Upload
rafil-friasmar
View
53
Download
0
Embed Size (px)
DESCRIPTION
dasar dasar interpretasi seismik refleksi yg dapat di aplikasikan dalam pencarian hidrokarbon
Citation preview
BAB III TEORI DASAR �
21 �
BAB III
TEORI DASAR
3.1. Seismologi Refleksi
3.1.1. Konsep Seismik Refleksi
Metoda seismik memanfaatkan perambatan gelombang elastis kedalam bumi
yang mentransfer energi gelombang menjadi pergerakan partikel batuan. Dimensi
gelombang elastik atau gelombang seismik jauh lebih besar bila dibandingkan dengan
dimensi pergerakan partikel batuan tersebut. Meskipun demikian penjalaran
gelombang seismik dapat diterjemaahkan dalam bentuk kecepatan dan tekanan
partikel yang disebabkan oleh vibrasi selama penjalaran gelombang tersebut.
Gelombang seismik membawa informasi mengenai litologi dan fluida bawah
permukaan dalam bentuk waktu rambat (travel time), amplitudo refleksi, dan variasi
fasa. Didukung oleh perkembangan teknologi komputerisasi, pengolahan data
seismik, juga teknik interpretasi, data seismik secara umum sekarang dapat dianalisis
untuk delinisasi sifat fisika (akustik) batuan dan determinasi litologi, porositas, fluida
pori, dan sebagainya.
Salah satu sifat akustik yang khas pada batuan adalah Impedansi Akustik (IA)
yang merupakan hasil perkalian densitas (�) dan kecepatan (V) ,
IA = � V (1)
BAB III TEORI DASAR �
22 �
dimana : IA = Impedansi Akustik
� = densitas (g/cm3)
V = kecepatan (m/s)
Disebabkan orde nilai kecepatan lebih besar dibandingkan dengan orde nilai densitas,
maka harga AI lebih dikontrol oleh kecepatan gelombang seismik pada batuan.
Pada saat gelombang seismik melalui dua media yang impedansi akustiknya berbeda
maka sebagian energinya akan dipantulkan. Perbandingan antara energi yang
dipantulkan dengan energi datang pada keadaan normal dituliskan dalam persamaan:
Er/Ei = ri x ri (2)
1
1
-i
i
ii
i
Z ZrZ Z
�
�
��
(3)
dimana :
Er = Energi Pantul Zi = Impedansi Akustik Lapisan ke-i
Ei = Energi Datang Zi+1 = Impedansi Akustik Lapisan ke-i + 1
ri = Koefisien Refleksi (KR) ke-i
Sesuai dengan persamaan (3) maka hanya sebagian kecil energi yang
direfleksikan bila kontras impedansi akustiknya tidak berbeda secara signifikan.
BAB III TEORI DASAR �
23 �
Perbedaan harga IA kita dapatkan karena adanya kontras densitas maupun kecepatan
gelombang seismik yang selanjutnya diinterpretasikan sebagai kontras litologi.
Deret koefisien refleksi sebagai variasi kontras IA dikonvolusikan dengan
wavelet ditambah dengan noise menghasilkan trace seismik. Besar amplitudo pada
trace seismik mewakili harga kontras IA. Semakin besar amplitudonya maka
semakin besar pula refleksi dan kontras IA nya.
3.1.2. Trace Seismik
Model dasar yang sering digunakan dalam model satu dimensi untuk trace
seismik mengacu pada model konvolusi yang menyatakan bahwa tiap trace
merupakan hasil konvolusi sederhana dari refelektivitas bumi dengan fungsi sumber
seismik ditambah dengan noise. Dalam bentuk persamaan dapat dituliskan sebagai
berikut (tanda * menyatakan konvolusi) :
S(t) = W(t) * r(t) + n(t) (4)
dimana : S(t) = trace seismik
W(t) = wavelet seismik
r(t) = reflektivitas bumi, dan
n(t) = noise
BAB III TEORI DASAR �
24 �
Konvolusi didefenisikan sebagai “penggantian (replacing)” setiap koefisien
refleksi dalam skala wavelet kemudian menjumlahkan hasilnya (Sukmono, 2007).
Sudah diketahui bahwa refleksi utama bersosiasi dengan perubahan harga impedansi.
Selain itu wavelet seismik umumnya lebih panjang daripada spasi antara kontras
impedansi yang menghasilkan koefisien refleksi. Dapat diperhatikan bahwa
konvolusi dengan wavelet cenderung “mereduksi” koefisien refleksi sehingga
mengurangi resolusi untuk memisahkan reflektor yang berdekatan. Hasil dari
konvolusi ini diilustrasikan dalam Gambar 3.1.
Gambar�3.1.�Konvolusi antara reflektivias dengan wavelet mengurangi
resolusi (Sukmono, 2007).
BAB III TEORI DASAR �
25 �
3.1.3. Interferensi Gelombang Seismik
Interferensi dapat muncul pada batas IA yang sangat rapat disebabkan
terjadinya overllaping beberapa reflektor. Interferensi bisa bersifat negatif atau positif
yang sangat dipengaruhi oleh panjang pulsa seismik. Idealnya pulsa gelombang akan
berupa spike dan akan mengakibatkan refleksi spike juga, tetapi dalam prakteknya
sebuah reflektor tunggal dapat menghasilkan sebuah refleksi yang terdiri atas refleksi
primer yang diikuti oleh satu atau lebih half-cycle.
Tidak semua harga kontras IA secara signifikan dapat menghasilkan refleksi
pada bidang batas. Hal ini tergantung pada sensitifitas alat perekam dan pemrosesan
data seismik. Oleh karena itu adalah penting untuk mengetahui bentuk dasar pulsa
yang dipakai dalam pemrosesan data. Bentuk dasar pulsa seismik ditampilkan dalam
fasa dan polaritas tertentu. Ada dua jenis fasa yang biasa ditampilkan dalam rekaman
seismik yaitu fasa minimum dan fasa nol. Pada pulsa fasa minimum energi yang
berhubungan dengan batas IA terakmulasi pada onset dibagian muka pulsa tersebut,
sedangkan pada fasa nol batas IA terdapat pada peak bagian tengah.
3.1.4. Resolusi Vertikal
Resolusi dalam gelombang seismik didefinisikan sebagai kemampuan
gelombang sismik untuk memisahkan dua objek yang berbeda. Resolusi ini berkaitan
erat dengan fenomena interferensi gelombang seismik. Ketebalan minimum suatu
objek untuk dapat memberikan refleksi sendiri bervariasi antara 1/8 � sampai 1/30 �,
B�
�
d
d
k
d
3
3
s
b
b
BAB III TEO
dimana � ad
dalam waktu
ketebalan di
disebut seba
3.2 Sifat
3.2.1 Kece
Tida
sebagai fung
batuan dapa
batuan, mau
Gam
ORI DASAR
dalah panjan
u bolak balik
iatas ¼ yan
agai ketebala
t Fisika Bat
epatan Gelo
k seperti den
gsi dari wakt
t mengalami
upun shear (s
mbar 3.2. Ske
Wave) dan G
R
ng pulsa sei
k (two way t
ng dapat di
an tuning (tu
uan
ombang P (V
nsitas, kecep
tu. Seperti y
i kompresi (
sheared), yan
ema deformas
Gelombang Sh
smik. Resol
travel time –
bedakan ole
ning thickne
Vp) dan Ge
patan sesimi
yang ditunjuk
(compressed)
ng hanya me
si batuan terh
hear (S-Wave
lusi tubuh b
– TWT). Ha
eh gelomban
ess).
lombang S
ik mengikuts
kan dalam G
d), yang men
engubah ben
hadap Gelom
e), (AVO Wo
atuan setara
anya batuan y
ng seismik.
(Vs)
sertakan def
Gambar 3.2,
ngubah volum
ntuknya saja.
mbang Kompre
rkshop, 2008
a dengan ¼
yang memili
Ketebalan i
formasi batu
, sebuah kub
me dan bent
.
esi (P-
).
26
�
iki
ini
uan
bus
tuk
BAB III TEORI DASAR �
27 �
Dari sini munculah dua jenis kecepatan gelombang seismik yaitu :
a. Kecepatan Gelombang Kompresi (Vp) : arah pergerakan partikel sejajar
(longitudinal) dengan arah perambatan gelombang.
b. Kecepatan Gelombang Shear (Vs) : arah pergerakannya tegak lurus
(transversal) dengan arah perambatan gelombang.
Perbandingan antara Vp dan Vs direpresentasikan dengan menggunakan Poisson’s
ratio (�) sebagai :
(5)
(6)
Bentuk sederhana dari persamaan kecepatan P-wave dan S-wave diturunkan untuk
batuan non-porous dan isotropic. Persamaan kecepatan menggunakan modulus Bulk
(K), koefisien Lambda (�),dan modulus Shear (�) dituliskan sebagai berikut :
( 7)
(8)
V s ��
�
423
KVp
� � �� �
� �� �
222����
�
2VPVS
� �� � � �
�
BAB III TEORI DASAR �
28 �
dimana : � : koefisien lambda = K - 2/3 �
K : modulus bulk � : densitas
� : modulus shear
3.2.2. Porositas
Porositas diartikan sebagai perbandingan antara volome pori batuan dengan
volume totalnya. Perbandingan ini umumnya dinyatakan dalam persen (%) maupun
fraction yang dirumuskan dengan :
Porositas (ø) = (volume pori/volume totalnya) x 100 % (9)
Selain itu dikenal juga dengan istilah porositas efektif, yaitu apabila bagian rongga-
rongga di dalam batuan berhubungan dan telah dikoreksi dengan kandungan
lempungnya. Sehingga harga porositas efektif biasanya lebih kecil daripada rongga
pori-pori total yang biasanya berkisar dari 10 sampai 15 %. Porositas efektif
dinyatakan dangan persamaan :
Porositas efektif (øe) = (volume pori-pori bersambungan/volume totalnya) x 100%
(10)
3.2.3 Densitas
Densitas secara sederhana merupakan perbandingan antara massa (kg) dengan
volumenya (m3). Densitas merupakan salah satu parameter yang digunakan dalam
BAB III TEORI DASAR �
29 �
persamaan kecepatan gelombang P, gelombang S, dan akusitik impedansi, dimana
semuanya mempengaruhi respon gelombang seismik bawah permukaan.
Efek dari densitas dapat dimodelkan dalam persamaan Wyllie (1) :
(11)
dimana :
�b = densitas bulk batuan
�m = densitas matriks
�f = densitas fluida
� = porositas batuan
Sw = water saturation
�w = density air (mendekati 1 g/cm3)
�hc = density hidrokarbon.
Dalam Gambar 3.3 mengilustrasikan bahwa densitas batuan reservoar turun secara
signifikan pada reservoir gas dari pada reservoar minyak. Karakter ini menjadi hal
yang penting dalam interpretasi seismik untuk reservoir tersebut.
��� )S(�S�)(�� whcwwmsat ����� 11
B�
�
3
t
m
t
I
d
h
BAB III TEO
3.2.4 Rigid
Rigid
terhadap stre
maka akan
tersebut dika
Inko
Inkompresib
dikompresi)
harga inkom
ORI DASAR
Gambar 3
reserv
ditas dan In
ditas dapat d
ess. Rigidita
semakin mu
atakan memi
mpresibilita
bilitas dide
bila dikena
mpresibilitasn
R
3.3. Sw vs Den
voir minyak
nkompresib
dideskripsika
as sensitif ter
udah pula m
iliki rigiditas
as merup
efinisikan s
ai oleh stress
nya begitu p
nsitas.Aplika
dan gas (AV
bilitas (LMR
an sebagai se
rhadap matr
mengalami sl
s yang tingg
pakan ke
sebagai be
s. Semakin m
pula sebalik
si persamaan
O Workshop,
R)
eberapa besa
riks batuan.
lide over sat
gi.
ebalikan
esarnya per
mudah dikom
knya. Peruba
Wyllie pada
, 2008)
ar material b
Semakin rap
tu sama lain
dari ko
rubahan vo
mpresi maka
ahan ini leb
berubah bent
pat matriksn
nya dan ben
ompresibilita
olume (dap
a semaki ke
bih disebabk
30
tuk
nya
nda
as.
pat
cil
kan
BAB III TEORI DASAR �
31 �
oleh adanya perubahan pori daripada perubahan ukuran butirnya. Dua parameter
diatas dapat diilustrasikan seperi pada Gambar 3.4 dibawah ini.
Gambar 3.4. Ilustrasi material yang memiliki harga rigiditas dan inkompresibilitas yang
berbeda (PanCanadian Petroleum, 2005, opcite Direzza 2005).
Kartu dan lempung (kiri) memiliki rigiditas rendah karena mudah untuk slide
over satu sama lain. Batu bata dan batu gamping memiliki rigiditas yang tinggi
karena sulit untuk slide over satu sama lainya. Keduanya juga memiliki harga
inkompresibilitas yang tinggi. Sebaliknya, spon dan pasir pantai (kanan) memiliki
inkompresibilitas yang rendah. Fluida yang mengisi pori mempengaruhi harga
kompresibilitas. Jika gas mengisi pori maka batuan tersebut akan lebih mudah
terkompresi daripada terisi oleh minyak ataupun air.
Secara matematik kedua parameter tersebut dapat diperoleh dari persamaan
gelombang P dan gelombang S yang telah dituliskan dalam persamaan:
(12)
dan
2PV � �
��
�
BAB III TEORI DASAR �
32 �
2S
2S )V(Z: �� ���
2S
2P Z2Z ����
2P
2P )2()V(Z: ��� ����
(13)
sehingga
(14)
dan
(15)
maka
(16)
Rigiditas (��), menggunakan parameter mu (�), berfungsi sebagai indikator
litologi karena bersifat sensitif terhadap matriks batuan dan tidak dipengaruhi oleh
kehadiran fluida. Inkompresibilitas (��) tidak secara langsung diukur pada batuan
seperti rigiditas. Tetapi ekstraksi �� dilakukan dengan menghilangkan efek rigiditas
akibat matriks batuan dan meningkatkan sensitifitas terhadap fluida pengisi pori.
Kecepatan gelombang P (Vp) dipengaruhi oleh � dan �. Efek dari penurunan
harga � sebagai respon langsung dari porositas gas sering berlawanan dengan
kenaikan harga � dari capping shale ke gas sand. Sehingga dengan mengekstrak �
dari Vp dan mengkombinasikannya menjadi perbandingan �/�, persentasi
perubahannya menjadi sangat jauh meningkat antara shale dan gas sand. Dari sini
kita dapat memanfaatkan parameter ini sebagai parameter yang paling sensitif untuk
mendeskriminasi kehadiran gas dalam reservoir.
SV ��
�
BAB III TEORI DASAR �
33 �
3.3. Amplitude Variation with Offset (AVO) dan Impedansi Elastik
AVO pertama kali ditujukan sebagai suatu teknik untuk memvalidasi anomali
amplitudo pada seismik yang berasosiasi dengan kehadiran gas pada reservoir
(Ostrander, 1982, opcite Sukmono, 2007). AVO muncul akibat adanya partisi energi
pada bidang reflektor. Sebagian energi dipantulkan dan sebagian lainya
ditransmisikan. Ketika gelombang seismik menuju batas lapisan pada sudut datang
tidak sama dengan nol maka konversi gelombang P menjadi gelombang S terjadi.
Amplitudo dari energi yang terefleksikan dan tertransmisikan tergantung pada sifat
fisik diantara bidang reflektor. Sebagai konsekuensinya, koefisien refleksi menjadi
fungsi dari kecepatan gelombang (Vp), kecepatan gelombang S (Vs), densitas (�) dari
setiap lapisan, serta sudut datang (�1) sinar seismik. Oleh karena itu terdapat empat
kurva yang dapat diturunkan yaitu : amplitudo refelksi gelombang P, amplitudo
transmisi gelombang P, amplitudo refleksi gelombang S, dan amplitudo transmisi
gelombang S seperti yang ditunjukkan dalam Gambar 3.5.
B�
�
m
p
Z
p
BAB III TEO
Gam
Persa
menggamba
pada media
Zeopprit m
persamaanny
�������
�
��
1
2cos
2sin
cossin
�
�
��
ORI DASAR
mbar 3.5. Pa
amaan dasa
arkan koefisi
a elastik (de
melakukan a
ya dapat ditu
�1
11
1
11
1
1
sin
cos
sincos
��
�
��
�
���
R
artisi energi
(Russell, 19
ar AVO pe
ien refleksi
ensity, P-wa
analisa koe
uliskan dalam
�
��
1
21
21
121
1
1
2
2
����
�
������
�
�
gelombang
999, opcite D
rtama kali
dan transm
ave velocity
efisien refle
m bentuk pe
�
21
2
221
22
2
2
2cos
2sin
cossin
���
���
��
seismik pad
Direzza, 2005)
diperkenalk
misi sebagai
y, and S-wa
eksi berdas
ersamaan ma
�
�
�
11
22
11
212
si
c
sincos
���������
��
da bidang ref
)
kan oleh Zo
fungsi dari
ave velocity
sarkan hal
atriks.
����
�
�
����
�
�
�������
�
�
2
2
2
2
2in
2cos
�
�
�
DCBA
flektor
oeppritz ya
i sudut data
y). Knott d
tersebut d
����
�
�
�
��
�
�
�
1
1
1
2cos2sin
cossin
����
(1
34
ang
ang
dan
dan
����
�
�
1�
17)
BAB III TEORI DASAR �
35 �
dimana :
A = Amplitudo gelombang P refleksi 1� = sudut datang gelombang P
B = Amplitudo gelombang S refleksi 2� = sudut bias gelombang P
C = Amplitudo gelombang P transmisi 1� = sudut pantul gelombang S
D = Amplitudo gelombang S transmisi 2� = sudut bias gelombang S
�� kecepatan gelombang P �� densitas
�� kecepatan gelombang S
Walaupun persamaan Zoeppitz baik dalam menghasilkan amplitudo dari sebuah
gelombang-P yang terpantulkan, tetapi persamaan ini tidak memberikan pengertian
bagaimana hubungan amplitudo dengan berbagai parameter fisik batuan. Aki dan
Richards membuat suatu pendekatan yang merupakan linearisasi dari persamaan
Zoeppritz yang kompleks dengan memisahkan kecepatan dan densitas :
VsVscb
VpVpaR �
���
��
���� )( (18)
dimana :
��
22 tan
21
cos1
���a ,
]sin)2[(5.0 22
�VpVsb �� ,
�22 sin)(4VpVsc �� ,
1221 ,
2���
��� ���
�� ,
BAB III TEORI DASAR �
36 �
1221 ,
2VpVpVpVpVpVp ���
�� ,
1221 ,
2VsVsVsVsVsVs ���
�� ,
221 ��
��
� ,
Persamaan lain yang memodifikasi persamaan Aki – Richards diperkenalkan oleh
Wiggins. Persamaan ini dikenal dengan persamaan ABC karena dalam persamaan ini
terdapat 3 term, yaitu : A yang disebut intercept, B yang disebut gradient, dan C yang
disebut curvature.
������ ���� 222 costansin)( CBARp ��� �����������������������������������������(19)�
dimana :
��
���
� ��
��
VsVs
VpVpA
21 ,
,2421
22
���
�
����
�
� �
����
�
��
VpVs
VsVs
VpVs
VpVpB
VpVpC �
�21 ,
Fatti juga mengembangkan persamaan lain dari persamaan Aki – Richards.
Persamaan ini biasa digunakan untuk memisahkan koefisien refleksi P-wave dan S-
wave.
Dsopo fReRdRRp ���)(� (20)
dimana :
�2tan1��d , ,21
��
���
� ��
��
��
VpVpRpo
BAB III TEORI DASAR �
37 �
�22
2
sin8VpVse �� , ,
21
��
���
� ��
��
��
VsVsRso
�� 222
2
tan21sin2 ��
VpVsf ,
���
�DR
Connoly mengajukan suatu persamaan EI yang didasari atas analogi antara
persamaan AI untuk sudut sama dengan nol juga dapat berlaku pada EI untuk sudut
yang tidak sama dengan nol. Dari analogi tersebut dan dengan menggunakan
persamaan ABC 3 term didapatkan persamaan :
)sin41()sin8()tan1( 222
)( ��� �� KKVsVpEI ���� (21)
dimana :
2
2
VpVsK �
Untuk sudut lebih besar dari 30°, persamaan EI yang dihasilkan dari persamaan ABC
3 term kurang baik solusinya karena persamaan ini tidak memberikan hasil yang
lurus. Untuk sudut lebih besar dari 30° persamaan EI yang digunakan hanya
menggunakan 2 term saja.
)sin41()sin8()sin1( 222
)( ��� �� KKVsVpEI ���� (22)
Whitcombe memodifikasi persamaan EI dengan memperkenalkan konstanta
referensi. Modifikasi ini dilakukan untuk menyamakan skala nilai EI pada sudut yang
berbeda.
BAB III TEORI DASAR �
38 �
� � � � � �
��
�
�
��
�
� �
����
�
����
�
����
�
��� ���
����
222 sin41
0
sin8
0
sin1
000)(
KK
VsVs
VpVpVpEI (23)
dimana Vp0, Vs0, �0 adalah konstanta referensi.
3.4. Inversi Seismik
Inversi seismik didefinisikan sebagai teknik pemodelan geologi bawah
permukaan menggunakan data seismik sebagai input dan data sumur sebagai
kontrolnya (Sukmono, 2007). Model geologi yang dihasilkan oleh seismik inversi
adalah model impedansi di antaranya berupa AI, SI atau EI yang merupakan
parameter dari suatu lapisan batuan, bukan merupakan parameter batas lapisan seperti
RC. Oleh karena itu, hasil seismik inversi lebih mudah untuk dipahami dan lebih
mudah untuk diinterpretasi. Dari model impedansi ini dapat dikorelasikan secara
kuantitatif dengan parameter fisik dari reservoir yang terukur pada sumur seperti
porositas, saturasi air, dan sebagainya. Apabila korelasi antara hasil inversi dan data
sumur cukup baik, maka hasil inversi dapat digunakan untuk memetakan parameter
data sumur tersebut pada data seismik.
Metode seismik inversi dapat dibagi menjadi 2 jenis berdasarkan data seismik
yang digunakan (Gambar 3.6), yaitu : post-stack seismic inversion dan pre-stack
seismic inversion. Data seismik post-stack adalah data seismik yang mengasumsikan
amplitudo seismik hanya dihasilkan oleh R(0), sehingga post-stack seismic inversion
hanya dapat digunakan untuk menghasilkan tampilan model AI saja. Sementara data
BAB III TEORI DASAR �
39 �
seismik pre-stack masih mengandung informasi sudut (R(�)), sehingga pre-stack
seismic inversion dapat digunakan untuk menghasilkan parameter –parameter, selain
AI, seperti : EI, Vp/Vs, serta lambda-rho dan mu-rho.
Gambar 3.6. Metoda inversi seismik (Russel, 1988, opcite, Sukmono, 2007)
3.4.1 Inversi Bandlimited
Metoda inverse Bandlimited merupakan istilah lain dari Recursive Inversion.
Dinamakan bandlimited karena trace akhir impedansi memiliki band frekuensi yang
sama seperti pada data seismik. Metoda ini merupakan metoda inverse paling awal
dan paling sederhana. Metoda ini dimulai dari definisi tentang koefisien refleksi yang
BAB III TEORI DASAR �
40 �
ditulis dalam persamaan (3). Sehingga impedansi lapisan ke-i + 1 dapat dihitung dari
lapisan ke-i dengan persamaan :
(24)
Dimulai dari lapisan pertama, impedansi dari setiap lapisan berturut-turut dapat
diketahui secara rekursif menggunakan persamaan dibawah ini :
(25)
Proses ini dinamakan sebagai inverse rekursif diskrit (discrete recursive inversion)
yang menjadi dasar dari teknik inverse lainnya.
Beberapa kelemahan dari metode ini di antaranya:
1. tidak adanya control geologi pada saat melakukan inversi.
2. sulit untuk mendapatkan komponen frekuensi rendah dan tinggi yang hilang
pada saat proses konvolusi seismik.
3. Mengabaikan wavelet dari seismik dan hanya menggunakan asumsi wavelet
berfasa nol
4. Bising (noise) pada data seismik dianggap sebagai signal (reflector) dan
dimasukkan dalam proses inversi.
1 *11-
ii i
i
rZ Zr
��
�
1 *11-
in
i
rZ Zr
� �� �� � �
BAB III TEORI DASAR �
41 �
3.4.2 Inversi Model Based
Inversi Model Based mengikuti model konvolusi seperti pada persamaan (4).
Pada inversi model based, reflektivitas disefiniskan sebagai sekuen yang memberikan
kecocokan yang paling baik pada data seismik. Dengan kata lain, kita mencari
reflektivitas yang dikonvolusikan dengan wavelet untuk memberikan pendekatan
terbaik dengan trace seismik.
Inversi model based dikembangkan untuk memecahkan masalah yang muncul
pada metoda rekursif diantaranya yaitu : pengaruh akumulasi noise, bad amplitude
recovery, dan band limited seismic data (Sukmono, 2007).
Ada dua masalah utama pada metode model based, yaitu: (Sukmono, 2007)
1. tidak menggunakan data seismik pada saat melakukan proses inversi, hanya
digunakan untuk mengekstrak wavelet.
2. Hasil yang didapat berbeda-beda tergantung dari interpretasi kita.
3.4.3 Inversi Spare Spike
Inversi Sparse Spike (Sparse Spike Inversion) menggunakan asumsi bahwa
hanya spike yang besar yang memiliki arti yang gunakan dalam proses inversi.
Metoda ini mencari spike yang besar dengan memeriksa trace seismik. Deret
reflektivitas satu spike dibuat dalam satu waktu. Spike tersebut ditambahkan sampai
trace termodelkan secara akurat. Spike yang baru lebih kecil daripada sebelumnya.
BAB III TEORI DASAR �
42 �
Ada beberapa metode dekonvolusi dalam proses Sparse Spike, yaitu:
1. Metode dekonvolusi dan inversi Linear Program.
2. Metode dekonvolusi dan inverse Maximum Like-Hood.
3. Dekonvolusi minimum entropy
Inversi spare spike menggunakan parameter yang sama dengan inversi model
based. Parameter yang harus ditambahkan adalah parameter untuk menghitung
berapa banyak spike yang akan dipisahkan dalam setiap trace.
�