pendugaan air tanah atau batuan dengan metode seismik

PENDUGAAN AIR TANAH ATAU BATUAN METODE SEISMIK

BAB I

PENDAHULUAN

1.1. Umum

Keberadaan air tanah pada suatu daerah bergantung pada kondisi lapisan

geologi di bawah permukaan daerah tersebut. Sistem penyimpanan air dalam

media pori berdasar pada air tanah tersimpan dan bergerak pada semua jenis

batuan, sehingga faktor fisik dari batuan baik berupa retakan, pori dan

bentuk lubang yang berhubungan dengan sistem penyimpanan air dalam

tubuh batuan.

Sistem penyimpanan air pada ruang antar butir dapat juga diartikan

air yang menempati ruang pori-pori yang ada pada batuan disebabkan dan

dipengaruhi oleh bentuk dan variasi ukuran butir, jumlah matrik dan

prosentase semen yang terdapat dalam batuan, disebut dengan porositas primer.

Pengaruh udara yang juga mengisi pori-pori batuan tidak bisa diabaikan.

Karena aliran air tanah yang berada pada pori-pori batuan berada dibawah

kondisi muka air kering, akan mempengaruhi keseimbangan penguapan air

terhadap perubahan antara udara dan permukaan butir batuan, akan

menimbulkan lapisan tipis air yang diketahui sebagai tempat penyerapan air

untuk permukaan butiran.

Untuk mengetahui keberadaan air tanah tersebut, maka perlu diketahui

terlebih dahulu kondisi lapisan geologi di bawah permukaan tersebut. Seiring

berjalannya waktu, semakin banyak cara yang membantu analisis pendugaan

lapisan geologi di bawah permukaan. Cara tersebut diantaranya adalah dengan

melakukan pemboran secara langsung dan beberapa metode geofisika. Metode

geofisika sendiri merupakan metode yang sering digunakan dalam penyelidakan

lapisan geologi bawah permukaan.

Geofisika merupakan bagian dari ilmu bumi yang mempelajari bumi

menggunakan kaidah atau prinsip-prinsip fisika. Di dalamnya termasuk juga

meteorologi, elektrisitas atmosferis dan fisika ionosfer. Penelitian geofisika untuk

mengetahui kondisi di bawah permukaan bumi melibatkan pengukuran di atas

permukaan bumi dari parameter-parameter fisika yang dimiliki oleh batuan di

HIDROGEOLOGI 1

http://id.wikipedia.org/wiki/Fisika

http://id.wikipedia.org/wiki/Bumi

http://id.wikipedia.org/wiki/Ilmu_bumi


dalam bumi. Dari pengukuran ini dapat ditafsirkan bagaimana sifat-sifat dan

kondisi di bawah permukaan bumi baik itu secara vertikal maupun horisontal.

Survei geofisika yang sering dilakukan selama ini antara lain:

1. Metode Geolistrik

2. Metode Seismik

3. Metode GPR

4. Metode Gravity

5. Metode Magnetik

Dalam makalah ini akan dibahas lebih detail mengenai pendugaan air

tanah atau batuan dengan menggunakan metode seismik.

1.2. Rumusan Masalah

Adapun rumusan masalah yang akan dibahas dalam makalah ini adalah

sebagi berikut:

1 Apa yang dimaksud dengan Metode Seismik pad pendugaan air tanah atau

batuan?

2. Bagaimana prosedur pengambilan data di lapangan dengan Metode Seismik?

3. Apa saja hal-hal yang perlu diperhatikan pada saat pengukuran di lapangan?

1.3. Tujuan dan Manfaat

Adapun tujuan dari penyusunan makalah ini adalah untuk mengetahui

bahwa pendugaan air tanah atau batuan tidak hanya dapat dilakukan dengan

metode geolistrik, terdapat beberapa metode yang dapat diterapkan salah satunya

adalah metode seismik.

Adapun manfaat dari penyusunan adalah sebagai pembanding dengan

metode yang sudah umum, yaitu geolistrik. Selain itu, pembaca dapat mengetahui

bahwa metode seismik mempunyai beberapa kelebihan yang cukup baik

disbanding metode yang lainnya.

HIDROGEOLOGI 2


BAB II

PEMBAHASAN

2.1. Metode Seismik

Metode seismik adalah salah satu metoda eksplorasi yang didasarkan pada

pengukuran respon gelombang seismik (suara) yang dimasukkan ke dalam tanah

dan kemudian direleksikan atau direfraksikan sepanjang perbedaan lapisan tanah

atau batas-batas batuan. Sumber seismik umumnya adalah palu godam

(sledgehammer) yang dihantamkan pada pelat besi di atas tanah, benda bermassa

besar yang dijatuhkan atau ledakan dinamit. Respons yang tertangkap dari tanah

diukur dengan sensor yang disebut geofon, yang mengukur pergerakan bumi.

Eksperimen seismik aktif pertama kali dilakukan padatahun 1845 oleh

Robert Mallet, dan dikenal sebagai bapak seismologi instrumentasi. Mallet

mengukur waktu transmisi gelombang seismik yang dikenal sebagai gelombang

permukaan, yang dibangkitkan oleh sebuah ledakan. Mallet meletakkan sebuah

wadah kecil berisi merkuri pada beberapa jarak dari sumber ledakan dan mencatat

waktu yang diperlukan oleh merkuri untuk be-riak. Pada tahun 1909, Andrija

Mohorovicic menggunakan waktu jalar dari sumber gempa bumi untuk

eksperimennya dan menemukan keberadaan bidang batas antara mantel dan kerak

bumi yang sekarang disebut sebagai Moho.

Metode seismik merupakan salah satu metode yang sangat penting dan

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

mempunyai ketepatan serta resolusi yang tinggi di dalam memodelkan struktur

geologi di bawah permukaan bumi. 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

HIDROGEOLOGI 3

http://id.wikipedia.org/w/index.php?title=Geofon&action=edit&redlink=1

http://id.wikipedia.org/wiki/Dinamit

http://id.wikipedia.org/wiki/Benda

http://id.wikipedia.org/wiki/Tanah

http://id.wikipedia.org/wiki/Besi

http://id.wikipedia.org/w/index.php?title=Palu_godam&action=edit&redlink=1

http://id.wikipedia.org/wiki/Suara

http://id.wikipedia.org/wiki/Gelombang

http://id.wikipedia.org/wiki/Respon

http://id.wikipedia.org/wiki/Pengukuran

http://id.wikipedia.org/wiki/Eksplorasi


geophone dan sumber ledakan, struktur lapisan geologi di bawah permukaan bumi

dapat diperkirakan berdasarkan besar kecepatannya.

Gelombang seismik mempunyai kelakuan yang sama dengan kelakuan

gelombang cahaya, sehingga hukum-hukum yang berlaku untuk gelombang

cahaya berlaku juga untuk gelombang seismik. Hukum-hukum tersebut antara

lain:

1. Huygens mengatakan bahwa gelombang menyebar dari sebuah titik sumber

gelombang ke segala arah dengan bentuk bola.

2. Hukum snellius menyatakan bahwa bila suatu gelombang jatuh diatas bidang

batas dua medium yang mempunyai perbedaan densitas, maka gelombang

tersebut akan dibiaskan jika sudut datang gelombang lebih kecil atau sama

dengan sudut kritisnya. Gelombang akan dipantulkan jika sudut datangnya

lebih besar dari sudut kritisnya. Gelombang datang, gelombang bias,

gelombang pantul terletak pada suatu bidang datar.

2.1.1. Pemantulan dan Pembiasan Gelombang

Hal-hal yang menjadi dasar pada pemantulan dan pembiasan gelombang adalah:

1. Asas Fermat

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

penjalarannya seperti yang ditunjukkan pada Gambar 1.

Gambar 1. Asas Fermat (Akyas, 2007 dalam Jatmiko, M.D)

HIDROGEOLOGI 4


Gambar 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.

2. Prinsip 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.

Gambar 2 Prinsip Huygens (Akyas, 2007 dalam Jatmiko, M.D.)

Gambar 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 (Akyas, 2007 dalam Jatmiko, M.D 2013).

3. Sudut Kritis

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

HIDROGEOLOGI 5


Gambar 3. Sudut kritis (Suswandi, 1997 dalam Jatmiko, M.D, 2013)

4. Hukum Snellius

“Gelombang akan dipantulkan atau dibiaskan pada bidang batas antara dua

medium”,

Gambar 4. Hukum Snellius (Suswandi, 1997 dalam Jatmiko, M.D, 2013)

menurut persamaan :

di mana:

i = Sudut datang

r = Sudut bias

V1 = Kecepatan gelombang pada medium 1

V2 = Kecepatan gelombang pada medium 2

2.1.2. Gelombang Seismik

Gelombang seismik secara umum dibagi menjadi dua jenis yaitu

gelombang badan dan gelombang permukaan. Gelombang badan yaitu gelombang

seismik yang merambat ke seluruh bagian di dalam bumi (Telford, 1990).

Gelombang badan dibedakan menjadi dua jenis yaitu :

HIDROGEOLOGI 6


1. Gelombang P (primer/longitudinal) yaitu gelombang badan yang dalam

penjalarannya berosilasi sejajar dengan arah rambatan gelombang.

2. Gelombang S (skunder/transversal) yaitu gelombang badan yang dalam

penjalarannya berosilasi tegak lurus dengan arah rambatan gelombang

(Halliday ,dkk. , 2009).

Berbeda dengan gelombang badan, gelombang permukaan merupakan

gelombang seismik yang merambat di permukaan bumi. Gelombang permukaan

dibedakan menjadi dua jenis yaitu :

1. Gelombang Rayleigh yaitu gelombang permukaan yang gerakan partikel

medianya merupakan kombinasi yang disebabkan oleh gelombang P dan S.

3. Gelombang Love yaitu gelombang permukaan yang menjalar dalam bentuk

gelombang transversal yaitu gelombang SH yang penjalarannya paralel

dengan permukaan.

Namun dari semua tipe gelombang seismik tersebut, gelombang P

merupakan gelombang seismik tercepat waktu penjalarannya (Telford, 1990

dalam Jatmiko M.D, 2013). Beberapa tipe gelombang seismik tersebut

ditunjukkan pada Gambar 5 sebagai berikut :

Gambar 5. Beberapa tipe gelombang seismik : (a) Gelombang Love,

(b) Gelombang Rayleigh, (c) Gelombang P, (d) Gelombang S

(Suswandi, 1997, dalam Jatmiko, MD 2013)

2.1.3. Asumsi Dasar

Berbagai anggapan yang dipakai untuk medium bawah permukaan bumi

antara lain :

HIDROGEOLOGI 7

d

c

b

a


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.

Tabel 1. Kelebihan dan Kekurangan Metode Seismik dengan

Metode Geofisika lainya

Sumber: http://geophypalace.blogspot.com

Metode kerja dari gelombang seismic dilakukan pada batas batuan yang

berbeda (gambar 6). Rekaman dari gelombang seismik diplot dalam satu seismic

HIDROGEOLOGI 8

http://geophypalace.blogspot.com/


section ini menggambarkan penampang geologi, tapi masih perlu dilakukan

dengan interprestasi lanjut.

Gambar 6. Metode Kerja dari Gelombang Seismik


2.1.4. Macam Metode Seismik

Dalam menentukan struktur geologi, metode seismik dikategorikan ke

dalam dua bagian yaitu seismik bias (head wave or refrected seismic) dan seismik

refleksi (reflected seismic). Seismik refraksi efektif digunakan untuk penentuan

struktur geologi yang dangkal sedangkan seismik refleksi untuk struktur geologi

yang dalam.

2.2. Metode Seismik Bias (Refraksi)

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 sebagaiparameter

elastisitas batuan.

Metode seismik refraksi bertujuan untuk:

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

2. Menentukan kedalaman di bawah sumber pada medium dua lapis atau lebih

yang horizontal maupun miring.

HIDROGEOLOGI 9



3. Menentukan jenis batuan berdasarkan kecepatan gelombang yang merambat

dalam batuan tersebut.

2.2.1. 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 2.10 sebagai berikut :

Gambar 7 Kurva travel time pada dua lapis sederhana dengan bidang batas

paralel (Sismanto,1999 dalam Jatmiko, 2013)

Pada bidang batas antar lapisan, gelombang menjalar dengan kecepatan lapisan di

bawahnya V2. Skema penjalaran gelombang pada bidang batas antar lapisan

ditunjukkan pada Gambar 2.11 sebagai berikut :

HIDROGEOLOGI 10

x


Gambar 8. Sistem dua lapis sederhana dengan bidang batas paralel

(Sismanto,1999 dalam Jatmiko 2013).

Waktu rambat gelombang bias pada Gambar 8 dapat diperoleh dari persamaan 1

sebagai berikut :

T= AB+CDV 1

+ BCV 2

(1)

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 1 dapat diperoleh persamaan 2 sampai dengan

persamaan 2.9 sebagai berikut :

T=2Z1

V 1cos α+

x−2 Z1 tan α

V 2

(2)

T=2 Z1[ 1V 1cos α

− sin αV 2cos α ]+ x

V 2(3)

T=2 Z1[V 2−V 1sin α

V 1 V 2cos α ]+ xV 2

(4)

Pada Gambar 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 4 dapat dituliskan menjadi persamaan 5 sampai dengan

persamaan 8 sebagai berikut :

T=2Z1 V 1[ 1sin α

−sin α

V 1V 2cos α ]+ xV 2

(5)

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

V 2

(6)

HIDROGEOLOGI 11


T=2 Z1cos2α

V 2sin α cosα+ x

V 2

(7)

T=2 Z1cos α

V 1

+ xV 2

(8)

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 9

sebagai berikut :

Z1=T i V 1

2cos α(9)

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

V 2], maka persamaan

9 dapat dituliskan kembali menjadi persamaan 10 :

Z1=T i V 1

2cos [sin−1 V 1

V 2] (10)

Jika , cos α=((V 2

2−V 12 )

12 )

V 2

, maka kedalaman atau ketebalan lapisan batuan

pertama dapat dihitung melalui persamaan 11 :

Z1=T iV 1 V 2

2√V 22−V 1

2 (11)

Gambar 9. Kurva travel time pada sistem tiga lapis dengan V1 adalah

kecepatan gelombang pada lapisan pertama dan V2 adalah

kecepatan gelombang pada lapisan kedua

HIDROGEOLOGI 12


(Sismanto,1999 dalam Jatmiko, 2013).

Pada Gambar 2.12, Ti1 dan Ti2 berurut-urut merupakan intercept time pada

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

diperoleh suatu persamaan 2.17.

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 (12)

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

persamaan 11 dan persamaan 12, dapat digambarkan penampang struktur lapisan

bawah permukaan seperti pada Gambar 10 sebagai berikut :

Gambar 10. 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 (Sismanto, 1999).

Kecepatan penjalaran gelombang seismik pada lapisan batuan bawah

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

batuan. Variasi kecepatan penjalaran gelombang P pada beberapa lapisan batuan

bawah permukaan ditunjukkan pada Tabel 2.

Tabel 2 Kecepatan gelombang P pada beberapa lapisan batuan (Burger, 1992)

Material Kecepatan gelombang P (m/s)

Weathered layered 200 – 900

Soil 250 – 600

HIDROGEOLOGI 13


Clay 1000 – 2500

Sandstone 3000 – 4500

Limestone 5500 – 6000

Granite 5000 – 5100

Sumber: Jatmiko, 2013

Gambar 11. Kurva Penjajaran Gelombang terhadap Waktu Tempuh

Sumber: http://seismik-indonesia.blogspot.com

2.2.2. Alat yang Digunakan dalam Survey Refraksi

Adapun alat dan bahan yang digunakan pada penelitian ini antara lain :

1. Satu set alat seismik refraksi Seismograph PASI 24 Channel, seperti

pada Gambar 3.2 berikut :

HIDROGEOLOGI 14


Gambar 12 Seismograph PASI 24 channel


2. Satu set alat GPS Garmin Map 60 CSX sebagai penentu koordinat.

3. Satu unit komputer lengkap dengan perangkat lunak (software) akuisisi

dan interpretasi data seismik refraksi.

4. Satu set roll meter sebagai pengukur jarak geophone dengan sumber

gelombang seismik.

5. Geophone sebanyak 24 buah.

6. Palu hammer dan plat baja.

7. HT sebagai alat komunikasi jarak jauh 2 buah.

Gambar 3.3 Satu set alat seismik refraksi


2.2.3. Akusisi pada Metode Seismik Refraksi

Tujuan utama akuisisi data seismik adalah untuk memperoleh pengukuran

travel time dari sumber energi ke penerima. Keberhasilan akusisi data bisa

bergantung pada jenis sumber energi yang dipilih. Sumber energi seismik dapat

dibagi menjadi dua yaitu sumber impulsif dan vibrator. Sumber impulsif adalah

sumber energi seismik dengan transfer energinya terjadi secara sangat cepat dan

HIDROGEOLOGI 15


suara yang dihasilkan sangat kuat, singkat dan tajam. Sumber energi impulsif

untuk akuisisi data seismik yang digunakan untuk akusisi data seismik di laut

adalah air gun. Sumber energi vibrator merupakan sumber energi dengan durasi

beberapa detik. Panjang sinyal input dapat bervariasi. Gelombang outputnya

berupa gelombang sinusoidal. Seismik refleksi resolusi tinggi menggunakan

vibrator dengan frekuensi 125 Hz atau lebih.

Perekaman data seismik melibatkan detektor dan amplifier yang sangat

sensistif serta magnetic tape recorder. Alat untuk menerima gelombang-

gelombang refleksi untuk survei seismik di laut adalah hidropon. Hidropon

merespon perubahan tekanan. Hidropon terdiri atas kristal piezoelektrik yang

terdeformasi oleh perubahan tekanan air. Hal ini akan menghasilkan beda

potensial output. Elemen piezoelektrik ditempatkan dalam suatu kabel streamer

yang terisi oleh kerosin untuk mengapungkan dan insulasi.

Hampir semua data seismik direkam secara digital. Karena output dari

hidropon sangat lemah dan output amplitude decay dalam waktu yang sangat

singkat, maka sinyal ini harus diperkuat. Amplifier bisa juga dilengkapi dengan

filter untuk meredam frekuensi yang tidakdiinginkan.

Sumber energi yang biasa digunakan dalam survei ini antara lain Buffalo

gun(energi lebih banyak), Sledge hammer (mudah digunakan dan murah), bahan

peledak (lebih banyak energi yang dihasilkan), drop weight (membutuhkan daerah

yang datar), serta air gun yang biasanya digunakan untuk survei di danau atau

laut. Dinamit yang digunakan bermerk Power Gel ini terbungkus dalam tabung

plastik dan dapat disambung-sambung sesuai dengan berat yang diinginkan untuk

ditanam. Di dalam tabung ini dinamit diisi dengan detenator atau ‘cap’ sebagai

sumber ledakan pertama, serta dipasang pula anchor agar dinamit tertancap kuat

di dalam tanah.

Pemasangan dinamit (preloading) dilakukan langsung setelah pemboran

selesai, dengan tujuan untuk menghindari efek pendangkalan dan runtuhan di

dalam lubang. Pengisian dinamit dilakukan oleh regu loader yang dipimpin oleh

seorang shooter yang telah mempunyai pengetahuan keamanan yang berhubungan

dengan bahan peledak dan telah memiliki lisensi tertulis dari migas.

HIDROGEOLOGI 16


Dalam membuat desain survei seismik terdapat beberapa parameter

lapangan yang harus diperhatikan. Trace adalah point untuk data seismic yang

terekam oleh satu perekam (geophone), sedangkan trace interval sendiri adalah

jarak antar trace. Station unit adalah alat yang di gunakan sebagai pengubah sinyal

yang di terima yaitu sinyal analog ke dalam sinyal digital. Far Offset adalah jarak

antara sumber seismik dengan trace terjauh terjauh. Near Offset adalah jarak

antara sumber seismik dengan trace terdekat. Jumlah shot point adalah banyaknya

SP yang digunakan dalam satu lintasan. Jumlah Trace banyaknya trace yang

digunakan dalam satu SP. Record length dalah lamanya merekam gelombang

seismic. Fold coverage adalah Jumlah atau seringnya suatu titik di subsurfece

terekam oleh geophone di permukaan.

2.2.4. Prosedur dalam Survey Seismik Refraksi

Survey seismik refraksi pada umumnya dilakukan prosedur sebagai berikut:

1. Menyusun konfigurasi peralatan (sesuai kondisi lapangan), pada umumnya

geophone dan sumber gelombang dipasang dalam satu garis lurus (line

seismic). Jarak pisah antara geophone adalah jarak horizontal dan ditentukan

oleh kondisi lapangan.

2. Penempatan sumber gelombang dilakukan untuk mendapatkan sumber

imformasi struktur bawah permukaan bumi secara detail. Sumber gelombang

yang berada di tengah spread (satu rangkaian geophone) diharapkan dapat

mendeteksi lapisan paling atas, dan sumber gelombang yang berada di luar

spread diharapkan dapat mendeteksi lapisan paling bawah yang dapat dicapai

(lapisan bed rock).

3. Data yang diperoleh dari survey seismik refraksi adalah waktu tempuh jalar

gelombang dari sumber ke tiap geophone yang disebut travel time.

4. Tahapan akhir dalam metode seismik refraksi adalah membuat atau melakukan

interpretasi hasil dari survei menjadi data bawah permukaan yang akurat. Data-

data waktu dan jarak dari kurva travel time diterjemahkan menjadi suatu

penampang seismik, dan akhirnya dijadikan menjadi penampang geologi.

Survey geofisika dengan metode seismik refraksi adalah bertujuan untuk

mendeteksi struktur geologi di bawah permukaan dangkal, misalnya patahan.

Untuk menentukan kedalaman di bawah sumber pada medium dua lapis atau

HIDROGEOLOGI 17


lebih yang horizontal maupun miring serta menentukan jenis batuan

berdasarkan kecepatan gelombang yang merambat dalam batuan tersebut.

Gambar 12. Penyusunan Alat Metode Seismik Refraksi

Sumber: http://blog.ub.ac.id/

Dalam survei seismik refraksi dilakukan desain survei konfigurasi

peralatan yang disusun seperti pada Gambar 12. Geophone dan sumber

gelombang ditempatkan pada suatu garis lurus (line seismik). Near offset, far

offset, dan jarak antar geophone ditentukan berdasarkan kondisi lapangan tempat

melakukan survei. Pengambilan data dilakukan dengan memberikan sumber getar

yang dalam penelitian ini menggunakan weightdrop seberat 50 kg untuk jarak 10

meter dari geophone yang pertama. Sistem perekaman dilakukan oleh 12

geophone dalam satu garis lurus dengan sumber getar. Pasangan geophone

ditempatkan dengan masing-masing spasi geophone yang telah ditentukan yaitu 2

meter.

Pengukuran dilakukan dengan memberikan impuls vertikal pada

permukaan tanah dan merekam sinyal yang terjadi, sensor diletakkan sepanjang

garis lurus dari sumber impuls. Sensor yang digunakan adalah seismometer darat

yaitu geophone. Akuisisi dalam pengambilan data seismik menggunakan cara

end-on (Common Shot). Dari akusisi data ini akan didapatkan data mentah

seismik, berupa trace-trace seismik dari geophone yang merekam waktu tempuh

gelombang seismik.

HIDROGEOLOGI 18


Gambar 13. Metode Kerja dari Gelombang Seismik Refraksi


Gelombang seismik refraksi yang dapat terekam oleh penerima 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 = 90°

sehingga sin r = 1). Hal ini sesuai dengan asumsi awal bahwa kecepatan lapisan

dibawah interface lebih besar dibandingkan dengan kecepatan diatas interface.

Gelombang seismik berasal dari sumber seismik merambat dengan

kecepatan V1 menuju bidang batas (A), kemudian gelombang dibiaskan dengan

sudut datang kritis sepanjang interface dengan kecepatan V2. Dengan

menggunakan prinsip Huygens pada interface, gelombang ini kembali ke

permukaan sehingga dapat diterima oleh penerima yang ada di permukaan.

2.2.5. Pengolahan Data Seismik Refraksi

Pengolahan data seismik refraksi ini dilakukan dengan menggunakan

software Winsism V.12. Pengolahan data seismik refraksi ini diawali dengan

mengkonversi file seismograph SEG2 yang merupakan data hasil rekaman

akuisisi data seismik refraksi di lapangan menjadi file seismik unix. Selanjutnya

dilakukan tahap picking pada data rekaman seismik refraksi yang sudah

dikonversi menjadi file seismik unix, seperti yang ditunjukkkan pada Gambar 14

HIDROGEOLOGI 19


Gambar 14. Proses picking untuk menentukan waktu tiba gelombang pertama


Tujuan dari proses picking ini adalah untuk menentukan waktu tiba

gelombang P pertama (first break) yang sampai pada setiap geophone. Picking

dilakukan secara manual dengan memperbesar tampilan gelombang pertama

terlebih dahulu secara lebih detail kemudian ditentukan waktu tiba gelombang

pertama tersebut. Setelah waktu tiba gelombang pertama pada setiap geophone

diketahui, selanjutnya dibuat kurva travel time yaitu kurva hubungan jarak setiap

geophone dari sumber gelombang seismik terhadap waktu tiba gelombang

pertama pada setiap geophone, seperti yang ditunjukkan pada Gambar 15

Hubungan Posisi Geophone Terhadap Waktu Tiba Gelombang

HIDROGEOLOGI 20


Posisi Geophone

Gambar 15. Kurva travel time


Pada kurva travel time, sudah dapat terlihat banyaknya lapisan batuan

yang dapat teridentifikasi dari hasil survei seismik refraksi. Ini dapat terlihat dari

banyaknya perbedaan slope pada kurva travel time. Karena perbedaan slope pada

kurva travel time mengindikasikan bahwa kecepatan penjalaran gelombang

seismik pada suatu lapisan telah mengalami perubahan seiring dengan perbedaan

kerapatan antar lapisan batuan.

Untuk menentukan kecepatan penjalaran gelombang seismik pada setiap

lapisan batuan dihitung dengan menggunakan metode regresi linear setiap slope

pada kurva travel time. Metode regresi linear adalah sebuah metode statistika

yang memberikan penjelasan tentang pola hubungan (model) linear antara dua

variabel atau lebih. Pada kurva travel time, kecepatan penjalaran gelombang P

merupakan variabel terikat sedangkan posisi geophone dan waktu tiba merupakan

variabel bebas.

Untuk mengetahui apakah bidang batas antar lapisan datar atau miring,

akuisisi data seismik refraksi di lapangan dilakukan dengan forward and reverse

(bolak balik). Jika kurva travel time forward and reverse simetris seperti Gambar

3.8 mengindikasikan bidang batas lapisan batuan datar/horizontal. Sebaliknya jika

kurva travel time forward and reverse tidak simetris dapat mengindikasikan

HIDROGEOLOGI 21


bahwa bidang batas lapisan batuan tidak datar (miring), dengan bidang yang

memiliki sudut kemiringan lebih besar menjadi bidang yang lebih tinggi.

2.2.6. Hal- Hal yang Perlu Diperhatikan Saat Pengukuran di Lapangan

Hal yang perlu diperhatikan pada saat pengukuran di lapangan adalah nois

yang sifatnya mengganggu. Ada beberapa hal penyebab nois antara lain adalah

angin, pohon, aliran sungai (parit), benda-benda lain yang bergerak dekat dengan

geophone (orang berjalan, sepeda motor, dan sebagainya). Untuk mendapatkan

hasil yang diharapkan, nois ini harus ditekan sekecil mungkin.

Ada dua macam nois yang dapat dibedakan,

1. Nois yang timbul sesaat kemudian lenyap

Nois ini diakibatkan oleh orang berjalan, motor/mobil, dan sebagainya. Untuk

menghindari nois semacam ini, pada saat sumber gelombang (source)

ditimbulkan, diusahakan agar tidak ada sesuatu yang bergerak disekitar

geophone.

2. Nois yang timbul terus menerus

Nois ini biasanya ditimbulkan oleh angin, pohon (bergoyang), aliran air sungai,

dan sebagainya. Untuk menghindari keadaan semacam ini sebaiknya setiap kali

mengadakan pengukuran seismik, diadakan terlebih dahulu “nois tes”. Jika nois

yang timbul cukup kecil dibanding dengan sinyal yang dihasilkan maka

pengukuran dapat dilaksanakan. Tetapi jika nois cukup besar dibanding sinyal,

pengukuran perlu ditunda beberapa saat sampai nois menjadi kecil.

Untuk menghindari nois, signal yang masuk dapat ditumpuk (di-stack)

beberapa kali, sehingga data yang diperoleh lebih baik dan jelas. Dilakukan

demikian karena dengan stacking, sinyal dijumlahkan sedang nois ditiadakan

(nois bersifat random dan acak).

Sebelum melakukan pengukuran ditentukan terlebih dahulu garis lintasan

pengukuran, lintasan pengukuran diusahakan datar dan mewakili daerah seismik

penelitian atau dengan kata lain penempatan lintasan penelitian didasarkan pada

pertimbangan teknis dan kaitannya dengan usaha untuk mendapatkan gambaran

keadaan bawah permukaan yang memadai.

2.3. Metode Seismik Pantul (Refleksi)

HIDROGEOLOGI 22


Prinsip dasar dari metoda seismik pantul ini adalah pengiriman sinyal ke

dalam bumi, dan karena adanya bidang perlapisan (bidang kontak) maka bidang

tersebut dapat menjadi bidang pantul (reflektor). Analisis Seismik refleksi

dikonsentrasikan pada energi yang diterima setelah getaran awal diterapkan.

Secara umum, sinyal yang dicari adalah gelombang-gelombang yang terpantulkan

dari semua interface antar lapisan di bawah permukaan. Analisis yang

dipergunakan dapat disamakan dengan ‘echo sounding’ pada teknologi bawah air,

kapal, dan sistem radar. Informasi tentang medium juga dapat diekstrak dari

bentuk dan amplitudo gelombang refleksi yang direkam. Struktur bawah

permukaan dapat cukup kompleks, tetapi analisis yang dilakukan masih sama

dengan seismik refraksi, yaitu analisis berdasar kontras parameter elastisitas

medium.

Tujuan utama dari suatu survei seismik refleksi adalah memberikan

informasi mengenai geologi bawah permukaan. Metoda seismik refleksi ini dapat

dikelompokkan menjadi dua, yaitu :

1. Seismik dangkal (shallow seismic reflection) yang umumnya digunakan dalam

eksplorasi batu bara dan bahan tambang lainnya.

2. Seismik dalam yang umum digunakan untuk eksplorasi daerah prospek

hidrokarbon.

Gambar 16. Skema Metode Seismik Refleksi


2.3.1. Parameter-Parameter yang Harus Diperhatikan

Kualitas data seismik sangat ditentukan oleh kesesuaian parameter

lapangan yang digunakan dengan kondisi geologi dan kondisi permukaan daerah

survei. Disamping itu parameter lapangan juga harus disesuaikan dengan target

HIDROGEOLOGI 23


eksplorasi yang ingin dicapai. Jadi keberhasilan suatu survei seismik sangat

ditentukan dari desain parameter lapangan digunakan.

Beberapa parameter lapangan yang harus ditentukan dan disesuaikan dengan

kondisi lapangan adalah sebagai berikut :

Jumlah dan susunan geopon

Interval sampling

Jumlah bahan peledak dan kedalaman lubang bor

Jarak antar titik tembak

Jarak antara geopon

Geometri penembakan

Filter (high-cut dan low-cut).

Parameter lapangan dirancang berdasarkan data geologi dan data geofisika

yang ada, dan penentuannya dilakukan dengan uji coba secara langsung di

lapangan. Parameter dipilih berdasarkan optimasi keterbatasan parameter

lapangan dalam memecahkan problem yang muncul. Selain itu faktor ekonomis

juga merupakan pertimbangan utama dalam optimasi ini.

2.3.2. Cara Penentuan Parameter Lapangan

a. Analisa noise (gangguan)

Analisa noise ditujukan untuk mendeskripsikan parameter fisis sinyal dan noise

sehingga desain parameter lapangan dapat dilakukan dengan baik. Analisa (test)

noise ini dilakukan paling awal sebelum survei seismik dimulai. Noise adalah

gelombang yang tidak diharapkan dan sering muncul pada saat perekaman

seismik. Biasanya mengganggu sinyal refleksi.

b. Susunan geopon (array geophone)

Tujuan dari penentuan array geophone ini adalah untuk mendapatkan bentuk

susunan geophone yang dapat berfungsi meredam noise (ground roll) secara

optimal sehingga signal to noise ratio-nya (S/N ratio) tinggi. Untuk menaikkan

(S/N ratio) ground roll harus diredam dengan cara menebarkan geophone.

c. Test kedalaman dan jumlah dinamit

Tujuan test ini adalah untuk menentukan kedalaman pemboran dan jumlah

dinamit yang paling optimum, artinya dapat memberikan hasil perekaman seperti

yang diharapkan tetapi juga dengan biaya yang ekonomis.

HIDROGEOLOGI 24


d. Jarak titik tembak

Untuk melakukan pemilihan jarak terdekat dan terjauh ini, kita kaitkan dengan

target dari survei. Untuk memilih jarak terdekat biasanya digunakan acuan target

terdangkal, sedangkan untuk jarak terjauh kita gunakan acuan target terdalam.

e. Geometri Penembakan

Informasi struktur geologi dan data geofisika yang ada di daerah penyelidikan

sangat diperlukan untuk menentukan geometri penembakan. Pemilihan cara

penembakan, tergantung pada kedalaman zona prospek dan kompleksitas struktur

bawah permukaan. Pemilihan geometri penembakan berguna untuk memfokuskan

energi seismik sehingga efektifitas sumber menjadi lebih optimal.

f. Filter (low cut dan high cut)

Penentuan filter low-cut dan high-cut ini kita lakukan pada instrumen yang kita

gunakan. Pemilihan high cut filter dapat ditentukan atas dasar sampling rate yang

digunakan karena sampling rate menentukan besarnya frekuensi aliasing.

Pemilihan besarnya low cut filter ditujukan untuk meredam noise berfrekuensi

lebih rendah dari frekuensi geophone yang digunakan apabila noise tersebut

terlalu menenggelamkan sinyal.

g. Sampling rate

Penentuan besar kecilnya sampling rate bergantung pada frekuensi maksimum

sinyal yang ingin direkam pada daerah survei tersebut. Tetapi pada kenyataannya,

besarnya sampling rate dalam perekaman sangat bergantung pada kemampuan

instrumentasi perekaman yang digunakan, dan biasanya sudah ditentukan oleh

pabrik pembuat instrumen tersebut. Penentuan sampling rate ini akan memberikan

batas frekuensi tertinggi yang terekam akibat adanya aliasing.

2.3.3. Prosedur Pengambilan Data di Lapangan

a. Pemasangan patok

Sebelum dilakukan pengukuran seismik, maka terlebih dahulu harus ditentukan

posisi koordinat (X, Y, dan Z) dari tiap-tiap titik geophone maupun shot point.

Penentuan koordinat ini dapat dilakukan dengan menggunakan theodolith ataupun

GPS. Titik-titik tersebut, kemudian ditandai dengan patok yang sudah mempunyai

harga koordinat terhadap referensi tertentu.

b. Pemasangan geophone

HIDROGEOLOGI 25


Geophone dipasang sesuai dengan rencana tipe penembakan yang akan dilakukan

dan disusun berurutan. Pemasangan geophone diusahakan sedekat mungkin

dengan patok yang sudah diukur koordinatnya.

c. Pemasangan sumber peledak

Sumber peledak dipasang sesuai dengan rencana tipe penembakan

d. Persiapan alat perekaman data seismik

Sebelum melakukan penembakan alat perekam harus dicek terlebih dahulu,

sehingga data yang dihasilkan cukup optimal.

e. Penembakan

Penembakan hanya dapat dilakukan ketika alat perekam data seismik sudah

dilakukan pengecekan dan terpasang dengan baik.

f. Pencatatan data pengamatan pada observer log

Data pengamatan dan kejadian selama berlangsungnya pengukuran kemudian

disalin pada buku observer log.

BAB III

PENUTUP

3.1. Kesimpulan

HIDROGEOLOGI 26


Berdasarkan penjalaran gelombangnya, metode seismik dibedakan

menjadi 2 metode yaitu metode seismik refraksi dan metode refleksi. Seismik

refraksi efektif digunakan untuk penentuan struktur geologi yang dangkal

sedangkan seismik refleksi untuk struktur geologi yang dalam. Metode seismik

refraksi inilah yang efektif digunakan guna mengetahui nilai kedalaman

bidang gelincir sebagai parameter kelongsoran suatu daerah.

Tabel 3. Perbandingan Seismik Refraksi – Seismik Refleksi


3.2. Saran

Untuk mendeteksi variasi lateral dan kedalaman dalam parameter fisis

yang relevan, metode seismik dapat dilakukan di lapangan berdasarkan kelebihan

yang dimilikinya.

DAFTAR PUSTAKA

HIDROGEOLOGI 27



Hariyadi, Dedi. 2012. Survey Seismik Indonesia http://seismik-indonesia.blogspot.com/2012_06_01_archive.html (diakses 3 Maret 2015)

Huri, A. Z. 2013. Geofisika dan Metodenya. http://geophypalace.blogspot.com/

2013/12/geofisika-dan-metode-metodenya.html (diakses 2 Maret 2015).

Jatmiko, Marinda Dwi, Penentuan Tingkat Kekerasan Lapisan Batuan Bawah Permukaan Menggunakan Metode Seismik Refraksi https://www.academia.edu/7085736/eksperimen_seismik_refraksi (diunduh 4 Maret 2015)

Mualmaul, Eksplorasi Geofisika. 2013. https://wingmanarrows.wordpress.com/ 2013/01/23/eksplorasi-geofisika-5-metoda-seismik-refleksi/ (diakses pada 5 Maret 2015)

Novita, Vani. 2014. Metode Seismik Refraksi. http://blog.ub.ac.id/vanino/ 2014/01/30/metode-seismik-refraksi/ (diakses pada 3 Maret 2015)

Wikipedia Ensiklopedia Bebas, http://id.wikipedia.org/wiki/Metoda_seismik (diakses pada 2 Maret 2015).

HIDROGEOLOGI 28

http://id.wikipedia.org/wiki/Metoda_seismik

http://blog.ub.ac.id/vanino/%202014/01/30/metode-seismik-refraksi/

http://blog.ub.ac.id/vanino/%202014/01/30/metode-seismik-refraksi/

https://wingmanarrows.wordpress.com/%202013/01/23/eksplorasi-geofisika-5-metoda-seismik-refleksi/

https://wingmanarrows.wordpress.com/%202013/01/23/eksplorasi-geofisika-5-metoda-seismik-refleksi/

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

http://geophypalace.blogspot.com/2013/12/geofisika-dan-metode-metodenya.html

http://geophypalace.blogspot.com/2013/12/geofisika-dan-metode-metodenya.html

http://seismik-indonesia.blogspot.com/2012_06_01_archive.html

http://seismik-indonesia.blogspot.com/2012_06_01_archive.html

pendugaan air tanah atau batuan dengan metode seismik

Engineering