15
SEISMIK REFRAKSI (DASAR TEORI & AKUISISI DATA) SUSILAWATI Fakultas Matematika dan Ilmu Pengetahuan Alam Jurusan Fisika Universitas Sumatera Utara PENDAHULUAN Metode 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. TUJUAN Survey geofisika dengan metode seismik refraksi adalah bertujuan untuk : 1. Mendeteksi struktur geologi di bawah permukaan dangkal, misalnya patahan. 2. Menentukan kedalaman di bawah sumber pada medium dua lapis atau lebih yang horizontal maupun miring. 3. Menentukan jenis batuan berdasarkan kecepatan gelombang yang merambat dalam batuan tersebut. DASAR TEORI 1 Pemantulan dan Pembiasan Gelombang Hal-hal yang menjadi dasar pada pemantulan dan pembiasan gelombang adalah : Asas Fermat Gelombang menjalar dari satu titik ke titik lain melalui jalan tersingkat waktu penjalarannya. Perinsip Huygens “Titik-titik yang dilewati gelombang akan menjadi sumber gelombang baru”. Front gelombang yang menjalar menjauhi sumber adalah superposisi front gelombang-front gelombang yang dihasilkan oleh sumber gelombang baru tersebut. ©2004 Digitized by USU digital library 1

SEISMIK REFRAKSI (DASAR TEORI & AKUISISI DATA) …

  • Upload
    others

  • View
    24

  • Download
    0

Embed Size (px)

Citation preview

Page 1: SEISMIK REFRAKSI (DASAR TEORI & AKUISISI DATA) …

SEISMIK REFRAKSI (DASAR TEORI & AKUISISI DATA)

SUSILAWATI

Fakultas Matematika dan Ilmu Pengetahuan Alam Jurusan Fisika

Universitas Sumatera Utara

PENDAHULUAN Metode 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. TUJUAN Survey geofisika dengan metode seismik refraksi adalah bertujuan untuk :

1. Mendeteksi struktur geologi di bawah permukaan dangkal, misalnya patahan. 2. Menentukan kedalaman di bawah sumber pada medium dua lapis atau lebih

yang horizontal maupun miring. 3. Menentukan jenis batuan berdasarkan kecepatan gelombang yang merambat

dalam batuan tersebut. DASAR TEORI 1 Pemantulan dan Pembiasan Gelombang Hal-hal yang menjadi dasar pada pemantulan dan pembiasan gelombang adalah : • Asas Fermat

Gelombang menjalar dari satu titik ke titik lain melalui jalan tersingkat waktu penjalarannya.

• Perinsip Huygens “Titik-titik yang dilewati gelombang akan menjadi sumber gelombang baru”. Front gelombang yang menjalar menjauhi sumber adalah superposisi front gelombang-front gelombang yang dihasilkan oleh sumber gelombang baru tersebut.

©2004 Digitized by USU digital library 1

Page 2: SEISMIK REFRAKSI (DASAR TEORI & AKUISISI DATA) …

• Sudut Kritis Sudut datang yang menghasilkan gelombang bias sejajar bidang batas (r = 90o).

• Hukum Snellius “Gelombang akan dipantulkan atau dibiaskan pada bidang batas antara dua medium”, menurut persamaan :

2

1

sinsin

VV

ri

= (1)

di mana: i = Sudut datang r = Sudut bias V1 = Kecepatan gelombang pada medium 1 V2 = Kecepatan gelombang pada medium 2

2 Asumsi Dasar Berbagai anggapan yang dipakai untuk medium bawah permukaan bumi antara lain : a) Medium bumi dianggap berlapis-lapis dan tiap lapisan menjalarkan gelombang

seismik dengan kecepatan yang berbeda. b) Makin bertambahnya kedalaman batuan lapisan bumi makin kompak.

Sedangkan anggapan yang dipakai untuk penjalaran gelombang seismik adalah : a) Panjang gelombang seismik << ketebalan lapisan bumi. Hal ini memungkinkan

setiap lapisan bumi akan terdeteksi. b) Gelombang seismik dipandang sebagai sinar seismik yang memenuhi hukum

Snellius dan perinsip Huygens. c) Pada bidang batas antar lapisan, gelombang seismik menjalar dengan kecepatan

gelombang pada lapisan dibawahnya. d) Kecepatan gelombang bertambah dengan bertambahnya kedalaman. 3 Metode Refraksi Bila gelombnag 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 :

S

S

P

P

S

S

P

PP

rV

rVVV

iV

sinsinsinsinsin22111 ====

θθ (2)

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

©2004 Digitized by USU digital library 2

Page 3: SEISMIK REFRAKSI (DASAR TEORI & AKUISISI DATA) …

Gambar 1 Pemantulan dan pembiasan gelombang

4 Pembiasan pada Bidang Batas Lapisan Perinsip 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 :

2

1

sinsin

VV

ri

= (3)

Pada pembiasan kritis sudut r = 90o sehingga persamaan menjadi :

2

1sinVVi = (4)

Hubungan ini dipakai untuk menjelaskan metode pembiasan dengan sudut datang kritis. Gambar 2 memperlihatkan gelombang dari sumber S menjalar pada medium V1, dibiaskan kritis pada titik A sehingga menjalar pada bidang batas lapisan. Dengan memakai perinsip 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.

©2004 Digitized by USU digital library 3

Page 4: SEISMIK REFRAKSI (DASAR TEORI & AKUISISI DATA) …

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. 4 Travel Time Gelombang Langsung, Bias dan Pantul Bila dibandingkan waktu tempuh gelombang langsung, bias dan pantul maka pada jarak relatif dekat TL < TB < TP, dengan TL, TB, dan TP berturut-turut adalah waktuh tempuh gelombang langsung, bias dan pantul. Sedangkan pada jarak yang relatif jauh TB < TL < TP. Jelas bahwa gelombang pantul akan sampai di titik penerima dalam waktu yang paling lama.

Gambar 3 Hubungan jarak dan waktu tempuh gelombang langsung, bias dan

pantul.

6 Penjalaran Gelombang Pada Medium Dua Lapis Horizontal (Datar) Untuk menentukan kedalaman di bawah sumber gelombang dari medium dua lapis horizontal, dapat dilakukan pengukuran seperti pada Gambar 4 berikut.

Gambar 4 Lintasan penjalaran gelombang bias

©2004 Digitized by USU digital library 4

Page 5: SEISMIK REFRAKSI (DASAR TEORI & AKUISISI DATA) …

Pada titik A diadakan getaran sehingga timbul gelombang seismik yang menjalar ke arah penerima (geophone) di titik D. Dengan mengamati waktu tiba dapat dibuat grafik hubungan jarak dengan waktu tiba sebagaimana ditunjukkan pada Gambar 5.

Gambar 5 Grafik hubungan jarak –vs- waktu tiba Berdasarkan grafik hubungan jarak dengan waktu tiba dapat ditentukan harga V1, V2, Ti, dan Xo. V1 adalah kecepatan gelombang seismik pada medium 1 sedang V2 adalah kecepatan gelombang seismik pada medium 2, Ti adalah waktu penggal (intercept time), dan Xo adalah jarak kritis. Untuk menentukan kedalaman di bawah sumber gelombang h, ditinjau terlebih dahulu tentang lintasan penjalaran gelombang bias pada Gambar 4. Waktu yang diperlukan untuk penjalaran dari lintasan A-B-C-D adalah T. T (5) CDBCAB TTT ++=

CDV

BCV

ABV 121

111++=T (6)

( )

+−+

=

cc

c ih

VihX

Vih

V cos1tan21

cos1

121

T (7)

Dengan menggunakan persamaan (4) serta manipulasi matematis, persamaan (7) dapat disederhanakan menjadi:

( ) ( )21

22

212

2 VVVVh

VX

−+=T (8)

Kedalaman lapisan di bawah geophone dapat ditentukan dengan dua cara yaitu 1. Berdasarkan waktu penggal (intercept time) Ti

Dari persamaan (8), untuk X = 0 maka besarnya T = Ti adalah :

( ) ( )21

22

21

2 VVVVh

i −=T (9)

©2004 Digitized by USU digital library 5

Page 6: SEISMIK REFRAKSI (DASAR TEORI & AKUISISI DATA) …

atau

( ) ( )2

12

2

21

2 VV

VVTh i

−= (10)

Ti dicari dari grafik hubungan antara waktu tiba dengan jarak. 2 Berdasarkan jarak kritis Xo Pada Gambar 5, grafik T1 dan T2 berpotongan di titik (Xo, To). Di titik potong ini berlaku T1 = T2 = To dan X = Xo. Dengan demikian besarnya h adalah :

12

12

2 VVVVX

h o

+−

= (11)

Harga Xo ditentukan dari titik potong grafik T1 dan T2 dari data yang diperoleh. 7 Penjalaran Gelombang Pada Medium Tiga Lapis Horizontal Penjalaran gelombang pada medium tiga lapis horizontal dapat dilihat pada Gambar 6.

Gambar 6 Penjalaran gelombang seismik untuk medium tiga lapis horizontal Kecepatan penjalaran gelombang seismik masing-masing lapisan adalah h1 (lapisan 1), dan h2 (lapisan 2). Gambar 7 adalah grafik hubungan jarak dengan waktu tempuh untuk medium tiga lapis horizontal. Waktu yang diperlukan untuk penjalaran gelombang adalah T, yang besarnya : T = TAB + TBC +TCD + TDE + TEF (12) atau

( ) ( ) ( ) ( )21

22

32

221

22

31

1

3

22 VVVVhVV

VVh

VX

++−+=T (13)

©2004 Digitized by USU digital library 6

Page 7: SEISMIK REFRAKSI (DASAR TEORI & AKUISISI DATA) …

Gambar 7 Grafik hubungan jarak – vs- waktu tiba untuk tiga lapis horizontal.

Kedalaman lapisan kedua di bawah sumber dapat ditentukan dengan dua cara yaitu : 1 Menggunakan waktu penggal (intercept time) Ti2 Dari persamaan (13) untuk X = 0, maka diperoleh harga T = Ti2 yang besarnya adalah :

( ) ( ) ( ) ( )22

23

32

221

22

31

12

22 VVVVhVV

VVh

i ++−=T (14)

Dari persamaan (14), h2 adalah :

( ) ( )( ) ( )2

22

3

3221

22

31

122

2

2

VV

VVVV

VVh

Th i+

−−= (15)

2 Menggunakan jarak kritis Xc2 Cara ini menggunakan titik potong antara grafik T2 dan T3. Kedua grafik T2 dan T3 berpotongan di titik (XC2, TC2). T2 grafik hubungan antara waktu tiba dengan jarak untuk lapisan kedua. Sedangkan grafik T3 untuk lapisan ketiga. Dengan menggunakan persamaan (13) dan T = T3 dan persamaan (8) T = T2 untuk T2 = T3 maka diperoleh :

( ) ( )( ) ( ) ( ) ( )

−−+−

+= 2

12

231

121

22

31

1

3

2

2

2

22

23

322

22

2VV

VVhVV

VVh

VX

VX

VV

VVh CC (16)

Sehingga kedalaman lapisan ketiga adalah : h3 = h1 + h2 (17) Untuk sejumlah n refraktor datar, secara umum dapat waktu rambat gelombangnya sebagai :

∑−

+=in

i i

Cii

nn V

hVX θcos2

T (18)

dan kedalaman lapisan,

©2004 Digitized by USU digital library 7

Page 8: SEISMIK REFRAKSI (DASAR TEORI & AKUISISI DATA) …

−= ∑

−in

i i

iin

cn

nn V

hT

Vh

θθ

cos2cos2

(19)

8 Penjalaran Gelombang pada Lapisan Miring Untuk menentukan kedalaman di bawah sumber gelombang medium dua lapis miring dengan kemiringan ξ, perlu diadakan pengukuran bolak-balik yaitu, pengukuran kearah perlapisan naik (Up-Dip) dan pengukuran kearah perlapisan turun (Down-Dip), seperti ditunjukkan pada Gambar 8. Gambar 8 Penjalaran gelombang seismik untuk dua lapis miring, sumber

gelombang di titik O pengukuran Down-Dip, sedang untuk sumber di O1 pengukuran Up-Dip.

Gambar 9 Grafik hubungan jarak –vs- waktu pada pengukuran Up-Dip dan Down-Dip

©2004 Digitized by USU digital library 8

Page 9: SEISMIK REFRAKSI (DASAR TEORI & AKUISISI DATA) …

Waktu perambatan gelombang untuk lintasan OMPO1 pada arah penembakan O – O1 (Down-Dip) adalah :

( )2121

1 tancos V

hhOQV

hhVMP

VPOOMt cud

c

udd

θθ

+−+

+=+

+=

( )

12

coscosVhh

VX cud θξ +

+= (20)

Mengingat hubungan hu = hd + X sin ξ, maka waktu rambat td dapat dituliskan sebagai :

( ) cd

ccd

cd Vh

VX

Vh

VX

VXt θξθθξθξ cos

2sincos

2sincoscos

11112

++=++=

( ) ldc tVX

++ ξθsin1

= ; cd

ld Vh

t θcos2

1

= (21)

dengan cara yang sama, waktu rambat untuk penembakan arah O1–O (Up-Dip) adalah,

( ) lucu tVXt +−= ξθsin

1

; cu

lu Vh

t θcos2

1

= (22)

Perlu diingat bahwa waktu rambat dari O-O1 (Down-Dip) sama dengan waktu rambat dari O1-O (Up-Dip). Secara ringkas kedua persamaan td dan tu di atas dapat dituliskan sebagai :

ldd

d tVXt += ; ( )ξθ +

=c

dV

sin1V (23)

luu

u tVXt += ; ( )ξθ −

=c

uV

sin1V (24)

Vd dan Vu disebut sebagai kecepatan semu (apparent velocity). Sedangkan besarnya sudut kemiringan dan sudut kritis dihitung dari hubungan kedua persamaan (23 & 24), yaitu

1 111 sin sin2 d u

V VV V

ξ − − = −

1 dan 1 11 11 sin sin

2cd u

V VV V

− − = +

θ

(25) Kecepatan V1 dihitung langsung dari slope gelombang langsung, V2d dan V2u dihitung dari slope gelombang bias pada masing-masing arah penembakan. Kedalaman lapisan hd dan hu dapat diperoleh dari membaca intercept time t1d dan t1u pada data rekaman, lalu dihitung melalui persamaan, a). Pada pengukuran Down-Dip, untuk X = 0

11

2 cosdd d

ht tV

θ

= =

c ; 1 1

2cosd

dc

t Vhθ

= (25-a)

b). Pada pengukuran Up-Dip, untuk X = 0

11

2 cosuu u

ht tV

θ

= =

c ; 1 1

2cosu

uc

t Vhθ

= (25-b)

Bila sudut ξ cukup kecil maka cos ξ = 1 dan sin ξ = ξ, dengan demikian akan diperoleh bentuk hubungan yang lebih sederhana dari persamaan (23 & 24),

©2004 Digitized by USU digital library 9

Page 10: SEISMIK REFRAKSI (DASAR TEORI & AKUISISI DATA) …

( )1 sin sin cosc cd

VV

θ ξ θ ξ θ= + ≈ + c

( )1 sin sin cosc cu

VV

θ ξ θ ξ θ= − ≈ − c

menjadi

11 1 1sin2c

d u

VV V

θ

= +

2

1 1 1 12 d uV V V

≈ +

mengingat sin θc = V1/V2 ; maka

( )212 d uV≈ +V V

9. Menentukan Tebal Lapisan di Bawah Geophone Dengan Metode Waktu

Tunda (Delay Time Methode). Untuk menentukan kedalaman/ketebalan suatu lapisan tidak hanya terbatas pada lapisan di bawah sumber gelombang saja. Penentuan kedalaman lapisan di bawah geophone dapat dilakukan dengan metode waktu tunda (Delay Time). Waktu tunda dari geophone ∆Tg dan waktu tunda dari sumber gelombang ∆Ts, didefinisikan sebagai berikut :

1 2

1 1s SB ABT T T SB AB

V V∆ = − = − (26)

1 2

1 1g CG CDT T T CG CD

V V∆ = − = − (27)

Gambar 9 menunjukan kedalaman di bawah geophone dengan metode waktu tunda. Dengan menggunakan persamaan (26) dapat dihitung harga ∆Tg dan hg, dengan mensubstitusikan sin ic = (V1/V2).

1

2 1 2 1 2

sin1tan 1 sincos cos cos cos

g g g g gcg c

c c c c

h h h h hi VT ii V V i V i V i V

∆ = − = − = −

ci

2

1 1

1 sin coscosg g

c cc

h hi i

V i V = − =

1

1 cosg gT hV

∆ = ci (28)

atau

2

1

2 22 1

gg

T Vh

V V

∆=

− (29)

©2004 Digitized by USU digital library 10

Page 11: SEISMIK REFRAKSI (DASAR TEORI & AKUISISI DATA) …

Gambar 10 Menentukan kedalaman di bawah geophone dengan metode waktu tunda

Sebelum menghitung hg, dihitung lebih dahulu ∆Tg dengan menggunakan

grafik hubungan jarak dengan waktu pada pengukuran menggunakan metode “Waktu Tunda” dan pengukuran dilakukan bolak-balik (Gambar 11).

Besarnya waktu perambatan gelombang seismik dari sumber getar ke geophone adalah Tt.

2

1t s gT V

= ∆ + ∆ +T T (30) X

Jika Tg-1 adalah waktu tiba dari S1 dan Tg-2 adalah waktu tiba dari S2, dan dengan menggunakan persamaan (30) diperoleh,

1 2

2g g

g

T T TT − −+ −

(31) t∆ =

Gambar 11 Pengukuran gelombang seismic pada metode waktu tunda pada

pengukuran bolak-balik. Berdasarkan Gambar 10:

T1 = TSB + TBC + TCG = TSB + (TAD - TAB - TCD ) + TCG

= (TSB - TAB) + (TCG – TCD) + TAD

= ∆Ts + ∆Tg +2

XV

©2004 Digitized by USU digital library 11

Page 12: SEISMIK REFRAKSI (DASAR TEORI & AKUISISI DATA) …

Untuk menentukan harga ∆Tg digunakan metode pengukuran bolak-balik sebagaimana Gambar 11. Waktu tiba dari S1 adalah Tg-1 sedang waktu tiba dari S2

adalah Tg-2. Menggunakan persamaan 2

t s gXTV

= ∆ + ∆ +T T akan diperoleh

1 12

g s gXTV− −= ∆ + ∆ +T T

1

2 22

g s gX XTV− −−

= ∆ + ∆ +T T

1 2 1 22

2g g s s gXT T TV− − − −+ = ∆ + ∆ + ∆ +T T

T T ( ) ( )1 2 1 2 2g g S B AB FS FH g AHT T T T T T− −+ = − + − + ∆ +

T T ( )1 2 1 2g g S B AH AB FH FS gT T T T T T− −+ = + − − + + ∆

= + ( )1 2 2S B BF FS gT T T+ ∆T = + 2t gT T∆atau,

1 2

2g g

g

T T TT − −+ −

∆ = t

Menggunakan grafik hubungan jarak dengan waktu sebagaimana Gambar 12, dapat ditentukan Tt, Tg-1, dan Tg-2. Setelah harga Tt, Tg-1, dan Tg-2 diperoleh, menggunakan persamaan (31) dapat dihitung ∆Tg. Setelah harga V1 dan V2 dicari menggunakan kemiringan grafik (Gambar 12), menggunakan persamaan (28) dapat ditentukan tebal lapisan di bawah geophone (hg). Selain menggunakan cara di atas, harga V2 dapat dihitung dengan menggunakan grafik selisih waktu tiba dari dua sumber gelombang yang berbeda pada suatu geophone yang sama, (Gambar 10 dan Gambar 11). Selisih waktu tiba dari dua sumber gelombang yang berbeda pada suatu geophone yang sama adalah :

1 2 2 11 2

2 1 2

2cosg g

c

h h h hX XV V i V V− −

− −− = + + +

2T T (32)

Persamaan (32) adalah persamaan garis lurus yang mempunyai kemiringan 2

2V

.

Harga 2

2V

dan 1

2V

dapat ditentukan dengan regresi linier untuk harga

1

1V

menggunakan grafik sebagaimana Gambar 12.

©2004 Digitized by USU digital library 12

Page 13: SEISMIK REFRAKSI (DASAR TEORI & AKUISISI DATA) …

Gambar 12 Grafik hubungan jarak dengan waktu pada metode waktu tunda Berdasarkan Gambar 10 dan Gambar 11 kecepatan perambatan gelombang seismik V2 pada metode waktu tunda dapat dicari dari selisih harga Tg-1 dan Tg-2. Tg-1 merupakan waktu yang diperlukan gelombang untuk seismik menjalar pada lintasan S1 – B – C – G.

11 1

1 2g S B BC CG

S B BC CGT TV V V− − + + = + +

1

T T

11 cos

hS Bi

= AB = h1 tan ic BC = AD – AB – CD

cos

g

c

hCG

i= AD = X CD = hg tan ic

Dengan mensubstitusikan persamaan di atas diperoleh :

111

1 2

tan tancos cos

c g c gg

c c

X h i h i hhV i V V i−

− −= + +

1

T

Tg-2 adalah waktu yang diperlukan gelombang seismik untuk menjalar dari lintasan S2 – F – E – G.

22 2

1 2g S F FE EG

S F FE EGT TV V V− = + + = + +

1

T T

22 cos c

hS Fi

= FE = HD – HF – ED HD = X1 – X

HF = h2 tan ic ED = hg tan ic cosg

c

hEG

i=

Dengan mensubstitusikan persamaan di atas diperoleh :

©2004 Digitized by USU digital library 13

Page 14: SEISMIK REFRAKSI (DASAR TEORI & AKUISISI DATA) …

( )1

222

1 2

tan tancos cos

c g c gg

c c

X X h i h i hhV i V V−

− − −= + +

1 iT

Jika Tg-1 – Tg-2 maka diperoleh, 1

1 2 2 11 2

2 1 2 2

2cosg g

c

h h h hX XT TV V i V V− −

− −− = + + +

PENGAMBILAN DATA Dalam survey seismik refraksi pada umumnya dilakukan prosedur sebagai Berikut : 1. Menyusun konfigurasi peralatan (sesuai kondisi lapangan), pada umumnya

geophone dan sumber gelombang dipasang dalam satu garis lurus (line seismic). Jarak pisah antara geophone adalah jarak horizontal dan ditentukan oleh kondisi lapangan.

2. Penempatan sumber gelombang dilakukan untuk mendapatkan sumber imformasi struktur bawah permukaan bumi secara detail. Sumber gelombang yang berada di tengah spread (satu rangkaian geophone) diharapkan dapat mendeteksi lapisan paling atas, dan sumber gelombang yang berada di luar spread diharapkan dapat mendeteksi lapisan paling bawah yang dapat dicapai (lapisan bed rock).

3. Data yang diperoleh dari survey seismik refraksi adalah waktu tempuh jalar gelombang dari sumber ke tiap geophone yang disebut travel time.

Hal yang perlu diperhatikan pada saat pengukuran di lapangan adalah nois yang

sifatnya mengganggu. Ada beberapa hal penyebab nois antara lain adalah angin, pohon, aliran sungai (parit), benda-benda lain yang bergerak dekat dengan geophone (orang berjalan, sepeda motor, dan sebagainya). Untuk mendapatkan hasil yang diharapkan, nois ini harus ditekan sekecil mungkin.

Ada dua macam nois yang dapat dibedakan, 1. Nois yang timbul sesaat kemudian lenyap

Nois ini diakibatkan oleh orang berjalan, motor/mobil, dan sebagainya. Untuk menghindari nois semacam ini, pada saat sumber gelombang (source) ditimbulkan, diusahakan agar tidak ada sesuatu yang bergerak disekitar geophone.

2. Nois yang timbul terus menerus Nois ini biasanya ditimbulkan oleh angin, pohon (bergoyang), aliran air sungai, dan sebagainya. Untuk menghindari keadaan semacam ini sebaiknya setiap kali mengadakan pengukuran seismik, diadakan terlebih dahulu “nois tes”. Jika nois yang timbul cukup kecil dibanding dengan sinyal yang dihasilkan maka pengukuran dapat dilaksanakan. Tetapi jika nois cukup besar dibanding sinyal, pengukuran perlu ditunda beberapa saat sampai nois menjadi kecil. Untuk menghindari nois, signal yang masuk dapat ditumpuk (di-stack) beberapa kali, sehingga data yang diperoleh lebih baik dan jelas. Dilakukan demikian karena dengan stacking, sinyal dijumlahkan sedang nois ditiadakan (nois bersifat random dan acak). Sebelum melakukan pengukuran ditentukan terlebih dahulu garis lintasan pengukuran, lintasan pengukuran diusahakan datar dan mewakili daerah seismik penelitian atau dengan kata lain penempatan lintasan penelitian didasarkan pada pertimbangan teknis dan kaitannya dengan usaha untuk mendapatkan gambaran keadaan bawah permukaan yang memadai.

©2004 Digitized by USU digital library 14

Page 15: SEISMIK REFRAKSI (DASAR TEORI & AKUISISI DATA) …

KESIMPULAN

Dari uraian-uraian di atas dapat ditarik beberapa kesimpulan sebagai berikut : 1. Metode seismik (refraksi dan refleksi) merupakan salah satu metode yang

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.

2. Metode seismik refraksi efektif digunakan untuk penentuan struktur geologi yang dangkal, dimana struktur lapisan geologi di bawah permukaan bumi dapat diperkirakan berdasarkan besar kecepatan gelombang.

3. Jenis batuan dapat ditentukan berdasarkan kecepatan gelombang, dimana besarnya kecepatan gelombang seismik ini beserta jenis batuannya dapat dilihat pada lampiran.

DAFTAR PUSTAKA Telford, M.W., et al, 1976, Applied Geophysic, Cambridge University Press. Grant, F.S., & West, G.F., 1969, Interpretation Theory in Applied Geophysic, New

York, Mc. Graw Hill, Inc. Petunjuk Workshop Geofisika , 1992, Laboratorium Geofisika Jurusan Fisika, FMIPA

UGM, Yogyakarta. Kursus pengukuran Dasar geofisika Untuk Eksplorasi Dan Teknik, 1992,

Laboratorium Fisika Bumi, Jurusan Fisika FMIPA , Institut Teknologi Bandung.

©2004 Digitized by USU digital library 15