BAB II DASAR TEORI 2.1 Metode Seismik PDF

Preview

Summary

BAB II DASAR TEORI 2.1 Metode Seismik Metode seismik refleksi merupakan salah satu metode geofisika yang menggunakan gelombang akustik untuk mengetahui keadaan bawah permukaan bumi. Gelombang seismik yang digunakan berasal dari sumber getaran ( berupa dinamit,vibrator,palu hammer) yang melewati bawa...

Description

BAB II DASAR TEORI 2.1 Metode Seismik Metode seismik refleksi merupakan salah satu metode geofisika yang menggunakan gelombang akustik untuk mengetahui keadaan bawah permukaan bumi. Gelombang seismik yang digunakan berasal dari sumber getaran ( berupa dinamit,vibrator,palu hammer) yang melewati bawah permukaan kemudian di pantulkan oleh bidang batas batuan sehingga dapat diterima oleh receiver (geophone dan hydrophone). Setiap bidang batas batuan memiliki impedensi akustik yang berbeda beda. Impedensi akustik yaitu kemampuan suatu bahan untuk memantulkan atau meneruskan gelombang yang mengenai medium tersebut, Nilai impedansi akustik dinyatakan dengan persamaan : Z  ρV p

(2.1)

dengan : Z = Accoustic Impedance ( Impedansi Akustik) ρ = densitas medium V = kecepatan gelombang P p

Perbedaan impedansi akustik antar medium akan mempengaruhi koefisien refleksi, yaitu nilai perbandingan antara amplitudo gelombang datang dan amplitudo gelombang pantul atau disebut juga reflektifitas. Nilai koefisien refleksi dinyatakan sebagai berikut :

Rc 

ρ 2VP 2  ρ1VP1 Z 2  Z1  ρ 2VP 2  ρ1VP1 Z 2  Z1

dengan : RC

= koefisien refleksi

ρ1 dan ρ2

= densitas medium 1 dan 2

Vp1 dan Vp2

= kecepatan gelombang P pada medium 1 dan 2

3

(2.2)

ρnVpn

= impedansi akustik medium

Posisi koefisien refleksi mencerminkan posisi perlapisan geologi. Koefisien refleksi dapat bernilai positif maupun negatif tergantung pada besarnya impedansi akustik kedua medium yang bersangkutan dan nilai mutlaknya tidak lebih dari 1. Penjalaran gelombang seismik yang melewati bawah permukaan akan menggukanan beberapa prinsip fisika yaitu a. Hukum snellius yaitu gelomban yang melewati suatu medium akan dipantulkan dan dibiaskan seperti pada gambar 2.1. P merupakan gelombang datang yang melewati suatu medium yang dipantul dan di biaskan, dari peristiwa tersebut dapat dibuat persamaan

α

=

= α

=

=

=

(2.3)

Gambar 2.1 Gelombang P yang melewati suatu medium (Jan van der Kruk,2005)

b. Prinsip Fermat yaitu penjalaran suatu gelombang dari suatu titik ke titik lain akan mencari waktu minimumnya. c. Prinsip Huygens setiap titik yang dilalui gelombang maka akan menjadi sumber gelombang baru.

4

2.2 Seismik Event Trace yang terekam dalam pita magnetik banyak mengandung beberapa tipe gelombang termasuk noise seperti yang terlihat pada gambar 2.2. Noise diklasifikasikan menjadi dua (Yilmaz,2001) yaitu noise koheren dan noise tidak koheren atau sering disebut random noise, noise koheren bisa diredam dengan beberapa cara dalam proses pengolahan. Tetapi noise tidak koheren, dimana amplitudonya sangat tinggi, sulit/tidak bisa diredam kecuali dimatikan seluruhnya atau sebagian saja. Perbedaan yang mencolok antara keduanya yaitu random noise kita tidak dapat memprediksinya, hal ini dikarenakan sumber dari noise ini bukan dari gelombang yang berasal dari sumber seismik (source), tetapi dapat bersumber dari cuaca, aktifitas manusia, dan sebagainya. Dikatakan random noise, karena kita tidak dapat memprediksi kapan munculnya gangguan ini. Sehingga noise semacam ini dapat muncul pada sembarang trace dan sembarang waktu. Koheren noise dapat terjadi berulang, dan berjalan secara horizontal dan akan melemah pada arah vertikal. koheren noise yaitu gelombang permukaan,refraction. a.

Direct wave merupakan gelombang langsung yang berasal dari sumber, gelombang ini muncul sebelum gelombang refleksi.

b.

Ground roll merupakan gelombang yang merambat dipermukaan yang memiliki frekuensi dibawah 10 Hz. Gelombang ini dapat diredam menggunakan filter.

c.

Head wave (refraction)

d.

Multiple wave adalah noise koheren dimana event seismik mengalami lebih dari satu kali refleksi dari posisi reflektor primernya.

e.

Air blast (air wave) adalah noise yang diakibatkan oleh penjalaran gelombang langsung melalui udara. Karakter dari noise ini hampir sama dengan Ground roll, hanya saja kecepatan air blast lebih rendah.

f.

Guided Waves (gelombang kanal dan gelombang antar permukaan). Biasanya terdapat pada perairan dangkal dimana perlapisan air menimbulkan kontras kecepatan yang sangat besar dalam substratum

5

yang menyebabkan sebagian besar energi terjebak dan terpandu secara lateral melewati perlapisan air. Dispersi natural memudahkan gelombang ini dikenali pada hasil rekaman dan biasanya mempunyai waktu tiba lebih awal. Guided waves juga dapat ditemukan di daratan, gelombang ini dapat dieliminasi dengan stacking CMP.

Gambar 2.2 Event Seismik dan noise

2.3 Pengolahan Data Seismik Pengolahan data seismik bertujuan untuk menghasilkan penampang seismik S/N (signal to noise ratio) yang baik tanpa mengubah bentuk kenampakan-kenampakan refleksi, sehingga dapat diinterpretasikan keadan dan bentuk dari perlapisan di bawah permukaan bumi seperti apa adanya (sismanto,2006). Tahapan terpenting dalam proses pengolahan data seismik (yilmaz,2006)

yaitu dekonvolusi, stacking, dan migrasi namun ada beberapa

tahap yang lain yang dapat digunakan untuk pengolahan data seismik diantaranya preprosesing, koreksi NMO, analisa kecepatan dan koreksi statik.

6

a. Editing /Muting Trace yang terekam termasuk yang masih mengandung noise. Noise yang koheren bisa diredam dengan berbagai cara di dalam pemrosesan. Tetapi noise yang tidak koheren, dimana amplitudonya sangat tinggi, sulit/ tidak bisa diredam kecuali dimatikan seluruhnya atau sebagian saja. Jenis noise yang bisa di edit (sismanto,2006) adalah: a. Trace mati, karena geophonenya sengaja tidak dipasang, sehingga kanalnya akan berisi noise instrumen atau kerusakan kanal. b. Trace yang mengandung noise elektrostatik, biasanya frekuensinya tinggi. c. Trace yang merekam getaran langkah orang yang berjalan dekat geophone pada saat perekaman berlangsung. d. Cross feed. e. Polaritas terbalik ( hal ini tidak perlu dimatikan, karena bisa dikoreksi pada komputer) f. Daerah first arrivial (gelombang bias, pakai initial muting). g. Noise dalam trace berkelompok ( pakai surgical muting) b. Amplitudo Recovery Pada penjalaran gelombang seismik dari source ke reflector dan kemudian ke receiver di permukaan, energi gelombang akan semakin melemah karena beberapa sebab diantaranya faktor jarak atau geometri (sepherical divergence) dan proses penyerapan tenaga oleh lapisan batuan yang dilaluinya. Besarnya amplitudo yang terekam oleh receiver berbanding lurus dengan energi gelombang seismik yang diterima oleh receiver tersebut. Adanya gejala atenuasi tersebut perlu dilakukan pengkoreksian dimana seolah –olah setiap permukaan pemantulan memperoleh energi yang sama, koreksi ini antara lain:

7

a. Sperical Divergence Correction Koreksi ini diberikan karena adanya atenuasi akibat jarak atau geometri perambatan gelombang yang berbentuk seperti bola. b. Surface Consistent Gain Correction Koreksi ini berkaitan dengan amplitudo yang tidak benar karena variasi keadaan permukaan. Ketidak seragaman amplitudo ini dapat dilihat dari perbedaan energi yang diterima setiap reciver dari source yang sama, dan energi yang diterima reciver yang sama dari source yang berbeda. Sehingga surface consistent gain correction akan melakukan proses penguatan amplitudo dan setiap titik seolah – olah akan datang gelombang dengan energi yang sama. c. Filtering Adalah upaya untuk 'menyelamatkan' frekuensi yang dikehendaki dari gelombang seismik dan 'membuang' yang tidak dikehendaki. Penapis bekerja berdasarkan operasi konvolusi, dalam kawasan frekuensi telah dikenal filter band pass, low pass, high pass maupun notch. Penentuan akan frekuensi yang harus diredam. Berdasarkan hasil analisa sinyal baik melalui transformasi fourier, transformasi f-k, maupun tes filter. a. Filter Lolos Pita (Band-pass Filter) Filter lolos pita adalah metoda yang murah dan mudah untuk menekan noise yang ada di luar spektrum frekuensi dari sinyal yang diinginkan. Noise frekuensi rendah antara lain adalah ground roll, noise frekuensi tinggi biasanya disebabkan oleh angin, air blast, statik atau petir. b. Filter F-K Seiring kandungan seismik memiliki frekuensi yang sama dengan kandungan

frekuensi noise, tetapi berbeda bilangan gelombangnya. Apabila

untuk menghilangkan noise tersebut dilakukan dengan filter biasa, maka informasi

8

data akan ikut hilang. Oleh karena itu untuk menjaganya digunakan F-K filter.(Sismanto,2006) Filter F-K dilakukan dengan cara merubah data seismik dari domain waktu (T) dan jarak (X) ke domain frekuensi (F) dan bilangan gelombang (K) menggunakan transformasi fourier. Karena event-event dalam data seismik mempunyai banyak kemiringan dan frekuensi (dalam hal ini yang dimaksud sebagai kemiringan adalah kemiringan dari event, dalam milidetik per trace, bukan kemiringan dari struktur geologi) maka tiap kemiringan yang berbeda dalam domain T-X akan berubah menjadi garis dengan kemiringan yang berbeda dalam domain F-K. Event horisontal dalam domain T-X mempunyai nilai bilangan gelombang sama dengan nol sehingga dalam domain F-K akan diplot sepanjang sumbu frekuensi. c. Koreksi Statik Koreksi statik merupakan koreksi untuk menghilangkan efek dekat permukaa diperlukan dua koreksi yaitu, koreksi lapisan lapuk dan koreksi ketinggian. Koreksi statik dihitung dari satu bidang refrensi yang disebut datum. Umumnya diambil pada sembarang bidang datar sebagai bidang datum. Pada dataran tinggi diambil bidang yang sejajar permukaan air laut. Hal ini bertujuan agar refleksi yang dangkal tidak terpotong. a. Koreksi Lapisan Lapuk Koreksi lapisan lapuk merupakan koreksi yang dilakukan dengan mengurangi waktu tempuh gelombang seismik yang melewati lapisan lapuk dengan waktu tempuh yang seolah-olah tidak melewati lapisan lapuk. Metode yang sering digunakan dalam koreksi lapisan lapuk ini adalah metode Up Hole Survey yaitu untuk menentukan ketebalan lapisan lapuk, kecepatan gelombang pada lapisan lapuk dan kecepatan gelombang dilapisan yang lebih kompak (di bawah lapisan lapuk).

9

b. Koreksi Elevasi Koreksi ini bertujuan untuk menempatkan posisi shot point dan geophone pada level datum yang sama, sehingga pengaruh elevasi yang berbeda antara shot point dan geophone dapat dihilangkan. Datum yang biasa digunakan adalah mean sea level atau bidang datum lain yang telah dipilih dan ditetapkan kedalamannya. d. Dekonvolusi Dekonvolusi adalah suatu proses kompressi efek filter bumi diatas agar wavelet yang terekam menjadi tajam dan kembali amplitudonya di kawasan waktu atau di kawasan frekuensi spektrum amplitudonya dilebarkan (diputihkan) dan spektrum phase di nolkan sehngga penampang reflektornya menjadi jelas. Dalam pengolahan data seismik metode dekonvolusi terbagi menjadi dua macam yaitu predictive deconvolution dan Spiking deconvolution a. Predictive Deconvolution Dekonvolusi prediktif yaitu suatu filter yang berusaha menghilangkan efek multipel. Prediksi waktu tunda (gap) filter ini dapat diperkirakan dari selisih waktu tiba rambat gelombang pantul utama terhadap waktu tiba rambat gelombang multipelnya. Operator dekonvolusi prediktif serupa dengan filter wiener. Filter wiener adalah sebuah proses operasi matematika yang menganut azas kuadrat terkecil (least square creteria) dalam menjalankan operasinya. Tahap operasinya dibagi menjadi dua tahap yakni tahap perancangan (filter design) dan tahap pemakaian (filter application). b. Spiking deconvolution Metode dekonvolusi ini mengharapkan keluaran yang berbentuk ’spike’ atau sedapat mungkin mendekati bentuk ini, sehingga sesuai dengan deret reflektivitas. Metode ini disebut juga ”whitening deconvolution”, karena metode ini mencoba untuk mendapatkan spektrum yang ’rata’ (flat / white). Hal yang penting untuk diketahui mengenai metode ini adalah, untuk mendapatkan bentuk output yang 10

sempurna (tanpa delay), maka dibutuhkan input berupa wavelet dengan fasa minimum. Jika input bukan merupakan wavelet berfasa minimum, maka dapat dilakukan proses ’pre-whitening’, dimana proses ini dilakukan dengan menambahkan satu konstanta pada fungsi auto-korelasi. 2.4 Kecepatan gelombang seismik Dalam geofisika kata kecepatan mempunyai banyak maksud,Kecepatan interval Vi (interval velocity), adalah laju rata-rata antara dua titik yang diukur tegak lurus terhadap kecepatan lapisan yang dianggap sejajar, ditulis z t

Vi 

(2.4)

Kecepatan rata-rata V , adalah perbandingan jarak vertikal zf terhadap

waktu perambatan gelombang tf yang menjalar dari sumber ke kedalaman tersebut, ditulis

V 

V

t f

 t f

f

f

f



 z  t

f

f

(2.5) f

f

Gambar 2.3 Skema kecepatan rata-rata (Vr).

Kecepatan average merupakan total jarak yang dibagi dengan total waktu rambat. Di dalam geofisika, kecepatan average digunakan untuk mengetahui kedalaman tertentu dengan menggunakan data waktu tertentu di dalam konversi waktu ke kedalaman.

11

Kecepatan RMS, adalah kecepatan total dari sistem perlapisan horisontal

dalam bentuk akar kuadrat pukul rata. Apabila waktu rambat vertikal t1, t2, … ,

tn dan kecepatan masing-masing lapisan V1, V2, … , Vn, maka kecepatan rms-nya untuk n lapisan adalah

V n

Vrms 

k 1

2 k

 t k

 t

(2.6)

n

k

1

Kecepatan stacking (stacking velocity atau VNMO), adalah nilai kecepatan empiris yang memenuhi dengan tepat hubungan antara Tx dengan To pada persamaan NMO sebagai berikut

Gambar 2.4 Skema kurva Residual Moveout dan Kecepatan NMO

 x T  T    V NMO 2 x

2 o

  

2

(2.7)

Kecepatan migrasi merupakan kecepatan yang menghasilkan penampang migrasi terbaik yakni kecepatan rms untuk time migration atau kecepatan interval untuk depth migration 2.5 Stacking Setelah semua trace dikoreksi statik dan dinamik, maka di dalam format CDP gather setiap refleksi menjadi horizontal dan noise-noisenya tidak horizontal,

12

seperti ground roll dan multiple. Hal tersebut dikarenakan koreksi dinamik hanya untuk reflektor-reflektornya saja. Dengan demikian, apabila trace-trace refleksis yang datar tersebut disuperposisikan (distack) dalam setiap CDPnya maka diperoleh sinyal refleksi yang saling memperkuat dan noise akan saling meredam, sehingga S/N ratio naik. 2.6 Migrasi Apabila terdapat suatu reflektor miring pada penampang seismik yang berodinat kedalaman, maka posisi sesungguhnya dari reflektor tersebut tidaklah berada di tempat itu. Karena penampang seismik tersebut menggunakan asumsi perambatan gelombang Snelius pada bidang datar. Dengan demikian untuk bidang miring perlu dilakukan koreksi secukupnya, yaitu dengan cara migrasi. Migrasi berarti mengembalikan titik-titik reflektor ke posisi sebenarnya.

Gambar 2.5 Prinsip Migrasi : segmen refleksi C’D’ dalam kawasan waktu (b), ketika dimigrasi akan pindah updip, lebih curam, lebih pendek, dan dipetakan pada lokasi sebenarnya CD (a). (Yilmaz, 2000)

Gambar 2.5 (a) menunjukkan reflektor miring CD pada penampang geologi, jika di stack dengan zero offset pada domain waktu, akan menghasilkan reflektor pada posisi C’D’ (b), hal ini berarti tidak pada posisi bawah permukaan seharusnya. Untuk itu perlu dilakukan migrasi yang akan mengembalikan posisi reflektor kembali pada CD. Dapat disimpulkan bahwa secara geometri:

13

1. Sudut kemiringan reflektor dalam penampang geologi lebih besar, sehingga migrasi mencuramkan reflektor. 2. Panjang reflektor, seperti yang terlihat pada penampang geologi, lebih pendek, sehingga migrasi memendekkan reflektor. 3. Migrasi memindahkan reflektor ke arah updip. Proses migrasi seismik pada saat ini didasarkan pada berbagai teknik migrasi dengan menggunakan persamaan gelombang akustik (P) maupun elastik (P dan S) yang dikerjakan oleh komputer. Teknik-teknik tersebut meliputi : a. Kirchoff migration Migrasi Kirchhoff atau sering disebut dengan migrasi Penjumlahan Kirchhoff

adalah metode migrasi yang didasarkan pada penjumlahan kurva

difraksi (diffraction summation) (Schneider, 1978). Metode ini merupakan suatu pendekatan secara statistik di mana posisi suatu titik di bawah permukaan dapat saja berasal dari berbagai kemungkinan lokasi dengan tingkat probabilitas yang sama. Secara praktis migrasi Kirchhoff dilakukan dengan cara menjumlahkan amplitudo dari suatu titik reflektor sepanjang suatu tempat kedudukan yang merupakan kemungkinan lokasi yang sesungguhnya, berupa kurva difraksi yang diperoleh dari persamaan:

t x  t0  2

2

x2 V 2 RMS

(2.7)

dimana, t0 = waktu pada offset 0, yang merupakan posisi sesungguhnya, sedangkan tx = waktu pada offset x yang merupakan posisi awal dari reflektor. Keuntungan utama dalam metode ini adalah mampu memigrasi reflektor curam dengan baik apabila kualitas data bagus. Tetapi bila data dengan S/N jelek, maka hasilnya akan rendah mutunya. b. Metode beda hingga Asumsi dasar yang dipakai untuk migrasi beda hingga adalah teori reflektor meledak. Berawal dari teori tersebut mak migarsi merupakan proses

14

kontinuasi ke bawah (Claerbout, 1985). Teknik migrasi ini didasarkan pada penyelesaian persamaan differensial gelombang skalar. Persamaan gelombang skalar dalam persamaan deferensial parsial diberikan sebagai: 2  2ψ  2ψ 2  ψ    V  x 2 z 2 t 2 

  

(2.8)

dengan ψ adalah fungsi gelombang sebagai fungsi x, z, t, yang biasanya merupakan presure ( tekanan ) oleh penjalaran gelombang elastis pada waktu t yang melewati suatu titik dengan koordinat x, z, dan V adalah kecepatan penjalaran gelombang pada titik tersebut (satria,2005) Keuntungan metode ini (Sismanto,2006) adalah kenampakan yang baik walaupun data seismik mempunyai S/N rendah. Kelemahanya ialah memerlukan waktu lama dan mempunyai kesulitan bila terdapat data dengan kemiringan yang cukup tajam. c. Metode transformasi ke kawasan f-k. Pada umumnya migrasi biasa dilakukan pada kawasan jarak (offset) dan waktu (t-x). Migrasi F-K (Stolt, 1978) adalah migrasi yang dilakukan dalam kawasan yang berbeda, yaitu kawasan frekuensi dan bilangan gelombang. Kawasan frekuensi dan bilangan gelombang sangat cocok untuk proses migrasi, karena pada kawasan ini penjalaran gelombang dibentuk dengan pergeseran fase (phase-shift) yang operasinya sangat sederhana bila diaplikasikan. Dari definisi tersebut migrasi ini merupakan migrasi waktu (time migration) dengan menggunakan kecepatan konstan. Untuk kecepatan konstan, persamaan gelombang dapat diwujudkan dengan sangat sederhana dalam kawasan frekuensi sebagai : K x2  K z2 

ω2 v2

(2.9)

dengan Kx = bilangan gelombang horizontal Kz = bilangan gelombang vertikal

15

ω = frekuensi

Migrasi F-K biasanya merupakan migrasi yang paling cepat

karena

hanya menggunakan pendekatan minimum (paradigm,1995). Migrasi F-K tidak mempunyai batasan dalam menangani kemiringan dan dapat mengkonstruksikan secara penuh amplitudo dan fase dari suatu data seismik. 2.7 Equalization Adalah proses menaikan atau menurunkan harga amplitudo tanpa merubah perbandingan amplitudo refleksi-refleksinyaa. Dalam hal ini digunakan window yang panjang, setelah harga rata-rata diperoreh dalam window tersebut lalu dicari reflektor skalanya atau faktor pengali seddemikian rupa sehingga harga rata-rata itu menjadi suatu harga yang dikehendaki (2n). Faktor skala yang diperoleh, dipergunakan untuk mengalikan semua am...