Analisa Kecepatan (Velocity Analysis)

Analisa kecepatan adalah upaya untuk memprediksi kecepatan gelombang seismik sampai kedalaman tertentu. Analisa kecepatan dilakukan didalam proses pengolahan data seismik pada data CMP (Common Mid Point) gather.
Terdapat empat macam analisa kecepatan:
1. Analisa t^2-x^2 (^2 adalah simbol untuk kuadrat)
2. CVP (Constant Velocity Panels)
3. CVS (Constant Velocity Stacks)
4. Analisa Velocity Spectra: Amplitudo Stacking, Amplitudo Stacking yang dinormalisasi, Semblance.

Analisa t^2-x^2
Jika informasi waktu (t^2) dan offset (x^2) pada sebuah hiperbola refleksi (sebelum dilakukan koreksi NMO) diplot, maka akan menghasilkan garis linear. Kemiringan garis linear ini mencermikan kecepatan bumi (v^2) dari permukaan sampai batas refleksi yang bersangkutan. Akar dari v^2 adalah kecepatan bumi yang diprediksi melalui analisis ini.
CVP (Constant Velocity Panels)
Beberapa kecepatan (dari permukaan bumi sampai kedalaman sebuah reflektor tertentu) di-tes untuk melakukan koreksi NMO pada gather CMP. Kecepatan yang menghasilkan reflektor horisontal adalah kecepatam CVP.

CVS (Constant Velocity Stacks)
Mirip dengan CVP akan tetapi metoda CVS diterapkan pada CMP gather kemudian dilakukan Stacking. Kecepatan yang menghasilkan amplitudo stacking yang terbaik (amplitudo tertinggi) adalah kecepatan CVS yang dipilih.

Analisa Velocity Spectra
Analisis ini dilakukan jika hasil stacking untuk beberapa kecepatan diplot dalam sebuah panel untuk masing-masing kecepatan. Hasilnya dapat diplot sebagai tras maupun kontur amplitudo.

[Beberapa gambar diatas courtesy Yilmaz, 1987]

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 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).

Semblance, Amplitude Stacking, ...

Perhatikan tras-tras seismik dalam sebuah CDP (Common Depth Point) setelah koreksi NMO diterapkan.
Asumsikan jumlah tras seismik tersebut adalah n dan amplitudo masing-masing tras dalam waktu (t) tertentu adalah w. Maka Amplitudo Stacking dan Semblance dapat dituliskan sbb:

NMO (Normal Move Out)

NMO adalah perbedaan antara TWT (Two Way Time) pada offset tertentu dengan TWT pada zero offset.
Koreksi NMO dilakukan untuk menghilangkan efek jarak (ingat penampang seismic yang anda interpretasi adalah offset nol (zero offset)).
Untuk model perlapisan horizontal, Koreksi NMO dirumuskan sbb:

Didalam melakukan koreksi NMO, pemilihan model kecepatan (Vrms maupun Vstack) merupakan hal yang sangat penting.
Gambar berikut menunjukkan efek pemilihan model kecepatan: (a) sebelum koreksi NMO (b) model kecepatan yang tepat (c) kecepatan terlalu rendah (d) kecepatan terlalu tinggi.
Koreksi NMO akan menghasilkan efek 'stretching' yaitu penurunan frekuensi gelombang seismik. Oleh karena itu langkah 'muting' dilakukan untuk menghilangkan efek ini.

[Gambar diatas courtesy Yilmaz, 1987]

Kecepatan Interval

Kecepatan lapisan ke-n dapat dihitung berdasarkan rumus Dix (Dix Formula), yang diturunkan dari kecepatan rms.
Gambar diatas menunjukkan perbedaan kurva kecepatan rms dan kecepatan interval.

Kecepatan RMS (Root Mean Square)

Perhatikan model bumi yang tersusun atas beberapa interval perlapisan batuan yang horizontal. Setiap lapisan memiliki kecepatan gelombang seismik tertentu.
Setiap lapisan memiliki kecepatan interval (V1, V2, V3,...,Vn), n adalah jumlah lapisan.
Sehingga kecepatan RMS sampai titik tertentu pada lapisan ke-n adalah:

Kecepatan

Didalam seismologi terdapat beberapa macam kecepatan, diantaranya: kecepatan interval (interval velocity), kecepatan sesaat ( instantaneous velocity), kecepatan semu (apparent velocity), kecepatan rms (rms velocity), kecepatan rata-rata (average velocity), kecepatan tengah (mean velocity), kecepatan stack (stacking velocity), kecepatan horisontal (horizontal velocity), kecepatan vertikal (vertical velocity), kecapatan fasa (phase velocity), kecepatan grup (group velocity), kecepatan gelombang P (P-wave velocity), kecapatan gelombang S (S-wave velocity), kecepatan migrasi (migration velocity), kecepatan lapisan lapuk (weathering velocity), dll.

Jenis-jenis kecapatan diatas dibagi menjadi dua: kecepatan fisis (physical velocities) dan kecepatan pengukuran (velocity measures.).

Kecepatan fisis adalah kecepatan aktual perambatan gelombang, contoh: instantaneous velocity, P- dan S-wave velocities, phase dan group velocity.

Sedangkan kecepatan pengukuran diturunkan dari analisa data seismik yang memprediksi kecepatan fisis, diantaranya: average, mean, dan rms velocities, interval velocity, stacking velocity, apparent velocity, dan migration velocity.

Margrave, G. F. (2001)

Analisis Fisika Batuan (Rock Physics Analysis)

Untuk memahami karakter dan sifat fisis batuan dan fluida diperlukan sebuah analisis fisika batuan (rock physics analysis). Dengan tujuan utamanya adalah mencari suatu sifat fisis yang dapat memisahkan antara zona prospek dengan zona yang tidak prospek.

Sifat-sifat fisis yang dimaksud diantaranya: kecepatan gelombang seismik P (Vp), kecepatan gelombang seismik S (Vs), Poisson’s Ratio, Impedansi Akustik, Lambda-Rho, Mu-Rho, dll.

Gambar dibawah adalah contoh analisis fisika batuan untuk memisahkan non-pay, gas-pay, wet-shally, dll. (click gambar untuk memperbesar)

Data yang ditampilkan dalam plot diatas biasanya diperoleh dari data sumur atau data hasil inversi seismik.

Plot diatas sangat berguna diantaranya untuk konversi sebuah peta sifat fisis ke peta sifat fisis yang lainnya.

Courtesy Chopra, CSEG, 2006

Coherence

Coherence adalah salah satu atribut seismik yang menampilkan kemiripan satu tras seimsik dengan tras yang lainnya. Tras-tras seismik yang mirip akan dipetakan dengan koefisien coherence yang tinggi sedangkan ketidakmenerusan akan terpetakan dengan koefisien coherence yang rendah.

Sebuah zona yang tersesarkan akan menghasilkan ketidakmenerusan yang tajam dengan demikian akan menghasilkan koefisien coherence yang rendah disepanjang bidang sesar tersebut.

Dalam eksplorasi, atribut coherence digunakan untuk mempertajan kehadiran struktur sesar, perangkap stratigrafi, delta, channel, reef dll.

Atribut coherence diestimasi berdasarkan kros korelasi tras-tras seimsik yang selanjutnya sembalance dan algoritma dekomposisi eigen structure diterapkan.

Dalam praktiknya, attribut coherence sering kali ditampilkan bersamaan (overlay) dengan attribut yang lain (amplitudo, akustik impedance, dll.)

Berikut contoh-contohnya;

Perhatikan coherence yang mempertajam kehadiran sesar dan kekar NW-SE (b) yang kurang terlihat pada peta amplitudo (a). Gambar (c) adalah coherence di-overlay dengan amplitudo.

Perhatikan batas reef yang ditunjukkan secara lebih tajam oleh coherence (kanan) dibandingkan oleh amplitudo (kiri).

Overlay coherence dengan impedansi akustik yang melokalisir batas-batas batupasir dalam sistem channel.

Semua gambar courtesy Chopra, CSEG, 2001

Curvature

Curvature adalah kebalikan jari-jari sebuah lingkaran yang menyentuh sebuah bidang atau garis.

Semakin melengkung sebuah garis semakin besar nilai curvature dan sebaliknya.

Sebuah garis yang datar memiliki curvature nol, jika melengkung ke arah yang sebaliknya maka curvatur akan bernilai negatif.

Didalam geologi, struktur sinklin akan memiliki curvature positif dan struktur antiklin memiliki curvature negatif.

Didalam eksplorasi migas, curvature memiliki peranan penting untuk meng-highlight keberadaan atau orientasi rekahan (fracture), sesar, identifikasi batas channel, dll.

Terdapat beberapa jenis curvature: Mean curvature, Gaussian curvature, Dip curvature, strike curvature, shape-index, most-positive curvature, most-negative curvature.

Mean curvature: rata-rata curvature minimum dan curvature maksimum dan biasanya didominasi oleh curvature maksimum.
Gaussian curvature: produk dari minimum curvature dan maksimum curvature.
Dip curvature: curvature yang diekstrak sepanjang arah dip (kemiringan struktur).
Strike curvature: curvature yang diekstrak sepanjang arah strike.
Shape-index: bentuk permukaan lokal, dengan biru menunjukkan mangkuk, lembah dengan cyan, saddle dengan hijau, ridge dengan kuning dan dome dengan merah.
Most-positive curvature: curvature dengan nilai positif tertinggi yang akan memperjelas struktur antiklin dan domal.
Most-negative curvature: curvature dengan nilai negatif tertinggi yang akan memperjelas struktur sinklin dan bowl.

gambar dibawah menunjukkan aplikasi curvature untuk mempertajam keberadaan channel dan interpretasi fracture (click gambar untuk memperbesar). (a) time slice (b) most-positive curvature untuk mempertajam batas channel (c) most-positive curvature untuk interpretasi fracture (d) diagram rosset fracture (c).

[Courtesy Chopra dan Marfurt CSEG, 2006]

Inversi Reflektivitas Lapisan Tipis

Portniaguine dan Castagna [2005] mengusulkan metoda inversi spektral post stack yang dapat me-recover lapisan-lapisan tipis dibawah ketebalan tuning. Metoda yang diusulkan dilakukan dengan penekanan pada aspek geologi dibanding aspek matematis serta dengan memperhatikan aspek kunci pada spektrum frekuensi lokal yang diperoleh dengan dekomposisi spektral.

Secara komersial metoda ini dikenal dengan ThinMAN™ yang berkerja dengan mengekstrak refleksi secara detail dengan menghilangkan pengaruh wavelet seismik tanpa menimbulkan masalah munculnya noise frekuensi tinggi.

Gambar dibawah menunjukkan perbedaan sebelum (kiri) dan sesudah(kanan) inversi reflektivitas lapisan tipis. Sonic log ditunjukkan untuk melihat perbandingannya. Menakjubkan? (click gambar untuk memperbesar)

[courtesy Chopra et al., CSEG, 2006]

Bacaan lebih lanjut:
Castagna, J.P., S.Sun and R.W. Siegfried, 2003, Instantaneous spectral analysis: Detection of low-frequency shadows associated with hydrocarbons, The Leading Edge, 22, 120.
Chung, H. -M. and Lawton, D., 1999, A Quantitative Study of the Effects of Tuning on
AVO Effects for Thin Beds: J. Can. Soc. Expl. Geophys., 35, no. 01, 36-42.
Chung, H. and Lawton, D. C., 1995, Frequency characteristics of seismic reflections from thin beds: J. Can. Soc. Expl. Geophys., 31, no. 1/2, 32-37.
Kallweit, R. S. and Wood, L. C., 1982, The limits of resolution of zero-phase wavelets
Geophysics, Soc. of Expl. Geophys., 47, 1035-1046.
Portniaguine, O. and J. P. Castagna, 2005, Spectral inversion: Lessons from modeling
and Boonesville case study, 75th SEG Meeting, 1638-1641.
Portniaguine, O. and J. P. Castagna, 2004, Inverse spectral decomposition, 74th SEG
Meeting, 1786-1789.
Widess, M.B., 1973, How thin is a thin bed, Geophysics,38, 1176-1180.

Lambda-Rho dan Mu-Rho (LMR)

Lambda-Rho dan Mu-Rho merupakan parameter Lame yang diperoleh dari inversi AVO (Amplitude Versus Offset) yang berguna untuk mempertajam identifikasi zona reservoar [Goodway et al., 1997].

Lambda-Rho dan Mu-Rho diturunkan dari persamaan reflektivitas impedansi gelombang P dan S [Fatti et al., 1994].

Berikut turunan persamaan Fatti untuk Lambda-Rho dan Mu-Rho berikut contoh lapangannya (click gambar untuk memperbesar).
Gambar diatas menunjukkan zona gas dengan Lambda-Rho yang rendah (biru) dan Mu-Rho yang tinggi (merah dan kuning).
Biasanya inversi AVO untuk Lambda-Rho dan Mu-Rho dilakukan pada reservoar klastik.

Gambar inversi AVO diatas courtesy Satinder Chopra, Core Lab Reservoir Technologies, Calgary, Canada and Doug Pruden, GEDCO, Calgary, Canada.

Persamaan Zoeppritz

Komponen Gelombang (Amplitudo dll.)

Gambar dibawah menunjukkan komponen sebuah gelombang (tras seismik): amplitudo, puncak, palung, zero crossing, tinggi dan panjang gelombang.
Perhatikan perbedaannya satu sama lain.

Densitas Batuan

Densitas adalah massa batuan per unit volume.
Berikut kisaran densitas meterial bumi:

[courtesy Grand and West]

Kecepatan Gelombang P

Setiap material bumi memiliki kecepatan gelombang P tertentu.
Secara umum, kecepatan gelombang P (seismik refleksi) semakin meningkat dengan meningkatnya kekompakakan suatu material.
Lihat karakteristik kecepatan gelombang P untuk berbagai material bumi pada gambar dibawah ini.

[courtesy Grand and West]

Gelombang Love

Gelombang Love adalah gelombang geser (S wave) yang terpolarisasi secara horizontal (SH). Gelombang Love termasuk kategori gelombang permukaan.

[courtesy of darylscience]

Nama Love diberikan untuk menghormati Augustus Edward Hough Love (1863-1940), matematikawan kondang asal Oxford. Beliau dianugrahi Adam prize setelah menemukan model gelombang permukaan jenis ini.

Gelombang Rayleigh (Groundroll)

Gelombang rayleigh atau groundroll adalah gelombang yang menjalar di permukaan bumi dengan pergerakan partikelnya menyerupai ellip (lihat gambar). Karena menjalar di permukaan, amplitudo gelombang rayleigh akan berkurang dengan bertambahya kedalaman.

[courtesy of darylscience]

Nama Rayleigh diberikan untuk menghormati penemunya John William Strutt, 3rd Baron Rayleigh (1842-1919), Fisikawan berkebangsaan Inggris.

Didalam rekaman seismik, gelombang rayleigh dicirikan dengan amplitudonya yang besar (hampir 2x amplitudo refleksi) dan dicirikan dengan frekuensi rendah.

Gelombang Geser (S wave)

Jika bumi yang 'tenang' diberikan gangguan, misalnya diganggu dengan diledakannya sebuah dinamit, maka partikel-partikel material bumi tersebut akan bergerak dalam berbagai arah. Fenomena pergerakan partikel material bumi ini disebut dengan gelombang.

Jika pergerakan partikel tersebut tegaklurus dengan arah penjalaran gelombang, maka disebut dengan gelombang geser (gelombang sekunder atau secondary wave atau gelombang S).

Gambar dibawah menunjukkan karakter material sebelum diganggu dan karakter gelombang S.

[courtesy of darylscience]

Sebagai fungsi dari modulus geser (u), dan densitas (r), kecepatan gelombang S (Vs) adalah:

Vs=[u/r]^0.5.

Gelombang Kompresi ( P wave)

Jika bumi yang 'tenang' diberikan gangguan, misalnya diganggu dengan diledakannya sebuah dinamit, maka partikel-partikel material bumi tersebut akan bergerak dalam berbagai arah. Fenomena pergerakan partikel material bumi ini disebut dengan gelombang.

Jika pergerakan partikel tersebut sejajar dengan arah penjalaran gelombang, maka disebut dengan gelombang kompresi (gelombang primer atau primary wave atau gelombang P).

Gambar dibawah menunjukkan karakter material sebelum diganggu dan karakter gelombang P.

[courtesy of darylscience]

Rekaman seismik refleksi suatu eksplorasi migas merupakan rekaman gelombang P yang menjalar dari sumber (dinamit, vibroseis, dll.) ke penerima (geophone).

Gelombang P menjalar dengan kecepatan tertentu. Jika melewati material yang bersifat kompak atau keras misalnya dolomit maka kecepatan gelombang P akan lebih tinggi dibanding jika melewati material yang 'lunak' seperti batulempung.

Sebagai fungsi dari modulus bulk(k) , modulus geser (u), dan densitas (r), kecepatan gelombang P (Vp) adalah:

Vp=[(k+4/3u)/r]^0.5.

Instantaneous Frequency (Frekuensi Sesaat)

Instantaneous Frequency merupakan turunan fasa terhadap waktu (dt):

IF(t)=2/dt Imag[u(t2)-u(t1)/ u(t2)+u(t1)]

Imag adalah komponen imaginer. Lihat subject Seismik Attribute untuk memahami simbol-simbol diatas.

Dalam interpretasi digunakakan untuk melihat anomaly hidrokarbon yang akan ditunjukkan dengan anomaly frekuensi rendah. Efek ini kadangkala disebabkan oleh batupasir yang tidak terkonsolidasi dikarenakan kandungan minyak. Instantaneous Frequency digunakan juga untuk melihat zona fraktur (rekahan) karena zona fraktur akan berasosiasi dengan zona frekuensi rendah. Disamping itu digunakan juga sebagai indikator ketebalan lapisan. Juga untuk melihat geometri perlapisan yang masif seperti sand-prone lithologies.

Gambar dibawah menunjukkan perbandingan tras data seismik beserta quadraturenya dengan tras Instantaneous Frequency. Juga, perbandingan antara data seismik 2D dengan Instantaneous Frequency 2D ditunjukkan pada gambar yang paling bawah.

Instantaneous Phase (Fasa Sesaat)

Secara matematis Instantaneous Phase (fasa sesaat) dituliskan sbb:

IP(t)=acrtan[y(t)/x(t)]

Dalam interpretasi digunakakan untuk melihat kontinuitas lapisan secara lateral, ketidakmenerusan, batas sekuen, konfigurasi perlapisan, dan digunakan untuk menghitung kecepatan fasa.

Gambar dibawah menunjukkan perbandingan tras data seismik beserta quadraturenya dengan tras Instantaneous Phase. Juga, perbandingan antara data seismik 3D dengan Instantaneous Phase 3D ditunjukkan pada gambar yang paling bawah.

Envelope

Envelope merepresentasikan total energi sesaat (instantaneous), nilai ampitudonya bervariasi antara nol sampai amplitude maksimum tras seismik. Secara matematis envelope dituliskan sbb:

E(t) = (x(t)^2 +y(t)^2)^0.5

Envelope berhubungan langsung dengan kontras impedansi akustik yang bermanfaat untuk melihat:

Kontras impedansi akustik, bright spot, akumulasi gas, batas sekuen, efek ketebalan tuning, ketidakselarasan, perubahan lithologi, perubahan lingkungan pengendapan, sesar, porositas, dll.

Gambar berikut menunjukkan perbandingan antara tras data real (x), quadrature (y) dan envelope (E) serta perbandingan antara data sesmik dengan envelope untuk data lapangan. Data real courtesy U.S. Department of Energy.

Seismik Attribute

Seismik Attribute adalah segala informasi yang diperoleh dari data seismik baik melalui pengukuran langsung, komputasi maupun pengalaman.

Mengapa seismik attribute perlu dalam explorasi?
Seismik attribute diperlukan untuk ’memperjelas’ anomali yang tidak terlihat secara kasat mata pada data seismik biasa.
Secara analitik sebuah signal seismik dapat dituliskan sbb:

u(t) = x(t) + i y(t)
dimana x(t) adalah data seismik itu sendiri (data yang biasa anda gunakan untuk interpretasi geologi). Sedangkan y(t) adalah quadraturenya, yakni fasa gelombang x(t) digeser 90 derajat.
u(t) dapat diperoleh dengan menggunakan tranformasi Hilbert pada data seismik, dimana komponen realnya adalah data seismik itu sendiri dan quadratur-nya merupakan komponen imaginer.

Terdapat beberapa macam seismik attribute: instantaneous energy (envelope), instantaneous phase, instantaneous frequency, dll. (Jenis-jenis attribut tersebut dijelaskan lebih lanjut pada blog ini dengan masing-masing subject). Gambar diatas milik Taner [1979] dengan sedikit modifikasi.

Seismik Inversi

Seismik inversi adalah proses pemodelan geofisika yang dilakukan untuk memprediksi informasi sifat fisis bumi berdasarkan informasi rekaman seismik yang diperoleh.

Upaya inversi merupakan kebalikan (inverse) dari upaya pengambilan data seismik (forward modeling).

Sebagaimana yang kita ketahui forward modeling adalah operasi konvolusi antara wavelet sumber dengan kontras impedansi akustik bumi (koefisien refleksi).

Proses inversi merupakan proses 'pembagian' rekaman seismik terhadap wavelet sumber yang diprediksi.
Berdasarkan gambar diatas kita melihat bahwa secara bebas dapat dikatakan bahwa impedansi akustik (hasil inversi) merepresentasikan sifat fisis 'internal' batuan sedangkan rekaman seismik merepresentasikan 'batas batuan'. Sehingga hasil inversi dapat digunakan untuk menginterpretasi perubahan fasies dalam suatu horizon geologi. (Sebenarnya bagi ahli geofisika, sifat fisis internal pun dapat 'dilihat' berdasarlam karakter amplitudo atau frekuensi rekaman seismiknya, anda setuju?).

Pemilihan 'wavelet yang diprediksi' pada proses inversi merupakan prosedur yang sangat penting, anda harus yakin betul bahwa sifat 'wavelet yang diprediksi' mencerminkan horizon yang menjadi target anda. Caranya ? diantaranya dengan mengekstrak wavelet pada horizon yang menjadi target inversi. Inipun tidak ada jaminan...karena sifat wavelet yang tergantung terhadap fasa dan attenuasi.

Dikarenakan bandwith frekuensi gelombang seismik terbatas (band limited), maka kontribusi impedansi akustik (IA) dari komponen frekuensi rendah diperlukan. Secara praktis, komponen frekuensi rendah ini diperoleh dari informasi sumur (well) dan ditambahkan untuk mendapatkan impedansi akustik absolut.

IA absolut = IA seismik (band limited: 10-70Hz) + IA sumur (frekuensi rendah: <10hz).> 8200. Dengan logika ini kita dapat menampilkan IA dengan nilai > 8200 untuk melihat karakter penyebaran batu pasir tersebut (lihat gambar di bawah ini).


Gambar di bawah merupakan penampang IA (slice). Perhatikan interpretasi batupasir dalam 'channeling system' berdasarkan kontras IA.



Gambar data real dan 'hasil inversi' diatas adalah courtesy Ashley Francis, Earthworks Environment & Resources Ltd. - U.K

Polaritas Normal Polaritas 'Reverse'

Saat ini terdapat dua jenis konvesi polaritas: Standar SEG (Society of Exporation Geophysicist) dan Standar Eropa. Keduanya berkebalikan.

Gambar dibawah ini menunjukkan Polaritas Normal dan Polaritas 'Reverse' untuk sebuah wavelet fasa nol (zero phase) dan fasa minimum (minimum phase) pada kasus Koefisien Refleksi atau Reflection Coefficient (KR atau RC) meningkat (RC positif) yang terjadi pada contoh batas air laut dengan dasar laut/lempung.

Contoh penentuan polaritas pada data seismik real, seabed ditunjukkan dengan trough (merah), hal ini berarti polaritas seismik yang digunakan adalah normal SEG.

Fasa Nol, Minimum, Maksimum

Sebuah wavelet memiliki panjang yang terbatas dengan fasa tertentu. Didalam istilah eksplorasi seismik, fasa sebuah wavelet dikenal sebagai:fasa minimum, fasa nol dan fasa maksimum.
Sebagaimana ditunjukkan oleh gambar di atas, fasa minimum dicirikan jika sebagian besar energi amplitudo wavelet berada diawal, fasa nol dengan simetris di tengah-tengah dan fasa maksimum diakhir wavelet.

Untuk mengubah fasa diatas dilakukan pendekatan matematis sbb:

Pengolahan Data Seismik

Beberapa tahapan yang biasa dilalui didalam pengolahan data seismik:

1. Edit Geometri
Data sebelumnya di-demultiplex dan mungkin di-resampel kemudian di-sorting didalam CDP (common depth point) atau CMP (common mid point). Informasi mengenai lokasi sumber dan penerima, jumlah penerima, jarak antara penerima dan jarak antara sumber di-entry didalam proses ini.

2. Koreksi Statik
Koreksi statik dilakukan untuk mengkoreksi waktu tempuh gelombang seismik yang ter-delay akibat lapisan lapuk atau kolom air laut yang dalam.

3. Automatic Gain Control (AGC)
Kompensasi amplitudo gelombang seismik akibat adanya divergensi muka gelombang dan sifat attenuasi bumi.

4. Dekonvolusi (Pre-Stack)
Dekonvolusi dilakukan untuk meningkatkan resolusi vertikal (temporal) dan meminimalisir efek multiple.

5. Analisis Kecepatan (Velocity Analysis) dan Koreksi NMO
Analisis kecepatan melibatkan semblance, gather, dan kecepatan konstan stack. Informasi kecepatan dari velocity analysis digunakan untuk koreksi NMO (Normal Move Out)

6. Pembobotan tras (Trace Weighting)
Teknik ini dilakukan untuk meminimalisir multiple yang dilakukan dalam koridor CMP sebelum stacking. Proses ini menguatkan perbedaan moveout antara gelombang refleksi dengan multiplenya sehingga dapat mengurangi kontribusi multiple dalam output stack.

7. Stack
Penjumlahan tras-tras seismik dalam suatu CMP tertentu yang bertujuan untuk mengingkatkan rasio sinyal terhadap noise. Nilai amplitudo pada waktu tertentu dijumlahkan kemudian dibagi dengan akar jumlah tras.

8. Post-Stack Deconvolution
Dekonvolusi mungkin dilakukan setelah stacing yang ditujukan untuk mengurangi efek ringing atau multipel yang tersisa.

9. Migrasi F-K (F-K Migration)
Migrasi dilakukan untuk memindahkan energi difraksi ke titik asalnya. Atau lapisan yang sangat miring ke posisi aslinya. Mingrasi memerlukan informasi kecepatan yang mungkin memakai informasi kecepatan dari velocity analysis. Gambar dibawah menunjukkan karakter rekaman seismik sebelum dan sesudah migrasi. Bisakah anda melihat perbedaannya?

10. Data Output

Rekaman seismik di atas adalah courtesy USGS

Filtering

Adalah upaya untuk 'menyelamatkan' frekuensi yang dikehendaki dari gelombang seismik dan 'membuang' yang tidak dikehendaki. Terdapat beberapa macam filtering: band pass, low pass (high cut) dan high pass (low cut).

Didalam pengolahan data seismik band pass filter lebih umum digunakan karena biasanya gelombang seismik terkontaminasi noise frekuensi rendah (seperti ground roll) dan noise frekuensi tinggi (ambient noise).

Gambar dibawah ini menunjukkan ketiga jenis filtering, baik dalam kawasan waktu (time domain) maupun frekuensi domain (frequency domain).

Tanda A, B, C, D pada band pass filter merupakan frekuensi sudut (corner frequency).

Secara matematis, operasi filtering merupakan konvolusi dalam kawasan waktu antara gelombang 'mentah' dengan fungsi filter diatas dan perkalian dalam kawasan frekuensi.

Zona Fresnel (Fresnel Zone)

Adalah lebar bidang benda anomali yang mampu 'dilihat' oleh gelombang seismik (lihat Resolusi Seismik).



Lebar sempitnya Zona Fresnel (B-B') tergantung pada panjang gelombang dan frekuensi gelombang seismik yang digunakan. Semakin tinggi frekuensi seismik yang digunakan, semakin sempit Zona Fresnel dan sebaliknya. Artinya untuk melihat benda-benda anomali kecil di bawah perut perlu digunakan frekuensi gelombang yang tinggi. Sayangnya karena adanya attenuasi, frekuensi tinggi hanya mampu melihat anomali-anomali dangkal.

Istilah 'Fresnel' digunakan untuk menghormati Fisikawan perancis Augustin Jean Fresnel (1788-1827) yang menemukan teori gelombang optik.
(Foto Augustin Jean Fresnel diambil dari wikipedia)

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 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). Sedangkan noise acak diantaranya: gelombang laut, angin, kendaraan yang lewat saat rekaman, dll.

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

Gain

Gain adalah penskala-an amplitudo gelombang seismik untuk menampilkan amplitudonya yang menurun akibat geometrical spreading.

Secara matematis, operasi gain merupakan perkalian antara tras seismik dengan fungsi gain.

Untuk membuat fungsi gain yang akan diterapkan pada tras seismik yang belum dilakukan koreksi geometrical spreading, persamaan gain berikut dapat digunakan:

g(t)=(v(t)/v(0))^2 (t/t0), dimana t adalah TWT (two way traveltime) dan v(t) adalah kecepatan rms dan v(0) adalah kecepatan rms pata waktu t0.