KOMPONEN, METODE,DAN FASIES SEISMIK REFLEKSI


Komponen, Metode, Dan Fasies Seismik
Refleksi













3.1.     
Metode Seismik Refleksi






Sesmik refleksi adalah salah satu metode
dalam geofisika yang bertujuan untuk mengetahui apa yang terdapat
di dalam bumi dengan menggunakan pantulan geolombang akustik yang dihasilkan dari sumber energi (dinamit, petasan, air gun) dan direkem oleh
receiver (geophone atau hydrophone). Metode ini masih
merupakan metode yang paliang
ampuh untuk mengetahui informasi di dalam
bumi hingga saat ini.




Secara sederhana prinsip kerja seismik
refleksi adalah sebagai berikut. Sumber yang diledakan di permukaan akan menghasilkan geolombang akustik yang menjalar
ke segala arah yang sering dikenal dengan TWT (two way time). Gelombang yang menjalar ke dalam bumi akan melewati
batuan-batuan di dalamnya dan kemudian terpantulkan lagi ke permukaan dan
terekam oleh alat penerima (receiver)
dan direpretasikan dalam bentuk trace.
Gelombang tersebut membawa semua informasi yang menggambarkan kondisi bawah
permukaan. Kemudian hasil rekaman tersebut akan diproses untuk mendapatakan
hasil yang sesuai dengan yang diinginkan.













Gambar
3.11
.
Prinsip kerja seismik refleksi (Hampson & Russel, 2008).



3.1.1.                         
Faktor yang Mempengaruhi Kecepatan
Geolombang Seismik



Saat geolombang seismik menjalar melalui
medium bataun, akan terjadi suatu pelemahan atau atenuasi. Atenuasi menyebabkan
perubahan amplitudo dan kecepatan rambat gelombang, sehingga terjadi perubahan
resolusi seismik.
Atenuasi dapat
terjadi akibat sifat yang dimiliki batuan yang dilalui gelombang yang meliputi
:


a.      
Jenis Litologi





Kecepatan gelombang dipengaruhi oleh perbedaan jenis
litologi. Jenis litologi berbeda akan menghasilkan cepat rambat gelombang yang berbeda.


b.      
Porositas


Porositas merupakan perbandingan anatara valume rongga
anatar butir dalam batuan dengan valume total batuan. Semakin besar porositas
maka semakin banyak rongga dalam batuan dan semakin kecil tingkat kekompakan
dan elastisitas batuan.


c.       
Kedalaman dan Umur
Batuan





Kedalaman dan umur batuan akan mempengaruhi tingkat
kekompakan batauan. Semakin besar kedalaman dan semakin tua batuan, maka
semakin besar tingkat kekompakan dan densitas batuan, sehingga semakain besar
kecepatan gelombang yang melewatinya.


d.       Tekanan Formasi





Tekanan formasi akan mempengaruhi kompresibilitas yang
diterima oleh batau berpori. Sehingga tekanan formasi akan mempengearuhi
tingkat kekompakan batuan. Semakin besar tekanan formasi maka semakin besar
tekanan formasi maka semakin besar tingkat kekompakan batuan.


e.       
Densitas





Densitas merupakan perbandingan anatara massa batuan dengan
volume batauan. Sehingga densaitas menunjukan tingkat kekompakan batauan.
Semakin besar
porositas maka semakin kompak batuan dan semakin kecil rongga pori sehingga
semakin besar kecepatan rambat gelombang yang melewatinya.


f.       
Rekahan Batuan





Rekahan pada bataun akan mengurangi kecepatan rambat gelombang
akibat adanya gangguan pergerakan partikel bataun saat dilewati oleh
gelombang seismik.


3.2.     
Komponen Seismik Refleksi



3.2.1.                         
Impedansi Akustik
dan Koefisien Refleksi



Salah satu sifat akustik yang khas pada
batuan disebut dengan impedansi akustik (AI) yang meruapakan hasil produk
perkalian anatara densitas (ฯ) dan kecepatan (V). Secara matematis, besaranaya
nilai impedansi akustik suatu batuan adalah sebagai berikut:


๐ด๐ผ
= ๐œŒ . ๐‘‰


Dimana :





AI = Impedansi Akustik (ft/s. g/cc)





๐œŒ = densitas (g/cc)





V = kecepatan gelombang seismik (ft/s)


Kecepatan geolombang seismik memiliki
peran yang lebih penting dalam mengontrol harga AI dibandingan dengan perubahan
densitas secara lateral maupun vertikal (Brown,2004). Hal ini di sebabkan
kecapatan akan meningkat
seiring dengan bertambahanya kedalaman kerena efek kompaksi atau diagenesa,
sedangan frekuensi akan berkuarang akibat adanya efek atenuasi. Sebagai contoh,
porositas atau material pengisi pori batuan (air, minyak , gas) lebih
mempengaruahi harga kecepatan daripada densitas. Sukmono (1999) mengalogikan AI
dengan acoustic hardness. Batuan yang
keras dan sukar diamanpatkan, seperi bataugamping mempunyai AI yang tinggi,
sedangan batuan yang lunak seperti shale yang
lebih mudah dimampatkan akan mempunyai nilai AI yang rendah.


Koefisien refleksi secara fisis
merupakan nilai besaran yang menunjukan kontras AI dalam bumi, sehingga koefisien
refleksi merupakan batas
anatara dua lapisan yang
memiliki nilai AI yang berbeda. Semakian besar kontras AI, semakin kuat
refleksi yang dihasilkan, maka semakin besar juga amplitude gelombang sesmik tersebut.


Sedangan hubungan anatara koefisien
refleksi dan impedansi akustik adalah :






Dimana :





KR = Koefisien refleksi




AI1 = Impedansi akustik lapisan atas 


AI2 = Impedansi
akustik lapisan bawah




Berikut ini adalah beberapa hunungan
kecepatan geolombang seismik yang sangatr berpengaruh terhadap nilai impedansi
akustik, terhadap paramter lain :





Gambar 3.12.
Efek dari berbagai faktor terhadap nilai kecepatan gelombang Hiltermann, 1977
dalam Sukmono, 2002).



3.2.2.                         
Wavelet


Wavelet merupakan
sinyal transient yang mempunyai
interval waktu dan amplitudo yang terbatas. Ada empat jenis wavelet yang umum diketahui yaitu zero phase, minimum phase, maxsimum phase, dan
mixed phase, seperti yang di tunjukan pada Gambar 2.19. Berdasarakan kosentrasi energinya wavelet dapat dibagi
atas beberapa jenis (Sukmono, 1999).





Gambar
3.13
.
Jenis-jenis wavelet 1) Zero Phase Wavelet, 2) Maksimum Phase Wavelet, 3)





Minimum
Phase Wavelet,
4) Mix Phase Wavelet (Sukmono,
1999).



Zero phase, wavelet berfase nol (disebut juga wavelet simetris), yaitu wavelet yang energinya terkonsentrasi
pada titik refrensi nol (
peak pada
batas
acoustik impedance). Wavelet ini
mempunyai konsentarsi maksimum.


Minimum phase, yaitu wavelet yang energinya terkonsentrasi di
depan sedekat mungkin dengan titik referensi nol (t = 0) dan tidak ada energi
sebelum t=0.


Maksimum phase, yaitu wavelet yang energinya terpusat secara
maksimal dibagian akhir dari wavelet.


Mix phase, maksimum
wavelet yang energinya tidak
terkosentrasi di bagian depan maupun di bagian
belakang.




3.2.3.                         
Well Seismik Tie



Well seismic tie adalah
proses pengikatan horizon seismik dalam domain waktu pada kedalaman sebenarnya
terhadap data sumur agar data seismik dapat dikorelasikan dengan data geologi
yang lain yang diplot pada skala kedalaman. Terdapat bermacam teknik dalam
melakukan well seismik tie, namun
umumnya dengan memanfatakan seismogram sintentik.


3.4.3.1.     Seismogram Sintetik


Untuk membuat seismogram sintetik
diperlukan data berupa data log sonic dan density. Log density pada dasarnya
mengukur intensitas radiasi gamma ray yang kembali pada sekitar lubang
bor, besarnya intensitas radiasi yang kembali ini sebanding dengan densitas bulk. Sedangkan log sonic pada dasarnya mengukur waktu penjalaran
pulsa gelombang frekuensi tinggi sepanjang lubang bor dari source menuju ke reciver.


Langkah pertama adalah mengkonversi data
log yang memiliki domain kedalaman menjadi
domain waktu TWT. Dalam langkah
ini diperlukan data hubungan waktu-kedalaman (T-Z) yang
didapatkan dari survei kecepatan seperti checkshot atau VSP. Prinsipnya adalah dengan mengintegrasikan log sonic dengan data VSP. Log sonic kemudian akan diatur sesuai
dengan control point yang berada pada data VSP. Setelah sonic dan VSP telah
terintegrasi, maka selanjutnya adalah membuat impedansi akustik yang berasal
dari perkalian antara sonic dan density. Lalu dari impedansi akustik didapatkan
reflektivitas dengan menggunakan persamaan 3.2. Selanjutnya reflektivitas ini
akan dikonvolusikan dengan wavelet sehingga
terbentuklah
seismogram sintetik. Seismogram sintetetik inilah yang kemudian akan
dikorelasikan dengan data seismik sehingga data geologi dari data sumur dapat
sesuai dengan data seismik (Onajite, 2014).





Gambar
3.14
.
Seismogram Sintetik (Onajite,2014).




3.4.3.2.  
Konversi Kedalaman (Metode Vo-K)


Konversi kedalaman merupakan tahapan
interpetasi data seismik yang berfusngsi untuk menkonversi time-structure map ke dalam depth structutre
map
. Untuk mengkonversikan data dari dominan waktu ke dalam dominan
kedalamann diperlukan data kecepatan yang di dapatakan dari data VSP atau checkshot.





Gambar
3.15
.
Kurva Metode Vo-k (Veeken, 2007).






Pada prinsipnya konversi kedalaman
menggunakan data kecepatan yang bertambah secara linier terhadap kedalaman.
Dari kurva liner tersebut maka didapakan persamaan linier kecepatan terhadap
kedalaman, dimana nilai V0 merupakan
intercept yang menunjukan kecepatan awal apada suatu
interval tertentu dan nilai k merupakan gradien
bertambahanya kecepatan


(V)
terdaghap kedalaman (Z).





๐‘‰(๐‘) = ๐‘‰0 +
๐พ. ๐‘





Apabila





๐‘


๐‘‰ =


๐‘‡





Maka time structure map dapat dikonversikan menjadi depth structure map





melalui persamaan :



























3.3.     
Fasies Seismik



Analisis fasies sesmik yaitu deliniasi
dan interpetasi geometri, kontinuitas, ambplitudo, frekuensi, kecepatan
interval, bentu eksternal pola refleksi sekaligus asosiasi fesies sesmik tersebut
dalam kerangka sekuen
pengendapan. Analisis fasies seismik adalah deskripsi dan
interpetasi geologi dari paramter frekuensi yang meliputi konfigurasi, kontinuitas, amplitudo, frekuensi
dan kecepatan interval.
Satu unit fasies sesmik adalah satu unit sesmik dalam 3D yang tersusun
atas kumpulan pola refleksi yang peramternya berbeda dangan unit fasies di
sekitarnya (Mitchum,1977 dalam Sukmono,1999). Setiap paramter dapat memberikan
informasi yang berguna mengenai kondisi geologi yang terkait (Tabel 3.4)
.


Tabel
3.4.
Paramter
Refleksi dan arti geologinya (Mitchum,1997 dalam Sukmono 199).








3.3.1.                         
Konfigurasi Internal



Jenis konfigurasi internal sesmik meliputi konfigurasi
parallel dan subparallel yang menunjukan kecepatan pengendapan yang kostan pada
suatu paparan yang subside secara
beragam atau pada basin yang sabil.umumnya konfigurasi internal berasosiasi dengan
bentuk eksternal sheet, sheet drape,fill.
Konvigurasi divergen mengindikasikan penebalan lateral lebih disebabkan
oleh penebalan dari refleksi itu sendiri, bikan karena onlap, toplap atau
erosi. Konfigurasi chaotik diakibatkan
oleh sistem pengendapan energi tinggi akibat deformasi kuat sedangkan
konfigurasi reflection-free dapat
mencerminkan tubuh batuan beku yang masif, kubah garam, tubuh batupasir atau shale yang homogebn dan tebal untuk
bentugamping, konfigurasi reflection-free
mengindikasikan proses sedimentasi yang baik sehingga
batuan tersebut bersifat sangat padat (Gambar 3.16).





Gambar
3.16.
Konfigurasi
Internal Seismik (Mitchum,1997 dalanm Sukmono 1999).




3.3.2.                         
Konfigurasi Ekternal



Penaman mengenai bantuk ekternal tiga dimensi dan asosiasi
daerah dari fasies sesmik adalah penting untuk dianalisa fasies sesmik
tersebut. Bentuk sheet, wadge,banks umumnya
terbentuk pada fasies paparan. Sheet
drape
mencerminkan pengendapan yang seragam dan berenergi rendah pada laut
dalam. Bentuk lensa umumnya berasosiasi dengan clinoform, sedangkan bntuk mounded
umumnya berasosiasi denagn deep sea
fans, lobes, slump masses, conturite, carbonate buildup, reefs, volcanic mound,
sedangkan bentuk fill dicirikan oleh laousan yang mengisi permukaan
dibawahnya yang mempunyai relief negatif dan berasosiasi dengan
erosional vhannels, canyon fills,
structural- trough fiils, fan, slumps
dan lain-lain (Gambar 3.17).





Gambar
3.17
.
Konfigurasi Ektternal Seismik (Mitchum,1997 dalanm Sukmono 1999).



Berikut adalah Tabel ringkasan fasies seismik untuk
mentukan Fasies Pengendapan (Brown, 1994 dalam Sukmono, 1999).