` OLEH:

Aileen M. Tapatfeto

125090700111009

Geofisika 2012/2013

BAB II

Konsep Dasar Interpretasi Seismik Refleksi

2.1. Tujuan dan Ruang Lingkup

Tujuan dan ruang lingkup pekerjaan interpretasi seismik refleksi sangat

bervariasi - dari interpretasi untuk studi regional sampai untuk studi resevoar

detail - sehingga sangat sulit untuk merumuskan tujuan dan prosedur yang baku.

Kwalitas interpretasi itu sendiri akan dipengaruhi oleh banyak faktor, antara

lain yang terpenting adalah factor pengalaman dan pengetahuan geologi daerah

penelitian.

Tujuan interpretasi sendiri secara umum adalah untuk menyediakan

jawaban yang paling dapat dipertanggung- jawabkan berdasarkan hasil analisa

seluruh data yang ada. Oleh karenanya, interpreter harus mampu untuk menganalisa

seluruh informasi yang tersedia; misalnya arsitektur cekungan, evolusi cekungan,

proses sedimentasi, prinsip pemrosesan data seismik, sampai dengan inferensinya

dengan data biostratigrafi dan lubang bor.

2.2.Terjadinya Gelombang Refleksi

Skema sederhana mengenai konsep dasar metoda seismik refleksi

ditunjukkan pada Gambar 2.1. Pulsa seismik merambat melewati batuan dalam

bentuk gelombang elastis yang mentransfer energi menjadi pergerakan partikel

batuan. Dimensi dari gelombang elastik atau gelombang seismik jauh sangat besar

dibandingkan dengan dimensi pergerakan partikel batuan tersebut. Meskipun

begitu, penjalaran gelombang seismik dapat diterjemahkan dalam bentuk

kecepatan dan tekanan partikel yang disebabkan oleh vibrasi selama penjalaran

gelombang tersebut.

Kecepatan gelombang dalam batuan (umumnya bemilai ribuan feet per

meter), dimana pergerakan partikel mengalirkan energy yang teijadi, menentukan

kecepatan gelombang seismik dalam batuan tersebut.

Salah satu sifat akustik yang khas pada batuan adalah Impedansi Akustik (IA)

yang merupakan hasil perkalian antara densitas (p) dan kecepatan (V)

IA=pV (2.1)

Dalam mengontrol harga IA, kecepatan mempunyai arti lebih penting

daripada densitas. Sebagai contoh, porositas atau material pengisi pori batuan (air,

minyak, gas) lebih mempengaruhi harga kecepatan daripada densitas. Anstey (1977)

menganalogikan IA dengan acoustic hardness. Batuan yang keras ("hard rock") dan

sukar dimampatkan, seperti batugamping, granit mempunyai IA yang tinggi,

sedangkan batuan yang lunak seperti lempung yang lebih mudah dimampatkan

mempunyai IA rendah.

Perbandingan antara energi yang dipantulkan dengan energi datang pada

keadaan normal adalah :

E (pantul) / E (datang) = KR x KR (2.2)

KR=(IA2-IA1)/(IA1 +IA2) (2.3)

dimana

E = Energi

KR = Koefisisen refleksi

IA 1 = impedansi akustik lapisan atas

IA 2 = impedansi akustik lapisan bawah

Harga kontras IA dapat diperkirakan dari amplitudo refleksinya, semakin besar

amplitudonya semakin besar refleksi dan kontras IA-nya. Sesuai dengan persamaan

(2.1), maka hanya sebagian kecil energi yang direfleksikan, sedangkan sebagian besar

lainnya akan terus dipancarkan pada lapisan yang lebih dalam sehingga

memungkinkan terjadinya refleksi berikutnya.

Gambar 2.1. Unsur dasarmetoda seismik refleksi. (a) Skema wavelet sumber. (b)

Refleksi dan refraksi pada batas IA, (c) Geometri refleksi pada reflektor horizontal.

2.3. Polaritas dan Fasa

Untuk memudahkan diskusi mengenai rekaman seismik, maka digunakan istilah

polaritas. SEG mendefinisikan polaritas normal sebagai:

Sinyal seismik positif akan menghasilkan tekanan akustik positif pada hidropon di

air atau pergerakan awal keatas pada geopon didarat.

Sinyal seismik yang positif akan terekam sebagai nilai negative pada tape, defleksi

negatif pada monitor dan trough pada penampang seismik.

Oleh karenanya dengan menggunakan konvensi ini, maka pada penampang seismik

yang menggunakan konvensi SEG akan didapatkan :

Pada bidang batas refleksi dimana IA2 > IAI akan berupa trough.

Pada bidang batas refleksi dimana IA2 < IAI akan berupa peak.

Sebagai contoh pada Gambar 2.2 diperlihatkan polaritas normal dan terbalik untuk

pulsa berfasa minimum dan nol (zero and minimum phase).

Gambar 2.2. Contoh konversi polaritas menurut SEG, (a) Fasa minimum, (b) Zero

phase (Badley, 1985).

Adalah penting pula untuk mengetahui bentuk dasar pulsa atau fasa yang dipakai

dalam pemrosesan data. Pada kasus ekstrim, pulsa seismik yang ditampilkan dalam

rekaman seismik dapat dikelompokkan menjadi 2 jenis fasa : fasa minimum dan fasa

nol (Gambar.2.3). Pada pulsa fasa minimum, energy yang berhubungan dengan batas

IA terkonsentrasi pada omset dibagian muka pulsa tersebut, sedangkan pada fasa

nolbatas IA akan terdapat pada peak bagian tengah.

Dibandingkan dengan fasa mmunum, fasa nol mempunyai beberapa kelebihan :

Untuk spektrum amplituda yang sama, sinyal fasa nol akan selalu lebih pendek dan

beramplitudo lebih besar daripada fasa minimum, sehingga rasio sinyal-noise-nya

juga akan lebih besar.

Amplituda maksimum sinyal fasa nolumumnya akan selalu berimpit dengan spike

refleksi, sedangkan pada kasus fasa minimum amplituda maksimum tersebut teljadi

setelah spike refleksi terkait.

Bentuk wavelet fasa nol simetris sehingga memudahkan piking horison terkait.

Gambar 2.3. Skema wavelet fasa minimum dan fasa nol

Pemahaman mengenai jenis polaritas dan fasa yang dipakai dalam penampang

seismik sangatlah penting. Kekurangpahaman masalah polaritas dan fasa ini bisa

mengakibatkan kesalahan fatal interpretasi.

Apabila tidak ada catatan mengenai hal ini maka bisa digunakan horison

acuan. Misalnya dasar laut akan dan batuan dasar umumnya mempunyai IA yang

lebih besar dari lapisan air atau batuan diatasnya. Sebaliknya reservoar gas

mempunyai IA lebih kecil dibandingkan batuan sekitamya. Dengan menganalisis

bentuk wavelet pada horison-horison acuan tersebut maka dapat diketahui jenis

polaritas dan fasa yang dipakai.

Gambar 2.4. Contoh penentuan polaritas refleksi dari rekaman seismic (Badley,

1985).

Gambar 2.5. Contoh penentuan polaritas refleksi dari rekaman seismik (Badley,

1985).

Gambar 2.6. Contoh refleksi pada dasar laut.

Gambar 2.7. Contoh refleksi pada bright-spot. Display ini menggunakan polaritas

terbalik dan fnsa nol.

2.4. Efek Interferensi

Refleksi gelombang seismik akan timbul setiap terjadi perubahan

harga IA. Meskipun begitu apakah perubahan tersebut cukup signifikan untuk

dapat menghasilkan refleksi akan tergantung pada sensitivitas alat perekam

dan pemrosesan datanya.

Salah satu masalah utama metoda seismik refleksi adalah timbulnya

interferensi respon seismik dari batas IA yang sangat rapat. Interferensi bisa

bersifat negatif atau positif (Gambar.2.8) dan peran panjang gelombang serta jenis

fasa pulsa seismik sangat kritis dalam hal ini.

Gambar 2.8. Interferensi destruktif dan konsouktif pada gelombang fasa minimum

dan polaritas normal (Badley, 1984).

Gambar 2.9 dan 2.10 menunjukkan perbedaan tersebut di atas dan

pengaruhnya pada interferensi : wavelet dengan fasa nol akan terpusat pada batas

IA, sehingga interferensi te:rjadi dengan wavelet yang terletak didekat batas tersebut,

sedangkan pada wavelet dengan fasa minimum interferensi te:rjadi dengan

wavelet yang terletak dibawah batas IA.

Gambar 2.9a. Contoh intetferensi pada gelombang berfasa minimum dan polaritas

nonnal untuk beberapa kasus lapisan batuan (Badley, 1984)

Gambar 2.9b. Contoh interferensi pada gelombang berfasa nol dan polaritas nonnal

untuk kasus yang sama seperti Gambar 2.9a (Badley, 1984)

Gambar 2.10a Contoh interferensi pada gelombang berfasa minimum dan polaritas

nonnal untuk beberapa kasus lapisan batuan (Badley, 1984)

Gambar 2.10b. Contoh interferensi pada gelombang berfasa nol dan polaritas normal

untuk kasus yang sama seperti Gambar2.10a.

2.5. Resolusi Vertikal

Resolusi didefinisikan sebagai jarak minimum antara dua obyek yang dapat

dipisahkan oleh gelombang seismik dan berhubungan erat dengan fenomena

interferensi (Gambar 2.11)- Sebagai contoh pada Gambar 2.12 ditunjukkan model

tubuh batugamping berkecepatan tinggi yang membaji kedalam tubuh batulempung

yang berkecepatan lebih rendah. Displai model seismik menggunakan polaritas

normal dan fasa minum. Pada batas atas gamping refleksi akan berupa palung sedang

pada bagian bawah akan berupa puncak.

Gambar 2.11. Faktor-faktor yang mempengaruhi resolusi seismik horizontal dan

vertical

Gambar 2.12. Efek interferensi dari wajik batugamping ber-JA tinggi yang terletak

diantara batu serpih ber-JA rendah (Badley, 1984).

Dua buah wavelet yang mempunyai polaritas berlawanan tersebut akan

terpisahkan selama tebal waktu dari batugamping tersebut sama atau lebih besar dari

separuh panjang gelombang seismik. Bila tebal waktu batugamping tersebut kurang

dari setengah panjang gelombang, kedua buah polaritas yang berlawanan tersebut

akan mulai overlap dan teijadi interferensi. Saat TWT (two way travel time) dari

batugamping mencapai setengah panjang gelombang atau saat tebal waktu

batugamping sama dengan seperempat panjang gelombang, maka akan teijadi

interferensi konstruktif maksimum, dan ketebalan ini dikenal dengan tuning thickness.

Bila tebal batugamping kurang dari tuning thickness, maka gabungan antara

refleksi bidang bawah dan atas akan nampak seperti bidang reflektor tunggal.

Ketebalan minimum tubuh batuan untuk dapat memberikan refleksi sendiri bervariasi

dari 1/8- 1130 panjang gelombang (Gambar.2.12-13).

Hubungan antara frekuensi (f), kecepatan (v) dan panjang gelombang (A.)

dirumuskan sebagai :

= v / f (2.4)

Sebagai contoh,jika frekuensi gelombang seismik 50 Hz atau periodanya 20

ms, maka pada kedalaman dimana kecepatan batugamping adalah 5000 mls, maka

tebal batugamping paling tidak adalah 50 m agar refleksi bidang batas atas dan bawah

dapat dibedakan.

Dengan bertambalmya kedalaman, dimana kecepatan bertambah tinggi dan

frekuensi bertambah kecil, maka tuning thickness dan detectable limit juga akan

bertambah besar.

Gambar 2.13.Resolusi refleksi tergantung pada interaksi gelombang (Brown, 1991).

Pada situasi dimana diperlukan perkiraan tebal lapisan yang lebih tipis dari

1/4 panjang gelombang, maka dapat digunakan teknik pemodelan, karena secara

teoritis tebal tersebut dapat diperkirakan dari variasi amplitudo refleksi

(Gambar.2.12).

Persyaratan utama teknik ini adalah tersedianya amplitudo referensi (biasanya

dari data sumur) dan kontrol detail dari amplitudo (lihat pembahasan terkait di Bab 3).

2.6. Resolusi Horisontal

Meskipun penyederhanaan sering dilakukan dengan mengasumsikan bahwa

gelombang seismik pantul berasal dari satu titik (Gambar.2.1), tapi sebenamya

refleksi tersebut berasal dari daerah dimana terjadi interaksi antara muka

gelombang dan bidang reflektor. Daerah yang menghasilkan refleksi tersebut sebagai

zona Fresnel yaitu bagian dari reflektor dimana energi dipantulkan ke geopon atau

hidropon setelah separoh siklus atau seperempat panjang gelombang setelah

terjadinya refleksi pertama (Gambar.2.14).

Gambar 2,14 (a) Zona fresnel (b) Perbandingan untuk frekuensi tinggi dan rendah

(Sheriff, 1977)

Gambar 2.15. Skema efek zona Fresnel (a) Model. (b) Rekaman seismic (Neidell

dan Poggiagliolmi, 1977)

Gambar 2.15 menunjukkan model dari efek Fresnel dan daripadanya dapat

disimpulkan hal-hal berikut :

Pada setiap ujung lapisan teijadi difraksi yang amplitudonya berkurang secara cepat

dengan semakin jauhnya terhadap ujung lapisan

Polaritas difraksi pada kedua ujung lapisan adalah saling berlawanan

Gap antara lapisan sebagian besar tertutup oleh difraksi

Lapisan dengan dimensi lateral 1/2 zona Fresnel menimbulkan respon seismik

yang tidak dapat dibedakan dengan sumber titik. Bahkan dengan dimensi sama

dengan satu zona Fresnel-pun respon seismiknya sangat sulit dibedakan dengan yang

berasal dari difraksi sederhana

Magnitudo zona Fresnel dapat diperkirakan dari

(2.5)

dimana rf =radius zona Fresnel dalam meter

V = kecepatan rata-rata

t = TWT dalam detik

f = frekuensi dominan dalam hertz.

Dari persamaan tersebut dapat diketahui bahwa resolusi horisontal akan

berkurang dengan bertambahnya kedalaman, bertambahnya kecepatan dan

berkurangnya frekuensi. Contoh lain dari efek zona Fresnel juga diperlihatkan pada

Gambar 2.16-2.17.

Gambar 2.16 Contoh efek zona Fresnel (a) Model, (b) Penampang seismik

Gambar 2.17. Efek zona Fresnel pada amplituda refleksi dekat sesar. (a) Jurus sesar

tegak lums terhadap lintasan seismik.. (b) Jurus sesar miring terhadap lintasan seismik

(Anstey, 1980).

2.7. Efek Kedalaman

Kecepatan akan meningkat dengan bertambahnya kedalaman karena efek

kompaksi dan diagenesa, sedangkan frekuensi akan berkurang akibat efek atenuasi

(Gambar 2.18). Oleh karena itu dengan bertambahnya kedalaman, resolusi

vertical dan horisontal akan berkurang sedangkan efek interferensi akan semakin

besar akibat meningkatnya panjang pulsa sehubungan dengan berkurangnya

frekuensi. Gambar 2.19 mengilustrasikan bagaimana respon seismik akan bervariasi

terhadap kedalaman, meskipun untuk pasangan batuan yang sama : batugamping

yang ditutupi oleh batulempung.

Gambar 2.18. Hubungan antara panjang gelombang, frekuensi dan kecepatan seismik

Pada kedalaman rendah, frekuensi gelombang seismik akan sangat tinggi

sehingga menghasilkan refleksi yang juga beramplitudo tinggi. Dengan bertambahnya

kedalaman, lempung akan mengalami kompaksi dan batugamping berkurang

porositasnya. Ini akan mengakibatkan berkurangnya kontras IA dengan bertambahnya

kedalaman. Bumi juga cenderung melakukan atenuasi terhadap bagian frekuensi

tinggi dari sinyal seismik dengan meningkatnya waktu penjalaran. Hal ini kemudian

akan mengakibatkan peningkatan panjang gelombang terhadap kedalaman, perubahan

bentuk gelombang dan berkurangnya frekuensi serta resolusi (Gambar 2.20).

Gambar 2.19. Skema menunjukkan efek bertambahnya kedalaman yang merubah IA

frekuensi gelombang, dan akibatnya respon seismik. secara keseluruhan (Badley,

1984).

Gambar 2.20. Efek frekuensi gelombang pada respon seismik (Anstey, 1980)

2.8. Efek Porositas

Gambar 2.21 menunjukkan pengaruh berbagai faktor pada kecepatan. Dari

berbagai faktor tersebut, efek porositas adalah paling penting. Pada batuan klastik,

porositas tergantung pada tekanan diferensial yaitu perbedaan antara tekanan

overburden dan tekanan interstitial . Porositas menurun dengan peningkatan

tekanan diferensial dalam proses yang iirreversible; oleh karena itu porositas

batuan klastik umumnya tergantung pada tekanan diferensial maksimum yang

pemah terjadi.

Gambar 2.21. Pengaruh sebagai faktor pada kecepatan gelombang seismic

(Hiltermann, 1977).

Apabila spektrum kecepatan digambarkan terhadap jenis batuan yang

berbeda (Gambar 2.22) maka terlihat banyaknya overlap. Oleh karena itu, kecuali

hanya pada kasus umum seperti misalnya mengasosiasikan kecepatan rendah dengan

batuan klastik dan kecepatan tinggi dengan karbonat atau evaporit, maka data

kecepatan sendiri tidak dapat digunakan untuk menyimpulkan jenis batuan. Spektrum

yang Iebar dari kecepatan tersebut berkaitan erat dengan kisaran porositas

(Gambar.2.23). Nilai porositas tinggi umumnya berkaitan dengan kecepatan rendah

dan sebaliknya. Porositas batuan klastik umumnya berkurang terhadap kedalaman

pemendaman akibat kompaksi (Gambar.2.23), berkurangnya pemilahan dan

meningkatnya sementasi.

Gambar 2.22. hubungan kecepatan-densitas pada beberapa jenis batuan (Sheriff,

1980)

Gambar 2.23. (a) Data kecepatan-porositas dari hasil laboratorium (b) Efek berbagai

factor pada porositas (Sheriff, 1980).

2.9. Pengikatan Data Seismik dan Sumur (Well-Seismic Tie)

Untuk meletakkan horison seismik (skala waktu) pada posisi kedalaman

sebenamya dan agar data seismik dapat dikorelasikan dengan data geologi

lainnya yang umumnya diplot pada skala kedalaman, maka perlu dilakukan well -

seismic tipe. Terdapat banyak teknik pengikatan ini, tapi yang umum dipakai adalah

dengan memanfaatkan seismogram sintetik dari hasil survei kecepatan (well velocity

survey).

Seismogram Sintetik

Seismogram sintetik dibuat dengan cara mengkonvolusikan wavelet dengan

data KR (Gambar 2.24). Sebaiknya wavelet yang digunakan mempunyai frekuensi

dan band width yang sama dengan penampang seismik. Data KR didapatkan dari

data log sonik dan densitas (KR = kecepatan x densitas). Gelombang seismik

akan dipantulkan pada setiap reflektor dan besar gelombang yang dipantulkan akan

proporsional dengan besar KR. Seismogram sintetik fmal merupakan superposisi dari

refleksi- refleksi semua reflektor. Sintetik biasanya ditampilkan dengan format

(polaritas, bentuk gelombang) yang sama dengan rekaman seismik.

Gambar 2.24. Prinsip pembuatan seismogram sintetik (Badley, 1984)

Korelasi sintetik dengan horison geologi beserta kedalamannya dapat dilihat

dari log geologi terkait. Sintetik juga sangat berguna untuk mendianogsa karakter

refleksi dari setiap horison (Gambar 2.25).

Salah satu kelemahan dari seismogram sintetik adalah mereka umumnya

dibuat dengan menggunakan frekuensi yang sama untuk seluruh penampang,

padahal frekuensi yang dipakai tersebut umumnya diambil dari zona target (misal

daerah reservoir). Hal ini sering mengakibatkan terjadinya mis tie pada daerah diluar

zona target tersebut. Selain itu perlu juga diperhatikan bahwa akibat dari efek

bandlimiting pada saat konvolusi antara wavelet dan KR, maka resolusi sintetik lebih

rendah dibandingkan dengan resolusi sumur (Gambar 2.26).

Gambar 2.25. Conloh well-seismic tie dengan menggunakan seismogram sintetik.

Ditunjukkan juga nilai kros-korelasi dan jenis wavelet yang dipakai.

Gamhar 2.26. Diagram menunjukkan perbedaan resolusi antara log sonik dan

penampang seismik (Badley, 1984)

Check-Shot Survey

Pada check-shot survey kecepatan diukur dalam lubang bor dengan sumber

gelombang di atas permukaan (Gambar.2.27). Sebaiknya sumber gelombang yang

digunakan sama dengan yang dipakai pada survei seismik. Dari data log geologi dapat

ditentukan posisi horison yang akan dipetakan dan lakukan beberapa pengukuran pada

horizon tersebut (downgoing dan upgoing). Waktu first break rata-rata untuk tiap

horison dilihat dari basil pengukuran tersebut. Sebaiknya betul-betul dipastikan bahwa

geopon betul-betul menempel sempuma pada dinding lubang bor pada saat dilakukan

pengukuran.

Kegunaan utama dari check-shot adalah untuk mendapatkan Time-Depth

Curve yang kemudian dimanfaatkan lebih Ianjut untuk pengikatan data seismik dan

sumur, penghitungan kecepatan interval, kecepatan rata-rata dan koreksi data sonik

pada pembuatan seismogram sintetik.

Vertical Seismic Profile CVS

VSP hampir identik dengan check shot survey, hanya disini dipakai stasion

geopon yang lebih banyak dan interval pengamatan tidak lebih dari 30 m

(Gambar.2.28). Kalau pada check shot yang didapatkan hanya first break, maka pada

VSP didapatkan rekaman penuh selama beberapa detik. Jadi sebenamya VSP

sama dengan penampang seismik biasa kecuali bahwa pada VSP geopon diletakkan

pada lubang bor dan merekam gelombang kabawah dan keatas. Gelombang

kebawah berasal dari refleksi frist break atau multipelnya dan pada rekamannya akan

memmjukkan waktu tempuh yang meningkat terhadap kedalaman, sedangkan

gelombang keatas kebalikannya.

Gambar 2.28 menunjukkan bagaimana VSP dapat diikat dengan data sumur dan

seismik. Selain relative lebih mudahnya pengikatan data seismik dan sumur, VSP

mempunyai beberapa kelebihan lainnya :

Refleksi dapat diikat langsung dari rekaman seismik ke data sumur

Multipel dapat dengan mudah diidentifikasi

Refleksi dari reflektor dibawah ID masih dapat dievaluasi

Kecepatan interval dan KR dapat dihitung secara akurat

Gambar 2.27. Prinsip Chek Shot Survey

Gambar 2.28. Prinsip Vertical Seismic Profiling

Gambar 2.29. Pengikatan data sumur dan seismic dengan menggunakan VSP

(Badley, 1984)

2.10. Bising Pada Interpretasi Seismik Refleksi

Dalam melakukan interpretasi data seismik refleksi mutlak diingat bahwa data

ini mengandung bising (noise) yaitu seluruh fenomena refleksi yang tidak

berkaitan dengan aspek geologi sehingga perlu dikenali dan dinetralisir efeknya.

Sumber umum dari bising adalah multipel, difraksi, dll dan adalah bagian dari sinyal

seismik yang tidak berkaitan dengan refleksi primer. Meskipun data seismiknya

telah diproses secara intensif, efek dari bising sering masih "tertinggal" dalam

rekaman seismik dan dapat menjadi "jebakan" (pitfall) dalam interpretasi.

2.10.1. Multipel

Multipel teijadi akibat muka gelombang terpantulkan lebih dari satu kali; contoh

sederhananya ditunjukkan pada Gambar 2.30 sedang macam-macamnya

ditunjukkan pada Gambar 2.31. Parameter pengambilan data dapat didesain

sedemikian rupa untuk menghilangkan multiple tapi umumnya efek ini dihilangkan

pada saat pemrosesan data yaitu terutama dengan menggunakan teknik stacking dan

dekonvolusi (Gambar 2.32-33).Meskipun begitu, sering masih dijumpai efek

multipel ini meskipun data seismiknya telah diproses secara intensif (Gambar 2.33b,

2.34). Gambar 2.35-37 menunjukkan berbagai contoh multipel ini.

Gambar 2.30. llustrasi multipel sederhana: refleksi terpantulkan kembali ke

permukaan batas udara/air tanah kemudian kembali ke reflektor dan geopon

sehingga menghasilkan refleksi multipel (Badley, 1985).

Gambar 2.3 Jenis um um multipel (Badley, 1985)

Gambar 2.32. Penghilangkan multipel dengan teknik CDP stacking (Badley, 1985)

Gambar 2.33. (a) llustrasi efek multiple lintasan panjang sebelum dikoreksi (Badley,

1985)

Gambar 2.33 (b) Ilustrasi efek koreksi multiple dengan penataan konfigurasi sumber

(Badley, 1995). Perhatikan bahwa multipel di bagian bawah rekaman tetap tidak bisa

dihilangkan.

Gambar 2.34. Contoh multiple : WB -water bottom multiple, JBM-interbed multiple

dan sideswide

Gambar 2.35. Diagram menunjukkan bagaimana multiple reflector miring akan

menggandakan besar kemiringan (Badley, 1985)

Gambar 2.36. Ilustrasi multiple sederhana miring dari reflektor a. Tiga multiple b,c

dan dapat dikenali (Badley, 1985)

Gambar 2.37. Ilustrasi efek multiple (1) dan pull-up anomaly (2) akibat endapan

channel berkecepatan tinggi (3).

2.10.2. Difraksi

Difraksi merupakan sumber umum dari bising dan dapat timbul akibat

perubahan tajam dari bidang reflektor (Gambar.2.38), misalnya akibat sesar, intrusi,

permukaan tidak teratur daerah karst, dll. Bidang kontak yang tajam, seperti misalnya

akibat suatu bidang perlapisan tersesarkan, akan membiaskan energi keseluruh arah

dan terekam dalam bentuk tras hiperbolik dengan sumber difraksi sebagai pusat

puncaknya (apex). Bidang sesar tersebut dapat diperkirakan dengan cara

menggabungkan apex tersebut (Gambar.2.39). Efek difraksi ini bisanya dihilangkan

dengan teknik migrasi, meskipun begitu sering masih muncul dalam rekaman seismik

sehingga mengganggu interpretasi.

Gambar 2.38. llustrasi teljadinya difraksi akibat bidang sesar (Badley, 1985).

Gambar 2.39. Rekaman seismik menunjukkan difraksi dari suatu bidang sesar hampir

vertikal (A) dan sesar-sesar minor B (Bidley, 1985).

2.10.3. Efek Distorsi Kecepatan

Perubahan sifat batuan, misalnya perubahan ketebalan formasi, perubahan

fasies dapat menyebabkan perubahan kecepatan. Perubahan ini dapat menyebabkan

distorsi pada stacked time section bila dibandingkan dengan hubungan ketebalan

dan kedalaman sebenamya.

Penipisan Semu Downdip teijadi bila suatu lapisan yang sebenamya

mempunyai ketebalan konstan, tapi akibat proses diagenesa maka bagian yang

terletak lebih kearah cekungan akan mempunyai kecepatan yang lebih tinggi

sehingga pada rekaman seismik tampak seolah-olah seperti lebih tipis

(Gambar.2.40).

Gambar 2.40. 11ustrasi penipisan semu lapisan akibat efek peningkatan kecepatan

dengan kedalaman (Badley, 1985).

Penipisan semu juga dapat teijadi sepanjang bidang sesar. Penipisan semu

ini terjadi karena peningkatan kecepatan interval antara X dan Y pada bagian

hanging wall. Refleksi pada blok yang tersesarkan (Gambar.2.41) keposisi lebih atas

(upthrown block) juga sering menunjukkan fenomena pelengkungan semu (apparent

rollover) akibat pengaruh kecepatan lebih rendah dari bagian downthrown.

Gambar 2.41. llustrasi efek pelengkungan semu reflektor di bawah bidang sesar

(Badley, 1985)

Anomali kecepatan juga sering dijumpai dibawah sesar dengan kemiringan

kecil seperti pada sesar anjak atau sesar normal listrik (Gambar.2.42-2.43) dan

terutama disebabkan oleh perubahan kecepatan kearah lateral akibat pensesaran

tersebut.

Anomali kecepatan pull-up akan terjadi akibat struktur garam, karbonat atau

channel yang mempunyai kecepatan jauh lebih tinggi dari sekitamya

(Gambar.2.44-46). Sebaliknya anomali pull- down juga terjadi akibat diapir serpih

atau karbonat yang mempunyai kecepatan lebih rendah dari sekitamya

(Gambar.2.47-48).

Gambar 2.42. Ilustrasi teljadinya anomali kecepatan dibawah detached listric normal

fault (Badley, 1985).

Gambar 2.43. Contoh velocity pull-up anomaly dibawah sesar anjak (Badley, 1985)

Gambar 2.44. Contoh rekaman seismik sepanjang diapir garam (Badley, 1985)

Gam bar 2.45. Anomali kecepatan dibawah diapir garam. (a) Model geologi. (b)

Kenampakan rekaman seismik menunjukk:an pull-up anomaly sebesar 222 ms

dibawah reflektor garam (Badley, 1985).

Gambar 2.46. Contoh rekaman seismik SW Afrika menunjukkan velocity pull-up

dibawah in-filled submarine canyon A (Badley, 1985).

Gambar 2.47. Contoh pull-up velocity anomaly dibawah reef. (a) dan (b) Pull-up. (c)

dan (d) pull-down (Badley, 1985).

Gambar 2.48. Rekaman seismik menunjukkan aliran serpih (zona refleksi kaotik)

dan push-down velocity anomaly yang mempengaruhi refleksi A dan B (Badley,

1985).

Suatu overlying wedge berkecepatan tinggi dapat berfungsi sebagai lensa

pendistorsi dan menghentikan kontinyuitas refleksi dibawahnya (Gambar.2.46).

Meskipun bukan efek langsung kecepatan batuan, perubahan kedalaman air secara

tajam juga dapat menyebabkan distorsi pada penampang waktu rekaman seismik

seperti diperlihatkan pada Gambar 2.49.

Gambar 2.49a Rekaman seismik menunjukkan distorsi kecepatan akibat

varias kedalaman air. (a) Penampang waktu: perhatikan kemiringan kearah laut dari

refle sebelah barat laut reff (Badley, 1985).

Gambar 2.49b. Penampang kedalaman: efek push-down ak.ibat kedalaman air telah

dihilangkan, menyingkap kemiringan kearah darat dan jebakan potensial pada reef

(Badley, 1985)

2.11. Interpretasi Data Seismik 3-D

Obyek geologi bawah permukaan adalah benda tiga dimensi. Penampang

seismik 2-D merupakan penampang melintang dari benda 3-D tersebut. Meskipun

seismik 2-D mengandung sinyal dari dari semua arah, termasuk yang diluar bidang

penampang, tapi migrasi 2-D biasanya mengasumsikan bahwa sinyal yang terekam

berasal dari bidang penampang itu sendiri (Gambar 2.50). Sinyal dari luar bidang

penampang sering mengakibatkan kesalahan pengikatan pada rekaman seismik 2-D

termigrasi. Karena kelemahan-kelemahan tersebut maka pada 1970 mulai

dikemukakan konsep survei seismik 3-D dipelopori oleh Walton (1972), Bone dkk.

(1976).

Gambar 2.50. Pengaruh struktur bawah permukaan yang menyebabkan refleksi

terletak pada daerah diluar bidang vertikal melalui titik tembak dan penerima (Brown,

1991).

Pada intinya metoda 3-D ini adalah masalah pengumpulan data areal diik:uti

oleh pemrosesan dan interpretasi volum data yang sangat rapat (Gambar 2.51).

Karena metoda ini menghasilkan pemahaman yang lebih baik mengenai gambaran

geologi bawah permukaan, maka popularitasnya meningkat pesat baik dibidang

eksplorasi, pengembangan maupun produksi. Sehubungan dengan volum data yang

begitu besar pada metoda 3-D ini, maka interpretasinya umumnya memerlukan

workstation yang interaktif.

Gambar 2.51. Cakupan areal survei 3-D dibandingkan dengan 2-D (Brown, 1991).

2.11.1. Resolusi : 3D vs 2D

Obyektif utama dari metoda seismik 3-D adalah peningkatan resolusi baik

resolusi vertikal maupun horisontal. Migrasi adalah teknik utama untuk

meningkatkan resolusi horisontal, dan terdiri atas tiga fungsi utama, yaitu (1)

memposisikan refleksi pada posisi sebenamya, (2) memusatkan energi yang tersebar

disekitar zona Fresnedan (3) menghilangkan efek difraksi.

Gelombang seismik menjalar secara 3 dimensi, sehingga bila diperlakukan

secara 2-D maka hanya sebagian potensinya saja yang dimanfaatkan. Gambar 2.52

menunjukkan efek fokusing dari migrasi dalam dua dan tiga dimensi.

Gambar 2.52. Efek ukuran zona Fresnel pada migrasi 2-D dan 3-D (Brown, 1991).

Zona Fresnel akan turun menjadi sebuah elipsoid tegak lurus terhadap lintasan

pada migrasi 2-D dan menjadi sebuah lingkaran kecil pada 3-D. Diameter dari 1/4

panjang gelombang yang ditunjukkan pada Gambar 2.52 merupakan target migrasi

ideal

Gambar 2.50 menunjukkan bahwa pada kasus dimana kompleksitas

struktumya moderat, titik-titik pada kedalaman darimana refleksi normal didapatkan

akan terletak pada jalur zig-zag tidak teratur. Hanya dengan melakukan migrasi

sepanjang dan tegak lurus terhadap arah lintasan maka dimungkinkan untuk

menempatkan posisi refleksi sebenamya dibawah permukaan.

Gambar 2.53 menunjukkan hasil model eksperimen dimana kelebihan 3-D

dibandingkan dengan 2-D jelas terlihat. Hasil migrasi 2-D pada lintasan 6 berhasil

menghilangkan bising secara signifikan dan antiklin 1, telah tercitrakan dengan

betul. Meskipun begitu, antiklin nomor 2 seharusnya tidak muncul pada lintasan 6

tersebut dan bidang sesamya mempunyai kemiringan salah. Migrasi 3-D berhasil

mengoreksi citra sebenamya dari bidang sesar tersebut dan mengoreksi

ketidakhadiran antiklin 2 pada lintasan ini.

Gam bar 2.53. Model menunjukkan perbedaan basil migrasi 2-D dan 3-D (Brown,

1991 ).

Gambar 2.54 menunjukkan efek migrasi 3-D yang memperjelas efek kontak

fluida Gambar 2.55 menunjukkan bagaimana posisi refleksi dekat diapir garam

terkoreksi ke posisi sebenamya setelah migrasi 3-D. Gambar 2.56 menunjukkan

penampang horisontal pada waktu 224 ms dari survei 3-D resolusi tinggi untuk

memonitor proses injeksi uap. Terlihat bagaimana setelah migrasi (gambar sebelah

kanan), posisi channel berubah secara signifikan. Fakta bahwa satu sumur menembus

channel tersebut sedang satunya lagi tidak adalah signifikan karena keduanya

hanya terpisah 10 m.

Gambar 2.54. Peningkatan kenampakanjlar spot setelab migrasi 3-D (Brown, 1991).

Gambar 2.55. Ilustrasi menunjukkan peningkatan kwalitas rekaman sebelum (kiri)

dan sesudah migrasi (Brown, 1991).

2.11.2. Konsep Volum

Kumpulan data seismik dengan spasi rapat memungkinkan pcngolahan tiga

dimensional dari data 3-D. Oleh karenanya konsep volum sangat penting dalam

interpretasi seismik Gambar 2.57 menunjukkan kenampakan volum 3-D sebuah

kubah garam. Gambar tersebut mendemonstrasikan konsep volum dengan baik

dan interpreter dapat menggunakan cara penampilan data scperti ini untuk lebih

memahami aspek tiga dimensional obyek bawah permukaan.

Gambar 2.56. Contoh ilustrasi peningkatan sistem channel setelahlah migrasi 3-0

(Brown, 1991).

Gambar 2.57. Ilustrasi kenampakan volum data 3D dari struktur kubah garam

(Brown, 1991).

Gambar 2.58. (a). Tiga macam potongan ortogonal melalui volum data 3D, (b)

Contoh display komposit potongan (Brown 1991).

Mayoritas interpretasi 3-D dilakukan melalui potongan- potongan melalui volum data

tersebut. Tiga arah utama potongan ortogonal dapat dibuat melalui volum data terkait

(Gambar.2.58). Potongan vertikal pada arah pergerakan kapal atau lintasan kabel

disebut sebagai inline, sedangkan potongan vertikal tegak lurus terhadap lintasan ini

disebut sebagai crossline. Potongan horisontal disebut sebagai penampang horisontal,

atau potongan waktu. Arbitrary line adalah potongan vertikal pada arah sembarang

sesuai kebutuhan Potongan sepanjang horison yang telah diinterpretasi disebut

sebagai horizon slice, sedangkan yang melalui bidang sesar disebut sebagaifault slice

(Gambar 2.59).

Gambar 2.59. Macam-macam istilab bentuk penampilan data 3-D (Brown, 1991).

2.11.3. Interpretasi Struktur

Gambar 2.60 menunjukkan hubungan konseptual antara volum batuan bawah

permukaan dan volum data. Perpotongan bidang perlapisan dengan ketiga sisi

ortogonal kotak segiempat menunjukkan dua komponen kemiringan dan jurus

bidang perlapisan target. Oleh karenanya arah refleksi pada potongan horisontal

secara langsung mengindikasikan jurus dari permukaan refleksi tersebut. Apabila

interpreter mempik refleksi pada penampang horisontal, maka secara langsung

dapat dibuat kontur pada beberapa horison pada waktu atau kedalaman dimana

penampang horisontal tersebut dipotongkan pada volum data terkait.

Gambar 2.60. Hubungan antara kemiringan dan jurus sebuah reflector seismik dalam

satu sistem volum data (Brown, 1991 ).

Gambar 2.61 menunjukkan tiga potongan horisontal dengan spasi waktu 4 ms.

Dengan mengik:uti refleksi puncak dari satu level potongan ke level lainnya

maka peta kontur struktur lapisan terkait dapat dibuat. Terlihat bagaimana

konsistensi antara jurus lapisan baik pada potongan horisontal seismik maupun

pada peta yang dihasilkan (bandingkan daerah sisi kiri dan kanan dari sesar).

Gambar 2.62 dan 2.63 menunjukkanpotongan-potongan vertical dan horisontal.

Terlihat bagaimana dengan mengik:uti retleksi pada potongan horisontal dapat

dibuat pcta kontur horison target sccara cepat.

Gam bar 2.61. llustrasi pembuatan peta kontur struktur dengan menggunakan

penampang horisontal (Brown, 1991).

Gam bar 2.62. Penampang vertikal menunjukkan built-up karbonat tetapi tidak terlalu

menyakinkan (Brown, 1991).

Gambar 2.63. Peta struktur waktu dan penampang horisontal terkait dari Gambar 7.19

(Brown, 1991).

Bila dibandingkan antara hasil pemetaan struktur 2-D dan 3-D akan terlihat bahwa

pada kasus 3-D struktur sesar dapat dipetakan lebih rinci (Gambar 2.64-65). Pada

potongan horisontal seismik 3-D kelurusan terminasi refleksi mengindikasikan

jurus da..-r:i sesar, sehingga piking sebuah sesar pada suatu urutan potongan

horisontal dapat menghasilkan peta bidang sesar. Pada prakteknya, tahapan

identiflkasi awal struktur sesar mayor sebaiknya dilakukan pada penampang

vertikal dengan spasi cukup lebar. Bagaimana sesar-sesar tersebut saling berhubungan

kemudian ditentukan dengan menggunakan penampang horisontal.

Gambar 2.64. Penampang horisontal menunjukkan tenninasi refleksi akibat sesar

(Brown, 1991).

2.11.4. Interpretasi Stratigrafi

Pada saat penampang vertikal seismik memotong sebuah obyek stratigrafi biasanya

akan ditemukan suatu anomaly kecil dari karakter atau amplituda. Ekspresi dari yang

terisi oleh pasir, misalnya, biasanya tidak terlalu jelas sehingga membutuhkan

ketrampilan interpretasi tersendiri untuk mengetahuinya. Sebaliknya, penampang

horisontal menggambarkan penyebaran spasial dari anomali tersebut sehingga bentuk

karakteristiknya bisa dikaitkan dengan lebih mudah pada obyek geologi terkait.

Gambar 2.65 dan 2.66 masing-masing menunjukkan contoh sayatan horisontal di

Teluk Thailand dan Sumatra Tengah. Contoh-contoh tersebut menunjukkan

keunggulan seismik 3-D khususnya penampilan penampang horisontal untuk analisa

seismik stratigrafi.

Gambar 2.65. Sayatan horisontal menunjukkan sistem sensor daerah studi

Gambar 2.65. Penampang horisontal di Teluk Thailand menunjukkan channels, point

bars & cressave (Brown. 1991)

Gambar 2.66. penampang horizontal di Sumatera Tengah menunjukkan system fluvio

deltaic sampai dengan laut dalam.

2.12. Arti Geologi Rekaman Seismik

Secara sepintas, hubungan antara kondisi geologi dan rekaman seismik terkait

terlihat seperti sederhana dan tidak komplck. Meskipun begitu patut diingat bahwa

terdapat perbedaan mendasar antara fakta yang terekam oleh seismik dengan fakta

geologi sebenamya. Seismik hanya mampu mendeteksi batas litologi bila

terdapat pcrubahan impedansi akustik sepanjang batas tersebut yang besamya

lebib dari detectable limit dari gelombang seismik yang dipakai.

Jadi, gelombang seismik hanya mampu mendeteksi sebagian dari batas-batas tersebut,

dan apabila batas tersebut cukup rapat, interferensi juga akan mempengaruhi respon

seismik sehingga menggangu interpretasi. Kenyataan bahwa dalam penampang

seismik kondisi geologi bawah permukaan terekam dalam skala waktu menimbulkan

kelemahan lainnya karena distorsi kecepatan vertikal maupun lateral akan

menghasilkan rekaman seismik yang berbeda dengan kondisi geologi yang

sebenamya. Dalam hal ini, tugas interpreter-lab untuk mengisi gap antara rekaman

seismik dan kondisi geologi sebenamya.

2.12.1. Parameter Refleksi Individual

Refleksi individual mengandung beberapa sifat deskriptif dan terukur yang dapat

memberikan arti geologi. Parameter yang paling dekat hubungannya dengan litologi

adalah amplitudo, polaritas, kontinyuitas, spacing atau frequensi refleksi.

Amplitudo adalah ketinggian puncak (peak) atau palung (trough) refleksi yang

sebenamya tergantung pada koefisien refleksi. Ukuran kwalitatif seperti tinggi,

sedang dan rendah sering dipakai untuk mendeskripsi besar amplitudo ini (Gambar.

2.67)

Perubahan vertikal amplituda dapat digunakan untuk membantu identiflkasi

ketidakselarasan, sedangakn perubahan fasies seimik. Jebakan (pitfall) dapat berasal

dari pola interprensi tuning, multiple, dan noise lainnya yang merubah besar

amplitude

Kontinyuitas refleksi mencerminkan konsistensi kemenerusan lateral refleksi.

Refleksi yang kontinyu adalah hila terdapat kelurusan yang menerus sepanjang jarak

yang signiflkan (km). Derajat kontinyuitas dideskripsikan sebagai sangat kontinyu

sampai diskontinyu (Gambar. 2.67)

Gambar 2.67 Atribut refleksi : kontinyuitas, amplitudo, frekuensi (Badley, 1985).

Gambar 2.68 Contoh korelasi sepanjang sistem sesar dengan menggunakan pentunjuk

karakter refleksi (Badley, 1985).

Frekuensi refleksi adalah jumlah refleksi per unit waktu dan dipengaruhi oleh

kombinasi efek interferensi dan dimensi sinyal seismik Gambar 2.68 menunjukkan

contoh bagaimana karakter frekuensi refleksi digunakan untuk memandu korelasi.

Perubahan vertikal frekuensi refleksi dapat digunakan untuk mendeteksi batas antar

sekuen pengendapan sedangkan perubahan lateral digunakan untuk menduga

perubahan fasies. Perlu diingat bahwa perubahan lateral frekuensi sangat rentan

terhadap efek bising dan struktur. Misalnya multipel dapat menimbulkan kesan

bertambahnya frekuensi refleksi; sebaliknya berkurangnya secara berangsur frekuensi

terhadap kedalaman menimbulkan kesan bertambah renggangnya reflektor.

2.12.2. Intemretasi Jenis Litologi

Kecuali refleksi akibat kontak fluida, hampir semua refleksi berasal dari batas

impedansi akustik akibat perubahan litologi. Akibatnya arti perubahan litologi

merupakan kunci untuk memahami hubungan antara rekaman seismik dan kondisi

geologi terkait. Pada sekuen berlapis, perubahan litologi umumnya terjadi pada batas

antar lapisan. Perubahan jenis lapisan disebabkan banyak hal; perubahan kondisi

pengendapan, litiflkasi, variasi suplai sedimen, variasi musim, dll.

Bidang perlapisan mengontrol bentuk ekstemal lapisan yang besar bentuknya

sangat bervariasi dan pada skala besar merefleksikan jenis litologi pembentuk

lapisan, proses pengendapan dan lingkungan pengendapan.

Jenis litologi dapat dibagi menjadi dua kelompok besar:

1. Sedimen yang terendapkan secara mekanis- yaitu tertransportasikan oleh dan

terendapkan dari fluida.

2. Sedimen yang terbentuk secara kimiawi (misal garam dan evaporit) atau proses

biologis (reef).

Meskipun masih berambiguitas, tapi adalah mungkin untuk menduga jenis litologi

dari rekaman seismik. Berikut ini dibahas kriteria untuk mengenali batuan

lempung, klastik kasar, karbonat, garam, batuan dasar dan batuan beku.

2.12.3. Lempung dan Lanau

Lempung dan lanau terendapkan oleh mekanisme suspensi, apapun

lingkungan pengendapannya. Sedimen seperti ini cenderung untuk berlapis tipis

dengan spasi reflektor yang rapat dibandingkan dengan reflektor lainnya pada

rekaman seismik. Bila daerah pengendapannya ekstensif, refleksinya biasanya

berkontinyuitas sedang sampai baik.

Amplitude cenderung sedang sampai buruk, tapl juga sangat tergantung

pada jarak perlapisan (efek interferensi) dan litologi. Pola refleksi divergen juga

merupakan indikasi dari endapan butir haJus, karena ia mengindikasikan

pengendapan pada kondisi dimana teljadi penurunan cekungan dan kecepatan

pengendapan mempunyai magnitude sama. Tidak jarang, kontras impendansi akustik

sangat rendah sehingga menunjukkan gejala reflection free (Gambar 2.69). Pola

reflection kaotik dapat terjadi akibat slumping atau aktivitas air laut dalam, akibat

pembebanan, naiknya tekanan pon (likuifaksi) atau ketidakstabilan lereng

(Gambar.2.69).

2.12.4. Batuan Klasik Kasar

Batuan klastik kasar merupakan target utama untuk diidentiflkasi pada

interpretasi seismik. Kesulitannya adalah batupasir ini terendapkan hampir disemua

jenis lingkungan pengendapan sehingga mempunyai variasi yang sangat besar pada

ketebalan, bentuk dan penyebaran lateral. Kecepatan interval bukan merupakan

indikator yang baik karena nilainya yang overlap dengan litologi lainnya. Sebaliknya

posisi lingkungan pengendapan merupakan petunjuk terbaik; dan dalam hal ini

sangat tergantung pada kemampuan identiflkasi konflgurasi, struktur intemal dan

asosiasi fasies.

Gambar 2.69. Contoh rekaman seismik klastik kasar dan halus

Gambar 2.70. Contoh rekaman seismik klastik kasar dan halus

Dengan asumsi bahwa endapannya cukup tebal, fasies air dalam dapat

dicirikan oleh konfigurasi mounded dan/atau bentuk sheet. Karena kecepatan

pengendapannya yang begitu tinggi, sedimen klastik mempunyai kemampuan

untuk memodiflkasi topografi dasar cekungan dan akibatnya juga mempengaruhi

pengendapan sedimen selanjutnya. Pada lingkungan air dangkal satuan klastik

individual cenderung untuk tipis, sering dibawah ketebalan minimum resolusi

seismik, dan kehadirannya harus dideteksi dari posiSI lingkunganpengendapannya

dan variasi amplitudonya.

2.12.5. Batuan Karbonat

Pada batuan karbonat, refleksi pada batas atasnya umumnya menghasilkan

koefisien refleksi positif yang besar karena karbonat biasanya mempunyai kecepatan

dan densitas yang lebih tinggi dibandingkan dengan batuan sedimen lainnya.

Hanya pada kasus dimana batuan karbonat tersebut sangat berpori atau sangat

terkekarkan maka batas atasnya menghasilkan koefisien refleksi negatif.

Dari segi seismik, batuan karbonat terbagi menjadi tiga kelompok:

1. Endapan berbentuk sheet : umumnya penyebaran Jateralnya sangat ekstensif dan

terdiri atas partikel karbonat berbutir halus atau fosil mikro karbonatan yang

terendapkan dari suspensi (contoh : batugamping mikritik, kapur, batulempung

karbonatan, dll). Endapan ini menunjukkan karakter yang sama dengan endapan

butir halus lainnya, tapi biasanya dapat dibedakan dari ciri amplitude tingginya,

kontinyuitas baik, dan bila cukup tebal akan mempunyai kecepatan interval yang

tinggi (jarang dibawah 3500 m/s). Debu volkanik atau lapisan tufa mempunyai ciri

yang sama dengan endapan ini dan dapat menimbulkan 'jebakan interpretasi.

2. Endapan bioklastik : terdiri atas butiran karbonalberukuran pasir yang tertransport

dan terendapkan oleh arus energi tinggi sehingga mempunyai bentuk dan

lingkungan pengendapan yang sama dengan batuan klastik non karbonat. Dapat

diidentiflkasi dari kecepatan intervalnya dan amplitude refleksinya yang tinggi.

Aspek lainnya, seperti paleogeografi dan aspek litologi khas lainnya dapat membantu

identifikasi. Meskipun begitu dalam banyak kasus adalah cukup sulit untuk

membedakan antara endapan karbonat bioklastik ini dengan endapan klastik non

karbonat Jainnya.

3. Buildups. reefs. biotherms. banks. mounds. dll : endapan ini mengandung elemen

biologis yang besar terdiri atas sisa-sisa cangkang organisme hidup. Dicirikan oleh

bentuknya yang khas dan kecepatan intervalnya yang tinggi. Gambar 2.71

menunjukkan kriteria konfigurasi refleksi untuk mengenali endapan ini. Bubb dan

Hatlelid (1977) membagi build up karbonat menjadi empat jenis (Gambar.2.72):

barrier, pinnacle, she[( margin, patch. Barrier buildups cenderung linier dibatasi

oleh air relatif dalam pada dua sisinya selama pengendapannya.

Pinnacle cenderung ekuidimensional dan dikelilingi air dalam selama

pengendapanya. Shelf margin berbentuk linier dengan air dalam pada satu sisi dan

dangkal pada sisi lainn ya, sedangkan patch cenderung terbentuk pada air

dangkal, apakah dekat pada shelf margin atau pada paparan laut dangkal.

Gambar 2.71. Contoh konfigurasi refleksi khas endapan karbonat (Badley. 1985)

Gam bar 2.72. Jenis build up yang dapat dikenali dari seismik (Badley, 1985)

Gambar 2.73 menunjukkan contoh buildup paparao karbonat di Louisiaoa.

Sisi belakaog shelf margin ke arab utara terdiri atas perselingan lapisan

batugamping dao serpih, dengao respon seismik pararel frekuensi tinggi dan

amplituda rendab. Shelf margin buildup terdiri atas endapan energi tinggi, porositas

tinggi dan menimbulkao refleksi interval yang buruk. Kearah cekungan di selatao

terdiri atas endapan kalkareous butir halus dengan downlap dao variasi amplituda

lateral. Gambar 2.74 menunjukkan ekspresi seismik dari buildup karbonat yang

berasosiasi dengan dim spot.

Gambar 2.73a Ekspresi seismik dari model paparan karbonat di Gam bar 2.73 b

(Badley, 1985).

Gambar 2.73b Model geologi paparan karbonaldi Gambar 2.73a (Badley. 1985)

Gam bar 2.74. Ekspresi seismik reefPeutu, serpih Baong dan pola sigmoid eli daerah

Arun-Sumatra Utara (penampang seismik dari Wirjodirhardjo, 1992).

Gambar 2.75. Profil seismik carbonate build up di cekungan Sumatra Selatan

(Brown, 1994).

Gambar 2.76. Profil seismik shelf-margin reef di Jawa Barat Utara.

2.12.6. Diapir Garam

Garam mepumyai densitas sekitar 2.2 gr/cc, sangat rendah dibandingkan jenis

sedimen lainnya. Bila diendapkan dengan ketebalan yang cukup, maka

cenderung tidak stabil bila tertutupi oleh batuan lainnya yang mempunyai densitas

lebih tinggi. Akibatnya akan terjadi aliran garam yang terdiri atas tiga tahapan umum :

pillowing, diapirism, postdiapirism. Apapun mekanismenya, aliran garam kedalam

sebuah struktur yang sedang tumbuh mengakibatkan terbentuknya cekungan yang

rendah tapi mempunyai isopach yang tebal. Gambar 2.77 menunjukkan skema

perkembangan tiga tahapan tersebut dan dapat digunakan sebagai dasar interpretasi

konfigurasi reflektor.

Gambarar 2.77. Tahapan pertumbuhan diapir garam (Badley, 1985)

Pada tahap pillowing, penipisan sedimen sindeposisional di atas sayap dan

punggung pillow, terbentuk sebagai respon dari pertumbuhan pillow, merupakan alat

diagnostik utama untuk identifikasi tahapan ini. Pada tahapan diapir, mengalimya

garam kedalam diapir yang sedang tumbuh tersebut akan mengakibatkan runtuhnya

sekuen di bagian sayap yang menipis kearah original pillow. Lingkaran sinklin

sekunder, sumbunya tepat dipinggir diapir, tumbuh diatas daerah runtuhan tersebut

Lingkaran sinklin sekunder ini umumnya lebih ekstensif daripada lingkaran

sinklin primer dan juga merupakan tempat akumulasi sekuen yang lebih sekuen yang

lebih tebaL Pada tahapan postdiapir maka diapir akan terletak pada atau dekat

permukaan sedimen, meskipun penurunan terus berlangsung. Sebuah lingkaran

sinklin tersier berukuran kecil, sering kurang jelas, akan mengelilingi diapir tersebut.

Konfigurasi refleksi akibat diapir serpih dapat sangat mirip dengan yang

dihasilkan oleh diapir garam. Bi1a terjadi refleksi dibawah diapir, kedua litologi

tersebut dapat dibedakan dari efek kecepatannya. Garam umumnya akan

mengakibatkan pull-up sedangkan garam mengakibatkan pull down dari dari

reflektor yang lebih dalam (Gambar.2.78). Bila tidak terjadi refleksi dibawah diapir,

maka akan sulit membedakan kedua buah litologi tersebut. Sering diapir garam

berasosiasi dengan fenomena collapse akibat pelarutan garampostdiapiric

(Gambar.2.79). Akibat densitasnya yang sangat rendah, garam juga mempunyai

impedansi akustik yang rendah, meskipun kecepatannya tinggi.

Gambar 2.78. Rekaman seismik menunjukkan a1iran serpih dan efek push-down

velocity anomaly yang mempengaruhi refleksi A dan B (Badley, 1985)

Gambar 2.79. Contoh ekspresi seismik dari diapir garam (Badley, 1985).

Gambar 2.80. Contoh fenomena runtuhan pada diapir garam (Badley, 1985).

2.12.7. Batuan Dasar

Terdapat dua definisi batuan dasar : batuan beku atau batuan metamorf

kristalin; dan batuan dasar ekonomik yaitu batuan sedimen berporositas kecil yang

tidak mempunyai potensi reservoir. Tidak ada satu karakter seismik unik yang

membedakan dua jenis basemen tersebut. Gambar 2.8la menunjukkan contoh

batuan dasar kristalin dangkal. Dibawah refleksi kuat dari batas atas batuan dasar

tersebut (koefisien retleksi positif), rekaman seismik menunjukkan pola reflection

free.

Gambar 2.8lb menunjukkan batuan dasar kristalin yang tersingkap di lantai

samudra dan dicirikan oleh banyaknya multipel. Umumnya batuan dasar kristalin

mengakibatkan terbentuknya pola reflection free. Oleh karena itu karaktemya bisa

mirip dengan diapir garam, serpih, aliran basalt, intrusi batuan beku, dll. Batas atas

batuan dasar kristalin umumnya akan mempunyai koefisien refleksi positif bila

tertutupi oleh batuan sedimen tapi efek pelapukan dapat juga mengakibatkan

pengurangan nilai koefisien refleksi tersebut. Zonasi struktur atau pelapisan intemal

dapat mengakibatnya terbentuknya refleksi intemal, sehingga "mengaburkan" makna

reflection-free untuk identifikasi batuan dasar (Gambar.2.8lc).

Gambar 2.81. Contoh ekspresi seismik batuan dasar (Badley, 1985)

2.12.8. Refleksi Akibat Hidrokabon

Kehadiran gas dalam reservoir akan mengakibatkan perubahan impedansi

akustik, kecepatan, frekuensi, dll. Perilaku bagaimana reservoar merespon kehadiran

gas tergantung pada impedansi akustik bagian reservoar yang terisi gas tersebut,

batuan penutup dan ketebalan kolom gas. Bila kolom gas cukup tebal dan terdapat

kontras impedansi akustik antara reservoir yang terisi gas-/minyak atau gas-/air, maka

akan terjadi flat spot. Sebagai acuan umum, flat spot umumnya ditemui pada

batupasir dan karbonat dengan kedalaman kurang dari 2.5 km. Flat spot ini selalu

mempunyai koefisien refleksi positif, tampil sebagai palung pada polaritas normal

SEG atau puncak pada polaritas terbalik (Gambar.2.82). meskipun kontak gas ini

selalu berbentuk datar pada penampang kedalaman, tapi pada penampang waktu bisa

menunjukan efek push-down akibat kecepatan rendah dari gas ini. Efek kebadiran gas

terbadap impedansi akustik reservoar juga akan mengakibatkan terjadinya anomali

amplitudo:

1. Anomali amplitudo sangat tinggi atau disebut sebagai daerab refleksi terang

(bright spot)

2. Anomali amplitudo sangat rendab atau disebut sebagai daerah refleksi uram (dim

spot)

Gambar 2.82. Ilustrasi efek gas pada AI dan polaritas seismik (Badley, 1985)

Anomali refleksi terang berasosiasi dengan batupasir berpori yang terisi gas

dimana porositas besar dan gas tersebut akan mengakibatkan koefisien refleksi

negatif yang sangat kuat sehingga membentuk daerah "terang" (Gambar. 2.83).

Apabila reservoamya adalah batupasir atau batugamping yang porositasnya relatif

kecil dan lebih terkompaksi, maka kehadiran gas akan menurunkan koefisien refleksi

sehingga mengurangi besar amplitudo dan menimbulkan kesan "buram"

(Gambar.2.85). Efek awan (gas cloud) atau cerobong gas (gas chimney) - yaitu

daerah data buruk diatas struktur yang mengandung gas juga sering dapat dijadikan

karakter kehadiran gas (Gambar.2.84) yang "bocor" dan menembus batuan penutup

diatas reservoar. Bocomya gas kedalam batuan penutup dapat terjadi dalam beberapa

mekanisme (misal bocor lewat bidang sesar, kekar atau overpressure yang melebihi

kekuatan batuan penutup). Umumnya kualitas data seismik dibawah daerah

cerobong gas ini akan sangat berkurang sehingga menyulitkan pemetaan puncak

reservoar. Anomali amplitude terkadang juga akan disertai oleh efek perubahan

polaritas seperti diperlihatkan pada Gambar 2.86. Kehadiran minyak lebih sulit

dideteksi pada rekaman seismik, karena antara minyak dan air mempunyai densitas

dan kecepatan yang hampir sama. Efek yang dapat diharapkan terkadang adalah

penurunan kecil dari impedansi akustik dan anomali refleksi datar.

Gambar 2.83. Contoh Bright-Spot pada penampang reflektivitas normal

Gambar 2.84. Contoh efek cerobong gas pada penampang reflektivitas normal

Gambar 2.85. Contoh Dim-Spot pada penampang reflektivi tas normal

Gambar 2.86. Pembalikan polaritas dan flat spot pada reservoar gas (Sheriff, 1980).

Jebakan dalam identiflkasi gas ini adalah :

1. Saturasi gas : saturasi gas sebesar 5% saja masib sudah akan mengakibatkan

terjadinya anomali amplitudo pada pasir berpori sehingga dapat mengakibatkan

kesalahan interpretasi zona ekonomis. Penurunan maksimum dan kecepatan akan

terjadi pada saturasi gas sekitar 20%.

2. Anomali amplitudo : tidak semua anomali daerah terang berasosiasi dengan gas.

Karbonat, intrusi, batuan beku, penipisan lapisan pada ketebalan tuning dapat juga

disebabkan timbulnya anomali tinggi koeflsien refleksi.

2.13. Interpretasi Struktur Geologi

Kemampuan penafsiran struktur geologi dari rekaman seismik mempunyai

nilai penting karena peranan struktur tersebut dalam pembentukan perangkap

hidrokarbon. Dalarri penafsiran struktur ini perlu diperhatikan kelemahan metoda

seismik dalam menangkap parameter struktur bawah permukaan tersebut. Bila

rekaman tak termigrasi yang akan dipakai dalam analisa struktur, maka akan terjadi

distorsi akibat asumsi yang digunakan dalam metoda CMP, kemiringan terlalu

rendah; refleksi terletak pada posisi yang tidak betul; antiklin terlalu Iebar dan sinklin

terlau sempit, dll.

Migrasi umumnya akan mampu mengeliminasi efek-efek diatas. Meskipun

begitu didaerah dengan struktur komplek, proses migrasi mungkin tidak dapat secara

sempuma menghilangkan efek tersebut karena sulitnya pemilihan kecepatan bawah

permukaan dan pembelokan tajam dari gelombang seismik. Dalam menafsirkan

rekaman yang termigrasi, perlu juga diingat bahwa sering terjadi distorsi kecepatan,

seperti ditunjukan pada Gambar 2.87 untuk kasus sesar normal planar. Pada daerah

perlipatan intensif, distorsi kecepatan ini juga dapat mengakibatkan pemanjangan

semu lapisan atas dibandingkan pada lapisan bawahnya pada sayap lipatan dan

penebalan semu didaerah punggungan (Gambar.2.88) antiklin dibandingkan dengan

daerah sinklin. Selain distorsi kecepatan yang mempengaruhi struktur skala besar,

efek resolusi juga sangat berpengaruh dalam analisa struktur skala lebih kecil,

terutama struktur sesar. Gambar 2.89 menunjukan reflektor yang terpengaruhi oleh

sebuah urutan sesar dengan peningkatan besar throw. Throw dari sesar tersebut

diindikasikan oleh panjang gelombang seismik dominan. Besar throw yang lebih kecil

dari Y. panjang gelombang akan sulit terdeteksi pada rekaman seismik.

Gambar 2.87. Efek peningkatan kecepatan terhadap kedalaman dapat

menyebabkan melengkungnya bidang sesar yang mestinya planar (Badley, 1985).

Gambar 2.88. Efek peningkatan kecepataan terhadap kedalaman pada struktur

Jipatan besar (a) Ekspresi geologi. (b) Ekspresi seismik.

Gambar 2.89. Urutan sesar dengan peningk.atan besar throw yangditunjukkan

dalam besaran panjang gelombang (Badley, 1985).

2.13.1. Struktur Lipatan

Secara garis besar struktur lipatan dapat dikelompokkan menjadi 5 kelompok :

1. Lipatan yang beasosiasi dengan kompresi skala regional akibat proses

deformasi kerak regional (Gambar.2.90).

2. Lipatan berskala lebih kecil yang berasosiasi dengan kompresi skala lokal,

misalnya lipatan akibat pensesaran geser, dll (Gambar.5.21).

Gambar 2.90. Contoh rekaman seismik yang menunjukkan struktur lipatan skala besar

dengan panjang gelombang lebih dari 5 km dan efek multipel (Badley, 1985).

3. Lipatan, pelengkungan, seretan yang berhubungan langsung dengan proses

pensesaran (contoh antiklin rollover yang berkembang akibat pergeseran sesar

normallistrik seperti pada Gambar. 5.9; lipatan seretan normal dan terbalik yang

berasosiasi dengan gaya geser pada bidang sesar seperti diilustrasikan pada

Gambar.5.15, dll).

4. Pelipatan atau pelengkungan monoklinal dari lapisan sedimen akibat proses

reaktivasi sesar kompaksi diferensial dari benda yang (Gambar.5.l5). atau lebih

proses dalam

5. Pelipatan atau pelengkungan akibat intrusi benda yang terletak lebih dalam (contoh

Gambar.2.79 dan 2.80).

Lipatan dapat dideskripsikan dari besar amplitudonya, panjang gelombang,

plunge, jejak sumbu, dll. Bentuk lipatan tergantung pada sifat dan ketebalan lapisan

material yang terlipat. Kontras duktilitas antara material yang berbeda dapat

menyebabkan terbentuknya pola lipatan yang berbeda untuk sekuen lapisan sama.

Lipatan yang terjadi pada sekuen multilapisan umumnya akan dikontrol distribusi

dan panjang gelombangnya oleh lapisan yang lebih kompeten dalam sekuen

tersebut.

2.13.2. Struktur Sesar

Refleksi langsung dari bidang sesar umumnya sangat jarang dapat diobservasi

pada penampang seismik. Lokasi dan geometri sesar tersebut lebih banyak

diidentifikasi dan terminasi refleksi, difraks perubahan kemiringan, dll. Terminologi

umum jenis sesar diperlihatkan pada Gambar 2.91. Berdasarkan geometrinya dan

kinematikanya, sesar dapat dibagi menjadi tiga kategori :

1. Sesar normal

2. Sesar naik dan anjak

3. Sesar geser atau wrench

Gambar 2.91. Terminologi dasar sesar (Badley, 1985).

Sesar Normal

Sesar normal ialah sesar dimana pergeseran kearah dip adalah dominan dan

bagian hanging wall bergerak relatif turun dibandingkan bagianfoot wall. Sesar

normal planar (Gambar.2.92) merupakan jenis sesar yang paling sering dijumpai

pada kebanyakan cekungan dan dapat dikenali dari parameter berikut:

1. Bidang sesar yang hampir planar: kemiringan bidang sesar relatif konstan terhadap

kedalaman.

2. Seretan normal pada hanging wall mengindikasikan pergerakan turun blok

hanging wall relatif terhadap blok foot wall. Perlu diperhatikan bahwa seretan

normal ini tidak selalu harus berasosiasi dengan sesar normal planar.

3. Tidak ada perubahan kemiringan reflektor dari blok hanging wall kefoot wall.

4. Terbentuknya sesar antitetik

Sesar tumbuh atau fault sedimentation sering berasosiasi dengan sesar normal

planar ini. Bila pensesaran normal planar ini melibatkan atau mempengaruhi

lapisan miring, maka sedimen pengisi terkait akan terbentuk wajik (wedge,

Gambar.2.92).

Gambar 2.93. Sesar normallistrik (Badley, 1985).

Gambar 2.92. Sesar normal planar (Badley, 1985).

Sesar normallistrik mempunyai bidang sesar melengkung yang memungkinkan block

hanging-wall berotasi (Gambar.2.93). Sesar listrik ini dapat dikenali dari :

1. Perbedaan tilting dari blok hanging-wall dan foot-wall.

2. Terbentuknya lipatan seretan terbalik (reserve drag fold).

3. Terbentuknya sesar antitetik dibagian atas lipatan seretan terbalik tersebut.

4. Umumnya merupakan sesar tumbuh.

Karena seringnya sesar ini berupa sesar tumbuh maka istilah sesar normal

listrik dan sesar tumbuh sering merupakan sinonim. Meskipun begitu patut diingat

bahwa sesar jenis lainnya juga dapat berupa sesar tumbuh. Sesar normal listrik ini bisa

mengikutsertakan batuan dasar atau tidak.

Sesar normal listrik yang mengikutsertakan batuan dasar dipercaya

merupakan mekanisme utama ekstensi kerak bagian atas selama rifting dan sering

dijumpai pada cekungan rifting dan passive margin. Kombinasi komplek antara sesar

tumbuh, sesar antitetik, sesar naik, dapat terjadi dalam satu sistem sesar normal listrik

yang mempunyai kemiringan berbeda-beda (Gambar.2.94).

Sesar normal Iistrik yang tidak melibatkan batuan dasar umumnya mempunyai

kelengkungan bidang sesar Jebih besar sehingga Iipatan seretan terbalik sering

berkembang dan membentuk antiklin rollover (Gambar.2.95).

Gambar 2.94. Sketsa menunjukkan rotasi progresifsepanjang sesar normallistrik dan

struktur sekunder yang dihasilkan oleh kombinasi sesar sinsedimentasi dan antitetik

(Badley, 1985).

Gambar 2.95. Contoh sesar normallistrik yang tidak melibatkan batuan dasar

(Badley. 1985).

Reaktivasi Sesar

Banyak sesar menunjukan gejala pergeseran berulang yang sering dipisahkan

oleh interval waktu yang signifikan dan dapat melibatkan perubaban jenis

pensesaran. Gambar 2.96 menunjukkan bagaimana sesar normal teraktivasi

menjadi sesar naik. Bila reaktivasi sesar terjadi selama sedimentasi, maka sesar

akan berpropagasi keatas melalui sedimen yang menutupinya dengan menjaga

kemiringannya. Bila reaktivasi terjadi secara episodik dan batuan sedimen yang cukup

tebal menutupi sesar "tua" tersebut sebelum tereaktifkan, maka dapat dihasilkan

perubaban geometri sesar. Gambar 2.97 menunjukan hipotesis perilaku sesar normal

planar vertikal pada batuan dasar yang tereaktifkan.

Pensesaran pada batuan dasar menghasilkan tegasan ekstensional pada sekuen

diatasnya dengan arab maksimum vertikal. Sesar yang berkembang pada batuan diatas

batuan dasar tersebut akan membentuk sudut terhadap arab tegasan maksimum

vertikal tersebut. Pergeseran awal kemungkinan besar akan terjadi diatas hanging-wall

menghasilkan sesar naik sudut tinggi. Karena tidak ada ekstensi atau kontraksi mumi

pada batuan penutup tersebut akibat pensesaran, maka pergeseran keatas harus

diimbangi oleh pensesaran normal atau sebaliknya. Bila kemiringan sesar yang

teraktivasi tersebut lebih dari beberapa derajat, maka sesar antitetik sering

berkembang untuk memberikan ekstensi yang diperlukan batuan penutup tersebut

(Gambar.2.98).

Gambar 2.96. Contoh rekaman seismik menunjukkan dua sesar normal A dan B yang

teraktifkan kembali menjadi sesar naik (Badley, 1985).

Gambar 2.97. Efek reaktivasi sesar normal (Badley, 1985).

Gambar 2.98. Contoh reaktivasi sesar yang menunjukkan beberapa episode

pergeseran (Badley, 1985).

Sesar Naik dan Anjak

Sesar naik mempunyai pergeseran dominan searah kemiringan dimana blok

hanging-wall relatif bergeser ke arah atas dibandingkan dengan blok foot-wall.

Sesar naik sudut rendah sering disebut sebagai sesar anjak untuk membedakan

dengan sesar naik sudut tinggi.

Sesar anjak dapat melibatkan batuan dasar atau tidak. Sesar anjak yang

melibatkan batuan dasar dapat menyebabkan tersesarkannya batuan dasar diatas

sedimen yang Jebih muda (Gambar.2.99-2.100). Anomali tarikan keatas kecepatan

dapat diharapkan akan teJjadi dibawah sesar anjak ini.

Kalau sesar anjak selalu mencerminkan kompresi, tidak demikian halnya dengan sesar

naik sudut tinggi. Mayoritas sesar naik memang merupakan respon terhadap

kompresi, tapi dapat juga berkembang akibat reaktivasi sesar vertikal yang lebih

dalam (Gambar.2.98), asosiasi pergerakan sesar normal listrik dan akibat rotasi sesar

normal (Gambar.2.94).

Gam bar 2.99. Interpretasi rekaman seismik menunjukkan fenomena komplek sesar

anjak (Badley, 1985).

Gambar 2.100. Ekspresi seismik sesar anjak di daerah Wyoming (Badley. 1985).

Sesar Geser atau Wrench

Sesar geser mempunyai pergeseran dominan searah jurus sesar. Sesar ini

umumnya mempunyai kemiringan vertikal; dan bila panjangnya lebih dari satu

kilometer maka sering melibatkan batuan dasar. Sesar geser skala besar sering

disebut sebagai wrench atau sesar transkuren. Struktur yang berasosiasi dengan

sesar geser ini jauh lebih bervariasi daripada yang berasosiasi dengan jenis sesar

alainnya. Sering terjadi lipatan, sesar normal, naik dan anjak berasosiasi dengan

sesar geser ini (Gambar.2.101).

Kepastian mengenai keberadaan sesar geser ini sulit diidentifikasi dari

rekaman seismik saja, tapi lebih dicerminkan oleh keberadaan struktur asosiasinya

seperti en-echelon graben, sesar anjak, lipatan yang sumbu-sumbunya miring terhadap

arab pergeseran sesar geser seperti ditunjukan pada Gambar 2.101-102. Struktur

bunga sering diasosiasikan dengan sesar geser ini (Gambar.2.102-104) tapi tidak

selalu merupakan keharusan karena struktur ini juga berkembang pada sesar normal

listrik.

Gambar 2.101. Pola struktur yang berasosiasi dengan sesar geser (Badley, 1985)

Gambar 2.102. Contoh sistem sesar wrench yang membentuk struktur bunga positif

(Lokasi : Sumatra Tengah)

Gambar 2. 103. Contoh sesar anjak yang teraktifkan oleh sistem sesar Wrench dan

membentuk struktur bunga negative (Lokasi :Sumatra Tengah).

Gambar 2.104. Penampang waktu (time slice) dari Gambar 2.103 menunjukkan

geometri sesar wrench

2.13.3. Analisa Struktur

Salah satu aspek yang penting dalam intcrpretasi struktur adalah

pemahaman penyebabnya struktur tersebut. Pada dasamya, struktur dapat

dikelompokkan menjadi tiga kategori umum:

1. Struktur pruner yang disebabkan oleh pergerakan lempeng, seperti sesar

pmggrr cekungan, sesar geser San Andreas, dll. Secara definisi semua

struktur primer ini melibatkan batuan dasar.

2. Struktur sekunder yang secara langsung berhubungan dan merupakan

konsekuensi langsung dari struktur primer. Contohnya adalah lipatan yang

terbentuk akibat pensesaran lapisan yang lebih dalam dan lain-lain.

3. Struktur pasif yang berkembang sebagai konsekuensi atau efek sisa dari efek

struktur primer dan sekunder. Misalnya pensesaran lokal pada punggung antiklin dari

lapisan kompeten, diapir garam yang dirangsang oleh penurunan cekungan, pelipatan

akibat sesar geser, dll.

Pengelompokan struktur kedalam skema diatas memungkinkan pemabaman

mengenai penyebab dan efeknya sehingga dapat digunakan untuk keperluan prediktif.

Sebagai ilustrasi berikut ini didiskusikan kasus daerab Laut Utara (Badley, 1985).

Pendekatan yang dipakai disini merupakan pendekatan umum yang dapat dipakai

untuk interpretasi seismik pada passive margin, thrust belts, dll.

Pemekaran cekungan (basin rifling) umumnya terdiri atas dua tahapan

pengembangan :

1. Fasa pemekaran dengan penipisan kerak dan litosfer akibat proses ekstensi yang

diikuti oleh penurunan dan sedimentasi. Dalam hal ini geometri cekungan sangat

dikontrol oleh pola pensesaran hasil rejim tegasan ekstensional reginal. Sesar normal

listrik yang melibatkan batuan dasar, disertai tilting, akan menghasilkan blok sesar

tilted. Variasi tajam tebal sedimen terjadi sepanjang tilted blocks terutama sepanjang

sesar normal listrik dan menghasilkan pola sedimentasi yang komplek.

2. Fasa postrift dengan subsiden termal yang berkurang terhadap waktu seiring

dengan mendinginnya astenosfer. Penurunan termal ini disertai oleh pelengkungan

litosfer akibat pembebanan sedimen, suatu efek yang juga berkurang seiring waktu

dan pendinginan litosfer sehingga meningkatkan juga rigiditas pelengkungannya.

Proses ini akan menghasilkan pola sedimentasi yang relative simpel dimana

lapisan-lapisan menunjukan penebalan kearah cekungan.

Proses-proses diatas mengikutsertakan batuan dasar, meskipun begitu target

utama analisa struktur umumnya adalab batuan sedimen yang terletak diatas batuan

dasar tersebut. Faktor-faktor berikut ini perlu diperhitungkan dalam pemahaman

proses-proses diatas berdasarkan analisa seismik refleksi :

Identifikasi Fasa Pemekaran : pemekaran terjadi pada suatu perioda dimana cekungan

mengalami ekstensi dan sekuen syn- rift akan mengandung sedimen koeval (berumur

sama). Karena sesar normal listrik merupakan mekanisme utama penyebab ekstensi

selama fasa pemekaran, maka fasa pemekaran ini dapat dikatakan telah terjadi

apabila dapat diidentifikasi adanya sesar normallistrik yang melibatkan cekungan.

Sesar normal listrik itu sendiri dapat dikenali dari kriteria berikut ini :

a. Tilting diferensial dari reflektor pre-rift antara blok hanging dan footwall

mengindikasikan komponen rotasi dari pensesaran dan dapat digunakan sebagai salah

satu criteria untuk mengenali sesar normallistrik.

b. Seretan terbalik sering dimiliki oleh refleksi pre-rift dan syn-rift yang lebih tua

pada sisi sesar yang turun dan merupakan diagnostik dari pergerakan rotasi dari

bidang sesar yang melengkung.

c. Bentuk wajik dari paket reflektor syn-rift mengindikasikan tilting aktif selama

sedimental, seperti juga downlap dari reflektor pre-rift didekat sisi turun sesar oleh

reflektor yn- rift. Meskipun begitu kriteria ini masih perlu diuji kembali dengan

kriteria lainnya karena bentuk wajik ini dapat juga terjadi akibat pengisian dari

topografi yang terbentuk sebelumnya akibat sesar normal planar pada tahapan

postrift.

Identifikasi Tahapan Postrift: batas sekuen bisanya berkembang pada tahapan

ini, dengan batas erosi diatas dan baselap dibawah, memisahkan sekuen sin dan

postrift di semua tempat. Ini disebut sebagai ketidakselarasan postrift.

Hubungan reflektor pada ketidakselarasan postrift ini sering tidak terlihat jelas

dan bersudut rendah. Subsiden termal merupakan proses utama selama tahapan

postrift ini dan dapat terjadi melalui kombinasi beberapa proses :

a. Regional downwarp yang biasanya tetap "menyimpan" hubungan kemiringan

asli, non rotasional dan mempengaruhi seluruh bagian cekungan.

b. Pelengkungan (flexure), dimana hinge-lines terdefinisikan secara jelas dan

melibatkan proses rotasi. Proses ini bersifat lebih lokal.

c. Pensesaran normal planar yang mengakomodasi tegasan lokal baik akibat

subsiden maupun proses pelengkungan.

Blok sesar yang terjungkit (tilted fault blocks) merupakan hasil khas dari proses

pemekaran dan dapat menyebabkan terbentuknya perangkap yang istimewa.

Ekspresi seismik tipikal dari blok sesar terjungkit ini dan asosiasi gawir

sesamya ditunjukan pada Gambar 2.105 dan ciri pentingnya adalah:

1. Ketidakselarasan membatasi gawir sesar.

2. Batas yang jelas antara lapisan yang teljungkit didalam blok sesar yang

terasosiasikan dan sedimen diatasnya.

Pada kasus di Gambar 2.105-107, terjadinya sesar listrik terbatas pada tahapan

pemekaran saja, dapat dikenali dari differential tilting, seretan terbalik lokal dan

pensesaran antitetik, serta paket reflektor berbentuk wajik padasesar- sesar utama.

Sesar normal planar juga aktif se1ama tahapan pemekaran ini. Kedua jenis sesar

tersebut merupakan sesar tumbuh. Subsiden diferensial sepanjang sesar tersebut

selama tahapan postrift, yang berkombinasi dengan hasil tilting selama tahapan

syn-rift menghasilkan struktur dan perangkap Oseberg (Gambar. 2.105-107).

Gambar 2.105. Rekaman seismik melintasi struktur tilted fault blocks Oseberg

(Badley, 1985)

Gambar 2.106. Interpretasi geologi rekaman seismik melintasi struktur tilted fault

blocks Oseberg (Badley, 1985).

Gambar 2.1 07. Diagram menunjukkan perkembangan postrift dari struktur

Obseberg (Badley, 1985)

Gambar 2.107 (lanjutan). Diagram menunjukkan perkembangan postrift dari strukur

Obseberg (Badley, 1985)