BAB I PENDAHULUAN I.1 Latar Belakang Gelombang seismik adalah getaran yang merambat yang membawa energi karna adanya gangguan di dalam kerak bumi melalui suatu sumber getar. Gelombang seismik berdasarkan penjalaranya dibagi menjadi 2 yaitu gelombang tubuh dan gelombang permukaan. Gelombang tubuh dibagi menjadi 2 yaitu gelombang P dan gelombang S. Sedangkan gelombang permukaan terdiri dari gelombang love, dan gelombang rayleigh. Metode seismik merupakan metode geofisika yang memanfaatkan penjalaran gelombang untuk mendapatkan sumber daya alam. Metode seismik terbagi 2, yaitu seismik refraksi dan seismik refleksi. Seismik refleksi merupakan penjalaran gelombang yang memanfaatkan gelombang-gelombang pantulan yang berasal dari bidang batas dari 2 lapisan batuan. Sedangkan seismik refraksi adalah penjalaran gelombang yang memanfaatkan gelombang yang dibiaskan karna perbedaan dari densitas suatu batuan. Metode T-X adalah metode yang paling sederhana dan mendasar dengan hasil yang kasar dalam pengolahan data seismik refraksi. Akan tetapi, apabila bertemu dengan lapisan yang kompleks, perlu dengan cara yamg 1
This document is posted to help you gain knowledge. Please leave a comment to let me know what you think about it! Share it to your friends and learn new things together.
Transcript
BAB I
PENDAHULUAN
I.1 Latar Belakang
Gelombang seismik adalah getaran yang merambat yang membawa energi
karna adanya gangguan di dalam kerak bumi melalui suatu sumber getar.
Gelombang seismik berdasarkan penjalaranya dibagi menjadi 2 yaitu gelombang
tubuh dan gelombang permukaan. Gelombang tubuh dibagi menjadi 2 yaitu
gelombang P dan gelombang S. Sedangkan gelombang permukaan terdiri dari
gelombang love, dan gelombang rayleigh.
Metode seismik merupakan metode geofisika yang memanfaatkan
penjalaran gelombang untuk mendapatkan sumber daya alam. Metode seismik
terbagi 2, yaitu seismik refraksi dan seismik refleksi. Seismik refleksi merupakan
penjalaran gelombang yang memanfaatkan gelombang-gelombang pantulan yang
berasal dari bidang batas dari 2 lapisan batuan. Sedangkan seismik refraksi adalah
penjalaran gelombang yang memanfaatkan gelombang yang dibiaskan karna
perbedaan dari densitas suatu batuan.
Metode T-X adalah metode yang paling sederhana dan mendasar dengan
hasil yang kasar dalam pengolahan data seismik refraksi. Akan tetapi, apabila
bertemu dengan lapisan yang kompleks, perlu dengan cara yamg lebih akurat lagi.
Metode T-X terbagi menjadi 2, yaitu Intercept Time Method dan Critical Distance
Method.
I.2 Maksud Dan Tujuan
Maksud dari praktikum ini adalah agar praktikan bisa memahami metoda
T-X, khususnya metoda Intercept Time sehingga mengetahui lapisan tersebut
dalam penginterpretasian. Tujuan praktikum ini supaya dapat menghitung
kedalaman lapisan dan mengetahui lapisan tersebut dengan menggunakan metode
T-X.
1
BAB II
DASAR TEORI
II.1 Seismik Refraksi
Metode seismik merupakan salah satumetode yang sangat penting dan
banyak dipakai di dalam teknik geofisika. Hal ini disebabkan metode seismic
mempunyai ketepatan serta resolusi yang tinggi di dalam memodelkan struktur
geologi di bawah permukaan bumi. Dalam menentukan struktur geologi, metode
seismik dikategorikan kedalam dua bagian yang besar yaitu seismik bias dangkal
(head wave or refrected seismik) dan seismic refleksi (reflected seismik). Seismik
refraksi efektif digunakan untuk penentuan struktur geologi yang dangkal
sedangkan seismic refleksi untuk struktur geologi yang dalam .
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 (profile 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.
Dalam memahami perambatan gelombang seismik di dalam bumi, perlu
mengambil beberapa asumsi untuk memudahkan penjabaran matematis dan
menyederhanakan pengertian fisisnya. Asumsi-asumsi tersebut antara lain;
Medium bumi dianggap berlapis-lapis dan tiap lapisan menjalarkan
gelombang seismik dengan kecepatan yang berbeda-beda.
Makin bertambah kedalamannya, batuan lapisan akan semakin kompak.
Panjang gelombang seismik < ketebalan lapisan bumi. Hal ini memungkinkan
setiap lapisan yang memenuhi syarat tersebut akan dapat terdeteksi.
2
Perambatan gelombang seismik dapat dipandang sebagai sinar, sehingga
mematuhi hukum-hukum dasar lintasan sinar di atas.
Pada bidang batas antar lapisan, gelombang seismik merambat dengan
kecepatan pada lapisan di bawahnya.
Kecepatan gelombang bertambah dengan bertambahnya kedalaman.
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 :
(II.1)
dimana :
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 II.1 Pemantulan dan Pembiasan Gelombang
3
II.2 Metode T-X
Metode T-X merupakan salah satu cara yang dianggap paling sederhana
dan hasilnya relatif cukup kasar, kedalaman lapisan diperoleh pada titik-titik
tertentu saja, namun pada sistem perlapisan yang cendrung homogen dan relatif
rata cara ini mampu memberikan hasil yang bisa diandalkan. (dengan kesalahan
relatif kecil). Namun pada saat kondisi yang kompleks diperlukan cara interpretasi
lain yang lebh akurat. Metode ini terdiri dari dua macam, yaitu Intercept Time
Method (ITM) dan Critical Distance Method (CDM).
II.3 Metode Intercept Time
Metode Intercept Time atau Intercept Time Methode (ITM) merupakan
metode yang paling sederhana, hasilnya cukup kasar dan merupakan metode
paling dasar dalam pengolahan data seismik.
Asumsi yang digunakan metode ini adalah:
a. Lapisan homogen (kecepatan lapisa relatif seragam)
b. Bidang batas lapisan rata (tanpa undulasi)
Intercept time artinya waktu penjalaran gelombang seismik dari source ke
geofon secara tegak lurus (zero offset)
Pengolahan data seismik refraksi menggunakan metode ITM terdiri atas
dua macam:
a. Satu lapisan datar (Single Horizontal Layer)
b. Banyak Lapisan Datar (Multi Horizontal Layers)
4
II.3.1Metode Intercept Time Satu Lapis
Gambar II.2 Kurva Travel Time dan penjalaran gelombang pada satu lapisan
Gambar II.2 menjelaskan bahwa titik O (source) dan R (geofon), dan S-M-
P-R merupakan jejak penjalaran gelombang refraksi, maka persamaan waktu total
(Tt) untuk satu lapisan dari sumber menuju geofon yaitu,
Tt= OMV 1
+ MPV 2
+ PRV 1 (II.1)
Dapat disederhanakan menjadi
Tt= X
V 2+ 2 Z cos ic
V 1 (II.2)
Berdasarkan defenisi Intercept Time (ti), maka X=0, maka Tt=ti, sehingga;
Tt= 2Z cos ic
V 1 (II.3)
Maka, ketebalan lapisan pertama (Z1) dapat dicari dengan persamaan,
Z1= 12t 1 v1
cos ic (II.4)
5
Persamaan Intercept Time (ti) sendiri yaitu:
ti= x−x1
x2−x1=
y− y1
y2− y1 (II.5)
Kecepatan lapisan pertama (V1) dan lapisan kedua (V2),
V1= 1
m1dimana m1=
y1− y0
x1−x0 (II.6)
V2= 1
m2dimana m2=
y2− y0
x2−x0 (II.7)
m1 dan m2 merupakan slope/kemiringan tendensi waktu gelombang lansung dan
refraksi. Persamaan (II.6) dan (II.7) hanya berlaku bila surveynya menggunakan
penembakan maju. Dengan kata lain, kecepatan V1 didapat dari slope tendensi
gelombang lansung, sedangkan kecepatan V2 dari slope tendensi gelombang
refraksi pada grafik jarak vs waktu
II.3.2Metode Intercept Time Banyak Lapis
6
Gambar II.3 Ilustrasi penjalaran gelombang seismik dua lapisan datar yang berhubungan
dengan kurva Jarak-WaktuGambar II.3 menjelaskan bahwa titik O=Sumber (source) dan G= geofon,
dan O-M-M”-P”-P’-R’ = jejak penjalaran gelombang refraksi lapisan ke dua,
maka persamaan waktu total (Tt) untuk dua lapisan mulai dari source menuju
geofon yaitu,
Tt= SAV 1
+ ABV 2
+ BCV 3
+ CFV 1 (II.8)
Dapat disederhanakan menjadi:
Tt= XV 3
+2 Z2cos ic 2
V 2+
2Z2 cos ic
V 1(II.9)
Berdasarkan Intercept time (ti), X=0, maka Tt=t12, sehingga :
Tt=t12=2Z2cos ic 2
V 2+
2 Z2 cos ic
V 1(II.10)
Maka, ketebalan lapisan kedua (Z2) dapat dicari dengan persamaan,
Z2V 2( t12−
2Z1cos ic
V 1)
2 cos ic 2
(II.11)
Untuk lapisan yang lebih dari 2 lapisan Waktu total dicari dengan persamaan:
Tt= XV n
+∑i−1
n−1 2 Z1 cos ici
V i(II.12)
Sedangkan untuk 3 lapisan datar, kedalaman Z1,Z2, dan Z3dapat dicari dengan:
Z1= t 12V 1
2cos(sin−1 V 1
V 2) + 1
2 (II.13)
7
Z2= ti 3−( cos(sin−1 V 1
V 3 )
cos(sin−1 V 1V 2
))2 cos (sin−1 V 2
V 3)
(II.14)
Z3= ti 4−( cos (sin−1 V 1
V 4 )
cos(sin−1 V 1V 2
) )−( 2Z2 cos(sin−1 V 2V 3 )
V 2)
2 cos (sin−1 V 2
V 4)
V 3
(II.15)
II.3.3 Metode Intercept Time Lapisan Miring
Bila reflektor mempunyai dip, maka:
a. Kecepatan pada kurva T-X bukan kecepatan sebenarnya (true velocity),
melainkan kecepatan semu (apparent velocity)
b. Membutuhkan dua jenis penembakan: Forward dan Reverse Shoot
c. Intercept time pada kedua penembakan berbeda, maka ketebalan refraktor
juga berbeda
Apparent Velocity ialah kecepatan yang merambat di sepanjang bentangan geofon
8
Gambar II.4 Skema perambatan gelombang pada lapisan miring dan hubungannya dengan kurva T-X pada lapisan miring menggunakan forward dan reverse shoot.
Metode sebelumnya hanya menggunakan forward shooting, sedangkan
untuk aplikasi lapisan miring menggunakan forward shooting dan reverse
shooting. Pada gambar 4, titik A = sumber dan B= geofon (forward
shooting),sedangkan titik B= sumber dan A= geofon (reverse shooting). Sumber
energi di titik A menghasilkan gelombang refraksi down-going (raypath A-M-P-
B) , dan sumber energi di titik B menghasilkan gelombang refraksi up-going (ray
path B-P-M-A).
Waktu rambat ABCD (Tt) pada lapisan miring sebagai berikut:
Tt= X cosαV 2
+( Za+Zb ) cosθc
V 1(II.16)
Sedangkan waktu rambat Down-Dip dan Up-Dip:
Down-Dip Up-Dip
Td=X sin(θc+α )
V 1+
2Za cosθc
V 1= X
V d+ ta (II.17)
Tu= X sin(θc−α )
V 1+
2 Za cosθc
V 1= X
V d+t a (II.18)
Besar sudut kemiringan lapisan (α ¿ dan sudut kemiringan (θc), dapat dicari
dengan:
α= 12 [sin−1( V 1
V d )−sin−1( V 1
V 2 )] (II.19)
9
θc=12 [sin−1( V 1
V d)+sin−1(V 1
V 2 )] (II.20)
Vd dan Vu merupakan kecepatan semu, didapat dengan:
Vd = V 1
sin(θc+α ) dan Vu = V 1
sin (θc−α ) (II.21)
Dimana, V1>Vd dan V1<Vu
Sedangkan persamaan Intercept Time pada lapisan miring (X=0) antara lain:
Td=ttd=2 Zd cosθc
V 1 (II.22)
Tu=ttu=2Zucosθc
V 1 (II.23)
Sehingga, kedalaman di bawah sumber A (Za) dan sumber B (Zb) dapat dicari
menggunakan persamaan:
Za= 2t d V 1
2cos θ dan Zb=
2 tu V 1
2cos θ(II.24)
Berbeda dengan cara-cara sebelumnya, dengan mempertimbangkan adanya
kecepatan semu (Vapp), maka kecepatan V1 danV2 dapat dicari dengan persamaan,
V1= V 1up+V 1 down
2(II.25)
10
V2= V 2up+V 2 down
2(II.26)
dimana,
V1up=x1−x0
y1− y0dan V1down=
x1−x0
y1− y0(II.27)
Serta
V2up=x1−x1
y1− y1dan V2down=
x1−x1
y1− y1(II.28)
Persamaan (II.23) dan (II.24) berlaku untuk semua metode yang surveynya
menggunakan kombinasi penembakan maju dan mundur (forward dan reverse