SEISMIK REFRAKSI

PENDAHULUAN

• Metode seismik merupakan salah satu metode yang sangat penting dan banyak dipakai di dalam teknik geofisika.

• mempunyai ketepatan serta resolusi yang tinggi di dalam memodelkan struktur geologi di bawah permukaan bumi.

PENDAHULUAN

• metode seismik dikategorikan ke dalam dua bagian yang besar yaitu seismik bias dangkal (head wave or refrected seismic) dan seismik refleksi (reflected seismic).

• efektif digunakan untuk penentuan struktur geologi yang dangkal sedang seismik refleksi untuk struktur geologi yang dalam.

• Dasar teknik seismik dapat digambarkan sebagai berikut

– Suatu sumber gelombang dibangkitkan di permukaan bumi.– 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.

TUJUAN

• Mendeteksi struktur geologi di bawah permukaan dangkal, misalnya patahan.

• Menentukan kedalaman di bawah sumber pada medium dua lapis atau lebih yang horizontal maupun miring.

• Menentukan jenis batuan berdasarkan kecepatan gelombang yang merambat dalam batuan tersebut.

DASAR TEORI

1 Pemantulan dan Pembiasan Gelombang• Asas Fermat

Gelombang menjalar dari satu titik ke titik lain melalui jalan tersingkat waktu penjalarannya.

• Perinsip Huygens “Titik-titik yang dilewati gelombang akan menjadi sumber gelombang baru”. Front gelombang yang menjalar menjauhi sumber adalah superposisi front gelombang-front gelombang yang dihasilkan oleh sumber gelombang baru tersebut.

• Sudut Kritis Sudut datang yang menghasilkan gelombang bias sejajar bidang batas (r = 90o).

• Hukum Snellius “Gelombang akan dipantulkan atau dibiaskan pada bidang batas antara dua medium”, menurut persamaan :

• di mana: i = Sudut datang r = Sudut bias V1 = Kecepatan gelombang pada medium 1 V2 = Kecepatan gelombang pada medium 2

Sin i/Sin r = Sin V1/Sin V2

2 Asumsi Dasar• Berbagai anggapan yang dipakai untuk

medium bawah permukaan bumi antara lain : a) Medium bumi dianggap berlapis-lapis dan tiap

lapisan menjalarkan gelombang seismik dengan kecepatan yang berbeda.

b) Makin bertambahnya kedalaman batuan lapisan bumi makin kompak.

• Sedangkan anggapan yang dipakai untuk penjalaran gelombang seismik adalah : a) Panjang gelombang seismik << ketebalan lapisan bumi.

Hal ini memungkinkan setiap lapisan bumi akan terdeteksi.

b) Gelombang seismik dipandang sebagai sinar seismik yang memenuhi hukum Snellius dan perinsip Huygens.

c) Pada bidang batas antar lapisan, gelombang seismik menjalar dengan kecepatan gelombang pada lapisan dibawahnya.

d) Kecepatan gelombang bertambah dengan bertambahnya kedalaman.

3 Metode RefraksiBila gelombnag 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

di mana : 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

Vp1/Sin I = Vp1/SinQp = V s1/SinQs = V p2/Sin rp = V s2/Sin rs

4 Pembiasan pada Bidang Batas Lapisan• Perinsip utama metode refraksi adalah

penerapan waktu tiba pertama gelombang baik langsung maupun gelombang refraksi.

• Mengingat kecepatan gelombang P lebih besar daripada gelombang S maka kita hanya memperhatikan gelombang P.

• Dengan demikian antara sudut datang dan sudut bias menjadi :

Sin i/Sin r = V1/V2

Pada pembiasan kritis sudut r = 90o sehingga persamaan menjadi

Sin i = V1/V2 -------------(4)

Gambar 2 memperlihatkan gelombang dari sumber S menjalar pada medium V1, dibiaskan kritis pada titik A sehingga menjalar pada bidang batas lapisan. Dengan memakai perinsip 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.

Jadi gelombang yang dibiaskan di bidang batas yang datang pertama kali di titik P pada bidang batas diatasnya adalah gelombang yang dibiaskan dengan sudut datang kritis.

5 Travel Time Gelombang Langsung, Bias dan Pantul

jarak relatif dekat TL < TB < TP, dengan TL, TB, dan TP berturut-turut adalah waktuh tempuh gelombang langsung, bias dan pantul.

Sedangkan pada jarak yang relatif jauh TB < TL < TP.

Jelas bahwa gelombang pantul akan sampai di titik penerima dalam waktu yang paling lama.

Gambar 3 Hubungan jarak dan waktu tempuh gelombang langsung, bias dan pantul.

6 Penjalaran Gelombang Pada Medium Dua Lapis Horizontal (Datar)

Gambar 4 Lintasan penjalaran gelombang bias

Untuk menentukan kedalaman di bawah sumber gelombang dari medium dua lapis horizontal, dapat dilakukan pengukuran seperti pada Gambar 4 berikut.

Pada titik A diadakan getaran sehingga timbul gelombang seismik yang menjalar ke arah penerima (geophone) di titik D.

• Dengan mengamati waktu tiba dapat dibuat grafik hubungan jarak dengan waktu tiba sebagaimana ditunjukkan pada Gambar 5.

Gambar 5 Grafik hubungan jarak –vs- waktu tiba

• Berdasarkan grafik hubungan jarak dengan waktu tiba dapat ditentukan harga V1, V2, Ti, dan Xo.

• V1 adalah kecepatan gelombang seismik pada medium 1

• V2 adalah kecepatan gelombang seismik pada medium 2

• Ti adalah waktu penggal (intercept time), • Xo adalah jarak kritis

• Untuk menentukan kedalaman di bawah sumber gelombang h,

T = TA + TB + TC …………….(5)

T = AB/V1 + BC/V2 + CD/V1 ………………….(6)

T = 1/V1 (h/cos ic) + 1/V2 (X-2h tan ic) + 1/V1 (h/cos ic)……..(7)

Dengan menggunakan persamaan (4) serta manipulasi matematis, persamaan (7) dapat disederhanakan menjadi:

T = X/V2 + (2h/V1V2){(V2)²-V1)²}½……………………(8)

• Kedalaman lapisan di bawah geophone dapat ditentukan dengan dua cara yaitu

• Berdasarkan waktu penggal (intercept time) Ti

– Dari persamaan (8), untuk X = 0 maka besarnya T = Ti adalah :

T = (2h/V1V2){(V2)²-(V1)²}½……………………(9)

h = (TiV1V2)/2{(V2)²-V1)²}½ ……………………………….(10)

Atau

• Berdasarkan jarak kritis Xo

– Pada Gambar 5, grafik T1 dan T2 berpotongan di titik (Xo, To). Di titik potong ini berlaku T1 = T2 = To

dan X = Xo. Dengan demikian besarnya h adalah : Harga Xo ditentukan dari titik potong grafik T1 dan T2

dari data yang diperoleh.

h = (X0/2){(V2-V1)/(V2+V1)}½……… (11)

6 Penjalaran Gelombang Pada Medium Tiga Lapis Horizontal

Gambar 6 Penjalaran gelombang seismik untuk medium tiga lapis horizontal

Kecepatan penjalaran gelombang seismik masing-masing lapisan adalah h1 (lapisan 1), dan h2 (lapisan 2).

Gambar 7 Grafik hubungan jarak – vs- waktu tiba untuk tiga lapis horizontal.

T = TAB + TBC +TCD + TDE + TEF

T = X/V3 + (2h1/V1V3) {(V2)2 – (v1)2}½ +( 2h2/V2V3) {(V3)2 + (V2)2}½

• Kedalaman lapisan kedua di bawah sumber dapat ditentukan dengan dua cara yaitu : – Menggunakan waktu penggal (intercept time) Ti2

untuk X = 0, maka diperoleh harga T = Ti2 yang besarnya adalah :

T = 2h1/V1V3 {(V2)2 – (v1)2}½ + 2h2/V2V3 {(V3)2 + (V2)2}½

h2 = |Ti2 (2h1/V1V3 ){(V2)2 – (v1)2}½ |V2V3/2{(V3)2 + (V2)2}½

2 Menggunakan jarak kritis Xc2

Cara ini menggunakan titik potong antara grafik T2

dan T3. Kedua grafik T2 dan T3 berpotongan di titik (XC2, TC2).

T2 grafik hubungan antara waktu tiba dengan jarak untuk lapisan kedua.

Sedangkan grafik T3 untuk lapisan ketiga. Dengan menggunakan persamaan (13) dan T = T3 dan persamaan (8) T = T2 untuk T2 = T3 maka diperoleh :

• Sehingga kedalaman lapisan ketiga adalah : h3 = h1 + h2

h2 = V2V3/2{(V3)2 + (V2)2}½ |(Xc2/V2) – (Xc2/V3) + (2h1/V1V3) ){(V2)2 – (v1)2}½ (2h1/V1V3) ){(V2)2 – (v1)2}½

7. Penjalaran Gelombang pada Lapisan Miring

Untuk menentukan kedalaman di bawah sumber gelombang medium dua lapis miring dengan kemiringan ξ, perlu diadakan pengukuran bolak-balik yaitu, pengukuran kearah perlapisan naik (Up-Dip) dan pengukuran kearah perlapisan turun (Down-Dip), seperti ditunjukkan pada Gambar 8.

Gambar 8 Penjalaran gelombang seismik untuk dua lapis miring, sumber gelombang di titik O pengukuran Down-Dip, sedang untuk sumber di O1 pengukuran Up-Dip.

Gambar 9 Grafik hubungan jarak –vs- waktu pada pengukuran Up-Dip dan Down-Dip