BAB I PENDAHULUAN
1.1
Latar Belakang Permukaan bumi mempunyai beberapa lapisan pada bagian bawahnya, masing –masing
lapisan memiliki perbedaan densitas antara lapisan yang satu dengan yang lainnya, sehingga karakteristik dari lapisan ini dapat mempengaruhi sifat fisis dari lapisan tersebut. Ada beberapa sifat fisis dari lapisan permukaan bumi antara lain adalah tingkat kekerasan batuan, Dalam istilah geologi tingkat kekerasan batuan digunakan untuk menandakan kekompakan suatu batuan yang merupakan tekanan maksimum yang mampu ditahan oleh batuan untuk mempertahankan diri dari terjadinya patahan/rekahan. Ada beberapa metode geofisika yang dapat digunakan untuk mengetahui sifat fisis lapisan permukaan bumi salah satu nya adalah metode seismik refraksi. Metode seismik merupakan salah satu metode yang sangat penting dan banyak dipakai dalam teknik geofisika. Seismik refraksi sangat efektif digunakan untuk penentuan struktur geologi yang dangkal sedangkan seismik refleksi untuk struktur geologi yang dalam.Pada dasarnya
teknik seismik dapat
digambarkan sebagai berikut. Suatu sumber gelombang dibangkitkan di permukaan bumi, karena material bumi bersifat elastic maka gelombang seismik yang terjadi akan dijalarkan ke dalam bumi dalam berbagai arah. Pada bidang batas antar lapisan, gelombang ini sebagian dipantulkan dan sebagian lagi dibiaskan untuk diteruskan ke permukaan bumi. Di permukaan bumi, gelombang tersebut diterima oleh penerima (geophone) yang umumnya disusun membentuk garis lurus dengan sumber ledakan. Struktur lapisan geologi di bawah permukaan bumi dapat diperkirakan berdasarkan besar kecepatannya.
1.2
Rumusan Masalah Berdasarkan uraian latar belakang di atas, dapat dirumuskan beberapa permasalahan yaitu : 1. Apakah metode seimik refraksi dapat digunakan untuk menentukan karakteristik lapisan bawah permukaan bumi ? 2. Apa saja yang mempengaruhi kecepatan perambatan gelombang dalam lapisan bumi ?
3. Bagaimana hubungan antara rapat massa batuan dengan kecepatan perambatan gelombang ?
1.3
Tujuan Penulisan Dari permasalahan yang diangkat pada penelitian ini, maka tujuan dari penelitian ini antara lain : 1.
Mengetahui krakteristik lapisan bawah permukaan / litologi batuan bawah permukaan dengan menggunakan metode seismik refraksi.
2.
Mengetahui kedalaman lapisan batuan dengan kecepatan perambatan gelombang dari permukaan dengan menggunakan metode seismik refraksi.
3.
Mengetahui tingkat kekerasan batuan dari hubungan kecepatan perambatan gelombang primer pada lapisan batuan..
1.4
Manfaat Penulisan Manfaat yang diperoleh dari penelitian ini adalah: 1.
Meningkatkan pemahaman dan konsep tentang
metode eksplorasi geofisika, yaitu
metode seismik refraksi. 2.
Hasil penelitian ini diharapkan dapat menjadi referensi untuk penelitian selanjutnya yang berkaitan dengan metode seismik refraksi.
BAB II TINJAUAN PUSTAKA GELOMBANG SEISMIK 1. Tipe Dasar Dan Sifat Utama Gelombang seismik adalah gelombang elastik yang menjalar ke seluruh bagian dalam bumi dan melalui permukaan bumi, akibat adanya lapisan batuan yang patah secara tiba – tiba atau adanya suatu ledakan. Gelombang utama gempa bumi terdiri dari dua tipe yaitu gelombang bodi (Body Wave) dan gelombang permukaan (Surface Waves).
Gelombang seismik merambat dalam lapisan bumi sesuai dengan prinsip yang berlaku pada perambatan gelombang cahaya: pembiasan dengan koefisien bias, pemantulan dengan koefisien pantul, hukum-hukum Fermat, Huygens, Snellius dan lain-lain.
1.1. Gelombang Bodi (Body Waves) Gelombang bodi merupakan gelombang yang menjalar melalui bagian dalam bumi dan biasa disebut free wave karena dapat menjalar ke segala arah di dalam bumi. Gelombang bodi terdiri atas gelombang primer dan gelombang sekunder.
Gelombang primer merupakan gelombang longitudinal atau gelombang kompresional, gerakan partikelnya sejajar dengan arah perambatannya. Sedang gelombang sekunder merupakan gelombang transversal atau gelombang shear, gerakan partikelnya terletak pada suatu bidang yang tegak lurus dengan arah penjalarannya.
Gelombang kompresional disebut gelombang primer (P) karena kecepatannya paling tinggi diantara gelombang yang lain dan tiba pertama kali. Sedang gelombang shear disebut gelombang sekunder (S) karena tiba yang kedua setelah gelombang P. Gelombang sekunder terdiri dari dua komponen, yaitu gelombang SH dengan gerakan partikel horizontal dan gelombang SV dengan gerakan partikel vertikal.
Sifat penjalaran gelombang P yang langsung adalah bahwa gelombang ini akan menjadi hilang pada jarak lebih besar dari 130º, dan tidak terlihat sampai dengan jarak kurang dari 140º. Hal tersebut disebabkan karena adanya inti bumi. Gelombang langsung P akan menyinggung permukaan inti bumi pada jarak 103º dan pada jarak yang akan mengenai inti bumi pada jarak 144º. Gelombang P akan timbul kembali yaitu gelombang yang menembus inti bumi dengan dua kali mengalami refraksi. Menghilangnya gelombang P pada jarak 103º memungkinkan untuk menghitung kedalaman lapisan inti bumi.
Guttenberg (1913) mendapatkan kedalaman inti bumi 2900 km. Telah didapatkan pula bahwa batas mantel dengan inti bumi merupakan suatu diskontinuitas yang tajam. Daerah antara 103º 144º disebut sebagai “ Shadow zone“, walaupun sebenarnya fase yang lemah dapat pula terlihat di daerah ini.
Walaupun gelombang bodi dapat menjalar ke segala arah di permukaan bumi, namun tetap tidak dapat menembus inti bumi sebagai gelombang transversal. Keadaan ini membuktikan bahwa inti luar bumi berupa fluida. Untuk penelitian tetap diasumsikan keadaan homogen, yaitu bagian luar bumi dan inti bumi ( dua media homogen yang berbeda ). Kadang – kadang juga ditemui suatu fase yang kuat di daerah “Shadow zone” sampai ke jarak kurang lebih 110º. Karena adanya fase inilah pada tahun 1930 ditemukan media lain yaitu inti dalam. Batas dari inti dalam ini terdapat pada kedalaman 5100 km . Diperkirakan kecepatan gelombang seismik di inti dalam lebih tinggi dari pada di inti luar. Untuk membedakan dan identifikasi, maka perlu pemberian nama untuk gelombang seismik yang melalui inti bumi (baik inti luar maupun inti dalam ). Kecepatan gelombang seismik bertambah dengan kedalaman, maka lintasan gelombang seismik akan berbentuk lengkungan cekung ke permukaan bumi. Kecepatan gelombang P (Vp) tergantung dari konstante Lame ( ), rigiditas ( ) medium yang dilalui dan secara matematis dirumuskan sebagai berikut:
Vp
2 ………………………………………(2.1)
( ), dan densitas
Gelombang P mempunyai kecepatan paling tinggi dibanding dengan kecepatan gelombang yang lain sehingga tercatat paling awal di seismogram. Gelombang S mempunyai gerakan partikel tegak lurus terhadap arah penjalaran dan mempunyai kecepatan (Vs) sebesar :
Vs
…………………………………… …(2.2)
Menurut Poisson kecepatan gelombang P mempunyai kelipatan
3 dari kecepatan gelombang S.
1.2. Gelombang Permukaan (Surface Waves)
Gelombang permukaan merupakan gelombang elastik yang menjalar sepanjang permukaan bumi dan biasa disebut sebagai tide waves. Karena gelombang ini terikat harus menjalar melalui suatu lapisan atau permukaan. Gelombang permukaan terdiri dari: 1. Gelombang Love (L) dan gelombang Rayleigh (R), yang menjalar melalui permukaan bebas dari bumi. Gelombang L gerakan partikelnya sama dengan gelombang SH dan memerlukan media yang berlapis. Gelombang R lintasan gerak partikelnya merupakan suatu ellips. Bidang ellips ini vertikal dan berimpit dengan arah penjalarannya. Gerakan partikelnya ke belakang (bawah maju atas mundur). Gelombang R menjalar melalui permukaan media yang homogen. 2. Gelombang Stonely, arah penjalarannya seperti gelombang R tetapi menjalar melalui batas antara dua lapisan di dalam bumi. 3. Gelombang Channel, yaitu gelombang yang menjalar melalui lapisan yang berkecepatan rendah (low velocity layer) di dalam bumi.
Gelombang Love dan Rayleigh ada juga yang memberi simbul LQ dan LR dimana L singkatan dari Long karena gelombang permukaan mempunyai sifat periode panjang dan Q adalah singkatan dari Querwellen yaitu nama lain dari Love seorang Jerman yang menemukan gelombang ini.
Gelombang LQ dan LR menjalar sepanjang permukaan bebas dari bumi atau lapisan batas diskontinuitas antara kerak dan mantel bumi. Amplitude gelombang LQ dan LR adalah yang terbesar pada permukaan dan mengecil secara eksponensial terhadap kedalaman. Dengan demikian pada gempa-gempa dangkal amplitude gelombang LQ dan LR akan mendominasi.
Gelombang permukaan yang banyak tercatat pada seismogram adalah gelombang Love dan gelombang Rayleigh. Dari hasil pengamatan diperoleh dua ketentuan utama yang menunjukkan bahwa bagian bumi berlapis-lapis dan tidak homogen, yaitu : o Adanya gelombang Love ; gelombang ini tidak dapat menjalar pada permukaan suatu media yang kecepatannya naik terhadap kedalaman. o Adanya perubahan dispersi kecepatan (velocity dispersion). Gelombang L dan R tidak datang bersama-sama pada suatu stasiun, tetapi gelombang yang mempunyai periode lebih panjang akan datang lebih dahulu. Dengan kata lain gelombang yang panjang periodenya mempunyai kecepatan yang tinggi.
2. Penjalaran Gelombang Seismik
Gelombang seismik adalah gelombang elastik yang menjalar ke seluruh bagian dalam bumi dan melalui permukaan bumi, akibat adanya lapisan batuan yang patah secara tiba-tiba atau adanya suatu ledakan. Gelombang gempa yang dipancarkan oleh sumbernya akan menjalar ke segala arah dengan tipe, kecepatan dan arah penjalaran bervariasi tergantung pada sifat fisis dan dimensi medium. Untuk medium yang paling sederhana yaitu medium yang homogen, isotropik dan elastik sempurna, maka gelombang gempa menjalar sebagai sinar yang berbentuk garis lurus.
Gelombang gempa yang menjalar pada struktur bumi yang terdiri dari banyak lapisan dengan kecepatan konstan akan sampai pada stasiun pencatat gempa melalui tiga cara, yaitu gelombang langsung, dipantulkan dan gelombang dibiaskan, hal ini tergantung pada jarak episenter gempa dan nilai perbedaan kecepatan pada masing-masing lapisan . Untuk kasus sederhana yaitu struktur bumi terdiri dari dua lapisan dan sumber gempa terletak pada lapisan pertama, maka penjalaran gelombang gempa dapat dilihat pada gambar dibawah ini :
Dalam pembahasan berikut, penjalaran gelombang seismik dikategorikan dalam berbagai macam, berdasarkan jarak antara sumber gempa terhadap stasiun pencatat atau jarak episenter. Yang pertama adalah yang berjarak episenter kurang dari 10 o, yang biasa disebut sebagai gempa-gempa regional. Gelombang seismik jenis ini lebih dominan menjalar pada lapisan kerak bumi atau lapisan moho dan biasa disebut sebagai gelombang crustal. Yang kedua, akan dibahas yang jarak episenternya antara 10 o -103 o, gelombang pada ruas jarak ini banyak menjalar pada lapisan mantel. Sedang yang ketiga adalah yang berjarak episenter lebih dari 103 o, yang banyak menjalar melewati inti bumi, baik yang dibiaskan maupun dipantulkan.
Gempa-gempa yang jarak episenternya kurang dari 10o disebut gempa regional atau gempa lokal, sedang yang lebih dari 10o disebut gempa teleseismik. Beberapa institusi ada yang mendefinsikan gempa tele apabila jarak episenternya lebih dari 20 o .
3. Persamaan Gelombang
Dasar teori yang digunakan dalam pengamatan gempa adalah persamaan gelombang elastik untuk media yang homogen isotropik yang dapat ditulis (Lee, 1981):
…………………………….(2.3) Dimana : i = 1,2,3 ∂ Uj θ = Σ ∂ Xj
∂u + ∂v + ∂w = ∂x
∂y
∂y
= perubahan volume atau dilatasi ρ = densitas Uj = vektor tegangan komponen ke i Xj = komponen sumbu koordinat ke i t = waktu λ = konstante Lame μ = modulus rigiditas ∂² = laplacian = 2
∂² +
∂x
∂² +
∂y
∂z
Untuk bangun tiga dimensi, secara lengkap persamaan ( 2.3) ) dapat ditulis sebagai berikut:
Jika ketiga persamaan tersebut terakhir dideferensiasi terhadap x , y dan z dan kemudian hasilnya di jumlahkan diperoleh persamaan :
Persamaan ini merupakan persamaan gerak gelombang yang merambat dengan kecepatan :
Gelombang tersebut dalam Seismologi dikenal sebagai gelombang longitudinal, gelombang dilatasi , gelombang kompresi atau gelombang Primer (P). Untuk model kerakbumi dengan lapisan sederhana persamaan gelombang yang dibiaskan adalah sebagai berikut: Waktu jalar gelombang pada kasus media N lapisan dengan ketebalan masing-masing lapisan h1, h2, h3, . . . , hn , dengan kecepatan masing-masing V1, V2, . . . , Vn dihitung dengan rumus sebagai berikut :
Hubungan antara jarak episenter terhadap waktu jalar gelombang bias untuk model tiga lapisan datar terlihat pada gambar berikut:
Perpanjangan garis 1/v2 dan 1/v3 akan memotong sumbu T di titik τ i
τ i 2, yang disebut
intercept time (waktu tunda). Sedangkan proyeksi titik potong garis 1/v1 dan 1/v2 serta 1/v2 dan 1/v3 ke sumbu X disebut jarak cross over pertama, EXco1, dan jarak cross over kedua, Exco 2.
Untuk menentukan struktur kerak bumi di bawah permukaan dapat dipergunakan salah satu metode dari metode waktu tunda (Intercept time) atau metode jarak cross over. Dengan metode waktu tunda didapat persamaan:
Akan memotong sumbu T dan disebut Intercept time atau waktu tunda (τ i )
dan kedalaman lapisan pertama dan kedua kerak bumi model sederhana diformulakan:
4. Metode Seismik Metode seismik adalah merupakan salah satu metode yang sangat penting dan banyak digunakan di dalam teknik geofisika. Metode ini penting karena disebabkan metode seismik mempunyai ketepatan serta resolusi yang tinggi di dalam memodelkan struktur geologi di bawah permukaan diklasifikasikan
bumi. Dalam
menentukan struktur lapisan bumi, metode seismik
ke dalam dua bagian yaitu seismik bias dangkal (head wave or refrected
seismic) dan seismik refleksi (reflected seismic). Seismik refraksi sanagt baik digunakan untuk penentuan struktur lapisan permukaan bumi yang dangkal sedangkan seismik refleksi untuk struktur lapisan permukaan bumi yang dalam. Metode seismik pada dasarnya dapat digambarkan yaitu suatu sumber gelombang dibangkitkan di permukaan bumi. Karena bahan pembentuk bumi bersifat elastik maka gelombang seismik yang timbul akan dijalarkan ke dalam bumi dalam berbagai arah. Pada bidang batas antar lapisan, gelombang ini sebagian dipantulkan dan sebagian lagi dibiaskan untuk diteruskan ke permukaan bumi. Di permukaan bumi gelombang tersebut diterima oleh penerima (geophone) yang umumnya disusun membentuk garis lurus dengan sumber ledakan (profil line), kemudian dicatat/direkam oleh seismograph. Dengan mengetahui waktu tempuh gelombang dan jarak antar geophone dengan sumber ledakan, struktur lapisan geologi di bawah
permukaan bumi dapat diperkirakan berdasarkan variasi besarnya kecepatan penjalaran gelombang seismik (Susilawati, 2004).
i.
Pemantulan dan Pembiasan Gelombang Seismik Gelombang seismik yang menjalar ke bawah permukaan bumi memiliki sifat dan karakteristik yang memenuhi konsep fisika hukum pembiasan dan pemantulan. Adapun beberapa hal yang menjadi dasar pada pemantulan dan pembiasan gelombang seismik adalah : a. Asas Fermat Gelombang menjalar dari satu titik ke titik lain melalui jalan tersingkat waktu penjalarannya, seperti yang ditunjukkan pada Gambar berikut.
Ini memperlihatkan sumber gelombang yang ditunjukkan dengan simbol bintang menghasilkan gelombang yang menjalar ke segala arah. Jika gelombang tersebut melewati sebuah medium yang memiliki variasi kecepatan gelombang seismik, maka gelombang tersebut akan cenderung melalui zona-zona kecepatan tinggi dan menghindari zona-zona kecepatan rendah. b. Prinsip Huygens
“Titik-titik yang dilewati gelombang akan menjadi sumber gelombang baru”. Muka gelombang yang menjalar menjauhi sumber adalah superposisi muka gelombang-muka gelombang yang dihasilkan oleh sumber gelombang baru tersebut, seperti yang diperlihatkan dibawah ini.
Ini menerangkan fenomena fisik pada pergerakan partikel yang terjadi pada muka gelombang. Partikel–partikel tersebut bergerak dari keadaan setimbang, sehingga akan terjadi gaya elastik di daerah sekelilingnya yang menggerakkan partikel lainnya menyebabkan timbul muka gelombang baru. Penjalaran gelombang yang terjadi di medium merupakan interaksi antara gangguan dan reaksi sifat elastik (Akyas, 2007). c. Hukum Snellius Pada bidang batas antara dua medium gelombang seismik akan dipantulkan dan sebagian lagi dibiaskan, memenuhi persamaan snellius sebagai berikut :
Dimana i adalah sudut datang, r adalah sudut bias, V1 dan V2 adalah kecepatan gelombang pada medium 1 dan medium 2. d. Sudut Kritis Sudut datang yang menghasilkan gelombang bias sejajar dengan bidang batas o
lapisan dan tegak lurus terhadap garis normal (r = 90 ).
ii)
Metode Seismik Refraksi 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 :
Prinsip utama metode seismik refraksi adalah penerapan waktu tiba pertama gelombang P, baik gelombang langsung maupun gelombang refraksi. Mengingat kecepatan gelombang P lebih besar daripada gelombang seismik lainnya maka kita hanya memperhatikan gelombang P. Dengan demikian antara sudut datang dan sudut bias menjadi :
o
Pada pembiasan sudut kritis r = 90 sehingga persamaan menjadi :
Hubungan ini digunakan untuk menjelaskan metode pembiasan dengan sudut datang kritis. Gambar 2.9 memperlihatkan gelombang dari sumber S menjalar pada medium V1, dibiaskan kritis pada titik A sehingga menjalar pada bidang batas lapisan. Dengan menggunakan Prinsip Huygens pada bidang batas lapisan, gelombang ini dibiaskan ke atas setiap titik pada bidang batas itu sehingga sampai ke detektor P yang ada di permukaan. Seperti yang ditunjukkan pada Gambar 2.10 sebagai berikut :
Jadi gelombang yang dibiaskan di bidang batas yang datang pertama kali di titik P pada bidang batas di atasnya adalah gelombang yang dibiaskan dengan sudut datang kritis (Susilawati, 2004). Kecepatan penjalaran gelombang seismik pada lapisan batuan bawah permukaan berbeda-beda, tergantung sifat fisis yang dimiliki oleh tiap lapisan batuan. Variasi kecepatan penjalaran gelombang P pada beberapa lapisan batuan bawah permukaan ditunjukkan pada Tabel 2.1.
BAB III PEMBAHASAN Metode Seismik Refraksi merupakan salah satu metode yang digunakan untuk mengetahui lapisan bawah permukaan bumi. Prinsip kerja dari metode ini adalah dengan memberikan gangguan pada permukaan bumi yang nantinya menjadi sumber dari metode ini. Dengan adanya sumber ini maka akan menimbulkan gelombang seismic yang menjalar/merambat ke segala arah kemudian gelombang ini ditangkap oleh geophone yang dimanfaatkan sebagai penerima. Dari data yang didapat dari penelitian kemudian diolah dengan menggunakan kurva waktu tempuh (travel time). Dari kurve waktu tempuh ini kita dapat mengetahui lapisan bawah permukaan bumi dengan melihat perpotongan antara waktu gelombang langsung dibandingkan dengan waktu gelombang bias, berapa perpotongan yang terjadi menandakan banyaknya lapisan permukaan bawah permukaan. Kemudian dengan menarik titik perpotongan tersebut ke sumbu vertical kita dapat menentukan kedalaman dari lapisan bawah permukaan tersebut, dan setelah mendapatkan kedalaman masing-masing lapisan kita dapat melakukan penghitungan untuk mengetahui kecepatan masing-masing lapisan. Dari kecepatan masing-masing lapisan ini kita dapat mengetahui tingkat kekerasan dari masing-masing lapisan. Dengan menggunakan metode seismic refraksi ini kita dapat mengetahui lapisan-lapisan yang ada dibawah permukaan bumi, kemudian dapat digunakan untuk mengetahui kedalaman setiap lapisan dan kemudian tingkat kekerasan dari lapisan dapat ditentukan dengan menghitung kecepatan masing-masing lapisan.
BAB IV KESIMPULAN DAN SARAN
2.1 Kesimpulan 1. Metode seismik refraksi merupakan salah satu metode geofisika yang digunakan untuk menyelidiki karakteristik lapisan bawah permukaan dengan konsep fisika tentang gelombang khususnya hukum pembiasan. 2. Besarnya kecepatan penjalaran gelombang seismik pada setiap lapisan bawah permukaan dipengaruhi oleh karakteristik dari lapisan batuan tersebut. 3. Semakin besar rapat massa (padat) lapisan batuan maka semakin besar kecepatan penjalaran gelombang seismik pada lapisan batuan tersebut, begitu juga sebaliknya.
2.2 Saran Bagi mahasiswa geofisika perlu dilakukan penelitian pada lokasi yang sama dengan metode geofisika lainnya sehingga dapat dilakukan perbandingan dengan hasil penelitian sebelumnya menggunakan metode seismik refraksi, agar hasil yang diperoleh lebih akurat.
