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