BAB IPENDAHULUANI.1. Latar Belakang Metode seismik merupakan salah satu bagian dari metode geofisika aktif, dimana dalam penyelidikannnya dilapangan metode ini menggunakan sumber source (palu, dinamit, dll) dalam menghasilkan gelombang. 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. Berdasarkan fungsi waktu dapat menentukan jumlah lapisan atau struktur yang ada di bawah permukaan. Waktu jalar gelombang yan berada di bawah permukaan dari posisi sumber ke penerima pada berbagai jarak tertentu merupakan dasar dari perhitungan pada seismik bias. Pada metode ini, gelombang yang terjadi setelah source memberikan gangguan (first break) diabaikan, sehingga sebenarnya hanya data first break saja yang dibutuhkan. Parameter jarak (offset) dan waktu jalar dihubungkan oleh cepat rambat gelombang dalam medium. Sedangkan dalam seismik pantul, lebih menganalisis energi yang pertama datang setelah getaran diberikan. Gelombang yang terpantulkan merupakan gambaran dari bawah permukaan bumi. Analisis yang dipergunakan dapat disamakan dengan echo sounding pada teknologi bawah air, kapal, dan sistem radar. Informasi yang direkam dalam mengetahui bawah permukaan adalah amplitudo gelombang pantulnya. Profil bawah pada bumi berbeda-beda pada setiap tempat, metode seismik refraksi dapat mengidentifikasi lapisan-lapisan yang ada di bumi cukup terperinci.

I.2. Maksud dan TujuanMaksud dari praktikum seismik refraksi acara metode T-X dan Intercept Time ini adalah agar praktikan dapat mengerti, menguasai, dan memahami metode T-X dan Intercept Time. Dan praktikan dapat mengerti dalam hal pembuatan kurva dan profil kedalaman dari metode T-X Intercept Time tersebut secara manual dan menggunakan software Microsoft excel berdasarkan data yang diberikan. Tujuannya dari praktikum acara metode T-X Intercept Time yaitu untuk dapat mengetahui ketebalan lapisan dan sketsa profil kedalaman dari data seismik refraksi serta dapat membedakan keberagaman kecepatan gelombang yang melintas di tiap lapisan..

BAB IIDASAR TEORI

II.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 refrected seismic) dan seismik refleksi (reflected seismic). Seismik refraksi efektif digunakan untuk penentuan struktur geologi yang dangkal sedang seismik refleksi untuk struktur geologi yang dalam (tidak dibahas dalam makalah ini). Dasar teknik seismik dapat digambarkan sebagai berikut. 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 lain dibiaskan untuk diteruskan ke permukaan bumi. Dipermukaan 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 : (1.1)

di mana : 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 II.1 Pemantulan dan Pembiasan GelombangII.2. Metode T-XMetode T-X merupakan salah satu cara yang dianggap paling sederhana dan hasilnya relative cukup kasar, kedalaman lapisan diperoleh pada titik-titik tertentu saja, namun pada system perlapisan yang cendrung homogeny dan relative rata cara ini mampu memberikan hasil yang bisa diandalkan. (dengan kesalahan relative kecil). Namun 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).

II.3. Metode Intercept TimeMetode Intercept Time atau Intercept Time Methode (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 lapisa relatif seragam)b. Bidang batas lapisan rata (tanpa undulasi)Intercept time artinya waktu penjalaran gelombang seismik dari source ke geophone secara tegak lurus (zero offset)Pengolahan data seismic 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 II.2 Kurva Travel Time dan penjalaran gelombang pada satu lapisan

Gambar 3 menjelaskan bahwa titik O (source) dan R (geofon), dan S-M-P-R merupakan jejak penjalaran gelombang refraksi, maka persamaan waktu total (Tt) untuk satu lapisan dari sumber menuju geofon yaitu,

Tt= (2.1) Dapat disederhakan menjadiTt= (2.2)

Berdasarkan defenisi Intercept Time (ti), maka X=0, maka Tt=ti, sehingga ;Tt= (2.3)

Maka, ketebalan lapisan pertama (Z1) dapat dicari dengan persamaan, Z1= (2.4)Persamaan Intercept Time (ti) sendiri yaitu:ti= (2.5)

Kecepatan lapisan pertama (V1) dan lapisan kedua (V2),

V1= dimana m1= (2.6)

V2= dimana m2= (2.7)

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

V2>V1

vV3>v2

Gambar II.3 Ilustrasi penjalaran gelombang seismik dua lapisan datar yang berhubungan dengan kurva Jarak-WaktuGambar 4 menjelaskan bahwa titik O=Sumber (source) dan G= geofon, 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 geofon yaitu,

Tt= (2.8)Dapat disederhanakan menjadi:

Tt=(2.9)Berdasarkan Intercept time (ti), X=0, maka Tt=t12, sehingga :

Tt=t12= (2.10)Maka, ketebalan lapisan kedua (Z2) dapat dicari dengan persamaan,

Z2(2.11)Untuk lapisan yang lebih dari 2 lapisan Waktu total dicari dengan persamaan:

Tt= (2.12)Sedangkan untuk 3 lapisan datar, kedalaman Z1,Z2, dan Z3dapat dicari dengan:

Z1= + (2.13)

Z2= (2.14)

Z3= (2.15)

II.3.3 Metode Intercept Time Untuk Lapisan Miring Bila 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 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 energy 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= (2.16)

Sedangkan waktu rambat Down-Dip dan Up-Dip:

Down-Dip Up-Dip

Td= Tu= (2.21)Besar sudut kemiringan lapisan ( dan sudut kemiringan (c), dapat dicari dengan:

= dan c= (2.17)

Vd dan Vu merupakan kecepatan semu, didapat dengan:

Vd = dan Vu = (2.18)

Dimana, V1>Vd dan V1