METODE SEISMIK REFLEKSIDitulis untuk memenuhi Tugas Terstruktur Mata kuliah Geofisika

Oleh :Atok Yuliantono (091093002)Intan Dewi Meutia Sari (0910930053)Muslihudin (0910933016)Rizky Gustiansyah (105090300111001)Intan Widya ( )

JURUSAN FISIKAFAKULTAS MATEMATIKA DAN ILMU PENGETAHUAN ALAMUNIVERSITAS BRAWIJAYA2013

BAB IPENDAHULUAN

1.1 Latar Belakang

Dalam bidang geofisika banyak sekali metode yang dapat digunakan untuk melakukan berbagai penelitian dan eksplorasi kebumian. Metode yang sering digunakan seperti metode seismik, mnetode gravitasi, metode magnet bumi, dll. Metode seismik merupakan salah satu metode yang sering digunakan dalam teknik geofisika. Hal ini disebabkan karena metode seismik memiliki resolusi ketepatan yang tinggi dalam menentukan dan memodelkan struktur geologi bawah permukaan bumi.Pengukuran dengan menggunakan metode seismic dapat dibagi dua yakni metode seismik refraksi (seismik bias) dan metode seismik refleksi (seismik pantul). Seismik refraksi biasanya digunakan untuk menentukan struktur geologi dangkal sedangkan metode seismik refleksi biasa digunakan untuk menentukan struktur geologi dalam.

1.2 TujuanPenelitian geofisika dengan menggunakan metode seismik refleksi ini bertujuan untuk : Untuk mencari ketebalan lapisan dari lapisan paling atas sampai paling bawah yang bisa dicapai oleh energi gelombang seismik yang dihasilkan oleh sumber.

BAB IIPEMBAHASAN

2.1 Gelombang Seismik Gelombang seismik adalah gelombang mekanik yang terjadi akibat adanya perambatan energi dalam medium yang berada di sekitarnya. Energi tersebut pada awalnya terjadi secara lokal dan mengakibatkan terjadinya osilasi atau pergeseran kedudukan partikel-partikel medium, osilasi tekanan, ataupun osilasi rapat massa. Gelombang seismik ini disebut juga sebagai gelombang elastik, karena osilasi partikel-partikel medium terjadi akibat interaksi antara gaya gangguan melawan gaya elastik, sehingga dari interaksi tersebut muncul gelombang longitudinal, gelombang transversal dan gelombang akibat kombinasi dari keduanya. Gelombang seismik ini dapat terjadi akibat gempa bumi alam tektonik maupun vulkanik, selain itu dapat juga dapat terjadi secara buatan, misalnya ledakan dinamit, benda jatuh, air gun, water gun maupun vibroseis (Munadi, 2000). 2.1.1 Klasifikasi Gelombang Seismik Gelombang seismik berdasarkan tempat penjalarannya terdiri dari dua tipe yaitu (Ibrahim dan Subardjo, 2005): 1. Gelombang badan (body wave) yang merupakan gelombang yang menjalar melalui bagian dalam bumi dan biasa disebut free wave karena dapat menjalar ke segala arah di dalam bumi. Gelombang badan terdiri atas gelombang longitudinal (compressional wave) dan gelombang tranversal (shear wave). 2. Gelombang permukaan (surface waves) yang merupakan gelombang elastik yang menjalar sepanjang permukaan. Karena gelombang ini terikat harus menjalar melalui suatu lapisan atau permukaan. Gelombang permukaan terdiri dari gelombang Rayleigh, gelombang Love, dan gelombang Stonely. Dalam hubungannya dengan seismik eksplorasi, terdapat dua jenis gelombang yang digolongkan berdasarkan cara bergetarnya yaitu: a. Gelombang longitudinal atau gelombang primer merupakan gelombang yang arah getar (osilasi) partikel-partikel mediumnya searah dengan arah perambatannya (Gambar 2.1). Gelombang ini disebut juga sebagai gelombang kompresi (compressional wave) karena terbentuk dari osilasi tekanan yang menjalar dari satu tempat ke tempat yang lain.

Gambar 2.1 Arah gerak partikel dan arah penjalaran gelombang longitudinal (vp).Dan persamaan kecepatan gelombangnya adalah adalah sebagai berikut: (2.1)Dimana vp adalah kecepatan gelombang longitudinal, k adalah modulus bulk, adalah modulus geser dan adalah densitas. 2. Gelombang transversal merupakan gelombang yang arah getar (osilasi) partikel-partikel mediumnya tegak lurus dengan arah perambatannya (Gambar 2.2).

Gambar 2.2 Arah gerak partikel dan arah penjalaran gelombang transversal (vs).Dan persamaan kecepatan gelombangnya adalah adalah sebagai berikut: (2.2)Dimana vs adalah kecepatan gelombang transversal, adalah modulus geser dan adalah densitas.

2.1.2 Konsep Dasar Seismik Refleksi Medium bumi terdiri atas beberapa lapisan batuan, yang antara satu lapisan batuan dengan lapisan batuan yang lain dapat berbeda kerapatan dan respon kecepatan gelombangnya. Sesuai dengan hukum Snellius, gelombang seismik dapat mengalami perubahan arah ketika melewati bidang batas antar lapisan karena mengalami refraksi (pembiasan) dan juga mengalami refleksi (pemantulan).

Gambar 2.3 Pemantulan dan pembiasan gelombang seismik pada bidang batas dua medium. Hubungan antara sinus sudut datang dan sudut bias terhadap kecepatan gelombang dalam medium yang dituliskan dalam persamaan berikut : (2.3)Dimana 1 = sudut datang v1 = kecepatan rambat gelombang medium 1 2 = sudut bias v2 = kecepatan rambat gelombang medium 2Indeks kecepatan rambat gelombang di bawah permukaan bumi sangat berhubungan dengan rapat massa batuan. Semakin besar rapat massa batuan maka akan semakin besar kecepatan rambat gelombangnya. Sehingga gelombang seismik yang merambat di bumi akan mengalami pemantulan dan pembiasan dengan sudut tertentu pada batas perlapisan yang memiliki kerapatan massa yang berbeda.2.2 Metode Seismik Refleksi Metode seismik adalah salah satu metode geofisika yang menggunakan gelombang mekanik atau elastik sebagai sumber yang menjalar ke dalam bumi. Respon bumi sebagai bidang pemantul, kemudian ditangkap oleh penerima yang telah disusun berdasarkan geometrinya di permukaan. Dari sini akan didapatkan data waktu gelombang seismik yang melewati atau bahkan menembus medium bumi dan kembali lagi ke permukaan yang dicatat sebagai two-way time (TWT). Gelombang ini akan membawa informasi-informasi mengenai litologi dan fluida yang ada di bawah permukaan dalam bentuk gelombang datang, amplitudo, frekuensi dan fase gelombang. Metode seismik refleksi ini pada dasarnya bertujuan untuk mengetahui batas-batas lapisan atau reflektor dari sinyal berupa gelombang elastis yang dikirim ke dalam bumi (Gambar 2.4). Refleksi dari gelombang seismik tersebut terjadi pada saat adanya perbedaan impedansi akustik sebagai fungsi dari kecepatan dan densitas suatu lapisan batuan. Ketika gelombang seismik melalui lapisan batuan dengan impedansi akustik yang berbeda dari lapisan batuan yang dilalui sebelumnya, muka gelombang akan terbagi. Sebagian akan terefleksikan kembali ke permukaan dan sebagian diteruskan merambat ke bawah permukaan bumi.

Gambar 2.4 Konsep metode seismik refleksi.2.2Akuisisi Data SeismikSurvey seismik dilakukan untuk mendapatkan rekaman data seismik dengan kualitas yang baik. Secara garis besar eksplorasi seismik dibagi menjadi eksplorasi seismik dangkal (refraksi) dan eksplorasi seismik dalam (refleksi). Tahap 2 dalam explorasi adalah :1. akuisisi data seismik, 2. proses data seismik, 3. Dan yang terakhir adalah interpretasi data.Pada akuisisi data ini bertujuan untuk memperoleh data seismikdari area yang disurvey.Untuk memperoleh hasil pengukuran seismik refleksi yang baik, diperlukan pengetahuan tentang sistem perekaman dan parameter lapangan yang baik pula. Parameter akan sangat ditentukan oleh kondisi lapangan yang ada yaitu berupa kondisi geologi daerah survei.Teknik- Teknik Pengukuran Data Seismik :

1.Sistem Perekaman Seismik Tujuan utama akuisisi data seismik adalah memperoleh pengukuran travel time dari sumber energi ke penerima. Keberhasilan akuisisi data biisa bergantung pada jenis sumber energi yang dipilih. Sumber energi seismik dapat dibagi menjadi dua yaitu sumber impulsif dan vibrator. Sumber impulsif adalah sumber energi seismik dengan transfer energinya terjadi secara sangat cepat dan suara yang dihasilkan sangat kuat, singkat dan tajam. Sumber energi impulsif untuk akuisisi data seismik yang digunakan untuk akuisisi data seismik di laut adalah air gun. Sumber energi vibrator merupakan sumber energi dengan durasi beberapa detik. Panjang sinyal input dapat bervariasi. Gelombang outputnya berupa gelombang sinusoidal. Seismik refleksi resolusi tinggi menggunakan vibrator dengan frekuensi 125 Hz atau lebih.

Perekaman data seismik melibatkan detektor dan amplifier yang sangat sensitif serta magnetic tape recorder. Alat untuk menerima gelombang-gelombang refleksi untuk survei seismik di laut adalah hidropon. Hidropon terdiri atas kristal piezoelektrik yang terdeformasi oleh perubahan tekanan air. Hal ini akan menghasilkan beda potensial output. Elemen piezoelektrik ditempatkan dalam suatu kabel streamer yang terisi oleh kerosin untuk mengapungkan dan insulasi. Hampir semua data seismik direkam secara digital. Karena ouput dari hidropon sangat lemah dan output amplitude decay dalam waktu yang sangat singkat, maka sinyal ini harus diperkuat. Amplifier bisa juga dilengkapi dengan filter untuk meredam frekuensi yang tidak diinginkan.2. Prosedur Operasional Seismik Laut Kapal operasional seismik dilengkapi dengan bahan peledak, instrumen perekaman serta hidropon, dan alat untuk penetuan posisi tempat dilakukannya survey seismik. Menurut Kearn & Boyd (1963), terdapat dua pola penembakan dalam operasi seismik di laut seperti :a. Profil Refleksi, pola ini memberikan informasi gelombang-gelombang seismik sebagai gelombang yang merambat secara vertikal melalui lapisan-lapisan di bawah permukaan. Teknik ini melakukan tembakan disepanjang daerah yang disurvei dengan kelajuan dan penembakan yang konstan. Jarak penembakan antara satu titik terhadap titik lainnya disesuaikan dengan informasi refleksi yang diperlukan.b. Profil Refraksi, pola ini memberikan informasi gelombang-gelombang seismik yang merambat secara horizontal melalui lapisan-lapisan di bawah permukaan. Pada teknik ini kapal melakukan tembakan pada titik-titik tembak yang telah ditentukan.

2.2.1Parameter Akuisisi Data Seismik RefleksiGeometri Penembakan (Spread Type)Geometri penembakan yakni konfigurasi titik tembak dan trace di lintasan survey seismik. Spread dirancang untuk menyesuaikan dengan struktur geologi bawah permukaan daerah target. Inilah mengapa pada setiap eksplorasi seismik diperlukan data geologi untuk mendukung efektifitas dari metoda seismik ini. Tipe-tipe spread yang biasa digunakan adalah1. Off end spread dan end on spread.Tipe menerapkan metode, dimana ini shot point berada pada ujung channel (di depan ataupun di belakang). Dengan shot point masih berada dalam satu lintasan dengan geophone. Tipe ini dibagi menjadi dua :a. Single off endb. Double off end2. Split spread,Tipe menerapkan metode, dimana titik tembak berada diantara bentangan receiver. Dengan jenis penembakan ini terbagi menjadi dua, yaitu :a. Symetrical split spreadb. Asymetrical split spreadGeometri Lintasan Gelombang (Raypath)Geometri dari lintasan gelombang (raypath) penembakan dapat dibagi menjadi 4 berdasarkan lintasannya, sebagai berikut :a. Common Shot Point (CSP)b. Common Depth Point (CDP)c. Common Receiver Point (CRP)d.Common Offset (CO)

2.3Pengolahan Data SeismikSeringkali pengolahan data seismic refleksi pada setiap daerah survey adalah berbeda- beda urutan pengerjaannya, akan tetapi secara garis besar adalah sama. Secara umum tahap pengolahan data seismic adalah sebagai berikut:

Alur Pengolahan Data Seismika. FIELD TAPEData lapangan disimpan dalam suatu pita magnetik dengan standard format society tertentu. Standarisasi format dikerjakan oleh SEG (Society of Exploration Geophyics) dan biasanya yang digunakan 9 track format, yaitu: SEG-A, SEG-B, SEG-C, SEG-Y, dan lain- lain. Format penyimpanan data dalam tape tersusun berdasarkan urutan geophone dan disebut dengan multiplexb. DEMULTIPLEXDemultiplex adalah suatu proses yang dilakukan untuk mengubah data perekaman seismik dari data yang berdasarkan deret jarak (sequential series) menjadi data seismic berdasarkan deret waktu (time series). Proses demultiplex dibutuhkan jika data seismik terekam dalam format multipleks yang berupa deret jarak.c. GAIN RECOVERGain (penguatan) yang dikenal pada tras seismik di lapangan berbentuk suatu fungsi yang tidak smooth, karena harganya bisa naik atau turun secara otomatis, maka mengakibatkan distorsi. Tetapi fungsi gain tersebut ikut terekam di dalam pita magnetik. Di pusat pengolahan data, fungsi gain tadi ditiadakan dengan cara mengalikan harga-harga tras seismik dengan kebalikan dari fungsi lain gain, kemudian dihitung rata-rata amplitudo tras seismik tersebut menurut fungsi waktu. Dari sini dapat ditentukan parameter-parameter fungsi gain yang baru sedemikian rupa sehingga fungsi gain yang dipergunakan menjadi smooth. Fungsi gain yang benar akan menghasilkan tras seismik dengan perbandingan amplitudo-amplitudo sesuai dengan perbandingan dirimasing-masing koefisien refleksinya. Perbandingan koefisien refleksi yang benar akan memudahkan interpretasi sifat-sifat refleksi dan lapisan batuan. d. EDIT DAN MUTETras (trace) yang terekam termasuk pula noise. Noise yang koheren bisa diredam denganberbagai cara di dalam pemrosesan. Tetapi noise yang tidak koheren, dimana amplitudonya sangat tinggi, tidak bisa diredam kecuali dimatikan seluruhnya atausebagian saja. Editing dapat dilakukan pada sebagian trace yangjelek akibat dari adanya noise, terutama koheren noise, misfire, atau trace yang mati, polariti yang terbalik.. Hal ini disebut editing atau muting. Pelaksanaan pengeditan dapat dilakukan dengan dua cara yaitu, pertama membuat trace-trace yang tidak diinginkan tersebut menjadi berharga nol (edit) dan atau membuang/memotong bagian-bagian trace pada zona yang harus didefinisikan (mute). Hal-hal yang perlu diedit dari suatu data dapatdiperoleh dari catatan pengamatan di lapangan (observer report) maupun denganpengamatan dari display raw recordnya.e. CDP GATHER (COMMON DEPTH POINT)CDP gather (Common Depth Point gather) termasuk dalam sub proses Geometry, yang menghubungkan besaran-besaran di permukaan dengan besaran-besaran di bawah permukaan. Besaran di permukaan antara lain: nomor trace, jarak antar trace, jarak antar shot point, dan nomor stasiun. Besaran di bawah permukaan antara lain: nomor CDP, banyaknya CDP, dll. Hubungan antara banyaknya saluran (jumlah channel yang dimanfaatkan pada saat-saat perekaman), interval penembakan dan interval antar geofon atau hidrofon dengan banyak CDP yang dihasilkan adalah:

(Munadi, 2002)f. KOREKSI STATIKWaktu tempuh gelombang pada trace seismik harus dikoreksi untuk perbedaan waktu tiba yang disebabkan oleh adanya ketidakteraturan permukaan yang mengakibatkan efek berpindahnya (shifting) waktu refleksi gelombang seismik terhadap waktu tempuh sesungguhnya. Apabila koreksi statis tidak dilakukan dengan akurat, maka tras seismik pada CMP-gather tidak akan dapat distack secara benar. Lebih jauh lagi, efek statis ini akan mengakibatkan interpretasi yang menipu pada lapisan yang lebih dalam. Suatu lapisan pasir, tanah/soil, atau lapisan lapuk setebal 2 m di bawah geophone dapat mengakibatkan local delay sebesar 5 ms.Faktor-faktor yang mengakibatkan diperlukannya koreksi statis adalah struktur dekat permukaan di bawah tiap ledakan dan tiap geophone pada tiap tras seismik. Koreksi untuk setiap stasiun survei yang diakibatkan oleh ledakan dinamit dan atau geophone terdiri atas dua komponen:1. Koreksi statis ketinggian yang mengoreksi ketinggian permukaan lokasi peledakan dinamit dan geophone terhadap ketinggian datum.1. Koreksi statis lapisan lapuk yang mengoreksi lapisan permukaan yang bersifat heterogen dengan kedalaman antara beberapa meter hingga puluhan meter di bawah permukaan dengan kecepatan seismik yang lambat.Koreksi statis dihitung berdasarkan asumsi bahwa gelombang seismik dipantulkan secara vertikal dan langsung diterima oleh receiver dari sumber gelombang. Waktu tempuh gelombang kemudian dikoreksi untuk keadaan sesuai asumsi di atas. Untuk menyesuaikan waktu tempuh terhadap datum, selisih ketinggian antar dasar lapisan lapuk dan datum digantikan dengan material dengan kecepatan lapisan tersebut (subweathering velocity). Untuk mendapatkan kecepatn pada lapisan lapuk dapat dilakukan dengan melakukan survei seismik refraksi maupun melakukan pengukuran langsung melalui uphole survey.Variasi kecepatan dan ketebalan yang kompleks pada lapisan lapuk tidak dapat ditentukan secara akurat. Estimasi terbaik koreksi statis yang didapatkan dari data lapangan biasanya disebuat sebagai field static dan selalu mengandung error, atau residu, yang mengakibatkan berkurangnya SNR (Signal to Noise Ratio) pada CMP stack dan mengurangi koherensi even seismik pada time section. Error tersebut dapat diinvestigasi dengan menggunakan metode statistik, yaitu residual static analysis.g. DEKONVOLUSIMerupakan suatu proses yang berusaha meniadakan pengaruh proses filtering sebelumnya, mulai dari penyerapan, dispersi, pantulan bolak- balik gelombang oleh lapisan bumi, distorsi oleh penerima di permukaan bumi dan filtering oleh alat perekam. Dekonvolusi Sebelum Stack Spiking DekonvolutionSpiking dekonvolution digunakan untuk membentuk sinyal. Dalam keadaan tertentu bila sinyal yang diinginkan berupa paku (spike) maka dekonvolusinya disebut spiking deconvolution. Konsep untuk menyelesaikan hal ini ada dalam teori yang disebut filter Wenner. Filter Wenner adalah sebuah proses operasi matematik yang menganut azas kwadrat terkecil (least square criteria) dalam menjalankan operasinya. Tahap operasinya dibagi menjadi dua tahap yakni tahap perancangan (filter design) dan tahap pemakain (filter application) (Munadi, 2002). Filter InversiKonsep filter inversi muncul berdasarkan anggapan bahwa bumi telah bertindak sebagai filter sehingga sinyal seismik yang kita rekam mempunyai bentuk yang rumit. Filter inversi adalah suatu filter yang dirancang untuk mengembalikan bentuk sinyal seismik yang rumit tadi menjadi sederhana seperti paku. Sinyal minimum delay adalah sinyal yang energinya banyak terkonsentrasi di bagian akhir dari durasinya, sedangkan untuk sinyal mixed antara keduanya. Filter Inversi di Domain FrekuensiMerupakan filter inversi yang dioperasikan di domain frekuensi. Bila spektrum sinyal seismik yang akan kita dekonvolusikan adalah S(f), maka filter inversinya adalah:

Dekonvolusi Setelah StackDekonvolusi sebelum stack bertujuan untuk membentuk sinyal dan meningkatkan resolusi data seismik dengan cara menekan noise yang koheren. Noise yang koheren adalah sinyal seismik yang lintasan penjalaran melalui jalan yang tidak kita inginkan, tidak seperti pada pantulan-pantulam primer. Contoh dari noise koheren adalah ghost, multiple (pantul berulang) baik yang periode panjang maupun periode pendek, reverberasi dan sebagainya. Proses dekonvolusi yang dilakukan setelah stack ini berarti bahwa dia dioperasikan pada data seismik pada kondisi pantulan normal. Penyebabnya adalah jumlah trace-nya sudah jauh berkurang, operator dekonvolusinya dapat dipakai untuk banyak trace apabila reflektornya datar. Filter Anti GhostGhost adalah suatu fenomena seismik yang terjadi di bawah permukaan laut (Munadi, 2002). Filter PrediktifFilter prediktif adalah suatu filter digital yang beroperasi atas dasar informasi yang didapat di bagain awal suatu gelombang untuk menghilangkan hal-hal yang tidak diinginkan di bagian belakang dari gelombang tersebut. Filter prediktif ini digunakan untuk menekan banyak noise yang koheren seperti multiple. Multiple merupakan kejadian yang muncul akibat refleksi yang berulang. Multiple termasuk dalam noise. Amplitudo multiple sebanding dengan hasil kali semua koefisien refleksi yang terlibat. Koefisien refleksi memiliki orde yang kecil sehingga diperlukan kontra impedansi yang sangat kuat untuk menghasilkan multiple. De ReverberasiDe reverberasi adalah fenomena yang banyak dijumpai pada seismik eksplorasi di laut. Hal ini diakibatkan karena dasar laut dapat bertindak sebagai reflektor yang kuat. Konvolusi dari operator dekonvolusi dengan trace yang mengandung reverberasi akan berakibat melemahnya fenomena reverberasi yang terkandung dalam trace seismik laut (Munadi, 2002).h. ANALISIS KECEPATANAnalisis kecepatan bertujuan untuk menentukan kecepatan yang sesuai untuk memperoleh stacking yang terbaik dari data seismik yang dilakukandengan menggunakan Interactive Velocity Analisis diperoleh dari kecepatan NMO dengan asumsi bahwa kurva NMO adalah hiperbolik. Prinsip dasar analisa kecepatan pada proses stacking adalah mencari persamaan hiperbola yang tepat sehingga memberikan stack yang maksimum. Analisa kecepatan ini sangat penting, karena dengan analisa kecepatan akan diperoleh nilai kecepatan yang cukup akurat untuk menentukan kedalaman, ketebalan, kemiringan dari suatu reflektor. Analisis kecepatan dilakukan dalam CDP gather, harga kontur semblance analisis sebagai fungsi dari kecepatan NMO dan CDP gather stack dengan kecepatan NMO yang akan diperoleh pada waktu analisa kecepatan. Di dalam CDP gather titik reflektor pada offset yang berbeda akan berupa garis lurus (setelah koreksi NMO).i. KOREKSI NORMAL MOVE OUTKoreksi NMO diperlukan karena untuk satu titik di subsurface akan terekam oleh sejumlah geophone sebagai garis lengkung (hiperbola). Koreksi ini diterapkan untuk mengkoreksi efek adnya jarak offset antara shot point dan receiver pada suatu trace yang berasal dari atu CDP (Common Depth Point). Koreksi inimenghilangkan pengaruh offset sehingga seolah-olah gelombang pantul datang dalam arah vertikal (normal incident). Di dalam CDP gather koreksi NMO diperlukan untuk mengoreksi masing-masing CDP-nya antar garis lengkung tersebut menjadi lurus, sehingga pada sast stack diperoleh sinyal yang maksimal.j. STACKINGStacking merupakan proses penjumlahan trace-trace dalam satu gather yang bertujuan untuk mempertinggi signal to noise ratio (S/N). Proses ini biasanya dilakukan berdasarkan CDP yaitu trace-trace yang tajam dan bebas noise inkoheren. Setelah semua trace dikoreksi statik dan dinamik, maka dalam format CDP gather setiap refleksi menjadi horizontal dan noise tersebut tidak horizontal, seperti ground roll dan multiple. Hal tersebut dikarenakan koreksi dinamik hanya untuk reflektor-reflektornya saja. Dengan demikian apabila trace-trace refleksi yang datar tersebut disuperposisikan dalam setiap CDP-nya, maka diperoleh sinyal refleksi yang saling memperkuat noise akan saling meredam sehingga S/N ratio naik. Kecepatan yang dipakai dalam proses stacking ini adalah stacking velocity. Stacking velocity adalah kecepatan yang diukur oleh hiperbola NMO.k. MIGRASIPenampang seismik merupakan hasil pencitraan reflektivitas bawah tanah yang terekam di permukaan. Karena banyak faktor yang mempengaruhi penjalaran gelombang seismik dari reflektor sampai ke permukaan akibatnya terkadang bentuk pencitraannya jauh berbeda bila dibandingkan dengan bentuk asli (struktur) dari benda penyebabnya. Kenampakan-kenampakan semu tersebut terjadi akibat pengaruh penjalaran gelombang (propagation effect) dari sumber ke penerima.Migrasi seismik bertujuan menghilangkan pengaruh penjalaran tersebut (de-propagasi) sehingga seolah-olah kita berada di titik reflektor. Walaupun kenyataannya gelombang menjalar dari sumber ke reflektor kemudian baru ke penerima, akan tetapi dalam pemodelan untuk proses migrasi dipakai model EPR (Exploding Reflektor Model). Migrasi disebut de-propagasi yang artinya proses migrasi data seismik merupakan ekstrapolasi medan gelombang ke arah mundur baik dalam ruang maupun dalam waktu (Munadi, 2002).Metode Migrasi di Domain F-KMigrasi dalam domain frekuensi ini dilakukan dengan pendekatan deterministik melalui persamaan gelombang skalar, dengan mentrasformasikan Fourier 2D dalam prosedurnya. Migrasi F-K menggunakan konsep exploding reflektor dengan asumsi kecepatan konstan, dimana gelombang yang diterima di permukaan seolah-olah dilanjutkan dari titik bidang reflektor. Penggambarannya seolah-olah menempatkan sumber gelombang pada bidang reflektor dan perekaman di permukaan (Munadi, 2002).Metode Migrasi Beda HinggaMigrasi Finite Difference sering dikenal sebagai migrasi pada kawasan waktu atau migrasi persamaan gelombang. Migrasi ini dapat dinyatakan bahwa pada migrasi jenis ini dilakukan dengan pendekatan deterministik, dan prosedur migrasinya dimodelkan oleh suatu persamaan gelombang dan diselesaikan oleh algoritma finite difference.Konsep persamaan gelombang ini menggunakan pemecahan dengan cara mendekatkan bidang-bidang sumber ke arah titik refleksi, sehingga hiperbola akan menjadi sempit dan tajam bila terus didekati. Akhirnya pola muka difraksi akan hilang dan bertemu di suatu titik sebagai hasil dari migrasi ini. Konsep fisiknya hampir sama dengan metode Kirchoff, namun metode Kirchoff menggunakan integrasi.Metode KirchhoffMigrasi Difraksi dikenal juga sebagai migrasi internal Kirchoff yaitu metode migrasi pertama yang menggunakan komputer dengan menggunakan pendekatan secara statistik. Metode penjumlahan difraksi ini adalah penjumlahan langsung energi amplitudo sepanjang lintasan difraksi hiperbola yang lengkungannya merupakan fungsi kecepatan (Munadi, 2002).2.4Interpretasi Data Seismik2.4.1 Polaritas Seismik Polaritas seismik adalah penggambaran suatu bentuk koefisien refleksi dari wavelet pada gelombang seismik yang bernilai positif maupun negatif. Pemahaman mengenai polaritas ini adalah penting untuk menganalisis anomali amplitudo pada penampang seismik yang berhubungan dengan hidrokarbon. Polaritas dibagi menjadi dua, yaitu polaritas normal dan polaritas terbalik. Society of Exploration Geophysicists (SEG) mendefinisikan polaritas normal sebagai berikut (Sukmono dan Abdullah, 2001). 1. Sinyal seismik positif akan menghasilkan tekanan akustik positif pada hidrofon di air atau pergerakan awal ke atas pada geofon di darat. 2. Sinyal seismik yang positif akan terekam sebagai nilai negatif pada tape, defleksi negatif pada monitor dan trough pada penampang seismik. Gambar 2.5 Polaritas normal dan polaritas terbalik menurut SEG(a) minimim phase, (b) zero phase.Menurut SEG, polaritas normal dapat dihubungkan dengan nilai impedansi akustik (IA) dari lapisan-lapisan batuan sebagai berikut: 1. Pada bidang batas refleksi dimana impedansi akustik lapisan kedua lebih besar dari impedansi akustik lapisan pertama, defleksinya akan berupa lembah (trough). 2. Pada bidang batas refleksi dimana impedansi akustik lapisan kedua lebih kecil dari impedansi akustik lapisan pertama, defleksinya akan berupa puncak (peak).

2.4.2 Trace Seismik Trace seismik adalah data seismik yang mencerminkan respon dari gelombang elastik terhadap kontras impedansi akustik (reflektivitas) pada batas lapisan batuan yang satu dengan batuan yang lain. Model dasar satu dimensi untuk trace seismik mengacu pada model konvolusi yang menyatakan bahwa tiap trace merupakan hasil konvolusi sederhana dari refelektivitas bumi dengan fungsi sumber seismik ditambah dengan noise. Secara matematis, trace seismik dapat dituliskan dengan persamaan sebagai berikut (tanda * menyatakan konvolusi). (2.4)Konvolusi dapat dinyatakan sebagai penggantian (replacing) setiap koefisien refleksi dalam skala wavelet kemudian menjumlahkan hasilnya (Russell, 1991).2.4.3Impedansi Akustik Impedansi akustik (IA) adalah sifat fisis batuan yang dipengaruhi oleh jenis litologi, porositas, kandungan fluida, kedalaman, tekanan dan temperatur, sehingga IA dapat digunakan sebagai suatu indikator litologi, porositas, hidrokarbon, serta pemetaan litologi. Secara matematis IA adalah hasil perkalian antara harga kecepatan dengan harga densitas suatu batuan, dengan persamaan sebagai berikut: IA= (2.5)Dimana adalah densitas dan v adalah kecepatan gelombang seismik. Impedansi akustik dapat juga dianalogikan dengan acoustic hardness atau batuan yang keras (hard rock) dan sukar dimampatkan. Sebagai contoh batu gamping dan granit mempunyai IA tinggi, sedangkan batuan yang lunak seperti lempung mempunyai IA rendah (Sukmono dan Abdullah, 2001). Harga kontras impedansi akustik dapat diperkirakan dari besarnya amplitudo refleksinya, semakin besar amplitudonya maka akan semakin besar refleksi dan kontras impedansi akustiknya. 2.4.4Koefisien Refleksi (KR) Pada saat gelombang dengan sudut datang normal, maka gelombang yang direfleksikan dan ditransmisikan akan mempunyai bentuk pulsa gelombang yang sama dengan gelombang datang namun berbeda dalam besar amplitudonya. Perbandingan antara besar amplitudo gelombang yang terpantulkan dan gelombang datang tersebut dinamakan koefisien refleksi (KR), yaitu : Kr= (2.6)Dimana Ar adalah amplitudo gelombang refleksi, dan Ad adalah amplitudo gelombang datang. Koefisien refleksi ini akan berubah seiring dengan perubahan densitas () dan cepat rambat gelombang (v) pada batuan yang dirumuskan dengan: (2.7)Dimana : KR : Koefisien Refleksi IA : Impedansi Akustik 1 : Densitas lapisan 1 v1 : kecepatan gelombang lapisan 1 2 : Densitas lapisan 2 v2 : kecepatan gelombang lapisan 2 Hubungan antara koefisien refleksi dan impedansi akustik dari lapisan 1 dan lapisan 2 dapat dilihat pada Gambar 2.7 (Umam, 2004).

Gambar 2.7 Hubungan impedansi akustik dan koefisien reflektivitas. 2.4.5 Wavelet Wavelet merupakan karakter dari gelombang yang memiliki komponen panjang gelombang, amplitudo, frekuensi, dan fase tertentu. Karakteristik suatu wavelet dapat dilihat dari spektrum amplitudo dan fase, di dalamnya terdapat informasi kondisi dan sifat wavelet tersebut (Sismanto, 2006). Terdapat empat jenis wavelet yang umum diketahui berdasarkan konsentrasi energinya, yaitu: 1. Wavelet berfase nol (zero phase wavelet), mempunyai konsentrasi energi maksimum di tengah, mempunyai side-lobes minimal, dan waktu tunda nol, sehingga wavelet ini resolusi yang maksimum. Wavelet ini juga disebut sebagai wavelet simetris. 2. Wavelet berfase minimum (minimum phase wavelet), mempunyai energi yang terpusat pada bagian depan. Dibandingkan dengan jenis wavelet yang lain dengan spektrum amplitudo yang sama, wavelet berfase minimum mempunyai perubahan atau pergeseran fase terkecil pada tiap-tiap frekuensi.3. Wavelet berfase maksimum (maximum phase wavelet), mempunyai energi yang terpusat secara maksimal di bagian akhir dari wavelet tersebut, jadi merupakan kebalikan dari wavelet berfase minimum. 4. Wavelet berfase campuran (mixed phase wavelet), merupakan wavelet yang energinya tidak terkonsentrasi di bagian depan maupun di bagian belakang. Dalam eksplorasi seismik, jenis wavelet yang umum dipakai adalah berfase nol dan minimum (Russell, 1991).

2.5Well Seimic TieDimaksudkan untuk mengikat horison seismik dengan data sumur sehingga horizon seismik dapat diletakkan pada kedalaman sebenarnya, agar data seismik dapat dikorelasikan dengan data geologi lainnya. Well seismik tie dapat dilakukan dengan menggunakan checkshot, vertical seismic profile dan synthetic seismogram.2.6Indikasi langsung hidrokarbon (direct HC Indicator) pada data seismik Bright Spots : anomali amplitudo tinggi, AI reservoar memiliki kontras yang tinggi dengan AI litologi non reservoar disekitarnya, biasa terjadi pada reservoar gas yang ketebalannya dan saturasi gasnya cukup tinggi. Polarity Reversals : perubahan polaritas Flat Spots : kenampakan lebih rata biasanya mengindikasikan kontak fluida (water-oil/gas contact) Chimney Effect : anomali karena kantung gas2.7Interpretasi Struktur Geologi Sesar Adanya ketidakmenerusan pada pola refleksi (offset pada horison) Penyebaran kemiringan yang tidak sesuai dengan atau tidak berhubungan dengan stratigrafi Adanya pola difraksi pada zona patahan Adanya perbedaan karakter refleksi pada kedua zona dekat sesar.LipatanAdanya pelengkungan horison seismik yang membentuk suatu antiklin maupun sinklinDiapir (kubah garam) Adanyadragging effectyang kuat pada refleksi horison di kanan atau di kiri tubuh diapir sehingga membentukflankdi kedua sisi. Adanya penipisan lapisan batuan diatas tubuh diapir Dapat terjadi pergeseran sumbu lipatan akibatdragging effectIntrusidragging effecttidak jelas / sangat kecil. batuan sedimen yang tererobos intrusi mengalamimeltingsehingga struktur perlapisannya menjadi tidak jelas / cenderungchaoticdi kanan-kiri intrusi2.8Interpretasi StratigrafiLangkah interpretasi stratigrafi seismik- Analisis sekuen seismikSekuen seismik dibatasi oleh terminasi horizon seismik (toplap, downlap, dll) yang membatasi sekuen pada bagian atas dan bawahnya.- Analisis fasies seismikDeskripsi dan interpretasi geologi berdasarkan parameter parameter konfigurasi pantulan, kontinuitas pantulan, amplitudo, frekuensi, kecepatan interval dan geometri. Analisa yang dapat secara langsung dilakukan pada sayatan seismik adalah konfigurasi pantulan. Satu sekuen seismik dapat terdiri dari beberapa fasies seismik- Analisis muka air lautPenafsiran perubahan muka air laut relatif berdasarkan analisa sekuen dan fasies seismik2.9Analisis sekuen seismik Stratigrafi sekuen : pembagian sedimen berdasarkan kesamaan genetik yang dibatasi dari satuan genetik lain oleh suatu ketidakselarasan atau bidang non deposisi dan keselarasan padanannya Penampang seismik dibagi menjadi unit-unit sekuen pengendapan Unit-unit sekuen pengendapan dapat diketahui dengan melihat batas sikuen datau pola pengakhiran seismik.Erotional truncation: pengakhiran suatu seismik oleh lapisan erosi, merupakan batas sekuen yang paling reliableToplap: pengakhiran updip lapisan pada permukaan yang menutupinya (karena non deposisi atau erosi minor)Downlap: lapisan miring yang berakhir secara downdip pada permukaan horisontal/miring (dominan karena non deposisi)Onlap: lapisan yang relatif horisontal berakhir pada permukaan miring atau pengakhiran updip lapisan miring pada permukaan yang lebih miring (dominan karena non deposisi)downlapdanonlapyang kurang dapat dibedakan satusama lain sering dinamakan sebagaibaselap.

2.10Seismic Stratigraphic Surfaces Maximum Flooding Surface (MFS) : permukaan yang mencerminkan keadaan maximumtransgression(kolom air tinggi maksimum). secara stratigrafi merupakan pengendapan dengan laju yang rendah berupa sedimen pelagic hemipelagic yang membentuk condensed section. Dari seismik dapat terlihat sebagai permukaan downlap, namun tidak semua permukaan downlap merupakan MFS. Sequence Boundary (SB) : Batas sekuen berupa ketidakselarasan atau keselarasan padanannya. Dari seismik ditandai oleh : erosional truncation dan permukaan onlap. Transgresive Surface (TS): merupakan awal dari transgresive system track yang memiliki bentuk stacking patern retrogradasi. TS sukar dikaitkan dengan terminasi horizon.System Tracts Lowstand System Tract (LST) : dibatasi SB dibagian bawah dan TS dibagian atas. Merupakan keadaan rising sea level dan high sedimentation sehingga memiliki stacking patern agradasi atau slightly prograde. Transgresive System Tract (TST) : berada diatas LST dan dibawah HST, dibatas TS dibagian bawah dan MFS dibagian atas. Menunjukkan keadaan rapid sea level rise dan low sedimentation sehingga menunjukkan stacking patern retrogradasi. Highstand System Tract (HST) : berada diatas TST, dibawah LST, dibatasi SB dibagian atas dan MFS dibagian bawah. Menunjukkan keadaan sealevel stand still dan low sedimentation, memiliki stacking patern progradasiTidak semua system tract dapat dijumpai, misalkan LST tidak dijumpai dan diatas TST langsung didapati HST.

2.11Analisis fasies seismikAnalisis fasies seismik : deskripsi dan interpretasi geologi dari parameter-parameter pantulan seismik yang meliputi konfigurasi pantulan, kontinuitas pantulan, amplitudo, frekuensi, kecepatan internal, dan geometri eksternal. Setiap parameter pantulan seismik dapat memberikan informasi mengenai kondisi geologi terkaitParameter seismik yang dapat dianalisis secara visual/langsung di sayatan seismik terutama adalah konfigurasi pantulan seismik

BAB IIIPENUTUP

3.1 Kesimpulan

Metode seismik adalah salah satu metode geofisika yang menggunakan gelombang mekanik atau elastik sebagai sumber yang menjalar ke dalam bumi. Respon bumi sebagai bidang pemantul, kemudian ditangkap oleh penerima yang telah disusun berdasarkan geometrinya di permukaan. Dari sini akan didapatkan data waktu gelombang seismik yang melewati atau bahkan menembus medium bumi dan kembali lagi ke permukaan yang dicatat sebagai two-way time (TWT). Gelombang ini akan membawa informasi-informasi mengenai litologi dan fluida yang ada di bawah permukaan dalam bentuk gelombang datang, amplitudo, frekuensi dan fase gelombang. Metode seismik refleksi ini pada dasarnya bertujuan untuk mengetahui batas-batas lapisan atau reflektor dari sinyal berupa gelombang elastis yang dikirim ke dalam bumi.

STUDI KASUS

Advances in Land Multicomponent Seismic: Acquisition, Processing and Interpretation Coordinated by Robert Kendall, Veritas DGC Inc, Calgary, Canada

While we realize that there may still be a way togo before multicomponent seismic is widely used, it is clear that recent advances in acquisition, processing and interpretation software are already making multicomponent data an increasingly valuable tool for todays interpreter. Modern digital multicomponent sensors are providing accurate and affordable solutions for acquisition. Processing advances such as improved statics algorithms, more accurate binning and velocity analysis, polarization filtering, azimuthal anisotropy compensation and anisotropic prestack time migration are helping to improve the S/N, frequency content and overall quality of the data. Finally, recent advances in multicomponent interpretation and analysis are setting the stage for significant breakthroughs in multicomponent exploration technology and quickly repositioning multicomponent seismic from unmanageable to indispensable.

Stratigraphic evolution ofOligoceneMiocene carbonatesand siliciclastics, East Javabasin, IndonesiaEssam Sharaf, J. A. (Toni) Simo, Alan R. Carroll,and Martin Shields

The Oligocene Miocene of East Java is characterized by multiplestages of isolated carbonate mound growth surrounded by deepermarine off-mound sediments or by shallow-marine siliciclastics.Three stratigraphic intervals are recognized: Kujung (carbonatemound and off-mound), Tuban (mixed carbonate-siliciclastic), andNgrayong (siliciclastic). Exposures of the Kujung unit (2822 Ma)are limited to a few isolated outcrops. At the base, the Kujung isrepresented by a high-energy, extensive, shallow-marine carbonatefacies that grades laterally into deep-marine off-mound sediments ofcalcareous mudstone and chalk (lower Kujung). In other locations,shallow-water carbonate deposition was restricted to faulted topo-graphic highs in the middleupper Kujung. The shallow-marine sed-iments of the lower Kujung were covered by thick chalk and marlsediments of the middleupper Kujung. The Tuban unit (2215 Ma)consists of widely exposed shallow-marine mixed carbonate and silic-iclastic and poorly exposed open-marine shale and chalk facies. TheTuban consists of at least six stacked cycles that reflect deltaic depo-sition with episodes of shallow-marine carbonate mound growth.The Ngrayong unit (15 12 Ma) represents a period of regionalsiliciclastic influx and progradation of tidally influenced deltas andgrades into turbidites, basinal shale, mudstone, and chalk. Ngrayongbeds are truncated by Bulu carbonates (Serravallian Tortonian). This is consistent with the tectonic evolution of the region.

DAFTAR PUSTAKA

Brown, A.R. 2004. Interpretation of Three Dimensional Seismic Data. AAPG Memoir 42 SEG Investigations in Geophysics. TulsaMunadi, S. 2000. Aspek Fisis Seismologi Eksplorasi. Program Studi Geofisika UI. Depok. Munadi, S., D. Rubyanto dan B. Triharjanto. 1995. Resolusi Seismik. Lembaran Publikasi Lemigas No.2. Jakarta.Russell, B. H. 1991, Introduction to Seismic Inversion Methods, S.N. Domenico. Editor Course Notes Series. Volume 2 3rd edition. USA.Sismanto. 1996. Modul 1: Akuisisi Data Seismik. Laboratorium Geofisika UGM. Yogyakarta. Sismanto. 2006. Dasar Dasar Akuisisi dan Pemrosesan Data Seismik. Laboratorium Geofisika UGM. Yogyakarta.Sukmono, S. dan A. Abdullah. 2001. Karakteristik Reservoar Seismik. Lab. Geofisika Reservoar Teknik Geofisika ITB. Bandung. Umam, M. S. 2004. Seismic Interpretation in Petroleum Exploration and Production. Course by Chevron. Pekanbaru.