Tinjauan Pustaka Seismik

3

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

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 hukum-

hukum 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,

5

2003) ditunjukkan pada Gambar 1. Gambar menjelaskan system kerja seismik

laut, pada saat sumber suara dari Airgun diledakkan maka suara akan menjalar ke

bawah periaran hingga menembus dasar perairan yang kemudian akan diterima

kembali oleh streamer yang telah terpasang hidrofon di dalamnya.

Gambar 1. Seismik Laut (http://www.geomore.com/seismic.html)

Survei seismik menggunakan ledakan dan sumber-sumber buatan lainnya

yang dikembangkan selama tahun 1920 dan 1930 untuk tujuan eksplorasi minyak.

Kemudian studi difokuskan pada refleksi dari layer bawah permukaan (seismologi

refleksi), yang dapat mencapai resolusi tinggi. Titik tengah bersama (CMP)

metode stacking untuk data refleksi seismik dipatenkan pada tahun 1956,

mengarah ke tingkat kebisingan yang berkurang dan profil berkualitas lebih tinggi

(Shearer, 2009).

Eksplorasi struktur dalam dari dasar laut memanfaatkan beberapa teknik

spesifik misalnya menggunakan gelombang seismik. Asumsi dasar pada seismik

adalah permukaan bawah yang terdiri dari lapisan antarmuka yang berturut-turut

yang cukup mencerminkan atau membiaskan gelombang akustik secara

signifikan. Struktur permukaan sangat penting bagi ahli geologi, geofisika dan

perusahaan minyak untuk mencari deposit hidrokarbon. Penyelidikan ini

6

dilakukan ratusan meter bahkan kilometer jauhnya di dasar laut. Karena

gelombang akustik terserap di sedimen maka hanya transmisi dengan penggunaan

frekuensi sangat rendah dengan energi yang sangat tinggi yang dapat digunakan.

Namun perangkat sinyal pulsa dengan kekuatan tinggi. Selain bahan peledak

sederhana, sumber yang paling sering digunakan adalah airgun, sparker, dan

boomer (Lurton, 2002).

Ada dua jenis teknik pengukuran seismik, refleksi dan refraksi (Gambar 2).

Seismik refleksi menggunakan gema pada antarmuka yang berbeda pada

kejadian dekat-vertikal. Gema ini dicatat sebagai fungsi dari waktu kedatangan

gelombang dan disuperposisikan setelah tembakan untuk membentuk sebuah

gambar yang mirip dengan gambar yang diperoleh dengan pemeruman.

Ketebalan setiap lapisan dihitung dari saat-saat kedatangan gema dan nilai dari

kecepatan suara (Lurton, 2002)

A

B

Gambar 2. (A) Seismik refleksi (B) Seismik refraksi (Lurton,2002)

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 = Sudut datang

r = 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 TypeΡ

C (m/s)(kg m-3)

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).

10

5000 10000 15000 20000 25000 (Feet / detik)

Gambar 3. Kecepatan gelombang P (Grand and West, 2008)

2.3.2 Seismik Refleksi

Gelombang seismik dengan metoda refleksi terbagi atas tiga bagian

penting yaitu pertama adalah akuisisi data seismik yaitu kegiatan memperoleh

data dari lapangan yang disurvei, kedua pemrosesan data seismik sehingga

dihasilkan penampang seismik yang mewakili daerah bawahan permukaan yang

akan diinterpretasikan, dan yang ketiga intepretasi data itu. Kualitas data seismik

sangat ditentukan oleh kesesuaian antara parameter pengukuran lapangan dengan

kondisi lapangan yang ada seperti kondisi geologi serta kondisi areal survei

(Sanny in Hasanuddin, 2004). Pantulan gelombang akustik tersebut terjadi pada

bidang batas di antara dua lapisan sedimen dengan impedansi akustik yang beda

(Hukum Zoepprits) , sehingga besarnya amplitudo refleksi akan tergantung pada

perbedaan koefisien refleksi.

2.3.3 Sumber Suara dan Penerima Suara (Hidrofon)

Sumber suara digunakan dalam seismik untuk menghasilkan getaran suara

yang diledakkan sehingga diterima oleh hidrofon (Tabel 2).

11

Tabel 2. Tipe Sumber dan Penerima Seismik

Sumber Darat Laut KeteranganExplosivesDynamite √ Biasanya ditembakkan pada lubang borAmmonium Nitrate √ Jarang digunakan di laut

Geoflex/ Primacord √Penembakan sangat dekat denganpermukaan

Airgun √Paling sering digunakan sebagai sumber dilaut

Boomer √Sparker √

Vibratory Vibroseis √Paling sering digunakan sebagai sumber didarat

Geochirp √

Receiver GeophoneHydrophone

Sumber : Gadallah and Fisher, 2009

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) 0.1 1 10 100 1000Maximum ranges (km) 1000 100 10 1 0.1Multibeam SoundersSideScan SonarsTransmission and PositioningActive Military SonarsPassive Military SonarsFishery Echo Sounders and SonarsADCPSediments ProfilersSeismics

11







Geochirp √











11







Geochirp √











12

Desain tradisional yang memiliki dua ruang, ruang kontrol dan ruang

pembakaran. Dua ruang tersebut dibagi oleh ruang keluar dan masuk yang dapat

bergerak dengan melalui lubang yang terdapat di batang. Udara dari ruang atas

memasuki ruang rendah melalui lubang ini. Udara tersebut keluar masuk karena

ditekan oleh tekanan di dalam ruang kontrol. Air gun dapat ditembakkan dengan

membuka katup yang menyuntikkan tekanan udara tinggi sehingga bergerak ke

atas dengan kecepatan tinggi pula (Parkes and Hatton,1986) ditunjukan pada

Gambar 4.

Gambar 4. Bagian-bagian Air Gun (Drijkoningen, 2003)

Sparker memanfaatkan debit sebuah kapasitor untuk menciptakan percikan

antara dua elektroda yang terletak di dalam air (Gambar 5). Panas yang

dihasilkan oleh debit air kemudian menguap dan menciptakan efek gelembung

uap pulsa. Beberapa unit sparker sering digunakan secara paralel. Array sparker

besar dapat memberikan energi sebanyak 200 kilojoule pada 50 sampai 200 Hz

dan mencapai penetrasi sekitar 600 ms (Telford et al, 1990). Sparker kecil

13

beroperasi dengan energi input beberapa ratus joule dengan spektrum frekuensi

antara 1000-2000 Hz. Pengubahan sparker diperlukan jika akan dioperasikan

dalam air tawar yang memiliki konduktivitas rendah. Satu perubahan

menghubungkan elektroda dengan kawat tipis yang menguap. Metode kedua

adalah menyertakan sparker dalam kantung air garam yang pada gilirannya

ditempatkan di dalam air tawar. Ketika sparker menembak, sinyal dialirkan

melalui kantong ke air tawar.

Gambar 5. Sparker (http://www.gsi.ie/Newsletters/GSI+New+Equipment.htm)

Hidrofon adalah peralatan dari seismik yang berfungsi untuk menangkap

suara yang biasanya terdapat di dalam streamer. Hidrofon terdiri atas kristal

piezoelektrik yang dapat terdeformasi oleh perubahan tekanan air. Hal ini akan

menghasilkan beda potensial output. Di dalam kabel streamer yang terisi oleh

kerosin yang berfungsi untuk mengapungkan dan insulasi terdapat elemen

piezoelektrik tersebut. Kebanyakan susunan streamer menggunakan sifat

piezoelektrik dari beberapa kristal alam atau buatan (keramik). Medan listrik

yang diterapkan pada bahan-bahan ini menyebabkan deformasi yang berhubungan

14

dengan eksitasi listrik. Sebaliknya deformasi mekanik pada gilirannya

menciptakan gelombang akustik. Efek berlawanan digunakan dalam

penerimaannya, bahan piezoelektrik yang ditekan oleh gelombang suara akan

menghasilkan potensial listrik antar sisi-sisinya.

Gambar 6. Deformasi disk keramik piezoeletrik (Lurton, 2002)

Kristal piezoelektrik alam (seperti kuarsa atau garam seignette) digunakan

pada permulaan akustik bawah air. Kristal tersebut kini digantikan oleh keramik

sintetis, mereka dibuat oleh komponen pencampuran antara suhu tinggi dan

tekanan tinggi (sintering). Piezoelektrik efek akan linier dan reversibel sekitar

polarisasi remanen yang ditunjukkan pada Gambar 7.

Gambar 7. Prinsip Efek Piezoelektrik (Hasannudin, 2005)

2.3.4 Noise (Gangguan Suara)

Noise adalah gelombang yang tidak dikehendaki dalam sebuah rekaman

seismik sedangkan data adalah gelombang yang dikehendaki. Dalam seismik

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

16

macam pendekatan yang bisa dilakukan yaitu “Peak Frequency atau ¼

Wavelength” method yang kedua adalah “Bandwidth” method.

Gambar 8. Metode Bandwidth (Sumber : Abdullah, 2008)

Pada praktiknya, prediksi resolusi vertikal dari data seismik harus

memperhatikan berbagai aspek seperti kelas data, nears, mids, fars angle stack,

karena kandungan frekuensi dari masing-masing kelas data tersebut berbeda.

Data seismik masih memiliki multiple, yang perlu diingat bahwa kehadiran

multiple pada data seismik akan menyebabkan kandungan frekuensi menjadi lebih

besar, sebagai contoh jika peak frekuensi data tanpa multiple berkisar sekitar

20Hz sedangkan dengan kehadiran multipel, peak frekuensi bisa mencapai 40Hz

(Abdullah, 2008)

2.3.6 Interpretasi Data Seismik

Menurut Kruk dalam Hasanuddin ( 2004) tujuan interpretasi seismik :

1. Pemetaan Struktur-struktur Geologi

2. Analisis Sekuen Seismik

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 jebakan-

jebakan) 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

18

menjumlahkan beberapa gelombang sinusoidal frekuensi tunggal. Sedangkah

sejumlah gelombang sinusoidal tersebut dikenal dengan Deret Fourier ditunjukan

pada Gambar 7.

Gambar 9. Contoh Analisis Fourier(Margrave G. et.al in Abdullah, 2008)

2.3.8 Koefisien Refleksi, Transmisi dan Impedansi akustik

Reflektivitas adalah kontras Impedansi Akustik (Z) pada batas lapisan

batuan sediment yang satu dengan batuan sediment yang lain. Besar-kecilnya nilai

reflektivitas selain tergantung pada Impedansi Akustik, juga tergantung pada

sudut datang gelombang atau jarak sumber-penerima. Di dalam seismik refleksi,

reflektivitas biasanya ditampilkan pada jarak sumber-penerima sama dengan nol

(zero offset) sehingga dapat diformulasikan menurunkan koefisien refleksi dan

transmisi untuk gelombang elastis, kondisi batas antarmuka sangat dibutuhkan.

Keadaan ini bergantung pada koefisien refleksi seperti perbedaan dalam

kepadatan, perbedaan dalam kecepatan, sudut kejadian gelombang dan hal ini

dapat dijelaskan oleh persamaan Zoeppritz. Refleksi dan koefisien transmisi

memberikan masing-masing rasio antara amplitudo insiden yang terefleksi ( )

dan amplitudo transmisi ( ). Dalam kasus khusus, dari gelombang yang datang

19

tegak lurus pada antarmuka untuk gelombang P, diperoleh koefisien untuk suatu

ekspresi sederhana dari refleksi dan transmisi.

Koefisien Refleksi : R = = 2 2− 1 12 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, ρKecepatan

Gelombang, c Perbandingan Impedansi

(Kg/m3) (m/s)ObjekKeras 2000 1800 2.4Batuan 2500 4500 7.5Baja 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

21

sekitar pantai, sedangkan sedimen yang lebih halus seperti lanau dan lempung

diendapkan di laut lebih jauh dari pantai. Sedimen tidak hanya terdiri dari

sedimen berukuran butir yang seragam seperti pasir, kerikil, lanau, lempung,

tetapi terdapat sedimen dengan ukuran butir yang berbeda dan bercampur satu

dengan yang lainnya seperti pasir halus, pasir bercampur lanau dan lempung, dan

seterusnya. Untuk mengetahui berapa persen sedimen itu mengandung pasir,

kerikil, lanau dan lempung, diperlukan pemisahan butiran dengan menggunakan

metode ayakan. Hasilnya akan diketahui masing-masing persentase dari ukuran

butir tersebut. Data ini dijadikan dasar dalam analisis tekstur sedimen (Gambar

10; Folk, 1980 dalam Dewi dan Darlan, 2008).

Fraksi lumpur memiliki jumlah dominan yang terdiri dari lanau dan

lempung (Clay) seperti ditunjukkan oleh Gambar 8 dan penamaan sedimen oleh

Tabel 5. Lanau merupakan lumpur yang mengandung fraksi lebih besar 67 persen

lanau. Jika perbandingan lanau dengan lempung 2: l, maka dapat berupa silt atau

silty, jika lebih dari 67 persen berisi lempung dapat disebut "clay" atau "clayey".

Campuran antara clay dan silt adalah lumpur (mud).

Gambar 10. Pengkelasan Sedimen (Folk, 1980)

22

Tabel 5. Nama singkatan sedimen pada pengkelasan Folk di Gambar 10.

Singkatan Nama Tekstur

S Sand

Z Silt

M Mud

C Clay

s Sandy

z Silty

m Muddy

c Clayey

cS clayey Sand

mS muddy Sand

zS silty Sand

sC sandy Clay

sM sandy Mud

sZ sandy Silt

Tinjauan Pustaka Seismik

Documents

Transcript of Tinjauan Pustaka Seismik