4.1 Pengenalan seismik

Prinsip dasar eksplorasi berdasarkan seismologi adalah menggunakan

sinyal uang dihasilkan pada waktu tertentu yang disebut gelombang

seismik berjalan melalui media sub-surface, direfleksikan serta

direfraksikan kembali ke permukaan dimana pengembalian sinyal

dideteksi.

Metode eksplorasi seismik dibuat pertama sekali untuk belajar

megenal gempa bumi pada pertengahan hingga akhir abad ke-19. Pertama

digunakan sebagai sebuah energy-artificial pada percobaan seismic tahun

1846 oleh Robert Mallet, fisikawan irlandia yang juga pertama kali

menggunakan kata seismologi. John Milne (1885) memperkenalkan berat

jatuh sebagai sebuah sumber energi.

Survei seismik refleksi pertama kali dilakukan oleh K.C karcher

antara tqhun 1919 sampai 1921 di Oklohama, USA. Berdasarkan penemu

awal oleh Reginald Fessenden, pada tahun 1927 metode seismik refleksi

digunakan secara rutin pada eksplorasi hidrokarbon dan pada 10 tahun

telah menjadi metode yang digunakan dalam eksplorasi minyak dan gas

bumi.

Ada dua metode seismik yang utama; refraksi dan refleksi sejak

tahun 1980-an, telah ada yang menggunakan resolusi seismik refleksi pada

investigasi dangkal untuk kedalaman kurang dari 200 m terlebih lagi

kurang dari 50 m. Sebelumnya, pada 2 metode seismik, refraksi telah

digunakan pada teknik investigasi. Namun, baik sumber-sumber seismik

dengan frekuensi tinggi, maupun kemampuan memproses data, tidak

dapat/harga mahal untuk survei skala kecil. Investigasi dangkal

menggunakan seismik sekarang lebih biasa di daratan dan di bawah air.

Data dihasilkan oleh penaikan sinyal seismograf yang dapat diproses pada

cara yang sama untuk data yang sama pada survei eksplorasi hidrokarbon

skala besar.

4.2 Gelombang seismik4.2.1 Stress dan strain

Ketika gaya luar F dipakai menyilang di area A pada

permukaan tubuh, gaya memaksa masuk dibangun pada proporsi

gaya luar. Hasil bagi antara gaya dan area (P/A) dikenal dengan

stress. Stress dapat dipisahkan menjadi dua komponen, yang 1

pada sudut yang sebenarnya dipermukaan (stress normal atau

stress dilatasi) dan yang satu lagi pada bidang permukaan (shear

stress). Tubus stress dari strain yang dibentuk pada deformasi

kilat sebagai perbandingan pada perubahan panjang atau volume

dena panjang atau volume sesungguhnya. Berdasarkan pada

hokum hooke, stress dan strain sebanding, dan tubuh stress akan

elastic sampai yield point ditemukan, dari yield point pada stress

yang relaksasi, tubuh akan kembali seperti semula bentuk dan

ukurannya.

Gempa bumi terjadi ketika batuan-batuan ditegangkan

sampai pecah, ketika stress kemudian dibebaskan. Namun, pada

eksplorasi seismologi, stress dan strain berjalan dari segera

disekitar sumber seismic. Hubungan stress dan strain pada suatu

material dijelaskan oleh macam-macam moduli elastic, dapat

dilihat pada gambar 4.1 kotak 4.1.

Box 4.1

Young’s modulus :

E = longitudinal stress ∆ F / Alongitudinal strain∆ L/ L

= σ∈ … (pada triaxial strain)

Bulk modulus :

K = Volume stress ∆ P

Volumestrain ∆ r /v … (pada tekanan hidrostatis)

Shear modulus :

μ= shear stress τshear strain ε

μ ≈ 1-7 x 104 MPa; μ = 0 untuk fluida

Axial modulus

∪ = longitudinal stress ∆ F / Alongitudinal strain∆ L/ L

= σv

… (dalam hal tanpa lateral

strain)

Hubungan antara Young’s modulus (E), Poisson’s ratio (σ ) dan

dua Lame constant (μ dan∝¿

E = μ (3∝+2 ∆ μ)

(∝+μ) ; σ= ∝2(∝+μ) k =

3∝+2 μ3

dan

∝= Eσ(1+σ )(1−2σ )

Range ratio poison antara 0,05 (batuan sangat keras) sampai 0,45

(untuk sedimen loose)

GAMBAR 4.1

ELASTIC MODULI (a) YOUNG’S MODULUS (b) BULK (c) SHEAR MODULUS

(d) AXIAL MODULUS

4.2.2 Tipe-tipe gelombang seismik

Gelombang seismic yang terdiri dari bentuk tipis pada

energy strain elastic, berjalan dari sumber seismic dengan

kecepatan yang ditetapkan oleh moduli elastic dan berat jenis

pada media yang dilalui (bagian 4.2.3) Ada dua tipe-tipe

gelombang seismic;yaitu yang melalui bagian terbesar medium

yang dikenal sebagai body waves, yang satu lagi batas ke

permukaan antara media dengan property elastic yang kontras,

biasanya bawah permukaan yang disebut surface waves.

4.2.2.1 Body waves

Dua tipe dari body waves dapat merambat melalui

medium elastic. P-waves yang merupakan yang

terpenting pada eksplorasi seismologi yang dikenal

dengan longitudinal atau compressional waves. Partikel-

partikel material bergerak kira-kira pada titik tertentu

pada petunjuk perambatan gelombangoleh compressional

dan dilatational strain, seperti gelombang suara. Tipe ke-

2 dari gelombang ini adalah s-wave, dikenal dengan

transversal atau gelombang shear. Perpindahan partikel

pada sudut yang benar ke arah perambatan gelombang

dan terjadi oleh shear stress alami terlihat pada gambar

4.2 B

GAMBAR 4.2

PERUBAHAN BENTUK ELASTIS (a) P-WAVES (b) S-WAVES

4.2.2.2 Surface waves

Gelombang yang tidak penetrasi sampai media sub-

surface dikenal sebagai surface waves, juga terdiri dari

dua tipe; Rayleigh dan love waves. Rayleigh waves

berjalan diantara permukaan bebas di bumi dengan

amplitude yang menurun seiring dengan kedalaman.

Pergerakan partikel yang mundur berbentuk ellips dalam

bidang vertical dengan hal sampai permukaan (Gambar

4.3.4) Dan sebagai shear dilibatkan , Reyleigh waves

dapat berjalan melalui medium padatan. Love waves

terjadi dimana sebuah medium dengan kecepatan

setidaknya sebuah lapisan dengan kecepatan S-waves

lebih tinggi. Pergerakan partikel di sudut yang benar ke

arah perambatan gelombang tetapi parallel sampai

permukaan dapat dilihat pada gambar 3.B.

GAMBAR 4.3

DEFORMASI ELASTIS (a) REYLEIGH WAVE (b) LOVE WAVE

4.2.3 Kecepatan gelombang seismic

Nilai perambatan gelombang seismic yang melalui media

elastic diatur oleh media elastic dan densitas yang mereka lalui

(Kotak 4.2).

Box 4.2

Kecepatan perambatan V melalui sebuah material elastic

adalah :

V = modulus elastic yang cocok / densitas ρ)1/2

Kecepatan P-wave adalah :

Vp = (k+4 μ/3

V)1/2

Kecepatan S-wave adalah :

Vs = (μ/ ρ ¿1/2

Pada ratio Vp/Vs dijelaskan pada terms of Poisson’s ratio (σ ) :

VpVs

=( 1−σ12−σ

)1/2

Catatan:

Bahwa μ = 0 untuk fluida, sebagai fluida tidak dapat

membantu shear, dan nilai maksimum dari Poisson’s ratio =

0,5

σ = 0,05 untuk batuan sangat keras

σ = 0,45 untuk loose

σ = 0,25 untuk sedimen tidak keras

Sebagai generalisasi luas, kecepatan naik seiring dengan

kenaikan densitas. Contoh dari kecepatan P dan S-waves untuk

range material-material geologi dapat dilihat pada tabel 4.1.

kecepatan gelombang seismic pada batuan sedimen dapat dilihat

pada box 4.3

Box 4.3

Untuk shales dan sands, kecepatan gelombang elastic V :

V = 1,47 (ZT)1/6 km/s

Dimana Z adalah kedalaman (km) dan T merupakan umur

geologi dalam jutaan tahun.

Kecepatan akan meningkat seiring dengan kedalaman dan

usia. Untuk batuan berporos, material asli dengan pori-pori kuat

mempengaruhi kecepatan gelombang elastic. Batuan penuh

dengan air punya perbedaan kecepatan elastic dibandingkan

dengan batuan penuh dengan gas. Perambatan sandstone dengan

interstitial clay punya karakter perambatan yang berbeda

dibandingkan dengan sandstone bersih. Sebagai contoh

kecepatan seismic dapat digunakan untuk estimasi porositas

menggunakan persamaan time-average pada box 4.4. Jika

kecepatan P-wave fluida pori dan matrik batuan diketahui,

porositas dapat diketahui. Bentuk persamaan ini untuk batuan

penuh dengan air dan batuan beku. Dalam hal permafrost,

kecepatan tergantung pada :

- Tipe material geologi

- Proporsi dari es interstitial

- Temperatur

Kecepatan P-wave dalam air tergantung pada temperatur

dan salinitas (Box 4.5). Tetapi normalnya dianggap sekitar 1500

m/s untuk salinitas 35 bagian per seribu (13 C). Pada survey

resolusi tinggi disalurkan dimana massa air dengan perbedaan

temperature dan salinitas terjadi, misalnya pada muara sungai

dimana air tawar mengalir dan bertemu air asin. Kolom

stratigrafi dapat menjadi penting pada penentuan kecepatan P-

wave yang benar untuk digunakan pada data-data processing.

Kotak 4.4

Persamaan time-average untuk mengestimasi porositas batuan

Kecepatan P-wave untuk sebuah batuan dengan porositas

fraksional (φ)

VV

= QVt

. V−Q

Vm

Dimana; Vt dan Vm adalah kecepatan akustik pada fluida dan

matrik batuan (Wyllie et al 1958)

Tipe nilai Vt = 1500 m/s Vm = 2800 m/s

Box 4.5

Kecepatan P-wave sebagai fungsi temperature dan salinitas pada

air

V = 1449,2 + 4,6 T – 0,055 T2 + 0,003 T3+ (1,34 – 0,01 T)(S –

35) + 0,016 d

Dimana S dan T adalah salinitas (bagian perseribuan) dan

temperature (C). d merupakan kedalaman (m) (Ewing et al 1948;

ef Fofonoff and milliard 1983)

TABEL 4.1

CONTOH KECEPATAN P-WAVE

Material Vp (m/s)Udara 330Air 1450-1530minyak bumi 1300-1400Loess 300-600Tanah 100-500Salju 350-3000es padat 3000-4000Pasir 200-2000pasir kering 200-1000pasir basah 1500-2000glacial moraine 1500-2700pasir dan batu (dekat permukaan) 400-2300pasir dan batu (pada kedalaman 2 km) 3000-3500Clay 1000-2500Sandstone 1400-4500limestone lemah 1700-4200limestone keras 2800-7000Dolomite 2500-6500batu garam 4000-5500Gipsum 2000-3500

Shales 2000-4100Granit 4600-6200Basalt 5500-6500Gabbro 6400-7000Peridotit 7800-8400Serpentinit 5500-6500Gneiss 3500-7600Marmer 3780-7000bijih sulfida 3950-6700pulverised fuel ash 600-1000made ground 160-600landfill refuse 400-750Beton 3000-3500tanah diganggu 180-335clay landfill cap (kompak) 355-380

Di media bertingkat, kecepatan seismik menunjukkan anisotropi.

kecepatan dapat mencapai 10-15% lebih tinggi untuk propagasi gelombang

sejajar dengan strata dari pada malaikat yang tepat untuk mereka. Selain itu,

beberapa bahan dengan kuat mengembangkan kain mineral juga dapat

menunjukkan anisotropi, misalnya di gletser es dan batuan metamorf yang

sangat foliated. Dalam survei resolusi tinggi lebih dari sedimen dengan

anisotropi ditandai, perbedaan yang signifikan dalam karakter dan kualitas data

seismik dapat diamati. Dalam situasi di mana anisotropi tersebut diantisipasi,

adalah penting untuk menjalankan garis uji berorientasi pada azimuths berbeda

untuk mengidentifikasi arah pengambilan gambar yang baik menurunkan

kualitas data atau memberikan resolusi yang baik dan penetrasi mendalam.

4.3 Sinar Geometri pada lapisan tanah

4.3.1 Refleksi dan Transmisi pada sinar normal

Huygens prinsip adalah sangat penting untuk memahami

propagasi gelombang seismik melalui negara ground.Huygens prinsip

berlapis yang setiap titik pada muka gelombang dapat dianggap

sebagai sumber sekunder dari muka gelombang baru bola waves.The

adalah amplop dari gelombang ini setelah diberikan interval waktu

(Gambar 4.4). Jika hal ini ditanggung dalam pikiran, lebih mudah

untuk memahami bagaimana refleksi, refraksi dan difraksi

occur.Instead selalu mempertimbangkan wavefront gelombang

masing-masing, sering lebih mudah untuk mempertimbangkan garis di

malaikat kanan ( normal) untuk wavefront sebagai energi sinar

sepanjang yang perjalanan. Akibatnya, propagasi gelombang seismik

ini sering dibahas dalam hal ray dan raypath

GAMBAR 4.4

Dalam kasus kejadian yang normal. Jika amplitudo energi

insiden adalah A0 dan orang-orang dari energi yang dipantulkan dan

ditransmisikan adalah masing-masing A1 dan A2 (Gambar 4.5).

Kemudian dengan asumsi tidak ada kehilangan energi sepanjang

setiap raypath energi dalam gelombang yang datang harus sama

dengan jumlah energi yang terkandung dalam gelombang yang

dipantulkan dan ditransmisikan (yaitu A0 + A1 + A2)

Tingkat transmittivity dari sebuah antarmuka untuk sudut

normal dan rendah (<200) insiden digambarkan oleh koefisien

transmisi (T), yang rationof yang amplitudo dari gelombang yang

ditransmisikan (A2) dan gelombang insiden (A0). Selanjutnya,

koefisien transmisi juga merupakan solusi untuk persamaan zoeppritz,

dan diberikan oleh rasio dua kali impedansi akustik dari lapisan

pertama dengan jumlah dari impedansi (b0x 4.6)

Para propagations energi yang dipantulkan atau ditransmisikan juga

disebut sebagai koefisien refleksi dan transmisi. Namun dalam kasus

itu, bentuk-bentuk persamaan yang berbeda (lihat kotak 4.6). Perlu

dicatat bahwa jumlah energi yang dipantulkan dan ditransmisikan

harus sama dengan satu.

Refleksi dan transmisi koefisien (lihat gambar 4.5)

Untuk sudut normal dan rendah (<20) dari kejadian

Koefisien refleksi

R = A1/A0 = (Z2 - Z1) / (Z2 + Z1)

R ≤ + 1

Koefisien transmisi

T = A2/A0 = 2Z1 / (Z2 + Z1)

Z1 dan Z2 adalah impedansi akustik dari lapisan pertama dan kedua, masing-

masing. Z = Vp, di mana V dan P adalah kecepatan seismik dan kepadatan

lapisan tertentu; A0, A1 dan A2 adalah amplitudo relatif dari insiden itu, sinar

yang dipantulkan dan ditransmisikan, masing-masing.

Dari energi insiden, proporsi energi yang dipantulkan (Misalnya) dan

ditransmisikan (ET) diberikan oleh:

Energi yang tercerminkan

Misalnya = (Z2 - Z1) 2 / (Z2 + Z1) 2

Energi yang di transmisikan

ET = 4Z1 Z2 / (Z2 + Z1) 2

Perhatikan bahwa Misalnya + ET = 1

Untuk derivasi dari rumus ini, lihat Fellord dkk. (1990, p 156)

4.3.2 Refleksi dan refraksi pada sinar miring

Dalam kasus gelombang insiden menimpa miring pada sebuah

antarmuka di mana kontras Dalam impedansi akustik ada, dipantulkan

dan ditransmisikan gelombang yang dihasilkan seperti yang dijelaskan

dalam kasus kejadian yang normal.

Pada sudut antara kejadian, tercermin S-gelombang yang

dihasilkan oleh konversi dari insiden P-gelombang (gambar 4.7) dapat

memiliki amplitudo lebih besar dari P-gelombang yang dipantulkan. Efek

ini sangat berguna dalam studi peristiwa refleksi yang mendalam dalam

studi kerak di mana offset sangat besar, Ketika P-gelombang adalah

insiden pada sudut miring pada pesawat jenis surface.four gelombang

yang geberated: dipantulkan dan ditransmisikan P-gelombang dan

dipantulkan dan ditransmisikan S-gelombang. Amplitudo relatif dari

berbagai gelombang ini dijelaskan oleh persamaan zeoppritz itu (Tellford

dkk 1990).

Relatif terhadap gelombang insiden secara langsung analog

dengan cahaya dan dapat pendeskripsi menggunakan hukum Snell

pembiasan (Kotak 4.8). Negara ini bahwa insiden dan sinar dibiaskan, dan

normal pada titik kejadian, semua terletak pada bidang yang sama; untuk

setiap pasangan yang diberikan media, rasio sinus dari sudut insiden ke

sinus dari sudut reflaction adalah sebuah konstanta. Dalam bentuk umum,

hukum Snell juga menyatakan bahwa untuk setiap sinar pada titik

kejadian pada sebuah interface, rasio sinus dari sudut insiden dengan

kecepatan propagasi dalam media yang tetap konstan, yang dikenal

sebagai sinar parameter jalan.

Gambar 4.7

Kotak 4.8 Hukum refleksi dan Hukum Snell tentang pembiasan (Gambar 4.7)

Hukum snell

sin iVp1

= sin rVp 2

= sin ß 1V s1

= sin ß 2Vs 2

= p

dimana i dan r adalah sudut kejadian dan refraksi masing-masing, dan V1 dan V2 adalah kecepatan propagasi dalam lapisan 1 dan 2 masing-masing untuk P-dan S-gelombang seperti yang ditunjukkan oleh akhiran, dan di mana p adalah parameter raypath. Sebaliknya:

sin isin r

= V 1V 2

Dalam kasus pembiasan kritis:

sin isin 90

= V 1V 2

Karena sin 90 = 1, sin I = V1 : V2, di mana i adalah sudut kritis.

hukum refleksi:

- Sudut kejadian sama dengan sudut refleksi.

- Insiden itu, dipantulkan dan dibiaskan sinar dan normal pada titik kejadian

semua terletak pada bidang yang sama.

4.3.3 Refraksi Kritis

Ketika sudut kejadian mencapai nilai tertentu yang dikenal sebagai

sudut kritis bias menjadi 90. Gelombang dibiaskan perjalanan sepanjang

batas atas medium yang lebih rendah, yang kecepatan propagasi lebih

besar daripada media atasnya (ieV2> V1). Materi pada antarmuka tunduk

pada stres berosilasi dari bagian dari gelombang dibiaskan, yang pada

gilirannya menghasilkan gelombang bergerak ke atas. Dikenal sebagai

gelombang kepala, yang akhirnya dapat mencapai permukaan (gambar

4.8). Orientasi sinar terkait dengan gelombang kepala juga miring pada

sudut kritis (Gambar 4.8). Refraksi kritis dibahas lebih lanjut dalam bab 5.

Gambar 4.8

4.3.4. Difraksi

Jika gelombang impinges atas permukaan yang memiliki

keunggulan untuk itu, seperti bejana menyalahkan, dari tikungan

wavefront sekitar akhir dari fitur tersebut dan menimbulkan gelombang

terdifraksi (Gambar 4.9). Simmilarly, batu dll siapa dimensi adalah dari

urutan yang sama dengan panjang gelombang dari sinyal insiden, juga

dapat menimbulkan diffractions. Kelengkungan dari ekor difraksi adalah

fungsi dari kecepatan medium host (Gambar 4.9). Sementara difraksi

biasanya dianggap sebagai kebisingan dan attemps dibuat untuk

memecahkan kemudian melalui pengolahan data, mereka dapat

digunakan sebagai bantuan penafsiran (lihat bab 6).

Gambar 4.9

sedangkan difraksi dari sumber titik dalam medan seragam-kecepatan adalah

symmetcrical, difraksi yang disebabkan oleh penghentian reflektor mengalami

perubahan 180 ohase di kedua sisi tepi difraksi (Trorey 1970; lihat Gambar

4.11)

Kotak 4.9 Difraksi perhitungan waktu perjalanan (lihat Gambar 4.9)

Dua arah perjalanan waktu untuk sinyal yang dipantulkan, tr, diberikan oleh:

Tr = (x2 + 4z2)1/2/V ≈ 2z/V + x2/4Vz

Untuk kejadian yang normal, waktu tempuh dua arah, untuk diberikan oleh:

To = 2z/V dan δt = x2/ 4Vz

Karenanya tr = to + δt.

Total waktu perjalanan gelombang diffrancted (td) dengan sumber di O

diberikan oleh jumlah waktu perjalanan di sepanjang PL (= z / V) dan waktu

perjalanan sepanjang setiap raypath obligue, seperti TA (= (x2 + Z2 ) 1/2/V),

sehingga:

td = z/V + x2 + Z2 ) 1/2/V

= 2z/V + x 2/2Vz = to + 2 δt.

Perhatikan bahwa perbedaan antara kedua waktu perjalanan adalah bahwa td

tertunda oleh relatif δt tambahan untuk kedatangan tercermin.