunakan untuk penjalaran gelombang seismik antara lain :
Panjang gelombang seismik jauh lebih kecil dari ketebalan lapisan bumi, hal ini memungkinkan setiap lapisan bumi dapat terdeteksi.
Gelombang seismik dipandang sebagai sinar seismik yang memenuhi Hukum Snellius dan Prinsip Huygens.
Pada bidang batas antar lapisan, gelombang seismik menjalar dengan kecepatan gelombang pada lapisan di bawahnya.
Kecepatan gelombang bertambah dengan bertambahnya kedalaman (Susilawati, 2004).
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 :
VP1sini=VP1sinθP=VS1sinθS=VP2sinrP=VS2sinrS (2.3)
dimana :
VP1 = Kecepatan gelombang-P di medium 1
VP2 = Kecepatan gelombang-P di medium 2
VS1 = Kecepatan gelombang-S di medium 1
VS2 = Kecepatan gelombang-S di medium 2
Gambar 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 :
sinisinr=V1V2 (2.4)
Pada pembiasan sudut kritis r = 90o sehingga persamaan menjadi :
sini=V1V2 (2.5)
Hubungan ini digunakan untuk menjelaskan metode pembiasan dengan sudut datang kritis. Gambar 2.8 memperlihatkan gelombang dari sumber S menjalar pada medium V1, 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).
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.
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 V2. Skema penjalaran gelombang pada bidang batas antar lapisan ditunjukkan pada Gambar 2.11 sebagai berikut :
x
x
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 :
T=AB+CDV1+BCV2 (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, V1 adalah kecepatan gelombang pada lapisan 1 dan V2 adalah kecepatan gelombang pada lapisan 2. Dari persamaan 2.6 dapat diperoleh persamaan 2.7 sampai dengan persamaan 2.9 sebagai berikut :
T=2Z1V1cosα+x-2Z1tanαV2 (2.7)
T=2Z11V1cosα-sinαV2cosα+xV2 (2.8)
T=2Z1V2-V1sinαV1V2cosα+xV2 (2.9)
Pada Gambar 2.11 memperlihatkan Z1 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).
Berdasarkan Hukum Snellius bahwa pada sudut kritis berlaku sinα=V1V2 , sehingga persamaan 2.9 dapat dituliskan menjadi persamaan 2.10 sampai dengan persamaan 2.13 sebagai berikut :
T=2Z1V11sinα-sinαV1V2cosα+xV2 (2.10)
T=2Z1V11-sin2αV1V2sinαcosα+xV2 (2.11)
T=2Z1cos2αV2sinαcosα+xV2 (2.12)
T=2Z1cosαV1+xV2 (2.13)
Bila x = 0 maka akan diperoleh Ti 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 :
Z1=TiV12cosα (2.14)
dengan Ti disebut dengan intercept time. Apabila α=sin-1V1V2, maka persamaan 2.14 dapat dituliskan kembali menjadi persamaan 2.15 :
Z1=TiV12cossin-1V1V2 (2.15)
Jika , cosα=V22-V1212V2 , maka kedalaman atau ketebalan lapisan batuan pertama dapat dihitung melalui persamaan 2.16 :
Z1=TiV1V22V22-V12 (2.16)
Gambar 2.12 Kurva travel time pada sistem tiga lapis dengan V1 adalah
kecepatan gelombang pada lapisan pertama dan V2 adalah
kecepatan gelombang pada lapisan kedua (Sismanto,1999).
Pada Gambar 2.12, Ti1 dan Ti2 berurut-urut merupakan intercept time pada gelombang bias yang pertama dan kedua. Untuk kedalaman lapisan kedua akan diperoleh suatu persamaan 2.17.
Z2=Ti2-2Z1V1V3V22-V12V2V32V32+V22 (2.17)
dengan Ti2 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 :
Gambar 2.13 Skema sistem tiga lapis, dengan V1, V2 dan V3 berturut-urut adalah
kecepatan gelombang pada lapisan pertama, kedua dan ketiga, Z1
adalah kedalaman pada lapisan pertama, dan Z2 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 layered
200 – 900
Soil
250 – 600
Clay
1000 – 2500
Sandstone
3000 – 4500
Limestone
5500 – 6000
Granite
5000 – 5100
BAB III
METODOLOGI PENELITIAN
Jenis Penelitian
Jenis penelitian yang dilaksanakan adalah penelitian skala lapangan, yakni dengan mengambil data langsung di daerah penelitian untuk kemudian dianalisis dan dinterpretasikan sehingga diperoleh informasi mengenai daerah penelitian tersebut.
Waktu dan Tempat Penelitian
Penelitian ini akan dilakukan selama 2 bulan, mulai dari bulan Mei 2013 sampai dengan bulan Juni 2013. Akuisisi data seismik refraksi di lapangan akan dilakukan pada hari Senin. Penelitian akan dilakukan di lapangan sepak bola Universitas Mataram Jl. Majapahit No. 62. Lokasi penelitian lebih jelasnya dapat dilihat pada Gambar 3.1.
Lokasi Penelitian
Lokasi Penelitian
(a)
Lokasi
Lokasi
(b)
Gambar 3.1 Lokasi penelitian dilihat dari :
(a) Peta Lombok (www.google.co.id)
(b) Pencitraan satelit (www.maps.google.co.id)
Alat dan Bahan Penelitian
Adapun alat dan bahan yang digunakan pada penelitian ini antara lain :
Satu set alat seismik refraksi Seismograph PASI 24 Channel, seperti pada Gambar 3.2 berikut :
Gambar 3.2 Seismograph PASI 24 channel
Satu set alat GPS Garmin Map 60 CSX sebagai penentu koordinat.
Satu unit komputer lengkap dengan perangkat lunak (software) akuisisi dan interpretasi data seismik refraksi.
Satu set roll meter sebagai pengukur jarak geophone dengan sumber gelombang seismik.
Geophone sebanyak 24 buah.
Palu hammer dan plat baja.
HT sebagai alat komunikasi jarak jauh 2 buah.
Gambar 3.3 Satu set alat seismik refraksi
Prosedur Penelitian
Prosedur penelitian secara garis besar dibagi menjadi 3 tahapan, yaitu tahap akuisisi data seismik refraksi di lapangan, pengolahan data seismik refraksi dan interpretasi data seismik refraksi.
Akuisisi Data Seismik Refraksi
Pada survei seismik refraksi ini pengambilan data dilakukan dengan susunan konfigurasi peralatan geophone dan sumber gelombang diletakkan pada satu garis lurus (line seismic) dan dibagi menjadi 4 lintasan. Tujuan dilakukan pengukuran sebanyak 4 lintasan yaitu sebagai data pembanding/korelasi antara lintasan satu dengan lintasan lainnya, sehingga hasil penelitian yang diperoleh lebih akurat. 2 lintasan (L1 dan L2) panjangnya 96 m dengan jarak spasi geophone 2 m dan 2 lintasan (L3 dan L4) panjangnya 72 m dengan spasi geophone 2 m. Skema pengukuran dan konfigurasi akuisisi data seismik refraksi di lapangan ditunjukkan pada Gambar 3.4, 3.5 dan 3.6 sebagai berikut :
L4L2L3L1
L4
L2
L3
L1
Gambar 3.4 Skema lintasan pengukuran di lapangan
Gambar 3.5 Konfigurasi akuisisi data seismik refraksi di lapangan untuk L1 dan L2
Gambar 3.6 Konfigurasi akuisisi data seismik refraksi di lapangan untuk L3 dan L4
Hasil akuisisi data seismik refraksi di lapangan berupa data rekaman penjalaran gelombang seismik pada setiap geophone yang tersimpan secara otomatis dalam bentuk file seismograph SEG2.
Pengolahan Data Seismik Refraksi
Pengolahan data seismik refraksi ini dilakukan dengan menggunakan software Winsism V.12. Pengolahan data seismik refraksi ini diawali dengan mengkonversi file seismograph SEG2 yang merupakan data hasil rekaman akuisisi data seismik refraksi di lapangan menjadi file seismik unix. Selanjutnya dilakukan tahap picking pada data rekaman seismik refraksi yang sudah dikonversi menjadi file seismik unix, seperti yang ditunjukkkan pada Gambar 3.7
Gambar 3.7 Proses picking untuk menentukan waktu tiba gelombang pertama
Tujuan dari proses picking ini adalah untuk menentukan waktu tiba gelombang P pertama (first break) yang sampai pada setiap geophone. Picking dilakukan secara manual dengan memperbesar tampilan gelombang pertama terlebih dahulu secara lebih detail kemudian ditentukan waktu tiba gelombang pertama tersebut. Setelah waktu tiba gelombang pertama pada setiap geophone diketahui, selanjutnya dibuat kurva travel time yaitu kurva hubungan jarak setiap geophone dari sumber gelombang seismik terhadap waktu tiba gelombang pertama pada setiap geophone, seperti yang ditunjukkan pada Gambar 3.8
Hubungan Posisi Geophone Terhadap Waktu Tiba Gelombang
Posisi Geophone
Gambar 3.8 Kurva travel time
Pada kurva travel time, sudah dapat terlihat banyaknya lapisan batuan yang dapat teridentifikasi dari hasil survei seismik refraksi. Ini dapat terlihat dari banyaknya perbedaan slope pada kurva travel time. Karena perbedaan slope pada kurva travel time mengindikasikan bahwa kecepatan penjalaran gelombang seismik pada suatu lapisan telah mengalami perubahan seiring dengan perbedaan kerapatan antar lapisan batuan.
Untuk menentukan kecepatan penjalaran gelombang seismik pada setiap lapisan batuan dihitung dengan menggunakan metode regresi linear setiap slope pada kurva travel time. Metode regresi linear adalah sebuah metode statistika yang memberikan penjelasan tentang pola hubungan (model) linear antara dua variabel atau lebih. Pada kurva travel time, kecepatan penjalaran gelombang P merupakan variabel terikat sedangkan posisi geophone dan waktu tiba merupakan variabel bebas.
Untuk mengetahui apakah bidang batas antar lapisan datar atau miring, akuisisi data seismik refraksi di lapangan dilakukan dengan forward and reverse (bolak balik). Jika kurva travel time forward and reverse simetris seperti Gambar 3.8 mengindikasikan bidang batas lapisan batuan datar/horizontal. Sebaliknya jika kurva travel time forward and reverse tidak simetris dapat mengindikasikan bahwa bidang batas lapisan batuan tidak datar (miring), dengan bidang yang memiliki sudut kemiringan lebih besar menjadi bidang yang lebih tinggi.
Interpretasi dan Analisa Data Seismik Refraksi
Tujuan dari interpretasi dan analisa data ini adalah untuk mengetahui litologi batuan pada daerah penelitian. Dari litologi batuan ini, selanjutnya dapat diketahui berapa ketebalan lapisan batuan keras pada daerah penelitian. Metode interpretasi data yang digunakan untuk mengetahui kedalaman bidang batas antar lapisan batuan (Zi) yaitu dengan metode intercept time. Tahapan interpretasi data ini diawali dengan menentukan intercept time setiap slope pada kurva travel time. Kemudian dilanjutkan dengan menghitung kedalaman lapisan 1 dan lapisan 2 berturut-urut dengan persamaan 3.1 dan 3.2 di bawah ini :
Z1=TiV1V22V22-V12 (3.1)
Z2=Ti2-2Z1V1V3V22-V12V2V32V32+V22 (3.2)
Penentuan intercept time, perhitungan ketebalan tiap lapisan batuan dan penentuan kecepatan penjalaran gelombang seismik pada setiap lapisan batuan secara otomatis dapat diproses menggunakan software Winsism V.12. Dengan mengetahui kedalaman bidang batas antar lapisan dan kecepatan penjalaran gelombang seismik pada setiap lapisan batuan, maka penampang struktur bawah permukaan dapat digambarkan, seperti yang ditunjukkan pada Gambar 3.9 sebagai berikut :
Gambar 3.9 Penampang struktur bawah permukaan
berdasarkan kecepatan gelombang P
Berdasarkan tabel referensi kecepatan penjalaran gelombang seismik pada lapisan batuan, dilakukan analisa untuk mengetahui jenis lapisan batuan (litologi batuan) bawah permukaan pada daerah penelitian.
Secara umum hasil pengolahan data seismik refraksi berupa penampang litologi batuan berdasarkan variasi kecepatan penjalaran gelombang seismik pada setiap lapisan batuan. Dari litologi batuan ini dapat diidentifikasi berapa kedalaman lapisan batuan keras di daerah penelitian. Secara garis besar tahapan penelitian ini ditunjukkan pada gambar diagram alir penelitian Gambar 3.10 sebagai berikut :
MulaiPenentuan lokasi penelitianSurvei lapanganAkuisisi data seismik refraksi (Seismograph PASI 24 Channel)Data seismik refraksi (File seismograph seg 2 *.dat)Pengolahan data (Software Winsism V.12)Interpretasi data (Metode intercept time)SelesaiAnalisa jenis lapisan batuan (Penampang litologi batuan)Penarikan kesimpulan (Kedalaman lapisan batuan keras)
Mulai
Penentuan lokasi penelitian
Survei lapangan
Akuisisi data seismik refraksi (Seismograph PASI 24 Channel)
Data seismik refraksi (File seismograph seg 2 *.dat)
Pengolahan data (Software Winsism V.12)
Interpretasi data (Metode intercept time)
Selesai
Analisa jenis lapisan batuan (Penampang litologi batuan)
Penarikan kesimpulan (Kedalaman lapisan batuan keras)
Gambar 3.10 Diagram alir penelitian
BAB V
HASIL DAN PEMBAHASAN
Metode seismik refraksi merupakan salah satu metode geofisika yang digunakan untuk menyelidiki karakteristik lapisan bawah permukaan dengan konsep fisika tentang gelombang khususnya hukum pembiasan. Besarnya kecepatan penjalaran gelombang seismik pada setiap lapisan bawah permukaan dipengaruhi oleh karakteristik dari lapisan batuan tersebut, artinya semakin besar rapat massa (padat) lapisan batuan maka semakin besar kecepatan penjalaran gelombang seismik pada lapisan batuan tersebut, begitu juga sebaliknya.
Hasil survei seismik refraksi di lapangan berupa kurva travel time yang diperoleh setelah melakukan picking pada rekaman penjalaran gelombang seismik. Hasil picking rekaman penjalaran gelombang seismik pada hasil survei seismik refraksi di lapangan ditunjukkan pada Lampiran 2. Picking bertujuan untuk menentukan waktu tiba gelombang pertama yang sampai pada setiap geophone. Kurva travel time dari hasil picking rekaman penjalaran gelombang seismik pada lintasan 1 ditunjukkkan pada Gambar 4.1 berikut :
Hubungan posisi geophone dan waktu tiba gelombang
Hubungan posisi geophone dan waktu tiba gelombang
Posisi geophoneTime (ms)
Posisi geophone
Time (ms)
Gambar 4.1 Kurva travel time lintasan 1
Dari kurva travel time lintasan 1, terlihat ada lima grafik yang saling memotong dengan warna yang berbeda-beda. Shot 1 dan shot 5 merupakan offset shot yang ditunjukkan dengan grafik berwarna hijau. Offset shot menentukan kedalaman penetrasi geombang seismik atau dalam hal ini lapisan paling bawah (lapisan kedua). Shot 2 dan shot 4 merupakan end shot yang ditunjukkan dengan grafik berwarna merah muda. Shot 3 merupakan center shot yang ditunjukkan dengan grafik berwarna merah. Target dari center shot adalah lapisan yang paling atas (lapisan pertama). Dalam penentuan kecepatan penjalaran gelombang P pada lapisan batuan, kelima grafik dari tiap shot saling dikorelasikan/dibandingkan sehingga menghasilkan kecepatan gelombang P yang lebih akurat. Pada kurva travel time lintasan 1 Gambar 4.1, sudah dapat terlihat banyaknya jumlah lapisan batuan yang dapat teridentifikasi dari hasil survei seismik refraksi. Ini dapat terlihat dari banyaknya slope (kemiringan) pada kurva travel time. Perbedaan slope penjalaran gelombang P pada kurva travel time mengindikasikan adanya perbedaan lapisan batuan seiring dengan perbedaan rapat massa antar lapisan batuan. Kurva travel time untuk lintasan lainnya dapat dilihat pada Lampiran 2. Selanjutnya dari kurva travel time tersebut dilakukan penentuan kecepatan penjalaran gelombang P setiap lapisan batuan dengan menggunakan metode regresi linear. Metode regresi linear adalah sebuah metode statistika yang memberikan penjelasan tentang pola hubungan (model) linear antara dua variabel atau lebih. Penentuan kecepatan gelombang P pada kurva travel time dihitung berdasarkan slope (slope = 1V), untuk lintasan 1 ditunjukkan pada Gambar 4.2 berikut :
Time (ms)Posisi geophoneHubungan posisi geophone dan waktu tiba gelombangTi
Time (ms)
Posisi geophone
Hubungan posisi geophone dan waktu tiba gelombang
Ti
Gambar 4.2 Penentuan kecepatan penjalaran gelombang P pada setiap
lapisan batuan menggunakan metode regresi linear
Setelah kecepatan gelombang P pada setiap lapisan batuan diketahui, kemudian dilanjutkan dengan menghitung kedalaman lapisan batuan dengan menggunakan waktu intercept time (Ti) yang diperoleh dari kurva travel time. Intercept time yaitu titik potong perpanjangan garis singgung kurva travel time dengan sumbu waktu tiba, seperti yang ditunjukkan pada Gambar 4.2. Dengan menggunakan waktu intercept time (Ti) dapat diketahui kedalaman bidang batas lapisan 1 dengan menggunakan persamaan 3.1. Selanjutnya dengan mengetahui kedalaman bidang batas lapisan batuan tersebut, diperoleh penampang litologi batuan pada setiap lintasan, seperti hasil penampang litologi batuan untuk lintasan 1 yang ditunjukkan pada Gambar 4.3 sebagai berikut :
Gambar 4.3 Penampang litologi batuan lintasan 1
Pada penampang litologi batuan hasil survei seismik refraksi pada lintasan 1, warna biru tua-biru muda menunjukkan kecepatan penjalaran gelombang P rendah berkisar antara 300 – 900 m/s, warna hijau kekuning-kuningan menunjukkan kecepatan penjalaran gelombang P sedang berkisar antara 900 m/s – 2200 m/s dan warna orange kemerah-merahan menunjukkan kecepatan penjalaran gelombang P tinggi berkisar antara 2200 m/s – 3000 m/s. Pada penampang litologi batuan lintasan 1 Gambar 4.3, memperlihatkan hanya ada 1 jenis lapisan batuan yang dapat teridentifikasi. Lapisan tersebut ditunjukkan dengan warna biru dengan kecepatan penjalaran gelombang P berkisar antara 99m/s – 258m/s dan terletak pada kedalaman 2,42 – 3,63 m dengan ketebalan lapisan 3,63 m. Penampang litologi batuan untuk lintasan lainnya dapat dilihat pada Lampiran 1. Berikut merupakan variasi kecepatan gelombang P, kedalaman dan ketebalan lapisan batuan berdasarkan hasil penampang litologi batuan survei seismik refraksi pada semua lintasan, yang ditunjukkan pada Tabel 4.1 dan 4.2.
Tabel 4.1
Variasi kecepatan gelombang P pada setiap lapisan batuan
berdasarkan hasil survei seismik refraksi pada semua lintasan
Lintasan
Vp Lapisan Pertama
(m/s)
Vp Lapisan Kedua
(m/s)
1
99 – 127
245 – 258
2
119 – 163
232 – 252
3
111 – 136
227 – 300
4
87 – 130
228 – 305
Tabel 4.2
Variasi kedalaman dan ketebalan lapisan batuan
berdasarkan hasil survei seismik refraksi pada semua lintasan
Lintasan
Kedalaman Lapisan (m)
Ketebalan Lapisan (m)
I
II
I
1
0 – 3,63
3,63 ke bawah
2,42 – 3,63
2
0 – 7,3
7,3 ke bawah
1,97 – 7,3
3
0 – 6,13
6,13 ke bawah
1,51 – 6,13
4
0 – 4,75
4,75 ke bawah
2,6 – 4,75
Hasil penampang litologi batuan untuk semua lintasan pengukuran L1, L2, L3 dan L4 seperti terlihat pada gambar 4.4 berikut :
Gambar 4.4 Perbandingan penampang litologi batuan pada semua lintasan
Secara umum hasil penampang litologi batuan dari semua lintasan pengukuran hanya memperlihatkan 1 macam lapisan, namun dengan perhitungan manual dapat diperoleh 2 lapisan batuan dengan ketebalan dan kedalaman yang dapat dilihat pada tabel 4.2.
Untuk menganalisa jenis litologi densitas batuan di daerah penelitian, dilakukan dengan mengkorelasikan/membandingkan kecepatan gelombang P pada setiap lapisan batuan berdasarkan hasil survei seismik refraksi di lapangan dengan tabel referensi kecepatan penjalaran gelombang P pada beberapa lapisan batuan, seperti yang ditunjukkan pada Tabel 2.1. Berdasarkan hasil korelasi antara kecepatan penjalaran gelombang P dari hasil survei seismik refraksi di lapangan dengan tabel referensi kecepatan penjalaran gelombang P pada beberapa lapisan batuan pada Tabel 2.1, secara umum hanya ada 1 jenis lapisan batuan bawah permukaan yang dapat teridentifikasi dari hasil survei seismik refraksi pada daerah penelitian, seperti yang ditunjukkan pada Tabel 4.3 berikut :
Tabel 4.3
Litologi batuan daerah penelitian
berdasarkan kecepatan gelombang P hasil survei seismik refraksi
Vp
(m/s)
Kedalaman
(m)
Ketebalan
(m)
Densitas
(gr/cc)
Litologi
99 – 305
0 – 7,3
1,97 – 7,3
1 – 1,29
Top soil, pasir dan kerikil tak jenuh
BAB V
KESIMPULAN DAN SARAN
Kesimpulan
Berdasarkan hasil penelitian, analisa dan pembahasan mengenai penelitian tingkat kekerasan batuan menggunakan metode seismik refraksi di lapangan sepak bola Universitas Mataram , maka dapat ditarik beberapa kesimpulan sebagai berikut :
Litologi batuan daerah penelitian berdasarkan hasil pengukuran dengan menggunakan metode seismik refraksi yaitu pada kedalaman 0 – 7,3 m dari permukaan diinterpretasikan sebagai lapisan batuan lapuk (soil), pasir dan kerikil tak jenuh.
Batuan keras berada pada kedalaman 7,3 meter ke bawah dari permukaan.
Batuan lapuk sebagai lapisan batuan teratas memiliki densitas 1 – 1,29 gr/cc.
Saran
Bagi mahasiswa geofisika perlu dilakukan penelitian pada lokasi yang sama dengan metode geofisika lainnya sehingga dapat dilakukan perbandingan dengan hasil penelitian sebelumnya menggunakan metode seismik refraksi, agar hasil yang diperoleh lebih akurat.
DAFTAR PUSTAKA
Akyas, 2007. Pemodelan Gelombang Seismik Untuk Memvalidasi Interpretasi Data Seismik Refraksi, Skripsi, Program Studi Teknik Geofisika Fakultas Teknik Pertambangan dan Perminyakan Institut Teknologi Bandung.
Burger, Robert, 1992. Exploration Geophysics Of The Shallow Subsurface. New Jersey : Prentice Hall.
Halliday, David, Resnick, Robert dan Walker, Jearl, 2009. Dasar – Dasar Fisika Jilid I Versi Diperluas, Terjemahan Syarifudin, S.T. , Tangerang : Binarupa Aksara.
Rosid, S., & Setiawan, B. (2008). Pemetaan tingkat kekerasan batuan menggunakan metode
seismik refraksi. Prosiding Seminar Nasional Sains dan Teknologi-II 2008. Lampung:
Universitas Lampung.
Sheriff dan Gildart, 1995. Exploration Seismology. United States Of America : Cambridge University Press.
Sismanto, 1999. Eksplorasi dengan Menggunakan Seismik Refraksi. Yogyakarta : Gajah Mada University Press.
Susilawati, 2004. Seismik Refraksi (Dasar Teori dan Akuisisi Data) (http://repository.usu.ac.id/bitstream/123456789/1886/1/fisika-susilawati.pdf) diunduh Jam 09:59 WITA, tanggal 21/04/2013.
Suswandi, Iwan, 1997. Pendugaan Struktur Lapisan Bumi Dengan Metode Seismik Bias, Jurnal Aneka Widya STKIP Singaraja No.4 TH.XXX Juli 1997.
Telford, Geldart dan Sheriff, 1990. Applied Geophysics Second Edition. United States Of America : Cambridge University Press.
Www.maps.google.co.id (http://maps.google.co.id/maps?hl=id&tab=wlM) diunduh Jam 20:00 WITA, tanggal 26/05/2013.
Www.google.co.id (http://depz.blogdetik.com/peta-lombok/lombokpeta.jpg) diunduh Jam 21:00 WITA, tanggal 16/05/2013.
