Bab Ii.docx

BAB II DASAR TEORI

2.1. Seismik Refraksi Seismik refraksi merupakan metode geofisika yang memanfaatkan gelombang pantul dari gelombang elastis yang merambat dari sumber getaran yang kemudian terkena bidang batas antarlapisan dan terbiaskan kembali ke permukaan untuk diterima oleh penerima gelombang. Istilah seismik sendiri berasal dari kata seismos yang berarti gempa bumi. Gelombang seismik diilhami oleh gelombang elastik yang merambat pada waktu terjadi gempa bumi. Jika terjadi gempa bumi, pada stasiun penerima akan diperoleh bentuk gelombang yang digambarkan dalam amplitudonya. Dalam dunia seismik, terdapat 4 tipe gelombang berdasarkan arah penjalaran gelombangnya, yaitu: 1.

Gelombang Primer (P): Gelombang yang merambat dengan kecepatan tertinggi, juga disebut gelombang P atau gelombang kompresi. Gelombang P menjalar searah dengan arah penjalaran gelombangnnya.

2.

Gelombang Sekunder (S): Gelombang yang terekam setelah gelombang P, juga disebut gelombang S atau gelombang shear. Gelombang S menjalar tegak lurus dengan arah penjalaran gelombangnya.

3.

Gelombang Rayleigh: Gelombang yang menjalar di permukaan bumi (amplitudo gelombangnya akan melemah bila semakin masuk ke dalam medium), juga disebut gelombang R. Gelombang R merupakan gelombang P + gelombang

Svertikal.

Penjalarannya

sejajar

dengan

arah

perambatan

gelombang, tetapi bergerak ke atas dan ke bawah (partikel medium bergerak pada bidang vertikal mengikuti pola elips sementara penjalaran ke arah lateral). 4.

Gelombang Love: Gelombang yang menjalar di permukaan bumi (amplitudo gelombangnya akan melemah bila semakin masuk ke dalam medium), juga disebut gelombang L. Gelombang L merupakan gelombang P + gelombang Shorizontal. Penjalarannya tegak lurus dengan arah perambatan gelombang, tetapi

bergerak ke kiri dan ke kanan (partikel-partikel medium bergerak mengikuti pola elips pada bidang horizontal, sementara penjalarannya ke arah lateral).

Gambar 2.1. Penjalaran gelombang P, S, Rayleigh, dan Love pada suatu medium (Jenny,2005)

Seismik refraksi merupakan salah satu dari metode seismik aktif yang bekerja dengan memanfaatkan waktu tiba gelombang yang terekam oleh geophone pertama kali. Metode ini hanya memanfaatkan gelombang langsung dan gelombang P refraksi yang menjalar pada bidang batas lapisan batuan.

Gambar 2.2. Proses penjalaran gelombang langsung dan gelombang refraksi

Metode seismik refraksi melakukan pengukuran waktu tempuh gelombang P (pada setiap titik sepanjang bidang batas lapisan) yang dihasilkan dari sumber energi impulsif.

Gambar 2.3. Proses penjalaran gelombang langsung dan gelombang refraksi

Metode seismik refraksi melakukan pengukuran waktu tempuh gelombang P (pada setiap titik sepanjang bidang batas lapisan) yang dihasilkan dari sumber energi impulsif.

Gambar 2.4. Skematik metode seismik refraksi

Suatu sumber gelombang (palu, weight drop, dinamit, air gun, dll) dibangkitkan di permukaan bumi. Karena material bumi bersifat elastik maka gelombang seismik yang terjadi akan menjalar ke dalam bumi dalam berbagai arah. Pada bidang batas antar lapisan, gelombang ini sebagian dipantulkan dan sebagian lain dibiaskan. Di permukaan bumi gelombang tersebut diterima oleh serangkaian detektor (geophone) kemudian dicatat atau direkam oleh suatu alat di atas permukaan. Data yang di dapat di lapangan antara lain waktu tempuh gelombang sampai ke geophone dan jarak antar geophone. Dari kedua data tersebut dapat diolah untuk

mendapatkan kedalaman lapisan di bawah permukaan, sehingga diperoleh litologi batuan berdasarkan informasi kecepatan. Menurut (Rucker, 2006) “seismic refraction is an effective tool for horizontal, lateral characterization as well as vertical characterization.”

Seismik refraksi

dihitung berdasarkan waktu yang dibutuhkan oleh gelombang untuk menjalar pada batuan dari posisi sumber seismik menuju penerima pada berbagai jarak tertentu. Pada metode ini, gelombang yang terjadi setelah sinyal pertama (firstbreak) diabaikan, karena gelombang seismik refraksi merambat paling cepat dibandingkan dengan gelombang lainnya kecuali pada jarak (offset) yang relatif dekat sehingga yang dibutuhkan adalah waktu pertama kali gelombang diterima oleh setiap geophone. Kecepatan gelombang P lebih besar dibandingkan dengan kecepatan gelombang S sehingga waktu datang gelombang P yang digunakan dalam perhitungan metode ini. Parameter jarak dan waktu penjalaran gelombang dihubungkan dengan cepat rambat gelombang dalam medium. Besarnya kecepatan rambat gelombang tersebut dikontrol oleh sekelompok konstanta fisis yang ada dalam material yang dikenal sebagai parameter elastisitas (Nurdiyanto, Drajat, Bambang, & Pupung, 2011) Prinsip utama metode refraksi adalah penerapan waktu tiba pertama gelombang baik langsung maupun gelombang refraksi. Mengingat kecepatan gelombang P lebih besar daripada gelombang S maka kita hanya memperhatikan gelombang P. Dengan demikian antara sudut datang dan sudut bias menjadi (Kiswarasari, 2013): sin 𝑖

𝑉

= 𝑉1 sin 𝑟 2

(2.1)

Dimana i adalah sudut dating ; r adalah sudut bias ; V1 adalah kecepatan gelombang lapisan pertama ; V2 adalalh kecepatan gelombang lapisan kedua. Pada pembiasan kritis sudut r = 90o sehingga persamaan menjadi : 𝑉

sin 𝑖 = 𝑉1 2

(2.2)

Hubungan ini dipakai untuk menjelaskan metode pembiasan dengan sudut datang kritis. Gambar 2.5 memperlihatkan gelombang dari sumber S menjalar pada

medium V1 , dibiaskan dengan sudut kritis pada titik A sehingga menjalar pada bidang batas lapisan. Dengan memakai 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 (Kiswarasari, 2013).

Gambar 2.5 Pembiasan dengan Sudut Datanag Kritis (Susilawati, 2004)

Jadi gelombang yang dibiaskan di bidang batas yang datang pertama kali di titik P pada bidang batas diatasnya adalah gelombang yang dibiaskan dengan sudut datang kritis. Pada tahap akuisisi data seismik refraksi terdapat beberapa teknik, antara lain : teknik In Line (Bentang Segaris), Broadside, Fan Shooting (Bentang Kipas), dan Metode Gardner (Kiswarasari, 2013). Sedangkan pada tahap pengolahan data seismik refraksi terdapat pula beberapa metode yaitu metode T-X yang terdiri dari Intercept Time Method (ITM) dan Critical Distance Method (CDM), metode Delay Time, metode ABC, metode plus-minus, metode Generalized Reciprocal Method (GRM), metode Hagiwara, dan metode Matsuda. Adapun keunggulan metode seismik refraksi antara lain sebagai berikut (Kiswarasari, 2013). 1. Pengamatan refraksi membutuhkan lokasi sumber dan penerima yang kecil, sehingga relatif murah dalam pengambilan datanya; 2. Prosessing refraksi relatif simpel dilakukan kecuali proses filtering untuk memperkuat sinyal first berak yang dibaca;

3. Akuisisi data seismik refraksi dan lokasi yang cukup kecil, maka pengembangan model untuk interpretasi tidak terlalu sulit dilakukan seperti metode geofisika lainnya.

Sedangkan kelemahan metode seismik refraksi antara lain sebagai berikut (Kiswarasari, 2013). 1. Dalam pengukuran yang regional, seismik refraksi membutuhkan offset yang lebih lebar; 2. Seismik bias hanya bekerja jika kecepatan gelombang meningkat sebagai fungsi kedalaman; 3. Seismik bias biasanya diinterpretasikan dalam bentuk lapisan-lapisan. Masingmasing lapisan memiliki dip dan topografi.

2.2. Korelasi Sering dijumpai situasi dimana dalam suatu penelitian terjadi tumpang tindih antara bidang-bidang penerapan geofisika. Pada kenyataannya bila hubungan antara bidang-bidang terapan geofisika tersebut digambarkan, maka memang terdapat interseksi antara satu bidang dan bidang lainnya. Perlu juga diperhatikan bahwa ambiguitas metoda geofisika cukup besar sehingga untuk satu data yang sama sangat mungkin terdapat solusi yang berbeda. Untuk itu maka pada interpretasi data geofisika, korelasi silang dengan data geologi merupakan suatu hal yang mutlak (Anonim, 2013). Sudah menjadi hal yang lazim pula dalam geofisika untuk menghitung koefisien korelasi r, jika dicari dari parameter x dan y. Tujuan dari prosedur ini adalah untuk mengetahui kedua parameter tersebut menjadi ketergantungan satu sama lain atau tidak. Makna fisik dari ketergantungan dapat dipahami melalui karakterisasi dari kasus khusus seperti korelasi lengkap berarti bahwa ada hubungan yang tidak ambigu antara x dan y sementara korelasi lenyap berarti bahwa y cukup ditentukan berapa pun nilai x dapat dipertimbangkan dan sebaliknya. (Rawer, 1959) Untuk menganalisa jenis litologi densitas batuan, dilakukan dengan mengkorelasikan/membandingkan

kecepatan gelombang P pada setiap lapisan batuan tabel referensi kecepatan penjalaran gelombang P pada beberapa lapisan batuan (Jatmiko, 2013).

3D Software Discover Mapinfo