Sikuen
stratigrafi adalah suatu metoda untuk mempelajari stratigrafi berdasarkan
siklus pengendapan yang dibatasi oleh bidang-bidang ketidakselarasan yang
membedakan dengan siklus pengendapan yang lain.
Dasar
terpenting dalam sikuen stratigrafi adalah pemahaman terhadap parameter dan
proses sedimentasi serta siklus sedimentasi.
Parameter dan
proses yang mengontrol sedimentasi
Pola
sedimentasi pada sedimen silisiklastik non-marine dan shelf sangat dikontrol
oleh dua parameter utama yaitu :
1.
Suplai sedimen
2.
Ruang yang potensial untuk sedimentasi (akomodasi)
Suplai sedimen
Suplai
sedimen yang masuk ke dalam lingkungan pengendapan merupakan variasi dari
perubahan iklim dan pengangkatan tektonik. Pengangkatan tektonik yang besar
akan menyebabkan perubahan titik kesetimbangan (equilibrium point) sehingga
mengakibatkan terjadinya erosi transportasi atau sedimentasi.
Akomodasi
Faktor
yang paling penting yang mengontrol bentuk stratigrafi di lingkungan
pengendapan sungai dan shelf adalah volume atau ruang yang tersedia untuk
sedimen terendapkan.
Perubahan
akomodasi di shelf merupakan pengaruh dari perubahan relatif muka air laut.
Perubahan relatif muka air laut ini merupakan interaksi dari dua proses yaitu
perubahan vertikal muka air laut global (eustasi) dan pergerakan vertikal
terhadap bidang dasar pengendapan (tektonik).
1.
Akomodasi shelf
Pola sedimentasi
yang terbentuk di shelf oleh variasi akomodasi adalah
a.
Bila muka air laut relatif naik dengan suplai sedimen
kurang atau bahkan tidak ada, akan terjadi transgresi yang menyebakan pola
sedimen yang menghalus ke atas.
b.
Bila muka air laut naik dengan diimbangi oleh supai sedimen
yang cukup, maka akan terjadi penebalan sedimen dimana garis pantai akan
konstan sehingga tidak terjadi perubahan fasies.
c.
Bila muka air laut tetap namun suplai sedimen terus
bertambah maka akan terjadi regresi yang menyebabkan pola sedimen semakin kasar
kearah atas dan garis pantai akan maju kearah laut.
Pengaruh proses
laut terhadap sedimen shelf juga merupakan hal yang penting untuk diperhatikan.
Saat sedimen masuk ke laut dari sungai, sedimen akan tersebar jauh dari mulut
sungai oleh proses gelombang dan proses pasang-surut. Bila proses gelombang dan
pasang-surut ini minimal, sedimen akan membentuk pola lobate dan relatif dangkal.
Bila proses dominan pasang-surut maka sedimen akan berbentuk estuarine.
Sedangkan bila proses dominan adalah gelombang, maka sedimen akan berbentuk
memanjang sejajar garis pantai.
2.
Akomodasi sungai
Akomodasi sungai
sangat dipengaruhi oleh perubahan relatif muka air laut, pergerakan vertikal
oleh proses tektonik dan perubahan letak sungai.
Dua hal diatas akan
menyebabkan perubahan profil kesetimbangan (equilibrium profile) sehingga akan
berpengaruh terhadap sedimentasi dan erosi serta transportasi sedimen.
Pengaruh variasi
muka air laut
a.
Perubahan horisontal alur sungai
b.
Muka air laut naik, maka mengakibatkan profil kesetimbangan
mundur kearah darat sehingga terjadi sedimentasi
c.
Muka air laut turun, maka mengakibatkan profil
kesetimbangan maju dan terjadi erosi
Pengaruh tektonik
akan lebih meluas lagi pada seluruh profil sungai, sedangkan perubahan muka air
laut hanya berpengahur terhadap mulut sungai.
Pola stratigrafi
Perubahan
relatif muka air laut akan mengakibatkan pola stratigrafi regresi dan transgresi.
Regresi adalah majunya garis pantai ke arah laut yang mengakibatkan pola
stratigrafi mengkasar kearah atas. Transgresi adalah mundurnya garis pantai ke
arah darat dan mengakibatkan pola stratigrafi menghalus ke atas.
Ada
2 tipe regresi yaitu :
Regresi
normal, dimana suplai sedimen lebih besar dibandingkan dengan akomodasi. Muka air laut konstan , suplai sedimen besar.
Regresi
yang dipaksakan, dimana muka air laut turun tanpa adanya erosi. Muka air laut
turun, sedimen konstan.
Siklus sedimentasi
Siklus
sedimentasi yang dikenal adalah siklus regresi-transgresi yang selalu terulang
dalam pola stratigrafi.
Ada
dua kemungkinan penyebab siklus ini yaitu :
1.
Autocyclic
Adalah proses
pembelokan/pemindahan delta yang berlangsung selama proses penurunan dasar
cekungan sehingga menghasilkan penumpukkan siklus regresi-transgresi.
2.
Allocyclic
Pembentukan silkus
regresi-transgresi oleh adanya perubahan muka air laut.
Hal
yang terpenting untuk memisahkan satu siklus dengan siklus yang lain adalah
munculnya lapisan tipis batuserpih yang melampar luas secara horisontal dan
diendapkan saat banjir maksimum (maximum flooding surface/MFS).
Sikuen pengendapan
Ketika
muka air laut turun, sedimen yang terakumulasi pada cekungan pengendapan
disebut sebagai lowstand deposits. Tahap ini disebut Lowstand system tract
(early). Sejalan dengan terus turunnya muka air laut, maka terjadi erosi di
daerah sungai (darat) yang menyebabkan terjadinya ketidakselarasan stratigrafi
dan merupakan rekaman selang waktu selama terjadinya penurunan muka air laut..
Sedangkan bagian shelf yang tetap berada di bawah muka air laut tidak terbentuk
ketidakselasaran, tetapi yang terjadi adalah correlative conformity.
Ketika
muka air laut berada pada keadaan stabil maksimum lowstand, tahap ini disebut
Lowstand system tract (late), normal regresi terus terjadi dan sedimen mulai membentuk pola
agradasi.
Selanjutnya
muka air laut akan naik perlahan dan pola sedimen akan menjadi onlap terhadap
bidang ketidakselarasan ke arah darat. Pada saat muka air laut naik dengan
cepat, akomodasi bertambah dengan cepat namun suplai sedimen tetap maka
terjadilah pola sedimentasi transgresi. Tahap ini disebut transfresive system
tract.
Pada
saat terjadi maksimum kenaikan muka air laut, dimana kenaikan mulai berkurang
dan akhirnya muka air laut stabil, akan terbentuk endapan tipis batuserpih yang
menyebar luas, dan mewakili kurun waktu pengendapan yang lama. Tahap ini
disebut highstand system tract.
Siklus
regresi-transgresi yang terjadi selama kurun waktu perubahan mukan air laut ini
akan membentuk satu sikuen pengendapan. Bila terjadi lagi penurunan muka air
laut maka akan terulang kembali siklus seperti diatas.
System tract
1.
Lowstand system tract (LST)
Terbentuk ketika
muka air laut turun dengan cepat, keadaan stabil pada maksimum penurunan muka
air laut dan pada saat air laut mulai naik dengan lambat.
Sistem ini
menghasilkan sedimen regresi yang dapat dibedakan menjadi 2 yaitu :
a.
endapan regresi di pantai dan prodelta
b.
endapan sungai yang mengisi incised valley
LST ini akan
terletak diatas ketidakselarasan yang merupakan batas sikuen (Sequence
Boundary/SB)
2.
Transgresive Highstand system tract (TST)
Terbentuk ketika
muka air laut naik dengan cepat sedangkan suplai sedimen tetap/berkurang.
Bagian paling atas dari TST ini adalah maximum flooding surface (MFS). Ciri
endapan TST adalah :
·
Kaya akan shale
·
Merupakan sumber dari batuan induk yang baik
·
Semakin halus kearah atas
·
Merupakan sedimen yang tebal.
3.
Highstand system tract
Meupakan kelanjutan
dari TST dimana muka iar laut mulai stabil menghasilkan endapan shale tipis dan
ketika muka air laut mulai turun dengan lambat.
Batas sikuen
(Sequence Boundary)
Ada
dua versi dalam menentukan satu siklus sikuen stratigrafi yaitu :
1.
Exxon sequences
Membagi
sikuen berdasarkan ketidakselarasan. Batas SB merupakan ketidakselarasan yang
merupakan permukaan bidang erosi yang terjadi dibagian bawah dan atas satu
siklus sikuen.
2.
Galloway sequences
Membagi
sikuen berdasarkan batas MSF yang dicirikan oleh kehadiran condensed sec
KARAKTERISASI RESERVOAR DENGAN SEISMIK
Karakterisasi
reservoar dengan menggunakan data seismik dapat dilakukan dengan beberapa cara
didalam kerangka sikuen stratigrafi, yaitu :
1.
Analisis Impedansi akustik
2.
Analisis Atribut frekuensi
3.
Analisis atribut Amplitudo
4.
Analisis Amplitudo versus Offset (AVO)
Penggunakan
data sesimik ini tidak terlepas dari data sumur yang menunjukkan resolusi
vertikal yang baik dan didukung oleh data seismik sebagai kontrol lateralnya.
SEISMIK
Gelombang seismik yang berasal dari permukaan akan dipantulkan kembali oleh bidang permukaan lapisan batuan karena adanya perbedaan impedansi akustik batuan yang disebut juga sebagai bidang refleksi. Gelombang ini akan direkam oleh geophone berupa waktu datang gelombang (milidetik) dan besar amplitudo yang dihasilkan oleh bidang refleksi tersebut. Semakin besar perbedaan impedansi akustik batuan akan semakin besar amplitudo yang dihasilkannya. Hubungan impedansi akustik batuan dengan amplitudo seismik dinyatakan dengan hubungan sebagai berikut (Sukmono, 2001):
KR = (IA2 – IA1)
/ (IA1 + IA2)
KR = koefisien refleksi
IA = impedansi akustik (densitas
batuan)
Semakin besar perbedaan impedansi akustik, semakin besar koefisien
refleksinya dan semakin besar amplitudo yang dihasilkannya.
Pada data seismik konvensional, data yang dapat diinterpretasikan hanya
berupa data bidang refleksi itu sendiri, sedangkan semua fenomena yang ada
didalam lapisan tidak dapat diinterpretasikan dengan baik. Melihat keadaan ini
maka telah dilakukan proses pembalikan (inversi) yang membalikan data seismik
agar dapat memberikan gambaran tentang perbedaan densitas batuan yang
dilaluinya.
Seismik inversi (Impedansi akustik)
Seismik inversi adalah
suatu teknik untuk membuat model bawah permukaan dengan menggunakan data
seismik sebagai input dan data sumur sebagai kontrol (Sukmono, 1985).
Berdasarkan definisi ini maka teknik ini dapat dianggap sebagai kebalikan
pemodelan kedepan dimana dihasilkan penampang seismik berdasarkan model bumi.
Perbedaan antara kedua model ini dapat digambarkan sebagai berikut :
Pemodelan
kedepan/seismik konvensional
Bumi (sebagai
input) ®
proses seismik ®
penampang seismik (output)
Pemodelan
kebelakang/seismik inversi
Penampang seismik
(input) ® algoritma perhitungan ®
model bumi (output)
Ilustrasi hal diatas ditunjukkan pada
Gambar 1
Dengan persamaan diatas diketahui
bahwa harga kontras IA dapat diperkirakan dari amplitudo refleksinya yaitu
semakin besar amplitudo semakin besar refleksi dan kontras IA nya.
Dari data tersebut terlihat bahwa
seismik konvensional akan melihat obyek bawah permukaan dalam bentuk
bidang batas antara lapisan batuan, sedangkan IA hasil inversi akan melihat
bawah permukaan sebagai lapisan itu sendiri., sehingga gambaran didalam lapisan
dapat terlihat jelas (Gambar 2).
Analisa data seismik dapat pula dilakukan dengan beberapa proses untuk
mendapatkan atribut (attribute) seismik yang digunakan sehingga dapat
memberikan gambaran pola seismik yang lebih jelas dari data konvensional untuk
dapat meningkatkan interpretasi geologi. Atribut seismik sendiri memiliki arti
derivatif / turunan dari suatu pengukuran seismik dasar (Sukmono, 2001).
Atribut Amplitudo
Atribut amplitudo
sering digunakan dalam studi-studi stratigrafi karena perubahan lateral
amplitudo dapat berarti perbedaan satuan batuan. Lingkungan yang kaya akan
pasir umumnya akan memiliki amplitudo yang lebih tinggi dibandingkan dengan
daerah yang kaya akan serpih. Perbedaan-perbedaan rasio batupasir-batuserpih
dapat dengan mudah dilihat pada peta amplitudo. Salah satu kegunaan atribut
amplitudo adalah untuk mempelajari batupasir pada sistem channel dan
batupasir sistem delta (Sukmono, 2001).
Berbagai jenis
atribut amplitudo primer (gambar 4) yang sering digunakan adalah sebagai
berikut :
|
1.
Amplitudo RMS
2.
Amplitudo Absolut rata-rata
3.
Amplitudo Puncak Maksimum
4.
Amplitudo Puncak rata-rata
5.
Amplitudo palung maksimum
|
6.
Amplitudo palung rata-rata
7.
Amplitudo Absolut Maksimum
8.
Amplitudo Absolut Total
9.
Amplitudo
total
|
Ilustrasi dari perhitungan atribut amplitudo dapat dilihat pada gambar
3.
Gambar 3 Ilustrasi perhitungan dalam atribut amplitudo
puncak rata-rata.
|
Analisis Atribut
frekuensi / Atribut kompleks
Perhitungan
atribut tras seismik kompleks pada dasarnya adalah suatu transformasi yang
memisahkan informasi amplitudo dan sudut (fasa dan frekuensi) dalam displai
terpisah. Kompleks disini berarti perhitungan yang dilakukan mengasumsikan
bahwa tras seismik konvensional adalah merupakan bagian riil dari fungsi
matematis kompleks. Penampang-penampang baruyang dihasilkan terkadang mampu
mencitrakan lebih baik aspek geologi yang pada awalnya tersembunyi pada
penampang konvensional.
Berbagai
analisis frekuensi (gambar 5) antara lain adalah :
Kuat refleksi
Kuat
refleksi tinggi sering berasosiasi dengan perubahan litologi tajam diantara
lapisan batuan yang berdekatan, ketidakselarasan, sesar atau batas lingkungan
pengendapan
Fasa sesaat
Fasa
sesaat merupakan ukuran kemenerusan reflektor pada penampang seismik. Fasa
sesaat akan cenderung menyamakan reflektor lemah dan kuat, oleh karena itu baik
untuk interpretasi reflektor koheren yang lemah.
Frekuensi sesaat
Frekuensi
sesaat merupakan alat yang baik untuk
melakukan korelasi.
Analisis Amplitudo
versus Offset (AVO)
Amplitude
Variation with Offset (AVO) atau Amplitude Variation with Angle (AVA). Analisis
AVO merupakan analisis gelombang seismik yang menggunakan kecepatan gelombang
primer (VP) dan kecepatan gelombang sekunder (VS).
VP
akan bekerja pada batuan sebagai fungsi dari modulus bulk, modulus geser dan
densitas batuan. Sedangkan VS akan bekrja pada batuan sebagai fungsi dari
modulus bulk dan densitas batuan. Perbedaan yang mencolok adalah tidak adanya
komponen modulus bulk pada VS, sehingga rasio VP / VS akan mengandung informasi
litologi, fasies, kandungan pori (terutama kehadiran gas) dan sifat mekaniknya
Poisson’s
Ratio ( s )merupakan
parameter elastik yang memiliki hubungan antara kecepatan gelombang P dan
kecepatan gelombang S. Dengan menggunakan nilai khas Poisson’s Ratio dapat
dikenali beberapa litologi sebagai berikut :
1.
Sedimen jenuh air asin dan tidak terkonsolidasi memiliki
nilai PR = 0.40 atau lebih
2.
Poisson’n ratio menurun bersama dengan menurunya porositas
3.
Batupasir jenuh air asin dengan porositas tinggi memiliki
nilai PR = 0.30 - 0.40
4.
Batupasir tersaturasi gas berporositas tinggi memiliki
nilai 0.10
 |
(Vp / Vs)2 – 2
s =
----------------------------
2 [(Vp / Vs)2
– 1
Untuk
dapat melakukan analisis AVO, perlu dilakukan dahulu analisis Poisson’s Ratio
yang akan mempengaruhi variasi dari amplitudo terhadap offset. Secara teoritis
nilai poisson’s ratio akan bervariasi antara 0 dan 0,5 dan mendekati nol untuk
gas dan 0,5 untuk cairan.
Pada kasus batupasir dengan porositas tinggi dan mengandung gas, maka
pada analisis AVO akan memperlihatkan perubahan amplitudo dengan bertambahnya
offset pada CDP gather. Jika dalam analisis AVO tidak terjadi perubahan
amplitudo maka diinterpretasikan tidak adanya kandungan gas pada lapisan
tersebut.
Dari
beberapa persamaan dalam melakukan analisis AVO didapatkan persamaan Zeoppritz
yang paling sederhana :
R(q) = (Rp – 2 Rs) sin2 q
Dimana
R(q) = Nilai koefisien
pada sudut q
Rp =
Koefisien refleksi gelombang P pada sudut datang normal
G
= Nilai gradien yang besarnya dipengaruhi oleh nilai rasio
Poisson
Dengan pendekatan Zeoppritz dapat dilakukan analisis AVO dengan terlebih
dahulu mengetahui nilai :
1.
Kecepatan
gelombang P (log sonik)
2.
Kecepatan
gelombang S (log sonik)
3.
Densitas
batuan (log densitas)
4.
Nilai
impedansi akustik (IA)
5.
nilai
koefisien refleksi gelombang P dan S (Rp dan Rs)
6.
Besar
sudut q atau jarak yang diingikan dalam
perhitungan
Comments