PEMETAAN TINGKAT KEKERASAN BATUAN MENGGUNAKAN METODE SEISMIK REFRAKSI. Budi Setiawan NPM:

PEMETAAN TINGKAT KEKERASAN BATUAN MENGGUNAKAN METODE SEISMIK REFRAKSI

Budi Setiawan NPM: 0302020216

Program Peminatan Geofisika Departemen Fisika Fakultas Matematika Dan Ilmu Pengetahuan Alam Universitas Indonesia Depok 2008

Pemetaan tingkat..., Budi Setiawan, FMIPA UI, 2008


Skripsi ini diajukan sebagai salah satu syarat untuk memperoleh gelar Sarjana Sains

Oleh: Budi Setiawan NPM: 0302020216

Program Peminatan Geofisika Departemen Fisika Fakultas Matematika Dan Ilmu Pengetahuan Alam Universitas Indonesia Depok 2008


LEMBAR PENGESAHAN

SKRIPSI

:


NAMA :

:

BUDI SETIAWAN

NPM

:

0302020216

JURUSAN

:

FISIKA

SKRIPSI INI TELAH DIPERIKSA DAN DISETUJUI DEPOK, JUNI 2008

PEMBIMBING

Dr. SYAMSU ROSID

PENGUJI I

PENGUJI II

Dr. ABDUL HARIS

Dr. SUPRIYANTO

i


KATA PENGANTAR

Bismillahir rohmanir rohim Segala puji bagi Allah swt, yang telah melimpahkan banyak nikmat dan rahmat serta hidayah yang diberikan kepada para hamba-Nya. Atas pertolongan dan kehendak-Nya, penulis berhasil menyelesaikan skripsi ini. Penulis sangat menyadari bahwa dalam mengerjakan skripsi ini tidak lepas dari bantuan dan saran dari berbagai pihak. Pada kesempatan ini, penulis ingin mengucapkan banyak terima kasih kepada : •

Kedua orang tua penulis yang telah memberikan dukungan doa maupun finansial. Sehingga penulis dapat menyelesaikan tugas akhir ini. Kedua adik-adik penulis juga secara tidak langsung memberikan kontribusi dalam menyelesaikan tugas akhir ini.

•

Bapak Dr. Syamsu Rosid yang telah bersedia membimbing penulis secara bertahap dan juga memberikan nasihat kepada penulis agar berbuat ihsan dalam mengerjakan skripsi.

•

Ilhami (fisika 04) dan Hadi (fisika 04) yang telah membantu penulis dalam mengerjakan penelitian yang pertama. Mohon maaf karena penelitian tidak berhasil sehingga membuat Ilhami dan Hadi mengganti KP-nya.

•

Susanto Jamil (fisika 99) yang telah membantu penulis terutama dalam melakukan maintenance terhadap komputer yang penulis gunakan dalam

ii Pemetaan tingkat..., Budi Setiawan, FMIPA UI, 2008

mengerjakan skripsi. Sehingga kinerja komputer dalam kondisi baik dan sangat membantu dalam menyelesaikan skripsi. •

Priyono (teknik sipil 03) yang meminjamkan monitornya karena dua monitor sebelumnya yang penulis gunakan untuk skripsi rusak. Rusaknya monitor disebabkan pemakaian yang hampir 24 jam setiap hari. Selain berbaik hati meminjamkan monitor, bersama dengan Ardi (teknik sipil 2004) mau diajak berdiskusi tentang penelitian yang penulis lakukan dan juga memberikan pinjaman buku referensi.

•

Moko (farmasi 02) sebagai motivator konkrit. Dengan keyakinan dan tanpa keraguan menanyakan perkembangan skripsi dalam frekuensi yang relatif banyak setiap harinya. Dan mengingatkan penulis untuk tetap dekat dengan penciptanya dengan cara membangunkan penulis dari tidur lelap sebelum waktu subuh menjelang. Serta teman – teman ariesta dan alumni ariesta ( Maki (kim 03), Gunawan (kim 03), Prima (Geo 03), dan lain-lain) yang masih sering berkumpul minimal seminggu sekali dan memberikan keceriaan sesaat.

•

Bagus (FE 04) dan teman-teman SALAM 09 yang telah mengadakan rihlah alumni SALAM 09 ditengah kejumudan mengerjakan skripsi ada secercah semangat ketika mengingat masa-masa bersama di pengurusan SALAM terutama dengan hadirnya empat Budi.

•

Edi Purwoko, Erik Subahan S.Si, Agung Syahbudin (Al Hafidz), Dian Purnama S.Psi, Dadang Suprianta S.Psi, Arif Aziyanto S.E, Wahyu S.T,

iii Pemetaan tingkat..., Budi Setiawan, FMIPA UI, 2008

Imam S.T, Bayu S.kom, Iyan N S.Si, Deni Adam S.T. M Febri sebagai sahabat yang selalu mendampingi disaat suka dan duka, semoga kebersamaan ini tetap bisa terjalin. •

Cepi, Fandi, Rifan, Doni, Budi W sebagai adik-adik dalam berbagi ilmu. Mohon maaf tidak bisa menemani selama penelitian. Penulis

menyadari

bahwa

skripsi

ini

masih

banyak

terdapat

kekurangan, sehingga saran dan kritik akan sangat membantu dalam rangka perkembangan dan perbaikan skripsi. Penulis berharap semoga skripsi ini dapat memberikan manfaat bagi ilmu pengetahuan. Semoga Allah swt membalas kepada semua yang telah membantu menyelesaikan skripsi ini dengan balasan yang sebaik-baiknya.

Depok, Mei 2008

Penulis

iv Pemetaan tingkat..., Budi Setiawan, FMIPA UI, 2008

ABSTRAK

Kondisi lapisan batuan bawah permukaan memiliki sifat fisis yang beragam. Tingkat kekerasan batuan bawah permukaan bumi merupakan salah satu sifat fisika yang dapat diketahui melalui pengukuran di permukaan bumi. Seismik refraksi merupakan salah satu metode geofisika yang digunakan. Telah dilakukan pengukuran seismik refraksi di dua tempat yang berbeda, BW17 dan BW27. Di wilayah BW17 didapatkan empat lapisan batuan. Lapisan pertama dengan kecepatan 405 - 734 m/s memiliki tingkat kekerasan very soft soil hingga firm cohesive soil, lapisan kedua dengan kecepatan 1172 – 1721 m/s memiliki tingkat kekerasan stiff cohesive soil hingga very soft rock. Lapisan ketiga dengan kecepatan 1721 – 1954 m/s memiliki tingkat kekerasan very soft rock – moderately soft rock dan lapisa keempat dengan kecepatan lebih dari 2764 m/s memiliki tingkat kekerasan hard rock. Sementara di wilayah BW27 didapatkan tiga lapisan batuan. Lapisan pertama dengan kecepatan 480 – 536 m/s memiliki tingkat kekerasan very soft soil hingga firm cohesive soil, lapisan kedua dengan kecepatan 647 – 924 m/s memiliki tingkat kekerasan stiff cohesive soil hingga very soft rock dan lapisan ketiga dengan kecepatan lebih dari 1258 m/s memiliki tingkat kekerasan very soft rock hingga moderately soft rock.

Kata kunci

:

seismik refraksi, tingkat kekerasan batuan

Xii + 98 hlm :

lampiran

Referensi

13 (1988 – 2007)

:

v


ABSTRACT

The subsurface rock layer has many physical properties. The hardness of the earth’s subsurface rock is one of the physical properties that can be calculated from measuring on the earth surface. Seismic refraction is one of the geophysical methods that can be used for measurement. Seismic refraction measurement had been done in two different places, BW 17 region and BW 27 region. From the measurement, it is known that the BW 17 region has four rock layers. The first layer with velocity between 405-734 m/s has very soft soil to firm cohesive soil hardness. The second layer with velocity between 1172-1721 m/s has stiff cohesive soil to soft rock hardness. The third layer with velocity 1721-1954 m/s has very soft rock to moderate soft rock hardness. The other one with velocity more than 2764 m/s has hard rock hardness. Meanwhile, from the other measurement, the BW 27 region only has three layers. The first layer with velocity between 480-536 m/s has very soft soil to firm cohesive soil hardness. The second one with the velocity between 647-924 m/s has stiff cohesive soil to very soft rock hardness. The other one with velocity more than 1258 m/s has very soft rock to moderate soft rock hardness.

Keyword

:

refraction seismic, rock materials hardness

Xii + 98 page :

appendix

Reference

13 (1988 – 2007)

:

vi


DAFTAR ISI Halaman LEMBAR PENGESAHAN …………………………………………………………

i

KATA PENGANTAR ………………………………………………………………. ii ABSTRAK …………………………………………………………………………..

v

DAFTAR ISI ………………………………………………………………………… vii DAFTAR GAMBAR ……………………………………………………………….. ix DAFTAR TABEL …………………………………………………………………..

xi

DAFTAR LAMPIRAN …………………………………………………………….. xii BAB I

PENDAHULUAN…………………………………………………...

1

1.1.

Latar Belakang………………………………..…………………….

1

1.2.

Tujuan Penelitian …………………………………………………..

3

1.3.

Metode Penelitian dan Batasan Masalah………………………..

3

1.4.

Sistematika Penulisan …………………………………………….

5

BAB II

TEORI DASAR …………………………………………………….

7

2.1.

Konsep Dasar Gelombang Seismik Refraksi …………………..

8

2.2.

Penentuan Lapisan Batuan ……………………………………… 13

2.3.

Faktor – Faktor Yang Mempengaruhi Cepat Rambat Gelombang Seismik Pada Batuan………………………………

23

2.4.

Peralatan Seismik ………………………………………………..

28

BAB III

ANALISA DAN PENGOLAHAN DATA…….…………………

29

3.1.

Konversi Format Data Seismik ………………………………..

30

vii Pemetaan tingkat..., Budi Setiawan, FMIPA UI, 2008

3.2.

Memproses Data Seismik ………………………………………

31

3.3.

Analisa Kecepatan ………………………………………………

33

3.4.

Analisa Data Traveltime Dan Pemodelan Inversi…………….

36

3.5.

Forward Modelling Dan Tomografi…………………………….

39

BAB IV

PEMBAHASAN DAN INTERPRETASI DATA………………

43

4.1.

Interpretasi Data Seismik Refraksi Lokasi BW 17 ………….

43

4.1.1. Pemetaan Lapisan Bawah Permukaan Lokasi BW 17 Dengan Jarak Antar Geophone 3 Meter……………………..

43

4.1.2. Pemetaan Lapisan Bawah Permukaan Lokasi BW 17 Dengan Jarak Antar Geophone 5 meter ………………………………

48

4.1.3. Interpretasi Terpadu Dengan Data Sumur ………………….

52

4.2.

Interpretasi Data Seismik Refraksi Lokasi BW 27 …………

55

BAB V KESIMPULAN DAN SARAN ………………………………………

62

5.1.

Kesimpulan ……………………………………………………

62

5.2.

Saran …………………………………………………………..

63

REFERENSI LAMPIRAN

viii Pemetaan tingkat..., Budi Setiawan, FMIPA UI, 2008

DAFTAR GAMBAR

Gambar

Halaman

1.

Diagram alir penelitian…………………………………………..

4

2.

Pemantulan dan pembiasan gelombang………………………

10

3.

Pembiasan dengan sudut kritis…………………………………

11

4.

Hubungan jarak dan waktu tempuh gelombang langsung, refleksi dan refraksi …………………………………………….

12

5.

Lintasan penjalaran gelombang refraksi……………………..

13

6.

Grafik hubungan jarak dengan waktu tiba…………………..

14

7.

Pengukuran dengan menggunakan metode delaytime bolak-balik …………………………………………………….

17

8.

Grafik hubungan jarak dengan waktu tunda……………….

20

9.

Contoh tampilan data seismik refraksi pada software Reflexw

30

10.

Contoh forst arrival time……………………………………….

34

11.

Contoh analisa kecepatan…………………………………….

34

12.

Contoh picking first arrival time ………………………………

35

13.

Contoh analisa data traveltime……………………………….

37

14.

Contoh model inversi BW 17…………………………………

38

15.

Contoh model forward BW17…………………………………

39

16.

Contoh reciprocal method yang dapat memberikan

17.

gambaran bawah permukaan secara lateral………………..

40

Contoh reciprocal methode pada BW 17……………………

40

ix Pemetaan tingkat..., Budi Setiawan, FMIPA UI, 2008

18.

Contoh model tomografi BW 17……………………………….

41

19.

Model inversi BW 17 dengan jarak antar geophone 3 meter

44

20.

Model forward BW 17 dengan jarak antar geophone 3 meter

45

21.

Tomografi BW 17 dengan jarak antar geophone 3 meter

45

22.

Tingkat kekerasan batuan BW 17…………………………….

47

23.


49

24.


49

25.

Tomografi BW 17 dengan jarak antar geophone 5 meter

50

26.

Tingkat kekerasan batuan BW 17 dengan jarak antar geophone 5 meter……………………………………………..

51

27.

Peta tingkat kekerasan BW 17 terpadu…………………….

53

28.

Lithologi BW 17………………………………………………..

53

29.


55

30.


56

31.

Tomografi BW 27 dengan jarak antar geophone 5 meter…..

57

32.

Tingkat kekerasan batuan BW 27……………………………..

59

33.

Lithologi BW 27………………………………………………….

60

x Pemetaan tingkat..., Budi Setiawan, FMIPA UI, 2008

DAFTAR TABEL Tabel

Halaman

1.

Jadwal Penelitian……………………….………………………..

2.

Data kecepatan gelombang primer pada beberapa medium

10

3.

Lithologi BW 17………………………………………………….

90

4.

Lithologi BW 27…………………...………………………………

92

5.

Hydraulic eradibility in earth spillway…………………………..

93

6.

Karakteristik penggalian (excavation characteristics)……….

93

7.

Kualitas konstruksi………………………………………………

94

8.

Stabilitas massa batuan………………………………………..

94

9.

Transmisi fluida…………………………………………………

95

10.

Koralasi berbagai indikator excavatabilitas material bumi…

96

xi Pemetaan tingkat..., Budi Setiawan, FMIPA UI, 2008

5

DAFTAR LAMPIRAN

Lampiran 1.

Halaman Data analisa kecepatan BW 17 dengan jarak antar geophone 3 meter……………..….……………………………..

2.

Data picking first arrival time BW 17 dengan jarak antar geophone 3 meter…………………………..……………………

3.

80

Data picking first arrival time BW27 dengan jarak antar geophone 5 m …………………………………………………

9.

78

Data analisa kecepatan BW27 dengan jarak antar geophone 5 m…………………………………………………..

8.

77

Model lapisan batuan bawah permukaan BW17 dengan jarak antar geophone 5 m……………………………………..

7.

76

Data picking first arrival time BW17 dengan jarak antar geophone 5 m …………………………………………………

6.

74

Data analisa kecepatan BW17 dengan jarak antar geophone 5 m…………………………………………………..

5.

71


4.

66

85


88

10.

Data lithologi……………………………………………………

90

11.

Sistem klasifikasi material batuan…………………………....

93

xii Pemetaan tingkat..., Budi Setiawan, FMIPA UI, 2008

BAB I PENDAHULUAN

1.1

Latar Belakang Penyelidikan lapisan batuan atau tanah bawah permukaan yang

memadai perlu dilakukan oleh seorang insinyur sebelum melakukan pembangunan proyek. Kegagalan mengenali persyaratan ini mengakibatkan perlunya membuat rencana relokasi yang mahal atau pengeluaran uang tambahan untuk menggunakan tempat yang kurang baik. Penyelidikan tanah atau batuan di bawah permukaan dapat memberikan beragam informasi yang dibutuhkan dalam membuat keputusan-keputusan desain pada berbagai situasi proyek (Dunn, 1992). Misalnya dalam pembuatan fondasi bangunan dibutuhkan informasi batuan bawah permukaan untuk mengetahui daya dukung tanah, pembuatan jalan raya membutuhkan informasi lapisan batuan yang memiliki tingkat kekakuan (stiffness level) tinggi yang digunakan sebagai struktur dasar (base structure) jalan raya, dan lain-lain. 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 batuan bawah permukaan adalah metode seismik. Metode seismik merupakan metode geofisika aktif yang

1 Pemetaan tingkat..., Budi Setiawan, FMIPA UI, 2008

2

memanfaatkan gelombang mekanik yang merambat ke dalam bumi. Gelombang tersebut berasal dari sumber seismik yang direncanakan seperti palu, weightdrop, dan lain-lain. Metode seismik yang digunakan untuk mengetahui kondisi lapisan bawah permukaan terdiri dari dua jenis yaitu metode seismik refleksi dan metode seismik refraksi. Metode seismik refleksi biasa digunakan untuk mengetahui lapisan bawah permukaan pada kedalaman yang cukup dalam sedangkan metode seismik refraksi biasa digunakan untuk mengetahui kedalaman yang relatif dangkal. Prinsip yang digunakan dalam metode seismik refraksi adalah dengan menentukan waktu pertama kali gelombang seismik tiba pada setiap geophone. Dengan mengetahui waktu tiba gelombang seismik maka kecepatan rambat gelombang seismik pada setiap batuan dan kedalaman refraktor dapat diketahui. Nilai cepat rambat gelombang seismik pada setiap batuan inilah yang akan memberikan informasi lapisan batuan bawah permukaan. Tingkat kekerasan batuan (hardness) merupakan salah satu informasi lapisan bawah permukaan yang dapat diketahui dengan metode seismik refraksi. Manfaat yang dapat diperoleh dengan mengetahui tingkat kekerasan batuan bawah permukaan sangat banyak, diantaranya dengan mengetahui tingkat kekerasan suatu batuan (hardness) maka dapat diperkirakan ukuran peralatan minimum yang dibutuhkan untuk menggali (excavate) batuan tersebut. Tingkat kekerasan suatu batuan bawah permukaan berhubungan


3

dengan sulit mudahnya suatu batuan untuk dihancurkan (ripping). Semakin keras suatu batuan dapat ditandai dengan semakin besarnya nilai ripping index. Dengan mengetahui kedalaman lapisan batuan keras yang diharapkan dan peralatan penggalian yang dibutuhkan maka biaya pun dapat diperkirakan dengan lebih teliti.

1.2.

Tujuan Penelitian Tujuan dari penelitian ini adalah a) Melakukan pengolahan data seismik refraksi di wilayah BW 17 dan BW 27 b) Membuat model perlapisan batuan bawah permukaan daerah penelitian

1.3.

Metode Penelitian dan Batasan Penelitian Dalam

melakukan

penelitian

ini,

penulis

memulainya

dengan

melakukan studi literatur. Dalam studi literatur ini, penulis melakukan pengumpulan bahan untuk keperluan penelitian baik dari buku - buku, artikel yang berasal dari internet, paper - paper yang berhubungan dengan penelitian, hingga skripsi - skripsi terdahulu yang berhubungan dengan topik penelitian. Pada tahapan selanjutnya, penulis melakukan pengolahan data. Data yang diolah oleh penulis adalah data yang digunakan oleh peneliti sebelumnya

dalam

melakukan

penelitian

menggunakan


metode

4

seismoelektrik. Penulis menggunakan metode seismik refraksi dalam melakukan pengolahan data. Hasil pengolahan data tersebut berupa model perlapisan batuan bawah permukaan.

Gambar 1. Diagram alir tahapan penelitian


5

Penulis memberikan batasan terhadap penelitian yang dikerjakan dengan tujuan agar pembahasan menjadi lebih terfokus. Penelitian ini menitikberatkan

pada

pemetaan

tingkat

kekerasan

batuan.

Dengan

mengetahui tingkat kekerasan suatu batuan bawah permukaan diharapkan dapat bermanfaat khususnya untuk aplikasi geoteknik seperti pembuatan jalan raya, pembuatan terowongan, pembuatan fondasi bangunan, dan sebagainya.

Tabel 1. Jadwal penelitian No

Keterangan

Feb 3

1

Maret 4

April

Mei

1 2 3 4 5 1 2 3 4 1 2 3 4

Studi Literatur Pembuatan

1.4.

2

Proposal

3

Pengujian Alat

4

Pengambilan Data

5

Data Processing

6

Interpretasi Data

7

Penulisan Skripsi

Sistematika Penulisan

Adapun sistematika penulisan yang digunakan dalam penulisan penelitian ini sebagai berikut:


6

Bab 1 Pendahuluan, menjelaskan latar belakang, tujuan, metode penelitian dan batasan masalah, serta sistematika penulisan laporan penelitian. Bab 2 Teori Dasar , berisi penjelasan tentang prinsip dasar metode seismik refraksi, parameter fisis yang diukur, peralatan yang digunakan, penentuan lapisan batuan dan faktor – faktor yang mempengaruhi cepat rambat gelombang seismik dalam batuan. Bab 3 Pengolahan dan Analisa Data, berisi tahapan – tahapan pengolahan data seismik refraksi yang meliputi : mengkonversi format data yang digunakan oleh seismograf menjadi format data yang dibutuhkan oleh software, melakukan pemfilteran data jika diperlukan,

melakukan analisa

kecepatan sehingga dapat menghasilkan model perlapisan batuan bawah permukaan 1 dimensi, melakukan analisa data traveltime untuk mendapatkan model inversi untuk selanjutnya dilakukan forward modelling yang akan menjadi gambaran model lapisan bawah permukaan 2 dimensi, dan yang terakhir melakukan tomografi. Bab 4 Interpretasi Data, menjelaskan tentang interpretasi dari model yang didapatkan melalui pengolahan data dengan membandingkannya dengan data sumur bor. Bab 5 Kesimpulan dan Saran: Menjelaskan tentang kesimpulan hasil penelitian serta rekomendasi yang dapat diberikan penulis dari hasil penelitian.


BAB II TEORI DASAR

Gelombang seismik merupakan gelombang yang merambat melalui bumi. Perambatan gelombang ini bergantung pada sifat elastisitas batuan. Gelombang seismik ada yang merambat melalui interior bumi yang disebut sebagai body wave, dan ada juga yang merambat melalui permukaan bumi yang disebut surface wave. Body wave dibedakan menjadi dua berdasarkan 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, dan lain-lain). 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 perbedaan 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.


8

Dalam menentukan lithologi batuan dan struktur geologi, metode seismik dikategorikan menjadi dua bagian yaitu metode seismik refleksi dan seismik refraksi. Metode seismik refleksi biasanya digunakan untuk menentukan lithologi batuan dan struktur geologi pada kedalaman yang dalam sedangkan metode seismik refraksi digunakan untuk menentukan lithologi dan struktur geologi yang relatif dangkal.

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 datang setelah first break diabaikan karena gelombang seismik refraksi merambat paling cepat dibandingkan dengan gelombang lainnya kecuali pada jarak offset yang relatif 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.


9

Untuk memahami penjalaran gelombang seismik pada batuan bawah permukaan digunakan beberapa asumsi. Beberapa asumsi yang digunakan antara lain : 1. Panjang gelombang seismik yang digunakan jauh lebih kecil dibandingkan ketebalan lapisan batuan. Dengan kondisi seperti ini memungkinkan setiap lapisan batuan akan terdeteksi. 2. Gelombang seismik dipandang sebagai sinar yang memenuhi hukum Snellius dan prinsip Huygens. Menurut Snellius, gelombang akan dipantulkan atau dibiaskan 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 menjalar 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 yang 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.


10

Menurut Hukum Snellius, jika ada gelombang elastik yang menjalar dalam bumi kemudian bertemu dengan bidang batas perlapisan (interface) dengan elastisitas dan densitas yang berbeda, maka akan terjadi pemantulan dan pembiasan gelombang.

sin i v1 = ………………………………….(1) sin r v2 Jika gelombang P (kompresi) menjalar ke dalam bumi kemudian melalui batas perlapisan batuan maka akan terjadi empat gelombang yang berbeda yaitu gelombang P refleksi (P1), gelombang P refraksi (P2), gelombang S refleksi (S1) dan gelombang S refraksi (S2) (Susilawati, 2004). Sehingga menurut hukum Snellius :

vp sin i

=

v p1 sin θ p

=

v p2 sin rp

=

v s1 sin θ s

=

v s2 ………………….(2) sin rs

Gambar 2. Pemantulan dan pembiasan gelombang


11

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). Dan hal ini sesuai dengan asumsi diawal bahwa kecepatan lapisan dibawah interface lebih besar dibandingkan dengan kecepatan di atas interface.

Gambar 3. 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


12

interface, gelombang ini kembali ke permukaan sehingga dapat diterima oleh receiver yang ada di permukaan. Gelombang yang dapat ditangkap oleh receiver dapat berupa gelombang langsung (direct wave), gelombang refleksi (reflection wave) ataupun gelombang refraksi (refraction wave). Untuk jarak offset (jarak geophone dengan sumber seismik) yang relatif dekat, gelombang yang paling cepat diterima oleh receiver adalah gelombang langsung dan gelombang yang paling lama diterima adalah gelombang refleksi. Sedangkan untuk jarak offset yang relatif jauh, gelombang yang paling cepat diterima oleh receiver adalah gelombang refraksi dan yang paling lama adalah refleksi.

Gambar 4. Hubungan jarak dan waktu tempuh gelombang langsung, refleksi dan refraksi

Berdasarkan grafik hubungan antara jarak dan waktu tempuh gelombang, penulis membuat asumsi untuk jarak yang relatif dekat waktu tempuh gelombang refraksi sama dengan waktu tempuh gelombang


13

langsung. Penulis berpendapat jika terjadi perbedaan waktu tempuh sangat kecil. Sehingga dalam perhitungan, untuk jarak yang relatif dekat ataupun jauh, waktu tempuh yang digunakan adalah waktu tempuh tercepat yang diterima oleh geophone / receiver.

2.2.

Penentuan Ketebalan Lapisan Batuan Perhitungan yang digunakan dalam metode seismik refraksi adalah

dengan menghitung waktu pertama kali gelombang yang berasal dari sumber seismik diterima oleh setiap receiver. Dengan mengetahui jarak setiap receiver dengan sumber seismik dan waktu penjalaran gelombang yang pertama kali sampai receiver kemudian 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 dua cara yaitu berdasarkan waktu penggal (intercept time ti) dan berdasarkan jarak kritis (X0).

Gambar 5. Lintasan penjalaran gelombang refraksi


14

Jika di bawah permukaan bumi terdapat dua lapisan batuan yang dibatasi oleh interface datar (horizontal) maka waktu tempuh gelombang refraksi (t) untuk merambat dari sumber seismik menuju receiver akan melalui lintasan A-B-C-D (Dobrin & Savit, 1988).

Gambar 6. Grafik hubungan jarak dengan waktu tiba

t = t AB + t BC + t CD t=

……………………………….(3)

1 1 1 AB + BC + CD …………………........(4) V1 V2 V1

Dengan mencari waktu penggal (ti), maka :

t=

1⎛ h ⎞ 1 1 ⎛ h ⎞ …………….(5) ⎟ ⎜ ⎟ + (x − 2h tan i ) + ⎜ V1 ⎝ cos i ⎠ V2 V1 ⎝ cos i ⎠


15

t=

1 ⎛ 2h ⎞ 2h sin i x ………………………(6) + ⎜ ⎟− V1 ⎝ cos i ⎠ V2 cos i V2

t=

x 2h + V2 V1V2 t=

(V2 )2 − (V1 )2

……………………….(7)

x + t i …………………………………(8) V2

Dengan menggunakan intercept time didapatkan kedalaman interface 1 untuk 2 lapisan :

ti =

2h1 V1V2

h1 =

(V2 )2 − (V1 )2……………………………(9) t iV1V2

2 (V2 ) − (V1 ) 2

2

…………………………..(10)

Dengan cara yang hampir sama didapatkan kedalaman interface ke 2 untuk 3

lapisan:

⎡ 2h h2 = ⎢t i 2 − 1 V1V3 ⎣

⎤

(V2 )2 − (V1 )2 ⎥

V2V3

⎦ 2 (V3 ) − (V2 ) 2

………….(11)

2

Dengan menggunakan jarak kritis (x0) dapat diketahui kedalaman interface yaitu :

t=

x 2h1 + V2 V1V2

(V2 )2 − (V1 )2

……………………...(12)


16

x0 x0 2h1 = + V1 V2 V1V2

(V2 )2 − (V1 )2 ……………………..(13)

x0 x0 2h1 − = V1 V2 V1V2

(V2 )2 − (V1 )2 ……………………..(14)

⎛ V2 − V1 ⎞ 2h ⎟⎟ x0 = 1 ⎜⎜ V1V2 ⎝ V1V2 ⎠ h1 =

1 2

(V2 )2 − (V1 )2 …………………..(15)

(V2 − V1 ) (V2 )2 − (V1 )2

x0 ………………………..(16)

Dengan menggunakan jarak kritis (x0)didapatkan kedalaman interface pertama untuk dua lapisan dan interface kedua untuk tiga lapisan :

h1 =

h2 =

x0 V2 − V1 ……………………………(17) 2 V2 + V1

⎡ Xc 2 Xc2 2h1 2 h1 (V2 ) 2 − (V1 ) 2 − + 2 2 ⎢ V V3 V1V3 V1V3 2 (V3 ) + (V2 ) ⎣ 2 V2V3

⎤ ..(18) (V2 ) 2 − (V1 ) 2 ⎥ ⎦

Untuk sejumlah n refraktor data, secara umum didapat waktu gelombangnya

sebagai :

tn =

x n−1 2hi cosθ i +∑ Vn Vi i

……………………….(19)


17

Dan kedalaman lapisan datar :

hn =

n −1 Vn ⎛ 2h cosθ i ⎜⎜ t n − ∑ i Vi 2 cosθ n ⎝ i

⎞ ⎟⎟ …………………(20) ⎠

Kondisi lapisan bawah permukaan tidak selamanya horizontal atau datar, mungkin saja kondisi lapisan bawah permukaan berupa lapisan miring. Lapisan miring dapat berupa downdip (pengukuran kearah perlapisan turun) atau pun berupa updip (pengukuran kearah lapisan naik). Untuk mengetahui ketebalan lapisan yang tidak kita ketahui kondisi interface-nya biasanya menggunakan metode waktu tunda (delay time).

Gambar 7. Pengukuran dengan menggunakan metode delaytime bolak balik

Dengan mendefinisikan waktu tunda dari geophone dan waktu tunda dari sumber gelombang sebagai :


18

Δt s = t SB − t AB =

1 1 SB − AB V1 V2

Δt g = t CG − t CD =

………………….(21)

1 1 CG − CD …………………(22) V1 V2

Gambar 7. menunjukkan refraktor pada kedalaman di bawah geophone

dengan

menggunakan

metode

waktu

tunda.

Dengan

menggunakan persamaan (22) dapat dihitung Δtg dan hg, dengan mensubstitusi sin i = V1/ V2 , sehingga :

Δt g =

Δt g =

hg V1 cos i

−

hg V2

tan i =

hg sin i 1 hg ....................(23) − V1 cos i V2 cos i

hg ⎡ V1 ⎤ − 1 sin i = 1 − sin 2 i ⎢ ⎥ V1 cos i ⎣ V2 ⎦ V1 cos i

[

hg

Δt g =

hg V1

cos i

]

………..(24)

……………………………(25)

Atau

hg =

Δt gV12 V22 − V12

……………………………(26)

Sebelum menghitung hg, terlebih dahulu menghitung Δtg dengan menggunakan grafik hubungan jarak dengan waktu pada pengukuran menggunakan metode “waktu tunda” dan pengukuran dilakukan bolak-balik.


19

Berdasarkan gambar 7 didapat :

t t = t SB + t BC + tCG = t SB + (t AD − t AB − t CD ) + t CG

……….(27)

t t = (t SB − t AB ) + (t CG − tCD ) + t AD …………….……(28) Sehingga besarnya waktu perambatan gelombang seismik dari sumber getar ke geophone adalah tt.

t t = Δt S + Δt g +

1 x V2

………………………(29)

Untuk menentukan harga Δtg digunakan metode pengukuran bolakbalik sebagaimana terdapat pada gambar 7. tg-1 adalah waktu tiba dari S1 dan tg-2 adalah waktu tiba dari S2, dengan menggunakan persamaan (29) diperoleh :

1 x ……………………….(30) V2 x'− x ……………………….(31) = Δt S − 2 + Δt g + V2

t g −1 = Δt S −1 + Δt g + t g −2

Dengan menjumlahkan persamaan (30) dan (31), didapat :

t g −1 + t g − 2 = Δt S −1 + Δt S −2 + 2Δt g +

x' V2

……………..(32)

t g −1 + t g −2 = (t S 1B − t AB ) + (t FS 2 − t FH ) + 2Δt g + t AH

….……(33)

t g −1 + t g − 2 = t S 1B + (t AH − t AB − t FH ) + t FS 2 + 2Δt g

…..……(34)


20

t g −1 + t g − 2 = t S 1B + t BF + t FS 2 + 2Δt g

…………..(35)

t g −1 + t g − 2 = t t + 2Δt g …….…………………..(36) Atau

Δt g =

t g −1 + t g −2 − t t

…………..…………….(37)

2

Gambar 8. Grafik hubungan jarak dengan waktu tunda

Menggunakan grafik hubungan jarak dengan waktu seperti pada gambar 8, dapat ditentukan tt, tg-1 dan tg-2. Setelah semua harga tersebut diperoleh, maka dengan menggunakan persamaan (37) dapat dihitung Δtg. Dengan menggunakan grafik hubungan jarak dan waktu didapat pula besar


21

v1 dan v2, dan dengan menggunakan persamaan (26) dapat ditentukan tebal lapisan di bawah geophone (hg).

2.3. 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 :

α=

λ + 2 μ ……………………………..(38) ρ

β=

μ ρ

………………………………(39)

α = kecepatan rambat gelombang P

Dimana :

β = kecepatan rambat gelombang S λ dan μ = konstanta elastisitas (Lame Constant) ρ = densitas Berdasarkan persamaan tersebut, besarnya cepat rambat gelombang seismik pada batuan dipengaruhi oleh elastisitas batuan dan densitas batuan. Elastisitas

batuan

menunjukkan

kemampuan

suatu

batuan

untuk

mengembalikan bentuk dan ukurannya seperti semula ketika diberikan gaya kepada batuan tersebut. Ketika suatu batuan diberikan gaya atau stress


22

maka akan terjadi perubahan bentuk dan dimensi batuan relatif terhadap keadaan sebelum diberikan gaya. μ merupakan konstanta elastisitas yang berhubungan dengan shearing strain sedangkan λ merupakan konstanta elastisitas yang berhubungan dengan impresibilitas. Faktor-faktor lain yang mempengaruhi cepat rambat gelombang seismik dalam batuan antara lain : Lithologi, Densitas batuan, porositas, kedalaman batuan, tekanan, umur batuan, dan temperatur (Sheriff dan Geldart, 1995).

2.3.1. Lithologi Lithologi

mungkin

merupakan

faktor

yang

paling

nyata

yang

mempengaruhi kecepatan gelombang seismik. Jenis batuan yang berbeda akan menunjukkan range nilai kecepatan yang berbeda walaupun jenis batuan yang berbeda terkadang 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 mengembalikan 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.


23

Tabel 2. Data kecepatan gelombang primer pada beberapa medium (Burger, 1992) Material

P wave velocity (m/s)

Air

331,5

Water

1400 – 1600

Weathered layered

300 – 900

Soil

250 – 600

Alluvium

500 – 2000

Clay

1000 – 2500

Sand (Unsaturated)

200 – 1000

Sand (saturated)

800 – 2200

Sand and gravel unsaturated

400 – 500

Sand and gravel saturated

500 - 1500

Glacial till unsaturated

400 - 1000

Gracial Till (saturated)

1500 – 2500

Granite

5000 – 6000

Basalt

5400 – 6400

Metamorphic rock

3500 – 7000

Sandstone and shale

2000 – 4500

Limestone

2000 - 6000

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.


24

2.3.2. 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 semakin besar densitas suatu batuan. 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 oleh Gardner. Rumusan empirik ini tidak mengikutsertakan evaporite (anhydrit, gypsum, salt) dan batuan carbonacous (coal, peat, lignite). Perumusan ini dikenal dengan sebutan hukum Gardner :

ρ = aV

Dimana :

1 4 ……………………………………(40)

ρ = densitas dalam gr/cm3 a = 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


25

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.

2.3.3. 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 yang berisi air lebih besar dibandingkan dengan cepat rambat batuan yang berisi minyak ataupun gas.

2.3.4. Kedalaman Batuan dan Tekanan Secara umum, porositas berkurang dengan bertambahnya kedalaman. Berkurangnya porositas karena batuan mengalami kompresi. Batuan yang


26

berada pada lapisan bawah akan mengalami kompresi atau tekanan dari lapisan diatasnya sehingga batuan yang berada paling bawah akan mengalami tekanan paling besar dari lapisan diatasnya. 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 besar densitasnya 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.

2.3.5. 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 bumi. Selain berada pada posisi yang semakin dalam, dengan bertambahnya usia suatu batuan maka batuan tersebut memiliki waktu yang lebih lama dalam cementation, lapisan tersebut juga memiliki 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 memiliki umur semakin tua.


27

Data eksperimen secara umum mendukung kesimpulan bahwa dispersi (variasi kecepatan terhadap frekuensi) terjadi dalam range Hz sampai MHz. Kecepatan berubah terhadap frekuensi karena mekanisme absorpsi (penyerapan). Dispersi terjadi pada batuan yang mengandung fluida tersaturasi, tetapi tidak pada dry rock. Dispersi terjadi pada pergerakan fluida sepanjang permukaan berpori. Dispersi berkurang dengan meningkatnya porositas dan meningkat dengan kandungan clay dalam batuan, dispersi juga berkurang dengan berkurangnya tekanan, dipersi meningkat dengan meningkatnya viskositas fluida. Kecepatan gelombang P meningkat 15% dengan frekuensi antara 2 – 200 KHz (Sheriff dan Geldart, 1995). Kecepatan gelombang seismik bervariasi sangat kecil dengan temperatur. Semakin besar temperatur suatu lapisan batuan menyebabkan pada lapisan tersebut terjadi pemuaian. Pemuaian ini menyebabkan porositas batuan semakin besar sehingga densitas batuan semakin kecil. Semakin kecilnya densitas suatu batuan menyebabkan cepat rambat gelombang pada lapisan tersebut semakin kecil. Kesimpulannya semakin besar temperatur suatu lapisan batuan maka semakin kecil cepat rambat gelombang pada lapisan tersebut. Semakin besar kedalaman suatu lapisan maka semakin besar temperaturnya akan tetapi kecepatan seismik akan semakin besar. Hal ini terjadi karena berkurangnya kecepatan akibat bertambahnya temperatur jauh lebih kecil dibandingkan bertambahnya kecepatan akibat bertambahnya densitas suatu lapisan akibat tekanan, sementasi, dan lain-lain. Kecepatan


28

gelombang seismik berkurang 5 - 6 % dengan peningkatan temperatur 100 C (Sheriff dan Geldart , 1995).

2.4. Peralatan Seismik Peralatan yang digunakan untuk melakukan survey seismik refraksi antara lain : Seismograf MC Seis-SX Model-1125M dengan 24 Channel, Geophone 24 buah, kabel take out untuk menempatkan geophone, sumber tegangan DC 12 Volt untuk alat seismograf, weight drop atau sledge hammer untuk sumber seismik, dan disket untuk menyimpan data pengukuran (Djuhana, 2005).


BAB III ANALISA DAN PENGOLAHAN DATA

Metode seismik merupakan metode geofisika yang memanfaatkan perambatan gelombang seismik ke dalam bumi. Energi seismik yang berasal dari sumber seismik dalam bentuk gelombang mekanik akan diterima oleh receiver untuk selanjutnya diubah menjadi data seismik yang dapat dibaca dalam seismograf. Data seismik yang terbaca oleh seismograf sudah dalam bentuk digital sehingga data tersebut dapat disimpan dalam format data digital. Format data yang biasa digunakan antara lain SEG2, SEGY, RAMAC, dan lain lain. Format data tersebut tergantung pada jenis alat yang digunakan. Dalam pengolahan data seismik refraksi dengan menggunakan software dikenal ada beberapa tahap. Pada tahapan pertama penulis harus bisa menampilkan data seismik pada komputer. Pada tahapan berikutnya, penulis mencari first break dari data yang ditampilkan. First break merupakan saat awal energi gelombang mencapai penerima. Dengan melakukan picking first break dan membuat grafik traveltime, maka cepat rambat gelombang seismik dan kedalaman refraktor dapat diketahui sehingga gambaran lapisan bawah permukaan dapat diketahui. Dengan menggunakan perhitungan secara komputerisasi maka akan didapatkan gambaran lapisan bawah permukaan yang tidak diskrit (nonlinear).


30

Tahapan yang digunakan dalam melakukan pengolahan data seismik, antara lain :

3.1

Konversi Format Data Seismik Pengolahan

data

seismik

dengan

menggunakan

software

mengharuskan pengguna software tersebut untuk mengkonversikan format data dalam seismograf menjadi format data yang dapat dibaca oleh software yang digunakan. Dalam software REFLEXW, seorang pengolah data harus mengkonversikan datanya menjadi format reflex. Jika hal ini tidak dilakukan maka data tersebut tidak dapat dibaca sehingga untuk proses selanjutnya tidak dapat dilakukan.

Gambar 9. Contoh tampilan data seismik pada software REFLEXW


31

3.2

Memproses Data Seismik Pada tahapan ini, penulis harus mengetahui tipe-tipe noise dan cara

mengatasinya. Berdasarkan sumbernya, noise dapat dibedakan menjadi tiga, yaitu gerakan tanah yang tidak terkontrol (uncontrolled ground motion), noise yang berasal dari peralatan elektronik (electronic noise) dan noise yang berasal dari stuktur geologi bawah permukaan (geologic noise). Jenis noise yang paling jelas kehadirannya adalah uncontrolled ground motion. Jenis noise seperti ini ada dua macam (Susilawati, 2004) yaitu noise yang timbul sesaat kemudian lenyap dan noise yang timbul terus menerus. Noise yang timbul sesaat kemudian lenyap misalnya orang yang sedang berjalan dekat pengukuran, kendaraan yang sedang melintas, dan lain-lain. Noise seperti ini dapat diatasi dengan mengkondisikan lokasi pengukuran sehingga pada saat sumber gelombang seismik ditimbulkan tidak ada orang atau kendaraan yang melintas. Noise yang timbul terus menerus biasanya disebabkan oleh angin, pohon yang bergoyang, aliran sungai dan lain-lain. Untuk menghindari keadaan semacam ini sebaiknya setiap kali mengadakan pengukuran seismik, diadakan terlebih dahulu “tes noise”. Jika noise yang timbul cukup kecil dibandingkan dengan signal yang dihasilkan maka pengukuran dapat dilaksanakan. Tetapi jika noise cukup besar dibandingkan dengan signal, maka sebaiknya pengukuran ditunda beberapa saat hingga noise menjadi kecil. Selain cara tersebut, dengan mengetahui bahwa noise bersifat acak, maka untuk menghindari noise, signal yang masuk dapat ditumpuk (di-stack) beberapa kali, sehingga data yang diperoleh lebih baik


32

dan jelas. Dengan melakukan stacking maka signal dijumlahkan sedangkan noise ditiadakan. Electronic noise biasanya berasal dari peralatan seismik. Geophone bertugas mengkonversi pergerakan tanah yang terdeteksi menjadi signal listrik. Signal listrik ini ditransmisikan melalui kabel dan diperkuat signal-nya dengan recording system kemudian direkam. Segala sesuatu yang dapat menyebabkan perubahan signal listrik pada kabel atau recording system mengakibatkan noise pada data yang terekam. Misalnya kondisi penghubung antara geophone dengan kabel yang kotor atau loose connection, kondisi kabel penghubung antara geophone dengan kabel yang basah atau wet connection, kondisi kabel yang bertumbuk atau cross talking juga dapat menyebabkan noise, atau karena adanya signal frekuensi tinggi yang hadir di sekitar daerah pengukuran. Untuk mengatasi kondisi noise seperti ini maka penghubung antara geophone dengan kabel ataupun kabel dengan recording system dijaga kebersihannya dan usahakan dalam kondisi kering. Untuk mengatasi noise frekuensi tinggi dapat dilakukan dengan cara memfilter data. Penulis dapat menganggap banyaknya tipe stuktur geologi bawah permukaan yang tidak mudah diinterpretasikan menjadi sumber noise. Dalam survey seismik refraksi, penulis akan berasumsi bahwa struktur bawah permukaan

bervariasi

secara

lateral

hanya

sepanjang

line

yang

menghubungkan sumber seismik dengan geophone. Jika bumi benar-benar bervariasi secara signifikan jauh dari line maka sangat mungkin terjadi


33

kesalahan interpretasi gelombang seismik yang ditangkap geophone sebagai struktur di bawah geophone sebagai ganti struktur di luar geophone.

3.3

Analisa Kecepatan dan Picking First Arrival Time Pada tahapan analisa kecepatan dan picking first arrival time, penulis

harus dapat melihat first break dari setiap geophone. First break merupakan saat awal energi gelombang mencapai penerima. Kondisi ini sangat bergantung dari wavelet (bentuk dasar) gelombang yang dipancarkan sumber seismik. Dalam seismik dikenal 3 macam wavelet yaitu minimum phase, maksimum phase dan zero phase. Minimum phase adalah sebuah wavelet yang puncak (peak) maksimumnya berada di depan sedangkan maksimum phase memiliki peak maksimum di belakang. Zero phase adalah bentuk gelombang yang ideal dimana amplitudo maksimum berada di tengah. Dalam pengolahan seismik refraksi, analisa bentuk gelombang yang digunakan adalah minimum wavelet (minimum phase) sehingga penulis melakukan picking first break atau picking first arrival time. Kesalahan dalam melakukan picking first break akan berpengaruh terhadap analisa kecepatan medium. Setelah mengetahui first break, penulis tidak langsung melakukan picking first break, melainkan melakukan analisa kecepatan. Analisa kecepatan dilakukan dengan tujuan untuk mengetahui berapa banyak lapisan batuan bawah permukaan yang terdeteksi dan kecepatan rambat gelombang seismik pada setiap interface. Dalam melakukan analisa kecepatan, penulis membuat garis lurus yang akan menghubungkan first break dari setiap


34

geophone. First break dari setiap geophone yang berada pada satu garis dengan kemiringan yang sama diasumsikan berada pada lapisan yang sama. Dengan mengetahui kemiringan garis tersebut maka dapat diketahui besarnya kecepatan. Dengan perhitungan kecepatan dan intercepttime dapat diketahui kedalaman refraktor.

Gambar 10. Contoh first arrival time

Gambar 11. Contoh analisa kecepatan


35

Pengolahan REFLEXW,

penulis

data

dengan

tidak

perlu

menggunakan menghitung

software, besarnya

misalnya kecepatan,

intercepttime , ataupun kedalaman refraktor. Penulis cukup membuat garis yang menghubungkan first break dari setiap geophone maka besarnya kecepatan, intercepttime maupun kedalaman refraktor dapat diketahui. Dengan

menggunakan

analisa

kecepatan,

pemetaan

lapisan

bawah

permukaan sudah dapat dilakukan, walaupun hanya untuk 1 dimensi.

Gambar 12. Contoh picking first arrival time pada data

Dalam pengolahan data seismik refraksi secara digital, pengolahan data tidak berhenti hanya pada pemetaan data 1 dimensi tetapi dilanjutkan dengan pengolahan data 2 dimensi. Untuk dapat melakukan pengolahan data 2D, penulis harus menampilkan data seismik yang berbentuk gelombang menjadi data seismik yang berbentuk garis dan titik (grafik data traveltime). Oleh karena itu, penulis melakukan picking first break atau picking first arival


36

time yaitu dengan menandai pada data seismik yang berbentuk gelombang yang dianggap sebagai first break dari setiap geophone (trace). Hasil penandaan itu selanjutnya akan ditampilkan pada grafik data traveltime berupa beberapa titik. Beberapa titik tersebut merupakan data dari setiap trace yang ditandai pada saat picking first arrival time dan antara satu titik dengan titik lainnya yang berada pada satu shot point dengan sendirinya dihubungkan dengan garis.

3.4

Analisa Data Traveltime dan Pemodelan Inversi Data seismik dalam seismograf ataupun dalam software ketika

pertama kali terbaca masih dalam bentuk gelombang – gelombang vertikal (ripple) dalam setiap trace. Tetapi setelah dilakukan picking first arrival time, data seismik tersebut berubah menjadi bentuk titik dan garis yang menghubungkan setiap titik. Titik-titik tersebut merupakan data first arrival time dari gelombang seismik yang dipilih. Data traveltime dari shot point yang berbeda yang ingin dianalisa harus ditempatkan secara bersama-sama. Analisa

data

traveltime

dilakukan

dengan

tujuan

untuk

mengkombinasikan peta bawah permukaan satu dimensi yang dihasilkan dari setiap shot point menjadi peta bawah permukaan dua dimensi. Analisa data traveltime dilakukan dengan cara mengkombinasikan data traveltime yang berasal dari shot point yang berbeda tetapi masih dalam line yang sama (Sandmeier,2006). Maksudnya posisi shot point boleh berubah tetapi posisi

dan konfigurasi dari geophone tidak boleh berubah.


37

Gambar 13. Contoh analisa data traveltime

Dalam melakukan analisa data traveltime ini, penulis harus menandai traveltime dari setiap shot point yang ditempatkan secara bersama-sama. Tujuan penandaan ini untuk menentukan lapisan yang spesifik. Dengan mengkombinasikan data yang telah ditandai mulai dari shot point pertama hingga shot point yang terakhir maka akan didapatkan model inversi lapisan bawah permukaan. Model inversi ini berupa interface atau refraktor dari setiap lapisan disertai dengan besarnya kecepatan pada interface tersebut. Ada tiga metode yang digunakan untuk membuat model perlapisan bawah permukaan (Dibiase, 2005) yaitu metode pemodelan inversi (timeterm inversion methode), metode pemodelan forward (reciprocal methode) dan metode tomografi (tomographic methode). Metode pemodelan inversi (time-term inversion model) merupakan metode yang cepat dan mudah untuk memperkirakan kedalaman refraktor. Metode ini hanya membutuhkan penandaan lapisan untuk setiap first break


38

(analisa data traveltime). Minimal dibutuhkan dua shot point yang ditempatkan secara bersama dalam analisa data traveltime. Dua shot point yang dipilih adalah shot point yang memiliki jarak terjauh satu dengan yang lainnya karena semakin jauh jarak shot point didukung dengan energi seismik yang mencukupi maka penetrasinya pun semakin dalam. Untuk mendapatkan gambaran refraktor yang lebih riil biasanya diantara dua shot point tersebut ditambahkan beberapa shot point yang diikutsertakan dalam analisa data traveltime. Model inversi yang dihasilkan merupakan model penyederhanaan lapisan bawah permukaan.

V = 600 m/s

V = 1506,8 m/s

V = 1979,7 m/s

Gambar 14. Contoh model inversi BW17

Dalam model inversi ini (Gambar 14), refraktor akan digambarkan dibawah geophone pertama sebelah kanan dari shot point pertama hingga geophone pertama sebelah kiri dari shot point terakhir. Penggambaran


39

refraktor ini diakibatkan adanya kombinasi antara forward dari shot point pertama dengan reverse dari shot point terakhir. Oleh karena itu, untuk mendapatkan gambaran refraktor tepat di bawah geophone pertama hingga geophone terakhir maka posisi shot point pertama dan terakhir harus ditempatkan di luar susunan geophone (Gambar 15).

V = 600 m/s

V = 1506,8 m/s

V = 1979,7 m/s

Gambar 15. Contoh model forward BW17

3.5 Forward Modelling dan Tomografi Metode pemodelan forward (reciprocal method) menyediakan struktur bawah permukaan yang detail dan dapat menginterpretasikan perbedaan kecepatan

secara

lateral

(lateral

velocity

contrast).

Dalam

rangka

menggunakan metode reciprocal secara efektif pada penjalaran gelombang, overlap yang signifikan dari refraktor dibutuhkan dalam analisa data traveltime. Penulis tidak mendapati overlap refraktor yang signifikan pada


40

penelitian ini sehingga dalam menyesuaikan atau mencocokkan antara data perhitungan komputer (calculation data) dengan data traveltime menjadi lebih mudah.

Gambar 16 . Contoh reciprocal method yang dapat memberikan gambaran bawah permukaan secara lateral (Sandmeier,2006)

Gambar 17. Contoh reciprocal method pada BW17


41

Pada gambar 17 terdapat dua grafik, grafik pertama (bagian atas) merupakan garfik hubungan antara offset dengan kedalam sedangkan grafik kedua (bagian bawah) merupakan grafik hubungan offset dengan waktu. Pada grafik pertama terdapat data berupa titik dan garis yang dianggap sebagai refraktor pada kondisi riil, sedangkan pada grafik kedua terdapat data traveltime berupa titik dan garis yang berwarna hitam dan juga terdapat data perhitungan (calculation data) yang berwarna hijau, biru dan ungu. Data traveltime pada grafik kedua bersifat tetap atau tidak dapat berubah sedangkan data kalkulasi dapat berubah-ubah. Dengan mengubah posisi titik pada grafik pertama maka akan merubah data kalkulasi pada grafik kedua. Posisi titik pada grafik pertama terus-menerus dilakukan perubahan hingga data kalkulasi dengan data traveltime pada grafik kedua cocok.

Gambar 18. Contoh model tomografi pada BW17


42

Metode reciprocal membutuhkan input berupa model inversi dan untuk menghasilkan model reciprocal hanya dengan melakukan pencocokan (adjustment). Metode tomografi membutuhkan input berupa model reciprocal atau biasa disebut first model dan untuk menghasilkan model tomografi, selain harus melakukan pencocokan juga harus mungubah-ubah parameter tomografi seperti iterasi, space increment, dan lain-lain. Nilai parameter yang harus dimasukkan tidak unik, maksudnya setiap melakukan tomografi harus memasukkan input yang berbeda. Model tomografi yang dihasilkan harus dicocokkan dengan model reciprocal. Jika hasil tomografi mirip dengan model reciprocal maka hasil tomografi dapat dikatakan benar.


BAB IV PEMBAHASAN DAN INTERPRETASI

4.1 Interpretasi Data Seismik Refraksi Lokasi BW 17 Pengambilan data seismik refraksi pada lokasi BW 17 menggunakan geophone 24 chanel yang dirangkai seri. Jarak antar geophone yang digunakan adalah 3 meter dan 5 meter. Data seismik refraksi pada lokasi BW 17 ini didukung oleh adanya data lithologi dari sumur pemboran.

4.1.1 Pemetaan Lapisan Bawah Permukaan Lokasi BW 17 dengan jarak antar geophone 3 meter Lokasi BW 17 memiliki topografi yang cukup datar (flat). Pada lokasi ini, kondisi permukaan atau topografi yang cukup datar ini ternyata tidak jauh berbeda dengan kondisi lapisan batuan dibawahnya . Informasi ini didapatkan setelah penulis melakukan pengolahan data seismik refraksi pada lokasi BW17 dengan menggunakan tomografi. Hasil pengolahan data yang penulis lakukan menunjukkan bahwa dengan menggunakan jarak antar geophone 3 meter dan jarak antar shot point terjauh

48

meter,

penulis

mendapatkan

2

refraktor.

Dengan

menggunakan model inversi, refraktor pertama berada pada kedalaman 1 hingga 2 meter dari permukaan bumi. sedangkan refraktor kedua berada pada kedalaman 3,5 – 6 meter dari permukaan bumi (Gambar 19).


44

V = 600 m/s

V = 1506,8 /

V = 1979,7 m/s

Gambar 19. Time term model atau model inversi BW17 dengan jarak antar geophone 3 meter

Dengan menggunakan model forward, refraktor pertama berada pada kedalaman kurang dari 2 meter sedangkan refraktor kedua berada pada kedalaman kurang dari 6 meter (Gambar 20). Model perlapisan batuan bawah permukaan yang didapat melalui model inversi maupun model forward menunjukkan nilai yang diskrit. Lapisan pertama memiliki nilai cepat rambat gelombang P sekitar 600 m/s, lapisan kedua memiliki kecepatan sekitar 1506 m/s sedangkan lapisan ketiga memiliki cepat rambat gelombang P sekitar 1979 m/s. Dengan menggunakan pemodelan forward, lapisan batuan bawah permukaan sudah dapat diinterpretasikan. Penulis menginterpetasikan lapisan pertama sebagai lapisan top soil atau sering dikenal sebagai zona pelapukan. Lapisan kedua maupun ketiga dapat diinterpretasikan sebagai lapisan clay.


45

V = 600 m/s

V = 1506,8 m/s

V = 1979,7 m/s

Gambar 20. Reciprocal model atau model forward BW17 dengan jarak antar geophone 3 meter

Agar dapat memetakan lapisan batuan bawah permukaan yang dapat memberikan gambaran nilai kecepatan yang kontinu pada setiap lapisan batuan maka tomografi perlu dilakukan. Jarak (meter)

Gambar 21 Tomografi BW17 dengan jarak antar geophone 3 meter


46

Hasil tomografi (Gambar 21) menunjukkan bahwa lapisan pertama dengan kedalaman kurang dari 2 meter dari permukaan bumi memiliki nilai cepat rambat gelombang P antara 405 m/s hingga 734 m/s. Lapisan kedua berada pada kedalaman antara 2 hingga 5 meter memiliki nilai cepat rambat gelombang P antara 1172 m/s hingga 1721 m/s. Lapisan ketiga berada pada kedalaman lebih dari 5 meter dengan nilai cepat rambat gelombang P lebih dari 1721 m/s. Lapisan pertama dengan kedalaman kurang dari 2 meter dari permukaan bumi diinterpretasikan sebagai lapisan tanah teratas (top soil) atau zona pelapukan (weathering zone). Lapisan ini merepresentasikan material organik pada tanah. Lapisan kedua berada dalam interval cepat rambat gelombang P dalam clay. Data gelombang seismik pada batuan (Tabel 2) menunjukkan bahwa cepat rambat gelombang P dalam clay berada pada interval kecepatan 1100 m/s hingga 2600 m/s. Karena lapisan kedua berada pada interval kecepatan 1172-1721 m/s maka penulis menginterpretasikan lapisan kedua sebagai lapisan clay. Lapisan ketiga dapat diinterpretasikan sebagai clay. Ketebalan clay ini belum dapat diketahui. Untuk mengetahui ketebalannya diperlukan interval geophone yang lebih jauh dan jarak shot point yang jauh juga disertai dengan energi seismik yang mencukupi. Untuk mengetahui tingkat kekerasan batuan, penulis membutuhkan data klasifikasi kekerasan material bumi (USDA, 2002). Berdasarkan data


47

tersebut (Lampiran 11), lapisan pertama berada pada tingkat kekerasan terendah sedangkan lapisan kedua berada satu tingkat diatas tingkat kekerasan lapisan pertama. Lapisan pertama berada pada tingkat kekerasan very soft soil hingga firm cohesive soil. Lapisan kedua berada pada tingkat kekerasan stiff cohesive soil hingga very soft rock.

Jarak (meter)

Gambar 22 Tingkat kekerasan batuan BW 17

Dengan mengetahui tingkat kekerasan (hardness) suatu lapisan batuan bawah permukaan maka dapat pula diketahui mudah atau tidaknya suatu lapisan batuan digali (excavatability) dan peralatan yang dibutuhkan untuk menggali (Leeds, 2002). Lapisan pertama merupakan lapisan yang paling mudah untuk dilakukan penggalian. Untuk melakukan penggalian lapisan pertama hanya membutuhkan hand tools (USDA, 2002). Sedangkan untuk lapisan kedua membutuhkan peralatan untuk penggalian dengan


48

tenaga minimum 100 tenaga kuda (100 horse power) atau setara dengan 74,5 KiloWatt (Lampiran 11). Berbeda dengan lapisan pertama dan kedua, lapisan ketiga berada pada tingkat kekerasan very softrock hingga moderately softrock. Untuk melakukan penggalian lapisan ini dibutuhkan peralatan dengan tenaga minimal 150 tenaga kuda (150 horse power) atau setara dengan 110 KiloWatt. Dalam sistem kelas RMFC (Rock Material Field Classification), lapisan ini berada dalam kelas paling rendah yaitu kelas 3 (Class III). Material batuan kelas tiga ini memiliki ciri – ciri antara lain: memiliki kemampuan yang tinggi untuk mentransmisikan fluida, tidak stabil untuk aplikasi konstruksi, dan lain-lain (Lampiran 11)

4.1.2 Pemetaan Lapisan Bawah Permukaan Lokasi BW 17 dengan jarak antar Geophone 5 meter Pada lokasi ini, jarak antar geophone yang digunakan adalah 5 meter sedangkan jarak antara 2 shot point terjauh adalah 177 meter. Refraktor pada lokasi ini berada pada kedalaman sekitar 10 meter dari permukaan bumi. Model inversi maupun pemodelan forward tidak ada perbedaan dalam menentukan kedalaman refraktor. Dengan menggunakan model inversi (Gambar 23) dan model forward (Gambar 24) didapatkan model perlapisan batuan yang diskrit. Dengan dua model ini didapatkan perlapisan batuan bawah permukaan dengan jumlah lapisan batuan yang didapatkan sebanyak dua lapisan batuan. lapisan batuan pertama memiliki kecepatan yang diskrit


49

sebesar 1100 m/s. sedangkan pada lapisan batuan kedua didapatkan cepat rambat gelombang P pada batuan sebesar 2744,3 m/s

V = 1100 m/s

V = 2744,3 m/s


V = 1100 m/s

V = 2744,3 m/s



50

Dengan menggunakan tomografi, penulis juga mendapatkan refraktor pada kedalaman sekitar 10 meter. Refraktor ini ditandai dengan batas antara lapisan berwarna hijau dengan lapisan berwarna merah jambu. Lapisan pertama berada pada kedalaman kurang dari 6 meter dengan interval cepat rambat gelombang P antara 1009 m/s hingga 1279 m/s. lapisan kedua berada pada kedalaman 6 hingga 10 meter. Lapisan kedua ini memiliki interval cepat rambat gelombang P antara 1279 m/s hingga 1954 m/s. sedangkan lapisan ketiga berada pada kedalaman lebih dari 10 meter. Gelombang P merambat pada lapisan ini dengan kecepatan lebih dari 2764 m/s. Lapisan pertama dan kedua berada pada interval cepat rambat gelombang P pada medium clay. Sedangkan lapisan ketiga berada pada interval cepat rambat gelombang P pada medium sandstone dan shale. Gelombang P merambat pada lapisan sandstone dan shale dengan kecepatan antara 2000 m/s hingga 4500 m/s (Tabel 2).



51

Berdasarkan data klasifikasi kekerasan material bumi (USDA, 2002), lapisan pertama berada pada tingkat kekerasan stiff cohesive soil hingga very soft rock. Lapisan kedua dengan kedalaman antara 6 hingga 10 meter memiliki tingkat kekerasan very soft rock hingga moderately soft rock. Lapisan ketiga dengan kedalaman lebih dari 10 meter memiliki tingkat kekerasan hard rock (Lampiran 11).

Jarak (meter)

Gambar 26 Tingkat kekerasan batuan BW17 dengan jarak antar geophone 5 meter

Dengan mengetahui tingkat kekerasan (hardness) suatu lapisan batuan bawah permukaan maka dapat pula diketahui mudah atau tidaknya suatu lapisan batuan digali (excavatability) dan peralatan yang dibutuhkan untuk menggali. Peralatan yang dibutuhkan untuk melakukan penggalian pada lapisan pertama harus memiliki minimal 100 hp (horse power) atau setara dengan 74,5 KiloWatt. Penggalian lapisan kedua membutuhkan


52

tenaga minimal 150 hp atau setara dengan 110 KiloWatt. Penggalian lapisan ketiga membutuhkan tenaga minimal 500 hp atau setara dengan 372 KiloWatt (Lampiran 11).

4.1.3. Interpretasi Terpadu Data BW17 dengan Data Sumur Dengan menggabungkan model perlapisan batuan bawah permukaan BW 17 dengan menggunakan jarak antar geophone 3 meter dan 5 meter, penulis dapat melakukan interpretasi terpadu dengan data sumur bor. Penulis menginterpretasi data BW 17 dengan jarak antar geophone 3 meter dan 5 meter menjadi empat lapisan berdasarkan tingkat kekerasan batuannya (lihat lampiran 11). Lapisan pertama berada pada kedalaman kurang dari 2 meter memiliki tingkat kekerasan very soft soil – firm cohesive soil, lapisan kedua dengan ketebalan 4 meter yang berada pada kedalaman 2 hingga 6 memiliki tingkat kekerasan stiff cohesive soil – very soft rock. Lapisan ketiga berada pada kedalaman 6 hingga 10 meter memiliki tingkat kekerasan very soft rock – moderately soft rock. Berdasarkan jenis batuannya, penulis menginterpretasikan terdapat 3 lapisan batuan. Lapisan pertama berada pada kedalaman kurang dari 2 meter diinterpretasikan sebagai top soil, lapisan kedua berada pada kedalaman 2 hingga 10 meter diinterpretasikan sebagai lapisan clay dan lapisan ketiga dengan kedalaman lebih dari 10 m diinterpretasikan sebagai clay dengan tingkat kekerasan tinggi.


53

Gambar 27. Peta tingkat kekerasan batuan BW17 terpadu

Gambar 28 . Lithologi BW17 (Rosid & Kepic, 2005)


54

Hal ini tidak terlalu berbeda dengan data sumur bor. Pada data sumur bor didapatkan pada kedalaman kurang dari 3 meter diinterpretasikan sebagai clay / laterate yang sangat kasar dengan warna cokelat tua, lapisan kedua berada pada kedalaman 3 hingga 9 meter yang diinterpretasikan clay / laterate yang mengandung jejak pasir yang bagus dengan warna abu-abu terang. Lapisan ketiga berada pada kedalaman 9 hingga 12 meter yang diinterpretasikan sebagai clay yang mengandung pasir mulai dari yang bagus hingga yang berbutir kasar. Lapisan keempat berada pada kedalaman 12 hingga 15 meter yang diinterpretasikan sebagai clay keras yang memiliki warna abu-abu gelap. Pada lapisan ini masih terdapat laterate 15% dan sangat sedikit sekali pasir (Tabel 3). Berdasarkan peta tingkat kekerasan batuan dan data sumur bor, penulis mencoba untuk memadukan interpretasi data seismik refraksi dengan data sumur bor. Lapisan pertama yang memiliki tingkat kekerasan very soft soil – firm cohesive soil merupakan lapisan clay yang mengandung laterate yang memiliki butiran sangat kasar dan berwarna cokelat tua. Lapisan kedua yang memiliki tingkat kekerasan stiff cohesive soil – very soft rock merupakan lapisan clay ber-laterate yang mengandung jejak pasir mulai dari yang bagus dengan warna abu-abu terang. Lapisan ketiga yang memiliki tingkat kekerasan very soft rock hingga moderately soft rock merupakan lapisan clay yang keras (Gambar 27).


55

4.2 Interpretasi Data Seismik Refraksi Lokasi BW 27 Pada lokasi ini, jarak antar geophone yang digunakan adalah 5 meter sedangkan jarak antara 2 shot point terjauh adalah 90 meter. Refraktor pada lokasi ini berada pada kedalaman sekitar 14 meter dari permukaan bumi. Model inversi maupun pemodelan forward terdapat perbedaan yang tidak signifikan dalam menentukan kedalaman refraktor. Dengan menggunakan model inversi dan model forward didapatkan model perlapisan batuan yang diskrit. Lapisan pertama berada pada kedalaman hingga 14 meter.

V = 600 m/s

V = 1502 m/s


Gelombang P pada lapisan ini merambat dengan kecepatan sekitar 600 m/s. Lapisan kedua berada pada kedalaman lebih dari 14 meter. Gelombang P merambat pada lapisan ini dengan kecepatan sekitar 1502 m/s. lapisan pertama sangat tebal dan memiliki nilai kecepatan yang sangat kecil. Hal ini


56

bukan menunjukkan kedalaman weathering layer atau top soil hingga 14 meter, akan tetapi berkaitan dengan adanya batuan yang memiliki porositas tinggi. Nilai porositas yang tinggi ini menyebabkan besarnya densitas batuan menjadi rendah. Rendahnya nilai densitas akan mempengaruhi cepat rambat gelombang P pada lapisan tersebut karena besar kecepatan gelombang P bergantung pada densitas dan elastisitas.

V = 600 m/s

V = 1502 m/s


Untuk mendapatkan hasil pemetaan yang lebih baik, penulis melakukan tomografi. Dengan menggunakan tomografi, adanya refraktor ditandai dengan warna kuning. Sesuai dengan model inversi ataupun model forward. Adanya refraktor pada tomografi juga terdapat pada kedalaman sekitar

14

meter.

Dengan

menggunakan

tomografi,

penulis

menginterpretasikan terdapat 3 lapisan batuan. lapisan pertama berada pada


57

kedalaman kurang dari 2 meter. Pada lapisan ini, gelombang P merambat dengan kecepatan antara 480 m/s hingga 536 m/s. Lapisan kedua berada pada kedalaman 2 hingga 14 meter. Gelombang P merambat pada lapisan ini dengan kecepatan antara 647 m/s hingga 924 m/s. lapisan ketiga memiliki kedalaman lebih dari 14 meter. Pada lapisan ini, gelombang P merambat dengan kecepatan lebih dari 1258 m/s


Lapisan pertama dengan ketebalan sekitar 2 meter diinterpretasikan sebagai top soil . lapisan top soil ini berukuran sangat kasar atau memiliki ukuran butiran yang besar. Hal ini disebabkan karena data seismik yang didapat memiliki noise yang besar selain itu signal tidak begitu terlihat. Top soil yang kasar atau memiliki butiran yang besar akan memiliki porositas yang besar. Porositas yang besar dan tingkat kepadatan batuan yang rendah


58

menyebabkan energi seismik diabsorbsi pada lapisan tersebut sehingga menyebabkan signal tidak terlalu terlihat. Noise yang besar pada daerah ini disebabkan adanya pergerakan butiran batuan pada lapisan ini. Maksudnya, ketika ada pergerakan pohon atau angin maka akan terjadi deformasi pada lapisan batuan. Adanya deformasi ini memaksa butiran batuan yang berada pada lapisan batuan berusaha mencari tempat yang lebih rendah atau mengisi kekosongan pada rongga antar batuan. semakin besar ukuran butiran batuan maka akan menyebabkan semakin banyak kemungkinan adanya pori-pori. Semakin banyaknya pori-pori maka semakin banyak kemungkinan bagi batuan untuk bergerak mengisi kekosongan tersebut. Lapisan kedua berada pada kedalaman antara 2 hingga 14 meter. Lapisan ini berada dalam range kecepatan sand atau pasir. Penulis mencoba untuk menginterpretasikan lapisan kedua sebagai siltstone. Penulis tidak memiliki data kecepatan rambat gelombang P dalam Siltstone, tetapi penulis memiliki data kecepatan rambat gelombang P dalam sand dan clay. Ukuran butiran siltstone lebih besar dari ukuran butiran clay tetapi lebih kecil dari ukuran butiran sand. Dengan mengetahui ukuran butiran ini, penulis dapat memperkirakan bahwa kecepatan rambat gelombang P pada lapisan siltstone lebih besar dari cepat rambat gelombang P pada sand tetapi lebih kecil dari cepat rambat gelombang P pada clay. Sehingga penulis berkesimpulan bahwa lapisan kedua merupakan lapisan siltstone.


59

Lapisan ketiga berada pada kedalaman lebih dari 14 meter berada dalam interval kecepatan rambat gelombang P pada clay sehingga penulis menginterpretasikan lapisan ketiga sebagai lapisan clay. Berdasarkan tingkat kekerasan batuan (Lampiran 11), lapisan pertama memiliki tingkat kekerasan batuan very soft soil hingga firm cohesive soil. Sedangkan lapisan kedua dan ketiga berada dalam tingkat kekerasan batuan stiff cohesive soil hingga very soft rock.

Gambar 32 Tingkat kekerasan batuan BW27

Berdasarkan

data

lithologi

dengan

menggunakan

sumur

bor

didapatkan secara umum, lapisan pertama berada pada kedalaman hingga 2 meter terdapat lapisan siltstone yang mengandung kerikil (gravel). Lapisan kedua berada pada kedalaman 2 hingga 5 meter diinterpretasikan sebagai siltstone.

Lapisan

ketiga

dengan

kedalaman

5

hingga


13

meter

60

diinterpretasikan sebagai clay. Lapisan keempat dengan interval kedalaman antara 13 hingga 14 meter diinterpretasikan sebagai batubara (coal). Lapisan kelima dengan kedalaman antara 14 hingga 17,5 meter diinterpretasikan sebagai clay yang memiliki plastisitas rendah dan sangat kaku.

Gambar 33. Lithologi BW 27 (Rosid, 2007)


61

Berdasarkan interpretasi terpadu data seismik dan sumur bor, penulis membuat kesimpulan lapisan pertama berada pada kedalaman hingga 2 meter dari permukaan bumi diinterpretasikan sebagai lapisan siltstone yang memiliki kerikil. Lapisan ini memiliki tingkat kekerasan stiff cohesive soil hingga very soft rock. Lapisan kedua dengan kedalaman antara 2 hingga 14 meter diinterpretasikan sebagai lapisan clay yang bercampur dengan siltstone dengan tingkat kekerasan batuan very soft rock hingga moderately soft rock. Lapisan ketiga dengan kedalaman 14 hingga 17,5 meter diinterpretasikan sebagai lapisan clay dengan kekakuan tinggi dan plastisitas rendah (gambar 32). Lapisan ini memiliki tingkat kekerasan very soft rock hingga moderately soft rock. Sehingga untuk menggali hingga kedalaman 14 meter membutuhkan tenaga minimal 100 hp atau sekitar 372,8 KiloWatt (Lampiran 11).


BAB V KESIMPULAN DAN SARAN

5.1 Kesimpulan Berdasarkan penelitian, penulis mendapatkan kesimpulan bahwa : 1. Data seismik refraksi di wilayah BW 17 yang memiliki sedikit noise dan wilayah BW 27 yang memiliki relatif banyak noise dapat diolah datanya selama first break atau first arrival time masih dapat dilihat. Pengolahan data ini berhasil dilakukan dengan menggunakan software ReflexW. 2.

Perlapisan batuan bawah permukaan untuk lokasi BW 17 dan BW 27 dapat dideteksi dengan menggunakan metode seismik refraksi. Model perlapisan batuan bawah permukaan yang dihasilkan berupa model inversi dan model forward yang memberikan gambaran kecepatan yang diskrit pada setiap lapisan batuan serta model tomografi yang memberikan gambaran kecepatan yang kontinu (nonlinear atau tidak diskrit) pada setiap lapisan. Baik model inversi, forward ataupun tomografi menunjukkan bahwa dengan bertambahnya kedalaman maka semakin besar kecepatannya. Semakin besar kecepatan gelombang P pada setiap lapisan batuan menunjukkan semakin kompak suatu lapisan batuan. semakin kompak suatu lapisan batuan maka semakin tinggi tingkat kekerasan batuan tersebut.

.


63

5.2 Saran Berdasarkan penelitian yang dilakukan, penulis mencoba untuk memberikan beberapa usulan berkaitan dengan seismik refraksi, diantaranya : 1. Sebelum melakukan pengambilan data sebaiknya dilakukan pengecekan terhadap noise yang ada sehingga dapat diperkirakan besar sumber seismik yang harus digunakan. Karena jika first arrival time tidak terlihat maka data tidak dapat diolah kecuali jenis noise diketahui dan dapat dihilangkan sehingga first arrival time dapat terlihat. 2. Untuk mendapatkan gambaran lapisan batuan bawah permukaan yang optimal secara lateral maka shot point pertama dan shot point terakhir berada di luar rangkaian geophone atau tidak diletakkan diantara dua geophone. Hal ini dilakukan agar gambaran lapisan batuan bawah permukaan yang dihasilkan dengan menggunakan komputer dimulai tepat di bawah geophone pertama dan berakhir di bawah geophone terakhir. 3. Untuk mendapatkan gambaran lapisan batuan bawah permukaan yang optimal secara vertikal maka jarak shot point pertama dan shot point terakhir diperbesar begitu juga dengan jarak antar geophone. Besar kecilnya jarak tersebut harus tetap memperhitungkan energi sumber seismiknya agar gelombang yang berasal dari sumber seismik tersebut dapat mencapai geophone terakhir.


REFERENSI

Burger, H. R.,1992, Exploration geophysics of the Shallow Subsurface, Prentice Hall P T R. Dibiase, R., 2005, Seismic Refraction Analysis of Sediment Fill in Cyclone Graben, Needles District, Canyonlands National Park : 18th Annual Keck Symposium. Djuhana, D., 2005, Panduan Pengukuran Seismik Refraksi, Depok : Laboratorium Geofisika Universitas Indonesia. Dobrin, M. B., & Savit, C. H., 1988, Introduction To Geophysical Prospecting, Newyork : McGraw-Hill, Inc Dunn, I. S.,1992, Dasar-dasar Analisis Geoteknik, IKIP Semarang Press. Leeds, D. K., 2002, Repeatability of Pre- and Post-Excavation Seismic Refraction Data at the New Benicia-Martinez Bridge Toll Plaza, Northern California : Geophysics and Geology Branch, California Department of Transportation. Rosid, M. S. dan Kepic, A. W., 2005, Hydrogeological Mapping Using The Seismo Electric Method, Exploration Geophysics, 36, 245-249. Rosid, M. S., 2007, Groundwater Investigation Using The Seismo Electric Method, Ph.D Thesis, Curtin University. Sandmeier, K. J., 2006, Reflexw 4.0 , Program for The Processing of Seismic, Acoustic or electromagnetic reflection, refraction and transmission Data, Germany : Sandmeier, Inc.


65

Sheriff, R. E. dan Geldart, L. P., 1995, Exploration Seismology, New York : Cambridge University Press. Susilawati, 2004. Seismik Refraksi (Dasar Teori dan Akuisisi Data), USU digital Library. Telford, W. M., Geldart, L. P., and Sheriff, R. E., 1990, Applied Geophysics, 2nd ed, Cambridge University Press. United States Department Of Agriculture (USDA), 2002, Rock Material Field, Chapter 12 of Part 631 Of The National Engineering Handbook, Washington, DC : Natural Resources Conservation Service.


Lampiran 1 : Data Analisa Kecepatan BW17 Dengan Jarak Antar Geophone 3 m

Gambar 1a. Data analisa kecepatan FILE0134 bagian kanan shot point

Gambar 1b. Data analisa kecepatan FILE0134 bagian kiri shot point


67

Gambar 1c. Data analisa kecepatan FILE0129 bagian kanan shot point

Gambar 1d. Data analisa kecepatan FILE0129 bagian kiri shot point


68

Gambar 1e. Data analisa kecepatan FILE0118 bagian kanan shot point

Gambar 1f. Data analisa kecepatan FILE0118 bagian kiri shot point


69

Gambar 1g. Data analisa kecepatan FILE0125 bagian kanan shot point

Gambar 1h. Data analisa kecepatan FILE0125 bagian kiri shot point


70

Gambar 1i. Data analisa kecepatan FILE0130 bagian kanan shot point

Gambar 1j. Data analisa kecepatan FILE0130 bagian kiri shot point


71

Lampiran 2 : Data Picking First Arrival Time BW17 Dengan Jarak Antar Geophone 3m

Gambar 2a.Data picking first arrival time FILE0134

Gambar 2b. Data picking first arrival time FILE0129


72

Gambar 2c. Data picking first arrival time FILE0118

Gambar 2d. Data picking first arrival time FILE0125


73

Gambar 2e. Data picking first arrival time FILE0130


74

Lampiran 3 : Model Lapisan Batuan Bawah Permukaan BW17 Dengan Jarak Antar Geophone 3 m

V = 600 m/s

V = 1506,8 m/s

V = 1979,7 m/s

Gambar 3a. Time term model atau model inversi BW17 dengan jarak antar geophone 3 meter

V = 600 m/s

V = 1506,8 m/s

V = 1979,7 m/s

Gambar 3b. Reciprocal model atau model forward BW17 dengan jarak antar geophone 3 meter


75

Jarak (meter)

Gambar 3c Tomografi BW17 dengan jarak antar geophone 3 meter


76

Lampiran 4 : Data Analisa Kecepatan BW17 Dengan Jarak Antar Geophone 5 m

Gambar 4a. Data analisa kecepatan FILE0037 bagian kiri shot point

Gambar 4b. Data analisa kecepatan FILE0040 bagian kanan shot point


77

Lampiran 5 : Data Picking First Arrival Time BW17 Dengan Jarak Antar Geophone 5 m

Gambar 5a. Data picking first arrival time FILE0037



78

Lampiran 6 : Model Lapisan Batuan Bawah Permukaan BW17 Dengan Jarak Antar Geophone 5 m

V = 1100 m/s

V = 2744,3 m/s


V = 1100 m/s

V = 2744,3 m/s



79

Jarak (meter)

Gambar 6c. Tomografi BW17 dengan jarak antar geophone 5 meter


80

Lampiran 7 : Data Analisa Kecepatan BW 27 Dengan Jarak Antar Geophone 5 m

Gambar 7a. Data analisa kecepatan FILE0181 bagian kanan shot point

Gambar 7b. Data analisa kecepatan FILE0181 bagian kiri shot point


81

Gambar 7c. Data analisa kecepatan FILE0177 bagian kanan shot point

Gambar 7d. Data analisa kecepatan FILE0177 bagian kiri shot point


82

Gambar 7e. Data analisa kecepatan FILE0172 bagian kanan shot point

Gambar 7f. Data analisa kecepatan FILE0172 bagian kiri shot point


83

Gambar 7g. Data analisa kecepatan FILE0167 bagian kanan shot point

Gambar 7h. Data analisa kecepatan FILE0167 bagian kiri shot point


84

Gambar 7i. Data analisa kecepatan FILE0163 bagian kanan shot point

Gambar 7j. Data analisa kecepatan FILE0163 bagian kiri shot point


85

Lampiran 8 : Data Picking First Arrival Time BW27 Dengan Jarak Antar Geophone 5 m

Gambar 8a. Data picking first arrival time FILE0181



86

Gambar 8c. Data picking first arrival time FILE0172

Gambar 8d. Data picking first arrival time FILE0167


87

Gambar 8e. Data picking first arrival time FILE0163


88

Lampiran 9 : Model Lapisan Batuan Bawah Permukaan BW27 dengan Jarak Antar Geophone 5 m




89

Gambar 9c Tomografi BW27 dengan jarak antar geophone 5 meter


90

Lampiran 10 : Data Lithologi

Gambar 10a. Lithologi BW17 (Rosid & Kepic, 2005)

Tabel 3. Lithologi BW 17 (Rosid & Kepic, 2005)

Depth (m)

Description

0-3

CLAY/LATERITE. Dark reddish brown (10R, 5/4). Laterite very coarse, angular grains.

3–9

CLAY/LATERITE. Moderate orange pink ( 10R, 7/4) to light grey (N7). Clay contains trace of fine sand.

9 – 12

CLAY/SAND. Light to medium grey (N7 to N5). Sand fine to coarse grained, sub-rounded to sub-angular, quartz and feldspar (30%).

12 – 15

CLAY. Dark grey (N5), clay hard, 5% laterite present, minor sand.


91

Gambar 10b. Lithologi BW 27 (Rosid, 2007)


92

Tabel 4. Tabel Lithologi BW 27 (Rosid, 2007)

Depth (m) 0–1

Description CLAY/GRAVEL. Greyish orange (10YR 7/4), soft, moderate plasticity clay, with 2-30mm lateritic gravels, minor medium grained, sub angular quartz sands.

1–2

SILTSTONE/GRAVEL. Very pale orange (10YR 7/4), very fine, moderately cemented, white siltstone with 2-30mm lateritic gravels.

2–3

SILTSTONE/SILT. White (N9), moderately cemented, white silt and siltstones.

3–5

SILTSTONE/SILT/CLAY. Light grey (N7), moderately cemented, white silt and siltstone with light grey, stiff, low plasticity clays.

5–6

CLAY/SILT. Moderate red (5R 5/4), very stiff, low plasticity, red-brown clays with silts.

6–7

CLAY. Dark grey (N3), soft, moderate plasticity, mottled.

7–8

SILT and CLAY. Pale brown (5YR 5/2), soft, very low plasticity clay, very silty.

8 – 9.5

CLAY. Dusky yellowish brown (10YR 2/2), very stiff, low plasticity.

9.5 – 11

SILT and CLAY. Moderate brown (5YR 4/4), soft, low plasticity, very silty.

11 – 12

SILT and CLAY. Dusky yellowish brown (10YR 2/2), soft, low plasticity, very silty, minor coal band (Black N1).

12 – 13

CLAY. Dusky yellowish brown (10YR 2/2), very stiff, low plasticity.

13 – 14

COAL. Black (N1), silty, minor pyrites.

14 – 17.5

CLAY. Greyish Black (N2), very stiff, low plasticity.


93

Lampiran 11: Sistem Klasifikasi Material Batuan

Tabel 5. Hydraulic eradibility in earth spillway (USDA, 2002)

Tabel 6. Karakteristik penggalian (excavation characteristics) (USDA, 2002)


94

Tabel 7. Kualitas konstruksi (USDA, 2002)

Tabel 8. Stabilitas massa batuan (USDA, 2002)


95

Tabel 9. Transmisi fluida (USDA, 2002)


96

Tabel 10. Koralasi berbagai indikator excavatabilitas material bumi (USDA, 2002)


97

Lampiran 12. Contoh pengolahan data BW17 (5 meter) dengan excell

waktu (ms)

35 y = 0,8711x + 0,1994

30 25 20 15

V1 = 1147 m/s

10 5 0 0

10

20

30

40

offset (m)

waktu (ms)

Gambar 12a. Analisa kecepatan lapisan pertama FILE0037

80 70 60 50 40 30 20 10 0

y = 0,3576x + 17,282

V2 = 2796 m/s

0

50

100

150

offset (m) Gambar 12b. Analisa kecepatan lapisan kedua FILE0037

17,282 x1147 x 2796 ti v1v2 1000 h= = = 10,878m 2 2 2 2 2 2796 − 1147 2 v2 − v1


98

waktu (ms)

Lampiran 13. Contoh pengolahan data BW27 (5 meter) dengan excell

80 70 60 50 40 30 20 10 0

y = 1,5717x - 18,688

V1=636 m/s

0

20

40

60

offset (m) Gambar 13a. Analisa kecepatan lapisan pertama FILE0181

100

y = 0,663x + 35,292

waktu (ms)

80 60 40 20

V2=1508 m/s

0 0

20

40

60

80

100

offset (m) Gambar 13b. Analisa kecepatan lapisan kedua FILE0181

35,292 x636 x1508 ti v1v2 1000 h= = = 12,383m 2 1508 2 − 636 2 2 v22 − v12


PEMETAAN TINGKAT KEKERASAN BATUAN MENGGUNAKAN METODE SEISMIK REFRAKSI. Budi Setiawan NPM:

Recommend Documents