2. TINJAUAN PUSTAKA 2.1 Sejarah Teknologi Seismik Seismologi adalah ilmu yang relatif muda yang diteliti secara kuantitatif sekitar 100 tahun. Pada awal 1800-an teori elastis propagasi gelombang mulai dikembangkan oleh Cauchy, Poisson, Stokes, dan Rayleigh yang menggambarkan jenis gelombang utama, gelombang yang diharapkan dalam bahan padat termasuk gelombang kompresi dan geser yang juga disebut gelombang tubuh. Gelombang melakukan perjalanan melalui volume padat, dan gelombang permukaan berjalan sepanjang permukaan. Gelombang kompresi berjalan lebih cepat daripada gelombang geser dan kembali lebih dulu, gelombang tersebut sering disebut gelombang primer (P), sedangkan gelombang geser tiba kemudian sehingga disebut gelombang sekunder (S). Teori tersebut ada di pengamatan seismik, dan gelombang ini tidak teridentifikasi di bumi sampai beberapa waktu. Eksperimen seismik aktif pertama kali dilakukan pada tahun 1845 oleh Robert Mallet, yang oleh kebanyakan orang 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 menjalar. Pada tahun 1857 gempa besar melanda di dekat Naples. Robert Mallet melakukan perjalanan ke Italia untuk mempelajari kerusakan yang disebabkan oleh gempa tersebut. Karyanya merupakan upaya yang signifikan pertama pada pengamatan seismologi dan menggambarkan gagasan bahwa gempa bumi memancarkan gelombang seismik 3
4 jauh dari titik fokus (sekarang disebut hiposenter) dan dapat ditemukan dengan memproyeksikan mundur ke sumber gelombang (Shearer, 2009). Sebuah kemajuan mencolok dalam ilmu seismologi adalah dicapainya penemuan alat yang sensitif dan dapat diandalkan yakni seismograf oleh John Milne pada tahun 1892. Meskipun besar dan primitive jika dibandingkan dengan instrument modern, presisi dan kepekaan alat ini akurat serta kuantitatif untuk mendeskripsikan gempa bumi pada jarak jauh dari sumber. Akumulasi perekaman jarak gempa dapat diandalkan (ditunjuk sebagai "Teleseismic") yang memungkinkan studi sistematis dengan resiko gempa bumi dan struktur internal gempa itu sendiri (Lowrie, 2007). Tahun 1900-an Richard Oldham melaporkan identifikasi P, S, dan gelombang permukaan seismogram, dan kemudian (1906) dia mendeteksi kehadiran inti bumi dari tidak adanya P langsung dan kedatangan S pada jarak sumber-penerima di luar sekitar 100. 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 bagian dari seismologi eksplorasi yang dikelompokkan dalam metode geofisika aktif, dimana pengukuran dilakukan dengan menggunakan sumber seismik, setelah sumber suara diberikan terjadilah gerakan gelombang di dalam medium (tanah/batuan) yang memenuhi hukumhukum elastisitas ke segala arah dan mengalami pemantulan ataupun pembiasan akibat munculnya perbedaan kecepatan dan massa jenis batuan. Kemudian gerakan partikel tersebut di rekam sebagai fungsi waktu. Berdasar data rekaman inilah dapat diperkirakan bentuk lapisan/struktur di dalam tanah (Drijkoningen,
7 2.2 Hukum-Hukum Dalam Gelombang Seismik Beberapa hukum terkait dengan sifat dari perambatan gelombang seperti (Susilawati. 2004) : 1. Hukum Snellius : Gelombang akan dipantulkan atau dibiaskan pada bidang batas antara dua medium =.. (1) dimana : i r = Sudut datang = Sudut bias = Kecepatan gelombang pada medium 1 = Kecepatan gelombangpada medium 2 Kecepatan gelombang seismik merupakan kecepatan perambatan yang mengalami gangguan melalui media material yang merupakan media fisik ditunjukan pada Tabel 1. Di sisi lain kecepatan partikel mengacu pada gerakan sebagian media, hal ini merupakan fungsi dari gangguan medium. Suhu dan tekanan (yang tergantung terutama pada kedalaman), serta litologi, pengepakan butir, dan porositas mempengaruhi efek kecepatan gelombang seismik. Variasi litologi dan kandungan fluida serta gas dengan batuan berpori dapat menjadi sumber penting dari kekuatan variasi kecepatan. Demikian pula, rekahan kecil dapat menyebabkan pengurangan kecepatan dalam material (Hubral and Krey, 1980).
8 Tabel 1. Massa jenis dan Kecepatan Gelombang di Sedimen (Sumber : Lurton, 2002) Sediment Type Ρ (kg m -3 ) C (m/s) Silty clay 1300 1485 Clayey silt 1500 1515 Sand-silt-clay 1600 1560 Sand-silt 1700 1605 Silty sand 1800 1650 Very fine sand 1900 1680 Fine sand 1950 1725 Course sand 2000 1800 2. Azas Fermat : Gelombang menjalar dari satu titik ke titik lain melalui jalan tersingkat waktu penjalarannya. Dengan demikian jika gelombang 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. 3. Prinsip Huygens : Tititk-titik yang dilewati gelombang akan menjadi sumber gelombang baru.
9 Prinsip Huygens menyatakan bahwa setiap titik-titik pengganggu yang berada di depan muka gelombang utama akan menjadi sumber bagi terbentuknya deretan gelombang yang baru. Jumlah energi total deretan gelombang baru tersebut sama dengan energi utama. 2.3 Gelombang Seismik 2.3.1 Tipe Gelombang Seismik Terdapat dua macam tipe gelombang yang dikenal dalam seismik yaitu Gelombang primer (P) dan Gelombang sekunder (S). Jika pergerakan partikel tersebut sejajar dengan arah penjalaran gelombang, maka disebut dengan gelombang kompresi (gelombang primer atau primary wave atau gelombang P). Rekaman seismik refleksi suatu eksplorasi migas merupakan rekaman gelombang P yang menjalar dari sumber (Airgun, sparker, dinamit, getaran, dll.) ke penerima (geophone atau hidropon). Sedangkan jika pergerakan partikel tersebut tegak lurus dengan arah penjalaran gelombang, maka disebut dengan gelombang geser (gelombang sekunder atau secondary wave atau gelombang S). Gelombang P menjalar dengan kecepatan tertentu. Jika melewati material yang bersifat kompak atau keras misalnya dolomit maka kecepatan gelombang P akan lebih tinggi dibanding jika melewati material yang 'lunak' seperti batu lempung hal ini seperti yang ditunjukkan oleh Gambar 3 (Trabant, 1984).
11 Tabel 2. Tipe Sumber dan Penerima Seismik Sumber Explosives Dynamite Ammonium Nitrate Geoflex/ Primacord Airgun Boomer Sparker Vibratory Vibroseis Geochirp Darat Laut Keterangan Hydro phone Receiver Geophone Sumber : Gadallah and Fisher, 2009 Biasanya ditembakkan pada lubang bor Jarang digunakan di laut Penembakan sangat dekat dengan permukaan Paling sering digunakan sebagai sumber di laut Paling sering digunakan sebagai sumber di darat Air gun digunakan sebagai sumber seismik untuk survei seismik di lingkungan perairan sejak 1960 dan masih digunakan sampai sekarang sebagai sumber utama dalam eksplorasi di laut. Spektrum pada Air gun dijelaskan oleh Tabel 3 dengan meggunakan kisaran nilai yang diarsir dengan warna hitam, misal seismik punya jarak maksimum dari 1000-100 kilometer dengan frekuensi berkisar dari 0.1-1 kilohertz. Tabel 3. Range Frekuensi Akustik Bawah Air Frequncy (khz) Maximum ranges (km) Multibeam Sounders SideScan Sonars Transmission and Positioning Active Military Sonars Passive Military Sonars Fishery Echo Sounders and Sonars ADCP Sediments Profilers Seismics 0.1 1 10 1000 100 10 100 1000 1 0.1
15 refleksi, gelombang refleksilah yang dikehendaki sedangkan yang lainya diupayakan untuk diminimalisir. Noise merupakan komponen penting dari akustik bawah air meliputi hal yang berbeda dimana semuanya menambah sinyal yang tidak diharapkan dan menurunkan kinerja sistem akustik bawah air. Lurton (2002) membagi penyebab kebisingan suara ke dalam empat kelompok, yakni : 1. Ambient noise. Jenis noise ini dari luar sistem dan berasal dari alam (angin, gelombang, hujan, hewan) atau disebabkan manusia (aktivitas maritim, industri). Noise ini adalah independen dari sistem sonar atau kondisi penyebarannya. 2. Self-noise. Kebisingan yang diderita oleh sistem akustik bawah air itu sendiri. Bisa disebabkan oleh dukungan platform (pancaran noise, aliran noise, gangguan listrik, atau noise thermal. 3. Gema. Jenis noise ini efek sistem sonar aktif saja, seperti yang disebabkan oleh kekacauan (yang dihasilkan oleh sinyal sonar). Hal ini dapat begitu keras untuk menutupi pendeteksian gema sasaran yang diharapkan. 4. Acoustic interference. Jenis noise ini dihasilkan oleh sistem akustik lain yang beroperasi di sekitarnya, biasanya onboard perahu yang sama atau platform kapal selam. 2.3.5 Resolusi Seismik Resolusi seismik adalah kemampuan gelombang seismik refleksi untuk memisahkan dua buah reflektor yang berdekatan, dengan kata lain seismik resolution adalah jarak minimal antara dua reflektor sehingga terlihat sebagai dua refleksi yang terpisah. Resolusi vertikal dari suatu rekaman seismik, terdapat dua
17 Tujuan utama dari analisis sekuen seismik adalah mengidentifikasi batas-batas sekuen pada data seismik, Menentukan urutan pengendapan dalam waktu, menganalisis fluktuasi muka air laut. 3. Analisis Fasies Seismik Sekuen seismik dapat juga untuk menyelidiki karakteristik refleksi di dalam suatu sekuen yang berhubungan dengan seismik fasies. Tidak hanya waktu sekuen sedimentasi yang diperoleh namun juga memungkinkan untuk mengambil kesimpulan yang dapat menggambarkan tentang lingkungan pengendapannya. Tujuan interpretasi seismik khusus dalam ekplorasi minyak dan gas bumi adalah untuk menetukan tempat-tempat terakumulasinya (struktur jebakanjebakan) minyak dan gas. Minyak dan gas akan terakumulasi pada suatu tempat jika memenuhi tiga syarat, yaitu : 1. Adanya batuan sumber adalah lapisan-lapisan batuan yang merupakan tempat terbentuknya minyak dan gas. 2. Batuan reservoir yaitu batuan yang permeabel tempat terakumulasinya minyak dan gas bumi setelah bermigrasi dari batuan sumber. 3. Batuan penutup adalah batuan yang impermeabel sehingga minyak yang sudah terakumulasi dalam batuan reservoir akan tetap tertahan di dalamnya dan tidak bermigrasi ke tempat yang lain. 2.3.7 Analisis Fourier Transformasi Analisis Fourier adalah metoda untuk mendekomposisi sebuah gelombang seismik menjadi beberapa gelombang harmonik sinusoidal dengan frekuensi berbeda-beda. Sebuah gelombang seismik dapat dihasilkan dengan
19 tegak lurus pada antarmuka untuk gelombang P, diperoleh koefisien untuk suatu ekspresi sederhana dari refleksi dan transmisi. Koefisien Refleksi : R = = 2 2 1 1 2 2 + 1 1 =.(2) Koefisien Transmisi : T = = =... (3) Keterangan: = Impedansi akustik dari air laut = impedansi akustik dari sedimen Produk Z = vρ dengan ρ adalah densitas (kg/m3) dan v adalah cepat rambat (m/s) diperkenalkan sebagai impedansi akustik. Suatu koefisien yang menggambarkan energi dan bukan amplitudo diperkenalkan sebagai refleksi dan koefisien transmisi. Sesuai hukum kekekalan energi jumlah energi adalah sama sebelum dan sesudah refleksi serta transmisi, sehingga: E + E = 1. Dalam kasus umum koefisien ini bergantung pada sudut datang serta konversi antara P dan S- gelombang terjadi pada interface. Koefisien refleksi (R) dan impedansi akustik (Z) dapat menggambarkan besarnya kekuatan pantulan dari objek ditunjukan pada Tabel 3. Faktor yang menentukan banyaknya sinyal yang dikembalikan ke transduser salah satunya adalah orientasi dari objek dengan energi yang diterima. Permukaan objek yang direfleksikan dengan sinyal yang dipancarkan dengan tepat mengenai objek akan menghasilkan echo yang kuat. Fenomena refleksi didasarkan pada hamburan (backscattering). Refleksi dapat terjadi ketika sebuah pancaran gelombang suara berinteraksi dengan permukaan dasar laut, Refleksi dapat berhubungan dengan
20 gelombang yang tercermin dalam arah sudut datang. Koefisien refleksi tergantung pada kontras impedansi dan grazing angle. Faktor lainnya dalam menentukan banyaknya energi yang akan direfleksikan adalah jenis bahan dari objek yang terdeteksi oleh sinyal yang ditunjukan pada Tabel 4. Impedansi dipengaruhi oleh besarnya densitas objek dan kecepatan gelombang suara dan dipengaruhi oleh karakteristik material dasar laut. Semakin keras suatu objek atau target maka impedansinya akan semakin besar. Pada umumnya impedansi akustik sedimen dasar laut biasanya lebih besar dibandingkan dengan air laut (Evans, 2007). Tabel 4. Perbedaan impedansi antara air dengan target Target Densitas, ρ Kecepatan Gelombang, c Perbandingan Impedansi (Kg/m3) (m/s) Objek Keras 2000 1800 2.4 Batuan 2500 4500 7.5 Baja 7800 5000 26 Sumber : Lurton, 2002 2.4 Sedimen Sedimen yang merupakan partikel lepas yang terhampar di daratan, di pesisir dan di laut berasal dari material yang mengalami proses pelapukan, peluluhan, pengangkutan, dan pengendapan. Karakteristik sedimen seperti: ukuran butir, bentuk butir, tekstur, sortasi, dan komposisi mineral suatu endapan akan berbeda antara satu tempat dengan tempat yang lainnya tergantung jenis dan lokasi asal sumber batuan dan karakteristik proses sedimennya (Dewi dan Darlan, 2008). Umumnya sedimen berbutir kasar seperti kerikil pasir akan diendapkan di
22 Tabel 5. Nama singkatan sedimen pada pengkelasan Folk di Gambar 10. Singkatan S Z M C s z m c cs ms zs sc sm sz Nama Tekstur Sand Silt Mud Clay Sandy Silty Muddy Clayey clayey Sand muddy Sand silty Sand sandy Clay sandy Mud sandy Silt