Laporan Akhir Praktikum Geofisika II

Metode Seismik Refraksi

Nama : Faris Suhada

NPM : 1401710120020

Hari/Tanggal : Rabu

Waktu : 08.00 - 10.00

Dosen : Bambang Wijatmoko, S.Si., M.Si

Asisten : R. Herwindo W.

LABORATORIUM GEOFISIKA

PROGRAM STUDI GEOFISIKA

FAKULTAS MATEMATIKA DAN ILMU PENGETAHUAN ALAM

UNIVERSITAS PADJADJARAN

2015

LEMBAR PENGESAHAN

Nama : Faris Suhada

NPM : 1401710120020

Hari/Tanggal : Rabu

Waktu : 08.00 - 10.00

Dosen : Bambang Wijatmoko, S.Si., M.Si

Asisten : R. Herwindo W.

AKTIFITAS LAP. AKHIR

Jatinangor, 25 Maret 2015Asisten

INTISARI

Metode seismik merupakan salah satu metode yang sangat penting dan

banyak digunakan di dalam teknik geofisika. Hal ini disebabkan metode seismik

mempunyai ketepatan serta resolusi yang tinggi di dalam menentukan struktur

geologi. Metode seismik dikategorikan kedalam dua bagian yaitu seismik

refraksi(seismik bias) dan seismik refleksi (seismik pantul). Metode seismik

refraksi digunakan untuk mendapatkan informasi mengenai struktur geologi

bawah permukaan. Metode ini didasarkan pada sifat penjalaran gelombang yang

mengalami refraksi dengan sudut kritis yaitu bila dalam perambatannya,

gelombang tersebut melalui bidang batas yang memisahkan suatu lapisan dengan

lapisan yang di bawahnya, yang mempunyai kecepatan gelombang lebih besar.

Parameter yang diamati adalah karakteristik waktu tiba gelombang pada masing –

masing geophone.

Pada praktikum kali ini praktikan mempelajari tentang akuisisi data dan

pengolahan data seismik refraksi. Seismik refraksi digunakan untuk menentukan

struktur geologi dangkal. Untuk dapat menginterpretasikan struktur bawah

permukaan perlu dilakukan pengolahan data terlebih dahulu. Pengolahan data

seismik refraksi yang digunakan adalah metode intercept time dan metode

Hagiwara

BAB IPENDAHULUAN

1.1. Tujuan

1. Melakukan akuisisi seismik refraksi.

2. Mengolah data menggunakan metode intercepted time dan metode

Hagiwara.

3. Menentukan cepat rambat gelombang seismik.

4. Menentukan kedalaman lapisan titik pengukuran.

1.2. Alat dan fungsi

1. Alat seismik refraksi seismograph

Berfungsi sebagai alat untuk merekam dan membaca data dalam

pengukuran menggunakan metode seismik refraksi.

2. Kabel rol

Berfungsi sebagai alat untuk menghubungkan alat seismograph dengan

geophone.

3. Geophone

Berfungsi sebagai alat untuk menangkap respon getaran dari sumber

getaran.

4. Palu hammer

Berfungsi sebagai alat yang menghasilkan sumber getaran dengan cara

dipukulkan ke permukaan bumi.

5. Plat baja

Berfungsi sebagai tempat untuk memukulkan palu hammer yang

diletakkan di atas permukaan bumi.

6. GPS

Berfungsi sebagai alat untuk mengukur koordinat letak masing-masing

geophone pada lokasi pengukuran.

7. Alat tulis

Berfungsi sebagai alat untuk mencatat dan melakukan pengolahan data.

8. Kertas milimeter blok

Berfungsi sebagai media untuk menggambarkan grafik dari data yang

diperoleh pada saat akuisisi di lokasi pengukuran.

9. Komputer atau laptop

Berfungsi sebagai perangkat media untuk melakukan pengolahan data.

10. Perangkat lunak (software)

Berfungsi sebagai perangkat lunak yang dibutuhkan dalam pengolahan

data dan interpretasi data.

BAB II

TINJAUAN PUSTAKA

2.1. Metode Seismik

Metode seismik merupakan salah satu metode geofisika yang mempunyai

ketepatan serta resolusi yang tinggi di dalam memodelkan struktur geologi di

bawah permukaan bumi. Dalam menentukan struktur geologi, metode seismik

dikategorikan ke dalam dua bagian, yaitu seismik bias dangkal (head wave or

refracted seismic) dan seismik refleksi (reflected seismic). Seismik refraksi efektif

digunakan untuk penentuan struktur geologi yang dangkal, sedangkan seismik

refleksi untuk struktur geologi yang dalam.

Metode seismik pada dasarnya dapat digambarkan yaitu 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 lagi dibiaskan untuk diteruskan ke permukaan bumi. Di

permukaan bumi gelombang tersebut diterima oleh serangkaian detektor

(geophone) yang disusun membentuk garis lurus dengan sumber ledakan (profil

line), kemudian direkam oleh alat yang bernama 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.

2.2. Konsep Dasar Metode Seismik

Gelombang seismik yang menjalar ke bawah permukaan bumi memiliki

sifat dan karakteristik yang memenuhi konsep fisika, seperti hukum pembiasan

dan pemantulan. Adapun beberapa hal yang menjadi dasar pada pemantulan dan

pembiasan gelombang seismik adalah sebagai berikut.

a. Asas Fermat

Gelombang menjalar dari satu titik ke titik lain melalui jalan

tersingkat waktu penjalarannya, seperti yang ditunjukkan pada Gambar

2.1.

Gambar 2.1. Asas Fermat

Gambar 2.1. 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 pada

Gambar 2.2.

Gambar 2.2. Prinsip Huygens

Gambar 2.2. 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.

c. Hukum Snellius

Pada bidang batas antara dua medium gelombang seismik akan

dipantulkan dan sebagian lagi dibiaskan, memenuhi persamaan snellius

sebagai berikut.

sin isin r

=V 1

V 2

Gambar 2.3. Hukum Snellius

Dengan 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 lapisan dan tegak lurus terhadap garis normal (r = 90o).

Gambar 2.4. Sudut kritis

2.3. 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 persamaan sebagai berikut.

V P1

sin i=

V P1

sin θP

=V S 1

sin θS

=V P2

sin rP

=V S 2

sin rS

dengan:

VP1 = Kecepatan gelombang-P di medium 1

VP2 = Kecepatan gelombang-P di medium 2

VS1 = Kecepatan gelombang-S di medium 1

VS2 = Kecepatan gelombang-S di medium 2

Gambar 2.5. Pemantulan dan pembiasan gelombang

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:

sin isin r

=V 1

V 2

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

sin i=V 1

V 2

Hubungan ini digunakan untuk menjelaskan metode pembiasan dengan

sudut datang kritis. Gambar 2.5. 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 2.6. sebagai berikut.

Gambar 2.6. Pembiasan dengan sudut kritis

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.

2.4. Interpretasi Data Seismik Refraksi

Secara umum metode interpretasi data seismik refraksi dapat

dikelompokkan menjadi tiga kelompok utama, yaitu intercept time, delay time

method dan wave front method. Metode interpretasi yang paling mendasar dalam

analisis data seismik refraksi adalah intercept time.

Metode intercept time adalah metode T-X (waktu terhadap jarak) yang

merupakan metode yang paling sederhana dan hasilnya cukup kasar, seperti yang

ditunjukkan pada Gambar 2.7. sebagai berikut.

Gambar 2.7. Kurva travel time pada dua lapis sederhana dengan bidang batas

paralel

Pada bidang batas antar lapisan, gelombang menjalar dengan kecepatan

lapisan di bawahnya V2. Skema penjalaran gelombang pada bidang batas antar

lapisan ditunjukkan pada Gambar 2.8. sebagai berikut.

Gambar 2.8. Sistem dua lapis sederhana dengan bidang batas paralel

Waktu rambat gelombang bias pada Gambar 2.8. dapat diperoleh dari

persamaan di bawah ini.

T= AB+CDV 1

+ BCV 2

Dengan T adalah waktu yang ditempuh gelombang seismik dari titik tembak (A)

sampai ke geophone (D), AB adalah jarak dari titk A ke titik B, CD merupakan

jarak dari titik C ke titik D, BC adalah jarak dari titik B ke titik C, V1 adalah

kecepatan gelombang pada lapisan 1 dan V2 adalah kecepatan gelombang pada

lapisan 2. Dari persamaan T sebelumnya dapat diperoleh persamaan di bawah ini.

T=2Z1

V 1cos α+

x−2 Z1 tan α

V 2

T=2 Z1[ 1V 1cos α

− sin αV 2cos α ]+ x

V 2

T=2 Z1[V 2−V 1sin α

V 1 V 2cos α ]+ xV 2

x

Pada Gambar 2.8. memperlihatkan Z1 adalah kedalaman pada lapisan 1, α

adalah sudut antara garis gelombang datang dengan garis normal serta dapat

diartikan sudut antara garis gelombang bias dengan garis normal dan variabel x

adalah jarak antara titik tembak (A) dengan geophone (D).

Berdasarkan Hukum Snellius bahwa pada sudut kritis berlaku sin α=V 1

V 2 ,

sehingga persamaan sebelumnya dapat dituliskan sebagai berikut.

T=2 Z1 V 1[ 1sin α

−sin α

V 1V 2cos α ]+ xV 2

T=2 Z1 V 1[ 1−sin2αV 1V 2sin α cosα ]+ x

V 2

T=2 Z1cos2α

V 2sin α cosα+ x

V 2

T=2 Z1cos α

V 1

+ xV 2

Bila x = 0 maka akan diperoleh Ti dan nilai tersebut dapat diketahui pada

kurva waktu terhadap jarak yang disebut sebagai intercept time. Kedalaman

lapisan pertama ditentukan dengan menuliskan persamaan di atas menjadi

persamaan berikut.

Z1=T i V 1

2 cos α

dengan Ti disebut dengan intercept time. Apabila α=sin−1[V 1

V 2], maka persamaan

kedalaman lapisan pertama sebelumnya dapat dituliskan kembali menjadi

persamaan berikut.

Z1=T i V 1

2cos [sin−1 V 1

V 2]

Jika, cos α=((V 2

2−V 12 )

12 )

V 2

, maka:

Z1=T iV 1 V 2

2√V 22−V 1

2

Gambar 2.9. Kurva travel time pada sistem tiga lapis dengan V1 adalah

gelombang pada lapisan pertama dan V2 adalah kecepatan gelombang pada

lapisan kedua

Pada Gambar 2.9., Ti1 dan Ti2 berurut-urut merupakan intercept time pada

gelombang bias yang pertama dan kedua. Untuk kedalaman lapisan kedua akan

diperoleh suatu persamaan berikut.

Z2=[T i2−2 Z1

V 1 V 3√ (V 2 )2−(V 1 )2] V 2 V 3

2√(V 3 )2+(V 2)2

dengan Ti2 adalah intercept time pada gelombang bias yang kedua. Dari

persamaan penentuan kedalaman lapisan pertama dan kedua, dapat digambarkan

penampang struktur lapisan bawah permukaan seperti pada Gambar 2.10. sebagai

berikut.

Gambar 2.13 Skema sistem tiga lapis, dengan V1, V2 dan V3 berturut-urut adalah

kecepatan gelombang pada lapisan pertama, kedua dan ketiga, Z1 adalah

kedalaman pada lapisan pertama, dan Z2 adalah kedalaman pada lapisan kedua

Kecepatan penjalaran gelombang seismik pada lapisan batuan bawah

permukaan berbeda-beda, tergantung sifat fisis yang dimiliki oleh tiap lapisan

batuan.

2.5. Interpretasi Data Seismik Refraksi dengan Metode Hagiwara

Jika v1 dan v2 menyatakan kecepatan propagasi gelombang pada lapisan

atas dan lapisan dibawahnya dari suatu struktur perlapisan dan i adalah sudut

refraksi kritisnya menurut Snellius, maka propagasi gelombangnya menurut

Hagiwara dapat digambarkan sebagai berikut.

A P B

hA hP hB

i i R i i

A’ A” P’’ P’ p’’’ B’’ B’

Gambar 2.14 Konfigurasi untuk Hagiwara

Titik A dan B adalah titik tembak atau sumber (shot point) sedang titik P adalah

penerima. Lintasan gelombang refraksi dari A ke P adalah A-A”- P” – P dan

lintasan dari B ke P adalah B – B” – P”’ – P dengan menggunakan garis tegak

lurus P’R dari P”-P’- P”’ akan diperoleh:

RP } over {{v} rsub {1}} = {RPv1 sin i

= P P'} over {{v} rsub {2}} karen {PP'} over {{v} rsub {1}} = {PR} over {{v} rsub {1}} + {RPv1

=hp cos i❑

v1

+P ' P } over {{v} rsub {2}¿

Dengan cara yang sama juga didapatkan:

PP ' } over {{v} rsub {1}} = {{h} rsub {p} {cos {i}} rsub <?>} over {{v} rsub {1}} + {P'P 'v2

AA } over {{v} rsub {1}} = {{h} rsub {A} {cos {i}} rsub <?>} over {{v} rsub {1}} + {A'Av2

BB } over {{v} rsub {1}} = {{h} rsub {B} {cos {i}} rsub <?>} over {{v} rsub {1}} + {B'B 'v2

Bila travel time gelombang bias dari shot point A ke P dinotasikan dengan TAP

dan travel time dari shot point B ke P dinotasikan TBP serta travel time dari A ke B

atau sebaliknya dengan TAB = TBA maka diperoleh:

T AP=AA } over {{v} rsub {1}} + {A P } over {{v} rsub {2}} + {P P

v1

=hA cos i

v1

+hP cos i

v1

+ A ' P 'v2

T AP=hA cos i

v1

+ A ' A } over {{v} rsub {2}} + {{h} rsub {P} cos {i}} over {{v} rsub {1}} + {P'Pv2

+ A P 'v2

TAP=¿

hA cos iv1

+hPcos i

v1

+A' P '

v2

¿

T BP=BB} over {{v} rsub {1}} + {B P '} over {{v} rsub {2}} + {P' P

v1

=hB cos i

v1

+hP cos i

v1

+ B ' P 'v2

T AP=AA } over {{v} rsub {1}} + {A B } over {{v} rsub {2}} + {B B

v1

=hA cos i

v1

+hB cos i

v1

+ A ' B 'v2

T AP+T BP=2hP cos i

v1

+T AB

Akhirnya di peroleh :

hp=v1

2 cos i[T AP+T BP−T AB ]

Nilai v1 diproleh dari travel time gelombang langsung dekat titik tembak dan TAP,

TBP, dan TAB diperoleh secara langsung dari pengamatan. Oleh karena itu, kualitas

pencuplikan data harus diperlukan. Namun, cosinus i belum bisa ditentukan

karena v2 belum diketahui. Jika v2 dapat diketahui maka kedalaman hP dibawah

titik penerima P dapat dihitung. Untuk menghitung v2 tinjau T’AP yang dinyatakan

oleh persamaan:

T ' AP=T AP−(T AP+T BP−T AB )

2

selanjutnya akan diperoleh :

T ' AP=hA cos i

v1

+ A ' P 'v2

Karena A’P’ vertical terhadap A dan P, maka A’P’ = X, maka

T ' AP=hA cos i

v1

+ xv2

merupakan persamaan linier untuk x . Jika diambil X sebagai Absis dan T’AP

sebagai ordinat maka :

ddx

(T ' AP )= 1v2

Dengan cara yang sama akan diperoleh:

T 'BP=T BP−(T AP+T BP+T AB )

2

T 'BP=hB cos i

v1

+ xv2

sehingga

ddx

(T 'BP )= 1v2

Dengan menggunakan nilai v2maka nilai cosines dapat dihitung pada x = 0, T’AP

dan T’BP didefinisikan masing – masing sebagai ’A dan ’B ,sedemikan hingga

dapat ditulis sebagai :

τ A' =

hA cos i

v1

τ B' =

hB cos i

v1

dimana hA dan hB menyatakan kedalaman pada shot point A dan B. Pada gambar

di bawah kurva T’AP yang memotong ordinat di titik A dinyatakan dengan ’A dan

kurva T’BP yang memotong ordinat B dinatakan dengan ’B. selanjutnya akan

diperoleh :

hA=v1 τ A'

cos idan hB=

v1τ B'

cos i 14

Cara tersebut di atas dapat digunakan untuk menghitung kedalaman di setiap titik

amat (lokasi geophone). Selanjutnya untuk titik tembakan B akan diperoleh:

T 'BP=T BP−(T AP+T BP−T AB )

2

(T AP+T BP−T AB )2

=T AP−T ' AP=T BP−T 'BP

hp=v1

cos i(T AP−T ' AP ) atau hp=

v1

cos i( T BP−T 'BP )

BAB III

METODE DAN AKUISISI DATA SEISMIK REFRAKSI

3.1 Akuisisi Data Seismik Refraksi

Pada praktikum seismik refraksi ini pengambilan data dilakukan dengan

susunan konfigurasi peralatan geophone dan sumber gelombang diletakkan pada

satu garis lurus (line seismic). Panjangnya lintasan yaitu 42 m dengan jarak spasi

geophone 2 m. Sumber (shooting point) menggunakan palu seismik untuk

menghasilkan gelombang seismik. Pengambilan data dilakukan dengan cara

forward dan backward. Hasil dari akuisisi data seismik refraksi berupa waktu

gelombang diterima oleh geophone.

3.2 Metode Pengolahan Data Seismik Refraksi

Metode yang digunakan dalam mengolah data seismik refraksi yaitu metode

intercept time dan metode Hagiwara. Metode ini merupakan metode interpretasi

dasar yang bisa digunakan untuk interpretasi seismik. Metode intercept time

mampu memberikan hasil yang memadai atau dapat memberikan kesalahan relatif

yang cukup kecil. Metode Intercept Time adalah metode T-X (waktu terhadap

jarak) yang merupakan metode yang paling sederhana dan hasilnya cukup kasar.

Metode Intercept Time hanya memberikan nilai di 4 titik yaitu titik gelombang

seismik langsung, dan titik kritis. Selain metode Intercept Time, terdapat metode

Hagiwara. Metode ini merupakan metode waktu tunda yang berdasarkan asumsi

bahwa undulasi bawah permukaan tidak terlalu besar. Kelebihan metode

Hagiwara dibandingkan dengan metode Intercept Time yaitu metode Hagiwara

dapat menentukan kedalaman di setiap titik geophone dan lapisan bawah

permukaan dapat ditampilkan mengikuti kontur bawah permukaan itu.

BAB IV

PENGOLAHAN DATA DAN ANALISA

Tabel. 4.1. Data Seismik Refraksi Line DC

X (m) 0 5 10 15 20 25 30 35 40

T DP (maju) D 26 36 44 48 62 76 84 90

Gain - - - - - - - - -

TCP (mundur) 10

0

90 88 76 72 56 38 28 C

Gain - - - - - - - - -

Tabel. 4.2. Data Seismik Refraksi Line AD

X (m) 0 5 10 15 20 25 30 35 40

TAP (maju) A 24 36 42 52 58 74 80 86

Gain - - - - - - - - -

TDP (mundur) 88 84 84 74 54 46 44 30 D

Gain - - - - - - - - -

Tabel data diatas adalah hasil akuisisi data seismik refraksi, data tersebut masih

dalam satuan meter dan milisekon, sebelum dapat diolah lebih lanjut perlu diubah

terlebih dahulu kedalam satuan sekon.

Tabel 4.3 Konversi data ke sekon Line DC

Line DC FT Line DC BW

no offset time (ms) time (s) no offset time (ms) time (s)

1 0 0 0 1 0 100 0.1

2 5 26 0.026 2 5 90 0.09

3 10 36 0.036 3 10 88 0.088

4 15 44 0.044 4 15 76 0.076

5 20 48 0.048 5 20 72 0.072

6 25 62 0.062 6 25 56 0.056

7 30 76 0.076 7 30 38 0.038

8 35 84 0.084 8 35 28 0.028

9 40 90 0.09 9 40 0 0

Tabel 4.4 Konversi data ke sekon Line AD

Line AD FT Line AD BW

no offsettime

(ms)time (s) no offset

time

(ms)time (s)

1 0 0 0 1 0 88 0.088

2 5 24 0.024 2 5 84 0.084

3 10 36 0.036 3 10 84 0.084

4 15 42 0.042 4 15 74 0.074

5 20 52 0.052 5 20 54 0.054

6 25 58 0.058 6 25 46 0.046

7 30 74 0.074 7 30 44 0.044

8 35 80 0.08 8 35 30 0.03

9 40 86 0.086 9 40 0 0

Setelah dikonversi data tersebut diolah menggunakan metode intercept time dan

metode Hagiwara.

4.1. Metode intercepted time.

4.1.1 Membuat Kurva Travel Time Pemisahan Gelombang Langsung dan Bias

Gambar 4.1. Kurva Travel Time Line DC

Gambar 4.2. Kurva Travel Time Line AD

4.1.2 Menentukan Nilai V1, V2 , Ti, Tk dan cos Ө

Untuk menentukan V1 dan V2 untuk masing-masing line dapat dilakukan

dengan persamaan sebagai berikut.

V 1=1

mlangsung

danV 2=1

mbias

Sedangkan Ti dapat diperoleh dari nilai c pada persamaan gradient garisnya.

y=mx+c

Nilai cos Ө diperoleh dengan persamaan:

cosθ=sin−1(V 1

V 2)

Sedangkan Tk didapat dari perpotongan garis trendline bias dan langsung.

Tabel 4.5 Nilai V1, V2, Ti dan Tk line AD

V1

TAD

208.333

3

V1

TDA

166.666

7

V2

TAD

555.555

6

V2

TDA

588.235

3

Ti 0.0169 Ti 0.0932

Tk 0.025 Tk 0.035

Tabel 4.6 Nilai V1, V2, Ti dan Tk line DC

V1

TAB

192.307

7

V1

TBA

178.571

4

V2

TAB

526.315

8

V2

TBA

526.315

8

Ti 0.0146 Ti 0.1032

TK 0.024 TK 0.04

Tabel 4.6 Nilai V1, V2, Ti dan Tk line DC

Line DC Line AD

Forwar

d Backward Forward Backward

Cos Ө 0.930857 0.940683 0.927025 0.959021

4.1.3. Menentukan Kedalaman Lapisan Pertama dan Kedua

Kedalaman lapisan pertama dapat diperoleh dengan menggunakan

persamaan:

h1=Ti V 1

2cosθdan h2=

Ti V 1V 2

2√V 12−V 2

2

Tabel 4.6. Hasil Kedalaman Lapisan Pertama dan Kedua

Line DC Line AD

Forwar

d Backward Forward Backward

h1 (m) 1.508123 9.795311 1.898996 8.098532

h2 (m) 2.479106 3.796632 2.809166 3.041294

4.2. Metode Hagiwara

4.2.1. Membuat Kurva Travel Time Pemisahan Gelombang Langsung dan Bias

Gambar 4.3. Kurva Travel Time Line AD

Gambar 4.4. Kurva Travel Time Line DC

4.2.2. Menentukan TAB dan V1

Untuk menentukan V1 :

V 1=1

mlangsung

danV 2=1

mbias

Tabel 4.7 Nilai V1

Line DC Line AD

Forwar

d Backward Forward Backward

V1 192.3077 178.5714 208.3333 166.6667

Tabel 4.8 Nilai TAB

TAB AD 0.087

TAB DC 0.095

4.2.3. Menghitung harga T’AP dan T’BP untuk setiap harga TAP dan TBP

T ' AP=TAP−(TAP+TBP−TAB )

2

T ' BP=TBP−(TAP+TBP−TAB )

2

Tabel 4.9 Nilai T’AP dan T’BP Line DC

TAP TBP T'AP T'BP

0 0.1 0.0005 0.0975

0.026 0.09 0.0155 0.0795

0.036 0.088 0.0215 0.0735

0.044 0.076 0.0315 0.0635

0.048 0.072 0.0355 0.0595

0.062 0.056 0.0505 0.0445

0.076 0.038 0.0665 0.0285

0.084 0.028 0.0745 0.0205

0.09 0 0.0855 0.0095

Tabel 4.10 Nilai T’AP dan T’BP Line AD

TAP TBP T'AP T'BP

0 0.088 0.0005 0.0875

0.024 0.084 0.0135 0.0735

0.036 0.084 0.0195 0.0675

0.042 0.074 0.0275 0.0595

0.052 0.054 0.0425 0.0445

0.058 0.046 0.0495 0.0375

0.074 0.044 0.0585 0.0285

0.08 0.03 0.0685 0.0185

0.086 0 0.0865 0.0075

4.2.4. Memplotkan harga T’AP dan T’BP terhadap X (Offset)

0 5 10 15 20 25 30 35 40 450

0.02

0.04

0.06

0.08

0.1

0.12

0.028

0

f(x) = NaN x + NaNf(x) = NaN x + NaN

T'APLinear (T'AP)T'BPLinear (T'BP)TAP LangsungLinear (TAP Langsung)TAP BiasTBP LangsungLinear (TBP Langsung)TBP Bias

Gambar 4.5. Kurva Velocity Line DC

0 5 10 15 20 25 30 35 40 450

0.01

0.02

0.03

0.04

0.05

0.06

0.07

0.08

0.09

0.1

0.03

0

f(x) = NaN x + NaNf(x) = NaN x + NaN

T'APLinear (T'AP)T'BPLinear (T'BP)TAP LangsungLinear (TAP Langsung)TAP BiasTBP LangsungLinear (TBP Langsung)TBP Bias

Gambar 4.5. Kurva Velocity Line AD

Menentukan V2:

V 2=2 Vf Vr

(Vf +Vr )

Tabel 4.11 Nilai V2

V2 Line DC V2 Line AD

526.3158 500

4.2.5. Menentukan harga kedalaman di setiap titik

Menentukan kedalam dititik yang merupakan gelomabang bias :

hp=V 1

2 cosθk

(TA P+TBP−TAB )

Menentukan kedalam dititik yang merupakan gelomabang langsung :

hp=V 1

cosθk

(TAP−T ' AP )

hp=V 1

cosθk

(TBP−T ' BP )

Menentukan kedalam dititik yang merupakan sumber :

hA=V 1 τ ' A

cosθk

dan hB=V 1 τ 'B

cosθk

Tabel 4.12 Besar kedalam tiap titik geophone Line DC

no. titikjarak

dari AHP

A 00.10329608

5

1 52.16921777

6

2 102.99558645

3

3 152.58240211

5

4 202.58240211

5

5 252.37580994

6

6 301.96262560

7

7 351.54944126

9

8 401.96262560

7

Tabel 4.12 Besar kedalam tiap titik geophone Line AD

no. titikjarak

dari AHP

A 00.11458731

2

1 52.40633355

52 10 3.7813813

3 153.32303205

24 20 2.17715893

5 251.94798430

6

6 303.55220667

6

7 352.63550817

9

8 401.71880968

2

Kurva jarak terhadap kedalaman line AD

0 5 10 15 20 25 30 35 40 450

0.51

1.52

2.53

3.54

Kurva Kedalaman

Kedalaman

DISTANCE (m)

KEDA

LAM

AN (m

)

Kurva jarak terhadap kedalaman line DC

0 5 10 15 20 25 30 35 40 450

0.51

1.52

2.53

3.5

Kurva Kedalaman

Kedalaman

DISTANCE (m)

KEDA

LAM

AN (m

)

BAB V

KESIMPULAN

Metode intercept time hanya dapat mengetahui kedalaman di 4 titik, yaitu

geophone yang menerima gelombang langsung dan yang menerima

gelombang bias pada sudut kritis.

Pada line AD diketahui nilai v1 forward = 208,33 m/s dan v1 backward

=166,67 m/s. v2 forward = 555,56 m/s dan v2 backward =588,2353 m/s

Pada line AD diketahui nilai h1 forward = 1.898996 m dan h1 backward =

8.098532 m. h2 forward = 2.809166 m dan h2 backward = 3.041294 m

Pada line DC diketahui nilai v1 forward = 192.3077 m/s dan v1 backward

= 178.5714 m/s. v2 forward = 526.3158 m/s dan v2 backward =526.3158

m/s

Pada line DC diketahui nilai h1 forward = 1.508123 m dan h1 backward =

9.795311 m. h2 forward = 2.479106 m dan h2 backward = 3.796632 m

Metode Hagiwara dapat menentukan kedalaman di setiap titik geophone

dan lapisan bawah permukaan dapat ditampilkan mengikuti kontur bawah

permukaan itu

Kecepatan langsung dan kecepatan bias dengan metode hagiwara

Line DC Line AD

Forwar

d Backward Forward Backward

V1 192.3077 178.5714 208.3333 166.6667

V2 Line DC V2 Line AD

526.3158 500

Kedalaman di tiap titik geophone menggunakan metode Hagiwara

Tabel 4.12 Besar kedalam tiap titik geophone Line DC

no. titikjarak

dari AHP

A 0

0.10329608

5

1 5

2.16921777

6

2 10

2.99558645

3

3 15

2.58240211

5

4 20

2.58240211

5

5 25

2.37580994

6

6 30

1.96262560

7

7 35

1.54944126

9

8 40

1.96262560

7

Tabel 4.12 Besar kedalam tiap titik geophone Line AD

no. titikjarak

dari AHP

A 0

0.11458731

2

1 5

2.40633355

5

2 10 3.7813813

3 15 3.32303205

2

4 20 2.17715893

5 25

1.94798430

6

6 30

3.55220667

6

7 35

2.63550817

9

8 40

1.71880968

2

Metode seismik refraksi digunakan untuk survey yang dangkal

DAFTAR PUSTAKA

https://www.academia.edu/7085736/eksperimen_seismik_refraksi

Refrizon, Suwarsono dan Yudiansyah H., 2008, Penentuan Struktur

Bawah Permukaan Daerah antai Panjang Kota Bengkulu dengan Metode

Seismik Refraksi, Jurnal Gradien, vol 4 No 2.