BAB IIIDASAR TEORI
III.1. Seismik RefraksiMetode seismik merupakan salah satu
metode yang sangat penting dan banyak dipakai 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 yang besar, yaitu seismik
bias dangkal (head wave or refracted seismic) dan seismik refleksi
(reflected seismic). Seismik refraksi efektif digunakan untuk
penentuan struktur geologi yang dangkal, sedangkan seismik refleksi
untuk struktur geologi yang dalam. Dasar teknik pada seismik dapat
digambarkan sebagai berikut. Suatu sumber gelombang dibangkitkan di
permukaan bumi. Karena material bumi bersifat elastis maka
gelombang seismik yang terjadi akan dijalarkan ke dalam bumi dalam
berbagai arah. Pada bidang batas antar lapisan, gelombang ini
sebagian dipantulkan dan sebagian lain 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 suatu alat seismogram. Dengan mengetahui waktu
tempuh gelombang dan jarak antar geophone dan sumber ledakan,
struktur lapisan geologi di bawah permukaan bumi dapat diperkirakan
berdasarkan besar kecepatannya.Dalam memahami perambatan gelombang
seismik di dalam bumi, perlu mengambil beberapa asumsi untuk
memudahkan penjabaran matematis dan menyederhanakan pengertian
fisisnya. Asumsi-asumsi tersebut antara lain; Medium bumi dianggap
berlapis-lapis dan tiap lapisan menjalarkan gelombang seismik
dengan kecepatan yang berbeda-beda. Makin bertambah kedalamannya,
batuan lapisan akan semakin kompak. Panjang gelombang seismik <
ketebalan lapisan bumi. Hal ini memungkinkan setiap lapisan yang
memenuhi syarat tersebut akan dapat terdeteksi. Perambatan
gelombang seismik dapat dipandang sebagai sinar, sehingga mematuhi
hukum-hukum dasar lintasan sinar di atas. Pada bidang batas antar
lapisan, gelombang seismik merambat dengan kecepatan pada lapisan
di bawahnya. Kecepatan gelombang bertambah dengan bertambahnya
kedalaman.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 :
(III.1)
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 III.1 Pemantulan dan Pembiasan Gelombang III.2. Metode
T-X Metode T-X merupakan salah satu cara yang dianggap paling
sederhana dan hasilnya relatif cukup kasar, kedalaman lapisan
diperoleh pada titik-titik tertentu saja. Namun pada sistem
perlapisan yang cendrung homogen dan relatif rata, cara ini mampu
memberikan hasil yang bisa diandalkan dengan kesalahan yang relatif
kecil. Akan tetapi pada saat kondisi yang kompleks diperlukan cara
interpretasi lain yang lebh akurat. Metode ini terdiri dari dua
macam, yaitu Intercept Time Method (ITM) dan Critical Distance
Method (CDM).
III.3. Metode Intercept Time Metode Intercept Time atau
Intercept Time Method (ITM) merupakan metode yang paling sederhana,
hasilnya cukup kasar dan merupakan metode paling dasar dalam
pengolahan data seismik.Asumsi yang digunakan metode ini adalah:a.
Lapisan homogen (kecepatan lapisan relatif seragam)b. Bidang batas
lapisan rata (tanpa undulasi)Intercept Time artinya waktu
penjalaran gelombang seismik dari sumber ke geophone secara tegak
lurus (zero offset)Pengolahan data seismik refraksi menggunakan
metode ITM terdiri atas dua macam:1. Satu Lapisan Datar (Single
Horizontal Layer)1. Banyak Lapisan Datar (Multi Horizontal
Layers)
II.3.1. Metode Intercept Time Satu Lapis
Gambar II1.2 Kurva Travel Time dan penjalaran gelombang pada
satu lapisan.
Gambar 1 menjelaskan bahwa titik O (source) dan R (geophone),
dan S-M-P-R merupakan jejak penjalaran gelombang refraksi, maka
persamaan waktu total (Tt) untuk satu lapisan dari sumber menuju
geophone yaitu:
Tt= (III.2) Dapat disederhakan menjadi
Tt= (III.3)
Berdasarkan defenisi Intercept Time (ti), maka X=0, maka Tt=ti,
sehingga:
Tt= (III.4)
Maka, ketebalan lapisan pertama (Z1) dapat dicari dengan
persamaan
Z1= (III.5)
Persamaan Intercept Time (ti) sendiri yaitu:
ti= (III.6)
Kecepatan lapisan pertama (V1) dan lapisan kedua (V2)
V1= dimana m1= (III.7)
V2= dimana m2= (III.8)
m1 dan m2 merupakan slope/kemiringan tendensi waktu gelombang
lansung dan refraksi. Persamaan (2.6) dan (2.7) hanya berlaku bila
surveynya menggunakan penembakanan maju. Dengan kata lain,
kecepatan V1 didapat dari slope tendensi gelombang lansung,
sedangkan kecepatan V2 dari slope tendensi gelombang refraksi pada
grafik jarak vs waktu.
II.3.2. Metode Intercept Time Banyak Lapis
Gambar III.3 Ilustrasi penjalaran gelombang seismik dua lapisan
datar yang berhubungan dengan kurva Jarak-Waktu.
Gambar 3 menjelaskan bahwa titik O=Sumber (source) dan G=
geophone, dan O-M-M-P-P-R = jejak penjalaran gelombang refraksi
lapisan ke dua, maka persamaan waktu total (Tt) untuk dua lapisan
mulai dari source menuju geophone yaitu,
Tt= (III.9)
Dapat disederhanakan menjadi:
Tt=(III.10)Berdasarkan Intercept time (ti), X=0, maka Tt=t12,
sehingga :
Tt=t12= (III.11)
Maka, ketebalan lapisan kedua (Z2) dapat dicari dengan
persamaan,
Z2(III.12)
Untuk lapisan yang lebih dari 2 lapisan Waktu total dicari
dengan persamaan:
Tt= (III.13)
Sedangkan untuk 3 lapisan datar, kedalaman Z1,Z2, dan Z3dapat
dicari dengan:
Z1= + (III.14)
Z2= (III.15)
Z3= (III.16)
II.3.3. Metode Intercept Time untuk Lapisan MiringBila reflektor
mempunyai dip, maka:1. Kecepatan pada kurva T-X bukan kecepatan
sebenarnya (true velocity), melainkan kecepatan semu (apparent
velocity)1. Membutuhkan dua jenis penembakan: Forward dan Reverse
Shoot1. Intercept time pada kedua penembakan berbeda, maka
ketebalan refraktor juga berbedaApparent Velocity ialah kecepatan
yang merambat di sepanjang bentangan geophone
Gambar III.4 Skema perambatan gelombang pada lapisan miring dan
hubungannya dengan kurva T-X pada lapisan miring menggunakan
forward dan reverse shoot.
Metode sebelumnya hanya menggunakan forward shooting, sedangkan
untuk aplikasi lapisan miring menggunakan forward shooting dan
reverse shooting. Pada gambar 4, titik A = sumber dan B= geophone
(forward shooting),sedangkan titik B= sumber dan A= geophone
(reverse shooting). Sumber energi di titik A menghasilkan gelombang
refraksi down-going (raypath A-M-P-B) , dan sumber energi di titik
B menghasilkan gelombang refraksi up-going (ray path B-P-M-A).Waktu
rambat ABCD (Tt) pada lapisan miring sebagai berikut:
Tt= (III.17)
Sedangkan waktu rambat Down-Dip dan Up-Dip:Down-Dip Td= Up-Dip
Tu= (III.18)Besar sudut kemiringan lapisan ( dan sudut kemiringan
(c), dapat dicari dengan:
= dan c= (III.19)
Vd dan Vu merupakan kecepatan semu, didapat dengan:
Vd = dan Vu = (III.20)
Dimana, V1>Vd dan V1
