BAB II TINJAUAN PUSTAKA

Transkripsi

1 BAB II TINJAUAN PUSTAKA 2.1. Sistem Panas Bumi (Geothermal) Menurut Zarkasyi (2010) dan Kurniawan (2009) sistem geothermal atau panas bumi terbentuk dari beberapa elemen penting yaitu adanya sumber panas, fluida air panas, batuan reservoar, dan batuan penudung. Sumber air panas bumi pada umumnya adalah magma. Magma terbentuk dari hasil pelelehan mantel (partial melting), sebagai akibat dari penurunan titik didih mantel karena adanya infiltrasi H 2 O dari zona subsduksi. Magma dapat terjadi juga karena pelelehan sebagian kerak bumi pada proses penebalan lempeng benua seperti yang terjadi pada tumbukan antarlempeng benua. Perpindahan panas di dalam kerak bumi antara lain perpindahan panas dari busur vulkanik, seperti erupsi vulkanik, pelepasan panas secara terus-menerus dalam jangka waktu tertentu dari gunung api aktif dan pelepasan gas dari kerak yang terintrusi, anomali perpindahan konduksi yang tinggi, dan perpindahan panas konveksi yang hampir terusmenerus oleh fluida panas bumi. Pada sistem panas bumi, perpindahan panas terjadi secara konduksi dan konveksi (Indratmoko, dkk., 2009). Perpindahan panas secara konduksi pada batuan terjadi akibat adanya interaksi atomik/molekul penyusun batuan dalam mantel. Sedangkan perpindahan panas secara konveksi adalah perpindahan panas yang diikuti oleh perpindahan massa (molekul). Fluida panas bumi berasal dari air permukaan/meteorik yang masuk ke bawah permukaan melalui rekahan maupun ruang antarbutiran batuan yang membentuk sistem kantong fluida (reservoar). Fluida juga dapat berasal dari batuan dalam bentuk air magnetik (air juvenil) (Zarkasyi, 2010). Reservoar adalah lapisan yang tersusun dari batuan yang memiliki sifat sarang (permeable) dan porositas tinggi yang berperan untuk menyimpan fluida yaitu uap dan air panas yang berasal dari hasil pemanasan (konduksi dan 3

2 4 konveksi). Lapisan ini bisa berasal dari batuan klastik atau vulkanik yang telah mengalami rekahan secara kuat (Zarkasyi, 2010). Gambar 2.1. Sistem Panas Bumi (Dewi, 2012) Batuan penudung (cap rock) berfungsi sebagai penutup reservoar untuk mencegah bocornya atau keluarnya fluida panas bumi dari reservoar. Batuan penudung harus berupa lapisan batuan yang bersifat kedap atau memiliki permeabilitas rendah. Lapisan penudung umumnya tersusun dari lapisan batuan yang terdiri dari mineral lempung sekunder hasil ubahan (alteration), akibat interaksi fluida dengan batuan yang dilewatinya. Mineral-mineral lempung sekunder yang umum membentuk lapisan penudung adalah montmorilonite, smectite, illite, kaolin, dan phyrophillite. Di lingkungan tektonik aktif batuan penudung mengalami deformasi dan membentuk rekahan tetapi dengan adanya proses kimia berupa pengendapan mineral sangat membantu dalam menutup rekahan yang terbentuk contohnya pengendapan kalsit dan silika (Zarkasyi, 2010). Daerah panas bumi biasanya ditandai dengan berbagai manifestasi di permukaan bumi. Manifestasi tersebut antara lain mata air panas dan geyser. Manifestasi ini muncul ke permukaan karena proses perambatan panas dari bawah permukaan atau melalui rekahan yang memungkinkan fluida panas bumi mengalir ke permukaan (Zarkasyi, 2010).

3 5 (a) (b) (c) (d) (e) (f) (g) Beberapa manifestasi panas bumi adalah sebagai berikut. Tanah hangat dan permukaan tanah beruap Mata air panas, kolam panas, dan telaga panas Fumarola atau solfatar Geyser Lumpur panas Sinter silika Batuan alterasi 2.2. Tinjauan Geologi Gunung Api Lawu Batuan Gunung Api Lawu dapat dipisahkan menjadi batuan Gunung Api Lawu Tua (kompleks Jobolarangan) dan batuan Gunung Api Lawu Muda. Gunung Api Lawu termasuk dalam jalur gunung api Kuarter. Aliran lava yang bersumber dari beberapa kerucut parasiter tersebar di bagian badan Gunung Api Lawu Tua dan Gunung Api Lawu Muda (Santosa, 2006) Kompleks Gunung Api Lawu Tua (Gunung Jobolarangan) Breksi Jobolarangan (Qvjb) Tersusun atas breksi gunung api setempat, bersisipan lava andesit. Umumnya menempati bagian puncak kompleks Gunung Api Lawu Tua, yaitu di Kabupaten Karanganyar bagian Selatan dan sedikit di bagian Timur Laut. Warna batuan kelabu kecoklatan, dan bila lapuk menjadi kemerahan. Menempati pada kemiringan lereng antara 30% sampai 50%, dengan tebal lapisan mencapai puluhan meter. Di daerah ini disisipi lava andesit berwarna kelabu kehitaman. Contoh sisa breksi gunung api yang dikelilingi endapan lahar adalah : Gunung Nguworak, Gunung Bulu, dan Gunung Kukusan di Barat Laut Gunung Api Lawu Tua (Santosa, 2006) Lava Sidoramping (Qvsl) Berupa lava andesit, lava ini bertekstur alir yang berasal dari kompleks Sidoramping, Gunung Puncakdalang, Gunung Kukusan dan Gunung

4 6 Ngampiyungan, yang secara umum mengalir ke arah Barat. Warna dominan kelabu tua dan tersusun atas plagioklas, kuarsa dan felspar (Santosa, 2006) Kompleks Gunung Api Lawu Muda Batuan Gunung Api Lawu (Qvl) Terdiri atas tuf breksian dan breksi tufaan bersisipan lava andesit. Tuf breksian berwarna coklat kemerahan, umumnya lapuk dan berukuran 2 cm sampai 10 cm. Tersusun atas mineral andesit, kuarsa, felspar, kepingan kaca gunung api, batuapung, dan sedikit piroksin serta ampibol. Felspar sebagian berubah menjadi lempung dan klorit, dengan tebal lapisan lebih dari 2 meter. Breksi tufaan berwarna kelabu coklat, bila lapuk berwarna coklat kemerahan, memiliki ukuran antara 1 cm sampai 10 cm, dengan tebal lapisan lebih dari 5 meter. Lava andesit berwarna kelabu, tersusun atas mineral plagioklas, felspar sedikit kuarsa dan mineral mafik. Umumnya berstruktur leleran dengan ketebalan lapisan sekitar 2 meter. Satuan batuan ini mempunyai persebaran luas, mulai dari kerucut, lereng, hingga kaki gunung api (Santosa, 2006) Lava Condrodimuko (Qvcl) Terdiri atas lava andesit berwarna kelabu tua, yang tersusun atas mineral andesit, kuarsa, felspar, sedikit hornblende, piroksin, dan mineral bijih. Leleran yang berasal dari kawah Condrodimuko ini mengalir ke arah Barat Daya. Bagian Barat Laut dibatasi oleh sesar turun yang memotong puncak Gunung Api Lawu, sementara aliran yang ke Selatan dibatasi oleh sesar Cemorosewu. Satuan batuan ini mengalir dari kawah Gunung Banyuurip dan menempati morfologi kerucut hingga lereng gunung api (Santosa, 2006) Lava Anak Lawu (Qvcl) Mempunyai karaktersitik seperti Lava Condrodimuko, yang keluar dari salah satu kerucut parasiter Lawu Muda di bagian Timur Laut, pada morfologi lereng gunung api (Santosa, 2006).

5 Lahar Lawu (Qlla) Berupa endapan lahar, yang terdiri atas andesit, basalt, dan sedikit batuapung bercampur dengan pasir gunung api, membentuk perbukitan rendah ataupun mengisi dataran kaki gunung api. Agihan cukup luas mulai dari Kecamatan Karangpandan hingga batas bagian Barat Kabupaten Karanganyar, yang menempati morfologi kaki hingga dataran kaki gunung api (Santosa, 2006) Batuan Terobosan Andesitis (Tma) Dengan ukuran kristal antara 0,5 mm sampai 1 mm, tersusun atas mineral andesit, ortoklas, kuarsa, bijih, mikrolit plagioklas, dan silika. Sebagian besar felspar berubah menjadi klorit dan lempung. Batuan terobosan ini (Gunung Bangun) terdapat pada tekuk lereng antara morfologi kaki dan dataran kaki di bagian Barat Daya (Santosa, 2006). Pada lereng Barat Gunung Api Lawu terdapat struktur patahan yang cukup kompleks, yang dikontrol oleh dua sesar utama, yaitu Sesar Lawu dan Sesar Sidoramping. Sesar Lawu membentang arah Barat Daya sampai Timur Laut, yang bersesuaian dengan tekuk lereng antara morfologi lereng dengan kaki gunung api, serta antara morfologi kaki dengan dataran kaki gunung api. Di sekitar Sesar Lawu ini terdapat sesar-sesar diperkirakan yang relatif tegak-lurus, yaitu di sekitar jajaran kerucut parasiter Gunung Cemorobulus, Gunung Tempurung, dan intrusi andesitis Gunung Bangun. Sesar-sesar kecil diperkirakan ini, terbentang memotong kontur antara morfologi kaki hingga dataran kaki gunung api. Sesar Sidoramping merupakan sesar utama yang memotong kawah parasiter Gunung Banyuurip dan kawah utama Gunung Api Lawu Muda dengan arah Utara sampai Selatan. Dua sesar lainnya terbentuk mulai dari kawah utama ke arah Timur Laut dan ke arah Barat Laut memotong Sesar Lawu (Dewi, 2012). Bagian lereng Barat Gunung Api Lawu yang mempunyai topografi bertebing-tebing curam dan memiliki potensi pemunculan mata air yang cukup baik. Secara geomorfologi, daerah Gunung Api Lawu dapat dibagi ke dalam 4 satuan morfologi, seperti diuraikan berikut ini (Dewi, 2012).

6 8 (a) (b) (c) (d) Satuan Morfologi Kerucut Gunung Api (Volcanic Cone). Satuan ini terletak di sekitar puncak Gunung Api Lawu dengan ketinggian antara m dpal sampai m dpal, lereng terjal dengan kemiringan lebih dari 40%, sebagian besar merupakan lahan gundul, dan memungkinkan terjadinya bencana lahar dingin bila terjadi hujan dengan intensitas tinggi dan durasi lama. Satuan Morfologi Lereng Gunung Api (Volcanic Slope). Satuan ini terletak pada ketinggian m dpal sampai m dpal, kemiringan lereng berkisar 20% sampai 40%, didominasi oleh proses erosi tebing dan gerakan massa. Pada satuan morfologi lereng ini mulai tumbuh vegetasi berupa hutan yang bercampur belukar. Satuan Morfologi Kaki Gunung Api (Volcanic Foot). Ciri satuan ini adalah kemiringan lereng berkisar 8% sampai 20%, ketinggian 550 m dpal sampai m dpal, dengan vegetasi didominasi hutan hujan tropis. Proses yang sering berlangsung adalah pengangkutan, erosi, dan mulai terjadi pengendapan. Pada satuan morfologi ini banyak terdapat sesar-sesar kecil searah kemiringan lereng, dan memotong relatif tegak-lurus dengan Sesar Utama Lawu. Satuan Morfologi Dataran Kaki Gunung Api (Volcanic Foot Plain) Satuan ini mempunyai lereng kemiringan 2% sampai 8%, dengan proses yang dominan berupa erosi lateral dan pengendapan. Materi penyusunnya terdiri atas pasir, tuf, dan lempung yang beresistensi rendah hingga sedang, pada ketinggian antara 50 m dpal sampai 550 m dpal Teori Seismik Teori Elastisitas Metode seismik memanfaatkan perambatan gelombang melalui bumi/batuan. Karena perambatan ini tergantung pada sifat elastis dari batuan (Telford, et.al., 1990). Bentuk dan ukuran suatu benda dapat berubah (terdeformasi) jika benda dikenai suatu gaya yang berasal commit dari luar to user benda. Akan tetapi, gaya dari luar

7 9 dilawan oleh gaya dari dalam benda. Akibatnya, benda akan kembali ke bentuk dan ukuran asalnya ketika gaya dari luar benda dihilangkan. Hal ini disebut dengan elastisitas. Sebuah benda elastis sempurna adalah benda yang benar-benar kembali ke bentuk dan ukuran asalnya setelah terdeformasi. Banyak bahan termasuk batuan dapat dianggap sebagai elastis sempurna tanpa kesalahan yang cukup besar, asalkan deformasinya kecil (Sheriff and Geldart, 1995). Teori elastisitas berkenaan dengan gaya yang diterapkan sebagai hasil perubahan bentuk dan ukuran. Hubungan antara gaya yang diterapkan dan deformasi dinyatakan dalam konsep tegangan (stress) dan regangan (strain) Tegangan (Stress) Tegangan (stress) didefinisikan sebagai gaya persatuan luas. Ketika sebuah gaya diterapkan pada suatu benda, tegangan adalah perbandingan gaya pada suatu luasan di mana gaya tersebut diterapkan. Jika arah gaya tegak-lurus terhadap luasan, maka tegangan disebut sebagai tegangan normal (normal stress). Jika arah gaya tangensial terhadap luasan, maka tegangan disebut sebagai tegangan geser (shearing stress). Jika arah gaya tidak tegak-lurus atau tidak sejajar terhadap luasan maka dapat diselesaikan dengan memproyeksikan arah gaya pada arah paralel dan arah tegak-lurus luasan masing-masing elemen. Atau dapat diuraikan ke dalam komponen tegangan normal dan komponen tegangan geser (Telford, et.al., 1990). Tegangan dinotasikan dengan simbol σ, untuk σ yx berarti tegangan yang bekerja paralel pada arah y dan tegak-lurus terhadap luasan arah x. Sedangkan σ xx adalah tegangan yang bekerja pada arah x dan tegak-lurus terhadap luasan arah x (normal stress). Bila suatu medium berada dalam kesetimbangan statis maka tegangan harus seimbang. Berarti σ xx, σ yx, dan σ zx yang bekerja pada muka DEFG harus sama dan berlawanan arah terhadap tegangan yang bekerja pada muka yang berlawanan OABC (Sismanto, 2006).

8 10 Gambar 2.2. Tegangan (Sheriff and Geldart, 1995) Pasangan tegangan geser seperti σ yx cenderung memutar elemen volume tersebut terhadap sumbu z yang besar momennnya. force x lever arm = (σ yx dy dz) dx (2.1) Karena elemen volume tersebut berada dalam keadaan seimbang maka jumlah momen putarnya sama dengan nol, sehingga. σ yx = σ xy (2.2) atau secara umum σ ij = σ ji (2.3) Regangan (Strain) Jika sebuah benda elastis dikenakan suatu tegangan maka akan terjadi perubahan bentuk dan dimensi. Perubahan tersebut disebut regangan (strain). Segiempat PQRS dalam bidang (x,y) dikenakan tegangan, misal terjadi perpindahan dari titik P ke P adalah u dan v. Bila semua titik Q, R, dan S berpindah dengan besar pergeseran yang sama maka perubahan tersebut dinamakan gerak translasi. Dalam hal ini tidak ada perubahan bentuk sehingga tidak terjadi regangan (Sismanto, 2006).

9 11 Gambar 2.3. Regangan (Sheriff and Geldart, 1995) Bila besar pergeseran u dan v berbeda untuk masing-masing titik P, Q, R, dan S menjadi titik P, Q, R, dan S maka segiempat tersebut akan mengalami perubahan bentuk dan ukuran. Sehingga terjadi proses peregangan (terbentuk regangan), sehingga terdeformasi. Perubahan tersebut dinamakan deformasi (Sismanto, 2006) Hukum Hooke (Hooke s Law) Hukum Hooke menyatakan bahwa ketika regangan kecil, regangan berbanding lurus dengan tegangan yang menghasilkannya. Ketika ada beberapa tegangan, masing-masing menghasilkan regangan yang bebas dari yang lain, maka regangan total adalah jumlah dari regangan yang dihasilkan oleh masing-masing tegangan. Hal ini berarti bahwa masing-masing regangan adalah fungsi linear dari semua tegangan dan sebaliknya. Secara umum, hukum Hooke mengarah ke hubungan yang rumit tapi ketika mediumnya adalah isotropis, yaitu ketika sifat tidak bergantung pada arah, hal ini dapat dinyatakan dalam bentuk yang relatif sederhana (Telford, et.al., 1990).

10 12 (2.4) (2.5) Nilai dikenal sebagai konstanta Lame. Jika persamaan 2.5 ditulis menjadi, maka nilai semakin kecil untuk nilai semakin besar. Sehingga merupakan hambatan pada regangan geser dan sering disebut modulus rigiditas (modulus of rigidity) atau incompressibility atau shear modulus (Sheriff and Geldart, 1995; Sismanto, 2006) Konstanta Elastis Konstanta elastis adalah tinjauan hubungan antara tegangan-regangan dan perubahan bentuk benda yang ditimbulkannya. Untuk medium yang homogen isotropis konstanta elastis meliputi modulus Young, modulus Bulk, dan rasio Poisson (Telford, et.al., 1990). a. Modulus Young (E) σ E = ε xx xx ( ) μ 3λ'+2μ = λ'+ μ b. Rasio Poisson (σ) (2.6) (2.7) c. Modulus Bulk (k) (2.8) Gelombang Badan (Body Waves) Gelombang badan adalah gelombang yang menjalar dalam medium elastis dan arah perambatannya ke seluruh bagian di dalam bumi. Gelombang badan dibedakan menjadi dua yaitu gelombang P dan gelombang S. Gelombang P disebut juga gelombang longitudinal atau gelombang dilatasi atau gelombang kompresi atau gelombang irotasional. commit Gelombang to user P yaitu gelombang yang arah

11 13 penjalaran gelombangnya searah dengan arah gerakan partikel medium (Sheriff and Geldart, 1995). Sedangkan gelombang S disebut juga gelombang geser atau gelombang transversal atau gelombang rotasi. Gelombang S yaitu gelombang yang arah penjalaran gelombangnya tegak-lurus dengan arah gerakan partikel medium. Kecepatan gelombang P lebih besar daripada gelombang S (jika merambat dalam medium yang sama). Gelombang P merupakan gelombang yang pertama kali sampai dan terdeteksi oleh detektor (hydrophone atau geophone). Sedangkan gelombang S kadang tidak terdeteksi oleh detektor untuk jarak yang dekat dengan sumber (Sheriff and Geldart, 1995). (a) Gambar 2.4. Gelombang Badan (a) Gelombang P (b) Gelombang S (Shearer, 2010) Gelombang Permukaan (Surface Waves) Gelombang permukaan merupakan gelombang yang menjalar di permukaan bumi dengan frekuensi yang kecil tetapi nilai amplitudonya tinggi. Gelombang ini menjalar karena adanya perbedaan sifat-sifat elastis dari medium. Gelombang permukaan ini dibagi menjadi dua yaitu Gelombang Reyleigh merupakan gelombang permukaan yang gerakannya elips tegak-lurus dengan permukaan dan

12 14 arah penjalarannya. Gelombang Rayleigh merupakan gelombang permukaan yang gerakan partikel mediumnya merupakan kombinasi gerakan partikel yang disebabkan oleh gelombang P dan gelombang S. Gelombang Love merupakan gelombang permukaan yang menjalar dalam bentuk gelombang transversal yang merupakan gelombang S horizontal yang penjalarannya paralel dengan permukaannya (Susilawati, 2008). (a) (b) Gambar 2.5. Gelombang Permukaan (a) Gelombang Reyleigh (b) Gelombang Love (Olafsson, 2010) Kecepatan Gelombang Seismik (Seismic Velocity) Gelombang badan yang terdiri dari gelombang P dan gelombang S yang menjalar ke dalam bumi mempunyai kecepatan yang berbeda. Kecepatan gelombang P dan gelombang S didefinisikan sebagai berikut (Setiawan, 2008). (2.9) (2.10)

13 15 merupakan kecepatan gelombang P sedangkan adalah kecepatan gelombang S. adalah konstanta Lame, modulus Rigiditas, merupakan densitas medium, dan adalah modulus Bulk. Kecepatan gelombang seismik dipengaruhi oleh karateristik fisik dari medium. Faktor-faktor yang mempengaruhi kecepatan gelombang seismik antara lain litologi, densitas batuan, porositas, kedalaman, dan tekanan (Setiawan, 2008). Litologi merupakan faktor yang paling berpengaruh terhadap kecepatan gelombang seismik. Jenis medium atau batuan yang berbeda menunjukkan nilai kecepatan gelombang seismik yang berbeda. Setiap lapisan batuan memiliki nilai elastisitas yang berbeda-beda. Nilai elastisitas batuan yan berbeda-beda inilah yang menyebabkan gelombang seismik merambat dengan kecepatan yang berbeda-beda (Setiawan, 2008). Hal ini dapat diketahui dari tabel 2.1 kecepatan gelombang P pada beberapa medium berikut ini. Tabel 2.1. Kecepatan gelombang P pada beberapa medium (Burger, 1992) Material P wave velocity (m/s) Air 331,5 Water Weathered layered Soil Alluvium Clay Sand (Unsaturated) Sand (Saturated) Sand and Gravel (Unsaturated) Sand and Gravel (Saturated) Glacial Till (Unsaturated) Glacial Till (Saturated) Granite Basalt Metamorphic Rock Sandstone and Shale Limestone Selain memiliki nilai elastisitas yang berbeda, lapisan batuan juga mempunyai densitas yang berbeda. commit Densitas to user atau kerapatan batuan umumnya

14 16 bertambah besar dengan bertambahnya kedalaman. Karena dengan bertambahnya kedalaman, tekanan pada batuan juga semakin besar. Semakin besar tekanan membuat semakin rapat suatu batuan atau semakin besar densitasnya. Semakin besar densitas semakin cepat pula cepat rambat gelombang seismik pada batuan (Setiawan, 2008). Besar-kecilnya densitas juga tergantung pada nilai porositas batuan. Porositas merupakan perbandingan antara volume rongga pori dengan volume total seluruh batuan. Semakin besar porositas suatu batuan semakin kecil densitasnya sehingga kecepatan gelombang seismiknya semakin lambat (Setiawan, 2008; Adityo, 2008). Secara umum, nilai porositas berkurang dengan bertambahnya kedalaman. Berkurangnya nilai porositas karena batuan mengalami tekanan. Batuan yang berada pada lapisan bawah akan mengalami tekanan dari lapisan batuan di atasnya. Sehingga lapisan batuan paling bawah akan menerima tekanan yang paling besar. Tekanan yang semakin besar menyebabkan semakin rapat kerapatan batuan dan porositasnya semakin kecil. Hal ini berarti kecepatan gelombang seismik semakin cepat dengan bertambahnya kedalaman dan semakin besarnya tekanan pada lapisan tanah (Setiawan, 2008) Asumsi Dasar Dalam memahami perambatan gelombang seismik di dalam medium bumi, diperlukan beberapa asumsi untuk mempermudahkan dalam penjabaran matematis dan pengertian fisis yang lebih sederhana sehingga mendekati kondisi riilnya. Beberapa asumsi dasar tersebut antara lain (Susilawati, 2004) : a. Medium bumi dianggap berlapis-lapis dan tiap lapisan menjalarkan gelombang seismik dengan kecepatan yang berbeda-beda. b. Makin bertambah kedalamannya, lapisan batuan semakin kompak. c. Panjang gelombang seismik lebih kecil daripada ketebalan lapisan bumi. Oleh karena itu, memungkinkan setiap lapisan yang memenuhi syarat tersebut untuk dapat terdeteksi.

15 17 d. Perambatan gelombang seismik dapat dipandang sebagai sinar sehingga mematuhi hukum-hukum dasar lintasan sinar. e. Pada bidang batas antarlapisan, gelombang seismik merambat dengan kecepatan pada lapisan di bawahnya. f. Kecepatan gelombang bertambah dengan bertambahnya kedalaman Teori Dasar Hukum-hukum yang mendasari penjabaran gerak perambatan gelombang seismik di dalam medium, terutama yang ditinjau dari geometri perambatan gelombang yaitu Asas Fermat, hukum Huygens, dan Hukum Snellius. Asas Fermat menyatakan bahwa gelombang selalu melintas pada lintasan yang paling pendek (tegak-lurus) (Susilawati, 2004). Hukum Huygens menyatakan bahwa setiap titik pada muka gelombang akan menjadi sumber gelombang baru (Sismanto, 2000). Hukum Snellius yaitu (Susilawati, 2004). a. Gelombang datang, gelombang pantul, dan gelombang bias terletak pada satu bidang. b. Sudut pantul sama dengan sudut datang. c. Sinus sudut bias sama dengan sinus sudut datang kali perbandingan kecepatan medium pembias terhadap kecepatan medium yang dilalui gelombang datang. d. Pada sudut kritis, sinus sudut datang sama dengan perbandingan kecepatan medium yang dilalui gelombang datang terhadap kecepatan medium pembias. Sudut kritis yaitu pada saat sudut gelombang bias sebesar 90º. Gambar 2.6 Sudut Kritis (Susilawati, 2004)

16 18 (2.11) Keterangan, untuk i adalah sudut datang, r adalah sudut bias, V 1 adalah kecepatan gelombang pada medium/bidang yang dilalui gelombang datang, dan V 2 adalah kecepatan gelombang pada medium/bidang pembias Metode Seismik Refraksi Metode seismik merupakan salah satu metode dalam eksplorasi geofisika. Metode seismik dibedakan menjadi dua yaitu metode seismik refraksi dan metode seismik refleksi. Metode seismik termasuk metode aktif karena dalam proses akuisisi data memerlukan perlakuan khusus seperti pemberian usikan sebagai sumber gelombang. Prinsip dari metode seismik yaitu suatu sumber gelombang yang dibangkitkan di permukaan bumi. Karena bumi bersifat elastis, maka gelombang seismik yang terjadi merambat ke segala arah ke dalam bumi. Pada saat mencapai bidang batas antarlapisan, gelombang tersebut akan dipantulkan sebagian dan sebagian lainnya dibiaskan. Gelombang, baik yang dipantulkan maupun yang dibiaskan akan diteruskan ke permukaan bumi dan ditangkap oleh detektor (geophone) (Setiawan, 2008). Gambar 2.7. Metode Seismik (Ali, et al., 2012) Metode seismik refraksi memanfaatkan pembiasan pada bidang batas suatu lapisan/medium. Ketika gelombang terbentuk, gelombang tersebut akan menjalar ke segala arah ke dalam medium. Pada saat gelombang tersebut menemui bidang

17 19 batas, gelombang akan dibiaskan. Pada kondisi di mana terjadi sudut kritis, gelombang akan menjalar sepanjang bidang batas. Berdasarkan hukum Huygens, setiap titik pada bidang batas akan menciptakan gelombang baru yang merambat ke segala arah. Gelombang yang merambat ke atas disebut dengan headwaves. Gelombang ini yang ditangkap oleh detektor (geophone) (Ali, et al, 2012) Pembiasan pada Bidang Batas Pembiasan pada Dua Lapisan/Medium Datar Penjalaran gelombang bias pada dua lapisan atau medium datar dapat dilihat dari gambar 2.8 Titik A merupakan sumber gelombang, ketika sumber gelombang diciptakan, gelombang akan menjalar ke segala arah, misal menuju titik B. Pada sudut kritis gelombang dibiaskan merambat pada bidang batas lapisan dan pada bidang batas lapisan akan menciptakan gelombang baru yang juga merambat ke segala arah. Salah satunya merambat ke atas dan diterima oleh detektor (geophone) di titik D. Jadi penjalaran/lintasan gelombang bias pada dua lapisan atau medium datar adalah lintasan ABCD yaitu AB + BC + CD. Dengan x adalah panjang lintasan, i adalah sudut gelombang datang, T adalah waktu tempuh, 1 adalah kecepatan pada medium pertama dan 2 adalah kecepatan pada medium kedua serta h 1 adalah kedalaman lapisan pertama. Gambar 2.8. Penjalaran Gelombang pada Dua Lapisan atau Medium Datar (Susilawati, 2004)

18 20 Waktu rambat lintasan ABCD dapat diturunkan sebagai berikut : (2.12) Dengan penjabaran matematis (2.13) (2.14) Pembiasan pada Tiga Lapisan/Medium Datar Penjalaran/lintasan gelombang bias pada tiga lapisan atau medium datar yaitu ABCDEF adalah AB + BC + CD + DE + EF seperti pada gambar 2.9. Gambar 2.9. Penjalaran Gelombang pada Tiga Lapisan atau Medium Datar (Susilawati, 2004) Waktu rambat lintasan ABCDEF dapat diturunkan sebagai berikut : (2.15) Dengan penjabaran matematis (2.16) (2.17)

19 21 Dengan x adalah panjang lintasan, α adalah sudut gelombang datang pada medium pertama, β adalah sudut gelombang datang pada medium kedua, T adalah waktu tempuh, 1 adalah kecepatan pada medium pertama, 2 adalah kecepatan pada medium kedua, dan 3 adalah kecepatan pada medium ketiga serta h 1 adalah kedalaman lapisan pertama dan h 2 adalah kedalaman pada lapisan kedua Pembiasan pada Dua Lapisan/Medium Miring Pada pembiasan dua lapisan/medium miring untuk menentukan waktu tempuh dapat diperoleh dengan pengukuran ke arah perlapisan naik (up-dip) maupun pengukuran ke arah perlapisan turun (down-dip). Seperti pada gambar Gambar Penjalaran Gelombang pada Lapisan Miring (Susilawati, 2004) Waktu tempuh pada pengukuran ke arah perlapisan turun (down-dip) dengan lintasan OMPO l adalah OM + MP + PO l sebagai berikut (2.18) Dengan penjabaran matematis sehingga (2.19) Dengan cara yang sama, waktu tempuh pada pengukuran ke arah perlapisan naik (up-dip) O l PMO adalah O l P + PM + MO yaitu. (2.20)

20 22 Dengan x adalah panjang lintasan, θc adalah sudut gelombang datang, ξ adalah sudut kemiringan, t d adalah waktu tempuh pada pengukuran ke arah perlapisan turun (down-dip), t u adalah waktu tempuh pada pengukuran ke arah perlapisan naik (up-dip), 1 adalah kecepatan pada medium pertama, 2 adalah kecepatan pada medium kedua, serta h u adalah kedalaman lapisan atas dan h d adalah kedalaman pada lapisan bawah Teknik Lapangan In Line (Bentang Segaris) Penembakan dengan teknik In Line yaitu dengan cara geophone dibentangkan atau disusun pada garis lurus dengan spasi tertentu. Penembakan ditempatkan pada kedua ujung bentangan geophone dan atau pada susunan di antara geophone (Sismanto, 2000) Broadside Penembakan dengan teknik Broadside yaitu dengan cara sumber seismik dan bentangan geophone terletak sepanjang garis paralel seperti pada gambar Bentangan geophone berada di tengah di antara bentangan sumber seismik. Peledakan dilakukan bergantian antarsisi berurutan ke arah lintasan survei (Sismanto, 2000). Gambar Broadside (Sheriff and Geldart, 1995) Jarak antara bentangan geophone terhadap bentangan sumber dipilih sedemikian rupa sehingga sinyal-sinyal bias yang diinginkan agar dapat dipetakan

21 23 dengan sedikit interferensi (gangguan) dari setiap sinyal lainnya. Dengan demikian diharapkan setiap sinyal bias yang datang dapat dibedakan dengan jelas dari sinyal bias yang datang kemudian. Bentangan broadside secara ekonomis sangat menguntungkan karena lebih cepat dan semua data mengandung informasi tentang pembias. Namun demikian perlu diingat bahwa bentang broadside adalah constant offset, sehingga apabila ada perubahan waktu tiba, maka ada perubahan kedalaman pembiasnya atau ada pembias lain yang muncul. Untuk mengetahuinya lebih lengkap diperlukan penembakan In Line Fan Shooting (Bentang Kipas) Teknik dengan bentang kipas yaitu dengan cara sejumlah geophone diletakkan pada arah yang berbeda tetapi mempunyai jarak offset yang sama dari sumber seismik. Dengan demikian bila terjadi perbedaan waktu tiba di sepanjang offset tersebut terdapat anomali, misal kecepatannya meningkat atau mengecil. Penggunaan seismik refraksi dengan teknik bentang kipas secara ekstensif pertama kali dilakukan pada daerah kubah garam (salt dome) (Sismanto, 2000). Gambar Fan Shooting (Sheriff and Geldart, 1995)

22 Metode Gardner Metode gardner merupakan pengembangan dari metode kipas, terutama dalam mengeksplorasi kubah garam yang sering kedapatan minyak di sekitar kubah tersebut. Gardner memasang geophone di dalam lubang bor yang dibuat masuk ke dalam badan kubah. Sedangkan penembakan sumber seismik dilakukan di permukaan dengan variasi jarak terhadap lubang bor. Lintasan masing-masing gelombang sebagian melalui daerah kecepatan rendah dan sebagian lainnya melalui daerah kecepatan tinggi (kubah garam) yang panjang lintasannya tidak sama. Dengan demikian diperoleh perbedaan waktu rambat dari masing-masing penembakan (Sismanto, 2000). Dengan mengetahui data posisi geophone dan waktu rambatnya dapat direkonstruksi titik fokus tempat masuknya gelombang ke kubah garam yang secara kasar berbentuk paraboloid. Tangensial permukaan paraboloid untuk semua pengukuran dengan variasi dan kombinasi posisi sumber dan geophone dapat diestimasikan geometri kubah (Sismanto, 2000) Metode Interpretasi Metode Intercept Time Untuk menentukan kedalaman lapisan di bawah geophone dapat ditentukan dengan metode intercept time. Metode ini menggunakan kurva travel time. Kurva travel time merupakan kurva yang menunjukkan waktu tempuh dari perambatan gelombang. Pada kurva travel time terdapat tiga jenis gelombang yaitu gelombang langsung, gelombang bias, dan gelombang pantul. Dan yang digunakan pada metode ini adalah travel time dari gelombang bias (Susilawati, 2004).

23 25 Gambar Travel Time Gelombang Langsung, Bias, dan Gelombang Pantul (Susilawati, 2004) Gambar Travel Time Gelombang Bias pada Dua Medium/Lapisan Datar (Susilawati, 2004) Berdasarkan metode waktu penggal (intercept time) dari persamaan (2.14) dan kurva travel time seperti pada gambar 2.13, untuk x = 0 maka T = T i sehingga kedalaman dapat dihitung (2.21)

24 26 Kedalaman merupakan kedalaman pada pembiasan dua lapisan/medium datar. Untuk menghitung kedalaman pada pembiasan tiga lapisan/medium datar adalah sebagai berikut. Gambar Travel Time Gelombang Bias pada Tiga Medium/Lapisan Datar (Susilawati, 2004) Berdasarkan metode waktu penggal (intercept time) dari persamaan (2.17) dan kurva travel time seperti pada gambar 2.14, untuk x = 0 maka didapat T = T i2 sehingga (2.22) Kedalaman h 2 merupakan kedalaman pada pembiasan tiga lapisan/medium datar.