handuot interpertasi seismik

1

INTERPRETASI

SEISMIK REFLEKSI

INTERPRETASI SEISMIK REFLEKSI

By : Ardian Novianto

2INTERPRETASI SEISMIK REFLEKSI


Skema sederhana mengenai konsep dasar metoda seismik refleksi (a) Skema wavelet sumber, (b) Refleksi dan refraksi pada batas AI, (c) Geometri refleksi pada reflektor horizontal

Terjadinya Gelombang Refleksi



BENTUK & PARAMETER WAVELET

• Amplitudo• λ /Frequensi/periode• Peak• Trough• Zero cross• Perbandingan amplitudo

+/-• Bentuk simetri/kelerengan

dari peak/trough• Bentuk dan panjang

lengkung/busur daripeak/trough



Pola Refleksi Gelombang Pada Batas Litologi

• Suatu urutan koefisienrefleksi yang sama bisamenghasilkan responseismik yang berbedajika model wavelet yang digunakan berbeda.

• Dengan frekuensi yang lebih tinggi akandihasilkan resolusirespon seismik yang lebih baik



Interferensi destruktif dan konstruktif pada gelombang seismik dengan fasa Minimum dan normal polarity (badley, 1984)

Efek Interferensi Gelombang



• amplitudo (trough) membentuk amplitudo yang lebih kuat padaakhir penipisan, karena RC semakin tinggi

• Pada ketebalan > ¼ λ, Wavelet mulai terpisah menjadi 2, dengan amplitudo yang lebih lemah, karena RC rendah

Efek Interferensi Dan Pengaruh Resolusi Pada Penampang Seismik



Contoh Noise Pada Penampang Seismik



DISTORSI KECEPATAN (Penipisan Semu)

• Penipisan semu dalamdomain time akibatpengaruh velocity batuan



Contoh Interpretasi Struktur



Berbagai Pola Refleksi Pada Penampang seismik

14PENGOLAHAN DATA SEISMIK


DAFTAR PUSTAKA

1. INTRODUCTION TO SEISMIC INTERPRETATION, 1979, McQuillin, Graham and Trotmen Limited

2. PRACTICAL SEISMIC INTERPRETATION, 1947, Badley, Prentice Hall, New Jersey

15

INTERPRETASI

SEISMIK REFLEKSI





Ruang lingkup pekerjaan interpretasi seismik sangat bervariasi, dari interpretasi untuk studi regional sampai untuk studi resevoar detail sehingga sangat sulit untuk merumuskan tujuan dan prosedur yang baku.

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, dan tentunya prinsip‐prinsip pemrosesan data seismik lainnya.

Tujuan dan Ruang Lingkup



Gambar 1. Skema sederhana mengenai konsep dasar metoda seismik refleksi (a) Skema wavelet sumber, (b) Refleksi dan refraksi pada batas AI, (c) Geometri refleksi pada reflektor horizontal

Terjadinya Gelombang Refleksi



Impedansi Akustik dan Reflektivitas

Impedansi akustik (AI) adalah sifat batuan yang dipengaruhi oleh jenis litologi, porositas, kandungan fluida, kedalaman tekanan, dan temperatur.

Impedansi Akustik (AI) diperoleh dengan mengalikan densitas (ρ) dan kecepatan (V), sebagai berikut :

AI = ρ . VHarga kontras AI dapat diperkirakan dari amplitudo refleksinya, semakin besar amplitudonya maka akan semaki besar refleksi dan kontras AI‐nya (perhatikan persamaan AI)



AI menggambarkan sifat dari lapisan itu sendiri sehingga AI dapat digunakan sebagai indikator litologi, porositas, keberadaan hidrokarbon, dan pemetaan litologi.

Anstey (1977) menganalogikan IA dengan acoustic hardness. Batuan yang keras (ʺhard rockʹ) dan sukar dimampatkan, seperti batugamping atau granit mempunyai IA yang tinggi, sedangkan batuan yang lunak seperti lempung yang lebih mudah dimampatkan mempunyai IA rendah.



Gambar 2. Beberapa faktor yang berpengaruh terhadap kecepatan gelombang seismik

Faktor‐Faktor Yang Berpengaruh Terhadap Nilai AI



Efek Porositas

Gambar 2. menunjukkan pengaruh berbagai faktor pada kecepatan. Dari berbagai faktor tersebut, efek porositassangatlah 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 irreversible, oleh karena itu porositas batuan klastik umumnya tergantung pada tekanan diferensial maksimum yang pernah terjadi.



Apabila spektrum kecepatan digambarkan terhadap jenis batuan yang berbeda (Gambar 3) 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 lebar dari kecepatan tersebut berkaitan erat dengan kisaran porositas (Gambar 4.). Nilai porositas tinggi umumnya berkaitan dengan kecepatan rendah dan sebaliknya. Porositas batuan klastik umumnya berkurang terhadap kedalaman akibat kompaksi, berkurangnya pemilahan dan meningkatnya sementasi.



Gambar 3. Hubungan kecepatan‐poisson’s ratio pada beberapa jenis batuan



Gambar 4. Efek dari beberapa faktor pada porositas (Sheriff, 1980)



Contoh : batugamping yang ditutupi oleh batulempung.Pada kedalaman rendah, frekuensi 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 6).

Respon seismik akan bervariasi terhadap kedalaman, meskipun untuk pasangan batuan yang sama (Gambar 5).

Efek Kedalaman



Gambar 5. Efek kedalaman terhadap AI yang berakibat pula terhadap respon seismik secara keseluruhan



Gambar 6. Hubungan antara panjang gelombang, frekuensi, dan kecepatan seismik



Konsep Koefisien Refleksi (RC)

2 ErRCEi

=RC = Koefisien refleksi

Er = Energi pantul

Ei = Energi datang

Sumber Receiver

ρ1 . V1 = AI1

ρ2 . V2= AI2

ρ3 . V3= AI3

2 11

2 1

AI AIRCAI AI

−=

+

2 ?RC =

E incident E reflected



POLARITAS DAN FASA

Berdasarkan aturan SEG, istilah polaritas dihubungkan dengan refleksi positiv dan negativ yang dapat digambarkan sebagai berikut :

Gambar 8. Konversi polaritas menurut SEG

Polaritas



FasaPada umumya pulsa seismik yang ditampilkan dalam rekaman seismik

dapat dikelompokkan menjadi 2 jenis fasa yaitu 1. Fasa minimum

Energi yang berhubungan dengan batas IA terkonsentrasi pada onset (bagian muka) pulsa tersebut

2. Fasa nol batas IA akan terdapat pada peak/trough (bagian tengah).

Gambar 9. Model fasa minimum dan fasa nol



1. Amplitudo maksimum sinyal fasa nol umumnya akan selalu berimpit dengan spike refleksi, sedangkan pada kasus fasa minimum amplitudo maksimum tersebut terjadi setelah spike refleksi terkait.

2. Bentuk wavelet fasa nol simetris sehingga memudahkan piking horison terkait.

3. Untuk spektrum amplitudo 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

Kelebihan fasa nol dari fasa minimum :



Tentukan Fasa dan polaritasnya !



Quis



Lempung

Pasir terisi gas

Gamping

Gamping sangat poros

Pasir kompak

Pasir poros

Pasir sangat poros

Lempung kompak

Metamorf

Pertanyaan :

1. Tentukan perkiraan nilai RC‐nya

2. Gambar respon seismik untuk :

a. Normal polariti dan zero phase

b. Reverse polariti dan minimum phase

35

INTERFERENSI

DAN

RESOLUSI





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 dalam metoda seismik refleksi adalah timbulnya interferensi respon seismik dari batas IA yang sangat rapat. Interferensi bisa bersifat negatif (destruktif) atau posif (konstruktif) (Gb.10) dan peran panjang gelombang serta jenis fasa pulsa seismik sangat penting dalam hal ini.



Gambar 10. Interferensi destruktif dan konstruktif pada gelombang seismik dengan fasa minimum dan normal polarity (badley, 1984)



Gambar 11 dan 12 menunjukkan perbedaan jenis interferensi tersebut

dan pengaruhnya pada penampang seismik :

a. wavelet dengan fasa nol akan terpusat pada batas IA, sehingga

interferensi terjadi dengan wavelet yang terletak didekat batas

tersebut,

b. wavelet dengan fasa minimum akan terjadi interferensi dengan

wavelet yang terletak di bawah batas IA.



Gambar 11. Interferensi pada gelombang seismik dengan fasa minimum dan normal polarity untuk beberapa kasus lapisan batuan (badley, 1984)



Gambar 12. Interferensi pada gelombang seismik dengan fasa nol dan normal polarity untuk beberapa kasus lapisan batuan seperti pada gambar 11 (badley, 1984)



Gambar 13. Interferensi pada gelombang seismik dengan fasa minimum dan normal polarity untuk beberapa kasus lapisan batuan (badley, 1984)



Gambar 14. Interferensi pada gelombang seismik dengan fasa nol dan normal polarity untuk beberapa kasus lapisan batuan seperti pada gambar 13 (badley, 1984)



A. Resolusi Vertikal

Resolusi didefinisikan sebagai jarak minimum antara dua obyek yang dapat dipisahkan oleh gelombang seismik (berhubungan dengan fenomena interferensi).

Sebagai contoh pada Gambar 15 ditunjukkan model batugamping berkecepatan tinggi yang membaji kedalam batulempung yang berkecepatan lebih rendah. Displai model seismik menggunakan polaritas normal dan fasa minum. Pada batas atas gamping refleksi akan berupa Trough sedang pada bagian bawah akan berupa peak.

RESOLUSI



Gambar 15. Efek Interferensi pada pada batugamping dengan AI tinggi yang terletak diantara lempung dengan AI rendah (badley, 1984)



• amplitudo (trough) membentuk amplitudo yang lebih kuat padaakhir penipisan, karena RC semakin tinggi

• Pada ketebalan > ¼ λ, Wavelet mulai terpisah menjadi 2, dengan amplitudo yang lebih lemah, karena RC rendah

Efek Interferensi Dan Pengaruh Resolusi Pada Penampang Seismik



Dua buah wavelet yang mempunyai polaritas berlawanan tersebut akan terpisah selama tebal waktu dari batugamping tersebut sama atau lebih besar dari setengah panjang gelombang seismik. Bila tebal waktu batugamping tersebut kurang dari setengah panjang gelombang, kedua buah polaritas yang berlawanan tersebut akan mulai overlap dan terjadi interferensi.

Saat TWT (two way travel time) dari batugamping mencapai seperempat panjang gelombang, maka akan terjadi interferensi konstruktif maksimum, dan ketebalan ini dikenal dengan tuning thickness.



Dengan bertambahnya kedalaman, maka kecepatan akan bertambah tinggi dan frekuensi bertambah kecil, sehingga tuning thickness dan detectable limit juga akan bertambah besar.

Hubungan antara frekuensi (f), kecepatan (v) dan panjang gelombang (λ) dirumuskan sebagai : λ = v/f

Sebagai contoh, bila frekuensi gelombang seismik 50 Hz atau periodanya 20 ms, maka pada kedalaman dimana kecepatan batugamping adalah 5000 m/s, maka tebal batugamping paling tidakadalah 50 m agar refleksi bidang batas atas dan bawah dapat dibedakan.



Gambar 16. Ketergantungan efek Interferensi pada gelombang (brown, 1991)



B. Resolusi Horisontal

Meskipun sering dilakukan penyederhanaan dengan

mengasumsikan bahwa gelombang seismik refleksi berasal dari

satu titik tapi sebenarnya refleksi tersebut berasal dari daerah

dimana terjadi interaksi antara muka gelombang dan bidang

reflektor. Daerah yang menghasilkan refleksi tersebut dikenal

sebagai zona Fresnel yaitu bagian dari reflektor dimana energi

dipantulkan ke receiver setelah setengah atau seperempat panjang

gelombang setelah terjadinya refleksi pertama (Gb.17).



Gambar 17. High dan low Frekuensi Zona Fresnel



Gambar 18. Skema efek zona Fresnel a. Model b. Rekaman seismik (Neidell danPoggiagliolmi, 1977)



Gambar 2.18 menunjukkan model lapisan melensa dan efek Fresnel yang dapat disimpulkan sebagai berikut :

1. Pada setiap ujung lapisan terjadi difraksi yang amplitudonya berkurang secara cepat dengan semakin jauhnya terhadap ujung lapisan.

2. Polaritas difraksi pada kedua ujung lapisan adalah saling berlawanan dan Gap antara lapisan sebagian besar tertutup oleh difraksi.

3. 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 rumusan sebagai berikut :

Dimana : ‐ rf = radius zona Fresnel dalam meter ‐ V = kecepatan rata‐rata ‐ t = TWT dalam second ‐ 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 19 dan 20.

2V trf

f=



Gambar 19. Contoh efek zona Fresnel a. Model b. Rekaman seismik



Gambar 20. Contoh efek zona Fresnel terhadap nilai amplitudo didekat sesar a. Bidangsesar tegak lurus terhadap lintasan seismik b. Bidang sear miring terhadaplintasan seismik

56

NOISE PADA PENAMPANG

SEISMIK





Noise Pada Interpretasi Seismik Refleksi

Dalam melakukan interpretasi data seismik refleksi mutlak diingat

bahwa data ini mengandung noise yaitu seluruh fenomena refleksi

yang tidak berkaitan dengan refleksi primer dan aspek geologi

sehingga perlu dikenali dan dinetralisir efeknya.

Meskipun data seismiknya telah diproses secara intensif, efek dari

noise sering masih ʺtertinggalʺ dalam rekaman seismik dan dapat

menjadi ʺjebakanʺ (pitfall) dalam interpretasi. Sumber umum dari

noise ini antara lain multipel, difraksi, distorsi kecepatan dll.



A.Multipel

Multipel terjadi akibat muka gelombang terpantulkan lebih dari

satu kali, contoh sederhananya ditunjukkan pada Gambar 1 sedang

macam‐macamnya ditunjukkan pada Gambar 2.

Parameter pengambilan data dapat didesain sedemikian rupa

untuk menghilangkan multipel tapi umumnya efek ini dihilangkan

pada saat pemrosesan data yaitu dengan menggunakan teknik

stacking (Gambar 3). Meskipun begitu, efek multipel ini masih

sering dijumpai meskipun data seismiknya telah diproses secara

intensif (Gambar 4).



Gambar 1. Ilustrasi multiple sederhana dimana gelombang terpantulkan kepermukaan kemudian kembali ke reflektor dan geophon sehinggamenghasilkan refleksi multiple (Badley, 1985)



Gambar 2. Jenis‐jenis Multiple (Badley, 1985)



Gambar 3. Penghilangan multiple dengan teknik CDP Stacking (Badley, 1985)



Gambar 5. Multiple, pull up, dan pull down anomali akibat……………



Gambar 6. Contoh multiple dari WBM (Water Bottom Multiple) dan IBM (InterbedMultiple) dan Sideswide



Gambar 7. Diagram yang menunjukkan bagaimana multiple pada reflektor miring akanmenunjukkan kemiringan yang semakin besar (Badly, 1985)



B. Difraksi

Difraksi merupakan sumber umum dari noise dan dapat timbul akibat perubahan tajam dari bidang reflektor (Gb 8), misalnya akibat sesar, intrusi, permukaan tidak teratur daerah karst, dll.Bidang kontak yang tajam, misalnya akibat bidang sesar, 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. Efek difraksi ini bisanya dihilangkan dengan teknik migrasi, meskipun begitu sering masih muncul dalam rekaman seismik sehingga mengganggu interpretasi.



Gambar 8. Ilustrasi terjadinya difraksi akibat bidang sesar (Badly, 1985)



Gambar 9. Tentukan Noise yang terdapat pada data seismik tersebut



C. 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 ketebalan dan kedalaman sebenarnya.Penipisan Semu Downdip terjadi bila suatu lapisan yang sebenarnya 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 (Gb.9).



Gambar 9. Ilustrasi efek distorsi kecepatan pada lapisan batupasir yang mempunyai kedalaman berbeda (Badly, 1985)



Penipisan semu juga dapat terjadi sepanjang bidang sesar. Penipisan semu ini terjadi karena peningkatan kecepatan interval antara X dan Y pada bagian hanging wall. Refleksi pada blok yang tersesarkan (Gb.10) pada blokyang atas (upthrown block) juga sering menunjukkan fenomena pelengkungan semu (apparent rollover) akibat pengaruh kecepatan lebih rendah dari bagian downthrown.



Gambar 10. Refleksi downbending pada fault yang disebabkan oleh kecepatan rendah pada bagian hanging wall (Badly, 1985)



Anomali kecepatan juga sering dijumpai di bawah sesar dengan

kemiringan kecil seperti pada sesar anjak atau sesar normal listrik

(Gb.11) 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 sekitarnya. Sebaliknya anomali pulldown juga terjadi akibat

diapir serpih atau karbonat yang mempunyai kecepatan lebih rendah

dari sekitarnya.



Gambar 11. a) Model geologi yang menunjukkan sesar normal listrik b) Ekspresi pull up dan pull down akibat sesar.



ARTI GEOLOGI REKAMAN SEISMIK



Secara sepintas, hubungan antara kondisi geologi dan rekaman seismik terlihat seperti sederhana dan tidak komplek. Namun perlu diingat bahwa terdapat perbedaan mendasar antara fakta yang terekam oleh seismik dengan fakta geologi sebenarnya.

Seismik hanya mampu mendeteksi batas litologi bila terdapat perubahan impedansi akustik (AI) yang besarnya lebih dari detectable limit dari gelombang seismik yang dipakai.

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



Contoh bila batas lapisan rapat, interferensi akan mempengaruhi respon seismik sehingga menggangu interpretasi.

Selain itu pada umumnya penampang seismik terekam dalam skala waktu (time domain) sehingga menimbulkan kelemahan lainnya karena distorsi kecepatan vertikal maupun lateral akan menghasilkan rekaman seismik yang berbeda dengan kondisi geologi yang sebenarnya.

Dalam hal ini, tugas interpreter-lah untuk mengisi gap antara rekaman seismik dan kondisi geologi sebenarnya.



Parameter Refleksi Individual

Refleksi individual dapat memberikan gambaran arti geologi bawah permukaan. Parameter refleksi individual tersebut adalah :

• Amplitudo

• Polaritas

• Kontinyuitas

• Spacing atau frekuensi refleksi



Pola Refleksi Individual



Amplitudo adalah ketinggian puncak (peak) atau palung (trough) refleksi, yang besarnya tergantung pada koefisien refleksi (RC). Ukuran kwalitatif seperti tinggi, sedang dan rendah sering dipakai untuk mendeskripsi besarnya amplitudo tersebut (Gb. 3)Perubahan vertikal amplitudo dapat digunakan untuk membantu identifikasi ketidakselarasan, sedangkan perubahan lateral untuk identifikasi perubahan fasies seismik. Jebakan (pitfall) dapat berasal dari pola interferensi, multiple, dan noise lainnya yang merubah besar amplitudo



Kontinyuitas refleksi mencerminkan kondisi perubahan lateral impedansi akustik dan juga litologi. Refleksi yang diskontinyu mencerminkan perubahan lingkungan secara lateral (contohperubahan fasies), misal pada sistem fluvial. Refleksi yang kontinyu mencerminkan kondisi pengendapan lateral yang ekstensif, misalnya pada lingkungan laut dalam. Pitfall bisa timbul dari efek multipel, bow-tie, difraksi, sideswipe, dan juga teknik pemrosesan yang terlalu menonjolkan kontinyuitas sehingga rekaman seolah-olah mempunyai kwalitas “baik“.

Kontinyuitas refleksi mencerminkan konsistensi kemenerusan lateral refleksi. Refleksi yang kontinyu ditunjukkan dengan polayang menerus sepanjang jarak tertentu (km). Derajat kontinyuitasdideskripsikan sebagai sangat kontinyu sampai diskontinyu (Gb. 3)



Frekuensi refleksi adalah jumlah refleksi per unit

waktu dan dipengaruhi oleh kombinasi efek interferensi serta

dimensi sinyal seismik.

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 noise dan struktur. Misalnya multipel dapat

menimbulkan kesan bertambahnya frekuensi refleksi, sebaliknya

berkurangnya secara berangsur frekuensi terhadap kedalaman

menimbulkan kesan bertambah renggangnya reflektor.



Interpretasi Jenis Litologi

Hampir semua refleksi berasal dari batas impedansi akustik akibat perubahan litologi, kecuali refleksi akibat kontak fluida. Sehingga perubahan litologi merupakan kunci untuk memahami hubungan antara rekaman seismik dan kondisi geologi terkait.

Bidang perlapisan mengontrol bentuk eksternal lapisan dimana pada skala besar merefleksikan jenis litologi pembentuk lapisan, proses pengendapan dan lingkungan pengendapannya.



Jenis batuan sedimen dalam rekaman seismik dapat dibagi menjadi dua kelompok besar yaitu :

1. Sedimen yang terendapapkan secara mekanis (tertransport dan terendapkan oleh fluida)

2. Sedimen yang terbentuk secara kimiawi (misal garam dan evaporite) atau proses biologis (reef)

Walaupun masih berambiguitas, tapi ada kemungkinanuntuk menduga jenis litologi dari rekaman seismik.



Interpretasi berbagai jenis litologi dari rekaman seismik :

1. Klastik Halus (Lempung dan lanau)

Lempung dan lanau terendapkan oleh mekanisme suspensi, apapun lingkungan pengendapannya.

Pada penampang seismik dicirikan dengan :

a. 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.



b. Amplitudo cenderung sedan sampai buruk, tapi juga sangat tergantung pada jarak perlapisan (efek interferensi) dan litologi.

c. Pola refleksi divergen juga merupakan indikasi dari endapan butir halus, karena mengindikasikan pengendapan pada kondisi dimana terjadi penurunan cekungan dan kecepatan pengendapan denganmagnitudo sama.

d. Tidak jarang, kontras impendansi akustik sangat rendah sehingga menunjukkan gejala ‘reflection free’(Gb.4). Pola reflection coutik dapat terjadi akibat slumping atau aktivitas air laut (Gb.4).



2. Batuan Klastik Kasar

Batuan klastik kasar relatif lebih mudah untuk diidentifikasi pada interpretasi seismik. Kesulitannya adalah batuan ini terendapkan hampir disemua jenis lingkungan pengendapan sehingga mempunyai variasi yang sangat besar pada ketebalan, bentuk dan penyebaran lateral. Identifikasi menggunakan kecepatan interval sulit untuk dilakukan karena nilainya sering overlap dengan litologi lainnya. Sehingga posisi lingkungan pengendapan merupakan petunjuk terbaik, dimana sangat tergantung pada kemampuan identifikasi terhadap konfigurasi struktur internal dan asosiasi fasies.



Gambar 4. Contoh rekaman seismik klastik kasar dan halus



Gambar 5. Contoh rekaman seismik klastik kasar dan halus



3. 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.



a. Endapan berbentuk sheetumumnya penyebaran lateralnya luas dan terdiri atas partikel karbonat berbutir halus yang terendapkan secara suspensi Endapan ini menunjukkan karakter yang sama dengan endapan butir halus lainnya, tapi biasanya dapat dibedakan dari ciri amplitudo 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 “pitfall” interpretasi.

Dari segi seismik, batuan karbonat terbagi menjadi duakelompok besar :



b. Buildups, reefs, mounds, dll

Endapan ini tersusun oleh kegiatan organisme

sehingga penyebarannya tergantung kondisi

lingkungan dimana organisme tersebut dapat tumbuh.

Dicirikan oleh bentuknya yang khas dan kecepatan

intervalnya yang tinggi. Gambar 6 menunjukkan

kriteria konfigurasi refleksi untuk mengenali endapan

ini.



Bubb dan Hatlelid (1977) membagi build up karbonat menjadi empat jenis (Gb.7) :

1. Barrier

Barrier buildups cenderung linier dibatasi oleh air relatif dalam pada dua sisinya selama pengendapannya.

2. Pinnacle

Pinnacle cenderung ekuidimensional dan dikelilingi air yang dalam selama pengendapanya.

3. Shelf margin

Shelf margin berbentuk linier dimana air dalam pada satu sisi dan dangkal pada sisi lainnya.



4. Patch

Patch cenderung terbentuk pada air dangkal, apakah dekat pada shelf margin atau pada paparan laut dangkal.



Gambar 6. Contoh konfigurasi refleksi khas endapan karbonat (Badley, 1985)



Model endapan karbonat dan lingkungan pengendapan karbonat

Gambar 7. Jenis build up yang dapat dikenali dari data seismik (Badley, 1985)



Gambar 8 menunjukkan contoh buildup paparan karbonat di Louisiana. Sisi belakang shelf margin ke arah utara terdiri atas perselingan lapisan batugamping dan serpih, dengan respon seismik pararel frekuensi tinggi dan amplitudo rendah. Shelf margin buildup terdiri atas endapan energi tinggi, porositas tinggi dan menimbulkan refleksi interval yang buruk.

Kearah cekungan di selatan terdiri atas endapan kalkareous butir halus dengan downlap dan variasi amplitudo lateral.



Gambar 8a. Ekspresi seismik dari model paparan karbonat dari gambar 8b (Badley1985)



Gambar 8b. Model geologi paparan karbonat dari gambar 8a (Badley 1985)



Gambar 9. Profil seismik karbonat build up di cekungan Sumatra selatan



Gambar 10. Profil seismik shelf-margine di cekungan Jawa barat utara.



4. Diapir Garam

Garam mempunyai 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. Gambar 11menunjukkan skema perkembangan tiga tahapan tersebut dan dapat digunakan sebagai dasar interpretasikonfigurasi reflektor.



Gambar 11. Tahapan pertumbuhan diapir garam

PILLOWING

DIAPIR

POSTDIAPIR



Tahap pillowingpenipisan sedimen sindeposisional di atas sayap dan punggung pillow, terbentuk sebagai respon dari pertumbuhan pillow, merupakan alat diagnostik utama untuk identifikasi tahapan ini. Tahapan diapirmengalirnya garam yang sedang tumbuh tersebut akan mengakibatkan runtuhnya sekuen di bagian sayap yang menipis kearah original pillow. Tahapan postdiapir penurunan sinklin terus berlangsung membentuk lingkaran sinklin (sering kenampakannya kurang jelas), mengelilingi diapir tersebut.



Konfigurasi refleksi akibat diapir serpih sangat mirip dengan yang

dihasilkan oleh diapir garam. Bila terjadi refleksi di bawah diapir,

kedua litologi tersebut dapat dibedakan dari efek kecepatannya.

Garam umumnya mengakibatkan pull-up sedangkan serpih

mengakibatkan pull down dari reflektor yang lebih dalam (Gb.12-13).

Bila tidak terjadi refleksi dibawah diapir, maka akan sulit

membedakan kedua buah litologi tersebut.

Sering diapir garam berasosiasi dengan fenomena collapse akibat

pelarutan garam postdiapiric (Gb.14). Akibat densitasnya yang

sangat rendah, garam juga mempunyai impedansi akustik yang

rendah, meskipun kecepatannya tinggi.



Gambar 12. Rekaman seismik yang menunjukka model diapir garam



Gambar 13. Rekaman seismik yang menunjukkan aliran serpih dan efek push-down veocity anomaly yang mempengaruhi refleksi A dan B (Badly, 1985)



Gambar 14. Rekaman seismik yang menunjukkan fenomena runtuhan pada diapirgaram. (Badly, 1985)



Gambar 15. Rekaman seismik yang menunjukkan fenomena intrusi batuan beku(Badly, 1985)



5. Batuan Dasar

Terdapat dua definisi batuan dasar : batuan beku atau batuan metamorf dan batuan dasar nonekonomik yaitu batuan sedimen berporositas kecil yang tidak mempunyai potensi reservoir. Tidak ada satu karakter seismik unik yang membedakan dua jenis basemen tersebut. Gambar 16a menunjukkan contoh batuan dasar kristalin yangberada dibawah refleksi kuat dari batas atas batuan dasar tersebut (koefisien retleksi positif), rekaman seismik menunjukkan pola reflection free.



Gambar 16b menunjukkan batuan dasar kristalin yang tersingkap di lantai samudra. Umumnya batuan dasar kristalin mengakibatkan terbentuknya pola reflection free. Oleh karena itu karakternya kadang mirip dengan diapir garam, serpih, 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. Perlapisan internal dapat mengakibat terbentuknya refleksi internal, sehingga "mengaburkan" makna reflection free untuk identifikasi batuan dasar (Gb.16 c).



Gambar 16. Rekaman seismik yang menunjukkan batuan dasar (Badly, 1985)



INTERPRETASI STRUKTUR GEOLOGI



Penafsiran Struktur geologi dari rekaman seismik mempunyai nilai penting karena peranan struktur tersebut dalam pembentukan perangkap hidrokarbon. Namun perlu diingat bahwa terdapat kelemahan padametoda seismik dalam interpretasi Struktur bawah permukaan tersebut.

Bila rekaman tak termigrasi dipakai dalam analisa struktur, maka akan terjadi distorsi akibat asumsi yang digunakan dalam metoda CMP, kemiringan terlalu rendah, refleksi terletak pada posisi yang tidak benar,antiklin terlalu lebar 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 sempurna menghilangkan efek tersebut karena sulitnya pemilihan kecepatan dan pembelokan tajam dari gelombang seismik. Dalam menafsirkan rekaman yang termigrasi, perlu juga diingat bahwa sering terjadi distorsi kecepatan, seperti ditunjukan pada Gambar 1 untuk kasus sesar normal planar. Pada daerah perlipatan, distorsi kecepatan ini juga dapat mengakibatkan pemanjangan semu lapisan atas dibandingkan pada lapisan bawahnya pada sayap lipatan dan penebalan semu didaerah punggungan (Gb.2)



Selain distorsi kecepatan yang mempengaruhi struktur

skala besar, efek resolusi juga sangat berpengaruh

dalam analisa struktur skala lebih kecil, terutama struktur

sesar. Gambar 3 menunjukan reflektor yang terpengaruhi

oleh sesar dengan peningkatan besar throw. Throw dari

sesar tersebut diindikasikan oleh panjang gelombang

seismik dominan. Besar throw yang lebih kecil dari 1/4

panjang gelombang akan sulit terdeteksi pada rekaman

seismik.



Gambar 1. Efek peningkatan kecepatan terhadap kedalaman menyebabkanmelengkungnya bidang sesar yang seharusya planar (Badly,1985)



Gambar 2. Efek peningkatan kecepatan terhadap kedalaman pada struktur lipatana. ekspresi geologi b. ekspresi seismik (Badly,1985)



Gambar 3. Urutan sesar dengan peningkatan besarnya throw yang ditunjukan dalambesaran panjang gelombang (Badly,1985)



1. Struktur Lipatan

Secara garis besar struktur lipatan dapat dikelompokkan menjadi 3 kelompok :a. Lipatan yang beasosiasi dengan kompresi skala

regional akibat proses deformasi kerak secararegional (Gb.4)

b. Lipatan berskala lebih kecil yang berasosiasi dengan kompresi skala lokal, misalnya lipatan akibat pensesaran geser, dll

c. Pelipatan atau pelengkungan akibat intrusi (contohGb.2.80).



Gambar 4. Contoh rekaman seismik yang menunjukkan struktur lipatan skala besar(Badly,1985)



Gambar 5. Contoh rekaman seismik yang menunjukkan struktur lipatan akibat intrusi(Badly,1985)



2. Struktur Sesar

Kenampakan langsung dari bidang sesar umumnya sangat jarang dapat dilihat pada penampang seismik. Lokasi dan geometri sesar tersebut lebih banyak diidentifikasi dari kenampakan refleksi, difraksi, perubahan kemiringan, dll. Terminologi umum jenis sesar diperlihatkan pada Gambar 6. Berdasarkan geometrinya dan kinematikanya, sesar dapat dibagi menjadi tiga kategori : 1. Sesar normal2. Sesar naik atau anjak3. Sesar geser atau wrench



Gambar 6. Terminologi dasar dari sesar (Badly,1985)



A. Sesar NormalSesar ini ditunjukkan dengan bagian hanging wall bergerak relatif turun dibandingkan bagian foot wall.Sesar normal planar (Gb.7) merupakan jenis sesar yang paling sering dijumpai, dapat dikenali dari parameter berikut :1. Bidang sesar hampir lurus

kemiringan bidang sesar relatif konstan terhadap kedalaman.

2. Seretan normal pada hanging wall mengindikasikan pergerakan turun blok hanging wall relatif terhadap blok foot wall. Perludiperhatikan bahwa seretan normal ini tidak selalu berasosiasi dengan sesar normal planar.



3. Tidak ada perubahan kemiringan reflektor dari blok hanging wall ke foot wall.

4. Terbentuknya sesar antitetik

Sesar tumbuh atau syn-faull sedimentation sering berasosiasi dengan sesar normal-planar ini. Bila pensesaran normal planar ini melibatkan atau mempengaruhi lapisan miring, maka sedimen pengisi terkait akan terbentuk membaji (wedge, Gb.7).



Gambar 7 Model sesar planar (kiri) dan sesar normal listrik (kanan) (Badly,1985)



Sesar normal listrik (Gb.7) mempunyai bidang sesar melengkung yang memungkinkan block hanging-wall berotasi. Sesar listrik ini dapat dikenali dari :1. Perbedaan kemiringan (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.



Sesar normal listrik ini dapat mengikutsertakan batuan dasar ataupun tidak.Sesar normal listrik yang mengikutsertakan batuan dasar sering berasosiasi dengan mekanisme utama rifting kerak bagian atas 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 (Gb.8).Sesar normal listrik yang tidak melibatkan batuan dasar umumnya mempunyai kelengkungan bidang sesar lebih besar sehingga lipatan seretan terbalik sering berkembang dan membentuk antiklin rollover (Gb.9).



Gambar 8 (294) Sketsa yang menunjukkan rotasi progresif sepanjang sesar normallistrik dan struktur sesar sekunder yang dihasilkan oleh kombinasi sesar sin

sedimentasi dan antitetik (Badly,1985)



Gambar 9. Contoh sesar normal listrik yang tidak melibatkan batuan dasar(Badly,1985)



Reaktivasi SesarBanyak sesar menunjukan gejala pergeseran berulang yang sering dipisahkan oleh interval waktu dan dapat melibatkan perubahan jenis sesarnya. Gambar 10menunjukkan bagaimana sesar normal teraktivasi menjadi sesar naik. Bila reaktivasi sesar terjadi selama sedimentasi, maka sesar akan berpropagasi ke atas melalui sedimen yang menutupinya. Bila reaktivasi terjadi secara episodik dan batuan sedimen yangcukup tebal menutupi sesar "tua" tersebut sebelum tereaktivkan, maka dapat menghasilkan perubahan geometri sesar. Gambar 11 menunjukan hipotesis perilaku sesar normal planar vertikal pada batuan dasar yang tereaktifkan.



Gambar 10 (296) Contoh rekaman seismik yang menunjukkan dua sesar normal A dan B yang teraktifkan kembali menjadi sesar naik (Badly,1985)



Gambar 11 (297) Efek reaktifasi sesar normal (Badly,1985)



Gambar 12 (298) Contoh reaktivasi sesar yang menunjukkan beberapa episode pergeseran (Badly,1985)



B. 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 lebih muda (Gb.13 -14).



Gambar 13 (299) Interpretasi rekaman seismik yang menunjukkan fenomena komplek sesar anjak (Badly,1985)



Gambar 14 (2.100) Ekspresi seismik dari sesar anjak di daerah Wyoming (Badly,1985)



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 (Gb.12), asosiasi pergerakan sesar normal listrik dan akibat rotasi sesar normal (Gb.8).



C. Sesar Geser atau Wrench

Sesar geser mempunyai pergeseran dominan searah jurus sesar. Sesar ini umumnya mempunyai kemiringan vertikal. 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 lainnya. Sering terjadi lipatan, sesar normal, naik dan anjak yang berasosiasi dengan sesar geser ini (Gb.2.101).



Gambar 15 (2.101) Pola struktur yang berasosiasi dengan sesar geser (Badly,1985)



Kepastian mengenai keberadaan sesar geser ini sulit diidentifikasi dari rekaman seismik saja, tapi lebih dicerminkan oleh keberadaan struktur asosiasinya seperti graben, sesar anjak, lipatan yang sumbu-sumbunya miring terhadap arah pergeseran sesar geser seperti ditunjukan pada Gambar 2.101-102. Struktur bunga sering diasosiasikan dengan sesar geser ini (Gb.2.102-104) tapi tidak selalu merupakan keharusan karena struktur ini juga berkembang pada sesar normal listrik



3. Analisa Struktur

Salah satu aspek yang penting dalam interpretasi struktur adalah pemahaman penyebab struktur tersebut. Pada dasarnya, struktur dapat dikelompokkan menjadi tiga kategori umum :a. Struktur primer

Disebabkan oleh proses tektonik/pergerakan lempeng, seperti sesar pinggir cekungan, sesar geser San Andreas, dll. Secara definisi semua struktur primer ini melibatkan batuan dasar.



2. Struktur sekunderSecara 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 pasifBerkembang 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, dll.



Pemekaran cekungan (basin rifting) umumnya terdiri atasdua tahapan pengembangan :1. Fasa pemekaran (Syn-rift)

Merupakan proses awal dimana terjadi 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 ekstensi regional. Sesar normal listrik 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 post-rift Merupakan fasa perkembangan selanjutnya setelah

proses pemekaran (rifting) selesai. Proses ini akan

menghasilkan pola sedimentasi yang relatif simpel

dimana lapisan-lapisan menunjukan penebalan

kearah cekungan.



Faktor-faktor berikut ini perlu diperhatikan dalam pemahaman proses-proses di atas berdasarkan analisa seismik refleksi :

1. Identifikasi Fasa Pemekaran :

Pemekaran terjadi pada suatu perioda dimana cekungan mengalami tarikan dimana sekuen synrift akan mengandung sedimen koeval (berumur sama). Umumnya sesar normal listrik merupakan mekanisme utama penyebab ekstensi selama fasa pemekaran.



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

a. Tilting (miringnya) reflektor pre-rift antara blok hanging dan footwall mengindikasikan terjadinyarotasi akibat pensesaran.

b. Seretan terbalik sering terjadi pada refleksi pre-rift dan syn-rift yang lebih tua pada sisi sesar yang turun dan merupakan gambaran pergerakan rotasi dari bidang sesar yang melengkung.

c. Bentuk membaji dari reflektor syn-rift mengindikasikan tilting aktif selama sedimentasi.



2. Identifikasi Tahapan Post-rift

Batas sekuen bisanya berkembang pada tahapan ini, dengan batas erosi di atas dan baselap dibawah, memisahkan sekuen syn dan post-rift di semua tempat. Ini disebut sebagai ketidakselarasan postrift.

Hubungan reflektor pada ketidakselarasan post-rift inisering tidak terlihat jelas dan bersudut rendah.



Blok sesar yang terjungkit (tilted fault blocks) merupakan hasil khas dari proses pemekaran dan dapat menyebabkan terbentuknya perangkap yang istimewa. Ekspresi seismik dari blok sesar terjungkit ini dan asosiasi gawir sesarnya ditunjukan pada Gambar 2.105dan ciri pentingnya adalah :1. Ketidakselarasan membatasi gawir sesar.2. Batas yang jelas antara lapisan yang terjungkit

didalam blok sesar dan sedimen diatasnya.



Gambar 14 (2.105) contoh rekaman seismik di daerah Oseberg (Badly,1985)



Gambar 15 (2.106) Interpretasi geologi rekaman seismik di daerah Oseberg (Badly,1985)



Gambar 16 (2.107) Diagram yang menunjukkan perkembangan postrift dari struktur didaerah Oseberg (Badly,1985)



Gambar 17 (2.108) (lanjutan) Diagram yang menunjukkan perkembangan postrift dari struktur di daerah Oseberg (Badly,1985)



Pre-rift

Syn-rift

Post-rift



Pengelompokan struktur kedalam skema diatas

memungkinkan pemahaman mengenai penyebab dan

efeknya sehingga dapat digunakan untuk keperluan

prediktif. Sebagai ilustrasi berikut ini didiskusikan kasus

daerah North sea (Badley, 1985). Pendekatan yang

dipakai disini merupakan pendekatan umum yang dapat

dipakai untuk interpretasi seismik pada passive margin,

thrust belts, dll.



INTERPRETASI TERPADU DAN

PEBUATAN PETA



Setelah memahami arti geologi rekaman seismikbeserta segala keterbatasannya maka perlu dilakukansuatu interpretasi terpadu untuk menggambarkankeadaan geologi sub-surface daerah tersebut.

Data-data yang diperlukan untuk analisa tersebut adalah

1. Peta dasar

2. Penampang seismik

3. Data sumur dan check shot



1. PETA DASAR Mempunyai Kegunaan :

1. Merupakan peta dasar untukpembuatan peta

2. Menunjukkan orientasi danspasi lintasan

3. Menunjukkan kerangka survey seismik

4. Menunjukkan titik perpotonganantara lintasan survey yang berbeda yang tidak selaluditunjukkan pada penampangseismik



STRUCTURAL FRAME WORK MAP



2. PENAMPANG SEISMIKSebelum melihat penampang seismiknya sebaiknyadipelajari dahulu label penampang seismiknya untukmengetahui proses aquisisi dan pemrosesan datanya

Kategori dalam label penampang seismik

• Keterangan detil lintasan

• Data perekaman dan data lapangan

• Diagram Spread

• Data pemrosesan

• Parameter display



BEFORE MISTIE AFTER MISTIE



BEFORE BALANCING

AFTER BALANCING



3. DATA SUMUR

Data sumur digunakan sbagai :

1. untuk melihat kondisi geologi detil secaravertikal

2. Mengikat data seismik dengan sumur yang ada (well-seismic tie)

3. Menganalisa kualitas interpretasi denganmembandingkan kedalaman horison target sebenarnya dengan kedalaman hasilprediksi pada penampang seismik.



INTERPRETASI DATA

Pada tahapan ini seluruh data base seismik sebaiknya

dianalisa secara terpadu. Apabila memungkinkan

daerah study dikelompokkan ke arah vertikal menjadi

interval-interval stratigrafi (misal : penentuan batas

sekuen dan fasies seismik) dan ke arah lateral menjadi

provinsi struktural (daerah cekungan, tinggian, dll)



1. Interpretasi Geologi

BRF-1/SB-5S.B - 5

BRF-3B-1/SB-4

S.B. - 4B-2

S.B - 3C-1/SB-3

C-2

D-1/SB-2S.B - 2

MD

2150

2200

2250

2300

2350

2400

2450

2500

(2550)

(2557)

2114

Completions 9.75 342.93GR -894.28 9837.13LLD0.20 2000.00LLS

60.00 0.00NPHI

BRF-1/Gas+Oil

Comment UPNBRG-32 [MD]

MD

2100

2150

2200

2250

2300

2350

(2400)

(2450)

(2500)

(2513)

2070

Completions 2.75 234.30GR-194.09 2144.92LLM-9.84 117.42LLD

-165.82 1830.35MSFL

1.70 2.70RHOB60.00 0.00NPHI

C-2/Oil+Gas


MD

2050

2100

2150

2200

2250

2300

(2350)

(2400)

(2450)

(2466)

2024

Completions 8.84 216.61GR-21.30 244.94LLM-194.09 2144.92LLD

-143.12 1588.28MSFL

1.70 2.70RHOB60.00 0.00NPHI

B-1/Gas

C-1/Gas

C-2/Oil+Gas

D-2/Oil+Gas


MD

2050

2100

2150

2200

2250

2300

2350

2400

2450

2481

2039

Completions 8.56 266.09GR0.20 2000.00LLS-19.98 220.00LLD

-1299.18 2299.93MSFL

1.70 2.70RHOB60.00 0.00NPHI

D-2/Gas+Oil


MD

2100

2150

2200

2250

2300

2350

2400

(2450)

(2500)

(2537)

2094

Completions 6.32 149.03GR 60.00 0.00NPHI

BRF-2/Gas

BRF-3/air

C-2/Gas

C-2/Gas

D-1/Gas

D-2/-


S.B - 5BRF-1/SB-5BRF-2

BRF-3S.B. - 4B-1/SB-4

B-2

C-1/SB-3S.B - 3

S.B - 2D-1/SB-2

D-2

E/SB-1S.B - 1

Korelasi StratigrafiBRG-32 BRG-17 BRG-19

BRG-25BRG-28

W E



ANALISA SESAR PADA SECTION SEISMIK

Fault Map



2. Interpretasi Geofisika

WELL-SEISMIC TIE

Untuk meletakkan horizon seismik (domain waktu) pada

posisi kedalaman yang sebenarnya dan agar data

seismik dapat dikorelasikan dengan data geologi lainya

yang pada umumnya pada doamin depth maka perlu

dilakukan well-seismic tie. Banyak cara yang dapat

dilakukan untuk melakukan well-seismic tie tapi yang

sering dipakai adalah dengan memanfaatkan

seismogram sintetik dari hasil survey kecepatan.



WELL-SEISMIC TIE



PICKING HORIZON

-1800

-1750

-180

0

-1750

-1750

-1750

-175

0

-1750

-1850

-1850

-1850

-1850

-1800

-1800

-1800

-1850

-1750

-180

0

-1750

-1750

-1750

-1750

-1800

-180

0-1

800

-180

0

-1850BRU-02

BRU-01ST

BRU-01

BRG-32

BRG-31

BRG-30

BRG-29PILBRG-29_Hz_ST

BRG-28

BRG-27HZ

BRG-27ST_PIL

BRG-25

BRG-23

BRG-22

BRG-21HzBRG-21

BRG-20

BRG-19

BRG-18

BRG-17

BRG-16STBRG-16

BRG-13

BRG-12

BRG-11

BRG-09

BRG-08

BRG-06

BRG-05STB

BRG-05STA

BRG-05

BRG-03A

BRG-15

414000 414500 415000 415500 416000 416500 417000 417500 418000 418500 419000 419500 420000 420500 421000 421500

414000 414500 415000 415500 416000 416500 417000 417500 418000 418500 419000 419500 420000 420500 421000 421500

9592

800

9593

600

9594

400

9595

200

9596

000

9596

800

9597

600

9598

400

9599

200

9600

000

9600

800

9601

600

9602

400

9603

200

95928009593600

95944009595200

95960009596800

95976009598400

95992009600000

96008009601600

96024009603200

-1900-1890-1880-1870-1860-1850-1840-1830-1820-1810-1800-1790-1780-1770-1760-1750-1740-1730-1720

Time

0 0.25 0.5 0.75 1 1.25km

PETA TIME STRUKTUR SB-5



PROSPECT AREA

001002

003004

005006008

011

012

010

009

handuot interpertasi seismik

Documents

Transcript of handuot interpertasi seismik