BAB IPENDAHULUAN

I.1 Latar BelakangMetode seismik merupakan salah satu bagian dari metode geofisika eksplorasi yang dikelompokkan dalam metode geofisika aktif, dimana pengukuran dilakukan dengan menggunakan sumber seismik buatan misalnya palu, ledakan, dll. Setelah diberikan gangguan (sumber seismik), terjadi gerakan gelombang di dalam tanah/batuan yang memenuhi hukum-hukum elastisitas ke segala arah dan mengalami pemantulan ataupun pembiasan akibat munculnya perbedaan kecepatan. Kemudian, pada suatu jarak tertentu, gerakan partikel tersebut dapat di rekam sebagai fungsi waktu. Berdasar data rekaman inilah dapat diperkirakan bentuk lapisan/struktur di dalam tanah.Pemakaian awal observasi seismik untuk eksplorasi minyak dan mineral dimulai pada tahun 1920an. Teknik seismik refraksi digunakan secara intemsif di Iran untuk membatasi struktur yang mengandung minyak. Tetapi, sekarang seismik refleksi merupakan metode terbaik yang digunakan di dalam eksplorasi minyak bumi. Metode ini pertama kali didemonstrasikan di Oklahoma pada tahun 1921.

Dasar teknik seismik dapat digambarkan sebagai berikut. Suatu sumber gelombang dibangkitkan di permukaan bumi. Karena material bumi bersifat elastik maka gelombang seismik yang terjadi akan dijalarkan ke dalam bumi dalam berbagai arah. Pada bidang batas antar lapisan, gelombang ini sebagian dipantulkan dan sebagian lain dibiaskan untuk diteruskan ke permukaan bumi. Dipermukaan bumi gelombang tersebut diterima oleh serangkaian detektor (geophone) yang umumnya disusun membentuk garis lurus dengan sumber ledakan (profil line), kemudian dicatat/direkam oleh suatu alat seismogram. Dengan mengetahui waktu tempuh gelombang dan jarak antar geophone dan sumber ledakan, struktur lapisan geologi di bawah permukaan bumi dapat diperkirakan berdasarkan besar kecepatannya.Seismik refraksi dihitung berdasarkan waktu jalar gelombang pada tanah/batuan dari posisi sumber ke penerima pada berbagai jarak tertentu. Pada metode ini, gelombang yang terjadi setelah gangguan pertama (first break) diabaikan, sehingga sebenarnya hanya data first break saja yang dibutuhkan. Parameter jarak (offset) dan waktu jalar dihubungkan oleh cepat rambat gelombang dalam medium. Kecepatan tersebut dikontrol oleh sekelompok konstanta fisis yang ada di dalam material dan dikenal sebagai parameter elastisitas batuan.

I.2 Maksud dan TujuanMaksud dari Praktikum Seismik Refraksi menggunakan Metode T-X (Waktu-Jarak) yang terdiri dari Metode Intercept Time dan Metode Critical Distance (Jarak Kritis) ini, yaitu agar kita bisa memahami perambatan gelombang seismik di dalam medium serta penjalaran gelombang yang terbiaskan pada bidang batas serta bisa menginterpretasi dan mengolah data seismik refraksi dengan benar berdasarkan Metode T-X.Tujuan dari Praktikum Seismik Metode T-X ini adalah untuk menentukan kecepatan rambat gelombang pada suatu medium, baik itu satu lapisan maupun banyak lapisan, menghitung kedalaman tiap lapisan dan sudut kritisnya sehingga dapat melakukan interpretasi keadaan bawah permukaan.

BAB IIDASAR TEORI

II.1 Metode Intercept TimePada sistem dua lapis datar seperti yang ditunjukkan pada gambar 8, lintasan rambat gelombang biasnya adalah ABCD yaitu AB+BC+CD, dan AB = CD = z1/cos serta BC = x 2z1 tan , dengan z1 adalah ketebalan lapisan pertama dan adalah sudut kritis dari gelombang datang. Waktu rambat gelombang bias tersebut diberikan oleh,

(3)Menurut Hukum Snellius, yang menyatakan bahwa pada sudut kritis berlaku sin = V1/V2, sehingga persamaan tersebut dapat dituliskan sebagai,

(4)Bila x = 0, maka akan diperoleh Ti (x=0) dan nilai tersebut dapat dibaca pada kurva T-X yang disebut sebagai intercept time. Kecepatan lapisan pertama dapat dihitung langsung dari slope gelombang langsung, sedangkan untuk kecepatan lapisan kedua diperoleh dari slope gelombang bias pertama. Kedalaman lapisan pertama ditentukan dengan menuliskan persamaan di atas menjadi

(5)Untuk banyak lapis, analisis metode intercept time dapat dikembangkan lebih jauh. Hanya saja proses penurunan rumusnya tidak diberikan di sini karena banyak pengulangan penulisan yang panjang-panjang. Bagi pembaca yang berminat lebih jauh dapat melihat pada referensi atau buku-buku teks seperti, Dobrin (1960) atau Jakosky (1957). Dengan menggunakan informasi pada kurva T-X, dapat dihitung kedalaman/ketebalan lapisan pertama melalui persamaan,

(6)Penambahan suku terakhir adalah bila sumber gelombang seismik di tanam kedalam lapisan pertama. Apabila sumber gelombangnya ada di permukaan maka suku terakhir ini bernilai nol. Untuk ketebalan lapisan kedua,

(7)Untuk ketebalan lapisan ketiga,

(8)Bila kontras kecepatan cukup tinggi, misalnya paling tidak 2 kalinya, maka perhitungan ketebalan lapisan kedua dan ketiga dapat didekati dengan,

dan (9)

II.2 Metode Jarak Kritika) Lapisan DatarJarak kritis yang dimaksud adalah jarak dari shot point (sumber gelombang seismik) ke titik dimana energi gelombang yang diterima di permukaan adalah gelombang yang (mulai) terbias. Jarak kritis merupakan titik perpotongan antara garis gelombang langsung dengan garis gelombang bias. Melalui pendekatan dan penurunan yang serupa pada metode intercept time, dapat diturunkan kedalaman (ketebalan) lapisan pertama sebagai,

(10)Kecepatan lapisan V1 dan kecepatan V2 diperoleh dari slope kurva gelombang langsung dan slope kurva gelombang bias pertama.b) Lapisan MiringUntuk sistem lapisan miring dengan sudut kemiringan , perlu penembakan dua arah (bolak-balik). Ploting antara waktu rambat terhadap jarak akan memberikan kecepatan semu pada gelombang biasnya. Jika kecepatan semu pembias dari arah penembakan down-dip adalah V2D, maka menurut hukum Snellius berlaku,

(11)Dengan adalah sudut kemiringan lapisan kedua terhadap horizontal permukaan, dan adalah sudut kritis. Untuk penembakan pada arah up-dip, kecepatan semunya adalah V2U yang besarnya

(12)Kedua persamaan tersebut dapat dituliskan sebagai

(13)

Sehingga besarnya sudut kemiringan lapisan tersebut dapat ditentukan sebesar,

(14)Kecepatan V2 yang sesungguhnya adalah bukan rata-rata dari V2D dan V2U, melainkan kecepatan yang diperoleh dari kombinasi kedua kecepatan tersebut (harmonisasi rata-rata) dikali dengan cosinus sudut kemiringannya, yaitu

(15)

Kecepatan harmonisasi ini atau kecepatan sesungguhnya pada umumnya lebih akurat dari pada kecepatan rata-rata. Untuk kedalaman lapisan harus dihitung dengan menggunakan kecepatan V2 yang sesungguhnya. Apabila tetap digunakan kecepatan semu atau kecepatan rata-rata akan diperoleh kesalahan yang cukup signifikan.Untuk menghitung kedalaman digunkan rumus

(16)

Dan adalah sudut kritis dengan rumus :

(17)

BAB IIIHASIL DAN PEMBAHASAN

III.1 Tabel Pengolahan Data Tabel 1. Satu Lapisan Tabel 2. Banyak Lapisan

Tabel 3. Lapisan DatarTabel 4. Lapisan Miring

III.2 Perhitungan Manual

III.3 Hasil Pengolahan Dataa. Metode Intercept Time Untuk 1 Lapisan

b. Metode Intercept Time Untuk Banyak Lapisan

c. Critical Distance Method Untuk Lapisan Datar

d. Critical Distance Method Untuk Lapisan Miring

III.4 Pembahasan

BAB IV. PENUTUPIV.1 KesimpulanIV.2 Saran

DAFTAR PUSTAKA LAMPIRAN

1. Hasil dan Pembahasan Tabel Pengolahan Data computer Perhitungan manual : Hasil pengolahan data : semua grafik dibuat manual di kertas millimeter blok tiap metode (grafik Jarak vs Waktu dan Profil Bawah Permukaan) Pembahasan : per metode

Lampiran A: table data lapangan Lampiran B : Grafik-grafik pengolahan data komputer

8