5

BAB II

TEORI DASAR

2.1 Seismik Refleksi

Seismik Refleksi merupakan salah satu metode seismik yang menerapkan prinsip

seismologi untuk dapat mengetahui sifat-sifat batuan yang ada di bawah permukaan

bumi dengan memanfaatkan sumber seismik buatan. Sumber seismik buatan tersebut

dapat berupa ledakan, pukulan, dan lain-lain. Sumber gelombang melepaskan energi

kedalam bumi dalam bentuk energi akustik dan dirambatkan kesegala arah. Gelombang

yang dihasilkan sumber akan menjalar di bawah permukaan bumi, kemudian apabila

dalam perambatannya gelombang menyentuh bidang batas antara dua medium yang

memiliki perbedaan nilai impedansi akustik, maka sebagian gelombang akan

terpantulkan kembali ke atas permukaan melalui bidang reflektor yang berupa batas

lapisan batuan dan sebagian lagi akan ditransmisikan. Gelombang yang terpantulkan

tersebut akan direkam dan diterima oleh alat yang dinamakan geophone. Dalam bidang

eksplorasi, gelombang yang umumnya diselidiki adalah gelombang primer (P).

Gambar 2.1. Ilustrasi Gelombang Seismik Refleksi [2]

6

Gambar 2.2. Ilustrasi gelombang refleksi yang berasal dari antarmuka [4]

Komponen dasar seismik refleksi menunjukkan pola dari komponen sebuah trace

seismik. Trace seismik merupakan data seismik yang mencerminkan respon dari medan

gelombang elastik terhadap kontras reflektivitas pada batas lapisan batuan sedimen

yang satu dengan batuan sedimen yang lainnya.

2.2 Hukum Snell

Perubahan arah gelombang seismik akibat mengenai batas dua medium yang berbeda

dijelaskan oleh hukum snell. Hukum snell berbicara tentang pembiasan gelombang.

Pembiasan arah perambatan gelombang adalah salah satu peristiwa perambatan

gelombang. Jika suatu gelombang merambat melalui suatu medium akan menghasilkan

nilai parameter fisis yang berbeda, perbedaan nilai parameter fisis inilah yang

menyebabkan nilai kecepatan gelombangnya berbeda pula. Secara matematis Hukum

Snell dapat ditulis dengan rumus berikut :

(2.1)

θ1 dan θ2 = sudut datang dan sudut bias

v1 dan v2 = besar kecepatan cahaya sinar datang dan sinar bias

n1 = indeks bias medium yang dilalui sinar datang

n2 = indeks bias medium yang dilalui sinar bias.

=

7

2.3 Prinsip Huygens

Dalam prinsip Huygens dijelaskan bahwa gelombang menyebar dengan bentuk seperti

bola dari sebuah titik sumber gelombang (source) ke segala arah.

Gambar 2.3. Prinsip Huygens

Titik-titik yang dilewati gelombang akan menjadi sumber gelombang baru. Hasil

gelombang baru yang terbentuk tersebut dinamakan sebagai gelombang difraksi.

Semakin bertambahnya kedalaman yang ditempuh gelombang seismik maka energinya

akan semakin hilang.

2.4 Prinsip Fermat

Pada prinsip fermat dinyatakan bahwa jika sebuah gelombang merambat dari satu titik

ke titik yang lain maka gelombang tersebut akan memilih lintasan yang tercepat. Dalam

hal ini lintasan yang tercepat bukanlah jarak yang terpendek karena tidak selamanya

yang terpendek itu tercepat. Faktor yang mempengaruhi kecepatan seismik adalah sifat

fisis dari batuan itu sendiri.

Gambar 2.4. Prinsip Fermat [1]

8

Dengan demikian jika gelombang melewati sebuah medium yang memiliki variasi

kecepatan gelombang seismik, maka gelombang tersebut akan cenderung melalui zona

yang memiliki kecepatan tinggi dan akan menghindari zona dengan kecepatan rendah.

2.5 Impedansi Akustik (AI)

Impedansi Akustik (Acustic Impedance / AI) merupakan perkalian antara kecepatan

gelombang seismik (V) dan densitas batuan (ρ). Nilai AI berbanding lurus dengan

kekerasan batuan dan berbanding terbalik dengan porositas, sehingga Impedansi

akustik dapat digunakan sebagai indikator perubahan litologi, porositas kekerasan, dan

kandungan fluida.

AI = ρ . Vp

AI = Impedansi akustik (m/s)(g/cc)

ρ = Densitas (g/cc)

Vp = Kecepatan gelombang (m/s)

Kecepatan gelombang P adalah fungsi dari unsur batuan, sehingga impedansi akustik

ini akan memberikan informasi keadaan litologi, porositas serta hidrokarbon dari

batuan pada suatu lapisan (Muhsin, 2012).

2.6 Koefisien Refleksi (RC)

Suatu koefisien refleksi dapat dianggap sebagai sebuah respon dari wavelet seismik

terhadap sebuah perubahan Acustic Impedance (AI). Koefisien Refleksi (RC) dapat

didefinisikan sebagai kontras AI pada batas batuan yang satu dengan batuan yang lain.

Apabila terdapat perbedaan nilai Impedansi akustik dari dua lapisan batuan yang saling

berbatasan, maka dapat terjadi refleksi gelombang seismik pada bidang batas antara

kedua lapisan batuan tersebut. Koefisien Refleksi menunjukkan perbandingan antara

amplitudo (energi) gelombang pantul dengan gelombang datang. Nilai koefisien

refleksi akan bernilai positif apabila terjadi kenaikan nilai impedansi akustiknya.

Besar nilai koefisien refleksi dapat dinyatakan sebagai berikut :

RC =

(2.2)

(2.3)

9

= Accoustic Impedance lapisan ke-i

= Accoustic Impedance Lapisan ke-i+1

= Koefisien Refleksi

2.7 Wavelet

Wavelet adalah kumpulan gelombang harmonik yang memiliki interval amplitudo,

frekuensi, dan fasa tertentu. Seismogram sintetik dihasilkan dari konvolusi antara

wavelet dengan nilai koefisien refleksi. Pada umumnya wavelet dibagi menjadi empat

yaitu, zero phase, minimum phase, maximum phase, dan mixed phase.

Gambar 2.5. Jenis – jenis wavelet [4]

a. Zero Phase Wavelet

Wavelet berfasa nol (zero phase wavelet) mempunyai konsentrasi energi maksimum

di tengah dan waktu tunda nol, sehingga wavelet ini memiliki nilai resolusi yang

10

maksimum. Wavelet berfasa nol ini merupakan jenis wavelet yang lebih baik dari

semua jenis wavelet yang mempunyai nilai spectrum amplitude yang sama.

b. Minimum Phase Wavelet

Pada wavelet berfasa minimum (minimum phase wavelet) terdapat pergeseran atau

perubahan faca terkecil pada setiap frekuensi. Pada wavelet ini energi terpusat secara

maksimal pada bagian depan wavelet tersebut. Wavelet berfasa minimum ini memiliki

waktu tunda terkecil dari energinya dibandingkan dengan jenis wavelet lain.

c. Maximum Phase Wavelet

Wavelet berfasa maximum (maximum phase wavelet) adalah kebalikan dari wavelet

berfasa minimum. Wavelet berfasa maksimum ini memiliki energi yang terpusat

secara maksimal pada bagian akhir dari wavelet tersebut.

d. Mixed Phase Wavelet

Wavelet berfasa campuran (mixed phase wavelet) adalah wavelet yang energinya tidak

terkonsentrasi dibagian depan maupun bagian akhir dari wavelet tersebut.

2.8 Ekstraksi Wavelet

Ada beberapa jenis dan tahapan dalam pembuatan (ekstraksi) wavelet yaitu :

a. Ekstraksi Wavelet Secara Teoritis

Wavelet ini dibuat sebangai wavelet awal untuk menghasilkan seismogram sintetik.

Seismogram sintetik ini kemudian diikatkan dengan data seismik dengan bantuan data

checkshot. Apabila tidak ada data checkshot, maka korelasi dilakukan dengan cara

memilih event-event target pada sintetik dan menggesernya pada posisi event-event

data seismik (shifting). Korelasi antara data seismogram sintetik dan data seismik ini

akan mempengaruhi hasil pembuatan wavelet tahap selanjutnya. Korelasi yang

dihasilkan dengan cara ini biasanya kurang bagus karena wavelet yang digunakan

bukan wavelet dari data seismik.

b. Ekstraksi Wavelet Secara Statistik dari Data Seismik

Ekstraksi wavelet Jenis ini hanya menggunakan data seismik, dengan masukan posisi

serta window waktu target yang akan diekstrak. Biasanya, korelasi yang didapatkan

11

dengan cara statistik dari data seismik akan lebih besar bila dibandingkan dengan

wavelet teoritis.

c. Ekstraksi Wavelet Secara Deterministik

Ekstraksi ini dilakukan terhadap data seismik sekaligus dengan kontrol data sumur,

sehingga akan memberikan wavelet dengan fasa yang mendekati. Namun ekstraksi ini

hanya akan memberikan hasil yang maksimal jika data sumur sudah terikat dengan

baik. Ekstraksi wavelet secara statistik dan pengikatan yang baik sangat diperlukan

untuk mendapatkan hasil ekstraksi wavelet secara deterministik dengan kualitas yang

baik.

Untuk memperoleh korelasi yang lebih baik pada proses ekstraksi wavelet, maka

dilakukan shifting pada event-event utama. Jika perlu dilakukan stretch dan squeeze

pada data sintetik.

2.9 Seismogram Sintetik

Seismogram sintetik merupakan rekaman seismik buatan yang diperoleh dari hasil

konvolusi suatu wavelet dengan koefisien refleksi. Data koefisien refleksi diperoleh

dari data log sonik dan densitas. Wavelet yang digunakan sebaiknya mempunyai

frekuensi bandwith yang sama dengan penampang seismik. Dengan mengalikan antara

densitas dengan kecepatan, akan didapatkan impedansi akustik hingga mendapatkan

deret koefisien refleksi. Koefisien refleksi tersebut kemudian akan dikonvolusikan

dengan wavelet hingga menghasilkan seismogram sintetik. Seismogram sintetik ini

digunak an untuk proses well to seismic tie.

12

Gambar 2.6. Seismogram sintetik yang diperoleh dari konvolusi RC dan wavelet [14]

Nilai koefisien refleksi akan bernilai positif apabila terjadi kenaikan impedansi akustik

atau gelombang melewati lapisan batuan dengan nilai kecepatan atau densitas rendah ke

batuan yang memiliki haraga kecepatan atau densitas yang lebih tinggi [14].

2.10 Checkshot

Checkshot adalah suatu survei yang dirancang untuk mengukur waktu perjalanan

gelombang seismik dari permukaan sampai pada kedalaman tertentu. Survei checkshot

dilakukan untuk mengetahui hubungan antara waktu tempuh dan kedalaman yang dapat

digunakan untuk konversi waktu ke kedalaman, pembuatan seismogram sintetik,

memperbaiki kecepatan seismik, dan lain-lain.

13

Gambar 2.7. Kurva Checkshot [5]

Survei checkshot dilakukan dengan meletakkan posisi sumber gelombang di permukaan

yang berada dekat lubang bor dan perekam diletakkan di dalam lubang bor. Perekaman

dilakukan pada beberapa titik kedalaman lubang bor baik sebelum maupun setelah

dipasang casing.

2.11 Well Seismic Tie

Pengikatan data sumur (well) terhadap data seismik perlu dilakukan agar horizon

seismik dapat diletakkan pada posisi kedalaman yang sebenarnya, sehingga data

seismik dapat dikorelasikan dengan data geologinya. Data sumur (Well Seismik Tie)

bertujuan untuk mengikat data sumur yang terdapat dalam skala kedalaman terhadap

data seismik yang terdapat dalam skala waktu tertentu. Sebelum melakukan pengikatan,

perlu dilakukan konversi data well ke domain waktu, karena data seismik umumnya

berada dalam domain waktu (TWT) sedangkan data sumur (well) berada dalam domain

kedalaman. Dari proses well to seismic tie ini adalah untuk mengetahui posisi dari data

sumur akan tepat jatuh pada kedalaman data seismik yang sebenarnya. Langkah awal

yang perlu dilakukan adalah mengkonversi data well ke domain waktu dengan

menggunakan log dan checkshot. Data sumur (log) yang dibutuhkan dalam proses well

to seismic tie adalah log sonic (DT) dan densitas (RHOB). Pada proses pengikatan ini

14

digunakan juga wavelet, yang bertujuan untukk mempermudah pengikatan data sumur

dengan data seismik.

Gambar 2.8. Well Seismic Tie

2.12 Seismik Inversi

Seismik inversi secara umum dapat diartikan sebagai suatu cara atau teknik

memodelkan bawah permukaan bumi dengan menggunakan data seismik sebagai

input serta data sumur sebagai kontrol [13]. Proses inversi merupakan proses yang

secara langsung menentukan nilai impedansi dengan data trace seismik yang ada.

Proses utama yang dilakukan dalam metoda ini adalah dekonvolusi yang mengubah

dari trace seismik menjadi reflektifitas. Dalam hal ini dapat dikatakan bahwa seismik

inversi merupakan suatu usaha untuk merubah data seismik yang semula merupakan

amplitudo sebagai fungsi waktu menjadi impedansi akustik sebagai fungsi waktu.

Secara matematis, model dan data pengukuran dapat dirumuskan sebagai berikut :

𝑀 = (𝑚1 ,𝑚2,𝑚3 ,… ….𝑚𝑘)𝑇

𝐷 = (𝑑1 ,𝑑2,𝑑3 ,… ….𝑑𝑘)𝑇

Dengan M adalah model inversi dan D adalah data pengukuran lapangan. Secara

matematis untuk mendapatkan nilai F dapat dilakukan dengan rumus :

𝐹(𝑀) = 𝐹(𝑀0) + ∆𝑀

(2.4)

(2.5)

(2.6)

15

Keterangan :

𝑀0 = model dugaan awal

𝑀 = model bumi sebenarnya

∆𝑀 = perubahan parameter model

𝐹(𝑀) = data pengukuran

𝐹(𝑀0) = harga perhitungan dari model dugaan

= perubahan nilai perhitungan terhadap model

Gambar 2.9. Konsep dasar inversi seismik [16]

Gambar 2.10. Ilustrasi Inversi AI dari refleksi seismik menjadi model hasil Inversi AI [13]

16

Pemodelan inversi (inverse modeling) sering dikatakan sebagai “kebalikan” dari

pemodelan ke depan yang memiliki hubungan dengan pembuatan seismogram sintetik

berdasarkan model bumi. Pemodelan inversi sering pula disebut sebagai data fitting

karena dalam prosesnya dicari parameter model yang menghasilkan respon yang fit

dengan data pengamatan. Metoda seismik inversi terbagi menjadi dua berdasarkan

proses stack data seismiknya, yaitu inversi pre-stack dan inversi post-stack Inversi pre-

stack dapat digunakan untuk melihat pengaruh fluida yang dapat memberikan efek

perubahan amplitudo terhadap offset. Sedangkan inversi post-stack yaitu inversi

rekursif, sparse spike, dan model based.

Inversi data seismik dilakukan untuk memodelkan reservoir hidrokarbon yang

bertujuan untuk mendapatkan model suatu reservoir sehingga dapat dianalisis

karakterisasi dari lapisan batuan tersebut. Kandungan informasi yang berkaitan dengan

lapisan ini yaitu impedansi akustik (AI) yang dapat dihubungkan untuk melihat

porositas batuan. Hasil AI juga dapat digunakan dalam interpretasi pola penyebaran

litologi dengan penggabungan parameter AI, densitas dan P-Wave.

Gambar 2.11 Pembagian kategori metoda inversi seismik [11]

17

2.12.1 Inversi Model Based

Pada penelitian ini inversi yang digunakan adalah inversi post stack dan yang

digunakan adalah inversi model based. Metode inversi model based merupakan proses

inversi yang didasari oleh suatu model awal. Kemudian model tersebut dibandingkan

dengan data seismik, diperbarui secara iteratif sehingga didapatkan kecocokan yang

lebih baik dengan data seismik. Keluaran yang dihasilkan inversi model based ini

berupa model yang sesuai dengan data masukan. Hubungan antara model dengan data

seismik dapat dijelaskan dengan metode Generalized Linear Inversion (GLI). GLI

dapat menganalisis deviasi kesalahan antara model keluaran dan data observasi,

kemudian parameter model diperbaharui untuk menghasilkan keluaran dengan error

sekecil mungkin.

Gambar 2.12 Diagram alir kerja inversi model based

Proses inversi linear umum (Generalized Linear Inversion/GLI) merupakan proses

untuk menghasilkan model impedansi akustik yang paling cocok dengan data hasil

pengukuran berdasarkan nilai rata-rata kesalahan terkecil [1]. Kelebihan dari inversi

model based ini adalah hasil yang didapatkan memiliki informasi yang lebih akurat

dan jelas, karena metode ini tidak menginversi langsung data seismik melainkan

menginversi model geologinya. Sedangkan kekurangan dari teknik ini adalah sensitif

18

terhadap wavelet, jika terdapat dua wavelet berbeda akan dapat menghasilkan trace

seismik yang sama.

2.13 Seismik Multiatribut

Seismik atribut merupakan karakterisasi secara kuantitatif dan deskriptif dari data

seismik yang secara langsung dapat ditampilkan dalam skala yang sama dengan data

awal [3]. Atribut seismik memberikan informasi parameter-parameter fisis batuan

bawah permukaan seperti amplitudo dan fase yang secara tidak langsung diperoleh

melalui data seismik. Ekstraksi atribut dapat memberikan informasi yang berbeda dari

data seismik berdasarkan fungsi matematis yang kita inginkan. Informasi yang

diberikan dapat membantu kita dalam interpretasi seismik, contohnya penentuan

horizon pada penampang seismik.

Secara umum, atribut turunan waktu akan cenderung memberikan informasi perihal

struktur, sedangkan atribut turunan amplitudo lebih cenderung memberikan informasi

perihal stratigrafi dan reservoar.

Dalam analisis multiatribut, dicari hubunngan antara data log dengan data seismik

yang kemudian mengaplikasikan hubungan tersebut dalam mengestimasi volume atau

memprediksi disemua lokasi pada volume seismik.

Pengembangan (extension) analisa linier konvensional terhadap multiple atribut

(regresi linier multiatribut) dilakukan secara langsung.

Gambar 2.13 Contoh kasus tiga atribut seismik (Russel, 2008).

19

Gambar 2.13 merupakan salah satu contoh kasus dalam tiga atribut, tiap model log

target dimodelkan sebagai sebagai kombinasi linier dari sampel atribut pada interval

waktu yang sama.

Pada tiap sampel waktu, log target dimodelkan oleh persamaan linier :

L =

Pembobotan (weights) pada persamaan ini dihasilkan dengan meminimalisasi

meansquared prediction error :

- ) 2

Berdasarkan data seismik yang digunakan, atribut seismik dikelompokkan menjadi

dua. Atribut yang pertama adalah atribut data seismik sebelum stack (Pre-Stack

Attributes), perhitungan dalam atribut data yang belum di stack akan membutuhkan

waktu yang cukup lama. Selanjutnya adalah atribut data seismik setelah stack (Post-

stack Attributes). Perhitungan dalam atribut data seismik setelah stack lebih efisien

dan cepat, sehingga atribut jenis ini sering digunakan sebagai bahan interpretasi awal.

Dalam penelitian ini atribut yang digunakan adalah atribut data seismik setelah stack

(Post-stack Attributes).

Dalam analisa multiatribut dengan menggunakan perangkat EMERGE pada HRS,

atribut harus dilakukan dalam bentuk sample-based attributes. Terdapat 23 jenis

atribut yang digunakan sebagai input dan atribut-atribut tersebut dibagi kedalam 6

kelompok kategori, yaitu :

1. Atribut sesaat (Instantaneous Attribute)

Atribut sesaat dihhitung dari tras kompleks C(t), yang terdiri dari tras

seismik s(t), dan transformasi Hilbertnya h(t), yang merupakan pergeseran

fasa sebesar 90° dari tras seismik.

a. Instantaneous Phase

b. Instantaneous frequency

c. Cosine Instantaneous Phase

d. Apparent Polarity

e. Amplitude Weighted cosine phase

f. Amplitude weighted frequency

(2.7)

(2.8)

20

g. Amplitude weighted phase

Gambar 2.14. Penulisan Tras Kompleks dalam Bentuk Polar (Russel,1997)

Pada gambar terdapat dua atribut dasar yaitu, kuat refleksi A(t) dan

fasa sesaat 𝜙(t).

𝐶(𝑡) = 𝑠(𝑡)+𝑖ℎ(𝑡)

= 𝐴(𝑡)𝑒𝑖𝜙(𝑡)

= 𝐴(𝑡)𝑐𝑜𝑠𝜙(𝑡)+𝑖𝐴(𝑡)𝑠𝑖𝑛𝜙(𝑡);𝑖 = √−1

Sehingga,

𝐴(𝑡) =

𝜙(𝑡) =

Atribut dasar selanjutnya adalah frekuensi sesaat, yang merupakan

turunan atau perubahan faasa sesaat terhadap waktu. Persamaan

frekuensi sesaat ini dapat ditulis sebagai berikut :

𝜔(𝑡) =

Atribut-atribut lainnya merupakan kombinasi dari tiga atribut dasar

tersebut, seperti yang terlihat di bawah ini :

cos 𝜙(t) = kosinus fasa sesaat

A(t) cos 𝜙(t) = amplitud dikalikan kosinus fasa sesaat

A(t) 𝜙(t) = amplitud dikalikan fasa sesaat

A(t) 𝜔(t) = amplitud dikalikan frekuensi sesaat

2. Atribut Jendela Frekuensi (Windowed Frequency Attributes)

Atribut jendela frekuensi (Windowed Frequency Attributes) didasarkan

pada analisa frekuensi menggunakan window. Pada proses ini, fourier

transform dari setiap tras seismik diambil sebanyak 64 sampel (default).

Dari window ini, baik amplitudo frekuensi rata-rata maupun amplitudo

(2.9)

(2.11)

(2.10)

(2.12)

21

frekuensi dominan digunakan dan nilainya lalu ditempatkan pada tengah-

tengah window. Window baru lalu dipilih 32 sample kemudian, dan atribut

frekuensi yang baru lalu dihitung dan demikian seterusnya.

Jenis-jenis atribut sesaat yaitu :

a. Average frequency Amplitude

b. Dominant Frequency

3. Filter slice (Band filter)

Atribut ini terdiri dari narrow band filter slices dari tras seismik. Enam

slices yang digunakan adalah sebagai berkut:

a. 5/10 – 15/20 Hz

b. 15/20 – 25/30 Hz

c. 25/30 -35/40 Hz

d. 35/40 Hz – 45/50 Hz

e. 45/50 – 55/60 Hz

f. 55/60 – 65/70 Hz

4. Atribut Turunan (Derivative Attributes)

Jenis yang keempat adalah Atribut turunan (Derivative Attributes)

didasarkan pada turunan pertama atau kedua dari tras seismik ataupun

amplitude envelopenya (atau amplitudo sesaat). Turunan tersebut dihitung

dengan cara berikut :

= sampel trace seismic atau amplitude envelope ke- i

= turunan pertama dari i

=turunan kedua dari i

= sampling interval

Macam-macam dari atribut ini adalah :

(2.14)

(2.13)

22

a. Derivative of the seismic trace

b. Derivative Instantaneous Amplitude

c. Second Derivative of the seismic trace

d. Second derivative instantaneous Amplitude

5. Integrated Attributes

Jenis yang kelima adalah Integrated Attributes, atribut ini didasarkan pada

integrasi dari trace seismik atau kuat refleksi.

Jenis-jenis dari atribut ini adalah :

a. Integrated seismic trace

b. Integrated reflection Strenght

Nilai integrasi dihitung dengan cara berikut:

𝐼𝑖 = 𝑆𝑖 + 𝐼𝑖−1

dimana :

𝑆𝑖 = sampel ke-i dari trace seismik atau nilai kuat refleksinya

𝐼𝑖 = nilai integrasi.

Perlu dicatat bahwa ini merupakan penjumlahan berjalan (running sum).

Pada akhir dari penjumlahan berjalan integrasi dari seismik difilter dengan

menggunakan 50 titik, sehingga dihasilkan trace seimik dengan frekuensi

rendah. Integrasi dari kuat refleksi dinormalisasi dengan membagi hasil

integrasinya dengan perbedaan antara sampel minimum dan maksimum

dari keseluruhan sampel.

6. Atribut waktu

Atribut yang terakhir adalah atribut waktu. Atribut ini merupakan nilai

waktu dari tras seismik, sehingga membentuk sebuah fungsi “ramp” yang

dapat menambah sebuah trend dalam menghitung parameter reservoar.

2.14 Validasi

Transformasi multiatribut dengan jumlah N+1 selalu mempunyai prediksi eror yang

lebih kecil atau sama dengan transformasi dengan N atribut. Jika jumlah atribut yang

digunakan semakin banyak, maka prediksi erornya akan semakin berkurang. Karena

(2.15)

23

bertambahnya atribut maka akan meningkatkan kecocokan atau keserasian dari data

training, namun dalam hal ini dapat menjadi buruk apabila diterapkan pada data yang

terbaru atau bukan pada set data training. Atau yang biasanya dinamakan dengan

“over training”. Dengan pencocokan cross-plot dengan order polinomial yang

dianalogikan dengan jumlah atribut yang besar.

Gambar 2.15. Ilustrasi cross-validasi [13]

Kedua grafik diatas digunakan untuk mencocokkan titik-titik dalam data. Grafik tegas

merupakan polinomial order kecil sedangkan grafik dengan garis putus-putus

merupakan polinomial order tinggi agar dapat mencocokkan data prediksi secara lebih

baik. Cross Validasi terbagi menjadi dua, yaitu: data prediksi dan data validasi. Data

validasi digunakan dalam hasil akhir untuk mengukur prediksi error sedangkan data

prediksi digunakan untuk menghasilkan transformasi. Validasi error total merupakan

rata- rata rms error dan dapat dihitung dengan rumus sebagai berikut :

=Validasi error total

= Validasi error untuk sumur i

= Jumlah sumur

Prediksi eror yang dihasilkan selalu akan lebih kecil dari validasi error dalam setiap

jumlah atribut. Hal ini disebabkan oleh penghilangan sebuah sumur dari data prediksi

(2.16)

24

selalu menurunkan hasil kemampuan prediksi. Pada umumnya, jika kurva validasi

eror menunjukkan nilai minimum, maka jumlah atribut pada titik tersebut adalah

optimum.

2.15 Analisis Log

Dalam bidang eksplorasi minyak, gas, air tanah, dan mineral, diperlukan informasi

litologi, porositas, resistivitas dan kejenuhan hidrokarbon. Well logging merupakan

salah satu metode geofisika yang dapat mengidentifikasi sifat-sifat fisik dan

karakteristik geologi di bawah permukaan yang diperoleh melalui pengukuran pada

sumur bor. Well logging merupakan salah satu teknik untuk mendapatkan data bawah

permukaan dengan menggunakan alat ukur yang dimasukkan kedalam lubang sumur,

untuk evaluasi formasi dan identifikasi ciri-ciri batuan di bawah permukaan. Salah

satu tujuan dari well logging adalah untuk menentukan zona yang dapat

memperkirakan kuantitas minyak dan gas bumi pada suatu reservoir.

Terdapat beberapa jenis log, yaitu :

a. Log Gammay Ray

Log Gamma Ray merupakan suatu log yang merekam radiasi sinar gamma

alami yang berasal dari peluruhan unsur-unsur radioaktif yang berada dalam

batuan dan menunjukkan nilai intensitas radioaktif yang ada dalam suatu

formasi batuan. Elemen-elemen yang dapat menimbulkan radioaktif alamiah

umumnya adalah endapan mineral radioaktif seperti Uranium (U), Thorium

(Th) dan Potasium (K). Log sinar gamma digunakan untuk membedakan

antara batuan reservoir dan non reservoir. Log gamma ray memiliki

kemampuan untuk mengukur derajat kandungan shale di dalam lapisan batuan,

itu sebabnya log ini sangat sering digunakan untuk memprediksi besaran

volume shale dalam industri migas. Satuan dari Log gamma ray ini yaitu API

(American Petroleum Institute), dengan tipikal API berkisar antara 0 s/d 150.

Pada umumnya, log ini dikombinasikan dengan log lainnya seperti log

spontaneous dan log resistivitas untuk mendapatkan hasil yang lebih akurat.

Batu pasir merupakan salah satu reservoar dan umumnya batu pasir memiliki

nilai gamma ray yang rendah yaitu sekitar 32.5 - 60 API.

25

Gambar 2.16. Interpretasi kualitatif Log Gamma Ray [10]

b. Log Densitas (RHOB)

Log densitas merupakan log yang menunjukkan nilai densitas pada suatu

batuan yang ditembus oleh lubang bor. Log densitas merekam bulk density

formasi batuan (shlumberger, 1989). Ketika dikombinasikan dengan kurva log

neutron Bulk density (ρb) menjadi salah satu elemen yang penting untuk

menghitung nilai porositas, karena log densitas dapat menunjukkan besarnya

kerapatan medium beserta isinya. Selain itu log densitas dapat digunakan

untuk memperkirakan kandungan hidrokarbon dan menentukan besarnya

densitas hidrokarbon yang terdapat dalam suatu formasi apabila dikombinasi

dengan log neutron, nilai densitas akan semakin kecil pada lapisan yang

mengandung hidrokarbon sementara log neutron akan semakin tinggi. Batuan

yang mengandung minyak akan memiliki densitas yang lebih rendah daripada

batuan yang mengandung air asin. Pada batuan homogen yang mengandung

gas dan fluida, densitas batuannya lebih rendah daripada yang berisi minyak.

26

Gambar 2.17. Respon log densitas terhadap jenis litologi dan fluida yang mengisi formasi [10]

c. Log Porositas

Porositas didefinisikan sebagai perbandingan antara volume batuan yang tidak

terisi oleh padatan terhadap volume batuan total (Schlumberger, 1989). Log

porositas adalah suatu log yang digunakan untuk menenntukan litologi suatu

lapisan batuan. Log porositas terdiri dari beberapa jenis log seperti log

densitas, log neutron, dan log sonik. Dalam bidang eksplorasi dan eksploitasi

porositas sangat penting baik dalam bidang perminyakan maupun air tanah.

Nilai porositas dapat dihitung berdasarkan log densitas. Log density

merupakan log yang mengukur densitas batuan disepanjang lubang bor

dinyatakan dalam gr / cc. Densitas yang diukur adalah densitas keseluruhan

dari matrix batuan dan fluida yang terdapat pada pori. Besaran densitas ini

selanjutnya digunakan untuk menentukan nilai porositas batuan tersebut.

Berikut rumus untuk menghitung nilai porositas berdasarkan log densitas atau

nilai densitasnya :

ϕD = (2.17)

27

Keterangan:

𝜙𝐷 = Porositas densitas (fraksi)

= Densitas matriks batuan (gr/cc)

= Densitas matriks batuan dari log (gr/cc) atau RHOB

= Densitas fluida (oil atau gas)

Tabel 2.1 Densitas Matriks ( pada beberapa litologi batuan (Schlumberger, 1989).

Tabel 2.2. Nilai porositas berdasarkan kualitas secara umum (Koesoemadinata dalam

Nurwidyanto dkk., 2005).

Log porositas merupakan salah satu log yang sangat jarang didapatkan langsung dari

hasil well logging. Log porositas dihitung oleh beberapa ahli petrofisika dengan

Litologi/Mineral (g/ )

Batu Pasir 2.650

Batu Gamping 2.710

Dolomit 2.876

Anhidrit 2.977

Garam 2.032

Nilai Porositas Kualitas (Umum)

0% - 5% Diabaikan (negligible)

5% - 10% Buruk (poor)

10% - 15 % Cukup (fair)

15% - 20% Baik (good)

20% - 25 % Sangat Baik (very good)

>25% Istimewa (excellent)

28

menggunakan berbagai cara sesuai dengan keadaan reservoir. Beberapa cara yang dapat

kita lakukan untuk menghitung log porositas adalah sebagai berikut (Hearst & Nelson,

1985) :

A. Perhitungan dari log densitas.

Penggunaan log densitas dilakukan apabila log densitas yang diukur sesuai dengan

keadaan litologi yang seharusnya, karena nilai log densitas akan bergantung pada jenis

litologi dan hidrokarbonnya. Rumusannya adalah sebagai berikut:

Φ =

Keterangan :

Φ : nilai porositas

: densitas matriks

: densitas target

: densitas fluida

B. Perhitungan dari log NPHI (Neutron Porosity).

Alat Logging merekam dan menghasilkan Log dalam bentuk NPHI atau neutron

porosity. Log neutron merekam indeks hidrogen (HI) dari formasi. Perhitungan dengan

menggunakan log NPHI adalah sebagai berikut (Hearst & Nelson, 1985) :

𝜙 = [(1.02 *𝑁𝑃𝐻𝐼) + 0.0425] 𝑥 100 %

Keterangan :

𝜙 : nilai porositas

𝑁𝑃𝐻I : nilai NPHI target

29

TINJAUAN GEOLOGI

3.1 Geologi Regional

Gambar 3.1. Daerah Penelitian Cekungan Bonaparte [19]

Lokasi penelitian terletak di Cekungan yang sebagian besar terletak di lepas pantai

dan meliputi area seluas sekitar 270.000 km2 di batas barat laut benua Australia.

Batas utara cekungan ini adalah Palung Tanimbar, pada arah timur-selatan

dibatasioleh sub-cekungan Masela yang merupakan bagian dari kemenerusan arah

utara-timur Graben Calder dan Malita, sedangkan batas barat-utara dibatasi oleh

Paparan Sahul dan Palung timor. Batas Cekungan ini tersusun oleh beberapa sub-

cekungan berumur paleozoik dan mesozoik dan beberapa area paparan. Secara

umum pembentukan cekungan dikontrol oleh dua fase penting, yaitu ekstensi pada

Paleozoik yang diikuti oleh kompresi pada umur Trias dan kembali mengalami

fase ekstensi pada Mesozoik ketika pecahnya daratan Gondwana di umur Jurasic

Tengah.

3.2 Tektonik Regional

Cekungan ini didominasi oleh patahan ekstensional (extensional faulting) dimana

sedikit sekali dijumpai struktur kompresional. Terdapat dua proses dalam

pembentukannya, yaitu saat umur Paleozoic daerah ini terjadi fase ekstensi

sedangkan fase kedua pada umur akhir Triassic mengalami fase kompresi. Pada

30

Utara Cekungan Bonaparte berbatasan dengan Gap Timor (offshore), pada Selatan

yang langsung berbatasan dengan Darwin Australia, sedangkan pada bagian Barat

Cekungan ini langsung berbatasan dengan laut lepas Indonesia

Gambar 3.2. Cekungan Bonaparte [19]

Cekungan ini didominasi oleh patahan-patahan ekstensional (extensional faulting) dan

terdapat juga sedikit struktur kompresional. Struktur-struktur deposenter yang

terbentuk dari rift yang saling berkaitan dengan patahan-patahan mendominasi pada

Cekungan ini. Deposenter utamanya ialah Sub-Cekungan Sahul dan Sub-Cekungan

Petrel, serta deposenter yang lainnya seperti: Sahul Platform, Malita Graben, dan

Laminaria High. Struktur pada Cekungan penelitian yaitu tersusun dari bebagai

macam daerah tinggian yang membatasi dari satu sub-cekungan dengan cekungan

lainnya, berupa (horst block) blok tinggian dan antiklin yang terpatahkan, dibagian

yang turun pada lipatan di patahan utama serta pada tinggian batuan dasar.

Terjadinya struktur-struktur pada daerah penelitian meliputi:

Terjadi struktur pengangkatan patahan pada Late Jurassic sampai dengan awal

Cretaceous.

a. Pada umur Cretaceous dan Neogene terjadi pengaktifan kembali pada bagian bawah

obligue, left lateral, strongly strike-slip domain.

31

b. Pada Miocene Precent Day, terjadi patahan esktensional (extensional faulting) yang

signifikan Stike-slip assosiation dengan bagian utara dari palung Timor Malita Graben

sampai dengan selatan.

c. Rift selama akhir umur Jurassic hingga Createceous awal, terjadi pengangkatan yang

berhubungan dengan patahan, trend timor sampai barat terdapat patahan dari northeast

sampai southeast.

Terdapat tiga fase tektonik pada evolusi Cekungan ini, yaitu: (1) fase ekstensi, (2)

thermal subsidence, dan (3) fase kompresi.

Fase Ekstensi, Paleozoikum- Jura Awal

Fase ini terjadi pada umur Paleozoikum sampai dengan Jura Awal akibat

pemekaran fragmen lempeng mikro Gondwanan di Indonesia Timur (posisi

relatif saat ini Sulawesi Timur, Buton, Banggai-Sula, Buru, Seram, Misool,

dan lain-lain (Charlton, 2001). Pemekaran dilanjutkan dengan fase ekstensi

pada umur Permian. Fase ini berasosiasi dengan pemisahan (detachment)

Dataran Sibumasu dengan Gondwana. Posisi relatife dapat dilihat pada

Thailand bagian barat, Myanmar bagian timur, Semenanjung Malaysia bagian

barat dan Sumatra bagian utara (Metcalfe, 1996; Charlton, 2001). Fase ini

menginisiasi pembentukan graben Malita dan Calder pada umur Permian,

pembentukan sistem graben berarah barat-timur pada daerah studi dan

mencapai puncaknya pada pemisahan Gondwana di periode Jura Tengah.

Fase SAG (Thermal Subsidence), Jura Tengah – Miosen Tengah

Fase ini relatif stabil dari aktivitas tektonik. Pemekaran lantai samudra terjadi

pada arah barat-timur yang memisahkan daratan dan Teluk Banda (posisi

relatif saat ini daratan Burma bagian barat) dari batas Australia bagian barat

(Charlton 2012). Graben Malita dan Calder menjadi deposenter pada

Cekungan Bonaparte pada era Kapur Awal. Pengendapan mega sekuen

sedimen silisiklastik dengan butir halus dan sub-sekuen karbonat-klastik

prograded terjadi di umur Paleosen-Miosen Tengah.

32

Fase Kompresi, Miocene akhir – Sekarang

Fase ini berkaitan dengan kolisi antara Lempang Benua Australia dengan

Dataran Sunda pada umur Miosen Akhir – sekarang. Tektonik kolisi ini

membentuk Tinggian Timor-Tanimbar, lipatan dan thrust belt di bagian utara

Cekungan. Selain itu kolisi ini juga menyebabkan reaktivasi sesar berumur

Mesozoikum dan terjadi dari Pliosen hingga Kuarter di batas pasif Australia.

3.3 Stratigrafi Regional

Stratigrafi cekungan daerah penelitian berturut-turut dari umur tua sampai umur

muda dari Pre cambrian sampai Kwarter sebagai berikut :

1. Batuan Sedimen Tertua.

Secara umum terbentuk pada umur Permian, Triasik, Jurasik, Kartesius

dan sampai umur Tertiary muda . Umur Permian dibagi lagi yaitu: Lower

dan Upper (umur bawah dan atas). Kemudian Umur Triasik dibagi

menjadi: umur Lower, Middle dan Upper.

2. Formasi Johnson (Base Eocene)

Endapan pada Formasi Johnson ini dominan pembentuknya yaitu

mengandung batulempung calcilutities, interbended, napal dan

batulempung gampingan.

3. Formasi Wangarlu (Turonian MFS)

Endapan Formasi Wangarfu tersusun atas batulempung (Claystone) yang

cukup konsisten dan cukup dominan serta mengandung batu lempung

silika

4. Formasi Echuca Shoal (Base Aptian)

Satuan Formasi Echuca Shoal terbentuk pada umur Barrimian terdiri dari

material batulempung dan jejak material karbonat.

5. Formasi Elang (Base Flamingo)

Formasi Elang Callovian selaras dengan Formasi Flamingo tersusun

dengan batulempung, batulempung agillaceous dan batupasir

6. Formasi Plover

Formasi Plover pada umumnya didominasi oleh batupasir yang

berselingan dengan batulempung. Formasi Plover terdiri atas Plover Atas

dan Plover Bawah. Pada fase transgresif terdapat pengendapan sikuen

33

fasies laut dangkal hingga shoreline (pantai) yang menyusun Plover Atas,

sedangkan Plover Bawah tersusun oleh sikuen fluviodeltaic yang

diendapkan pada fase regresif. Ciri dari Formasi Plover Atas yaitu

batupasir masif atau berlapis yang berukuran sedang- kasar, dengan

ketebalan yang hingga lebih dari 5 meter yang tersisipkan oleh

batulempung. Pada Plover Atas, respon dari kurva log gamma ray lapisan

batupasir adalah tipe silinder atau blocky yang menunjukkan lingkungan

pengendapan yang memiliki energi tinggi sedangkan pada Ciri-ciri dari

Plover Bawah adalah dengan terdapatnya lapisan batupasir yang memiliki

butiran halus hingga sedang yang tersisipkan dengan batulempung, dimana

ketebalan dari batupasir lebih tipis dibandingkan dengan batupasir Plover

Atas, respon dari log gamma ray yaitu berbentuk kombinasi antara tipe

seratted dan blocky [20].

Gambar 3.3. Stratigrafi regional Cekungan Bonaparte