bab 6 karakteristik event seismik

Hal 1 dari 37Tugas Eksplorasi Minyak Bumi (Harsano Jayadi & Alexander Y. Elake

Karakteristik dari kejadian-kejadian seismik

Membedakan tampilan – tampilan kejadian

Tugas dasar dari interprestasi rekaman rekaman pencerminan adalah memilah

tampilan tampilan mana saja yang mewakili cerminan primer, menterjemehkan waktu tiba

dari cerminan cerminan ini kedalaman data kedalaman, dip, dan memeta horison pantul.

Selain itu, interpretor harus mengetahui event event lain yang dapat memberikan informasi

yang berharga, seperti refleksi berganda dan difraksi.

Pengenalan dan pengidentifikasian dari kejadian seismik didasari oleh lima

karakteristik:

(a) koheren

(b) ketinggian amplitudo

(c) karakter

(d) pergerakan dip

(e) pergerakan normal

Kelimanya adalah hal terpenting dalam pengenalan sebuah event. Ketika sebuah gelombang

yang dapat dikenali menyebar, maka ia menghasilkan efek yang kira kira sama pada setiap

geophone. Apabila gelombang ini cukup kuat maka ia akan override gelombang lain yang

waktu datangnya bersamaan.

Gambar 1. Karakteristik Seismik Event


Koheren dan ketinggian amplitudo memberitahu kita tentang keberadaan gelombang seismik

yang kuat, namun tudak memberitahukan tipenya. Untuk mengetahuinya kita bisa melihat

melalui moveout. Karakter juga sangat membantu khususnya mengenai frekuensi dan jumlah

putaran.

Refleksi

Seismogram Sintetik

Seismogram sintetik disebut juga geogram atau teogram adalah rekaman seismic buatan yang

dibuat dari data log kecepatan dan densitas. Data kecepatan dan densitas membentuk fungsi

keofesien refleksi (stikogram) yang selanjutnya dikonvolusikan dengan wavelet.

Seismogram sintetik dibuat untuk mengkorelasikan antara informasi sumur litologi,

umur, kedalaman dan sifat-sifat fisis lainnya terhadap penampang seismic lainnya guna

memperoleh informasi lebih lengkap dan komprehensif. Sering diperoleh korelasi yang

kurang tepat antara data penampang seiiismik terhadap seismogram sintetik, karena tidak

mudah untuk memperoleh korenpondensi satu-samtu antara seismogram sintetik dengan

penampang seismik, mengingat system pengumpulan dan akurasi data berbeda.

Secara skematik dasar pembuatan seismogram sintetik ditunjukkan pada gambar 2.

Dari informasi atau model geologi yang berisi kecepatan dan densitas lapisan dapat dibuat

model koefisien refleksinya/stikogram. Stikogram dikonvolusikan dengan wavelet, maka akan

diperoleh trace model yang disebut seismogram sintetik. Trace model ini dikorelasikan

dengan trace data, maka akan diperoleh error trace yang akan digunakan untuk mengkoreksi

model stikogram sedemikian rupa sehingga sampai diperoleh korelasi yang optimum.

Data yang perlu disiapkan di dalam pembuatan seismogram sintetik adalah wavelet

dan data sumur yang terdiri dari sonic log untuk kecepatan, density log untuk densitas dan

check shot untuk korelasi waktu.


Gambar 2. Prosedur untuk pembuatan sintetik seismogram (Stomnel and Graul, 1978)

Gambar 3. Seismogram sintetik (kanan) digabungkan dengan data seismic sebenarnya (kiri). Seismogram sintetik dibuat menggunakan log sonic dari data sumur dalam line seismik dan digabungkan dengan ekstraksi wavelet dari tras data seismik, densitas (Courtesy of Grant Geophysical)


Seismogram sintetik dibuat 1 dimensi, 2 dimensi dan 3 dimensi. Sebuah model dapat

mensimulasikan perubahan yang diakibatkan oleh sepanjang line seismic untuk

menghubungkan dua atau lebih sumur dimana ada perubahan antara sumur yang didasarkan

atas perubahan facies. Ketidakselarasan atau sesar. Seismogram sintetik dari model dapat

dianggap sebagai saalh satu dimensi, namun dianggap sebagai jalur nonvertikal juga.

Refleksi menampilkan moveout normal yang akan jatuh pada batas tertentu karena

pembgian laju. Moveout dari dip biasanya kecil namun pencerminan kadang kadang

mempunyai moveout dip yang besar.

Refraksi frekuensinya relatif kecil dan biasanya terdiri dari putaran yang lebih banyak

dari pada refleksi. Baik refraksi maupun refraksi pantulan keduanya mempunyai aligment

yang lurus, berbeda dengan reflesi dan difraksi.

Gambar 4. Ilustrasi komposit refleksi


Konsep Refleksi

Interface mencerminkan batuan sedimen yang biasanya terjadi bersama-sama di sepanjang

gelombang seismik, sehingga bentuk gelombang yang dapat diamati adalah berupa gangguan

komposit dari jumlah komponen pantulan. Gangguan sebagain besar berfungsi sebagai

menentukan karakter refleksi, dengan demikian penampilan refleksi tergantung pada jarak dan

besarnya komponen kontras impedansi akustik alami. Komposit dari refleksi dapat

diilustrasikan oleh gambar 4. Meskipun bentuk gelombang diasumsikan dlam ilustrasi yang

jelek, tapi titik-titiknya terlihat jelas bahwa peristiwa refelksi yang diamati tidak sesuai

dengan satu dan yang lainnya dengan perubahan litologi yang mengindentifikasikan siklus

individual dengan suatu formasi berdasarkan waktu tempuh gelombang.

Refleksi sering diasumsikan bahwa adanya kontras impedansi akustik yang berdekatan

dengan batas-batas litologi. Namun, litologi dapat berubah tanpa perubahan yang besar dari

litologi akustik. Hardage (1985), dalam studinya mengenai vertikal seismic profilling yang

mengidentifikasikan beberapa refleksi dengan kontras impedansi akustik (gambar 5).

perhatikan bahwa refleksi B dan D terjadi daalm unit shale yang cukup besar dimana adanya

perbedaan sifat-sifat serpih yang dibuktikan dengan data log dengan baik. Di daerah lain,

kebanyakan refleksi pada bagian seismik (gambar 6) ditafsirkan sebagai hal yang

menunjukkan interbedding yang cukup antara pasir dan shale (nilai kecepatan rendah).

Namun lubang subsekuen dari staratigrafi ditentukan hamper tidak ada pasir, perubahan

daalm shale adalah tanggung jawab untuk refleksi. Untuk memastikan itu, dibuat suatu

pengecualian untuk membuktikan aturan dan refleksi yang paling sesuai dengan perubahan

litologi yang paling khas.


Gambar 5. Refleksi pada vetikal seismik profiling yang berhubungan dengan log sumur. Sumber ada di permukaan dan geophone berada pada kedalaman sumur bor ( Hardage, 1985). (a). Refleksi A, B, C dan D sesuai dengan kedalam A’, B’, C’ dan D’ di dalam log sumur. (b).

Ilustrasi respon dari data log yang berbeda pada setiap interface.


Gambar 6.Line seismik dalam suatu area dekomposisi elastic yang memperlihatkan kelebihan refleksi dari suatu shale sepenuhnya.

Batas fasies menandai adanya perubahan dala karakteristik litologi atau paleontology dari

sedimen kontemporer. Meskipun pada umumnya menyatakan fasies dan baats waktu untuk

menyeberang satu sama lain, baisanya bertepatan pada suatu simpangan yang jelas merupakan

hasil sampling yang memadai dari batas fasiesnya. Dikarenakan salah satu mengharapkan

suatu litologi untuk dihubungkan dengan perubahan fasies, diharapkan suatu refleksi untuk

mencari batas dari suatu fasies. Namun, bukti menunjukkan bahwa refleksi bertepatan dengan

batas waktu (kecuali dalam kedaan sekitarnya)

Refleksi sering dikaitkan dengan ketidakselarasan dan juga refleksi terbaik dan terkuat yang

berasal dari permukaan ketidakselarasan. Sifat refleksi ketidakselarasan mempunyai

perubahan sebagau sifat-sifat batuan di atas atau di bawah perubahan ketidakselarasan.

Ketidakselarasan sering dikaitkan dengan angularitas antara batuan dan subcropping refleksi

atau onlap atau downlap refleksi. Hal ini cenderung membuat refleksi yang ketidakselarasan

menjadi lebih jelas karena perhatian dari pengamat. Ketidakselarasan memiliki kepentingan

khusus dalam studi seismik stratigrafi.


Meskipun sebagian besar refleksi menandai suatu ketidakselarasan dan waktu permukaan,

kontak fluida dlam batuan permeable berpori yang memberikan kontras impedansi akustik

pada suatu penampang. Dimana pada suatu penampang yang datar, salah satu indicator

akumulasi hidrokarbon yang paling penting. Pada gambar 7 menunjukkan suatu refleksi,

kontras impedansi akustik yang disebabkan oleh perubahan kimia atau fase, seperti refelksi

hidrat dan perubahan akibat rekristalisasi dari opal (gambar 8), namun relatife singkat.

Gambar 7. Bagian dari West Ekofisk, Norwegian North Sea, Seismik section memperlihatkan refleksi horizontal pada kontak gas-cair. Garis vertical memperlihatkan batas porositas berdasarkan data seismic. T dan B ditafsirka sebagai batas atas dan bawah dari reservoir. (d’Heur 1992;952)


Gambar 8. Seismik section yang memperlihatkan refelktor horizontal (at-1.57 s) yang dikaitkan dengan perubahan diagenesis yang dikendalikan dari opal CT porcellanites pada batuan rijang kursa bawah. Perubahan dari opal ke opal CT pada 1,20 s yang daapt menghasilkan refleksi. (Hubbard pape and Roberts, 1985:85)

Zona Fresnel

Ketika kita menggunakan sinar yang mewakili penjalaran gelombang, implikasinya adalah

refleksinya yang terjadinya pada titik refleksi. Namun, refleksi terdiri dari energi balik dari

daerah yang cukup besar dari reflektor tersebut. Sebuah zona Fresnel adalah daerah dimana

tercermin energi di detector yang memiliki fase yang berbeda dengan tidak lebih dari setengah

siklus. Energi ini lebih menggangu atau kurang konstruktif.

Memperlihatkan sebuah sumber dan detektor S (gambar 9). SPO tegak lurus terhadap bidang

yang tercermin dan R1, R2,…sedemikian rupa sehingga jarak SPo, SP1, SP2,…berbeda dengan

/4. Umumnya h Rn ; dimana S adalah daerah masing-masing cincin annular. Kita

akan menghitun energi yang balik ke S dari cincin (n+1)th. Jika kita menerapkan persamaan


(2.219) ke lingkaran dengan titik asal pusat lingkaran (gambar 9), h menjadi ho dan menjadi

hn dan integrasi terhadap hanya melibatkan pengalian dengan 2. Jika kita menghitung

transformasi laplacian selama dua lingkaran Rn+1 dan dikurangi kedua dari yang pertama, kita

memperoleh efek dari zona (n+1).

Gambar 9. Geometri dari zona Fresnel

Zona Fresnel pertama sering diambil sebagai ukuran resolusi horizontal yang belum

dimigrasi, untuk kedalaman 3 km dan kecepatan 3 km/s (t=2s), yang zona fresnelnya beradius

300-470 m untuk frekuensi 50 sampai 20 Hz (lihat gambar 10). Gambar 11 menunjukkan

respon dari segmen kecil dari permukaan mencerminkan pada kedalam 1500 m untuk panjang

gelombang yang dominan 30 m dimana radius zona Fresnel adalah 150 m. Ketika reflektor

agak kecil dari zona Fresnel, maka respon dasarnya berupa titik-titik difraksi.


Gambar 10. Nonogram untuk menentukan zona Fresnel. Sebuah garis lurus yang menghubungkan Two Way Time dan frekuensi yang memotong garis tengah pada titik yang sama sebagai garis lurus yang menghubungkan kecepatan rata-rata dan zona radiusnya.

Gambar 11. Refleksi dari strips dengan berbagai lebar. (a). Penampang model jarak garis vertikal sama dengan diameter zona Fresnel. (b). Seismik Section.


Refleksi amplitude akan berkurang jika reflektivitas dalam zona Fresnel berkurang. Sebagai

contoh, jika kita merekam suatu pergerakan vertikal yang besar, setengah dari zona Fresnel

tidak adak berkontribusi pada refelksi dan amplitude refleksi hanya akan menjadi salah satu

dari reflektor jauh di atas. Karena jejak seismic jarak jauh lebih erat daripada dimensi zona

Fresnel, bagian teretntu dari sebuah reflektor akan memberikan kontribusi ke semua jejak

seismic yang zona Fresnalnya meliputi semua bagian. Kita berharap amplitude dari jejak

bermigrasi dan sebanding dengan reflektivitasnya serta melakukan penjumlahan dari jejak di

sekitar titik refleksi. Jelas bahwa kita menginginkan reflektivitas yang benar mencakup semua

pengamatan dalam radius zona Fresnel. Kita mencatat bahwa migrasi data seismik efektif

rusak ke arah zona frenal dalam bentuk garis, tetapi tidak menyusut dalam ukuran tegak lurus

terhadap line seismik.

Efek Kelengkungan Reflektor

Fokus geometri sebagai hasil dari lekukan efek reflektor amplitudo pembiasan. Diatas antiklin

bagian sinar yang direfleksikan berpencar lebih dari bidang reflektor, banyak sistem rekaman

yang merubah amplitudo pembiasan. Diatas antiklin bagian sinar yang direfleksikan

berpencar lebih dari bidang reflektor. Banyak sistem rekaman mengubah amplitudo dalam

banyak cara inilah variasi yang akan membedakan amplitudo. Ketahanan dari refleksi

menyebabkan sinklin yang berubah. Pemusatan energi diakibatkan oleh cemin cembung

membuat efek reflektor permukaan menghasilkan pembiasan. Jika lekukan dari reflektor

cekung ini cukup besar, energi akan terfokus dibawah pemukaan. Dan akan menghasilkan

fokus yang hilang. Ini berarti untuk lokasi refleksi yang diberikan akan membedakan lebih

dari satu bagian, dari reflektor. Gelombang ini menghasilakan cabang yang terbalik melal

fokus yang menghasilkan fase 90 derajat. Namun fase ini jarang digunakan unutuk mengenali

fase yang hilang. Bagaimanapun juga hal ini kan mempengaruhi perhitungan reflektor


kedalaman. Tiap cabang yang terbalik juga dinamakan karena titik reflektor yang berasal dari

bagian lainya berasal dari permukaan.

Fokus geometri sebagai akibat dari kelengkungan jika reflektornya mempengaruhi amplitude

refleksi. Dalam media yang kecepatannya konstan, gelombang yang dihasilkan oleh sumber

titik bola dengan jari-jari kelengkungan sama dengan sumber jarak muka gelombang. Kita

bisa berasumsi bahwa gelombang bertemu dan mencerminkan tepat di bawah sumber dengan

jari-jari P. Kita kemudian dapat menerapkan rumus yang terkenal yaitu refleksi optika

geometris dari cermin melengkung.

Gambar 12a merupakan grafik dari persamaam 6.10, dimana kelengkungan reflektor tak

terhingga ke titik difraktor dan titik nol kelengkungan (h/= 0) sesuai dengan reflektor yang

kelengkungannya cembung ke atas, muka gelombang menghasilkan NMO (normal moveout).

Ketika pusat reflektor kelengkungan adalah pada permukaan (=h). Energi yang dipantulkan

terkonsentasi ke titik kelengkungan yang lebih besar yang menghasilkan fokus yang tak

terlihat. Gambar 12b menunjukkan poin untuk titik difraksi, antiklin, sinklin dan pesawat dan

gambar 13 menunjukkan kasus yang fokusnya hilang

Mempertimbangkan energi yang mengerucut dari sumber yang tercermin dari bola. MN

(gambar 12b), energi yang dipantulkan menyebar di daerah yang lebih besar di permukaan

untuk antiklin daripada bidang dan di wilayah yang lebih kecil untuk sinklin. Dengan

demikian, refelksi akan muncul lebih kuat di sinklin daripada antiklin.

Mempertimbangkan energi yang mengerucut dari sumber yang tercermin dari bola. MN

(gambar 6.16b), energi yang dipantulkan menyebar di daerah yang lebih besar di permukaan

untuk antiklin daripada bidang dan di wilayah yang lebih kecil untuk sinklin. Dengan

demikian, refelksi akan muncul lebih kuat di sinklin daripada antiklin.

Ketika sinklin yang memiliki jari-jari kelengkungan kurang dari kaedalaman, positif ,

negative dan energi yang melewati focus di bawah permukaan (lihat gambar 13).


Kemungkinan fokus hilang dengan kedalaman reflektor. Sebuah refleksi yang melibatkan

focus terkubur disebut cabang terbalik.Percabangan terbalik yaitu sebagai titik sumber

penjalaran dari kiri ke kana, titik penjalaran refleksi dari kanan ke kiri.

Gambar 12. Efek dari kelengkungan reflektor. (a). Normal Kelengkungan dari muka gelombang di permukaan, h/ sebagai fungsi dari kelengkungan reflektor, h/ untuk sumber poin. (b). Efek kelengkungan muka gelombang sebagai pemilihan reflektor untuk antiklin ke sinklin.


Gambar 13. Fokus yang disebabkan karena kelengkungan reflektor (a). Raypath tegak lurus dan spasi sama sepanjang permukaan melengkung. Velocity adalah konstan sepanjang bagian. (b). Raypath melalui sebuah daerah fokus saat pusat kelengkungan C di bawah permukaan. (c). Panjang jejak dari sumber S1 dan S2

lolos melalui fokus di mana jejak dapat dideteksi. (d). Refleksi dari beberapa


titik pada reflektor ketika perubahan kelengkungan. (e). Insiden wavefront radius 1 menimpa pada reflektor dari radius s saat 1 s.


Jika sumber dan geophone tidak berimpit, dimana gelombang refleksi dapat focus bahkan

dimana pusat reflektor terhadap kelengkungan di bawah permukaan (gambar 13b). Dengan

demikian , jejak sinar yang hilang-efek focus bahkan mengimbangi jejak sinar. Common

Midpoint disusun pada jarak pendek dan panjang yang digabungkan setelah dikoreksi NMO

untuk mendapatkan hasil yang benar.

Ketika kelengkungan sinklin tidak konstan, seperti pada gambar 13d, refelksi dapat diperoleh

labih dari satu bagian dari reflektor. Energi yang dipantulkan memiliki beberapa cabang.

Event lain selain Refleksi Primer

Difraksi

Difraksi dari ttik ujung yang tegak lurus terhadap line seismik bagaimanapun akan

menunjukkan perpindahan yang berbeda. Waktu tiba yang paling cepat pada sebuah kurva

difraksi adalah untuk trace yang direkam secara langsung di sepanjang titik difraksi (kecuali

untuk keadaan distribusi kecepatan yang tidak biasa), tapi difraksi tidak akan cukup memiliki

amplitude tertinggi pada trace ini.

Kita tinjau tiga bidang batas pada kedalaman yang sama tapi dengan kemiringan yang berbeda

(gambar 14). Difraksi untuk kasus setiap puncak ini pada lokasi ujung dari bidang batas,

memiliki kelengkungan yang sama, adalah tangen terhadap refleksi, dan amplitude

maksimum dari difraksi terjadi pada titik tangen ini. Dengan demikian, puncak difraksi

meletakkan titik difraksi, kemelengkungan difraksi berdasarkan pada kedalaman dan

kecepatan di atas titik difraksi, dan distribusi amplitudo disepanjang difraksi bergantung pada

karakteristik dari bidang batas.


Gambar 14. Refleksi dan difraksi dari half-plane yang terakhir

Multipel

a. Perbedaan antara macam multipel. Multipel adalah event yang mengalami lebih dari 1

pantulan. Karena amplitudo dari multipel sebanding dengan perkalian dari koefisien

refleksi untuk setiap reflektor yang terlibat. Dan karena R sangat kecil untuk sebagian

besar interface, hanya kontras impedansi terbesar yang akan menghasilkan multipel

yang cukup kuat untuk dikenali sebagai event yang berbeda,

Kita membedakan dua jenis multipel yaitu long path dan short path. Long path

multipel adalah multipel yang memiliki lintasan perjalanan panjang dibandingkan

dengan refleksi primer dari interface yang memilki kedalaman sama. Dan karena long

path multipel terlihat sebagai pemisah event pada sebuah rekaman seismik. Short path

multipel disisi lain segera datang setelah refleksi primer dari interface pada kedalaman

yang sama, hal itu menginterferensi dan menambah tail refleksi primer. Oleh kerena

itu, efeknya adalah perubahan bentuk gelombang daripada menghasilkan sebuah event

yang terpisah. Raypath untuk kedua jenis ini diperlihatkan pada gambar 15.


Gambar 15. Tipe dari multipel

b. Short path multipel. Short raypath multipel sudah tercermin dari ujung dan pangkal

suatu reflektor. (gambar 6.30a) dalam penjalarannya dari interface yang terkait satu

dengan yang lainnya (peg-leg multipel) yang sangat penting dalam menentukan

bentuk gelombang yang tercatat pada seismogram. Peg leg multipel lebih kuat dan

memiliki polaritas yang sama dengan utama karena adanya kontas impedansi yang

besar dan berlawanan arah ( perubahan dalam kecepatan yang menyebabkan

kecepatan yang ditargetkan). Peg leg multipel efektif menurunkan frekuensi sinyal

dengan meningkatnya waktu. Pada gambar 16.b. menunjukkan bagaimana suatu

dorongan untuk merubah sebagai hasil untuk melewati serangkaian interface dan

spektrum frekuensi.

Ghost adalah tipe khusus yang diilustrasikan dalam gambar 16. Dimana energi yang

keluar ke bawah dari sumber telah dilimpahkan di atas energi yang perjalarannya ke

atas dan ke bawah pada lapisan dengan kecepatan rendah (LVL) dalam survey tanah

atau di permukaan air pada survey kelautan. Ghosting hasil yang serupa dari detektor

yang terpendam /streamer laut pada kedalaman D, interferensi antar ghost tergantung


pada difraksi panjang gelombang yang diwakili oleh perbedaan penjalaran gelombang.

Karena wavelet seismik terdiri dari berbagai frekuensi. Efek interface yang berbeda

untuk komponen yang berbeda pula. Dengan demikian, efek keseluruhan pada D

berbentuk wavelet yang bervariasi. Perubahan yang relative kecil pada D dapat

mengakibatkan variasi yang besar dalam refleksi yang menciptakan maslah yang

serius. Oleh karena kedalaman dibawah permukaan pelapukan atau permukaan air

dipertahankan sebagai fungsi konstan.

Gambar 16. Perubahan bentuk gelombang yang dihasilkan oleh peg-leg multipel. (a). Diagram yang menunjukkan penambahan wavetrain pada peg-leg multipel . (b). Bentuk gelombang yang dibentuk setelah melewati lapisan yang berbeda. (c). Spektrum frekuensi dari bentuk gelombang pada b. (d). Histogram dari koefesien attenuasi dari pel-leg multipel pada sumur yang berbeda.


c. Long-path Multipel. Long-path multipel yang kuat melibatkan refleksi dipermukaan,

dasar laut atau darat dengan kecepatan rendah (LVL) yang disebut lapisan lapuk,

dimana koefisien refleksi sangat besar karena kontras impedansi akustik yang besar.

Karena banyak melibatkan dua refleksi di kedalaman, amplitudonya tergantung pada

besarnya koefisien refleksi di kedalaman.

Karena kecepatan umumnya menungkat dengan kedalaman, multipel biasanya

menunjukkan pergerakan yang lebih normal daripada refleksi primer dengan waktu

tempuh yang sama. Hal ini berdasarkan ada redaman ganda dalam pengolahan CMP.

Namun, perbedaan NMO seringkali tidak cukup besar untuk mengidentifikasi multipel

Refraksi

Timbulnya head wave sering diikuti oleh sejumlah gelombang yaitu yang melibatkan panjang

gelombang yang terjadi dari beberapa siklus. Dengan demikian, jarak offset jauh lebih

meningkat dan energi puncak bergeser ke dalam rangkain gelombang yang disebut singling

(gambar 17a). Jumlah shingling lebih besar ketika refraktor memiliki ketebalan yang terbatas.

Karena pergeseran energi, sering tidak mungkin untuk memilih waktu offset yang diperlukan

untuk penerapan gelombang tersebut. Sebagian besar waktu penjalaran head wave dilakukan

pada puncakp dan kemudian lembah dan dikoreksi untuk mendapatkan waktu offsetnya.

Proses ini sering memberikan kepuasan meskipun penyerapan dan mekanisme lainnya

menggeser spectrum frekuensi yang lebih rendah dengan jarak yang meningkat sehingga

siklus offset gelombang sejajar sempurna.

Gelombang yang memantul berulang kali (gambar 17c) di lapisan dalam. Gelombang

menyelam yang dihasilkan dari gradien kecepatan dalam refraktor kecepatan tinggi (gambar

17.d) memiliki efek yang sama. Sebuah gradient kecepatan dalam refraktor jauh memperkuat

head wave, seperti pada gambar 18.


Gambar 17. Mekanisme refraksi penjalaran gelombang (a) menunjukkan muka gelombang yang tenggelam. (b) Refleksi dari muka gelombang dari reflektor pararel di atas refraktor. (c) pengulangan refleksi pada refraktor. (d) gradien kecepatan pada refraktor

Gambar 18. Penguatan muka gelombang oleh gradient kecepatan Refleksi NMO sudah dihilangkan sehingga muka gelombang kurvanya terangkat.


Gelombang Permukaan

Gelombang permukaan (sering disebut gulungan tanah) biasanya muncul diatas

rekaman-rekaman pantulan. Gelombang rayleigh adalah yang paling sering, dengan kecepatan

dari 100 sampai 1000 m/s atau lebih. Gelombang ini biasanya lemah di bawah 10 hz.

Gerakanya lurus sama seperti pembiasan, tapi gelombang ini menampilkan kecepatan

kecepatan yang lebih rendah. Kulit luar gelombang ini bertambah dan berkurang dengat

sangat lambat dan sering kali termasuk banyak perputaran. Energi gelombang permukaan

umumnya cukup tinggi bahkan di pita pantulan untuk menolak semua, kecuali pantulan-

pantulan terkuat. Bagaimanapun juga karena kekuatanya rendah, perbedaan kelompok

geophone dipengaruhi pada waktu yang berbeda, oleh sebab itu hanya sedikit kelompok yang

dipengaruhi pada satu waktu.

6.4 Resolusi Seismik

Resolusi atau daya pisah yang dimaksud adalah kemampuan untuk melihat antara dua

obyek yang terpisah agar tampak benar-benar terpisah. Untuk dapat melihat obyek tersebut

diperlukan gelombang. Seperti halnya mata, mata dapat melihat benda karena menggunakan

gelombang cahaya tampak dengan panjang gelombang sekitar (400-800) x 109m. Sebaliknya

apabila melihat obyek dengan menggunakan gelombang seismik yang panjang gelombangnya

puluhan sampai ratusan meter, maka lapisan batuan yang heterogen tampak oleh mata akan

tampak seolah-olah menjadi lapisan homogen dalam kacamata gelombang seismik.

Dengan demikian lapisan-lapisan batuan yang tipis yang tampak oleh mata manusia

belum tentu dapat ditunjukkan/ditampilkan sebagai sistem perlapisan yang terpisah oleh

gelombang seismik. Terdapat dua hal pokok dalam resolusi seismik, yaitu :


a. Seberapa jauh terpisah (jarak minimum dalam kawasan ruang atau kawasan waktu)

antara dua reflektor yang dapat ditunjukkan sebagai dua reflektor terpisah, hal ini

disebut sebagai resolusi vertikal.

b. Seberapa jauh terpisah antara dua obyek yang terpisah di dalam reflektor tunggal yang

dapat ditunjukkan dalam penampang seismik sebagai dua obyek yang terpisah, hal ini

disebut sebagai resolusi horizontal.

Faktor dominan yang mempengaruhi resolusi seismik, baik resolusi vertikal maupun

resolusi horizontal adalah panjang gelombang/frekuensi dominan gelombang seismik yang

digunakan. Sedangkan faktor lain yang ikut menentukan adalah kedalaman target, daya

tembus gelombang, laju pencuplikan data (dalam kawasan ruang dan waktu) dan kecanggihan

perangkat (keras dan lunak) pengolahan data.

a. Resolusi vertikal

Dalam seismik, resolusi vertikal adalah daya pisah pada arah kedalaman (tebal) yang

dipresentasikan oleh sumbu waktu.

Dalam hal ini ditinjau faktor-faktor yang mempengaruhi resolusi dan hubungan antara

ketebalan lapisan dengan frekuensi dominan sinyal yang dikandung.

Gambar berikut memperagakan model dua lapisan pemantul yang tebalnya bervariasi

sesuai dengan posisinya. Panjang gelombang sinyal digunakan = 100 m. Di gambar tersebut

nampak bahwa ada nilai batas di mana penampang seismik tak mampu lagi memisahkan

kedua lapisan pemantul. Nilai batas itu adalah /4 atau 25 m dalam contoh ini untuk panjang

gelombang kurang dari /4, sinyal dari kedua lapisan pemantul tadi telah menyatu dan tidak

mampu lagi melihat sebagai dua lapisan yang terpisah. Karena tergantung pada frekuensi,

berarti resolusi vertikal bergantung pula pada frekuensi dominan sinyal yang dipakai.

Semakin tinggi frekuensi yang digunakan terbatasi oleh adanya efek serapan medium,

sehingga mengurangi daya tembus sinyal.


Walaupun resolusi vertikal data seismik dibatasi oleh frekuensi sinyal seismik yang

mampu direkam, dengan memanfaatkan high resolution processing techniques resolusinya

dapat ditingkatkan menjadi lebih baik lagi. Hal ini banyak diperlukan untuk studi sekuen

stratigrafi, seismik stratigrafi maupun studi-studi reservoar.

Model Geologi

Gambar 19a. Model Geologi berupa lapisan pasir yang ketebalannya menipis ke arah kiri

Trace seismik hasil konvolusi deret koefisien refleksi (berdasarkan model geologi) dengan Ricker berferekuensi dominan 60 hz

Gambar 19b. Rekaman seismik bebas noise pada kondisi pantulan tegak setelah migrasi dari model 19a


Sinyal Recker berfrekuensi dominan 60 hz

Gambar 19c. Tebal lapisan sebesar /4, sebagai batas refleksi gelombang seismik yang masih tampak terpisah. Bila lebih tipis dari itu, sinyal terpantul yang berasal dari bagian atas dan bawah lapisan tersebut akan menyatu menjadi satu gelombang.

b. Resolusi Horizontal/lateral

Resolusi horizontal merupakan kemampuan melihat dua buah obyek yang terpisah secara

lateral. Bila resolusinya rendah maka dua benda yang terpisah akan tampak sebagai satu

benda saja (menyatu), seperti yang ditunjukkan pada gambar 20. Dari gambar tersebut dua

buah lingkaran akan tampak terpisah bila resolusi horizontalnya terpenuhi. Nilai resolusi

horizontal akan menurun pada saat posisi pengamatan bergerak menjauhi obyek, sehingga

kedua benda tersebut akan tampak lebih menyatu lagi dengan menurunnya resolusi horizontal

Gambar 20. Dua obyek lingkaran terpisah secara horizontal menjadi tampak menyatu bila resolusi horizontal pengamat tidak mencukupi

Perhatikan gambar gambar 21., sering dianggap bahwa energi yang terpantul dalam

seismik refleksi berasal dari satu titik pantul. Anggapan ini tidaklah tepat. Energi yang berasal


dari sumber S sebetulnya dipantulkan oleh suatu zona atau luasan di sekitar titik R sebelum

mencapai detektor di G. Resolusi horizontal tergantung pada besarnya radius zona Fresnel,

semakin kecil radius zona fresnel, semakin tinggi resolusi lateralnya.

(a) (b)Gambar 21. zona-zona fresnel dilihat dari samping (a) dan dari atas (b). Energi yang mencapai detektor di G

berasal dari suatu zona di sekitar titik pantul R. Zona fresnel berupa lingkaran untuk pantulan tegak.

Di dalam teori optik fisis pada percobaan cincin Newton prinsip-prinsip dasarnya berlaku

juga di seismik refleksi. Jari-jari zona Fresnel orde-1 (lingkaran pertama yang terdalam dan

paling besar sumbangannya) adalah

]Dengan z adalah kedalam reflektor, adalah panjang gelombang yang digunakan. Jadi,

apabila terdapat reflektor target sedalam 800 m, cepat rambat gelombang 2000 m.s dan

frekuensi dominan yang digunakan 40 hz, maka r1 = 100 m dan untuk kedalaman 3200 m, r1 =

200 m.

Zona fresnel dalam rekaman seismik diperlihatkan pada gambar 22. yang mencerminkan

refleksi dari satu obyek yang ukurannya lebih besar dari r1. Apabila terdapat tiga obyek yang


ukurannya lebih kecil dari r1 dan letaknya berdekatan. Maka resolusi horizontal dari rekaman

seismiknya tidak dapat memisahkannya (gambar 23a.) untuk mengatasi hal tersebut,

harapannya tinggal terletak pada keberhasilan proses migrasi data seismik yang hasilnya

diberikan oleh gambar 23b.

Fresnel zone

Gambar 22. wujud dari pengaruh zona fresnel (orde pertama) yang ukurannya lebih besar dari pada r1 pada rekaman seismik

Gambar 23. (a). Refleksi dari tiga obyek yang ukurannya lebih kecil dari zona fresnel membentuk rekaman yang resolusi horizontalnya tidak mampu memisahkan ketiga obyek tersebut.

(b). Hasil dari proses migrasi data seismik meningkatkan resolusi lateral


Amplitudo gelombang seismik yang diterima oleh detektor tergantung pada ukuran obyek

relatif terhadap radius zona fresnel. Amplitudo gelombang pantul ini akan semakin lemah bila

zona yang memantulkan semakin sempit. Gambar 24. memperlihatkan fenomena pelemahan

amplitudo tersebut. Semakin kecil ukuran obyek yang memantulkan, semakin terhambur

(terdifraksi) gelombang seismik yang diterima detektor. Sehingga nampak jelas obyek yang

kecil akan bertindak sebagai penghambur (pendifraksi).

Gambar 24. Amplitudo gelombang seismik yang diterima oleh detektor tergantung pada ukuran obyek relatif terhadap radius zona fresnel. Makin kecil ukuran obyek, makin rendah amplitudonya karena luasan yang memantulkan energi hanya berasal dari segmen lingkaran/bukan lingkaran penuh.

Zona fresnel untuk offset nol jelas akan berbentuk lingkaran-lingkaran yang konsentris

yang diperlihatkan oleh gambar 21. tetapi untuk offset yang tidak nol (lihat gambar 25.),

bentuk zona fresnel akan berupa ellips dengan panjang sumbu pendeknya adalah

Dan sumnbu panjangnya

Dengan adalah sudut yang dibentuk antara sumber terhadap normal


Sumbu panjang elips a = b/cos , sumbu pendek

Gambar 25. Zona-zona fresnel untuk event pantulan yang tidak tegak berbentuk ellips dengan sumbu panjangnya tergantung kepada panjang gelombang dan jarak antara titik pemantul O sampai ke detektor R.

Atenuasi (Redaman)

Gelombang yang merambat di dalam suatu medium/batuan akan mengalami efek

peredaman, seperti pelebaran pulsa/perubahan frekuensi, penurunan amplitudo, dan

pergeseran fase, perubahan besaran fisis tersebut akibat 1. Efek divergensi (spherical

spreading), 2. Sistem perlapisan (yang akan menentukan besarnya redistribusi energi, seperti

pemantulan ulang, transmisi, pembiasan, hamburan dan lain-lainnya) serta 3. Sifat fisis batuan

(yang menentukan besarnya serapan energi). Sifat fisis batuan bergantung pada jenis batuan,

ukuran butir, porositas, rekahan, kandungan fluida, tekanan, suhu dan lain-lainnya.

Pengaruh sifat-sifat fisis tersebut membentuk suatu sistem peredaman terhadap

gelombang seismik. Peredaman oleh faktor divergensi dan sistem redistribusi energi dapat

dirumuskan atau diprediksi secara matematis, apabila sistem medium dan geometri akuisisi


datanya diketahui. Tetapi tidak demikian halnya pada efek serapan, karena ia merupakan

pegaruh keseluruhan dari banyak faktor fisis yang besarnya dinyatakan dengan koefisien

redaman (). Sedangkan koefisien redaman mempunyai hubungan yang berkebalikan

dengan faktor kualitas . Bentuk 1/Q sering disebut sebagai faktor disipasi.

Dengan demikian faktor kualitas Q merupakan ukuran kemampuan batuan untuk

meneruskan gelombang seismik. Pada gambar 26 memperlihatkan bahwa amplitudo dari

rekaman event seismik bergantung pada berbagai faktor.

26. Faktor-faktor yang mempengaruhi Amplitudo

Tabel 1 Konstanta Absorpsi untuk beberapa jenis batuan(disadur dari Sheriff & Geldart, 1995)

Jenis Batuan Q (/dB) ((dB/mBatuan sedimen 20 – 200 0,16 – 0,02Batu pasir 70 – 130 0,05 – 0,02Batu lempung 20 – 70 0,16 – 0,05Batu gamping 50 – 200 0,06 – 0,02Batu kapur 135 0,02Dolomit 190 0,02Batuan dengan rongga berisi gas 5 – 50 0,63 – 0,06Batuan metamorf 200 – 400 0,02 – 0,01Batuan beku 75 – 300 0,04 – 0,01

(Sumber, Sheriff & Geldart, 1995)


Jenis Batuan Q (/dB)Kecepatan

(m/dtk)Batu granit 150 5000Batu basalt 70 5500Batu gamping (Hunton) 71 6000Batu pasir (Amherst) 51 4300Batu pasir (Navajo) 22 4000Batu lempung (Pierre) 31 2150Batu lempung (Sylvan) 70 3300

(Sumber, Hand Book of Physical Constant, Geol., Soc.,Am,97,1966)

Wavelet (sinyal) Seismik

Di dalam interpretasi seismik selalu diinginkan adanya hubungan satu persatu antara

wavelet pada penampang seismik (seismic section) dengan batas perlapisan (pada model

geologi). Hal ini tidak selalu dapat tercapai bergantung pada sistem perlapisan medium dan

sifat wavelet yang dipergunakan. Wavelet atau sinyal seismik merupakan suatu fungsi yang

menggambarkan amplitudo wavelet terhadap waktu. Wavelet tersebut dapat pula dinyatakan

dalam kawasan frekuensi melalui suatu transformasi. Event pantulan (wavelet) merupakan

kumpulan dari sejumlah gelombang harmonik yang mempunyai amplitudo, frekuensi dan

phase yang berbeda. Dengan demikian wavelet dapat dinyatakan pula ke dalam dua spektrum

yaitu spektrum amplitudo versus frekuensi dan phase versus frekuensi. Karakteristik wavelet

dapat dipelajari dari kedua spektrum tersebut.

Sebuah wavelet akan tajam dalam kawasan waktu (mempunyai durasi pendek) apabila ia

mengandung semua frekuensi (lebar dalam kawasan frekuensi), dan sebaliknya suatu wavelet

akan lebar dalam kawasan waktu (durasi panjang) apabila ia mempunyai pita frekuensi yang

sempit dalam kawasan frekuensi dan spektrum phase yang rendah.

Karakteristik suatu wavelet dapat dilihat melalui spektrum amplitudo dan phase spektrum

amplitudo dan phase mengandung informasi kondisi dan sifat wavelet tersebut. Biasanya

suatu wavelet berada yang dalam kawasan waktu, untuk merubahnya menjadi spektrum

amplitudo dan phase dalam kawasan frekuensi diperlukan suatu transformasi. Pekerjaan


tersebut lebih mudah dilakukan bila menggunakan transformasi Fourier begitu pula

sebaliknya.

Wavelet merupakan kumpulan dari sejumlah gelombang harmonik yang mempunyai

amplitudo, frekuensi dan phase tertentu. Suatu gelombang harmonik dapat dilihat secara unik

melalui 3 karakter gelombang, yaitu :

1. Amplitudo maksimum, adalah simpangan maksimum suatu gelombang harmonik

dari nilai simpangan rata-rata. Satuan amplitudo dapat volt, milimeter, derajad

celcius dll.

2. Frekuensi, adalha jumlah putaran gelombang per detik. Frekuensi dapat ditentukan

dengan menghitung jumlah puncak-puncak dalam interval satu detik.

3. Phase, selalu diukur relatif terhadap suatu referensi. Phase adalah beda waktu antara

puncak putaran (cycle) terhadap waktu referensi. Phase dinyatakan dalam derajad

yang memberikan fraksi putaran yang puncaknya bergeser ke titik referensi dan

dinyatakan dalam 3600 x fraksi.

Wavelet seismik pada umumnya dapat mempunyai phase-phase berikut ini (Gambar 27).

1. Zero Phase, adalah wavelet yang mempunyai komponen frekuensi puncak pada titik

frekuensi nol. Bentuk gelombangnya simetri terhadap origin.

2. Linear Phase, adalah phase setiap gelombang harmonik yang merupakan pengkalian

suatu tetapan terhadap frekuensi gelombang harmonik. Spektrum phasenya berupa

garis lurus dengan melalui titik origin.

3. Minimum Phase, adalah suatu fungsi wavelet yang energinya terkonsentrasi di depan

(sedekat mungkin dengan t = 0 dan tidak ada energi lain sebelum t = 0).

4. Makasimum Phase, adalah suatu fungsi wavelet yang energinya terkonsentrasi di

belakang.


5. Mixed Phase, adalah setiap fungsi wavelet yang selain di atas, yang pada umumnya

merupakan campuran/jumlahan dari bentuk-bentuk di atas.

Spektrum phase yang ada di dalam seismik bentuknya sangat bergantung pada :

1. Sumber energi seismik yang digunakan.

2. Karakteristik bumi,

3. Instrumen perekaman

4. Pemrosesan data.

Gambar 27 Beberapa Jenis dan Watak Phase wavelet


Ricker Wavelet

Di dalam pemodelan maupun simulasi sering digunakan wavelet sintetik. Wavelet

sintetik yang sering dipakai adalaj jenis Ricker. Wavelet ini dibuat simetri (zero phase) dan

skala waktunya dapat digeser-geser sehingga pusat wavelet dapat mengindikasikan waktu tiba

(walaupun tidak selalu benar). Wavelet zero phase dari Ricker ini dibuat berdasarkan

persamaan :

Dalam kawasan waktu

Atau

Dalam kawasan frekuensi

Dimana f(t) F(f) (notasi ”” adalah pasangan transformasi Fourier) dan fm adalah

frekuensi puncak atau kandungan frekuensi dominan wavelet tersebut

Gambar 28. menunjukkan jarak antara sisis-sisi wavelet (flanking side lobes) yang

besarnya dalam kawasan waktu adalah

Gambar 28. Wavelet Ricker. (a). Dalam kawasan waktu, (b). Dalam kawasan frekuensi, notasi vm=fm dan F(v) = F(f)


Noise dan Data

Noise adalah gelombang yang tidak dikehendaki dalam sebuah rekaman seismik sedangkan

data adalah gelombang yang dikehendaki. Dalam seismik refleksi, gelombang refleksilah

yang dikehendaki sedangkan yang lainya diupayakan untuk diminimalisir.

Gambar 29. Gambar diatas diambil dari Kennett [1983] dengan beberapa modifikasi.

Gambar diatas menunjukkan sebuah rekaman dengan data gelombang refleksi dan noise

(gelombang permukaan / ground roll) dan gelombang langsung (direct wave).

Noise terbagi menjadi dua kelompok: noise koheren (coherent noise) dan noise acak ambient

(random ambient noise).

Contoh noise keheren: ground roll (dicirikan dengan amplitudo yang kuat dan frekuensi

rendah), guided waves atau gelombang langsung (frekuensi cukup tinggi dan datang lebih

awal), noise kabel, tegangan listrik (power line noise: frekuensi tunggal, mudah direduksi

dengan notch filter), multiple (adalah refleksi sekunder akibat gelombang yang terperangkap).

http://4.bp.blogspot.com/_XDhgYlcSKOs/RnZ72M3zXiI/AAAAAAAAAHc/nYpjCo9p3V8/s1600-h/noise.jpg


Sedangkan noise acak diantaranya: gelombang laut, angin, kendaraan yang lewat saat

rekaman, dll.

Stacking

Stacking adalah proses menjumlahkan tras-tras seismik dalam satu CDP setelah koreksi NMO

(Normal Move Out).

Proses stacking memberikan keuntungan untuk mengingkatkan rasio signal terhadap noise

S/N ratio).

Gambar 30. Prinsip Koreksi NMO.

Gambar 30 diatas menunjukkan prinsip koreksi NMO, hiperbola refleksi di-adjust dengan

menggunakan model kecepatan (kecepatan rms atau kecepatan stacking) sehingga berbentuk

lapisan horizontal, selajutnya tras-tras NMO dijumlahkan (stacking).

http://4.bp.blogspot.com/_XDhgYlcSKOs/RocwClLkssI/AAAAAAAAAO0/5qM7X5BLN4o/s1600-h/stacking.jpg

bab 6 karakteristik event seismik

Education