Penerapan metode radon transform untuk reduksi gelombang multiple seismik 2d di perairan barat sumatra

PENERAPAN METODE RADON TRANSFORM

UNTUK REDUKSI GELOMBANG

MULTIPLE

SEISMIK 2D DI

PERAIRAN BARAT SUMATRA

I GEDE MAHENDRA WIJAYA

SKRIPSI

PROGRAM STUDI ILMU DAN TEKNOLOGI KELAUTAN

FAKULTAS PERIKANAN DAN ILMU KELAUTAN

INSTITUT PERTANIAN BOGOR

2013

PERNYATAAN MENGENAI SKRIPSI DAN SUMBER INFORMASI Dengan ini saya menyatakan bahwa Skripsi yang berjudul :

PENERAPAN METODE RADON TRANSFORM UNTUK REDUKSI GELOMBANG MULTIPLE SEISMIK 2D DI PERAIRAN BARAT SUMATERA

Adalah benar merupakan hasil karya sendiri dan belum pernah diajukan dalam publikasi ilmiah dalam bentuk apapun kepada perguruan tinggi mana pun. Semua sumber data dan informasi yang berasal atau dikutip dari karya yang diterbitkan dari penulis lain telah disebutkan dalam teks dan dicantumkan dalam Daftar Pustaka di bagian akhir skripsi ini.

Bogor, 18 Februari 2013

I Gede Mahendra Wijaya C54080004

RINGKASAN

I GEDE MAHENDRA WIJAYA. PENERAPAN METODE RADON TRANSFORM UNTUK REDUKSI GELOMBANG MULTIPLE SEISMIK 2D DI PERAIRAN BARAT SUMATERA.

Dibimbing oleh HENRY MUNANDAR MANIK.

Metode seismik adalah suatu metode dalam geofisika yang digunakan untuk mempelajari struktur dan strata bawah permukaan bumi dengan

memanfaatkan perambatan, pembiasan, pemantulan gelombang gempa. Salah satu pekerjaan penting dalam pekerjaan pengolahan data seismik adalah

mengidentifikasi dan menekan keberadaan multiple. Salah satu jenis multipel yang harus direduksi dalam pengolahan data seismik adalah multipel permukaan. Multiple permukaan atau lebih tepatnya multiple yang berhubungan dengan permukaan adalah suatu kejadian yang memiliki paling sedikit satu refleksi downward yang dimulai di permukaan. Dalam penelitian ini penulis melakukan pengolahan data seismik yang diharapkan dapat mereduksi multiple pada data seismik 2D SUME23.31 daerah survey yang berada di perairan barat pulau Sumatra.

Banyak metode yang telah dikembangkan untuk menekan keberadaan multiple. Salah satunya adalah menggunakan metode transformasi Radon. Prinsip kerja dari Radon transform ini adalah mengubah domain data dari T-X (Time-Offset) menjadi τ- ρ (intercept time-ray parameter) dengan ray parameter ρ~1/v, maka event primary akan dipetakan sekitar ρ=o dan event multiple pada daerah dengan ρ>0. Sehingga dalam mutingradon, multiple dan primary akan dipisahkan dengan batas muting yang telah didapatkan berdasarkan hasil dari Interactive Radon/Tau-P Analysis.

Berdasarkan hasil dan pembahasan yang didapatkan dari penelitian ini dan terkait kepada tujuan awal, maka dapat disimpulkan bahwa penggunaan Radon Transform dapat mereduksi multiple dari data seismik SUME23.31, namun tidak secara keseluruhan. Sebab dari data, pada near offset masih terdapat sedikit multiple. Sedangkan pada far offset, metode ini dapat menghilangkan efek bowtie. Pengaruh offset merupakan hal yang sangat berpengaruh terhadap data.

Kekurangan ini dapat diminimalisir apabila dalam geometri dilengkapi dengan data UKOAA. Meskipun demikian untuk mendapatkan suatu data seismik suatu lintasan dengan feather angle 00 sangatlah sulit, karena terkait faktor lingkungan di saat perekaman data di lapangan. Semakin sempit desain muting multiple, semakin besar kemampuan mereduksi multiple dan tereduksinya data primer akan semakin besar serta begitu pula sebalinya.

© Hak cipta milik I Gede Mahendra Wijaya tahun 2013

Hak Cipta Dilindungi

Dilarang mengutip dan memperbanyak tanpa izin tertulis dari

Institut Pertanian Bogor, sebagian atau seluruhnya dalam bentuk

PENERAPAN METODE RADON TRANSFORM UNTUK REDUKSI GELOMBANG MULTIPLE SEISMIK 2D DI PERAIRAN BARAT

SUMATERA

I GEDE MAHENDRA WIJAYA C54080004

SKRIPSI

Sebagai salah satu syarat untuk memperoleh gelar Sarjana Ilmu Kelautan pada

Departemen Ilmu dan Teknologi Kelautan

DEPARTEMEN ILMU DAN TEKNOLOGI KELAUTAN FAKULTAS PERIKANAN DAN ILMU KELAUTAN

INSTITUT PERTANIAN BOGOR 2013

SKRIPSI . .

Judul Penelitian :

PENERAPAN METODE RADON TRANSFORM

UNTUK REDUKSI GELOMBANG

MULTIPLE

SEISMIK 2D DI PERAIRAN BARAT SUMATRA

Nama Mahasiswa : I Gede Mahendra Wijaya Nomor Pokok : C54080004

Departemen : Ilmu dan Teknologi Kelautan

Menyetujui, .Dosen Pembimbing

Dr. Henry M Manik, S.Pi, MT. NIP. 19701229 199703 1 008

Mengetahui,

Ketua Departemen Ilmu dan Teknologi Kelautan

Dr. Ir. I Wayan Nurjaya, M.Sc. NIP. 19640801198903001

KATA PENGANTAR

Puji syukur penulis panjatkan kepada Ida Shang Hyang Widhi Waca atas segala karunia dan bimbingan-Nya sehingga penulis dapat menyelesaikan

penelitian dengan judul “Penerapan Metode Radon Transform Untuk Reduksi Gelombang Multiple Seismik 2D di Perairan Barat Sumatra”.

Penelitian ini tidak terlepas dari kontribusi berbagai pihak, oleh karena itu penulis mengucapkan terimakasih yang sebesar-besarnya kepada,

 Dr. Ir. Henry M. Manik, M.T sebagai dosen pembimbing dalam penelitian skirpsi ini atas segala saran, bimbingan dan nasehatnya selama penelitian berlangsung dan selama penulisan skripsi ini.

 Ibu Puji yang bukan hanya sebagai dosen penulis juga sebagai orang tua asuh selama kuliah di ITK dan telah memberikan semangat dan motivasi besar dan sangat menginspirasikan penulis.

 Dr. Udrekh, Ibu Trevi Puspitasari dan Ibu Sumira di Laboratorium NEO-Net, P3TISDA serta Balai Teknologi Survey Kelautan – BPPT yang telah memberikan saran, masukan serta sarana dan prasarana dalam pengolahan data seismik untuk penulisan skripsi ini.

 Bapak Susilo, Pak Reza Rahardian, Pak Tumpal, Pak Subarsyah, Pak Andrian Wilyan, Pak Kris Budiono, Ibu Yulinar dari pihak Pusat

Penelitian dan Pengembangan Geologi Laut (PPPGL) Bandung yang telah memberikan masukkan dan saran serta dukungan dalam penyelesaian skripsi ini.

 Ucapan terima kasih juga penulis sampaikan kepada Orang Tua penulis untuk segala hal yang telah diberikan, baik motivasi dan semangat penuh

yang begitu berharga , serta telah memberikan pelajaran luhur dan segala doa serta kerja kerasnya kepada penulis dari awal hingga akhir

penyusunan skripsi ini.

 Marsya, Buncay, Nano, Fahmi, Pitoy, Reffa, Kijah, Joni, dan teman-teman congers (ITK45) di departemen Ilmu dan Teknologi Kelautan IPB atas sumbangsihnya serta motivasi dalam penyelesaian tugas akhir ini.

 Mbak Besta, Bang Aris Jamady, dan Kang Aad atas segala masukkan dan bantuannya selama penulis mengerjakan tugas akhir ini.

 Seluruh staff pengajar dan administrasi mayor Ilmu dan Teknologi Kelautan-IPB (Mbak Mayang) atas bantuannya.

 Netie dan Teguh yang telah membantu persiapan sebelum seminar.  Sharifa Ayu Raisa Magis yang telah menyemangati dalam sidang. Semoga penelitian ini dapat memberikan ilmu yang bermanfaat. Penulis menyadari bahwa penelitian ini masih jauh dari kesempurnaan oleh karena itu apabila terdapat kesalahan dalam hal penulisan, penulis mohon maaf. Kritik dan saran dari pembaca sangat diharapkan oleh penulis demi penyempurnaan

penelitian ini

Bogor, 18 Februari 2013

DAFTAR ISI

Halaman

DAFTAR TABEL ... x

DAFTAR GAMBAR ... xi

DAFTAR LAMPIRAN ... xiv

1. PENDAHULUAN... 1

1.1Latar Belakang ... 1

1.2Tujuan ... 3

2. TINJAUAN PUSTAKA ... 4

2.1 Konsep Dasar Metode Seismik ... 4

2.1.1 2D Seismic Marine Acquisition ... 4

2.1.2 Sistem Perekaman Seismik ... 5

2.1.3 Prosedur Operasional Seismik Laut ... 7

2.2 Tipe Gelombang Elastik ... 8

2.2.1 Hukum-Hukum yang Mendasari Penjalaran Gelombang .. 12

2.2.2 Efek Medium Pada Penjalaran Gelombang ... 16

2.2.3 Pembagian Energi Pada Suatu Batas Lapisan ... 18

2.3 Atenuasi ... 18

2.3.1 Mekanisme Atenuasi ... 19

2.4 Pemrosesan Data Seismik ... 19

2.4.1 Format Rekaman dan Input Data ... 19

2.4.2 Geometry... 22

2.4.3 Editing dan Filtering ... 22

2.4.4 True Amplitude Recovery ... 23

2.4.5 Deconvolution ... 25

2.4.6 Analisa Kecepatan ... 27

2.4.7 Normal Moveout (NMO) Correction ... 31

2.4.8 Stacking ... 32

2.5 Gangguan pada Data Seismik ... 33

2.5.1 Noise ... 33

2.5.2 Gelombang Multiple ... 34

2.6 Radon Transform ... 37

2.6.1 Radon Transform Parabolic ... 40

2.6.2 Transformasi Radon Slant-Stack ... 42

2.6.3 Transformasi Radon Hiperbolik ... 43

3. METODOLOGI PENELITIAN ... 45

3.1 Waktu dan Lokasi Penelitian ... 45

3.2 Alat dan Bahan ... 45

3.3 Metode Pengolahan Data ... 46

3.3.2 Sorting Data ... 50

3.3.3 Geometry ... 52

3.3.4 Trace editing ... 62

3.3.5 Bandpass Filter dan Spectral Analysis ... 64

3.3.6 True Amplitude Recovery 1 ... 66

3.3.7 Penentuan Deconvolution Gate... 69

3.3.8 Tes Parameter 2... 71

3.3.9 Preprocessing ... 73

3.3.10 Velocity Analysis 1 ... 76

3.3.11 Stack ... 85

3.3.12 Pengolahan Data Seismik (Radon Demultiples) ... 87

4. HASIL DAN PEMBAHASAN ... 92

4.1 Analisis Spektral ... 92

4.2 Parameter Test dalam True Amplitude Recovery ... 96

4.3 Velocity Analysis ... 98

4.4 Prepocessing ... 101

4.4.1 Hasil Prepocessing... 103

4.5 Stack ... 107

4.5.1 Brute Stack ... 109

4.6 Penerapan Filter Radon Tranform ... 110

5. KESIMPULAN DAN SARAN ... 118

5.1 Kesimpulan ... 118

5.2 Saran ... 118

DAFTAR PUSTAKA ... 120

LAMPIRAN ... 122

DAFTAR TABEL

Halaman 1. Alat dan Bahan yang Digunakan dalam Pengolahan Data ... 45

DAFTAR GAMBAR

Halaman

1. Proses Perekaman Data Seismik Laut (Agus Abdulah, 2011) ... 4

2. Penampang Hydrophone ... 6

3. Diagram Metode Penembakan Refraksi (a) dan Refleksi (b) ... 7

4. Pergerakan Gelombang Permukaan dan Gelombang Badan di Medium a) Gelombang P, b) Gelombang S, c) Gelombang Rayleigh, d) Gelombang Rayleigh Pada Arah Horizontal, e) Gelombang Love, f) Gelombang Love Pada Arah Horizontal ... 9

5. Ilustrasi Trayektori Gerakan Partikel dari (a) Gelombang Pressure (Longitudinal), (b) Gelombang Transversal. ... 10

6. Ilustrasi Trayektori Gerakan Partikel dari (a) Gelombang Rayleigh, dan (b) Gelombang Love ... 12

7. Ilustrasi Prinsip Hyugens ... 13

8. Refleksi Gelombang Pada Bidang Batas Lapisan ... 13

9. Refraksi Gelombang pada Bidang Batas Lapisan ... 15

10. Ilustrasi Difraksi Gelombang ... 16

11. Pembagian Energi Pada Bidang Batas. ... 18

12. Prinsip Demultiplexing ... 20

13. Fenomena Perambatan Gelombang Seismik... 26

14. Sketsa Traveltime ... 31

15. Geometri Akuisisi Data Seismik dan Refleksi Primary ... 35

16. Plot Semblance,Kiri (Mutiple dan Primary), Tengah (Multiple), Kanan (Primary) ... 35

17. Water-Column Reverberation. ... 36

18. Peg-Leg Multiples. ... 37

19. Interbed Multiples ... 37

20. Pemetaan Event dari Domain T-X ke Domain τ- ρ. ... 40

21. Parabolic Radon Transform ... 40

22. Even Linear dan Hiperbolik dalam CDP Gather dan Transformasi Slant-Stack ... 43

23. Even Hiperbolik dalam Domain CMP (a) yang Dipetakan Pada Titik yang Fokus dalam Domain Radon (b) dengan Transformasi

Radon Hiperbolik... 44

24. Parameter-Parameter dalam Akuisisi Data di Lapangan ... 53

25. Flow Chart Pengolahan Data Menggunakan Promax ... 47

26. Ruang Kerja Area di dalam Promax ... 47

27. Ruang Kerja Line dalam Promax ... 48

28. Ruang Kerja Flow dalam Promax ... 48

29. Flow Input Data ... 49

30. Parameter Masukkan Dalam Input Data ... 49

31. Disk Data Output ... 49

32. Pengurutan Data Berdasarkan Source Number 900 dan 1000 ... 50

33. Pengurutan Data Berdasarkan Source dan Chanenel Number ... 50

34. Pengurutan Data Berdasarkan CDP Number ... 51

35. Cara Menampilkan Penampang Near Offset ... 52

36. Flow Chart Geometry ... 53

37. Geometri Data Seismik Laut 2D ... 53

38. Setup Parameter ... 54

39. Auto 2D Parameter... 55

40. SIN Ordered Parameter spreadsheet ... 56

41. Pattern Parameter ... 57

42. Penyocokan Pattern dan Source ... 58

43. Binning dan Penomoran CDP ... 59

44. Finalisasi Geometry ... 59

45. Trace QC ... 60

46. Penggabungan Data Seismik dan Desain Geometry ... 60

47. Flow Penggabungan Data Seismik dan Desain Geometri ... 61

48. Pengubahan Config-File untuk dapat Mengatur File Penyimpanan Hasil Geometry ... 61

49. Pengecekan Database Hasil Geometry ... 62

50. Flows untuk Menampilkan Data dengan Automatic Gain Control.... 63

52. Picking Top Mute ... 64

53. Flow Chart Bandpass Filter dan Spectral Analysis ... 64

54. Flow Spectral Analysis... 65

55. Flow Aplikasi Bandpass Filter ... 65

56. Flow ChartTrue Amplitude Recovery (TAR)... 66

57. Flows Tes Parameter 1 ... 67

58. Tes Parameter untuk TAR... 68

59. Tampilan Tes Parameter untuk TAR1 1/dist (Atas), TAR2 1/(time*vel**2) (Bawah) ... 69

60. Flows Penentuan DeconvolutionGate ... 69

61. Penentuan Time Gate Deconvolution ... 70

62. Flows dalam Test Parameter 2 ... 71

63. Spiking/Predictive Decon ... 72

64. Tes Parameter untuk Dekonvolusi ... 73

65. Flow Preprocessing ... 74

66. Koreksi NMO ... 75

67. Flow Chart Velocity Analysis ... 76

68. Flow Velocity Analysis ... 77

69. Parameter Precomputed ... 78

70. Flow dalam Analisa Kecepatan I ... 79

71. Supergather Formation ... 79

72. Velocity Analysis Precompute ... 80

73. Pembuatan Trace Header sg_cdp dalam Disk Data Input ... 82

74. Velocity Analysis ... 82

75. Picking Kecepatan dalam Analisa Kecepatan ... 83

76. Volume Viewer/Editor ... 83

77. Volume Viewer/Editor untuk Kontrol Kualitas Hasil Analisa Kecepatan ... 84

78. Flow Pembuatan Brute Stack ... 85

79. CDP/Ensemble Stack... 86

80. Hasil Brute Stack ... 87

82. Interactive Radon/Tau-P Analysis ... 88

83. Proses Muting dalam Analisa Radon/Tau-P. Sebelum Muting (kiri) dan Sesudah Muting (kanan). ... 89

84. Parameter dalam RadonFilter ... 90

85. Sebelum Dilakukan Bandpass Filter ... 92

86. Setelah Dilakukan Proses Bandpass Filter ... 93

87. Kisaran Nilai Frekeunsi Kurang dari 75 Hz ... 94

88. Data a) Sebelum di-Mutting dan b) Sesudah di-Mutting ... 95

89. Perbedaan Penggunaan spherical Divergence Corrections (atas) 1/dist, dan (bawah) 1/(time*vel**2) ... 97

90. Picking Velocity Terhadap Semblance dengan Nilai Kecepatan yang Tinggi Ditunjukkan dengan Warna Merah ... 99

91. Manipulasi Hasil Picking Velocity Menggunakan Volume Viewe /Editor... 101

92. Hasil Prepocessing ... 104

93. Spiking Menggunakan Phase Correction Only ... 105

94. Spiking Menggunakan Zero Phase Spiking ... 105

95. Spiking Menggunakan Minimum Phase Predictive ... 106

96. Spiking Menggunakan Minimum Phase Spiking ... 106

97. a) Sebelum di-NMO (Hiperbola Refleksi), b) Setelah di-NMO ... 108

98. Hasil Brute Stack ... 109

99. Parameter Masukkan Dalam Radon Filter ... 111

100.Analisa Radon yang Mengelompokkan Multipel dan Sinyal dari Data Seismik Berdasarkan Perbedaan Moveout-nya Sebelum Dilakukan Radon Velocity Filter ... 112

101.Analisa Radon yang Mengelompokkan Multipel dan Sinyal Berdasarkan Moveout-nya Sesudah Dilakukan Filter Radon ... 112

102. Perbandingan Hasil (a) Sebelum dan (b) Sesudah Radon Filter ... 113

103. Variasi Muting dalam Domain τ-p ... 115

104. Data Seismik Domain T-X Hasil Transformasi Balik ... 115

105. Perbandingan Velocity Semblance a) Sebelum Dikenakan Radon Filter dan b) Setelah Dikenakan Radon Filter ... 116

DAFTAR LAMPIRAN

Halaman 1. Data Observer Log SUME.23.31 ... 122

1.

PENDAHULUAN

1.1 Latar Belakang Masalah

Metode seismik merupakan salah satu bagian dari sistem seismologi eksplorasi yang dikelompokkan dalam metode geofisika, dimana pengukuran dan perekaman data dilakukan dengan menggunakan sumber seismik berupa palu, ledakan dynamit, airgun. Metode seismik adalah suatu metode dalam geofisika yang digunakan untuk mempelajari struktur dan strata bawah permukaan bumi. Metode ini memanfaatkan perambatan, pembiasan, pemantulan gelombang gempa.

Penggunaan metode ini akan memudahkan pekerjaan eksplorasi

hidrokarbon karena dengan metode seismik dapat digunakan untuk menyelidiki batuan yang diperkirakan mengandung hidrokarbon atau tidak. Dalam eksplorasi hidrokarbon, para ahli geofisika menggunakan metode seismik untuk

mendapatkan informasi bawah laut sehingga dapat memprediksi jebakan-jebakan struktur (stratigrafi) reservoir hidrokarbon yang terdapat di bawah lapisan dasar dengan jarak secara vertikal yang relatif jauh.

Survey laut merupakan sesuatu yang mahal dan membutuhkan biaya yang begitu mahal. Dalam proses perekaman data seismik laut seringkali membutuhkan kemampuan teknologi dan user yang baik. Hal ini berguna untuk meningkatkan akurasi dari interpretasi data di lapangan. Dalam survei seismik, suatu trace seismik yang ideal mestinya hanya berisi signal data yaitu sederetan spike TWT yang berkaitan dengan reflektor di dalam bumi. Namun pada kenyataannya dalam

trace seismik tersebut juga terdapat noise. Analisis trace diperlukan untuk mengindentifikasi signal dan noise dalam gather.

Signal merupakan data yang diharapkan dalam trace seismik yang berisi informasi reflektifitas lapisan bumi sedangkan noise dalam trace seismik

merupakan gangguan terhadap data yang tidak diinginkan. Pengamatan yang cermat sangat diperlukan dalam tahap analisis trace, misalnya dengan menduga adanya daerah kemenerusan event refleksi (reflektor) pada tracegather,

amplitudo sinyal seismik dan polaritas pada setiap trace. Polaritas pulsa terpantul memiliki koefesien refleksi (R) antara -1 dan +1. Bila R = 0, berarti tidak terjadi pemantulan.

Secara garis besar noise dapat dikategorikan menjadi dua, yakni koheren dan inkoheren. Noise koheren memiliki pola keteraturan dari trace ke trace sementara noise inkoheren atau acak atau random terdiri dari noise-noise yang tidak memiliki pola teratur. Randomnoise biasanya mempunyai frekuensi yang lebih tinggi dan fasanya tidak sama sedangkan pada noise koheren frekuensi dan fasanya sama dengan sinyal seismik.

Salah satu akibat yang disebabkan oleh noise saat perekaman di lapangan adalah terjadinya multiple. Multiple ini dapat terjadi karena sepanjang perambatan gelombang akustik di air laut, gelombang tersebut banyak terperangkap

(teratenuasi) oleh air laut atau terperangkap dalam lapisan batuan lunak. Sehingga untuk dapat menajamkan interpretasi sinyal digital seismik dibutuhkan pengolahan atau pemrosesan sinyal untuk dapat mengurangi efek multiple yang terjadi. Salah satu yang dapat dilakukan adalah dengan

menjadi permasalahan serius dalam pengolahan data seismik terutama pada data marine karena sulitnya dibedakan dari gelombang utama dan seringkali energi utama tidak fokus dengan masih adanya energi multiple. Penelitian ini ditujukan untuk mengetahui efek penggunaan Radon Transform untuk mengurangi efek multiple gelombang seismik yang terjadi.

1.2 Tujuan

Penulisan tugas akhir ini bertujuan untuk menganalisa efek diterapkannya metode Radon Transform pada data real time terhadap efek multiple yang terjadi selama proses perekaman data seismik di perairan Barat Sumatera.

2. TINJAUAN PUSTAKA

2.1 Konsep Dasar Metode Seismik 2.1.1 2D Seismic Marine Acquisition

Akuisisi data seismik laut 2D dilakukan untuk memetakan struktur geologi di bawah laut dengan menggunakan peralatan yang cukup rumit seperti: streamer, air-gun, perlengkapan navigasi. Skema akuisisi marine 2D dapat dilihat pada gambar 1.

Gambar 1. Proses Perekaman Data Seismik Laut (Abdulah, 2011). Dalam prakteknya akuisisi seismik laut terdiri atas beberapa komponen: kapal utama, gun, streamer, GPS, kapal perintis dan kapal pengawal dan kadang-kadang perlengkapan gravity (ditempatkan di dalam kapal) dan magnetik yang biasanya ditempatkan 240 meter di belakang kapal utama (3 meter di dalam air).

Di dalam kapal utama terdapat beberapa departemen : departemen perekaman (recording), navigasi, seismicprocessing, teknisi peralatan, ahli komputer, departemen yang bertanggung jawab atas keselamatan dan kesehatan

kerja, departemen lingkungan, dokter, juru masak, dan kadang-kadang di lengkapi dengan departemen survey gravity dan magnetik, dll. Jumlah orang yang terlibat dalam keseluruhan operasi berjumlah sekitar 40 orang.

Untuk menjaga hal-hal yang tidak diinginkan, selama operasi ini disertai pula dua buah kapal perintis (chase boat) yakni sekitar 2 mil di depan kapal utama. Selain bertanggung jawab membersihkan lintasan yang akan dilewati (membersihkan rumpon, perangkap ikan, dll) , kapal perintis bertugas untuk menghalau kapal-kapal yang dapat menghalagi operasi ini. Selain itu di belakang streamer, terdapat juga sebuah kapal pengawal. Operasi akuisisi data seismik memakan waktu dari mulai beberapa minggu sampai beberapa bulan, tergantung pada kesehatan perangkat yang digunakan, musim, arus laut, dll.

2.1.2 Sistem Perekaman Seismik

Tujuan utama akuisisi data seismik adalah untuk memperoleh pengukuran travel-time dari sumber energi ke penerima. Keberhasilan akusisi data bisa 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 akusisi 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 hydrophone. Hydrophone merespon perubahan tekanan. Hydrophone terdiri atas kristal piezoelectric yang

terdeformasi oleh perubahan tekanan air. Hal ini akan menghasilkan beda potensial output. Elemen piezoelectric ditempatkan dalam suatu kabel streamer yang terisi oleh kerosin untuk mengapungkan dan insulasi. Model Hydrophone seperti yang diperlihatkan pada Gambar 2.

Gambar 2. Penampang Hydrophone.

Hampir semua data seismik direkam secara digital. Karena output dari hydrophone sangat lemah dan output amplitudedecay dalam waktu yang sangat singkat, maka sinyal ini harus diperkuat. Amplifier bisa juga dilengkapi dengan filter untuk meredam frekuensi yang tidak diinginkan (Sanny, 2004).

2.1.3 Prosedur Operasional Seismik Laut

Kapal operasional seismik dilengkapi dengan bahan peledak, instrumen perekaman serta hydrophone , dan alat untuk penentuan posisi tempat

Prihadi (2004), terdapat dua pola penembakan dalam operasi seismik di laut yaitu :

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 lainnya disesuaikan dengan informasi refleksi yang diperlukan, seperti yang diperlihatkan pada Gambar 1.

b) Profile 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 (Gambar 3).

Gambar 3. Diagram Metode Penembakan Refraksi (a) dan Refleksi (b).

Gelombang seismik diilhami oleh gelombang elastik yang merambat pada waktu terjadi gempa bumi. Seismik berasal dari kata seismos yang berarti gempa bumi. Jika terjadi gempa bumi, pada stasiun penerima akan diperoleh bentuk gelombang yang digambarkan dalam amplitudonya. Ada beberapa bentuk gelombang yang dapat dikenal (gambar 4), yang datang paling awal disebut gelombang kompresi atau gelombang primer yang biasa disebut sebagai gelombang P. Gelombang ini akan bergerak searah dengan arah perambatan gelombangnya. Berikutnya terdapat gelombang shear atau gelombang sekunder yang biasa disebut gelombang S. Gelombang ini merambat tegak lurus terhadap arah perambatannya. Gelombang P dan gelombang S disebut sebagai gelombang badan atau body waves. Gelombang rayleigh dan gelombang love disebut sebagai gelombang permukaan atau surface waves.

Gelombang elastik dapat dibagi dua tipe berdasarkan medium

penjalarannya, yaitu gelombang tubuh (body wave) dan gelombang permukaan (surface wave). Gelombang tubuh merupakan gelombang yang energinya ditransfer melalui medium di dalam bumi, sedangkan gelombang permukaan merupakan gelombang yang transfer energinya terjadi pada permukaan bebas. Pada gelombang permukaan transfer energy terjadi akibat free surface dan menjalar dalam bentuk ground roll.

c _d

a _b

e _f

Gambar 4. Pergerakan Gelombang Permukaan dan Gelombang Badan di Medium a) Gelombang P, b) Gelombang S, c) Gelombang Rayleigh, d) Gelombang Rayleigh Pada Arah Horizontal, e) Gelombang Love, f) Gelombang Love Pada Arah Horizontal.

1. Gelombang tubuh

Berdasarkan sifat gerakan partikel mediumnya, maka gelombang tubuh dibagi menjadi dua, yaitu gelombang P dan gelombang S. Gelombang Pressure (P) disebut juga sebagai gelombang kompresi atau gelombang longitudinal. Gerakan partikel pada gelombang ini searah dengan arah penjalaran gelombang. Persamaan 1 gerak gelombang P diperlihatkan pada persamaan adalah sebagai berikut. Kecepatan penjalarannya ditunjukkan pada persamaan 1.

Vp = √

Dimana :

Vp : Kecepatan Primer : Modulus Bulk

 : Konstanta Lame

 : Densitas

Gelombang shear disebut juga gelombang sekunder yang kecepatannya lebih rendah dari gelombang P. Gelombang ini disebut juga gelombang S atau transversal; memiliki gerakan partikel yang berarah tegak lurus terhadap arah penjalaran gelombang.

Jika arah gerakan partikel merupakan bidang horisontal, maka gelombang S tersebut gelombang S horisontal (SH), dan jika pergerakan partikelnya vertikal, maka gelombang tersebut disebut gelombang S vertikal (SV). Trayektori gerakan partikel dari gelombang P dan S diperlihatkan pada Gambar 5a dan b.

Gambar 5. Ilustrasi Trayektori Gerakan Partikel dari (a) Gelombang Pressure (Longitudinal), (b) Gelombang Transversal.

(a)

Kecepatan penjalarannya ditunjukkan pada persamaan 2.

VS = √

Dimana :

VS : Kecepatan Gelombang Sekunder

 : Konstanta Lame

 : Densitas

2. Gelombang Permukaan

Gelombang permukaan merupakan gelombang yang memiliki amplitudo besar dan frekuensi rendah yang menjalar pada permukaan bebas (free surface).

Kecepatan penjalarannya berkisar antara 500 m/detik dan 600 m/detik. Berdasarkan sifat gerakan partikel mediumnya maka gelombang permukaan dibagi 2 yaitu gelombang Rayleigh dan gelombang Love. Gelombang Rayleigh merupakan gelombang permukaan yang gerakan partikelnya merupakan kombinasi gerakan partikel gelombang P dan S, yaitu berbentuk ellips. Sumbu mayor ellips tegak lurus dengan permukaan dan sumbu minor sejajar dengan arah penjalaran gelombang. Kecepatan gelombang Rayleigh dapat dituliskan sebagai berikut :

VR = 0.09194 √

= 0.09194 Vs

Dimana :

VR : Kecepatan Gelombang Rayleigh

 : Konstanta Lame

 : Densitas

(3) (2)

Gelombang Love merupakan gelombang permukaan yang menjalar dalam bentuk gelombang transversal. Gerakan partikelnya mirip dengan gelombang S. Kecepatan penjaralannya bergantung dengan panjang gelombangnya dan

bervariasi sepanjang permukaan. Trayektori gerakan partikel gelombang rayleigh dan love diperlihatkan pada gambar 6a dan b.

Gambar 6. Ilustrasi Trayektori Gerakan Partikel dari (a) Gelombang Rayleigh, dan (b) Gelombang Love.

Berdasarkan arah gerak partikel dan propagasi pada gelombang P dan S dapat dilihat bahwa kedua gelombang tersebut independent satu dengan lainnya. Gelombang S yang mengalami polarisasi dengan arah gerak partikel membentuk bidang vertikal disebut gelombang S vertikal (SV), sedangkan gelombang S yang mengalami polarisasi dengan arah gerak partikel membentuk bidang horisontal disebut gelombang S horizontal (SH).

2.2.1 Hukum-hukum yang mendasari penjalaran gelombang

Prinsip Huygens menjelaskan bahwa setiap titik pada muka gelombang (a)

merupakan sumber dari gelombang baru yang menjalar dalam bentuk bola (spherical). Jika gelombang bola menjalar pada radius yang besar, gelombang tersebut dapat diperlakukan sebagai bidang. Garis yang tegak lurus dengan muka gelombang tersebut disebut wave path atau rays.

Gambar 7. Ilustrasi Prinsip Hyugens.

Gambar 7 Mengilustrasikan sebuah gelombang datang miring terhadap bidang permukaan dua medium elastik yang memiliki kecepatan longitudinal VL1 dan VL2, kecepatan gelombang transversal VT1 dan VT2, serta memiliki densitas ρ1 dan ρ2.

Gelombang yang datang pada AB, titik A merupakan pusat pembentuk gelombang baru baik untuk transversal maupun longitudinal. Jika gelombang yang kita perhatikan hanya yang kembali ke medium atas, saat sinar gelombang melewati B menuju permukaan (titik C) dan berjarak x dari B, gelombang bola longitudinal dari A juga berjalan sejauh X dan gelombang transversal berjarak (VT1/VL1)X. Sudut refleksi yang terjadi merupakan tangen titik C ke permukaan bola pertama, yang memiliki nilai sama dengan sudut datang. Tangen untuk lingkaran yang lebih kecil (mempresentasikan gelombang transversal yang terpantul) membentuk sudut yang ditentukan melalui hubungan

sin rt =

x sin i

Untuk kasus normal insiden (i=0), perbandingan dari energi refleksi gelombang longitudinal dapat dituliskan sebagai berikut.

=

–

Akar dari persamaan di atas merupakan koefisien refleksi. Dari hubungan di atas dapat terlihat energi refleksi tergantung pada kontras dari densitas dan kecepatan pada batas medium. Energinya berkurang sejalan dengan pertambahan sudut I, mencapai minimum dan bertambah perlahan pada sudut kritis dan kemudian bertambah cepat. Untuk gelombang yang menjalar pada medium ke dua perhatikan Gambar 9.

(5) (4)

Gambar 9. Refraksi Gelombang pada Bidang Batas Lapisan.

Dari gambar 9 terlihat gelombang longitudinal pada medium yang lebih rendah menjalar sepanjang AD, sementara muka gelombang berjalan pada medium atas dari titik C ke B yang berjarak x, dan gelombang yang mengalami refraksi dan membentuk sudut RL dengan bidang batas. Dari gambar tersebut dapat dilihat bahwa :

sin I =

sin RL = = sehingga

=

Persamaan 6 merupakan hukum Snellius, untuk gelombang transversal

=

Bila sin i = VL1/VL2, maka sin RL sama dengan satu, karena membentuk sudut 900. Pada kasus ini gelombang refraksi tidak menjalar pada medium, tetapi pada bidang batas atau

sin i0 = sin-1

(6)

(7)

(8)

dimana i0 merupakan sudut kritis untuk gelombang longitudinal. Untuk nilai i yang lebih besar dari sudut kritis, maka tidak ada gelombang yang direfraksikan ke medium dua. Sudut kritis ini sangat penting untuk seismik refraksi, dimana gelombang yang datang dengan sudut kritis pada permukaan lapisan yang memiliki kecepatan tinggi menjalar horisontal sepanjang permukaan, kemudian direfraksikan kembali ke permukaan bumi dengan sudut yang sama.

Gelombang seismik mengalami difraksijika gelombang tiba pada sudut yang membuatnya sebagai sumber baru beradiasi kembali ke permukaan seperti gambar di bawah berikut :

Gambar 10. Ilustrasi Difraksi Gelombang.

Selain prinsip dan hukum yang telah disebutkan di atas, prinsip Fermat mengatakan bahwa :

Sinar gelombang bergerak dari satu titik ke titik yang lain akan menempuh lintasan sedemikian rupa, sehingga bila dibandingkan dengan lintasan lain

didekatnya, waktu yang dibutuhkan adalah minimum.

2.2.2 Efek Medium Pada Penjalaran Gelombang

Salah satu yang penting dari penjalaran gelombang adalah masalah energi yang berasosiasi dengan gerak medium pada saat gelombang melewatinya.

Biasanya orang tidak tertarik pada energi total, tetapi pada energi pada sekitar titik pengamatan. Densitas energi didefinisikan sebagai energi persatuan volume disekitar titik pengamatan. Suatu gelombang bola harmonis gelombang P memiliki diplacement radial sebesar :

u = Δ cos (ωt + γ)

dimana λ adalah amplitudo dan γ adalah sudut fasa. Karena displacement bervariasi dengan waktu, maka setiap elemen dalam medium memiliki kecepatan sebesar û = ∂u/∂t, yang berasosiasi dengan energi kinetik. Energi kinetik δEk didapatkan dalam setiap elemen volum δV sebesar δEk = ½(ρδV) û2. Energi per unit volume adalah :

δEk / δV = 1/2pû2_{= 1/2ρω}2_Δ2

sin2(ωt + γ)

Jika gelombang mengandung energi kinetik maksimum, maka energi potensialnya mendekati 0 dan sebaliknya. Karena energi total sama dengan energi kinetik maksimum, maka densitas energi untuk gelombang harmonik adalah :

E = 1/2ρω2Δ2 = 2π2 ρυ2Δ2

Sedangkan pengertian intensitas adalah kuantitas energi yang mengalir melalui suatu unit bidang normal terhadap arah propagasi dalam suatu unit waktu. Ambil suatu silinder tak hingga dengan penampang δϑ, dimana sumbernya paralel dengan propagasi gelombang dan panjangnya sama dengan jarak yang dilalui dalam waktu δt. Energi totalnya adalah EVδtδϑ. Besarnya intensitas sama dengan energi total dibagi dengan δϑ, dan dengan interval waktu δt, adalah :

I = E V

Untuk gelombang harmonis, I = 1/2ρVω2 A2 = 2π2ρVυ2Δ2

(10)

(11)

(12)

(13)

2.2.3 Pembagian Energi Pada Suatu Batas Lapisan

Mode konversi terjadi akibat deformasi partikel oleh gelombang kompresi pada saat menemui bidang batas. Deformasi ini akan dapat menimbulkan dua model deformasi akibat dua jenis tipe stress yang bekerja, yakni deformasi kompresi – dilatasi dan deformasi shear (geser). Sifat dari dua medium dapat dibedakan atas dasar densitas dan kecepatan. Bila sinar gelombang melewati suatu batas lapisan, maka ada empat persamaan yang dihasilkan dari kondisi syarat batas untuk gelombang datang P atau SV, refleksi dan transmisi. Untuk gelombang datang SH, hanya akan terdapat gelombang refleksi dan transmisi gelombang SH. Pembagian energi gelombang P pada bidang batas lapisan diperlihatkan pada gambar berikut ini :

Gambar 11. Pembagian Energi Pada Bidang Batas.

2.3 Atenuasi

Dalam bumi yang homogen dan elastik sempurna, berkurangnya amplitudo gelombang seismik dalam penjalarannya disebabkan oleh efek geometrical spreading, yakni berkurangnya amplitudo disebabkan oleh faktor

jarak. Pada batuan inelastik, berkurangnya amplitudo selain oleh faktor jarak, juga disebabkan oleh sifat internal batuan yang menyebabkan energi gelombang

tersebut terdisipasi. Peristiwa berkurangnya energi gelombang yang disebabkan oleh faktor ini lazim disebut sebagai peristiwa atenuasi. Pada peristiwa ini yang terjadi sebenarnya bukan semata-mata berkurangnya amplitudo gelombang, tetapi juga terjadi absorpsi (penyerapan) selektif terhadap frekuensi yang terkandung dalam gelombang seismik.

2.3.1 Mekanisme Atenuasi

Beberapa teori telah dikembangkan untuk menjelaskan mekanisme atenuasi, antara lain sebagai berikut :

Dalam batuan yang kering, mekanisme yang terpenting adalah gesekan antar butir dan relaksasi antar butir dalam batuan (Sanny, 1998). Keberadaan fluida di dalam batuan juga berpengaruh terhadap atenuasi. Beberapa teori telah diusulkan dalam hal ini, seperti aliran dari fluida terhadap matriks batuan, yang disebut sebagai biot flow dan berbagai jenis dari aliran dalam rekahan atau squirting mechanism (Triyoso, 1991). Dalam kondisi batuan real di lapangan, atenuasi dapat disebabkan oleh sejumlah mekanisme, mana yang lebih dominan sangat tergantung pada kondisi fisik dari batuan tersebut.

2.4 Pemrosesan Data Seismik

2.4.1 Format Rekaman dan Input Data

Gelombang seismik yang terpantul beserta noise dan gelombang lainnya diterima oleh geophone masih berupa analog. Gelombang analog ini dicuplik menjadi digital dengan menggunakan multiplexer pada interval tertentu di saat perekaman (Talagapu, 2005).

Biasanya data seismik dari lapangan (field tape) masih ada dalam format multiplex dan ditampilkan dalam bentuk common shot gather, oleh karena itu perlu dilakukan perubahan dari format urutan waktu (time sequential) ke urutan trace (trace sequential).

Gambar 12. Prinsip Demultiplexing.

Tahapan ini dilakukan karena data seismik yang direkam dalam media penyimpanan pada umumnya masih dalam format multiplexer sehingga menyebabkan data yang diperoleh bukan lagi gelombang-gelombang menurut trace akan tetapi berupa gelombang-gelombang menurut sampel.

Dalam notasi matriks, data seismik yang berupa amplitudo gelombang seismik yang direkam oleh saluran 1 sampai saluran ke-n yang terdiri dari sampel ke-1 sampai sampel ke-m dapat dinyatakan dalam persamaan sebagai berikut :



































mn m m m n n n ij

a

a

a

a

a

a

a

a

a

a

a

a

a

a

a

a

A

...

...

...

...

...

...

...

...

...

3 2 1 3 33 32 31 2 23 22 21 1 13 12 11

i = 1 sampai m, menyatakan nomor sampel,

j = 1 sampai n, menyatakan nomor trace,

n menyatakan jumlah trace (jumlah channel dipakai saat diaktifkan)

Dalam hal ini m menyatakan jumlah sampel di dalam setiap trace

Baris dalam persamaan tersebut menyatakan amplitudo dari gelombang seismik pada nomor sampel yang sama akan tetapi nomor trace yang berlainan, maka data dalam bentuk seperti yang dituliskan sesuai dengan format multiplexer.

Proses demultiplexing pada hakekatnya adalah memutar (mentranspose) data multiplex menjadi data demultiplex.

Demultiplexing adalah mengubah Aij menjadi Aji

Demultiplexing = (Aij)T

Data Demultiplex = Aji

Dengan diterapkannya proses demultiplexing ini, maka kita mempunyai



































mn n n n n n m ji

a

a

a

a

a

a

a

a

a

a

a

a

a

a

a

a

A

...

...

...

...

...

...

...

...

...

3 2 1 3 33 23 13 2 32 22 12 1 31 21 11

Dalam hal ini baris pertama menyimpan sampel nomor 1 sampai m untuk saluran nomor 1 saja. Baris kedua menyimpan sampel nomor 1 sampai m dari saluran nomor 2, sampai saluran nomor m di baris ke-n.

2.4.2 Geometry

Koreksi geometri dilakukan untuk menggabungkan dan mencocokkan paramater lapangan dari observer log, yaitu besaran di permukaan dengan besaran bawah permukaan. Besaran-besaran di permukaan adalah nomor trace, jarak antar shot point dan nomor stasiun, dll. Besaran-besaran di bawah permukaan adalah banyaknya fold coverage, dll. Pada dasarnya koreksi geometri berusaha

mencocokkan antara file number (terdapat di observer report) dengan data seismik yang direkam dalam 1 shot (dalam pita magnetik atau media penyimpanan yang lain).

2.4.3 Editing dan Filtering

Tahapan ini memiliki tujuan untuk memunculkan sinyal-sinyal refleksi, sehingga sinyal-sinyal yang tidak mencerminkan refleksi akan dianggap sebagai informasi yang tak perlu ditampilkan sehingga dapat dihilangkan. Proses yang dilakukan dalam tahap ini meliputi muting dan editing.

Muting adalah proses untuk membuang sinyal-sinyal gelombang langsung dan gelombang refraksi. Parameter muting menentukan kemiringan suatu garis lurus dalam koordinat x-t yang menjadi batas antara sinyal-sinyal langsung dan sinyal refraksi terhadap sinyal-sinyal yang lain.

Editing berbeda dengan muting. Kalau muting beroperasi dalam dua dimensi (x-t) sekaligus, maka editing beroperasi dalam satu dimensi dan bersifat sangat lokal. Editing berusaha mengedit atau mengoreksi amplitudo-amplitudo yang dianggap jelek yang ada pada setiap trace seismik yang terekam. Bila amplitudo-amplitudo gelombang di dalam suatu trace ternyata jelek semua maka

editing berusaha menjadi killing artinya semua amplitudo yang tidak bernilai nol di dalam trace tersebut diset menjadi nol. Hal ini tidak akan mempengaruhi hasil akhir karena pada saat stacking, ada berpuluh-puluh trace seismik yang

dijumlahkan.

2.4.4 True Amplitude Recovery

Tujuan dari True Amplitude Recovery (TAR) adalah untuk memunculkan amplitudo-amplitudo gelombang seismik yang lemah setelah faktor penguatan oleh amplifier diangkat (Gain Removal). Pengangkatan faktor penguatan ini diperlukan dalam upaya mendapatkan amplitudo yang lebih representatif di daerah penyelidikan.

Faktor-faktor yang mempengaruhi tingginya amplitudo gelombang seismik (Priyono, 2006), yaitu :

1. Kekuatan sumber ledakan dan kopling antara sumber ledakan dengan medium. 2. Divergensi bola (spherical divergence) yang menyebabkan energi gelombang

terdistribusi dalam volume bola.

3. Variasi koefisien refleksi terhadap sudut datang gelombang atau terhadap offset.

4. Atenuasi dan absorpsi.

5. Pantulan berulang atau multiple oleh lapisan-lapisan tipis. 6. Hamburan gelombang oleh struktur-struktur yang runcing.

7. Interferensi dan superposisi oleh gelombang-gelombang yang berbeda asalnya.

9. Sensitivitas dan kopling antara geophone dengan tanah. 10.Superposisi dengan noise.

11.Pengaruh instrumen (instrument balance). Dalam praktek TAR terdiri atas : 1. Gain Removal.

2. Koreksi Divergensi Bola. 3. Koreksi Atenuasi.

Gain removal adalah proses membuang penguatan yang dilakukan oleh amplifier. Karena setelah penguatannya dibuang sinyal-sinyal refleksi akan

menjadi demikian lemah, maka penguatan amplifier ini digantikan oleh penguatan lain yang nilai-nilainya didapat dari experimental gain curve yang dianggap lebih cocok untuk daerah yang diselidiki.

 

n t

g  : amplitudo trace seismik yang direkam dengan n = 1 s/d m (jumlah sampel).

t

 : interval sampel

T : interval sampel

N : 1,2,3,...,m (jumlah sampel pada setiap trace)

 

n t

G  : sampel-sampel dari gainamplifier yang direkam bersamaan dengan amplitudo trace seismik.

maka :

Gain Removal =

 

 

n t g

 

n t G

t n

g _{ }

 

 

n t

g'  merupakan trace seismik dengan amplitudo yang sangat lemah untuk waktu yang semakin membesar.

Setelah kurva-kurva koreksi divergensi bola dan koreksi atenuasi berhasil didapatkan, kurva-kurva ini kemudian dikalikan dengan g'

 

nt dalam upaya untuk mengangkat amplitudo sinyal agar kembali muncul.

Proses True Amplitude Recovery secara singkat dapat dirumuskan :

     

 

 















































1

_.

₁₀

20

₁₀

20

1 B t t

t

n

v

t

n

G

t

n

g

t

n

h



di mana :

 

n t

h  adalah amplitudo yang telah mengalami TAR

 

n t

g  adalah amplitudo trace seismik yang direkam

 

n t

G  adalah besarnya gainamplifier



adalah koefisien atenuasi

B adalah suatu konstanta eksperimental

2.4.5 Deconvolution

Dekonvolusi adalah suatu proses untuk menghilangkan wavelet seismik sehingga yang tersisa hanya estimasi dari reflektifitas lapisan bumi. Dekonvolusi berguna untuk meningkatkan resolusi temporal dari data seismik dengan

mengkompres wavelet seismik dasar. Gelombang seismik yang dikirim ke dalam bumi mengalami proses konvolusi (filtering). Dalam hal ini bumi bersikap sebagai

filter terhadap energi seismik tersebut. Akibat efek filter bumi, maka bentuk gelombang seismik (wavelet) yang semula tajam dan tinggi amplitudonya (dalam kawasan waktu), menjadi lebih lebar dan menurun amplitudonya (melar /

streching).

Fenomena perambatan gelombang seismik yang dipakai dalam seismik eksplorasi dapat didekati dengan model konvolusi. Trace seismik dapat dianggap sebagai hasil konvolusi antara deret koefisien refleksi dengan sinyal seismik (wavelet).

Gambar 13. Fenomena Perambatan Gelombang Seismik.

Dekonvolusi bertujuan untuk :

 Menghilangkan ringing

 Meningkatkan resolusi vertikal

 Memperbaiki penampilan dari stacked section sehingga menjadi lebih mudah untuk diinterpretasi

 Seismic section menjadi lebih mirip dengan model geologi

 Menghilangkan multiple

Metoda-Metoda Dekonvolusi

Secara garis besar metoda dekonvolusi dapat dibagi menjadi dua, yaitu deterministik dan statistik (Cary, 2001). Dekonvolusi deterministik adalah dekonvolusi menggunakan operator filter yang sudah diketahui atau didesain untuk menampilkan suatu bentuk tertentu. Contoh dekonvolusi deterministik adalah spiking deconvolution. Sementara jika disain filter tidak kita ketahui, kita

dapat memperolehnya secara statistik dari data itu sendiri. Metoda ini disebut dekonvolusi statistik. Contoh dekonvolusi statistik adalah dekonvolusi prediktif.

 Dekonvolusi Prediktif

Dekonvolusi prediktif dilakukan dengan cara mencari bagian - bagian yang bisa diprediksi dari trace seismik untuk kemudian dihilangkan. Dekonvolusi prediktif adalah suatu filter yang berusaha menghilangkan efek multiple.

Dekonvolusi prediktif biasanya dipergunakan untuk :

1. Prediksi dan eliminasi event-event yang berulang secara periodik seperti multiple perioda panjang maupun pendek.

2. Prediksi dan eliminasi „ekor‟ wavelet yang panjang dan kompleks.  Dekonvolusi Spike

Spiking deconvolution bertujuan untuk menghasilkan keluaran yang spike sehingga sesuai dengan deret reflektifitas. Proses spiking deconvolution sendiri adalah peminimuman selisih antara masukan, yang berupa konvolusi antara deret reflektifitas dan wavelet sumber, dan keluaran yang diinginkan, yaitu deret reflektifitas yang berbentuk spike. Spiking deconvolution biasanya dipergunakan untuk eliminasi multiple perioda pendek dan wavelet sumber.

2.4.6 Analisa Kecepatan

Sifat elastis batuan di bumi sangat bervariasi. Pada jenis batuan yang samapun dapat memiliki sifat elastis yang berbeda, misalnya disebabkan tingkat kekompakan dari batuan tersebut (Rahadian, 2011). Pengukuran di lapangan menunjukkan bahwa faktor petrologi dan geologi sangat berpengaruh terhadap kecepatan penjalaran gelombang seismik.

Kecepatan gelombang seismik dalam formasi bawah permukaan adalah salah satu informasi penting yang akan digunakan untuk konversi data seismik dari domain waktu ke kedalaman. Sumber data kecepatan yang paling akurat didapat dari pengukuran check-shot sumur tetapi metoda tersebut hanya dapat dilakukan pada area yang sangat dekat dengan lokasi sumur, pada kenyataannya interpretasi dilakukan pada area-area yang jauh dari lokasi sumur. Masalah lainnya adalah adanya struktur geologi yang kompleks sehingga menimbulkan variasi kecepatan terhadap kedalaman. Hal-hal tersebut dapat menimbulkan masalah dalam penentuan posisi struktur dan masalah pada waktu dilakukan proses migrasi. Oleh karena itu analisa kecepatan adalah suatu proses yang sangat penting dalam tahapan pemrosesan data seismik.

Kecepatan seismik yang sering digunakan dalam pekerjaan eksplorasi terdiri dari :

1. Kecepatan interval, dirumuskan sebagai

t z VI

  

dimana Δt adalah waktu yang diperlukan untuk melakukan penjalaran sejauh

Δz, VI merupakan kecepatan interval.

2. Kecepatan rata-rata, dirumuskan sebagai

yaitu kecepatan interval sepanjang suatu section geologi ketika puncak dari interval adalah datum referensi untuk pengukuran seismik

3. Kecepatan instantaneous, dirumuskan sebagai berikut

yaitu kecepatan yang diukur dengan log kecepatan

4. Kecepatan Root Mean Square (RMS), dirumuskan sebagai

yaitu akar kuadrat rata-rata (root mean square) dari kecepatan interval.

Kecepatan RMS selalu lebih besar daripada kecepatan rata - rata kecuali untuk kasus satu lapisan.

5. Kecepatan NMO, dirumuskan sebagai

yaitu kecepatan yang diperlukan untuk melakukan proses NMO dengan benar. (18) (19) (20) (21) (22) (23)





                _n i i i n i i n n n I t t VI t t t t VI t VI t VI V 1 1 2 1 2 2 1 ... .... 2 1 1 1 1 2 2 , 1              n n n n n n n n To To To VRMS To VRMS VID dt dz t z Lim VE

t  

    0 2 1 1 1 2               





  n i i n i i i RMS t t VI V 2 1 2 0 2 2 1 2 2 2             T T X X V T T X V X X NMO X NMO

6. Kecepatan interval Dix, dirumuskan sebagai

karena VNMO ≈ VRMS

7. Kecepatan rata - rata Dix, dirumuskan sebagai pendekatan terhadap kecepatan

rata-rata menggunakan rumus kecepatan interval Dix menjadi

Untuk perumusan - perumusan di atas, t didefinisikan sebagai waktu searah (one-way time) dan T didefinisikan sebagai waktu dua arah (two-way time).

Faktor-faktor penting yang berpengaruh terhadap penjalaran gelombang seismik antara lain adalah sebagai berikut (Abdulah, 2007):

1. Sifat elastis dan densitas batuan 2. Porositas

3. Tekanan, baik akibat dari tekanan luar (efek over burden) atau tekanan pori

4. Temperatur, dimana sifat elastis berubah karena batuan mencair atau akibat pengaruh kedalaman

5. Sejarah terjadinya, seperti pengaruh tektonik, pengaruh kimiawi atau termal yang menyebabkan batuan berubah, pengaruh pelapukan, transportasi dan sedimentasi

(24) (25) 2 1 1 1 1 2 2 , 1              n n n n n n n n To To To VNMO To VNMO VID n n n T T T T VID T VID T VID D V              2 1 2 2 1 1

6. Umur batuan. Batuan yang berumur tua umumnya sangat kompak, porositas kecil, densitas besar dan umumnya mempunyai kecepatan lebih besar dibandingkan batuan sejenis yang lebih muda.

2.4.7 Normal Moveout (NMO) Correction

Apabila pada gambar 14 adalah model kecepatan konstan, maka travel-time t(x) dari CMP gather sepanjang jalur perambatan dari source ke D kemudian kembali ke receiver masing-masing didefinisikan sebagai berikut.

t2 (x) = t02 + x2/v2

dimana x adalah offset, yaitu jarak antara masing-masing source dan receiver, v adalah kecepatan (velocity) dari medium di atas reflector dan t0 adalah waktu bolak-balik vertikal (Two-Way Travel-Time) sepanjang MD atau two-way travel-time pada zero-offset. Untuk reflektor yang flat seperti gambar 14. Perbedaan two-way travel-time t(x) pada offset x dan t0 pada zero offset disebut normal moveout atau NMO.

Gambar 14. Sketsa Travel-Time.

Waktu rambat gelombang untuk satu titik di sub-surface akan terekam oleh sejumlah geophone sebagai garis lengkung (hiperbola). Di dalam CDP gather koreksi NMO diperlukan untuk mengoreksi masing-masing CDP-nya agar

garis lengkung tersebut menjadi horisontal, sehingga pada saat stack diperoleh sinyal yang maksimal.

Kecepatan NMO tidak bernilai konstan tetapi bergantung pada jarak (offset) antara sumber dan penerima. Karena hasil dari koreksi NMO sensitif terhadap kecepatan yang digunakan maka fenomena ini dapat digunakan untuk menentukan kecepatan yang sesuai. Kecepatan NMO yang sesuai akan

memberikan hasil event refleksi yang segaris sehingga ketika di-stack akan memberikan hasil refleksi yang paling besar.

Sebelum dilakukan proses NMO data sebaiknya sudah melalui proses pemfilteran untuk menghilangkan efek noise koheren dan acak terhadap event seismik. Hal ini bertujuan untuk meningkatkan reliabilitas perkiraan event seismik sehingga hasil proses NMO bisa optimal.

2.4.8 Stacking

Stacking adalah penggabungan dua atau lebih tracemenjadi satu trace atau disebut dengan gather data. Dalam pengolahan data digital, amplitudo dari trace dinyatakan sebagai angka sehingga stacking dapat dilakukan dengan menambahkan angka-angka tersebut. Tujuan utama dalam merekam data multi kelipatan adalah untuk stacking semua trace secara bersama-sama. Stacking tidak efektif dalam menekan multiple dan difraksi. Sebelum akhir stacking semua koreksi NMO, DMO, static corrections dilakukan. Umumnya sebelum

deconvolution dan analisa kecepatan, gather di-stack agar memiliki gambaran kasar tentang perbedaan horizontal, noise yang besar dan sebagainya. Stack ini disebut juga Brute Stack (Talagapu, 2005).

2.5 Gangguan pada Data Seismik 2.5.1 Noise

Dalam survei seismik, suatu trace seismik yang ideal merupakan trace yang hanya berisi sinyak data yaitu sederetan spike TWT yang berkaitan dengan reflektor di dalam bumi. Namun pada kenyataannya pada trace seismik tersebut juga terdapat noise di dalamnya. Sinyalmerupakan data yang kita harapkan dalam trace seismik, yang berisi informasi reflektifitas lapisan bumi. Sedangkan noise merupakan sinyal atau gangguan yang tidak diinginkan. Pengamatan yang cermat sangat diperlukan dalam tahap analisis trace, misalnya dengan menduga adanya daerah kemenerusan reflektor pada trace gather,

amplitudo sinyal seismik dan polaritas pada setiap trace. Polaritas pulsa terpantul memiliki koefesien refleksi (R) antara -1 dan +1. BilaR= 0, berarti tidak terjadi pemantulan. Secara garis besar noise dapat dikategorikan menjadi dua, yakni koheren dan inkoheren.

Noise koheren memiliki pola keteraturan dari trace ke trace sementara noise inkoheren atau acak atau random terdiri dari noise-noise yang tidak memiliki pola teratur. Noise acakbiasanya mempunyai frekuensi yang lebih tinggi dan fasanya tidak sama, sedangkan pada noise koheren frekuensi dan fasanya sama dengan sinyal seismik (Ekasapta, 2008). Menurut Yilmaz (1987), jenis-jenis noise yang biasanya ditemui dalam trace gather antara lain sebagai berikut : 1. Direct wave, yaitu gelombang yang langsung merambat dari sumber getar ke

receiver tanpa mengalami peristiwa refleksi.

3. Ground-roll, yaitu noise koheren berfrekuensi rendah sering dijumpai pada data darat.

4. Noise electro-static, trace yang mengandung noise ini biasanya berfrekuensi tinggi.

5. Multiple, yaitu noise koheren dimana event seismik mengalami lebih dari satu kali refleksi dari posisi reflektor primernya.

6. Noise reverse polarity, yaitu pembalikan polaritas trace seismik yang disebabkan oleh kesalahan penyambungan konektor pada kanal detektor. 7. Slash, yaitu gangguan pada trace seismik yang disebabkan oleh konektor

antar kabel yang kurang baik.

8. Noise instrumen, yaitu noise yang muncul karena kerusakan kanal selama akuisisi berlangsung.

2.5.2 Gelombang Multiple

a) Refleksi Multiple dan Primary

Data seismik diperoleh dengan menggunakan sumber energi yang menghasilkan gelombang elastik dan direfleksikan kembali oleh lapisan bawah permukaan ke receiver yang ada di permukaan. Refleksi gelombang utama (Primary) memberikan sebuah informasi penting seperti kecepatan dan

identifikasi struktur bawah permukaan. Teknik penggambaran penampang seismic dibuat berdasarkan atas refleksi gelombang utama (Primary).

Gambar 15. Geometri Akuisisi Data Seismik dan Refleksi Primary. Bagaimanapun pada refleksi gelombang utama yang pertama, receiver merekam juga refleksi multiple yang direfleksikan antara reflektor bawah permukaan lebih dari satu kali sebelum sampai ke permukaan. Refleksi multiple sering mengganggu refleksi primary dan membuat jelek visualisasi penampang seismik.

Gelombang primary dan multiple dibedakan dengan menganalisa

keduanya pada spektrum kecepatan (semblance) seperti pada gambar di bawah ini.

Gambar 16. Plot Semblance,Kiri (Mutiple dan Primary), Tengah (Multiple), Kanan (Primary).

b) Penyebab Terjadinya Gelombang Multiple

Gelombang multiple terjadi karena adanya kontras penurunan kecepatan atau dengan kata lain terjadinya koefesien negatif (Van Der Kruk, 2001).

Sehingga dengan adanya penurunan kecepatan, maka akan terjadi refleksi selain refleksi gelombang utama sebelum energy diterima oleh receiver.

Sebagai contoh pada data seismic marine, refleksi gelombang multiple banyak terjadi disebabkan adanya kontras impedansi yang tinggi antara

permukaan lapisan air dan udara. Koefesien refleksi air-udara mendekati -1. Jika di bagian bawah air padat, maka lapisan air akan menjebak energi antara

permukaan air dan bagian bawahnya. Pada kasus ini, refleksi multiple bisa lebih kuat dari pada refleksi primary.

Energi multiple yang terperangkap tersebut mencakup water-column reverberations (gambar 17) dan peg-leg multiples (gambar 18). Tipe utama lainnya adalah interbed multiple (gambar 19) yang terjadi sebagai contoh akibat pengaruh salinitas atau lingkungan yang ada garam (Abdullah, 2007).

Gambar 18. Peg-Leg Multiples.

Gambar 19. Interbed Multiples.

2.5 Radon Transform

Teknik untuk menekan multiple pada pengolahan data seismik yang dikerjakan dalam tugas akhir ini adalah dengan menggunakan radon transform. Prinsip dari radon transformadalah mengubah data dari domain waktu t(x) ke τ-ρ sehingga dengan mute yang tepat bisa memisahkan gelombang utama (primary) dan multiple (Rahadian, 2011).

Radon transform dilakukan untuk menekan keberadaan longpath multiple yang diakibatkan oleh dasar laut. Data seismik yang merupakan data dengan domain waktu (T) dan jarak (X) ditansformasikan secara linier ke dalam domain waktu pada jarak nol/timeintercept(τ) dan slowness (p). Dalam domain inilah data seismik dimuting untuk menghilangkan multiple.

Data seismik masukkan dalam radon transform berupa data seismik CMP gather yang sudah dilakukan koreksi NMO sehingga multiple dalam domain T-X yang terlihat memiliki gradient negative akan memiliki kenampakan yang berubah

dalam domain τ-p yaitu gradient akan menjadi positif. Hal ini dikarenakan nilai kecepatan yang beragam dan mengecil dari multiple. Sedangkan reflektor dalam domain T-X yang terlihat datar akan memiliki kenampakan berupa titik yang berada pada nilai p sekitar nol karena nilai kecepatan pada reflektor akan mendekati tak hingga.

Selanjutnya dilakukan muting pada domain τ-p untuk menghilangkan multiple. Muting pada domain τ-p dilakukan dalam beberapa variasi untuk dibandingkan dan dianalisa agar menghasilkan CMP gather yang terbaik bebas dari multiple dan tidak menghilangkan efek AVO (Kumar, 2004).

Pada tahap pre-conditioning, untuk memudahkan analisa digunakan satu CMP. Sebelumnya di bandpass filter untuk menghilangkan groundroll, lalu pada data yang telah dikoreksi NMO dikenakan radon transform. Multiple akan

mengalami atenuasi setelah berubah dari domain t(x) ke domain τ-ρ. Pada domain

τ-ρ dilakukan koreksi NMO, event primary akan menjadi flat tetapi multiple memiliki residualmoveout yang naik berdasarkan offset. Dan karena memiliki perbedaan moveout, primary dan multiple akan tampak pada daerah yang berbeda

pada domain τ-ρ. Kemudian dilakukan muteterhadap daerah ρ>0 yang dianggap sebagai multiple. Sehingga energy primary dipisahkan dari energy multiple yang memiliki kecepatan lebih rendah dibandingkan kecepatan primary pada

Radon transform merupakan teknik secara matematika yang telah luas digunakan dalam pengolahan data seismic. Terdapat tiga jenis radon transform yang biasa digunakan untuk menekan multiple,yaitu slant-stackatau τ-ρ

transform hiperbolik dan radon transform parabolic (Cao Zhihong, 2006). Radon transform hiperbolik dan parabolik yang diterapkan untuk mengatenuasi multiple berdasarkan perbedaan moveout antara gelombang utama (primary) dan multiple. Radon transform yang digunakan pada penghilangan efek multiple pada data seismik adalah bertipe parabolik.

Radon transform pertama dibuat oleh Johan Radon (1917). Deans (1983) mendiskusikan teori matematikanya dan Durrani serta Bisset (1984) menguji sifat dasar dari Radon transform ini. Thorson dan Claerbout (1985) menggunakan Radon transform hiperbolik sebagai dasar penggunaan velocity analysis tools, dan Radon transform parabolic pertama kali digunakan dalam teknik mengatenuasi multiple oleh Hampson (1986). Sejak saat itu Radon transform menjadi salah satu pendekatan yang banyak digunakan untuk mengatenuasi multiple (Verschnuur, 1997).

Prinsip kerja Radon transform dengan merubah data dari domain t-x ( time-offset) menjadi domain τ- ρ (intercept time-ray parameter) seperti pada gambar 20. Radon transform dikenakan pada data CMP gather yang sudah terkoreksi NMO atau pada common shot gather. Dengan ray parameter ρ~1/v, maka event primary akan dipetakan sekitar ρ=o dan event multiplepada daerah ρ>0 (Mustoin, 2000).

Gambar 20. Pemetaan Event dari Domain T-X ke Domain τ- ρ. Radon transform memiliki kekurangan yaitu tidak menangani energi multiple pada near-offset dan tidak bisa menahan amplitude dari primary sehingga ada kebocoran energi primary.

2.6.1 Radon Transform Parabolic

Rahadian (2011) menunjukkan bahwa refleksi multiple pada CMP gather yang sudah terkoreksi NMO bisa diperkirakan dengan melihat sebagai parabolik. Radon transform parabolic bisa dikenakan pada CMP gather yang sudah

terkoreksi NMO dengan menjumlahkan data sepanjang jalur stacking yang

didefinisikan dengan persamaan t = τ + qx2_{dengan q= ρ.}

Gambar 21. Parabolic Radon Transform.

Sebuah kurva parabolic yang tepat pada CMP domain bisa dipetakan secara teori pada satu titik yang terfokus pada Radon transform parabolic. t = τ + qx2 dapat dianggap sebagai satu event dengan two-way travel-time pada

zero-offset t0 dan kecepatan RMS Vrms. jika event ini dikoreksi dengan satu kecepatan Vc, maka event tersebut akan tampak pada time T(x) dimana :

Persamaan yang diturunkan dalam deret Taylor didapatkan :

Kecepatan residu Vr bisa ditemukan dengan :

Persamaan bisa dituliskan juga sebagai :

Jika (x/(Vrt0)) << 1, maka rumus dengan orde lebih tinggi bisa dihentikan. Sehingga pada tingkat persamaan tersebut (persamaan 30) adalah benar. Event yang terkoreksi NMO pada input bisa dilihat kira-kira sebagai parabolik dan dipetakan pada titik dalam domain Radon Transform oleh persamaan :

(27)

(28)

(30) (29)

Dengan q=1/2t0Vr2 sebagai event yang mempunyai selisih dengan bentuk ideal parabolik, amplitudo yang tidak bisa diperkirakan dalam radon dan event yang dipisahkan menjadi lebih tegas. Tricahyono (2000) mempunyai definisi berbeda tentang Radon Transform parabolik yaitu didefinisikan pada t2-stretched CMP atau shot gather karena hiperbola pada domain CMP menjadi betul-betul parabola setelah peregangan t2 pada sumbu time. Anggapan bahwa event pada CMP gather dengan travel-time hiperbola didefinisikan oleh :

kemudian dilakukan peregangan (stretching) pada arah waktu (time) dengan

menentukan t‟=t2

dan t0‟=to2. Selanjutnya persamaan 32 menjadi berbentuk :

Yang didefinisikan sebagai parabola. Sehingga Radon Transform parabolik bisa didefinisikan pada t2-stretched CMP atau shot gather.

2.6.2 Transformasi Radon Slant-Stack

Transformasi slant-stack adalah salah satu jenis dari transformasi radon. Istilah lain dari transformasi tersebut adalah transformasi radon atau transformasi

= τ-ρ linier. Hal itu didefinisikan dengan menjumlahkan data pada domain time-offset sepanjang lintasan linier :

S (τ,ρ) = ∑xd(t = τ + ρx,x)

Disini S (τ,ρ) merepresentasikan sebuah gelombang bidang ; d(t,x) adalah shot, CMP (Commom Mid Point) atau CSP (Common Scatter Point) gahter; τ adalah two-way intercept traveltime ; t adalah two-way traveltime ; x adalah offset

(32)

(33)

ρ adalah parameter ray yang didefinisikan sebagai ρ = sinɵ/v dimana kecepatan jalar gelombang v dan sudut datang ɵ.

Secara teori, sebuah event dengan linear moveout dalam domain time-offset dapat dipetakan menjadi sebuah titik dengan transformasi slant-stack dan event hiperbolik, seperti sebuah even primer atau sebuah multipel, dapat dipetakan menjadi sebuah elipsedalam domain τ-ρ seperti pada gambar di bawah ini

(Rahadian 2011).

Gambar 22. Event Linear dan Hiperbolik dalam CDP Gather dan Transformasi Slant-Stack.

2.6.3 Transformasi Radon Hiperbolik

Formula umum dari transformasi Radon telah didefinisikan pada persamaan 35. Sebuah titik pantul pada lapisan horizontal menghasilkan even hiperbolik ke dalam titik yang fokus pada domain Radon, transformasi Radon Hiperbolik sepanjang CMP gather didefinisikan sebagai :

U (τ,q) = ∑x d(t=√ q = 1/v2rms

(35)

Time

Offset

Time

q (s2m-2) Penjumlahan lintasan didefinisikan sebagai t = √ yang menyatakan sebuah kurva hiperbolik. Secara teori definisi ini memetakan event hiperbolik dalam domain ruang-waktu ke sebuah domain Radon seperti yang ditunjukkan pada gambar 23.

Gambar 23. Even Hiperbolik dalam Domain CMP (a) yang Dipetakan Pada Titik yang Fokus dalam Domain Radon (b) dengan Transformasi Radon Hiperbolik.

3.

METODOLOGI PENELITIAN

3.1 Waktu dan Lokasi Penelitian

Pengolahan data ini dilakukan di Laboratorium Prosesing data Seismik BPPT, Jakarta pada bulan Juli hingga bulan Agustus 2012. Daerah yang dijadikan sebagai objek penelitian adalah di daerah laut Sumatra bagian Barat. Data ini merupakan data yang didapat dari hasil survey BPPT dengan kerjasama pihak Jerman pada bulan Juli tahun 2008. Data lintasan SUME23.31 merupakan sequence no 31 dengan shot point awal 92001 hingga 92696.

3.2. Alat dan Bahan

Tabel 1. Alat dan Bahan yang Digunakan dalam Pengolahan Data

No Alat Bahan

1 PC berbasis intel core 2 duo: Hardisk 1 Terabyte ; RAM 8 GB

Data SEG-D SUME23.31 2 Landmark Promax R5000 : software pengolah data

seismik 2D dan 3D

3 VM-Ware Workstation 7

3.2.1 Parameter Data Lapangan

Data yang digunakan dalam pengolahan data seismik ini merupakan data seismik laut 2D satu lintasan dengan konfigurasi bentangan kabel Off-End Spread. Parameter-parameter yang digunakan adalah sebagai berikut (Gambar 24).

 Area = SUME23.31

 Line = Line23

 Receiver Interval = 12.5 m

 Shoot Point Interval = 25 m

 Shot Line Azimuth = 25°

 Receiver Depth = 20 m

 Number of Channels = 696

 Near Offset = 100 m

 Far Offset = 1650.8 m

 Number of Shots = 1070

 FFID Range = 12384 s/d 13453

Gambar 24. Parameter-Parameter dalam Akuisisi Data di Lapangan.

Jumlah total lintasan yang terdiri atas 24 line dan yang dijadikan sebagai kajian dalam penelitian ini adalah pada line 23. Jarak antara bagian belakang kapal hingga ke channel pertama adalah 150 meter. Source (Gun) berada di kedalaman 8 meter di bawah permukaan laut dan streamer di kedalaman 10 meter di bawah permukaan laut. Jumlah channel sebanyak 192 buah dengan spasi antar channel adalah 12.5 meter.

3.3 Metode Pengolahan Data

Pengolahan data dilakukan dengan menggunakan software Promax dengan alur sebagai berikut (Gambar 25).

100 m

50 m

12.5 m

1650.8 m

Channel 1

Channel 192

8 m 8 m

Gambar 25. Flow Chart Pengolahan Data Menggunakan Promax.

Pembuatan Ruang Kerja ProMAX

1). Pembuatan ruuang kerja area, proses pembuatan ruang kerja area dipilih perintah Add pada jendela ruang kerja area dengan Mouse Botton 1 (MB1), kemudian diketik nama dari area tersebut, dan diakhiri dengan menekan [ENTER]. Pada tahap ini telah terbentuk ruang kerja area (Gambar 26).

Gambar 26. Ruang Kerja Area di dalam Promax.

2). Pembuatan ruang kerja line, area yang telah dibuat pada tahap sebelumnya diklik dengan MB1, kemudian user akan masuk ke jendela ruang kerja line. Dipilih perintah Add pada jendela ruang kerja line dengan MB1, lalu

CDP Gather

Deconvolution

Prepocessing

NMO

Radon Transform

Radon Stack

Velocity Analysis

diketik nama dari lintasan seismik, dan diakhiri dengan menekan [ENTER]. Pada tahap ini telah telah terbentuk ruang kerja line (Gambar 27).

Gambar 27. Ruang Kerja Line dalam Promax.

3). Pembuatan ruang kerja flows, untuk memasuki ruang kerja flows, diklik MB1 pada nama lintasan yang telah dibuat pada tahap sebelumnya. Pada ruang kerja flows, dipilih perintah Add, lalu diketik nama dari processing flows yang akan dilakukan, dan diakhiri dengan menekan [ENTER]. Sampai dengan tahap ini telah terbentuk processing flows (Gambar 28).

Gambar 28. Ruang Kerja Flow dalam Promax.

3.3.1 Input Data dan Reformatting Data Berdomain SEG-D Input data merupakan proses pemasukkan data kedalam software dan reformatting data ke dalam format software (seg-d  promax). Data dengan domain SEG-D pada umumnya adalah data digital hasil rekaman langsung dari akuisisi data dilapangan. Data dalam format SEG-D pada awalnya merupakan data rekaman seismik per tembakan atau shot kemudian digabungkan menjadi satu kelompok dalam setiap line yang biasa disebut dengan shot gather. Selanjutnya data inilah yang kemudian

dimasukkan dan di-reformating kedalam format ProMAX untuk pengolahan data selanjutnya (Gambar 29, 30, dan 31).

Gambar 29. Flow Input Data.

Gambar 30. Parameter Masukkan Dalam Input Data.

3.3.2 Sorting Data

Penyortiran data ini penting dilakukan karena merupakan salah satu bagian terpenting sebelum menyocokan data terhadap geometri di lapangan. Terdapat beberapa pilihan penyortiran data, yaitu :

a) Mengurutkan Data Berdasarkan Source Number

Gambar 32. Pengurutan Data Berdasarkan Source Number 900 dan 1000.

Pengurutan ini dilakukan dengan menggunakan pilihan select primary trace header entry berupa pilihan source yang akan membaca data dengan ensembleorder shot. Pada pilihan secondary digunakan none yang berarti tidak ada pengurutan trace dalam ensemble. Pengubahan nilai source dapat dirubah tergantung pada pemilihan awal. Pada flow di atas, terlihat bahwa pemilihan source number yang terbaca pada 900 dan 1000.

b) Mengurutkan Data Berdasarkan Source dan Channel Number

Gambar 33. Pengurutan Data Berdasarkan Source dan Channel Number.

Flowchart yang digunakan ini dimaksudkan untuk mengurutkan data berdasarkan source dan channel number. Pilihan CHAN untuk secondary trace

header entry akan mengurutkan setiap ensemble SOURCE oleh channel number, dan juga membatasi banyaknya channel untuk diproses. Pengubahan nilai sort order list for dataset menjadi 900-1000(10):1-60 berarti bahwa :

 900-1000 merupakan batas source yang diproses

 (10) merupakan pemilihan setiap 10 source di dalam batas sebelumnya

 Tanda “ : ” memisahkan primary sort order dan secondary sort order

 1-60 merupakan pemilihan 60 channel pertama di dalam setiap SOURCE c) Pengurutan Data Berdasarkan CDP Number

Gambar 34. Pengurutan Data Berdasarkan CDP Number.

Pilihan primary trace header entry dengan menggunakan pilihan CDP bin number adalah untuk membuat gather CDP dari input dataset. Selanjutnya untuk pilihan secondary trace header entry dipilih offset yang dimaksudkan untuk mengurutkan trace di dalam setiap gather CDP oleh headeroffset. Dalam parameter sort order for dataset digunakan input nilai 900-1000(25):*/ berarti bahwa :

 900-1000(25) merupakan pemilihan setiap 25 CDP antara 900-1000

 * merupakan sebuah tanda khusus untuk membaca semua batas offset. d) Menampilkan Penampang Near Offset

Penggunaan kemampuan sorting data dalam disk data input, akan dengan mudah menampilkan sebuah penampang near offset dengan memilih channel

pertama dalam setiap shot. Sebuah penampang near offset akan memberi sebuah gambaran umum geologi pada suatu lintasan seismik.

Gambar 35. Cara Menampilkan Penampang Near Offset.

Pilihan primary trace header entry menjadi CHAN (Recording Channel Number) yang secara kasar sama dengan offset. Selanjutnya untuk tanda *:* ini berarti bahwa pembacaan data akan memilih semua channel dari semua shot yang dimulai dari channel pertama.

3.3.3 Geometry

Pada flow ini dilakukan pendefinisian geometri dari data yang telah di-loading, sesuai dengan geometri penembakan pada saat pengambilan data di lapangan (Jusri, 2004). Informasi mengenai geometri akan menjadi suatu identitas (header) dari trace seismik yang terekam, dan akan menjadi suatu atribut yang sangat vital dalam pengolahan data seismik tersebut selanjutnya. Geometry adalah proses penggabungan data parameter akuisisi dengan data seismik. Hal ini

dilakukan karena data seismik hasil rekaman di lapangan hanya akan mengandung data SOU_SLOC, FFID, dan channel. SOU_SLOC menunjukkan nilai station, FFID menunjukkan nomor tembakan, dan channel menunjukkan channel yang aktif dalam perekaman data seismik. Untuk mempermudah penyajian data dalam pengolahan data parameter akuisisi lain perlu di tambahkan dalam data seismik seperti koordinat shotpoint, koordinat receiver, koordinat CDP, penomoran CDP,

Related Multiple Elimination) atau dengan menggunakan kombinasi lain dengan beberapa filter. Pemilihan data sebaiknya menggunakan data survey yang lengkap, karena terkait koreksi dan input data dalam geometri yang sangat berpengaruh terhadap proses selanjutnya dalam pengolahan data seismik.

DAFTAR PUSTAKA

Abdullah, A. 2007. Ensiklopedia Seismik Online.

http://ensiklopediseismik.blogspot.com/ [Diunduh : 21 Juli 2012]

Cao, Z. 2006. Analysis and Application of The Radon Transform. University of Calgary : USA.

Cary, PW. 2001. Seismic Deconvolution : Assumptions, Concerns and Convictions. Sensor Geophysical Ltd.

Dewar, D. 2006. Seismic and Seeing What’s There. Calgary : USA.

Ekasapta, A. 2008. Wavelet Seismik. http://asyafe.wordpress.com/ [Diunduh : 11 Maret 2011].

Jusri, T.A. 2004. Panduan Pengolahan Data Seismik Menggunakan ProMAX. Laboraturium Seismik Program Studi Geofisika Departemen Geofisika dan Meteorologi Institut Teknologi Bandung. Bandung.

Kumar, Lavendra. 2008. Effectiveness of Radon Filter in Multiple Attenuation: An Analysis on Real and Synthetic Data. 7th International Conference &

Exposition on Petroleum Geophysics. Seismic Processing and Interpretation Centre, ONGC, Panvel : Mumbai. Page 314.

Murdianto, B. 2009. Workshop Pengolahan Data Seismik Menggunakan SU : Volume 1 Reformat Data – Dekonvolusi. Universitas Indonesia.

Mustoin, Ahmad. 2012. Pereduksian Multiple Data Seismik 2D Offshore Menggunakan Metode Radon. Institut Teknologi Surabaya : Surabaya. Prihadi, S. 2004. Interpretasi Seismik Geologi. Institut Teknologi Bandung.

Bandung.

Priyono, A. 2006. Petunjuk Praktikum Metode Seismik II. ITB : Bandung. ProMAX 2D Version 5000. 2011. Promax Reference. Landmark Graphics

Corporation. Houston.

Rahadian. 2011. Penerapan Metode Surface Related Multiple Elimination dalam Optimalisasi Pengolahan Data Seismik 2D Marine. ITB : Bandung.

Sanny , TA. 1998. Seismologi Refleksi. Dept. Teknik Geofisika, ITB, Bandung : 31 hal.

Sanny , TA. 2004. Panduan Kuliah Lapangan Geofisika Metode Seismik Refleksi. Dept. Teknik Geofisika, ITB, Bandung : 34 hal.

Talagapu, K.K. 2005. 2D and 3D Land Seismic Data Acquisition and Seismic Data Processing. Departement of Geophysics, College of Science and Technology Andhra University. Andhra Pradesh.

Tricahyono, Wahyu. 2000. Eliminasi Multipel Dengan Menggunakan

Transformasi Radon Parabola. Institut Teknologi Surabaya : Surabaya. Triyoso, W. 1991. Konsep-Konsep Dasar Seismologi. Institut Teknologi

Bandung. Bandung.

Van der Kruk 2001. Reflection Seismik 1, Institut für Geophysik ETH, Zürich : 86 pp.

Verschnuur, DJ and Bekhnout AJ. 1997. Estimation of Multiple Scatering by Iterative Inversion. Part I : Theorretical Considerations : Geophysics. Vol 62 No 5.

Yan, Y. 2002. Suppresion of Water Column Multiples by Combining Components of Ocean-Bottom Seismic Surveys. Calgary : USA.

Yilmaz, O. 2001. Seismic Data Analysis. Society of Exploration Geophysicists : Volume 1.

Yilmaz, O. 1987. Seismic Data Processing. Society of Exploration Geophysicists : USA. Volume 1.

LAMPIRAN

1.

Data Observer Log SUME.23.31

DAFTAR RIWAYAT HIDUP

Penulis dilahirkan di Ternate, Maluku Utara pada tanggal 4 Mei 1990 dari ayah I Made Ludra dan Ibu Henderika Sungi. Penulis adalah anak pertama dari dua bersaudara.

Pada tahun 2008 penulis menyelesaikan pendidikan di Sekolah Menengah Atas Negeri 1 Semarapura, Klungkung-Bali. Pada tahun 2008 penulis diterima sebagai mahasiswa di Institut Pertanian Bogor, Fakultas Perikanan dan Ilmu Kelautan, jurusan Ilmu dan Teknologi Kelautan, Program Studi Ilmu Kelautan melalui jalur USMI (Undangan Resmi).

Selama kuliah di Institut Pertanian Bogor, penulis mendapatkan banyak pengalaman menulis dan kepemimpinan, sosial, budaya, dan politik. Penulis aktif dalam Indonesian Marine and Fisheries Socio-Economics Research Network tahun 2012 dan beberapa seminar nasional di Indonesia. Prestasi terbaik penulis selama di IPB adalah peraih 104 Inovasi Indonesia Prospektif tahun 2012 oleh Menteri Negara Riset dan Teknologi-Republik Indonesia dan peraih 5 besar Karya Tulis terbaik dalam Oil Spill Combat Team Indonesia tahun 2012. Penulis juga aktif dalam Badan Dharma Dana Nasional sebagai anggota dari tahun 2008-2013, KMHD IPB hingga tahun 2013, Brahmacarya hingga tahun 2013, dan Unit Kegiatan Mahasiswa Tarung Derajat IPB hingga tahun 2013.

Untuk menyelesaikan studi di fakultas Perikanan dan Ilmu Kelautan, penulis melaksanakan penelitian dengan judul “ Penerapan Metode Radon

Transform untuk Reduksi Gelombang Multiple Seismik 2D di Perairan Barat