Kuantifikasi Frekuensi Dan Resolusi Menggunakan Seismik

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,
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
dimana :
i
= Sudut datang
r
= Sudut bias
=
…………………….. (1)
= 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
C (m/s)
-3
(kg m )
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
Explosives
Dynamite
Ammonium Nitrate
Darat
Laut
Keterangan
√
√
Biasanya ditembakkan pada lubang bor
Jarang digunakan di laut
Penembakan sangat dekat dengan
permukaan
Paling sering digunakan sebagai sumber di
laut
Geoflex/ Primacord √
Airgun
Boomer
Sparker
√
√
√
Vibratory Vibroseis
Geochirp
√
Receiver
Geophone
Paling sering digunakan sebagai sumber di
darat
√
Hydro
phone
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)
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
1000
1
100
10
10
100
1
1000
0.1
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 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
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 =
=
Koefisien Transmisi : T =
=
−
2 2
1 1
+
2 2
1 1
=
=
………….(2)
……...… (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 Sgelombang 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
(Kg/m3)
(m/s)
Objek
Keras
2000
Batuan
2500
Baja
7800
Sumber : Lurton, 2002
2.4
1800
4500
5000
Perbandingan Impedansi
2.4
7.5
26
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