LAPORAN PRAKTIKUM
SEISMIK REFRAKSI
OLEH :
Sri Wahyuni
H22115017
PROGRAM STUDI GEOFISIKA FAKULTAS MATEMATIKA DAN ILMU PENGETAHUAN ALAM UNIVERSITAS HASANUDDIN MAKASSAR 2017
KATA PENGANTAR
Alhamdulillah, tiada kata yang paling indah kami ucapkan selain rasa syukur kehadirat Tuha Yang Maha Esa yang senantiasa melimpahkan rahmat dan hidayah – Nya, sehingga kami dapat menyelesaikan laporan ini tepat pada waktunya. Dalam penulisan ini, tidak sedikit hambatan yang kami temui. Namun demikian, dengan berkat adanya petunjuk, koreksi, saran dan dorongan dari berbagai pihak, disertai ketekunan dan do’a, hambatan tersebut dapat diatasi sehingga terwujudlah laporan ini. Karena itulah, sudah sepantasnya jika kami menyampaikan ucapan terima kasih dan penghargaan yang setinggi – tingginya pada semua pihak terutama kepada dosen dan asisten yang telah membantu kami sehingga laporan ini dapat terselesaikan dengan baik. Dalam pembuatan laporan ini, kami selaku penyusun menyadari akan adanya kesalahan – kesalahan kesalahan dalam pembuatan di dalamnya, untuk itu saran dan kritik dari pembaca sangat diharapkan. Akhir kata semoga Allah tetap melimpahkan taufiq dan hidayah – Nya kepada kita semua. Makassar, 06 November 2016
Penyusun
KATA PENGANTAR
Alhamdulillah, tiada kata yang paling indah kami ucapkan selain rasa syukur kehadirat Tuha Yang Maha Esa yang senantiasa melimpahkan rahmat dan hidayah – Nya, sehingga kami dapat menyelesaikan laporan ini tepat pada waktunya. Dalam penulisan ini, tidak sedikit hambatan yang kami temui. Namun demikian, dengan berkat adanya petunjuk, koreksi, saran dan dorongan dari berbagai pihak, disertai ketekunan dan do’a, hambatan tersebut dapat diatasi sehingga terwujudlah laporan ini. Karena itulah, sudah sepantasnya jika kami menyampaikan ucapan terima kasih dan penghargaan yang setinggi – tingginya pada semua pihak terutama kepada dosen dan asisten yang telah membantu kami sehingga laporan ini dapat terselesaikan dengan baik. Dalam pembuatan laporan ini, kami selaku penyusun menyadari akan adanya kesalahan – kesalahan kesalahan dalam pembuatan di dalamnya, untuk itu saran dan kritik dari pembaca sangat diharapkan. Akhir kata semoga Allah tetap melimpahkan taufiq dan hidayah – Nya kepada kita semua. Makassar, 06 November 2016
Penyusun
DAFTAR ISI
KATA PENGANTAR ............................................... ....................................................................... ............................................... ................................... ............ LEMBAR PENGESAHAN ............................................... ....................................................................... ............................................... ........................... .... DAFTAR ISI .............................................. ...................................................................... ............................................... ............................................... ............................ .... BAB I PENDAHULUAN .......................................... .................................................................. ............................................... ................................... ............ I.1 Latar Belakang ............................................ .................................................................... ............................................... ................................... ............ I.2 Ruang Lingkup ........................................ ................................................................ ................................................ ....................................... ............... I.3 Tujuan.................................................................. ......................................................................................... ............................................... ............................ .... I.3.1 TujuanUmum ............................................ .................................................................... ............................................... ........................... .... I.3.2 Tujuan Khusus .............................................. ...................................................................... ............................................... ....................... BAB II TINJAUAN PUSTAKA............................................ .................................................................... ............................................... ....................... BAB III METODOLOGI ....................................... ............................................................... ................................................ ....................................... ............... III.1 Waktu dan Lokasi ................................. ......................................................... ................................................ ....................................... ............... III.1.1 Alat ............................................. ..................................................................... ................................................ ....................................... ............... III.1.2 Bahan .............................................. ...................................................................... ............................................... ................................... ............ III.2 Alat dan Bahan ................................................................. ........................................................................................ ................................... ............ III.3 Prosedur Pengambilan Data ............................................. ..................................................................... .................................... ............ III.4 Pengolahan Data ........................................................... ................................................................................... ....................................... ............... III.5 Bagan Alir ............................. ..................................................... ................................................ ............................................... ............................... ........ BAB IV HASIL DAN PEMBAHASAN .......................................... .................................................................. .................................... ............ IV.1 Hasil .............................................. ...................................................................... ............................................... ............................................... ........................ IV.1.1 Hasil Penampang Menggunakan Metode Inverse Tomography ............... IV.1.2 Hasil Penampang Menggunakan Metode Hagedorn ................................. ................................. IV.1.3 Hasil Penampang Menggunakan Metode Hagiwara ................................. ................................. IV.2 Pembahsan ............................................ .................................................................... ................................................ ....................................... ............... BAB V PENUTUP .......................... ................................................. ............................................... ................................................ ....................................... ............... V.1 Kesimpulan ............................................ .................................................................... ................................................ ....................................... ............... V.2 Saran .............................................. ...................................................................... ............................................... ............................................... ........................ V.2.1 Saran untuk Praktikum Prakti kum ....................................................... ............................................................................... ........................ V.2.2 Saran untuk Asisten ............................................. ..................................................................... ....................................... ............... DAFTAR PUSTAKA ............................................ .................................................................... ................................................ ....................................... ...............
DAFTAR GAMBAR
Gambar 2.1 Pemantulan dan Pembiasan gelombang ......................................... ............................................ ... Gambar 2.2. Pembiasan dengan sudut kritis .................................................. ......................................................... ....... Gambar 2.3. Hubungan jarak dengan waktu tempuh gelombang langsung, refleksi, refraksi.................................................... refraksi............................ ................................................ ................................................ ....................................... ............... Gambar 2.4. Lintasan Penjalaran Gelombang Refraksi, Refleksi, dan Langsung Gambar 2.5. Lintasan Penjalaran Gelombang Refraksi ................................. ........................................ ....... Gambar 2.6 Travel time pada lapisan miring ............................................. ........................................................ ........... Gambar 3.1 Peta Kelurahan Bira, Bir a, Kecamatan Tamalanrea....................... Tamalanrea ................................... ............ Gambar 3.2 Logo Perangkat Lunak IXSeg2Segy .......................... ................................................. ....................... Gambar 3.3 Hasil Input Data Rekaman di Ixseg2segy ......................... ......................................... ................ Gambar 3.4 Logo Perangkat Lunak Pickwin ......................................... ........................................................ ............... Gambar 3.5 Hasil Input Data SEG2 di PickWin ............................................ ................................................... ....... Gambar 3.6 Tampilan Kotak Dialog Geometry ............................................. .................................................... ....... Gambar 3.7 Tampilan Shot pertama setelah dilakukan picking ........................... Gambar 3.7 Tampilan Shot pertama setelah s etelah menghubungkan titik picking ......... Gambar 3.8 Save pick file .............................................. ...................................................................... ....................................... ............... Gambar 3.9 Tampilan T ampilan picking shot 2 ............................................. .................................................................... ....................... Gambar 3.10 Tampilan Tampila n picking shot 3 .............................................. .................................................................. .................... Gambar 3.11 Tampilan Tampila n picking shot 4 .............................................. .................................................................. .................... Gambar 3.12 Tampilan Tampila n picking shot 5 .............................................. .................................................................. .................... Gambar 3.13 Logo Perangkat Lunak Plotrefa................................ Plotrefa....................................................... .......................
Gambar 3.13 Open Plotrefa File ........................................................................... Gambar 3.14 Tampilan plotrefa file dari shot lima ............................................... Gambar 3.15 Menu Arrange layer 2 arrivals ........................................................ Gambar 3.16 Tampilan setelah memilih titik tengah ............................................ Gambar 3.17 Menu Do-Time Inversions .............................................................. Gambar 3.18 Kotak Dialog Flat Surface ............................................................... Gambar 3.19 Kotak Dialog Cell Size .................................................................... Gambar 3.20 Hasil Penampang di Plotrefa ........................................................... Gambar 3.21 Hasil Data di Notepad ..................................................................... Gambar 3.21 Hasil Data di Ms. Excel................................................................... Gambar 3.22 Hasil Konversi Data di Ms. Excel ................................................... Gambar 3.23 Grafik travel time penembakan forward dan reverse ...................... Gambar 3.24 Grafik travel time gel. langsung & refraksi penembakan forward dan reverse .......................................................................................... Gambar 3.25 Pengolahan data hingga V1 ............................................................. Gambar 3.26 Plot Grafik antara X dan T -
...........................................................................................
Gambar 3.27 Pengolahan data metode Hagedorn ................................................. Gambar 3.28 Penampang dengan metode Hagedorn ............................................ Gambar 3.29 Nilai yang perlu dicari untuk metode Hagiwara ............................ Gambar 3.30 Pengolahan data metode Hagiwara ................................................. Gambar 3.31 Travel Time Forward dan Reverse Shooting .................................. Gambar 4.1 Hasil penampang penampang menggunakan metode inverse tomography ...........................................................................................................
Gambar 4.2 Hasil penampang penampang menggunakan metode Hagedorn ...... Gambar 4.3 Hasil penampang penampang menggunakan metode Hagiwara ...... Gambar 4.4 Refleksi Energi pada dua lapisan ......................................................
BAB I PENDAHULUAN
I.1 Latar Belakang
Geofisika merupakan ilmu yang mempelajari sifat fisik dari bawah permukaan bumi berdasarkan penerapan ilmu fisika. Aplikasi dari Geofisika banyak digunakan untuk investigasi keadaan bawah tanah seperti hidrokarbon dan air, serta untuk proses pembangunan insfrastruktur seperti terowongan, jalan raya, rumah dan bendungan. Salah satu metode geofisika yang sering digunakan terutama dalam perminyakan yaitu metode seismic (Priyono, 2000). Metode seismik merupakan salah satu bagian dari metode geofisika aktif, yang memanfaatkan pergerakan gelombang dalam suatu medium dimana dalam penyelidikannnya di lapangan metode ini menggunakan sumber berupa palu, dinamit,
dan
sebagainya
dalam
menghasilkan
gelombang.
Metode
ini
memanfaatkan penjalaran gelombang seismik ke dalam permukaan bumi untuk mengetahui
kondisi
bawah
permukaan
bumi.
Metode
seismik
dapat
mengidentifikasi kondisi bawah permukaan bumi secara luas sehingga metode ini sangat efisien dan efektif (Priyono, 2000). Gelombang akan bergerak setelah sumber memberikan gangguan, setelah itu sebagian gelombang akan dipantulkan dan sebagian lagi dibiaskan sesuai dengan perbedaan kecepatan yang terjadi pada tiap lapisan. Waktu yang didapatkan dari perjalanan gelombang di dalam batuan dapat digunakan untuk menentukan tebal lapisan ataupun yang lain. Waktu jalar gelombang yan berada di bawah permukaan dari posisi sumber ke penerima pada berbagai jarak tertentu merupakan dasar dari perhitungan pada seismik bias. Seismik refraksi lebih terkenal dalam menentukan keadaan bawah permukaan yang relatif dangkal, seperti menentukan kedalaman lapisan soil, menentukan bedrock batuan, survey keadaan lapisan atas batuan dalam penentuan pembuatan jalan atau aspal, menentukan tempat titik bor (Pradjuto, 1980).
Dalam seismik refraksi menggunakan gelombang yang memantul dalam bidang lapisan batuan serta, menganalisis energi yang pertama datang setelah getaran diberikan.
Gelombang yang diberikan ke dalam lapisan batuan akan dipantulkan langsung ke geophone dan mendapatkan waktu dari dilepaskannya source sampai ke geophone (Pradjuto, 1980). I.2 Ruang Lingkup
Ruang lingkup dalam praktikum ini dibatasi pada metode seismik refraksi yang di lakukan di Kel. Bira, Kec. Tamalanrea, RT 04 RW 04 Lorong Mattoangin 4 selama dua hari terhitung mulai dari 18 November 2017 hingga 19 November 2017. I.3 Tujuan I.3.1 Tujuan Umum
Tujuan umum dari praktikum ini adalah: 1. Untuk memenuhi salah satu mata kuliah wajib yaitu metode seismic refraksi. 2. Untuk mengaplikasikan teori geofisika yang diperoleh di dalam kelas.
I.3.2 Tujuan Khusus
Tujuan khusus dari praktikum ini adalah: 1. Mampu mengoperasikan alat refraksi 2. Mampu mengolah data seismik refraksi dengan menggunakan aplikasi Seisimager dan plotrefa 3. Mampu mengetahui struktur bawah permukaan melalui penjalaran gelombang seismic refraksi pada medium elastisitas suatu batuan. 4. Untuk mengetahui letak dan kedalaman bunker berdasarkan penjalaran gelombang seismic refraksi.
BAB II TINJAUAN PUSTAKA
II.1 Geologi Regional
Penelitian dilakukan di Kelurahan Bira, Kecamatan Tamalanrea, RT 04 RW 04 Lorong Mattoangin 4. Berdasarkan posisi astronimis, daerah penelitian terletak pada koordinat 00° 59,9996’ LS dan 001°00,0071’ BT (Maulana, et.al, 2014). Kota Makassar yang merupakan Ibukota Provinsi Sulawesi Selatan terletak di Pantai Barat pulau Sulawesi berada dalam titik koordinat 119° 18’ 30,18" sampai dengan 119°32'31,03" BT dan 5°00' 30,18" sampai dengan 5°14’ 6,49" LS. Kecamatan Tamalanrea adalah Kecamatan terluas kedua sesudah Kecamatan Biringkanaya, dengan luas 31,84 km2 (Maulana, et.al, 2014). Secara geologis Kota Makassar terbentuk dari batuan hasil letusan gunung api dan endapan dari angkutan sedimen Sungai Jeneberang dan Sungai Tallo. Sedangkan struktur batuan yang terdapat di kota ini dapat dilihat dari batuan hasil letusan gunung api dan endapan aluvial pantai dan sungai. Struktur batuan ini penyebarannya dapat dilihat sampai ke wilayah Bulurokeng, Daya, dan Biringkanaya. Selain itu, terdapat juga tiga jenis batuan lainnya seperti breksi dan konglomerat yang merupakan batuan berkomponen kasar dari jenis batuan beku, andesit, basaltik, batu apung, dan gamping (Maulana, et.al, 2014). Berdasarkan bentuk relief, topografi, serta batuan penyusun daerah penelitian dan sekitarnya dapat dibagi atas beberapa satuan geomorfologi, yaitu : Satuan geomorfologi perbukitan bergelombang lemah, satuan geomorfologi pedataran berlekuk genangan dan satuan geomorfologi pedataran dan pesisir (Maulana, et.al, 2014). Berdasarkan litologinya, batuan penyusun Kota Makassar terdiri dari 3 (tiga) satuan batuan, yakni : Formasi Camba, Formasi Baturape – Cindako, dan satuan alluvial. Satuan batuan berumur Miosen Tengah sampai Pliosen menyusun
Formasi Camba (Tmc) yang tebalnya mencapai 4.250 m dan menindih tak selaras batuan – batuan yang lebih tua. Formasi Camba, merupakan batuan sedimen laut yang berselingan dengan batuan gunungapi, menyebar dari Utara ke Selatan bagian sebelah Timur Kota Makassar. Satuan batuan ini dapat dijumpai didaerah Kawasan Industri Makassar, lapangan golf Baddoka, Sudiang (Polda), Daya (dekat Jembatan), PLTU (Komplek ID) dan Terminal Panaikang. Batuan Vulkanik
Camba
merupakan
batuan
yang
terbentuk
pada
sekuens
pengendapanTersier, yaitu berumur Miosen Akhir hingga Pliosen, terdiri dari tufa halus, tufa pasir, dan berselingan dengan lapili, dibeberapa tempat dijumpai breksi vulkanik. Breksi vulkanik terdiri dari pecahan batuan andesit dengan ukuran komponen pasir sampai bongkah, dengan masa dasar tufa halus hingga kasar, tersemen oleh oksida besi dan karbonat. Warna segar kelabu kecokelatan sampai kehitaman, dibeberapa tempat dijumpai fragmen batugamping (Maulana, et.al, 2014). Formasi Baturape – Cindako merupakan batuan dari hasil erupsi gunungapi baik berupa efusif maupun eksplosif. Satuan ini tidak kurang dari 1250 m tebalnya dan berdasarkan posisi stratigrafinya kira – kira berumur Pliosen Akhir. Menyebar dibagian Selatan Kota Makassar dan dapat dijumpai disekitar Perumnas Antang, Diklat Kesehatan dan Bukit Nepo – Nepo. Satuan ini merupakan satuan batuan gunungapi yang berumur Kuarter (Plistosen), yang terdiri dari lelehan lava dan tersisip tufa halus sampai kasar, breksi vulkanik dengan kedudukan lapisan batuan Timur Laut – Barat Daya dengan kemiringan berkisar 120 – 140 kearah Tenggara. Aliran lava basal tersingkap berwarna abu – abu gelap, kompak dan pada bagian atasnya dijumpai lubang – lubang bekas pelepasan gas. Breksi vulkanik berwarna cokelat kehitaman, terkonsolidasikan, komponen terdiri dari pecahan andesit sampai basal dan batuapung, dan sangat lulus air, bagian permukaan bersifat lepas. Tufa berbutir kasar berwarna putih kekuningan, tersusun dari fragmen bahan beku, dengan masa dasar gelas, lunak, lulus air. Pelapukan dan batuan gunungapi Baturape – Cindako tampak berupa bahan bersifat lepas, dan terkonsolidasi sangat rendah. Kenampakan penyebaran batuan sedimen vulkanik Kuarter itu mencerminkan kuatnya pengaruh erupsi
gunungapi dari bagian Timur, yaitu sebagai sumber induknya (source rock) (Maulana, et.al, 2014). Struktur geologi yang menonjol secara regional di daerah penelitian adalah struktur patahan dan struktur kekar. Struktur patahan dapat dijumpai di daerah Buttateanang yang memanjang dari Barat Laut ke Tenggara, berupa patahan mendatar dengan arah sinistral. Patahan lainnya dapat dijumpai di daerah Antang yang memanjang dari arah Barat kea rah Timur, berupa patahan mendatar dengan arah destral. Struktur kekar berupa kekar terbuka dan kekar tertutup, dan dibeberapa tempat dijumpai pula kekar tiang (columnar jointing). Kekar terbuka terdapat pada batuan breksi vulkanik (PLTU), sedangkan kekar tertutup terdapat pada tufa (Bulurokeng Permai), dan kekar tiang terdapat pada batuan beku basal sebagai anggota batuan gunungapi Baturape – Cindako, dapat dijumpai disebelah Selatan Leko Paccing (Maulana, et.al, 2014). II.2 Seismik Refraksi
Lapisan batuan bawah permukaan bumi memiliki variasi sifat fisis yang beragam. Sifat-sifat fisis yang terdapat di dalam bumi diantaranya densitas, resistivitas, elastisitas dan lain-lain. Sifat-sifat fisis yang terdapat di bawah permukaan bumi ini dapat diketahui dengan menggunakan alat geofisika yang digunakan di permukaan bumi. Salah satu metode geofisika yang dapat digunakan untuk mengetahui lapisan bawah permukaan bumi adalah metode seismic (Munadi, 2000). Metode seismik merupakan metode geofisika aktif yang memanfaatkan gelombang mekanik yang merambat ke dalam bumi. Gelombang tersebut berasal dari sumber seismik yang direncanakan seperti palu. Salah satu metode seismik yang digunakan untuk mengetahui kondisi lapisan bawah permukaan yang kedalamannya relatif dangkal adalah metode seismik refraksi (Munadi, 2000). Prinsip yang digunakan dalam metode seismik refraksi adalah dengan menentukan waktu pertama kali gelombang seismik tiba pada setiap geophone. Dengan mengetahui waktu tiba geombang seismik maka kecepatan rambat gelomban seismik pada setiap batuan dan kedalaman refraktor. Nilai cepat rambat
gelombang seismik pada setiap batuan inilah yang akan memberikan informasi lapisan bawah permukaaan. Tingkat kekerasan batuan ( hardness ) merupakan salah satu informasi lapisan bawah permukaan yang dapat diketahui dengan metode seismik refraksi (Munadi, 2000). Gelombang seismik merupakan gelombang yang merambat melalui bumi dimana rambatan energi tersebut disebabkan karena adanya gangguan di dalam kerak bumi, misalnya adanya patahan atau adanya ledakan. Perambatan gelombang ini bergantung paa sifat elastisitas batuan. Energi ini akan merambat ke seluruh bagian bumi dan dapat terekam oleh seismometer (Pradjuto, 1980). Gelombang seismik ada yang merambat melalui interior bumi yang disebut sebagai body wave, dan ada juga yang merambat melalui permukaan bumi disebut surface wave. Bidy wave dibedakan menjadi 2 berdasarkn pada arah getarnya. Gelombang p ( longitudinal ) merupakan gelombang yang arah getarnya searah dengan arah perambatan gelombang sedangkan gelombang yang arah getarnya tegak lurus dengan arah rambatannya disebut gelombang s ( transversal ). Surface wave terdiri atas Rayleigh wave ( ground roll ) dan love wave ( Telford, et.al, 1990). Metode seismik merupakan salah satu bagian dari seismologi eksplorasi yang dikelompokkan dalam metode geofisika aktif, dimana pengukuran dilakukan dengan menggunakan sumber seismik ( palu, ledakan, dll ). Setelah usikan diberikan terjadi gerakan gelombang di dalam medium yaitu batuan yang memenuhi hukum-hukum elastisitas ke segala arah dan akan mengalami pemantulan atau pembiasan akibat munculnya perbedaaan kecepatan, kemudian pada suatu jarak tertentu gerakan partikel tersebut direkam sebagai fungsi waktu. Berdasar data rekaman inilah dapat diperkirakan bentuk lapisan / struktur di bawah permukaan bumi ( Telford, et.al, 1990). Dalam menentukan lithologi batuan dan struktur geologi, metode seismik dibai menjadi 2, yaitu seismik refleksi untuk menentukan lithologi dan struktur geologi pada kedalaman yang dalam sedangkan seismik refraksi untuk
menentukan lithologi dan struktur geologi untuk kedalaman yang relatif dangkal ( Telford, et.al, 1990). Eksperimen seismik aktif pertama kali dilakukan padatahun 1845 oleh Robert Mallet, yang oleh kebanyakan orang dikenal sebagai bapak seismologi instrumentasi. Mallet mengukur waktu transmisi gelombang seismik,yang dikenal sebagai gelombang permukaan, yang dibangkitkan oleh sebuah ledakan. Mallet meletakkan sebuah wadah kecil berisi merkuri pada beberapa jarak dari sumber ledakan dan mencatat waktu yang diperlukan oleh merkuri untuk be-riak. Pada tahun 1909, Andrija Mohorovicic menggunakan waktu jalar dari sumber gempa bumi untuk eksperimennya dan menemukan keberadaan bidang batas antara mantel dan kerak bumi yang sekarang disebut sebagai Moho (Sismanto, 1996). Pemakaian awal observasi seismik untuk eksplorasi minyak dan mineral dimulai pada tahun 1920an. Teknik seismik refraksi digunakan secara intemsif di Iran untuk membatasi struktur yang mengandung minyak. Tetapi, sekarang seismik refleksi merupakan metode terbaik yang digunakan di dalam eksplorasi minyak bumi. Metode ini pertama kali didemonstrasikan di Oklahoma pada tahun 1921 (Sismanto, 1996). II.2.1 Konsep Dasar Gelombang Seismik Refraksi
Seismik refraksi dihitung berdasarkan waktu yang dibutuhkan oleh gelombang untuk menjalar pada batuan dari posisi sumber seismik ( seismic source ) menuju penerima ( receiver ) pada berbagai jarak tertentu. Pada metode ini, gelombang yang terjadi setelah usikan pertama ( first break ) diabaikan, sehingga data yang dibutuhkan hanya data first break saja. Gelombang yang dating setelah first break diabaikan karena gelombang seismik refraksi merambat paling cepat dibandingkan dengan gelombang lainnya kecuali pada jarak offset yang relative dekat sehingga yang dibutuhkan adalah waktu pertama kali gelombang diterima oleh setiap geophone. Parameter jarak ( offset ) 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 ( Telford, et.al, 1990). Untuk memahami penjalaran gelombang seismik pada batuan bawah permukaan digunakan beberapa asumsi. Beberapa asumsi yang digunakan antara ;ain : 1. Panjang gelombang seismik yang digunakan jauh le bih kecil dibandingkan ketebalan lapisan batuan akan terdeteksi. 2. Gelombang seismik dipandang sebagai sinar yang memenuhi hokum snellius dan prinsip Huygens. Menurut snellius, gelombang akan dipantulkan atau dibiaskan atau pada bidang batas antara dua medium yang berbeda sedangkan dalam prinsip Huygens, titik-titik yang dilewati gelombang akan menjadi sumber gelombang baru. Muka gelombang ( wavefront ) yang menjara menjauhi sumber adalah superposisi dari beberapa muka gelombang yang dihasilkan oleh sumber gelombang baru tersebut. 3. Medium bumi dianggap berlapis-lapis dan tiap lapisan menjalarkan gelombang seismik dengan kecepatan berbeda, 4. Pada bidang batas antar lapisan ( interface ), gelombang seismik menjalar dengan kecepatan gelombang pada lapisan di bawahnya. 5. Makin bertambahnya kedalaman lapisan batuan maka semakin kompak batuannya sehingga kecepatan
gelombang pun bertambah seiring
bertambahnya kedalaman (Priyono, 2000). II.2.1 Hukum Fisika Gelombang Seismik
Gelombang seismik mempunyai kelakuan yang sama dengan kelakuan gelombang cahaya, sehingga hukum-hukum yang berlaku untuk gelombang cahaya berlaku juga untuk gelombang seismik. Hukum-hukum tersebut antara lain: 1. Huygens mengatakan bahwa gelombang menyebar dari sebuah titik sumber gelombang ke segala arah dengan bentuk bola.
2. Hukum snellius menyatakan bahwa bila suatu gelombang jatuh diatas bidang batas dua medium yang mempunyai perbedaan densitas, maka gelombang tersebut akan dibiaskan jika sudut datang gelombang lebih kecil atau sama dengan sudut kritisnya. Gelombang akan dipantulkan jika sudut datangnya lebih besar dari sudut kritisnya. Gelombang datang, gelombang bias, gelombang pantul terletak pada suatu bidang datar ( Susilawati, 2004 ). Menurut hukum snellius, jika ada gelombang elastic yang menjalar dalam bumi kemudian bertemu dengan bidang batas perlapisan ( interface ) dengan elastisitas dan densitas yang berbeda-beda, maka akan terjadi pemantulan dan pembiasan gelombang ( Susilawati, 2004 ).
= V
(2.1)
Jika gelombang p ( kompresi ) menjalar ke dalam bumi kemudian melalui batas perlapisan batuan maka akan terjadi empat gelombang yang berbeda yaitu gelombang P refleksi ( P2), gelombang P refraksi ( P1 ), gelombang S refleksi ( S1 ), gelombang S refraksi ( S2 ) ( Susilawati, 2004 ). Sehingga menurut Hukum Snellius :
= = = =
(2.2)
Gambar 2.1 Pemantulan dan Pembiasan gelombang Metode seismik refraksi menerapkan waktu tiba pertama gelombang dalam
perhitungannya.
Gelombang
P
memiliki
kecepatan
lebih
besar
dibandingkan dengan kecepatan gelombang S sehingga waktu datang gelombang
P yang digunakan dalam perhitungan. Gelombang seismik refraksi yang dapat terekam oleh receiver pada permukaan bumi hanyalah gelombang seismik refraksi yang merambat pada batas antar lapisan batuan. Hal ini hanya dapat terjadi jika sudut datang merupakan sudut kritis atau ketika sudut bias tegak lurus dengan garis normal ( r = 900 sehingga sin r =1 ). Dalam hal ini sesuai dengan asumsi di awal bahwa kecepatan lapisan di bawah interface lebih besar dibandingkan dengan kecepatan diatas interface ( Susilawati, 2004 ).
Gambar 2.2 Pembiasan dengan sudut kritis Gelombang seismik berasal dari sumber seismik ( seismic source ) merambat dengan kecepatan V1 menuju bidang batas ( A ), kemudian gelombang dibiaskan dengan sudut datang kritis sepanjang interface dengan kecepatan V2 ( Gambar 3). Dengan menggunakan prinsip Huygens pada interface, gelombang ini kembali ke permukaan sehingga dapat diterima oleh receiver yang ada di permukaan ( Susilawati, 2004 ). Gelombang yang dapat ditangkap oleh receiver dapat berupa gelombang langsung ( direct wave ), gelomban refleksi ( reflection wave ) ataupun gelombang refraksi ( reflaction wave ). Untuk jarak offset (
jarak geophone
dengan sumber seismik yang relatif jauh, gelomban yang paling cepat diterima oleh receiver adalah gelombang refraksi ( Susilawati, 2004 ).
Gambar 2.3. Hubungan jarak dengan waktu tempuh gelombang langsung, refleksi, refraksi Berdasarkan grafik hubungan antara jarak dan waktu temph gelombang, untuk jarak relatiif dekat dengan waktu tempuh gelombang refraksi sama dengan waktu tempuh gelombang langsung. Hal ini disebakan adanya perbedaan waktu tempuh sangat kecil. Sehingga dalam perhitungan, untuk jarak yang relative dekat ataupun jauh, waktu tempuh yang digunakanadalah waktu tempuh tercepat yang diterima oleh geophone / receiver ( Susilawati, 2004 ). II.2.3 Penentuan Ketebalan Lapisan Batuan
Perhitungan yang digunakan dalam metode seismik refraksi adalah dengan menghitung waktu pertma kali gelombang yang berasal dari sumber seismik diterima oleh setiap receiver. Dengan mengetahui jarak setiap receiver dengan sumber seismik dan waktu penjalaran gelombang yan pertama kali sampai receiver kemuidan dibuat grafik hubungan antara jarak dengan waktu. Dengan mengetahui kemiringan / gradien dari grafik tersebut maka akan didapatkan nilai kecepatan. Kedalaman lapisan batuan dapat ditentukan dengan menggunakan du acara yaitu berdasarkan waktu penggal ( intercept time ) berdasarkan jarak kritis ( X0 ) ( Susilawati, 2004 ).
Gambar 2.4. Lintasan Penjalaran Gelombang Refraksi, Refleksi, dan Langsung Jika dibawah permukaan bumi terdapat dua lapisan batuan yang dibatasi oleh interface datar ( horizontal ) maka waktu tempuh gelombang refraksi ( t ) untuk merambat dari sumber seismic menuju receiver akan melalui lintasan A-BC-D ( Dobrin & savit, 1998 ). x A h
D ic
B
C
Gambar 2.5. Lintasan Penjalaran Gelombang Refraksi Waktu propagasi gelombang bias : T = TAB + TBC + TCD
T = B BC C (x2htanic) T = √2 1 T =
(2.3) (2.4) (2.5) (2.6)
Untuk x = 0, maka besarnya T=Ti adalah :
T = X − +
(2.7)
√2 1 T1= Atau h = ( −) ℎ
(2.8) (2.9)
Ti dicari grafik hubungan antara waktu tiba dengan jarak. Di titik potong ini berlku T1=T2=To dan X=Xo. Dengan demikian besarnya h adalah :
ℎ
= − +
(2.10)
Kondisi lapisan bawah permukaan tidak selamanya horizontal atau datar, mungkin saja kondisi lapisan bawah permukaan berupa lapisan miring. Lapisan miring dapat berupa downdip ( pengukuran kea rah perlapisan turun ) ataupun berupa updip ( pengukuran kearah lapisan naik ) ( Susilawati, 2004 ). TBA
TAB
1/vapu2
1/vapd2
1/vapu1 1/vapp1 x
A
B xsin
hd
Q v1 C
v
Gambar 2.6 Travel time pada lapisan miring Dengan mensubtitusikan h n dan hd, maka waktu tempuh down dip diberikan oleh :
td = cossin cos φ
ℎ
(2.11)
td = sin() cos= sin( ) cos, maka selanjutnya diperoleh : dimana : = ℎ = ℎ
(2.12)
ℎ
(2.13)
= √ − Dalam hal ini,1 dan 2 adalah true velocity . Dengan cara yang sama akan dengan
diperoleh :
tu = sin( ) cos karena T dengan = ℎ
ℎ =
(2.14) AB =
TBA dengan demikian akan diperoleh :
− √ = dengan
(2.15)
sedang kecepatan semu diberikan oleh :
= (+) = (−)
(2.16)
(2.17)
Sudut kritis gelombang datar diberikan oleh :
== sin sin = sin sin Untuk sudut kecil ≈ 20° 2= ()
(2.18)
(2.19)
(2.20)
Bila di bawah permukaan terdapat patahan maka grafik X,T akan terdapat
1 ke 2 dan h1 dapat diperoleh dari 1 sedang besar kedalamannya dapat dihitung dengan menggunakan hubungan ∶ loncatan
slop
dari
dari
∆ℎ = (21) −
(2.21)
II.2.4 Faktor-Faktor Yang Mempengaruhi Cepat Rambat Gelombang Seismik Pada Batuan Gelombang seismik yang menjalar ke dalam bumi ( body wave ) terdiri dari dua jenis yaitu gelombang P dan gelombang S. Sheriff dan Geldart ( 1995 ) menuliskan besarnya kecepatan gelombang P ( α ) dan gelombang S ( β ) sebagai :
= +
(2.22)
=
(2.23)
λ
Dimana : α = kecepatan rambat gelombang P β = kecepatan rambat gelombang S λ dan μ = konstanta elastisitas ( Lame Constant ) ρ = densitas Berdasarkan persamaan tersebut, besarnya cepat rambat seismik pada batuan dipengaruhi oleh elastisitas batuan dan densitas batuan. Elastisitas batuan menunjukkan kemampuan suatu batuan untuk mengembalikkan bentuk dan ukurannya seperti semula ketika diberikan gaya kepada batuan tersebut. Ketika suatu batuan diberikan gaya atau stress maka akan terjadi perubahan bentuk dan dimensi batuan relatif terhadap keadaan sebelum diberikan gaya. μ merupakan konstanta elastistisitas yang berhubungan dengan impresibilitas ( Telford, et.al, 1990). Faktor-faktor lain yang mempengaruhi cepat rambat gelombang seismik dan batuan antara lain : Lithologi, densitas batuan, porositas, kedalaman batuan, tekanan, umur batuan, dan temperature ( Telford, et.al, 1990).
II.2.4.1 Lithologi
Lithologi merupakan faktor penting yang mempengaruhi kecepatan gelomban seismik. Jenis batuan yang berbeda akan menunjukkan range nilai kecepatan yang berbeda walaupun jenis batuan yang berbeda terkadan menunjukkan overlap nilai kecepatan gelombang seismiknya. Setiap lapisan batuan memiliki tingkat kekerasan yang berbeda-beda. Tingkat kekerasan yang berbeda-beda ini yang menyebabkan perbedaan kemampuan suatu batuan untuk mengembalikkan bentuk dan ukuran seperti semula ketika diberikan gaya padanya. Elastisitas batuan yang berbeda-beda inilah yang menyebabkan gelombang merambat melalui lapisan batuan dengan kecepatan yang berbeda beda (Dobrin, 1998). Selain memiliki tingkat kekerasan yang berbeda-beda, lapisan batuan juga memiliki kerapatan yang berbeda-beda sehingga setiap lapisan batuan juga memiliki
densitas
yang
berbeda-beda.
Perbedaan
densitas
juga
dapat
menyebabkan perbedaan cepat rambat gelombang seismik pada setiap batuan (Dobrin, 1998). II.2.4.2 Densitas
Densitas
atau
kerapatan
batuan
umumnya
bertambah
dengan
bertambahnya kedalaman karena dengan bertambahnya kedalaman tekanan hidrostatik
juga
semakin
bertambah
besar.
Semakin
besarnya
tekanan
menyebabkan batuan mengalami kompresi sehingga semakin rapat lapisan suatu batuan yang menyebabkan batuan mengalami kompresi sehingga semakin rapat lapisan suatu batuan yang menyebabkan semakin besar densitas suatu batuan ( Telford, et.al, 1990). Besarnya densitas suatu batuan juga bergantung pada besarnya porositas suatu batuan. Semakin besar porositas suatu batuan mengindikasikan semakin besar massa suatu batuan yang hilang atau rongga batuan makin besar. Hal ini menyebabkan densitas batuan semakin berkurang. Sheriff dan Geldart ( 1995 ) menuliskan hubungan antara densitas dengan kecepatan perambatan gelombang dalam
batuan
yang
dibuat
olehGardner.
Rumus
empirik
ini
tidak
mengikutsertakan evaporate ( anhydrite, gypsum, salt ) dan batuan carbonaceous ( coal, peat, lignite ). Perumusan ini dikenal dengan sebutan Hukum Gardner ( Telford, et.al, 1990) : Ρ = αv1/4 Dimana : ρ = densitas dalam gr / cm3 α = konstanta yang besarnya 0,31 V = kecepatan dalam m/s Dengan menggunakan hukum Gardner ini dapat diketahui bahwa besarnya cepat rambat gelombang seismik dari formasi batuan sebanding dengan pangkat empat dari besarnya densitas batuan atau dengan kata lain semakin besar densitas suatu formasi batuan maka semakin besar cepat rambat gelombang dalam batuan tersebut ( Telford, et.al, 1990). II.2.4.3 Porositas
Porositas merupakan faktor paling penting dalam menentukan kecepatan gelombang seismik dalam batuan. 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 dalam batuan berpori yan berisi air lebih besar dibandingkan dengan cepat rambat batuan yang berisi minyak atau gas (Priyono, 2000).
II.2.4.4 Kedalaman Batuan dan Tekanan
Secara umum, porositas berkurang dengan bertambahnya kedalaman. Berkurangnya porositas karena batuan mengalami kompresi. Batuan yang berada pada lapisan bawah akan mengalami kompresi atau tekanan dari lapisan di atasnya sehingga batuan yang berada paling bawah akan mengalami tekanan paling besar dari lapisan diatasny. Dengan kata lain, semakin dalam posisi lapisan suatu 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. Semakin kecilnya porositas suatu batuan menyebabkan semakin besarnya densitas sehingga gelombang seismik akan merambat dengan kecepatan yang semakin cepat pada formasi batuan tersebut. Hal ini berarti besarnya kecepatan seismik akan bertambah seiring dengan bertambahnya kedalaman dan bertambahnya tekanan (Priyono, 2000). II.2.4.5 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. Selain berada pada posisi yang semakin dalam, dengan bertambahnya usia suatu batuan maka batuan tersebut memilki waktu yang lebih lama dalam cementation, lapisan tersebut juga memilki waktu yang lebih lama dalam mengalami tekanan tektonik sehingga memiliki densitas yang semakin besar karena porositas yang semakin kecil. Kondisi seperti ini menyebabkan semakin cepat gelombang seismik merambat pada batuan yang memilki umur semakin tua (Priyono, 2000).
BAB III METODOLOGI PENELITIAN
III.1 Lokasi dan Waktu
Kegiatan Kuliah Lapangan ini dilaksanakan pada tanggal 18 -19 November 2017 di Kelurahan Bira, Kecamatan Tamalanrea RT 04 RW 04 Lorong Mattoangin 4.
Gambar 3.1 Peta Kelurahan Bira, Kecamatan Tamalanrea III.2 Alat dan Bahan
Adapun alat dan bahan yang digunakan pada pengukuran seismik (seismik refraksi) adalah sebagai berikut: 1. Palu dan plat besi, sebagai sumber gelombang 2. Geophone 12 buah, sebagai penerima gelombang 3. Seismograf, untuk mencatat/merekam getaran 4. Aki, sebagai sumber arus 5. Trigger 1 buah, untuk koreksi pola penembakan 6. Laptop, untuk menyimpan data 7. GPS, untuk menentukan koordinat dan elevasi lintasan 8. Kompas, untuk mengetahui arah lintasan
9. Kabel Konektor, untuk menghubungkan geophone, laptop, aki dengan alat seismik 10. Meteran, untuk mengukur panjang lintasan dan jarak antar geophone serta jarak geophone ke source 11. Tabel data dan alat tulis, untuk mencata hasil pengukuran III.3 Prosedur Pengambilan Data
1.
Mengukur lintasan sepanjang 22 meter untuk line 1
2.
Menentukan arah lintasan
3.
Menancapkan geophone pada setiap jarak 2 meter lalu menghubungkan kabelnya dengan seismograf berdasarkan nomornya
4.
Mencatat koordinat dan elevasi untuk setiap geophone dan source
5.
Menyiapkan source berupa palu dan plat
6.
Melakukan penembakan pada 5 titik dengan jarak masing-masing: 5 m sebelum geophone 1, 5.5 m setelah geophone 1, antara geophone 6 & 7, 5.5 m sebelum geophone 12, dan 5 m setelah geophone 12.
7.
Melakukan 4 kali peledakan pada setiap shoot point .
8.
Mencatat/menyimpan data yang terekam pada leptop yang terhubung ke seismograf.
9.
Melakukan prosedur yang sama untuk line 2, tetapi dengan letak/posisi lintasan yang berbeda.
III.4 Pengolahan Data Seismik III.4.1 Pengolahan Data di Perangkat Lunak IXSeg2Segy
Tahap-tahap yang dilakukan pada saat pengolahan data seismik refraksi pada Perangkat Lunak IXSeg2Segy, yaitu: 1. Membuka perangkat lunak IXSeg2Segy untuk mengubah format data dari .Segy menjadi .Seg2
Gambar 3.2 Logo Perangkat Lunak IXSeg2Segy 2. Pilih File => Import, kemudian pilih data hasil rekaman di lapangan.
Gambar 3.3 Hasil Input Data Rekaman di Ixseg2segy 3. Pilih File => Export SEG2, kemudian Save. 4. Mengulang langkah 1 sampai 3 untuk mengubah format .segy menjadi .seg2 pada data yang lain. III.4.2 Pengolahan Data di Perangkat Lunak PickWin
Tahap-tahap yang dilakukan pada saat pengolahan data seismik refraksi pada Perangkat Lunak PickWin, yaitu: 1. Membuka perangkat lunak Pickwin untuk memilah gelombang yang pertama kali tiba ( picking firstbreak ) di geophone.
Gambar 3.4 Logo Perangkat Lunak Pickwin 2. Pilih File => Open SEG2, ubah File of Type ke .seg2, lalu pilih data yang ingin ditampilkan.
Gambar 3.5 Hasil Input Data SEG2 di PickWin 3. Pilih Edit/Display => Edit Source/Receiver Locations, Etc. Maka akan muncul kotak dialog Geometry dan masukkan data Shoot Coordinate.
Gambar 3.6 Tampilan Kotak Dialog Geometry
4. Melakukan picking, klik tombol
yang terdapat pada toolbar dan
melakukan pick pada gelombang first break .
Gambar 3.7 Tampilan Shot pertama setelah dilakukan picking
5. Setelah melakukan pick, klik
.
Gambar 3.7 Tampilan Shot pertama setelah menghubungkan titik picking 6. Pilih File => Save First Break Pick File, lalu masukkan nama file, kemudian Save.
Gambar 3.8 Save pick file
7. Pilih File => Open SEG2 file, lalu pilih data yang berikutnya. Kemudian pilih New File. 8. Lakukan langkah 1 sampai 7 untuk data berikutnya data yang dipicking merupakan data penembakan ke depan ( Forward Shot ) data penembakan di tengah (mid shot), dan data penembakan ke belakang ( Reverse Shot ). Berikut hasil picking dari beberapa data dapat dilihat pada gambar.
Gambar 3.9 Tampilan picking shot 2
Gambar 3.10 Tampilan picking shot 3
Gambar 3.11 Tampilan picking shot 4
Gambar 3.12 Tampilan picking shot 5 III.4.3 Pengolahan Data di Perangkat Lunak Plotrefa Menggunakan Metode
I nverse Tomography Tahap-tahap yang dilakukan pada saat pengolahan data seismik refraksi pada Perangkat Lunak Plotrefa, yaitu: 1. Membuka perangkat lunak plotrefa.
Gambar 3.13 Logo Perangkat Lunak Plotrefa 2. Pilih File => Open plotrefa file , lalu pilih file yang ingin diolah.
Gambar 3.13 Open Plotrefa File 3.
Pilih data pick yang terkahir diolah. Tampilannya seperti gambar di
bawah
Gambar 3.14 Tampilan plotrefa file dari shot lima 4. Pilih Time-Term Inversion => Assign Layer 2 Arrivals.
Gambar 3.15 Menu Arrange layer 2 arrivals 5. Kemudian akan muncul titik berwarna merah lalu pilih titik di tengah yang mewakili 2 cabang garis.
6. Setelah pilih titik tengah yang menghubungkan ruas kanan dan ruas kiri, maka akan muncul titik-titik berwarna hijau.
Gambar 3.16 Tampilan setelah memilih titik tengah 5. Pilih Time-Term Inversion => Do-Time Term Inversion =>Flat Surface, Karena elevasi semua geophone sama. Akan muncul
kotak dialog seperti pada gambar dibawah
Gambar 3.17 Menu Do-Time Inversions
Gambar 3.18 Kotak Dialog Flat Surface
6. Isi kotak dialog berdasarkan parameter pengukuran. Lalu OK .
Gambar 3.19 Kotak Dialog Cell Size 7. Hasil penampang dapat dilihat pada gambar di bawah dengan nilai RMS error 5.2229
Gambar 3.20 Hasil Penampang di Plotrefa
III.4.4 Pengolahan Data di Mircosoft Excel Menggunakan Metode
Plus Minus. Tahap-tahap yang dilakukan pada saat pengolahan data seismik refraksi pada Microsoft Excel, yaitu: 1. Membuka data hasil picking menggunakan aplikasi Notepad .
Gambar 3.21 Hasil Data di Notepad
2. Menyalin data jarak dan waktu, lalu menempelkan ke cell Microsft Excel yang terlah terbuka.
Gambar 3.21 Hasil Data di Ms. Excel
3. Mengubah waktu Forward dan Reverse dari milisekon menjadi sekon dengan membagi setiap angka dalam cell dengan 1000.
Gambar 3.22 Hasil Konversi Data di Ms. Excel 3. Membuat grafik antara jarak antar geophone dengan nilai waktu Forward dan Reverse dalam satuan sekon.
Travel Time 0.0800000000 0.0700000000 0.0600000000 ) 0.0500000000 s ( e 0.0400000000 m i T 0.0300000000 0.0200000000 0.0100000000 0.0000000000
Forward (s) Reverse (s)
0
20
40
60
Offset (m)
Gambar 3.23 Grafik travel time penembakan forward dan reverse 4. Memunculkan nilai persamaan regresi linear dari gelombang langsung untuk menentukan nilai kecepatan gelombang seismik di lapisan pertama (V1) dengan cara klik kanan pada garis gelombang langsung, pilih Add Trendline, lalu centang Display Equation On Chart.
5. Maka persamaan garisnya akan muncul seperti gambar di bawah
Travel Time 0.1000000000 Gel. Langsung Forward
0.0800000000y = 0.0015x + 0.0029 ) s 0.0600000000 ( e m i 0.0400000000 T
Gel. Langsung Reverse Gel. Refraksi Forward
0.0200000000 0.0000000000 0
20
40
Offset
60
Gel. Refraksi Reverse
Gambar 3.24 Grafik travel time gel. langsung & refraksi penembakan forward dan reverse 9. Menentukan nilai V1 untuk penembakan ke depan dengan satu per nilai gradien kemiringan garis. 10. Menentukan nilai T + dengan cara nilai waktu Forward ditambah nilai waktu Reverse dikurang nilai Tab dalam satuan sekon. 11. Menetukan nilai T- dengan cara nilai waktu Forward dikurang nilai waktu Reverse dalam satuan sekon.
Gambar 3.25 Pengolahan data hingga V1
12.
Membuat grafik antara nilai X terhadap T-, lalu menentukan
persamaan regresi linear untuk mendapatkan nilai kecepatan gelombang seismik di lapisan kedua (V2).
T0.100000000 y = 0.0023x - 0.059
0.050000000
T-
0.000000000 0
20
40
60
Linear (T-)
-0.050000000 -0.100000000
X
Gambar 3.26 Plot Grafik antara X dan T 13. Menentukan nilai V2 dari persamaan regresi linear antara nilai X terhadap T- dengan dua per nilai gradien kemiringan garis. 14. Menentukan nilai kedalaman (D) dengan cara mengalikan T +,V1, dan V2, lalu dibagi antara pengalian 2 dan akar dari V2 kuadrat kurang V1 kuadrat.
Gambar 3.27 Pengolahan data metode Hagedorn 15. Memplot antara nilai jarak geophone dengan kedalaman.
Gambar 3.28 Penampang dengan metode Hagedorn III.4.5 Pengolahan Data di Mircosoft Excel Menggunakan Metode Hagiwara
Tahap-tahap yang dilakukan pada saat pengolahan data seismik refraksi pada Microsoft Excel, yaitu: 1. Data forward dan reverse yang telah kita dapatkan pada metode Hagedorn selanjutnya akan kita olah dengan menggunakan metode Hagiwara. 2. Pada metode ini diperlukan beberapa nilai yang dicari seperti yang tampak pada gambar di bawah
Gambar 3.29 Nilai yang perlu dicari untuk metode Hagiwara 3. Dengan memasukkan rumusnya maka didapatkan data hasil olahan seperti berikut
Gambar 3.30 Pengolahan data metode Hagiwara 4. Plot offset dan data Tsa dan Tsb
Travel Time Tsa dan Tsb 0.0800000000 ) 0.0600000000 s ( e 0.0400000000 m i T 0.0200000000
Tsa Tsb
0.0000000000 0
5 10 15 20 25 30 35 40 45 50 55 Offset (m)
Gambar 3.31 Travel Time Forward dan Reverse Shooting 5. Memplot antara nilai jarak geophone dengan kedalaman.
Gambar 3.32 Penampang dengan metode Hagiwara
BAB IV HASIL DAN PEMBAHASAN IV.1 Hasil IV.1.1 Hasil Penampang Menggunakan Metode I nverse Tomography
Hasil penampang menggunakan metode inverse tomography sebagai berikut:
Gambar 4.1 Hasil penampang penampang menggunakan metode inverse tomography IV.1.2 Hasil Penampang Menggunakan Metode H agedorn
Hasil penampang menggunakan metode Plus Minus sebagai berikut:
Gambar 4.2 Hasil penampang penampang menggunakan metode Hagedorn IV.1.3 Hasil Penampang Menggunakan Metode H agi wara
Hasil penampang menggunakan metode Hagiwara sebagai berikut:
Gambar 4.3 Hasil penampang penampang menggunakan metode Hagiwara
IV.2 Pembahasan
Dari hasil tampilan menggunakan metode Inverse Tomography, diperlihatkan bahwa terdapat dua lapisan dengan nilai kecepatan gelombang P untuk lapisan atas sekitar 600 m/s dan untuk lapisan bawah sekitar 900 m/s. Dari hasil tampilan mengunakan metode Plus Minus, diperlihatkan bahwa terdapat dua lapisan dengan nilai kecepatan gelombang P untuk lapisan atas sekitar 666,6667 m/s dengan kedalaman yang relatif 0,5 m sampai 9 m dan untuk lapisan bawah sekitar 869,5652 m/s. Dari hasil tampilan mengunakan metode Hagiwara, diperlihatkan bahwa terdapat dua lapisan dengan nilai kecepatan gelombang P untuk lapisan atas sekitar 666,6667 m/s dengan kedalaman yang relatif 0,5 m sampai 9 m dan untuk lapisan bawah sekitar 869,5652 m/s. Dari hasil ketiga pengolahan data, didapatkan nilai kecepatan gelombang P hampir sama dan berdasarkan nilainya itu dimasukkan dalam satu klasifikasi yang sama pada lapisan yang sama pula, serta memiliki kedalaman relative yang hampir sama.
Gambar 4.4 Refleksi Energi pada dua lapisan ( Telford, et.al, 1990). Berdasarkan tabel di atas, lapisan pertama merupakan lapisan lapuk yang memiliki kecepatan gelombang P sekitar 500 m/s sampai dengan 600 m/s,
sedangkan pada lapisan kedua merupakan lapisan yang lebih kompak yang memiliki kecepatan gelombang P sekitar 900 m/s hingga 1000 m/s. Cepat rambat penjalaran gelombang seismik pada setiap batuan dipengaruhi oleh densitas batuan dan tekanan serta umur batuan. Semakin tinggi densitas batuan artinya semakin kompak maka penjalaran gelombang seismik semakin cepat. Tingkat kekompakan batuan juga dipengaruhi oleh tekanan dan umur batuan. Pada lapisan bawah akan mengalami tekanan dari lapisan di atasnya sehingga yang berada di bawah akan mengalami tekanan paling besar dibandingkan dengan lapisan diatasnya. Disisi lain, berdasarkan Hukum Steno lapisan bawah mempunyai umur yang relative tua dibandingkan dengan lapisan atasnya kecuali telah mengalami deformasi. Sehingga dapat disimpulkan bahwa semakin tua dan dalam posisi lapisan suatu batuan maka tekanannya juga semakin besar sehingga penjalaran gelombang seismik juga akan semakin cepat.
BAB V PENUTUP V.1 Kesimpulan
Kesimpulan dari praktikum ini adalah : 1. Dari hasil tampilan menggunakan metode Inverse Tomography, diperlihatkan bahwa terdapat dua lapisan dengan nilai kecepatan gelombang P untuk lapisan atas sekitar 600 m/s dan untuk lapisan bawah sekitar 900 m/s. 2. Dari hasil tampilan mengunakan metode Plus Minus, diperlihatkan bahwa terdapat dua lapisan dengan nilai kecepatan gelombang P untuk lapisan atas sekitar 666,6667 m/s dengan kedalaman yang relatif 0,5 m sampai 9 m dan untuk lapisan bawah sekitar 869,5652 m/s. 3. Dari hasil tampilan mengunakan metode Hagiwara, diperlihatkan bahwa terdapat dua lapisan dengan nilai kecepatan gelombang P untuk lapisan atas sekitar 666,6667 m/s dengan kedalaman yang relatif 0,5 m sampai 9 m dan untuk lapisan bawah sekitar 869,5652 m/s. 4. Pengolahan data menggunakan metode Inverse Tomography, metode Plus Minus dan metode Hagiwara memiliki kecepatan gelombang P yang hampir sama dan tidak menunjukkan lapisan yang berbeda. V.2 Saran V.2.1 Saran Untuk Praktikum
Praktikum selanjutnya sebaiknya alat-alat praktikum dapat disediakan agar praktikan dapat lebih memahami proses akuisisi. V.2.2 Saran Untuk Asisten
Sebaiknya jadwal asistensi tidak berubah-berubah, namun mengikuti waktu yang telah disepakati.
