1
BAB 1 PENDAHULUAN
1.1 APA SEKUEN STRATIGRAFI?
Sekuen stratigrafi secara sederhana dapat diartikan sebagai cabang stratigrafi yang mempelajari paket-paket sedimen yang dibatasi oleh bidang ketidakselarasan atau
bidang lain yang korelatif dengan bidang ketidakselarasan tersebut. Analisis sekuen stratigrafi akan menghasilkan kerangka kronostratigrafi dari endapan yang dianalisa. Kerangka itu
selanjutnya dapat dipakai untuk mengkorelasikan dan memetakan fasies-fasies yang ada dalam endapan yang dianalisis. Sekuen stratigrafi merupakan ancangan stratigrafi modern yang memanfaatkan sejumlah metoda dan konsep yang telah
ada sebelumnya, terutama biostratigrafi, seismik stratigrafi, kronostratigrafi, dan sedimentologi
. Perlu ditekankan disini bahwa konsep litostratigrafi tidak memberikan sumbangan yang berarti dalam pengembangan konsep dan metoda sekuen stratigrafi.
Satuan litostratigrafi ditentukan berdasarkan kesamaan litologi dan biasanya memotong garis waktu. Di lain pihak, satuan sekuen stratigrafi pada hakekatnya merupakan satuan kronostratigrafi yang sejajar dengan garis waktu gambar 1-1.
1.2 SEJARAH PERKEMBANGAN SEKUEN STRATIGRAFI
Sekuen stratigrafi sering dipandang sebagai ilmu baru yang dikembangkan pada dasawarsa 1970-an dari seismik stratigrafi. Sebenarnya tidak demikian. Konsep sekuen stratigrafi berakar pada kontroversi selama berabad-abad mengenai faktor-faktor
yang mengontrol terbentuknya daur sedimen. Pertentangan itu terjadi antara kelompok yang berpendapat bahwa guntara eustasy merupakan faktor pengontrol terbentuknya daur sedimen dengan kelompok yang berpendapat bahwa tektonik
merupakan faktor pengontrol terbentuknya daur sedimen. Sejarah perdebatan panjang itu dipaparkan dalam buku yang disunting oleh Dott 1992. Buku lain yang memiliki kaitan penting dengan sejarah perkembangan sekuen stratigrafi adalah
AAPG Memoir 26 yang disunting oleh Payton 1977 serta SEPM Special Publication 42 yang disunting oleh Wilgus dkk 1988. Mereka yang ingin mengetahui lebih jauh mengenai sejarah perkembangan konsep ini dapat membaca buku-buku tersebut.
Walau demikian, disini akan dikemukakan pula ringkasan sejarah perkembangan tersebut.
1.2.1 Teori-Teori Sakral tentang Perubahan Muka Air Laut
Banjir besar jaman Nabi Nuh merupakan salah satu cerita yang memiliki kaitan dengan konsep perubahan muka air laut. Bagi para peneliti jaman dulu, kebenaran adanya banjir itu tidak pernah dipermasalahkan. Hal yang dipermasalahkan adalah
asal mula terjadinya banjir. Topik itu tidak hanya menarik perhatian para ilmuwan, namun juga kaum agamawan. Topik yang menarik itu telah melahirkan sejumlah teori, konsep, dan publikasi. Dua publikasi yang termashyur pada waktu dulu adalah
Sacred Theory of the Earth karya Burnet 1681 dan Telliamed karya de Maillet 1742. Menurut de Maillet 1742, setelah bumi terbentuk akibat akrasi debu kosmik, massa air yang menyelimuti bumi sedikit demi
sedikit berkurang volumenya sehingga akhirnya timbul topografi seperti yang kita lihat kini. Jadi, dilihat dari kaca mata de Maillet, perubahan muka air laut merupakan sebuah proses searah yang berskala global. Konsep penurunan muka air laut seperti itu
disebut teori neptunisme. Pengerosian rantai pegunungan primitif dan pembentukan sejumlah paket sedimen yang mem- perlihatkan gejala sayupan offlapping, sebagaimana yang diimplikasikan oleh de Maillet, dilukiskan pada gambar 1-2.
2
1.2.2 Perkembangan pada Abad 18
Banyak analisis stratigrafi mendetil dilakukan pada abad 18. Pada 1788, Hutton untuk pertama kali mengungkapkan arti penting ketidakselarasan sebagai ciri pemisah jenjang erosi, pengangkatan, dan pengendapan. Ketidakselarasan juga di-
gunakan oleh para ahli stratigrafi, misalnya Sedgwick dan Murchison, sebagai bukti fisik untuk membagi waktu geologi. Di lain pihak, pada waktu itu teori atau konsep yang terkait dengan teori neptunisme masih tetap dikembangkan orang. Pada
1823, William Buckland mengajukan teori diluvium. Dalam teori ini produk-produk geologi yang terbentuk sebelum banjir besar Nabi Nuh disebut endapan pra-diluvium, sedangkan produk-produk geologi setelah banjir besar Nabi Nuh disebut endapan
pasca-diluvium atau aluvium. Teori ini pernah populer, namun kemudian memudar dengan munculnya banyak bukti geologi yang mengindikasikan bahwa proses geologi jauh lebih kompleks dibanding satu peristiwa banjir yang dramatis.
1.2.3 Perkembangan pada Abad 19
Pada pertengahan abad 19, perdebatan antara pendukung guntara dengan pendukung tektonik sebagai faktor pengontrol perubahan muka air laut mulai menghangat sejalan dengan munculnya teori glasiasi. Lyell dan beberapa ahli lain, termasuk
Linneaus dan Celsius, menemukan bukti penurunan muka air laut dalam singkapan-singkapan di pantai Scandinavia. Fakta itu ditafsirkannya sebagai bukti bahwa daratan telah mengalami penurunan secara lambat Lyell, 1835. Pendapat itu kemudian
didukung oleh Bravais pada 1840 setelah dia memperoleh tafsiran yang sama berdasarkan fakta bahwa gisik di sepanjang fjord Scandinavia telah miring. Di lain pihak, pada waktu yang hampir bersamaan, Agassiz 1840 mengembangkan teori glasiasi.
Pada 1842, MacLaren mengemukakan pendapat bahwa proses pelelehan es seperti yang diungkapkan dalam teori glasiasi dapat menyebabkan penaikan muka air laut secara global. Sayang sekali, gagasan Agassiz dan MacLaren itu tidak mendapat
tanggapan yang memadai selama sekitar dua dasawarsa, sampai Croll 1864 mengajukan konsep glasiasi yang dijelaskannya terjadi akibat proses-proses yang berkaitan dengan pergerakan bumi.
1.2.4 Perkembangan pada Awal Abad 20
Pada akhir abad 19, teori glasiasi dipandang mampu menjelaskan perubahan muka air laut global dan pengangkatan isostatis. Namun, kesahihan teori itu kemudian dipertanyakan lagi pada awal abad 20.
Pada 1906, Edward Suess memperkenalkan istilah guntara untuk menamakan proses penurunan dan penaikan muka air laut yang terjadi secara global di seluruh permukaan bumi. Suess menafsirkan bahwa penurunan muka air laut global itu terjadi
akibat penurunan dasar laut, sedangkan penaikannya terjadi akibat sedimentasi di laut dalam. Walau demikian, sebagian ahli geologi yang hidup pada awal abad 20 masih tetap berpegang pada teori Lyell yang menyatakan bahwa faktor utama yang
menyebabkan terjadinya perubahan muka air laut adalah perubahan-perubahan tektonik di daratan. Pada waktu itu, sebagian ahli geologi Amerika mulai mengembangkan berbagai konsep yang menjelaskan faktor-faktor yang
menyebabkan terbentuknya ketidakselarasan global. Salah seorang pemuka kelompok ini adalah Chamberlin yang pada 1898 dan 1909 menerbitkan teorinya mengenai
―faktor-faktor diastrofisme terhadap stratigrafi sebagai akibat perubahan muka air laut global‖. Tiga diagram yang ditampilkan oleh Chamberlin dalam makalah tahun 1898 diperlihatkan pada gambar 1-3. Ketiga
diagram itu dewasa ini dipandang oleh para ahli sebagai bentuk awal dari konsep-konsep sekuen stratigrafi modern. Gagasan-gagasan Chamberlin kemudian dikembangkan oleh beberapa ahli geologi Amerika pada beberapa dekade
berikutnya. Sebagian diantara ahli itu adalah Ulrich, Schuchert, dan Grabau. Sebuah gagasan penting dari ―kelompok guntara‖
ini adalah teori pulsasi yang diformulasikan oleh Grabau. Pada dasarnya teori itu menyatakan bahwa perselingan endapan transgresi dan regresi dalam rekaman stratigrafi terjadi karena perubahan aliran panas dari dalam bumi. Menurut Grabau, dalam
The Rhythm of the Ages terbit tahun 1940, ―irama‖ denyut bumi memiliki periodisitas sekitar 30 juta tahun dan menyebabkan
terbentuknya ketidakselarasan global. Ketidakselarasan itu selanjutnya dapat digunakan untuk membagi rekaman stratigrafi.
3 Sebelum The Rhythm of the Age diterbitkan, ahli-ahli geologi Eropa, khususnya Stille 1924, mengembangkan gagasan
mengenai ketidakselarasan global yang disebabkan oleh tektonik global. Dia juga menyatakan bahwa tektonik global itu juga menimbulkan perubahan muka air laut global.
Pada awal abad 20 itu, sebagian ahli mulai menemukan adanya gejala pendauran berskala kecil hingga beberapa meter dalam sedimen pengandung batubara yang berumur Karbon di Illinois dan Kansas. Pada 1935, setelah melakukan penelitian
terhadap perubahan-perubahan glacio-eustatic Plistosen, Wanles dan Shepard berpendapat bahwa siklotem pada strata Karbon terbentuk akibat akumulasi dan pelelehan gletser Gondwana. Pendapat ini mengangkat kembali konsep kontrol glacio-eustatic
yang dicetuskan oleh Croll beberapa dekade sebelumnya. Sejak itu, konsep daur sedimen pada berbagai skala mulai meruak ke permukaan. Namun, pada 1949 Gilully mengemuka-
kan bahwa orogenesis bukan merupakan proses episodik seperti yang dipahami para ahli geologi masa itu, melainkan proses yang menerus. Pendapat Gilully, seorang ahli geologi terpandang waktu itu, banyak mempengaruhi pandangan para ahli geologi
lain. Akibatnya, siklotem kemudian ditafsirkan ulang sebagai produk autosiklis, yaitu sebagai hasil perpindahan lobus delta dari waktu ke waktu. Inilah yang kemudian menyebabkan sedimentologi naik daun pada tahun 1960-an karena orang memandang
betapa pentingnya proses sedimentologi dalam menghasilkan daur sedimen. Menarik sekali apa yang dikemukakan oleh Dott 1992 bahwa pada waktu itu banyak ahli stratigrafi lebih menyukai menyebut dirinya sebagai ahli sedimentologi.
1.2.5 Pertengahan hingga Menjelang Akhir Abad 20
Pada 1949, Sloss, Krumbein, dan Dapples untuk pertama kalinya mengajukan konsep sekuen stratigrafi dalam sebuah pertemuan dimana Gilully justru mengajukan pendapat seperti yang telah dikemukakan di atas. Waktu itu ketiga ahli stratigrafi
tersebut mendefinisikan sekuen sebagai ―kumpulan strata dan formasi‖ yang dibatasi oleh ketidakselarasan inter-regional.
Meskipun konsep sekuen tidak mendapat tanggapan yang menggembirakan, Sloss 1963 memperlihatkan contoh penerapan konsep itu dengan menyajikan sejumlah sekuen pada Kraton Amerika Utara. Konsep tersebut kemudian dikembangkan lagi oleh
murid-murid Sloss di Northwestern University. Peter Vail, yang dewasa ini dipandang sebagai pencetus konsep sekuen stratigrafi modern, adalah salah seorang diantara murid Sloss.
Salah satu karya tulis terpenting pada waktu itu adalah buah tangan Wheeler 1958 mengenai konsep kronostratigrafi. Isi makalah itu masih tetap digunakan hingga saat ini dan merupakan salah satu kunci dari konsep sekuen stratigrafi modern.
1.2.6 Seismik Stratigrafi
Terobosan penting dalam bidang stratigrafi terjadi pada dasawarsa 1960-an dan 1970-an, sejalan dengan keberhasilan teknologi perekaman dan pengolahan data seismik.
Pada 1977, dalam AAPG Memoir 26, Vail dkk mengemukakan konsep-konsep sekuen dan perubahan muka air laut global sebagai faktor utama yang mengontrol pembentukan sekuen. Tahun itu juga menandai pergantian tongkat kepemimpinan
pengembangan konsep stratigrafi modern dari kalangan akademisi ke kalangan industri. Pada tahun-tahun berikutnya konsep sekuen dikembangkan lebih jauh sehingga tidak hanya diterapkan pada data seismik, namun juga pada data bor dan singkapan
Vail dkk, 1984. Pada 1985, dalam AAPG Memoir 39, Hubbard dkk mengajukan konsep megasekuen dan mengemukakan bahwa paket-paket endapan seperti itu terbentuk akibat proses-proses tektonik. Dengan demikian, perdebatan antara para
pendukung tektonik dan guntara sebagai faktor pengontrol pembentukan sekuen kembali menghangat. Pada 1987, Haq dkk menerbitkan kurva perubahan muka air laut global. Kurva itu mungkin merupakan salah satu gambar
paling kontroversial yang pernah diterbitkan oleh ―kelompok Exxon,‖ terutama karena data pendukung gagasan yang terkandung
dalam diagram itu tidak pernah diterbitkan. Banyak ahli masih bertanya-tanya apakah koreksi-koreksi terhadap pengangkatan
4 dan subsidensi telah dimasukkan atau tidak. Selain itu, keakuratan penentuan umur ketakselarasan seperti yang diimplikasikan
oleh diagram itu juga banyak dipertanyakan a.l. Miall, 1991.
1.2.7 Sekuen Stratigrafi
Dalam SEPM Special Publication 42, ―kelompok Exxon‖ mengajukan sejumlah konsep baru seperti ruang akomodasi
accomodation space dan parasekuen parasequence. Publikasi ini menandai perluasan komunitas peminat sekuen stratigrafi, dari para penafsir seismik ke komunitas geologi secara keseluruhan.
Sejak akhir dekade 1980-an hingga pertengahan dekade 1990-an ini, banyak diterbitkan makalah mengenai sekuen stratigrafi. Sebagian diantara makalah itu menerapkan teknik sekuen stratigrafi secara langsung, tanpa mengkajinya lebih dulu.
Padahal, banyak ahli seperti Miall 1991 dan Schlager 1992, masih mempertanyakan kesahihan korelasi antar cekungan yang menjadi dasar penyusunan
―kurva Vail‖ 1987 dan model-model yang ditampilkan dalam SEPM Special Publication 42. Pada 1989, Galloway mengajukan sebuah model alternatif berupa sekuen yang tidak dibatasi oleh bidang ketidakselarasan, melain-
kan oleh bidang banjir maksimum marine flooding surface. Pitman 1978 jauh-jauh hari telah menunjukkan bahwa asal-usul sekuen dan pola onlap dapat dijelaskan sebagai produk subsidensi tepian cekungan. Cloething 1988 serta Kooi Cloething
1991 menunjukkan bahwa perubahan muka air laut dan sekuen yang berskala jutaan tahun tidak hanya dapat dijelaskan sebagai produk perubahan muka air laut global, melainkan juga sebagai produk tegasan-tegasan dalam lempeng litosfir.
Perkembangan mutakhir dalam sekuen stratigrafi muncul dalam bentuk yang disebut sebagai sekuen stratigrafi resolusi- tinggi high-resolution sequence stratigraphy, yaitu penerapan konsep sekuen stratigrafi pada skala subseismik, serta dalam
pemodelan cekungan sedimen. Van Wagoner dkk 1990 memelopori studi ini. Studi sekuen stratigrafi resolusi-tinggi juga dilakukan hingga daur-daur sedimen berukuran beberapa meter, khususnya pada endapan karbonat dan endapan campuran
karbonat-silisiklastik Hardie dkk, 1986; Goldhammer dkk, 1991. Teori milankovitch digunakan oleh para ahli sekuen stratigrafi untuk menjelaskan proses pembentukan siklus-siklus berskala subsekuen. Pemodelan komputer juga digunakan untuk meng-
analisis dan mereplikasi proses pengisian cekungan sedimen, mulai dari skala beberapa meter hingga skala cekungan. Perangkat lunak yang menampilkan model-model pengisian cekungan banyak bermunculan, misalnya program yang dibuat oleh
Royal DutchShell, Aigner dkk 1990, dan program SEDPAK yang dibuat oleh University of South Caroline. Program komputer yang memperlihatkan model-model pembentukan daur sedimen pada skala sub-cekungan juga banyak dibuat, misalnya
program Mr Sediment Goldhammer dkk, 1989 serta program yang dirancang oleh Bosence Waltham 1990.
1.2.8 Perkembangan di Masa Datang
Arah perkembangan sekuen stratigrafi di masa mendatang masih sukar untuk diprakirakan. Namun, paling tidak untuk jangka pendek, sistem karbonat perlu dipelajari lebih lanjut untuk membuktikan faktor yang mempengaruhinya. Selain itu,
sebagaimana ditekankan oleh Posamentier Weimer 1993, penelitian masa datang juga hendaknya diarahkan pada penerapan konsep sekuen stratigrafi terhadap endapan non-bahari dan endapan laut-dalam serta pada usaha-usaha untuk
meningkatkan kesahihan atau menggantikan kurva perubahan muka air laut yang ada sekarang ini berdasarkan hasil penelitian terhadap singkapan dan data bawah permukaan. Schlager 1992 dan beberapa ahli lain menyarankan agar pendekatan
sedimentologi lebih ditingkatkan sehingga kita dapat mengetahui dengan jelas sejauh mana pengaruh autosiklisitas dalam kerangka sekuen secara keseluruhan.
Sebagai kata akhir, kita boleh berharap untuk menyaksikan perdebatan hangat mengenai berbagai konsep di seputar sekuen stratigrafi. Hal ini sudah barang tentu menggembirakan karena wajah stratigrafi menjadi jauh lebih menarik dibanding
sebelum tahun 1960-an, sebelum Vail dkk menyelamatkan stratigrafi dari bentuknya yang membosankan.
5
BAB 2 KONSEP DAN PRINSIP SEKUEN STRATIGRAFI
2.1 PENDAHULUAN
Rekaman stratigrafi dan pola strata batuan sedimen merupakan produk interaksi antara tektonik, guntara, sedimentasi, dan iklim. Interaksi tektonik dengan guntara mengontrol volume akomodasi ruang yang tersedia untuk pengendapan sedimen.
Interaksi tektonik, guntara, dan iklim mengontrol volume sedimen yang akan diendapkan dalam akomodasi sehingga secara tidak langsung menentukan volume akomodasi yang akan terisi oleh sedimen. Proses-proses sedimentasi autosiklis mengontrol
arsitektur sedimen pengisi cekungan. Tulisan ini disusun untuk memperkenalkan prinsip-prinsip pembentukan, pengisian, dan penghancuran akomodasi. Setelah
itu, akan ditunjukkan bagaimana prinsip-prinsip itu digunakan untuk membagi rekaman stratigrafi ke dalam sejumlah sekuen dan systems tract yang melukiskan penyebaran batuan dalam ruang dan waktu. Penjelasan disini ditujukan pada sistem silisiklastik.
Sistem karbonat akan dijelaskan pada Bab 10 karena sistem tersebut memiliki karakter yang berbeda dengan sistem silisiklastik.
2.1.1 Pembentukan Cekungan
Tektonik merupakan faktor utama yang mengontrol pembentukan dan penghancuran akomodasi. Tanpa subsidensi tektonik, tidak akan ada cekungan sedimen. Tektonik juga mempengaruhi laju pemasokan sedimen ke dalam cekungan.
Subsidensi tektonik terjadi melalui dua mekanisme utama: ekstensi dan pembebanan fleksur flexural loading. Gambar 2-1 melukiskan kurva-kurva laju subsidensi teoritis dalam extensional, foreland, dan strike-slip basins. Laju subsidensi itu menentu-
kan volume sedimen yang terakumulasi dalam cekungan, setelah dimodifikasi oleh efek pembebanan, kompaksi dan guntara. Extensional basin dapat terbentuk pada berbagai tatanan tektonik lempeng, namun umumnya terbentuk pada tepi lempeng
konstruktif. Dalam extensional basin, laju perubahan subsidensi tektonik berlangsung secara sistematis dari waktu ke waktu. Subsidensi pada cekungan ini diawali oleh perioda subsidensi awal yang berlangsung cepat akibat peneraan isostatis, kemudian
diikuti oleh perioda subsidensi termal yang berlangsung lambat dan berangsur 60-100 juta tahun akibat pendinginan astenosfir. Perubahan yang sistematis dari laju subsidensi tektonik sangat mempengaruhi geometri endapan pengisi cekungan. Hubbard
1988 membagi endapan cekungan ini ke dalam 3 paket: 1 megasekuen yang terbentuk sebelum terjadinya retakan pre-rift megasequence; 2 megasekuen yang terbentuk selama berlangsungnya retakan syn-rift megasequence; dan 3 mega-
sekuen yang terbentuk setelah terjadinya retakan post-rift megasequence. Pada model syn-rift megasequence sederhana, sedimen diendapkan dalam deposenter-deposenter yang keberadaannya dikontrol oleh sesar-sesar aktif dalam cekungan itu.
Subsidensi diferensial di sepanjang sesar-sesar ekstensi mengontrol penyebaran fasies dalam deposenter-deposenter tersebut. Dalam post-rift megasequence, setiap topografi yang terbentuk selama syn-rift phase sedikit demi sedikit akan tertutup oleh
sedimen yang diendapkan pada post-rift phase. Sedimen-sedimen itu akan memperlihatkan pola onlap terhadap tepi cekungan sehingga menghasilkan geometri
“streers head” McKenzie, 1978. Syn-rift megasequence dan post-rift megasequence dalam cekungan bahari mengandung sekuen-sekuen yang pembentukannya dikontrol oleh perubahan muka air laut frekuensi tinggi.
Foreland basin terbentuk sebagai hasil tanggapan litosfir terhadap beban pada sabuk anjakan. Litosfir akan melengkung dan amblas akibat beban baru yang diletakkan di atas litosfir itu melalui proses pensesaran naik. Subsidensi tidak sama di setiap
tempat. Subsidensi paling tinggi terjadi pada pusat beban. Sedimen pengisi cekungan ini memiliki ciri khas, yaitu bentuknya membaji, dimana ketebalan sedimen bertambah ke arah sabuk anjakan. Lebar cekungan ini sebanding dengan ketegaran litosfir
yang ada di bawah sabuk anjakan, sedangkan kedalamannya sebanding dengan besarnya beban. Foreland basin di dekat
6 sabuk pegunungan yang sedang tumbuh umumnya besar serta memperoleh pasokan sedimen dalam jumlah dan laju yang
tinggi. Penghentian sementara pensesaran naik serta tererosinya sabuk pegunungan menyebabkan berkurangnya beban yang dipikul oleh litosfir dan, pada gilirannya, menyebabkan cekungan terangkat.
Strike-slip basin tidak memiliki pola subsidensi yang khas. Walau demikian, secara umum laju subsidensi dan pengangkatan pada cekungan itu sangat tinggi.
Gambar 2-2 menunjukkan kurva subsidensi dari dua cekungan nyata —yaitu Llanos Basin Columbia, AS dan South Viking
Graben —yang diperoleh dari hasil perhitungan. Di Llanos Basin, pasokan sedimen lebih tinggi daripada subsidensi. Karena itu,
cekungan tersebut terisi penuh oleh sedimen. Sedimen lain yang masuk ke dalam cekungan tersebut di-bypass menuju laut yang lebih dalam. Kurva subsidensi cekungan itu menunjukkan bahwa subsidensi Jaman Kapur dan Tersier berlangsung lambat
dan ditafsirkan sebagai subsidensi termal dalam cekungan belakang busur. Dua kali penambahan laju subsidensi yang terjadi pada Eosen Tengah-Akhir dan Miosen Tengah ditafsirkan terjadi pada dua fasa pembentukan Pegunungan Andes.
Di South Viking Graben, sebuah rift basin, sedimentasi tidak selalu sejalan dengan subsidensi tektonik. Pada Jaman Kapur, cekungan ini kekurangan sedimen sehingga laju subsidensi lebih lambat daripada yang sewajarnya. Pada Jaman Tersier,
sewaktu daratan Skotlandia dan North Sea Basin terangkat, sedimen banyak diangkut ke dalam cekungan ini sehingga kembali mengalami subsidensi Milton dkk, 1990. Bagian-bagian lain dari cekungan ini kemudian terisi oleh sedimen sehingga akhirnya
terbentuk laut dangkal seperti keadaannya sekarang. Pemisahan fasa subsidensi syn-rift dan post-rift dalam cekungan ini sukar dilakukan karena adanya perioda kekurangan sedimen yang menjadi perioda transisi dari kedua fasa tersebut Milton, 1993.
Sewaktu subsidensi berlangsung cepat, batas-batas sekuen yang terbentuk akibat penurunan muka air laut akan terhapus sehingga sukar dikenal. Di lain pihak, batas-batas sekuen yang terbentuk pada waktu subsidensi atau pengangkatan yang
lambat akan tampak jelas.
2.1.2 Konsep Tepian Cekungan
Hasil-hasil pengamatan seismik menunjukkan bahwa progradasi pada tepi cekungan sering memperlihatkan geometri yang konsisten gambar 2-3.
Topset adalah istilah yang digunakan untuk menamakan bagian puncak profil tepi cekungan yang bergradien rendah 1
o
. Pada penampang seismik, topset tampak datar dan umumnya mengandung sistem pengendapan aluvial, delta, dan laut
dangkal. Garis pantai merupakan suatu titik pada topset. Titik itu dapat berimpit dengan offlap break, namun dapat pula terletak ratusan kilometer lebih ke arah darat daripada offlap break. Titik-titik terminasi topset ke arah daratan disebut coastal onlap. Di
atas coastal onlap terdapat dataran pantai atau fasies paralik. Klinoform clinoform adalah istilah yang dipakai untuk menama- kan bagian profil tepian cekungan yang lebih curam umumnya 1
o
serta terletak lebih ke arah cekungan dibanding topset. Klinoform umumnya mengandung sistem pengendapan perairan yang lebih dalam dibanding topset serta bercirikan sistem
lereng. Kemiringan klinoform seringkali dapat diketahui dari data seismik. Bottomset adalah istilah yang dipakai untuk menama- kan bagian profil tepi cekungan yang bergradien rendah dan mengandung sistem pengendapan laut dalam.
Titik dimana terjadi perubahan kemiringan pada profil tepi cekungan terletak antara topset dan klinoform. Titik itu disebut offlap break Vail dkk, 1991. Sebelumnya titik itu disebut shelf edge Vail dan Todd, 1981; Vail dkk, 1984. Namun, istilah yang
disebut terakhir ini dapat menimbulkan kerancuan dengan istilah shelf break, yaitu tepi cekungan masa kini yang biasanya bukan merupakan gejala pengendapan, melainkan gejala morfologi. Istilah depositional shoreline break Van Wagoner dkk,
1988 juga pernah digunakan, namun istilah itu mengimplikasikan bahwa titik perubahan kemiringan dalam profil pengendapan berimpit dengan garis pantai. Istilah offlap break dipakai disini mengingat istilah tersebut tidak mengimplikasikan bahwa titik
perubahan kemiringan dalam profil pengendapan sama dengan garis pantai. Profil topset-clinoform merupakan produk interaksi pasokan sedimen dengan energi gelombang, badai, dan pasut di dalam
cekungan. Sedimen diangkut menuju cekungan melalui coastal onlap oleh sistem sungai, kemudian didistribusikan ke daerah
7 topset oleh gelombang danatau berbagai sistem arus seperti arus fluvial, arus pasut, arus badai, dsb. Proses pengangkutan
sedimen pada topset ini hanya bekerja efektif pada perairan dangkal, hingga kedalaman beberapa puluh meter. Agar sedimen dapat terangkut menuju perairan yang lebih dalam, diperlukan adanya lereng yang memungkinkan sedimen dikenai oleh gaya
gravitasi. Klinoform terbentuk dengan kemiringan yang memenuhi persyaratan tersebut. Besarnya sudut kemiringan klinoform sangat dipengaruhi oleh tipe sedimen penyusunnya. Sedimen kasar akan membentuk klinoform yang lebih curam dibanding
sedimen halus Ketner, 1990. Sedimen karbonat juga menghasilkan klinoform yang lebih curam hingga 35
o
dibanding sedimen klastika halus 0,5
o
–3
o
. Selain oleh material yang kasar, lereng pengendapan sistem klastika yang curam juga dapat terbentuk jika lereng itu merupakan zona erosi atau zona bypassing sedimen.
Arti penting dari offlap break dalam sistem pengendapan akan tampak jelas sewaktu terjadi penurunan muka air laut. Jika penurunan muka air laut menyebabkan tersingkapnya offlap break, sungai akan menoreh sebagian topset untuk membentuk
kesetimbangan baru dengan base level baru hal ini akan dibahas lebih jauh pada sub bab 2.4.3. Tanggapan sistem peng- endapan terhadap penurunan muka air laut ini tergantung pada khuluk tepi cekungannya gambar 2-4.
Shelf break margin adalah tepi cekungan dimana klinoform berkembang baik. Penorehan oleh sungai selama terjadinya penurunan muka air laut akan menyebabkan diendapkannya sedimen pada bagian-bagian tertentu dari klinoform. Hancurnya
massa sedimen akan menyebabkan terbentuknya arus turbid besar dan endapan kipas bawah laut. Shelf break margin umumnya ditemukan pada tepi benua pasif dan terbentuk pada waktu terjadinya penaikan muka air laut secara lambat, pada
saat mana sistem delta dengan mudah berprogradasi menuju tepi paparan. Ramp margin umumnya berupa perairan dangkal, dimana badai dan arus dapat mempengaruhi daerah yang luas. Sudut
pengendapan disini umumnya 1
o
dan seismic clinoform jika ada akan miring sekitar 0,5
o
. Offlap break pada ramp margin kemungkinan terletak pada garis pantai, di tempat mana terjadi perubahan gradien dari gradien sungai menjadi gradien paparan
atau perenggan delta yang sedikit lebih curam daripadanya. Tanggapan ramp margin terhadap perubahan muka air laut berbeda dengan tanggapan yang diberikan oleh shelf break margin. Dalam tatanan ramp margin, turbidit tidak terbentuk pada waktu
penurunan muka air laut. Pada waktu itu sedimen diangkut menuju cekungan tanpa melalui proses bypassing. Jadi, turbidit yang ditemukan dalam endapan silisiklastik ramp margin kemungkinan bukan merupakan kipas bawah laut, melainkan endapan
perenggan delta Van Wagoner dkk, 1990. Banyak delta masa kini membentuk ramp margin. Delta-delta itu umumnya merupakan delta paparan yang berprogradasi di atas topset shelf break margin yang terbentuk sebelumnya gambar 2-4.
Frazier 1974 menyatakan bahwa pengendapan di Teluk Meksiko praktis hanya terbatas pada Delta Mississippi yang berprogradasi hingga mencapai perairan dengan kedalaman 100 m. Delta Mississippi masa kini membentuk ramp margin,
meskipun sedikit progradasi akan mengubah status delta tersebut menjadi shelf break margin. Rift margin merupakan ciri khas dari cekungan yang mengalami ekstensi kerak secara aktif. Dalam cekungan seperti itu,
sesar-sesar ekstensi sangat mempengaruhi paleogeografi dan laju influks sedimen. Penyebaran akomodasi dalam rift margin terutama dikontrol oleh tektonik. Laju subsidensi umumnya bertambah ke arah pusat retakan, meskipun setiap individu blok
sesar akan memiliki pola akomodasi masing-masing. Subsidensi paling kecil terjadi pada puncak foot-wall, bahkan bagian itu mungkin terangkat dan tererosi. Subsidensi makin tinggi ke arah sesar pengontrol. Sistem pengendapan yang ada tergantung
pada tatanan tektonik cekungan; apakah retakan itu terjadi pada tatanan benua atau tatanan samudra. Zona-zona transfer transfer zones pada rift margin akan mengontrol titik-titik dimana sedimen memasuki cekungan. Rift margin dicirikan oleh relief
topografi yang tinggi dan akumulasi sedimen yang sangat rendah pada beberapa bagian cekungan karena sedimen yang diangkut ke dalam cekungan ini akan di-bypassing menuju pusat-pusat retakan. Basin margin system, dengan klinoform yang
panjang dan topset yang relatif sempit, mungkin terbentuk di perairan dalam gambar 2-4. Penjebakan material kasar pada topset kemungkinan kecil terjadi karena sebagian besar tampaknya di-bypassing menuju cekungan.
8 Foreland-basin margin sangat tergantung pada apakah sedimen masuk melalui sumbu cekungan atau langsung dari sabuk
anjakan thrust belt. Jika sedimen masuk ke dalam cekungan langsung dari sabuk anjakan, maka laju subsidensi cekungan akan bertambah ke arah sabuk anjakan ke arah sumber sedimen. Dengan kata lain, akomodasi yang lebih besar tidak berada
pada pusat cekungan, melainkan pada tepinya. Mekanisme itu akan mempengaruhi geometri endapan yang terbentuk dan akan menghasilkan endapan aggradatif yang kecil kemungkinan memiliki klinoform berskala seismik Posamentier Allen, 1993.
Growth-fault margin dicirikan oleh sesar-sesar ekstensi yang terbentuk bersamaan dengan sedimentasi akibat gaya gravitasi. Laju subsidensi yang lebih tinggi terjadi pada sisi hanging-wall dari sesar tumbuh sedemikian rupa sehingga
menyebabkan penyebaran sedimen menjadi lebih luas. Efek sesar tumbuh terhadap sistem pengendapan tergantung pada apakah sesar-sesar itu memiliki ekspresi topografi di dasar laut atau tidak. Jika hanging-wall memiliki relief topografi yang lebih
rendah dibanding foot-wall, diferensiasi fasies akan terjadi di sepanjang sesar dengan sistem klastik laut-dalam akan terletak pada bagian sesar yang turun. Growth-fault margin akan dibahas lebih jauh pada sub bab 9.3.3.
2.2 MUKA AIR LAUT RELATIF, GUNTARA, DAN TEKTONIK 2.2.1 Definisi Muka Air Laut
Untuk memahami faktor-faktor yang mengontrol pembentukan sekuen, pertama-tama kita perlu memahami apa yang dimaksud dengan guntara, muka air laut, dan kedalaman lihat Gambar 2-5.
2.2.1.1 Guntara Guntara eustasy; global eustasy; global sea-level diukur dari muka air laut hingga suatu datum tetap, biasanya pusat bumi.
Guntara dapat berubah dengan berubahnya volume cekungan misalnya akibat perubahan volume punggungan tengah samudra atau berubahnya volume air laut misalnya akibat glasiasi-deglasiasi. Penafsiran perubahan guntara dari rekaman
batuan sangat kompleks dan merupakan topik ilmiah yang kontroversial. Untuk sementara ini, hal yang patut dicatat adalah bahwa guntara dapat naik atau turun sedemikian rupa sehingga menyebabkan berubahnya posisi base-level secara global.
Base level sendiri didefinisikan sebagai suatu batas di atas mana proses yang terjadi praktis hanya berupa erosi. 2.2.1.2 Muka Air Laut Relatif
Muka air laut relatif relative sea-level diukur dari muka air laut hingga suatu datum lokal yang dapat berubah-ubah posisinya, misalnya batas atas batuan dasar basement atau sebuah bidang di dalam tumpukan sedimen dasar laut Posamentier dkk,
1988. Subsidensi, pengangkatan batuan dasar, kompaksi sedimen yang melibatkan bidang acuan pengukuran muka air laut relatif, dan perubahan guntara, semuanya dapat menyebabkan berubahnya muka air laut relatif. Muka air laut relatif dapat naik
karena subsidensi, kompaksi danatau turunnya guntara; muka air laut relatif dapat turun karena adanya pengangkatan danatau penaikan guntara. Muka air laut relatif hendaknya tidak terancukan dengan kedalaman.
2.2.1.3 Kedalaman Kedalaman diukur dari muka air laut hingga permukaan sedimen dasar laut. Titik kesetimbangan equilibrium point kadang-
kadang digunakan untuk menamakan suatu titik pada profil pengendapan dimana laju perubahan muka air laut relatif sama dengan nol. Titik tersebut, pada suatu waktu, akan memisahkan zona dimana terjadi penaikan muka air laut relatif dengan zona
dimana terjadi penurunan muka air laut relatif.
9
2.2.2 Akomodasi
Laju guntara dan subsidensi secara bersama-sama akan mengontrol akomodasi. Akomodasi didefinisikan sebagai ruang yang tersedia untuk pengakumulasian sedimen pada suatu waktu Jervey, 1988. Akomodasi dikontrol oleh base level karena,
untuk dapat terakumulasi, sedimen memerlukan ruang yang terletak di bawah base level. Posisi base level berbeda-beda, tergantung tatanan pengendapannya gambar 2-6. Dalam lingkungan aluvial, base level dikontrol oleh profil sungai yang secara
berangsur berubah mendekati base level laut atau danau, ke tempat mana sungai tersebut bermuara Mackin, 1948. Dalam sistem delta dan pesisir, base level praktis ekivalen dengan muka air laut. Dalam lingkungan laut dangkal, base level juga praktis
berupa muka air laut, meskipun dalam kondisi tertentu alas gelombang wave base dapat menyebabkan “graded shelf profile”
berperan sebagai base level. Gambar 2-7 memperlihatkan kaitan antara akomodasi, guntara, dan kedalaman pada sistem pesisir-paparan. Berikut akan
dibahas kaitan antara muka air laut relatif dengan akomodasi pada sistem pesisir-paparan. Sistem-sistem pengendapan lain seperti sungai, paralik, kipas bawah laut, dan karbonat akan dibahas pada bab-bab lain.
2.2.3 Akomodasi dari Waktu ke Waktu
Untuk memahami bagaimana keadaan akomodasi dari waku ke waktu, pertama-tama kita perlu memahami terlebih dahulu bagaimana laju subsidensi dan perubahan muka air laut global dalam hal ini diidealkan bersifat sinusoidal secara bersama-
sama memberikan pengaruh terhadap laju pembentukan dan penghancuran akomodasi. Dengan kata lain, kita akan melihat pengaruh interaksi antara kedua faktor tersebut terhadap penaikan dan penuruman muka air laut relatif.
Pada gambar 2-8, subsidensi digambarkan sebagai garis lurus, dimana gradien pada suatu titik dari garis itu melukiskan laju subsidensi pada titik tersebut. Gradien yang berbeda-beda dapat terjadi untuk bagian-bagian cekungan yang laju subsidensinya
berubah dari waktu ke waktu. Pada gambar itu akomodasi sama dengan perubahan muka air laut relatif karena kurvanya dilukiskan dari titik nol. Pada gambar tersebut guntara dilukiskan dengan sebuah kurva yang sama. Perubahan muka air laut
relatif dapat diketahui dengan mudah, yaitu dengan cara menjumlahkan kedua kurva tersebut. Jika subsidensi berlangsung lambat, akomodasi maksimum akan tercapai pada saat guntara mencapai maksimum. Ketika
guntara turun hingga mencapai posisi yang sama dengan posisi awalnya, akomodasi turun hingga mencapai harga yang sama dengan harga yang semata-mata dihasilkan akibat subsidensi. Jika subsidensi berlangsung lebih cepat, akomodasi maksimum
terjadi pada waktu yang lebih lambat. Akomodasi juga mungkin tidak akan berkurang, walaupun guntara mengalami penurunan, jika laju subsidensi sangat tinggi.
Perhatikan bahwa kurva yang sama secara teoritis dapat diperoleh jika kita menggunakan kurva subsidensi yang berubah- ubah dengan waktu, sedangkan guntara dipandang tetap.
2.2.4 Orde Daur Endapan dan Korelasi Global
Sekuen pengendapan merupakan satu siklus endapan lengkap yang bagian atas dan bawahnya dibatasi oleh bidang ketidakselarasan erosional. Suatu sekuen memiliki umur maksimum yang harganya sama dengan selisih antara umur bidang-
bidang keselarasan yang korelatif dengan bidang ketakselarasan pembatas sekuen tersebut. Dengan demikian, umur sebuah sekuen ditentukan oleh event yang mengontrol pembentukan dan penghancuran akomodasi, yaitu subsidensi tektonik dan
guntara. Siklus subsidensi tektonik dan siklus guntara dapat berlangsung pada rentang waktu yang berbeda-beda. Karena itu,
endapan yang terbentuk juga berbeda-beda, sesuai dengan siklus guntara dan siklus subsidensi yang mengontrolnya. Dengan demikian, sangat penting artinya bagi kita untuk menggolongkan berbagai daur endapan berdasarkan umurnya. Penggolongan
ini menghasilkan kategori-kategori yang dikenal dengan sebutan daur orde-1, orde-2, orde-3, dst gambar 2-9. Adanya skema
10 penggolongan tersebut memungkinkan kita untuk membagi isi suatu cekungan ke dalam sejumlah daur yang masing-masing
mencerminkan siklus subsidensi-guntara tertentu. Pada gambar 2-9 terlihat adanya empat orde daur stratigrafi. Daur penyusupan encroachment cycle terbentuk pada
rentang waktu yang lama 50 juta tahun di tepi benua-benua raksasa dan merupakan daur orde pertama. Hingga saat ini, sebagaimana tersirat dari kurva perubahan muka air laut karya Haq dkk 1987, hanya dikenal ada dua daur penyusupan dalam
rekaman stratigrafi Paleozoikum. Daur orde-1 diperkirakan dikontrol oleh tectono-eustasy, yaitu perubahan volume cekungan yang berkaitan dengan siklus tektonik lempeng Pitman, 1978.
Daur orde-2 3 –50 juta tahun merupakan bagian utama dari daur orde-1. Daur ini mencerminkan jenjang-jenjang tertentu
dari evolusi cekungan. Daur ini dapat terbentuk akibat perubahan laju subsidensi tektonik dalam cekungan atau akibat peningkatan laju pengangkatan di daerah sumber sedimen.
Daur orde-3 0,5 –3 juta tahun merupakan daur dasar dalam sekuen stratigrafi karena daur ini sering terdeteksi dengan baik
dalam rekaman seismik. Daur inilah yang disebut sekuen oleh para ahli stratigrafi Exxon pada saat mencetuskan konsep- konsep sekuen stratigrafi. Menurut Vail dkk 1991, pembentukan daur ini dikontrol oleh glacio-eustasy. Walau demikian,
mekanisme tektonik juga memungkinkan terbentuknya daur orde-3 ini Cloetingh, 1988. Sekuen gabungan composite sequence adalah istilah yang sering dipakai untuk menyatakan daur orde-2 atau orde-3 yang
disusun oleh daur-daur dari orde yang lebih tinggi Mitchum Van Wagoner, 1991. Daur orde-4 0,1
–0,5 juga tahun merupakan paket endapan yang menunjukkan lingkungan pengendapan yang lebih dangkal ke bagian atas serta dibatasi oleh bidang-bidang yang mencerminkan perubahan kedalaman lingkungan pengendapan
yang tiba-tiba. Daur yang disebut parasekuen dalam konsep sekuen stratigrafi Exxon ini mungkin terbentuk oleh proses-proses allosiklis.
Teori yang mengungkapkan bahwa guntara merupakan faktor utama yang mengontrol pengendapan sedimen mungkin merupakan salah satu konsep stratigrafi terpadu yang banyak menarik perhatian para ahli geologi selama berabad-abad Dott,
1992. Jika memang benar bahwa jejak guntara terekam dalam semua rekaman stratigrafi, maka kita akan dapat menentukan umur satu paket tertentu berdasarkan pola sekuen dan systems tract yang terlihat pada rekaman stratigrafi serta memprakirakan
tatanan stratigrafi suatu daerah perawan berdasarkan pengetahuan mengenai tatanan stratigrafi baku. Diagram perubahan muka air laut global pertama kali diajukan oleh Vail dkk 1977, kemudian diperbarui oleh Haq dkk
1987, berdasarkan hasil pengukuran-pengukuran yang dilakukan pada berbagai cekungan di dunia ini. Diagram itu dibuat untuk mendukung teori yang menyatakan bahwa pembentukan sebagian besar daur orde-3 dikontrol oleh guntara. Diagram itu
mengundang banyak pertanyaan dari kalangan ahli stratigrafi. Sebagian diantaranya kemudian menyimpulkan bahwa diagram itu disusun berdasarkan teori, bukan data. Masalah kontroversi kurva tersebut berada di luar ruang lingkup pembahasan buku
ini. Walau demikian, akan dikemukakan beberapa komentar penting yang perlu dikaji bersama-sama. 1.
Data yang menjadi dasar penyusunan kurva yang disusun oleh Haq dkk 1987 tidak pernah diungkapkan seluruhnya, khususnya data-data yang menunjukkan bahwa batas-batas sekuen memang korelatif secara global. Miall 1986, 1992,
salah seorang pengkritik kurva tersebut, menyatakan: Premis dasar dalam kurva Exxon, yang menyatakan bahwa siklus guntara orde-3 berkorelasi secara global, masih belum terbukti ... Memang ada kasus-kasus tertentu yang memperlihatkan
bahwa paket-paket sedimen tertentu memperlihatkan kesamaan umur secara global misalnya siklus glacioeustatic orde-4 dan orde-5 dalam endapan Neogen dan mungkin pula dalam endapan Paleo-zoikum akhir ..., namun sebagian besar
endapan Fanerozoikum tidak menunjukkan kesamaan umur seperti itu Miall, 1991. Miall juga menyatakan bahwa masih diragukan apakah kontrol biostratigrafi global cukup akurat tanpa adanya kerancuan untuk mengkorelasikan perubahan
muka air laut orde-3. Dengan demikian, hingga saat ini, konsep globalitas kesamaan umur siklus-siklus guntara masih menjadi bahan perdebatan.
11 2.
Mekanisme pembentukan siklus orde-3 masih menjadi masalah untuk beberapa bagian waktu geologi tertentu. Bertambah- nya volume es selama zaman es akan menyebabkan turunnya guntara pada akhir Kenozoikum dan akhir Paleozoikum.
Namun, mekanisme seperti itu tidak terjadi pada Jaman Kapur dan Jura yang bebas es. Cloetingh 1985 mengajukan gagasan bahwa intraplate stress merupakan mekanisme tektonik yang menyebabkan terbentuknya siklus orde-3.
3. Hingga kini para ahli belum sepakat bahwa jejak-jejak guntara memang terekam dalam semua cekungan. Beberapa ahli,
misalnya Hubbard 1988, bahkan berkeyakinan bahwa jejak-jejak itu kemungkinan tertutup oleh jejak-jejak tektonik. Walau demikian, penelitian masih terus dilakukan oleh para ahli. Penelitian dewasa ini antara lain diarahkan untuk menentu-
kan umur ketidakselarasan pada tepi-tepi cekungan secara lebih akurat serta mengaitkan umur tersebut dengan rekaman isotop oksigen sehingga informasi ini dapat dikaitkan langsung dengan perubahan volume es a.l. Miller dkk, 1991, 1993. Selain itu,
banyak proyek penelitian dilaksanakan untuk menentukan umur dan mengkorelasikan batas-batas sekuen berskala regional di Eropa a.l. De Graciansky dkk, 1993.
2.3 PASOKAN SEDIMEN
Laju pemasokan sedimen mengontrol volume akomodasi yang terisi serta bagian-bagian mana saja yang akan terisi. Interaksi antara pasokan sedimen dengan subsidensi akan menentukan apakah fasies yang terbentuk dalam akomodasi berprogradasi
ke arah cekungan atau beretrogradasi ke arah darat. Kaliber sedimen yang diangkut sangat mempengaruhi tipe fasies yang terbentuk dalam akomodasi. Dalam bagian ini, pertama-tama kita akan membahas prinsip-prinsip yang mengontrol pemasokan
sedimen silisiklastik menuju tepian cekungan serta memperlihatkan bagaimana pasokan sedimen berubah dari waktu ke waktu. Setelah itu kita akan membahas bagaimana akomodasi terisi pada saat laju pasokan tinggi, sedang, atau rendah.
2.3.1 Prinsip-Prinsip Pemasokan Sedimen Klastik
Sungai merupakan agen utama yang mengangkut sedimen daratan menuju cekungan pengendapan. Volume sedimen yang terangkut menuju tepi cekungan merupakan fungsi yang kompleks dari fisiografi, tektonik, dan iklim daratan yang menjadi
sumber sedimen. Hasil-hasil pemelajaran terhadap sungai masa kini menunjukkan bahwa laju pemasokan sedimen menuju tepi- tepi cekungan yang ada di seluruh dunia sangat bervariasi gambar 2-10. Sekitar 70 beban sedimen berasal dari 10 bagian
daratan yang ada di dunia ini. Selain itu, 20 beban sungai diangkut menuju tepi cekungan oleh tiga sungai besar: Gangga, Brahmaputra, dan Huang He Sungai Kuning Summerfield, 1991.
Jumlah sedimen yang diangkut menuju tepi cekungan merupakan fungsi dari dua faktor utama: 1 luas cekungan pengaliran dan 2 laju denudasi erosi mekanis. Tektonik, baik yang berskala lokal maupun regional, mempengaruhi bentuk, ukuran, dan
relief cekungan pengaliran, geologi daerah sumber, serta kaliber sedimen yang tererosi. Laju denudasi sungai merupakan fungsi yang kompleks dari relief cekungan pengaliran dan iklim. Iklim tidak hanya mempengaruhi daya erosi sungai, namun juga
erodibilitas tanah pada cekungan pengaliran serta menentukan ada tidaknya vegetasi. Menurut hasil penelitian akhir-akhir ini, laju denudasi bervariasi. Sebagai contoh, laju denudasi yang lebih kecil dari 1 mm per 1000 tahun terjadi di cekungan pengaliran
Sungai St Lawrence dan 640 mm per 1000 tahun di cekungan pengaliran Sungai Brahmaputra. Cekungan pengaliran Sungai Huang He menunjukkan laju denudasi yang ekstrim, yaitu 19.800 mm per 1000 tahun. Salah satu alasan yang menyebabkan
tingginya laju denudasi pada cekungan itu ialah karena cekungan tersebut mencakup daerah seluas 3000 km
2
yang ditutupi oleh loess serta terletak pada daerah semiarid yang jarang vegetasi Summerfield, 1991.
Dari pembahasan di atas tampak jelas bahwa tidak benar apabila kita berpikir bahwa pemasokan sedimen ke dalam cekungan bersifat tetap, baik dalam segi ruang maupun waktu. Pemasokan sedimen lokal tergantung pada posisi sebuah titik
dimana sungai mulai memasuki wilayah tepi cekungan. Selain itu, mungkin ada pula kaitan antara siklus muka air laut yang
12 dikontrol oleh glacio-eustacy dengan iklim pada cekungan pengaliran sungai Blum, 1990. Hal ini mengandung pengertian
bahwa pemasokan sedimen berubah-ubah pada siklus muka air laut yang berbeda-beda.
2.3.2 Pengisian Akomodasi
Jumlah sedimen yang diangkut ke dalam cekungan merupakan fungsi dari laju pemasokan sedimen serta posisi titik masuk sedimen ke dalam cekungan. Gambar 2-11 memperlihatkan kaitan antara fasies, muka air laut relatif, dan laju akumulasi
sedimen. Pada ketiga gambar itu, kurva perubahan muka air laut relatif dibuat tetap, sedangkan kurva laju sedimentasi berbeda- beda. Dengan demikian, ketiga gambar itu dapat dipandang sebagai lukisan yang memperlihatkan bagian-bagian cekungan
yang jaraknya berbeda-beda, relatif terhadap titik sumber. Setiap model dibuat pada waktu dan kedalaman nol yang mengandung pengertian bahwa model itu diawali ketika garis pantai tepat berada pada titik tersebut. Untuk menyederhanakan
gambaran tersebut, Jervey 1988 menyatakan adanya dua tipe endapan yang disebutnya mud prone endapan bahari dan sand prone endapan dataran pantai.
Pada lokasi dimana laju pemasokan sedimen rendah, akomodasi selalu lebih besar dari akumulasi sedimen, garis pantai bermigrasi ke arah daratan, trasgresi terjadi, dan akan membentuk daerah perairan yang relatif dalam. Pada kondisi seperti itu,
kemungkinan besar akan terbentuk fasies bahari mud prone. Pada lokasi dimana laju pemasokan sedimen sedang, dasar laut dapat beragradasi hingga mencapai muka air laut alas
kikis. Laju peningkatan akomodasi pada mulanya lebih tinggi dari pemasokan sedimen sehingga terjadi trangresi. Pada waktu itu akan diendapkan serpih bahari. Ketika laju penaikan muka air laut berkurang, akan terjadi regresi. Proses ini terus
berlangsung sementara fasies bahari mulai beragradasi hingga mencapai muka air laut dan garis pantai kembali terletak pada titik tersebut. Setelah itu, pemasokan sedimen melebihi laju pembentukan akomodasi, namun bidang sedimen masih tetap
dipertahankan pada posisi muka air laut masa itu bersamaan dengan diendapkannya fasies dataran pantai sand prone. Sedimen yang berlebih akan di-bypass menuju bagian cekungan yang lebih dalam. Ketika laju pembentukan akomodasi
berkurang ketika terjadi penurunan muka air laut, sedimen yang telah terbentuk sebelumnya akan tererosi kembali. Pada lokasi dengan laju pemasokan sedimen tinggi, laju pemasokan sedimen selalu melebihi laju pembentukan akomodasi.
Pada waktu itu kemungkinan akan diendapkan sedimen dataran pantai atau sedimen dataran delta. Regresi garis pantai akan terus terjadi selama siklus perubahan muka air laut. Laju akumulasi pada titik ini tergantung pada laju pembentukan akomodasi.
Erosi kemungkinan akan terjadi sewaktu terjadinya penurunan muka air laut.
2.3.3 Arsitektur Cekungan
Untuk memahami perubahan topset-clinoform dari waktu ke waktu, pertama-tama kita perlu memahami kaitan antara laju pemasokan sedimen dengan laju pembentukan akomodasi topset . Akomodasi topset topset accomodation itu kadang-kadang
disebut juga akomodasi paparan “shelf accomodation”. Laju perubahan akomodasi merupakan fungsi dari besaran penaikan
muka air laut dikalikan dengan luas topset. Interaksi antara laju pembentukan akomodasi dengan laju pemasokan sedimen akan menghasilkan berbagai geometri endapan seperti terlihat pada gambar 2-12.
Geometri progradasional terbentuk jika laju pemasokan sedimen lebih tinggi dari laju pembentukan akomodasi. Pada waktu itu sabuk-sabuk fasies bermigrasi ke arah cekungan. Pada penampang seismik, progradasi itu terlihat sebagai klinoform dimana
offlap break tampak bergeser secara berangsur menuju cekungan. Dalam kaitan dengan geometri ini, istilah regresi dapat digunakan untuk menyatakan proses perpindahan garis pantai ke arah cekungan.
Geometri agradasi terbentuk jika pemasokan sedimen lebih kurang sama dengan laju pembentukan akomodasi. Sabuk fasies bertumpuk satu di atas yang lain; offlap break tidak pindah, baik ke arah cekungan maupun ke arah daratan.
13 Geometri retrogradasi terbentuk jika pemasokan sedimen lebih kecil dari laju pembentukan akomodasi. Sabuk-sabuk fasies
bermigrasi ke arah darat dan offlap break yang relatif tua akan tinggal sebagai sisa. Dalam kaitannya dengan hal ini, istilah transgresi dipakai untuk menyatakan proses perpindahan garis pantai ke arah daratan.
Ketiga tipe geometri endapan tersebut di atas progradasi, agradasi, dan retrogradasi tidak bersifat menerus, namun terdiri dari satuan-satuan progradasi berskala sub-seismik yang disebut parasekuen. Sejumlah parasekuen bertumpuk sedemikian
rupa membentuk parasequence set yang keberadaannya dapat diamati pada penampang seismik. Tulisan berikutnya akan memperlihatkan bagaimana prinsip-prinsip perubahan akomodasi yang mendaur dan berubah-ubah
dari waktu ke waktu dapat digunakan untuk membagi rekaman stratigrafi ke dalam sejumlah paket endapan yang masing- masing diendapkan pada fasa perubahan laut tertentu.
2.4 SEKUEN DAN SYSTEMS TRACT 2.4.1 Sekuen dan Batas Sekuen
Istilah sekuen dalam pengertian sekuen stratigrafi pertamakali didefinisikan oleh Mitchum dkk 1977. Menurut mereka, sekuen adalah satuan stratigrafi yang disusun oleh sejumlah stratum yang selaras dan satu sama lain berkaitan secara genetik;
sekuen dipisahkan dari sekuen lain oleh bidang ketakselarasan atau bidang keselarasan yang korelatif dengan bidang ketakselarasan tersebut.
Definisi di atas tidak memberikan batasan mengenai ukuran fisik dan rentang waktu yang dicerminkan oleh suatu sekuen serta tidak pula mencerminkan mekanisme penyebab terbentuknya bidang ketakselarasan yang menjadi bidang pembatasnya.
Pada mulanya, pemakaian bidang ketakselarasan sebagai pembatas sekuen menimbulkan kerancuan karena hal itu dilakukan oleh sejumlah ahli dalam pengertian yang berbeda-beda. Pada mulanya Mitchum dkk 1977 memasukkan hiatus bahari dan
condensed section ke dalam lingkup ketakselarasan. Namun, pengertian itu kemudian dirubah ketika para ahli memandang perlu adanya pembedaan yang tegas antara ketakselarasan yang disebabkan oleh erosi daratan dengan hiatus yang terbentuk
di sekitar pusat cekungan. Perlunya pembedaan tersebut terutama dirasakan ketika para ahli mencoba menyusun model-model pengendapan yang pembentukannya dipengaruhi oleh perubahan muka air laut relatif. Jadi, dalam sekuen stratigrafi, istilah
ketakselarasan diartikan relatif sempit: ketakselarasan adalah sebuah bidang yang memisahkan strata muda dari strata tua, pada bidang mana ditemukan jejak-jejak erosi atau pemancungan strata akibat aktivitas permukaan bumi dalam beberapa
kasus bidang itu juga korelatif dengan bidang erosi bawah laut, jejak-jejak penyingkapan di permukaan bumi, serta indikasi hiatus yang berarti van Wagoner dkk, 1988.
Dari pembahasan di atas jelas bahwa sebuah sekuen dibatasi oleh bidang erosi daratan. Satuan-satuan yang dibatasi oleh condensed surface, bidang transgresi, atau bidang marine onlap tidak termasuk ke dalam kategori batas sekuen. Perlu diketahui
bahwa para peneliti Exxon, sebagaimana dikemukakan oleh Mitchum dkk 1977, telah mempertimbangkan dengan serius untuk memakai istilah sintem
“synthem” sebagai pengganti istilah sekuen, dengan harapan agar tidak terjadi kerancuan dengan istilah sekuen yang sebelumnya banyak digunakan dalam literatur sedimentologi atau dengan istilah-istilah yang digunakan
untuk menamakan satuan strata yang ditentukan keberadaannya berdasarkan daur sedimentasi misalnya genetic depositonal sequence yang digunakan oleh Galloway, 1989. Namun tampaknya mereka sukar untuk menerima sintem stratigrafi.
Pada mulanya definisi yang sederhana seperti tersebut di atas tampak mudah untuk diterapkan. Namun, kenyataannya tidak demikian. Adalah suatu hal yang tidak mudah untuk mengenal bidang penyingkapan dalam rekaman log sumur atau rekaman
seismik. Selain itu, pengkorelasian bidang ketakselarasan itu dengan bidang keselarasan yang ada dalam cekungan juga tidak jarang menimbulkan masalah. Dimasukkannya ungkapan mengindikasikan hiatus yang cukup berarti oleh van Wagoner 1988
tidak banyak menolong karena tidak ada batasan yang jelas mengenai rentang waktu yang dipandang cukup berarti. Sekuen
14 gabungan composite sequence dapat mengandung ketakselarasan, namun ketakselarasan itu adalah ketakselarasan yang
tingkatannya lebih tinggi daripada ketakselarasan yang menjadi pembatas sekuen. Ketakselarasan seperti itu dipandang tidak cukup berarti dari kacamata sekuen stratigrafi.
Dalam pengertian yang terbatas, satu sekuen mencerminkan satu siklus pengendapan yang dibatasi oleh erosi non-bahari dan diendapkan dalam satu siklus naik-turunnya alas kikis yang berarti dalam skala penelitian sekuen. Pada kebanyakan
cekungan, alas kikis dikontrol oleh muka air laut. Dengan demikian, setiap sekuen merupakan produk dari satu siklus naik- turunnya muka air laut relatif. Lukisan ideal dari sebuah sekuen yang terbentuk pada satu siklus perubahan muka air laut
diperlihatkan pada gambar 2-13. Sekuen itu dinamakan sekuen tipe-1. Pada sekuen tipe-1, penurunan muka air laut cukup besar sedemikian rupa sehingga topset pertama dari sekuen itu terletak onlap terhadap klinoform dari sekuen yang terbentuk
sebelumnya. Sekuen tipe-2 akan dijelaskan kemudian. Menurut Van Wagoner dkk 1988, batas sekuen tipe-1 dicirikan oleh jejak penyingkapan yang berasosiasi dengan erosi
non-bahari, peremajaan sungai, perpindahan fasies ke arah cekungan, penurunan coastal onlap, serta pola onlapping dari strata yang terbentuk kemudian. Coastal onlap adalah istilah yang digunakan untuk menamakan titik onlap pada strata topset yang
ada di tepi cekungan lihat Bab 3. Akibat migrasi fasies ke arah cekungan, endapan-endapan non-bahari atau pesisir, misalnya batupasir endapan sungai menganyam dan endapan estuarium, dapat terletak langsung di atas endapan laut dangkal seperti
batupasir lower shoreface atau batulumpur paparan. Superposisi fasies seperti itu disebut dislokasi fasies facies dislocation. Van Wagoner dkk 1988 menafsirkan bahwa batas sekuen tipe-1 terbentuk pada saat laju penurunan guntara lebih tinggi
dibanding laju subsidensi cekungan pada offlap break.
2.4.2 Definisi Systems Tract
Sekuen tipe-1 seperti yang terlukis pada gambar 2-13 merupakan bentuk ideal dari sekuen yang terbentuk pada shelf-break margin. Sekuen itu dapat tersusun oleh sejumlah paket endapan tertentu. Sejak ditemukannya konsep seismik stratigrafi,
diketahui bahwa pengendapan dalam suatu cekungan tidak berlangsung secara menerus dan seragam di semua tempat, melainkan dalam paket-paket yang masing-masing dibatasi oleh bidang-bidang seismik tertentu lihat Bab 3. Para peneliti
Exxon menemukan suatu keteraturan dimana paket-paket itu umumnya tersusun dalam pola yang dapat diprakirakan, sebagaimana kenampakannya pada penampang seismik. Paket-paket itu dinamakan systems tract.
Istilah systems tract pertama kali didefinisikan oleh Brown Fisher 1977 sebagai suatu paket sistem pengendapan seumur. Sistem pengendapan depositional system sendiri didefinisikan sebagai kumpulan tiga dimensional dari berbagai
litofasies yang secara genetik dihubungkan satu sama lain oleh proses-proses atau lingkungan pengendapannya Fisher McGowen, 1967. Jadi, systems tract adalah satuan pengendapan tiga dimensional. Batas-batas systems tract dapat berupa
onlap, downlap, dsb. Dalam rekaman seismik, systems tract adalah satuan yang memperlihatkan keseragaman refleksi seismik dan dibatasi oleh bidang-bidang terminasi strata. Satuan seperti itu disebut seismic-stratigraphic unit oleh Brown Fisher
1977; seismic sequence oleh Mitchum dkk 1977; dan seismic package oleh sejumlah ahli lain. Systems tract dikenal dari khuluk bidang pembatas dan geometri internalnya. Dalam satu siklus perubahan muka air laut
relatif, dikenal adanya tiga systems tract utama; masing-masing mencirikan tahap perubahan muka air laut relatif yang berbeda- beda gambar 2-13. Tata istilah yang berkaitan dengan systems tract sering menimbulkan kerancuan. Untuk menghindarkan
terjadinya kerancuan, kita perlu selalu mengingat tujuan pembagian stratigrafi ke dalam satuan-satuan yang disebut systems tract itu. Systems tract merupakan satuan yang dapat dipetakan dan berguna dalam prediksi stratigrafi karena mengandung
kelompok sistem pengendapan dengan paleogeografi dan polaritas pengendapan yang konsisten.
2.4.3 Lowstand Systems Tract
15 Systems tract paling bawah jadi, secara stratigrafi berarti paling tua dalam sekuen tipe-1 disebut lowstand systems tract.
Systems tract ini diendapkan pada perioda antara penurunan muka air laut relatif pada offlap break dengan penaikan muka air laut relatif yang terjadi kemudian.
Penurunan muka air laut pada offlap break dari shelf-break margin akan menimbulkan efek yang ekstrim terhadap sistem sungai. Sebelum terjadinya penurunan muka air laut relatif, sungai memiliki graded river profile yang relatif tetap, di atas mana
terjadi erosi dan di bawah mana terjadi pengendapan. Pada waktu itu, sungai dapat dengan bebas memindahkan alurnya sebagai tanggapan terhadap perubahan muka air laut yang terjadi di bawah graded river profile. Ketika muka air laut turun pada
offlap break, profil sungai harus menyesuaikan diri dengan alas kikis baru lihat Bab 7. Sungai harus menoreh endapan- endapan yang sebelumnya membentuk topset: endapan dataran aluvial, endapan dataran pantai, danatau endapan paparan.
Sedimen rombakan yang terbentuk akan langsung diangkut menuju bagian cekungan yang lebih dalam. Pada waktu itu, sungai tidak lagi bebas lagi untuk memindahkan alurnya. Sedimen yang ada didalamnya akan diangkut menuju satu titik fokus yang
sama, yaitu bagian dalam dari cekungan. Tahap itu merupakan fasa tidak stabil dimana proses-proses sedimentasi didominasi oleh kekandasan lereng pada skala besar, bypassing lereng, dan pengendapan kipas bawah laut-dalam. Proses-proses itu terus
mendominasi rekaman stratigrafi pada tahap penurunan muka air laut relatif dan sistem sungai terus didorong untuk menoreh endapan-endapan tua.
Pada waktu muka air laut relatif mencapai titik paling bawah, profil sungai kembali mengalami masa stabil dan sistem topset- clinoform kembali terbentuk. Topset pertama yang terbentuk pada waktu itu akan terletak onlap terhadap offlap break sebelum-
nya. Pada mulanya, laju penaikan air laut relatif cukup rendah sehingga laju pembentukan akomodasi topset juga rendah gambar 2-15. Laju pembentukan akomodasi yang rendah ini tidak sebanding dengan pemasokan sedimen yang tinggi. Karena
itu, sistem pengendapan akan berprogradasi. Bertambahnya laju pembentukan akomodasi kemudian dapat mengimbangi, bahkan melebihi, laju pasokan sedimen sehingga akhirnya sistem pengendapan akan beragradasi dan beretrogradasi
membentuk transgressive systems tract. Dari penjelasan di atas tampak bahwa lowstand systems tract terdiri dari dua bagian. Pertama, kipas bawahlaut yang
diendapkan selama penurunan muka air laut relatif. Kedua, sistem topset-clinoform yang pada awalnya berpola progradasi, namun kemudian berpola aggradasi, yang terbentuk selama terjadinya penaikan muka air laut relatif secara lambat. Bagian-
bagian itu sebenarnya dapat dipandang sebagai dua systems tract tersendiri karena keduanya mungkin tidak mencerminkan satu kesinambungan pengendapan. Walau demikian, secara tradisional, keduanya dimasukkan ke dalam satu systems tract
karena batas antara keduanya tidak jarang berangsur, di dalam mana kipas bawahlaut menempati bagian bawahnya Posamentier dan Vail, 1988.
2.4.3.1 Lowstand Submarine Fan Ada dua satuan yang dapat dikenal dalam lowstand submarine fan yakni kipas dasar cekungan basin floor fan yang
terletak di bagian bawah lereng dan kipas lereng slope fan yang terletak pada lereng gambar 2-14. Dalam literatur lama, kipas lereng sering disebut slope front fill. Van Wagoner dkk 1988 menyatakan bahwa kipas dasar cekungan disusun oleh
endapan kipas bawahlaut yang terletak pada lereng bawah atau dasar cekungan. Proses pembentukan kipas berasosiasi dengan erosi ngarai bawah laut dan penorehan paparan oleh sungai. Sedimen silisiklastik tidak diendapkan di paparan atau
lereng, melainkan langsung diangkut menuju bagian cekungan yang lebih dalam melalui lembah torehan dan ngarai bawahlaut, untuk kemudian membentuk kipas dasar cekungan. Alas dari kipas dasar cekungan, yang berimpit dengan batas bawah
lowstand systems tract, berkorelasi dengan batas sekuen tipe-1. Batas atas dari kipas tersebut dapat berupa bidang downlap dari lowstand progradation wedge jika yang disebut terakhir ini berprogradasi cukup jauh atau bidang downlap dari kipas
16 lereng. Pengendapan kipas dasar cekungan, pembentukan ngarai, dan erosi lembah torehan ditafsirkan terjadi selama
penurunan muka air laut relatif. Menurut Van Wagoner dkk 1988, kipas lereng dicirikan oleh turbidit dan endapan aliran gravitasi di bagian tengah atau
bagian bawah dari lereng. Pengendapan kipas lereng dapat terjadi pada waktu yang bersamaan dengan pem-bentukan kipas dasar cekungan atau dengan waktu pembentukan bagian bawah dari lowstand wedge. Batas atas dari kipas lereng dapat
berperan sebagai bidang downlap untuk bagian tengah dan bagian atas dari lowstand wedge. Kipas lereng biasanya disusun oleh kompleks alur-tepi alur lihat Bab 9.
2.4.3.2 Lowstand Prograding Wedge Lowstand prograding wedge adalah sistem topset-clinoform yang diendapkan selama naiknya muka air laut relatif. Sistem ini
dipisahkan dari transgressive system tract, yang terletak diatasnya, oleh bidang progradasi maksimum maximum progradation surface. Bidang itu menandai terjadinya perubahan geometri tumpukan parasekuen dari geometri progradasional pada
lowstand wedge menjadi geometri retrogradasional pada transgressive systems tract. Pada awalnya pengendapan lowstand prograding wedge hanya terbatas di sekitar muara lembah torehan gambar 2-15.
Hanya sedikit, jika ada, akomodasi topset pada waktu itu; seluruh sedimen di-bypass melewati topset kemudian diendapkan pada lereng klinoform. Pada waktu itu, lereng kemungkinan tidak stabil dan pengendapan kipas terjadi sewaktu-waktu. Bagian
bawah lowstand prograding wedge dapat mengandung turbidit yang sering menunjukkan gejala seismik shingled. Ketika muka air laut relatif naik sedikit demi sedikit, lembah torehan mulai terisi oleh endapan fluvial dan estuarium, dan
topset dari prograding wedge mulai terbentuk. Peningkatan laju penaikan muka air laut relatif menghasilkan asosiasi fasies yang mengindikasikan pertambahan volume akomodasi, misalnya bertambah banyaknya batubara, serpih dataran limpah banjir,
fasies laguna, dan fasies yang mencirikan pengaruh pasut ke bagian atas serta ketidaksinambungan tubuh-tubuh pasir endapan sungai. Perubahan menuju prograding systems tract yang ada diatasnya dapat berlangsung secara berangsur maupun tiba-tiba.
Batas ini dapat disebut bidang progradasi maksimum, bidang transgresi, atau lowstand surface. Lowstand prograding wedge seringkali mengandung lebih banyak pasir dibanding highstand wedge yang terbentuk
kemudian karena banyak memperoleh pasokan pasir hasil daur ulang dari highstand topset. Karena sering terletak di atas highstand systems tract sebelumnya, yang bagian atasnya kaya akan serpih, dan kemudian ditutupi oleh serpih transgressive
system tract, lowstand wedge dapat berperan sebagai jebakan stratigrafi.
2.4.4 Transgressive Systems Tract
Transgressive systems tract adalah systems tract yang berada di tengah-tengah sekuen tipe-1 maupun sekuen tipe-2 gambar 2-13, 2-16, 2-18. Sistem ini diendapkan pada suatu bagian dari fasa penaikan muka air laut relatif, pada saat mana
laju pertambahan volume akomodasi topset lebih tinggi dibanding laju pemasokan sedimen. Sistem ini sebagian besar berupa topset, dengan sedikit klinoform, dan seluruhnya memiliki geometri retrogradasional. Sistem-sistem pengendapan yang aktif
pada saat terbentuknya systems tract adalah sistem-sistem pengendapan topset seperti aluvial, paralik, dataran pantai, delta paparan, dan paparan. Jenis sedimen yang sering ditemukan antara lain batubara serta endapan limpah banjir, laguna, dan
lakustrin. Sistem-sistem itu mengindikasikan rendahnya pasokan sedimen. Sistem-sistem pengaliran mungkin ditutupi oleh air laut sedemikian rupa sehingga membentuk estuarium. Luasnya paparan dan endapan yang dipengaruhi oleh pasut merupakan
sebagian dari ciri transgressive systems tract. Ke arah cekungan, transgressive systems tract dapat berkorespondensi dengan condensed section yang mengindikasikan laju pengendapan yang sangat lambat. Condensed section dapat berupa serpih
glaukonitan, serpih organik, serpih fosfatik, maupun karbonat pelagik lihat Bab 11.
17 Laju penaikan muka air laut tertinggi terjadi pada fasa pembentukan transgressive systems tract. Systems tract ini berakhir
ketika laju pertumbuhan volume akomodasi topset menurun hingga satu kondisi dimana laju pertumbuhan tersebut sebanding dengan laju pemasokan sedimen. Produk kondisi itu disebut marine flooding surface. Pada saat laju pertumbuhan dengan laju
pemasokan sedimen mencapai kesetimbangan, pola endapan akan berubah dari pola retrogradasi menjadi progradasi. Topset dari transgressive systems tract cenderung mengandung persentase pasir lebih sedikit dibanding systems tracts lain
karena dalam proses pembentukan systems tract ini hanya sedikit terjadi bypassing sedimen halus menuju bagian cekungan yang lebih dalam. Dengan kata lain, sedimen halus yang dikirim pada waktu pembentukan transgressive systems tract ini hampir
seluruhnya diendapkan pada topset. Dengan demikian, transgressive systems tract sering mengandung lapisan penutup untuk reservoar hidrokarbon. Kadang-kadang sedimen berbutir halus dalam systems tract ini juga berperan sebagai batuan induk lihat
Bab 11. Posamentier Allen 1993 mengusulkan satu komponen baru untuk transgressive systems tract yang disebut komponen healing phase. Mereka menunjukkan adanya baji-baji sedimen yang terletak pada kaki klinoform transgressive
systems tract yang ditafsirkan sebagai endapan rombakan selama berlangsungnya transgresi. Sebenarnya baji-baji sedimen itu dapat ditafsirkan sebagai komponen lowstand systems tract dari sekuen yang terbentuk kemudian atau sebagai nendat yang
berasal dari endapan highstand systems tract. Sistem-sistem pengendapan yang ada di seluruh dunia dewasa ini umumnya membentuk transgressive systems tract.
Dewasa ini banyak terdapat paparan benua yang luas dan sebagian besar diantaranya merupakan topset dari lowstand systems tract yang terbentuk paling akhir. Delta yang ada dewasa ini umumnya berupa delta paparan. Dalam delta-delta itu, banyak
kipas tidak aktif. Estuarium dan wilayah pasang-surut banyak ditemukan di bagian baratdaya Eropa. Pantai timur AS, di lain pihak, didominasi oleh proses mundurnya gosong pesisir dan laguna, sedangkan sedimentasi laut-dalam umumnya hanya
berupa turbidit yang terbentuk akibat nendatan dari lereng benua.
2.4.5 Highstand Systems Tract
Highstand systems tract adalah systems tract termuda, baik dalam sekuen sekuen tipe-1 maupun sekuen tipe-2 gambar 2- 13, 2-18. Sistem ini merupakan sistem topset-clinoform yang terletak diantara maximum flooding surface dan batas sekuen.
Sistem ini terbentuk pada saat laju penaikan muka air laut mulai menurun, setelah melalui masa puncak, pada saat mana laju pembentukan akomodasi lebih kecil dibanding laju pemasokan sedimen gambar 2-17. Penurunan laju penaikan muka air laut
pada mulanya menyebabkan terbentuknya geometri aggradasi, namun sedikit demi sedikit kemudian berubah menjadi geometri progradasi. Sistem-sistem pengendapan yang ada pada tahap awal pembentukan highstand systems tract mungkin sama
dengan sistem-sistem pengendapan yang ada pada tahap akhir pembentukan transgressive systems tract. Namun, menurunnya laju penaikan muka air laut serta terisinya wilayah paparan melalui proses progradasi, menyebabkan berkurangnya volume
batubara, serpih limpah banjir, endapan laguna, dan endapan lakustrin yang diendapkan pada waktu itu. Tubuh-tubuh pasir endapan alur makin lama makin banyak diendapkan dan sifatnya menerus.
Posamentier Vail 1988 membahas berbagai model yang mengimplikasikan bahwa bagian teratas dari highstand systems tract didominasi oleh endapan fluvial. Mereka menggunakan konsep bay line yang didefinisikan sebagai sebuah garis di tempat
mana profil sungai bersifat graded dan di tempat mana proses-proses fluvial diagantikan oleh proses-proses paralik dan paparan. Garis itu juga merupakan titik coastal onlap selama terjadinya penaikan muka air laut. Pada tahap akhir pembentukan
highstand systems tract, bay line mulai bermigrasi ke arah cekungan, sejalan dengan mulai menurunnya muka air laut relatif. Pada waktu itu, menurut Posamentier dan Vail 1988, akomodasi fluvial yang berarti akan terbentuk. Model ini terlalu sederhana
dan telah menjadi salah satu penyebab timbulnya kesalahpahaman lihat Miall, 1991; Shanley McCabe, 1994.
2.4.6 Batas Sekuen Tipe-2 dan Shelf-margin Systems Tract
18 Penurunan muka air laut relatif mungkin hanya terjadi pada daerah proksimal dari highstand topset sehingga muka air laut
tidak sampai lebih rendah dibanding offlap break. Jika hal ini terjadi, batas sekuen akan terbentuk, namun tidak berasosiasi dengan penorehan sungai atau pengendapan kipas bawahlaut. Batas sekuen itu dapat dikenal dalam penampang seismik
berdasarkan adanya perpindahan coastal onlap hingga suatu posisi yang lebih kurang sejajar dengan offlap break dan terletak onlap terhadap topset sekuen yang terbentuk sebelumnya gambar 2-18. Batas sekuen seperti itu disebut batas sekuen tipe-2,
sedangkan systems tract yang dialasi oleh bidang ini disebut shelf-margin systems tract. Pada mulanya, geometri systems tract ini sedikit progradasional, namun kemudian berubah menjadi aggradasional. Batas antara shelf-margin systems tract dengan
highstand systems tract terletak pada bidang dimana terjadi perubahan pola tumpukan parasekuen: dari aggradasional menjadi retrogradasional. Di lain pihak, batas antara shelf-margin systems tract dengan highstand systems tract dari sekuen sebelumnya
merupakan ketakselarasan yang samar dan mungkin hanya dapat dikenal dari perubahan pola tumpukan parasekuen: dari pro- gradasional menjadi aggradasional. Shelf-margin systems tract mungkin sangat sukar untuk dikenal dalam singkapan, core, atau
well log, kecuali jika singkapannya sangat besar atau jika sumur yang ada cukup rapat. Batas sekuen tipe-2 dan shelf-margin systems tract kadang-kadang digunakan secara keliru dalam literatur karena sulitnya
untuk menemukan bukti terjadinya pergeseran coastal onlap ke arah cekungan, namun tidak sampai melewati offlap break. Selain itu, resolusi rekaman seismik juga sering tidak cukup tinggi untuk mendeteksi adanya perubahan kemiringan yang samar,
misalnya sewaktu suatu topset terletak onlap terhadap topset lain. Perubahan pola tumpukan parasekuen, dari progradasional menjadi aggradasional, tidak bersifat definitif karena perubahan pola seperti itu dapat saja terjadi karena peristiwa lain seperti
penurunan laju suplai sedimen. Dalam studi singkapan, batas sekuen tipe-2 sering digunakan untuk menamakan batas sekuen minor. Perlu disadari bahwa
batas sekuen tipe-2 dapat sebanding dengan sekuen tipe-1, tergantung pola subsidensi tektonik dari cekungannya.
2.4.7 Lowstand Systems Tract pada Tatanan Ramp Margin
Berbagai systems tract yang telah dijelaskan di atas terbentuk pada tatanan shelf-margin, pada tatanan mana kemiringan klinoform cukup besar sehingga memungkinkan terbentuknya sistem kipas bawahlaut. Pada tatanan ramp margin, sebagaimana
dijelaskan oleh Van Wagoner dkk 1988, lowstand systems tract berwujud lowstand wedge yang tipis dan dapat dibedakan menjadi dua bagian gambar 2-19. Bagian pertama dicirikan oleh gejala penorehan sungai dan sediment bypassing melalui
dataran pantai. Bagian ini ditafsirkan terbentuk pada suatu fasa penurunan muka air laut yang cepat, hingga suatu saat dimana penurunan itu mulai stabil. Bagian kedua dicirikan oleh endapan pengisi lembah torehan pada sub-bagian proksimal dan satu
atau lebih parasekuen set progradasional pada sub-bagian distal. Bagian ini ditafsirkan terbentuk pada tahap awal penaikan muka air laut yang berlangsung lambat.
Selama penurunan muka air laut, pada tatanan ramp margin tidak terjadi bypassing sedimen menuju dasar cekungan, melainkan pengendapan sedimen dalam bentuk baji-baji endapan yang miring ke arah cekungan. Setiap baji endapan itu
disebut force regressive wedge Posamentier dkk, 1992. Rangkaian force regressive wedge terletak diantara lowstand prograding wedge dan highstand prograding wedge dan membentuk suatu systems tract tersendiri yang disebut force regressive
wedge systems tract Posamentier dkk, 1992. Batas bawah dari force regressive wedge systems tract adalah regressive marine surface of erosion, sedangkan batas atasnya adalah regressive subaerial surface of erosion. Regressive marine surface of
erosion berkorelasi dengan bidang ketidakselarasan non-bahari sehingga secara bersama-sama keduanya berperan sebagai batas sekuen. Force regressive marine wedges sering didominasi pasir dan dapat berperan sebagai reservoar yang menarik jika
diselubungi oleh serpih. Beberapa contoh sekuen stratigrafi untuk tatanan ramp margin disajikan Posamentier dkk 1992 serta Posamentier Chamberlain 1992.
Transgressive dan highstand systems tract pada tatanan ramp margin mirip dengan transgressive dan highstand systems tract pada tatanan shelf-margin, dengan sedikit perbedaan dimana klinoform tidak berkembang baik pada tatanan ramp margin.
19
2.4.8 Faktor-Faktor Pengontrol Batas-Batas Systems Tracts
Pembentukan systems tracts ditafsirkan oleh Van Wagoner dkk 1988 sebagai fungsi dari interaksi antara guntara, pasokan sedimen, dan tektonik. Menurut penulis, selain itu ada satu faktor lain yang penting karena mempengaruhi pembentukan bidang
transgresi dan maximum flooding surface, yakni daerah topset. Gambar 2-15 memperlihatkan hubungan antara akomodasi topset dengan systems tract dalam suatu sistem sederhana yang dicirikan oleh subsidensi menerus dan guntara sinusoidal.
Beberapa kondisi yang menentukan pembentukan setiap tipe batas systems tract adalah sbb: 1.
Batas sekuen tipe-1 alas dari lowsand systems tract terbentuk ketika laju penaikan muka air laut berharga nol dan penurunan terjadi melewati offlap break. Waktu pembentukan batas ini merupakan fungsi dari guntara dan subsidensi.
2. Batas antara lowstand fan dengan lowstand prograding wedge terbentuk ketika laju penaikan muka air laut relatif berharga
nol, namun kemudian diikuti oleh penaikan hingga melewati offlap break. Waktu pembentukan batas ini merupakan fungsi dari guntara dan subsidensi.
3. Batas antara lowstand prograding wedge dengan transgressive systems tract terbentuk ketika laju pembentukan akomodasi
topset sama, atau sedikit lebih tinggi, dari laju pemasokan sedimen. Kondisi itu mungkin terjadi ketika muka air laut pertama kali menutupi topset higstand systems tract yang terbentuk sebelumnya. Waktu pembentukan batas ini merupakan fungsi
dari guntara, subsidensi, pasokan sedimen, dan luas topset. 4.
Batas antara transgressive systems tract dengan highstand systems tract yakni maximum flooding surface terbentuk ketika laju pembentukan akomodasi topset sama, atau sedikit lebih rendah, dibanding laju pemasokan sedimen. Waktu
pembentukan batas ini merupakan fungsi dari guntara, subsidensi, suplai sedimen, dan luas topset. Dari penjelasan singkat di atas tampak jelas bahwa pembentukan batas-batas systems tract dipengaruhi oleh sejumlah faktor.
Volume suatu systems tract merupakan fungsi dari durasi dan laju pemasokan sedimen. Selain itu, pemasokan sedimen juga memiliki kaitan lain dengan systems tract. Sebagai contoh, di daerah lintang tinggi, rendahnya posisi muka air laut pada
jaman es berasosiasi dengan adanya tudung es yang mempengaruhi sistem pengaliran sungai. Faktor-faktor ini, serta sejumlah faktor lain misalnya topografi cekungan akan menyebabkan terdistorsinya geometri sekuen ideal seperti yang dilukiskan pada
gambar 2-15. Memang, sebenarnya sukar bagi kita untuk menemukan suatu penampang seismik yang mirip dengan diagram ideal tersebut. Walau demikian, hal itu tidak mengandung pengertian bahwa model tersebut salah. Memang, model tersebut
hendaknya tidak digunakan sebagai sebuah sablon template.
2.4.9 Jenis-Jenis Systems Tract Lain
Van Wagoner dkk 1990 menyatakan bahwa systems tract hendaknya ditentukan secara objektif berdasarkan jenis-jenis bidang pembatasnya, posisinya dalam sekuen jika hal ini dapat ditentukan, dan berdasarkan geometri internalnya.
Ada dua systems tract yang tidak tercakup dalam skema penggolongan systems tract yang diajukan oleh para peneliti Exxon. Berikut akan dijelaskan kedua systems tract tersebut.
Midstand systems tract atau forced regressive systems tract dalam peristilahan Hunt dan Tucker, 1992 adalah suatu paket strata yang terbentuk ketika subsidensi tidak cukup besar untuk melampaui laju pemasokan sedimen sehingga tidak
memungkinkan terjadinya transgresi. Systems tract ini kemungkinan besar terbentuk dalam cekungan dimana subsidensi tektonik rendah atau negatif danatau laju pemasokan sedimen tinggi. Keberadaan midstand systems tract orde-3 pada tepian
cekungan telah dilaporkan oleh Jones dan Milton 1994 serta Milton dan Dyce 1995, sewaktu mereka meneliti endapan Paleogen di Laut Utara. Di daerah shelf-break margin seperti Delta Rhone atau endapan Tersier di Laut Utara, midstand
systems tract mungkin terdiri dari satu satuan kipas dan prograding wedge. Di daerah ramp margin, systems tract ini mungkin hanya akan disusun oleh prograding wedge.
20 Regressive systems tract gambar 2-20 adalah systems tract teoritis yang akan terbentuk jika ada dua perioda penaikan
muka air laut yang cepat dan diselingi oleh satu perioda penaikan muka air laut yang lambat atau apabila ada dua perioda pemasokan sedimen yang tinggi dan diselingi oleh satu perioda pemasokan sedimen yang rendah. Batas bawah dari systems
tract ini adalah maximum flooding surface, sedangkan batas atasnya berupa maximum prograding surface sehingga secara keseluruhan systems tract ini membentuk suatu prograding wedge. Geometri internal dari baji sedimen ini berubah dari
aggradasional menjadi progradasional dan kembali menjadi aggradasional. Regressive systems tract kemungkinan akan terbentuk ketika siklus guntara lebih rendah dibanding subsidensi sehingga batas sekuen tipe-2 sekalipun tidak dapat terbentuk
sewaktu terjadi penurunan muka air laut global. Situasi lain yang dapat menyebabkan terbentuknya systems tract ini adalah jika dalam perioda penaikan muka air laut yang menerus, terjadi fluktuasi pasokan sedimen. Posamentier James 1993 memper-
kirakan bahwa transgressive systems tract mungkin dapat terbentuk dalam foreland basin. Walau demikian, kedua peneliti itu cenderung menamakan systems tract yang terbentuk dalam foreland basin dan tidak memiliki batas sekuen bawah sebagai
shelf-margin systems tract.
2.4.10 Composite Sequence dan Composite Systems Tracts
Mitchum Van Wagoner 1991 mendefinisikan composite sequence sebagai paket yang disusun oleh sejumlah sekuen yang satu sama lain memiliki kaitan genetik, di dalam paket mana setiap individu sekuen disusun oleh paket lowstand,
transgressive, dan highstand systems tracts. Gambar 2-21 memperlihatkan suatu composite sequence, sedangkan gambar 2- 22 merupakan kurva perubahan muka air laut relatif untuk composite sequence pada gambar 2-21.
Sebagian besar sekuen orde-2 dan banyak sekuen orde-3 mengandung batas-batas dari berbagai sekuen yang ordenya lebih tinggi. Sebagai contoh, highstand systems tract dari suatu composite sequence orde-2 dalam kenyataannya mungkin
merupakan highstand sequence set, yakni tumpukan sejumlah sekuen dari orde yang lebih tinggi, di dalam tumpukan mana topset prograding parasequences bersifat dominan, walaupun endapan-endapan lowstand dari orde yang lebih tinggi juga masih
mungkin ditemukan dalam paket endapan ini. Konsep ini dibuktikan kesahihannya oleh Jones Milton 1994, dimana mereka menunjukkan bahwa semua systems tract dari sekuen orde-2 Tersier di Laut Utara mengandung lowstand fans dari orde yang
lebih tinggi. Dari penjelasan di atas ini jelas kiranya bahwa adalah suatu hal yang penting untuk menyatakan orde dari systems tract atau
sekuen yang dikomunikasikan. Selain itu, kita juga perlu ingat bahwa batas-batas systems tract dalam composite sequence bersifat berangsur dan memperlihatkan gejala penjemarian sekuen-sekuen atau systems tracts yang ordenya lebih tinggi.
2.4.11 Genetic Stratigraphic Sequences
Sekuen, sebagaimana telah dibahas di atas, merupakan satuan stratigrafi berdaur yang dibatasi oleh ketakselarasan darat. Walau demikian, karena sifatnya yang mendaur, pemilihan bidang yang dipandang sebagai pembatas gejala pendauran itu
sebenarnya bersifat arbiter. Galloway 1989, yang diilhami oleh gagasan-gagasan Frazier 1974, mengusulkan cara lain untuk membagi stratigrafi sedimen berdaur, yaitu dengan menggunakan maximum flooding surface sebagai bidang pembatas daur.
Dia kemudian mendefinisikan genetic stratigraphic sequence sebagai suatu paket sedimen yang merupakan rekaman perioda pengisian dan pertumbuhan-lateral dari cekungan, sedangkan batas-batasnya mencerminkan perioda penutupan cekungan oleh
massa air secara luas gambar 2-23. Satu hal yang disayangkan adalah dia menggunakan istilah sekuen, bukan istilah depositional episode seperti yang
semula digunakan oleh Frazier 1974. Pemakaian istilah itu telah menimbulkan kerancuan. Karena itu, dalam membaca makalah ilmiah yang diterbitkan pada akhir dekade 80-an dan awal dekade 90-an, kita perlu hati-hati mengingat sebagian
peneliti menggunakan istilah sekuen dalam pengertian yang diajukan oleh Mitchum 1977 sedangkan sebagian lain memakai
21 istilah sekuen dalam pengertian yang diajukan oleh Galloway 1989. Batas sekuen, maximum flooding surface, dan maximum
prograding surface semuanya merupakan bidang korelasi yang sahih dan dapat digunakan untuk membagi rekaman stratigrafi. Setiap bidang tersebut memiliki kelebihan dan kekurangan masing-masing.
Batas sekuen dapat dengan mudah dikenali keberadaannya dalam penampang seismik karena, seperti telah dijelaskan pada 3.2.4, dicirikan oleh penurunan coastal onlap. Bidang itu mencerminkan terjadinya bypassing sedimen dan resedimentasi
ke arah cekungan, peristiwa mana berasosiasi dengan pembentukan reservoar dan hydrocarbon play system. Karena itu, pengenalan batas sekuen memiliki nilai praktis yang tinggi dalam eksplorasi migas. Waktu pembentukan batas sekuen tidak
tergantung pada variasi pasokan sedimen sehingga relatif seumur. Walau demikian, bidang ini sukar dikenal dalam log atau core, sukar untuk ditentukan umurnya secara cermat bidang ini terdapat dalam sedimen proksimal yang seringkali steril akan
fosil, serta sukar untuk ditelusuri ke arah cekungan kecuali jika berasosiasi dengan kipas bawahlaut. Maximum flooding surface mudah diketahui keberadaanya dalam penampang seismik, bahkan tidak sukar dikenali dalam
log dan core. Proses pembentukan bidang ini juga sering berasosiasi dengan pembentukan top seal dan batuan induk. Bidang ini dapat diwujudkan sebagai fasies bahari yang terkondensasikan serta kaya akan fauna dan mudah untuk ditentukan umurnya.
Bidang ini dapat ditelusuri keberadaannya ke arah cekungan, karena berkorelasi dengan condensed interval, namun sukar ditelusuri keberadaannya ke arah daratan. Kesulitan dalam menentukan bidang ini akan muncul apabila sistem yang ada
tersusun dari sejumlah lobe yang berprogradasi karena pada sistem seperti itu kita akan sukar untuk menentukan dengan tepat lobe mana yang terletak paling dekat ke darat ingat bahwa batas dari lobe seperti inilah yang akan menjadi maximum flooding
surface. Maximum progradation surface, atau bidang transgresi, juga pernah diusulkan oleh beberapa peneliti untuk dijadikan
sebagai bidang pembagi stratigrafi. Bidang ini menandai progradasi paling jauh ke arah cekungan. Sebagaimana maximum flooding surface, bidang ini juga mudah dikenali keberadaanya dalam penampang seismik, singkapan, log, dan core. Umur
bidang ini sukar ditentukan dengan cermat serta sukar dikorelasikan ke arah darat. Selain itu, untuk sistem-sistem yang terdiri dari sejumlah lobe, kesukaran juga muncul mengingat adanya kesukaran untuk menentukan lobe mana yang terletak paling
dekat ke darat. Istilah sekuen biasanya sekarang hanya digunakan secara terbatas untuk menamakan satuan yang dibatasi oleh ketidak-
selarasan darat. Walau demikian, seperti dikemukakan oleh Loutit dkk 1988, bidang yang paling mudah dikenal dalam cekungan adalah maximum flooding surface dan condensed interval. Bidang-bidang itu dapat digunakan secara pragmatis pada
tahap awal untuk membagi rekaman stratigrafi ke dalam satuan-satuan yang dapat dipetakan. Prosedur ini akan menghasilkan lahirnya sejumlah sekuen dalam pengertian seperti yang dikemukakan oleh Galloway 1989. Tahap berikutnya, yang
dilakukan untuk memperoleh pemahaman yang menyeluruh mengenai paleogeografi dan penyebaran fasies, adalah membagi rekaman yang ada ke dalam sejumlah systems tracts. Pekerjaan ini hanya akan dapat dilaksanakan apabila kita dapat
mengenal batas-batas sekuen, bidang transgresi, dan maximum flooding surface.
2.5 SEKUEN STRATIGRAFI RESOLUSI TINGGI 2.5.1 Tinjauan Umum
Konsep daur stratigrafi yang pembentukannya dipengaruhi oleh fluktuasi muka air laut relatif dikembangkan dengan memanfaatkan data seismik. Ancangan ini memiliki resolusi yang rendah resolusinya berkisar dari puluhan hingga ratusan
meter. Karena itu, Posamentier Weimer 1993 menamakan sekuen stratigrafi yang didasarkan pada data seismik sebagai sekuen stratigrafi resolusi rendah low resolution sequence stratigraphy. Sekuen stratigrafi yang didasarkan pada data-data
singkapan, core, dan log disebut sekuen stratigrafi resolusi tinggi high-resolution sequence stratigraphy.
22 Makin lama sekuen stratigrafi makin sering digunakan sebagai prosedur dalam memerikan reservoar hidrokarbon sebagai
contoh, lihat Posamentier Chamberlain, 1992; Reynolds, 1994. Karya tulis yang pertama-tama menyajikan konsep dan teknik penerapan konsep sekuen stratigrafi resolusi tinggi adalah karya Van Wagoner dkk 1990.
2.5.2 Parasekuen dan Daur Kontinental yang Ekivalen dengannya
Sedimen laut dangkal umumnya tersusun dalam satuan-satuan yang makin kasar ke atas gambar 2-24. Satuan-satuan itu dapat dibedakan menjadi dua komponen. Pertama, lintap fasies yang mencerminkan lingkungan yang makin dangkal ke atas;
Kedua, lintap fasies yang mencerminkan lingkungan yang makin dalam ke atas. Walau demikian, perlu diketahui bahwa volume kedua komponen itu di dalam satuan endapan yang mengkasar ke atas tidaklah sama. Satuan yang mengkasar ke
atas terutama disusun oleh lintap fasies yang mencerminkan lingkungan yang makin dangkal ke atas, sedangkan lintap fasies yang mencerminkan lingkungan yang makin dalam ke atas hanya berperan sebagai sisipan diantara komponen-komponen
dominan tersebut. Komponen yang mencerminkan lingkungan yang makin dalam ke atas kadang-kadang berwujud hardground atau omision surface yang menandai transisi dari fasies perairan yang relatif dangkal menjadi fasies perairan yang lebih dalam.
Dalam terminologi sekuen stratigrafi, satuan seperti itu disebut parasekuen parasequence. Van Wagoner dkk 1990 men- definisikan parasekuen sebagai paket relatif selaras dari sejumlah lapisan atau himpunan lapisan yang satu sama lain memiliki
kaitan genetik serta dibatasi oleh marine flooding surface atau oleh bidang lain yang korelatif dengannya. Untuk parasekuen yang terletak di dekat batas sekuen, maka batas atas atau batas bawahnya dapat berupa batas sekuen.
Marine flooding surface adalah bidang yang memisahkan strata muda dari strata yang lebih tua, pada bidang mana ditemukan bukti-bukti perubahan kedalaman ke arah atas. Proses peningkatan kedalaman seperti itu biasanya disertai dengan
erosi bawahlaut atau non-pengendapan serta mengindikasikan hiatus minor. Marine flooding surface memiliki bidang yang korelatif dengannya, baik di bagian cekungan yang lebih dalam maupun di tepi cekungan yang lebih dekat ke darat.
Cara pengenalan batas-batas parasekuen serta perbedaannya dengan batas sekuen telah dibahas oleh Van Wagoner dkk 1990. Dalam karya tulis itu, mereka menyatakan bahwa batas-batas parasekuen laut dangkal pada dasarnya berupa
condensed horizon yang datar dan mencirikan terjadinya peningkatan kedalaman yang tiba-tiba serta dapat dicirikan oleh adanya akumulasi karbonat bahari, fosfat, atau glakonit. Batas-batas itu juga menandai tempat terjadinya perubahan litologi dan
ketebalan, serta kadang-kadang berasosiasi dengan lag deposits. Jika lag deposits terdapat di batas itu, maka endapan tersebut akan disusun oleh material sedimenter hasil rombakan sedimen yang terletak dibawahnya.
Parasekuen merupakan produk fluktuasi kesetimbangan antara pasokan sedimen dengan volume akomodasi. Fluktuasi pasokan sedimen akibat proses-proses autosiklis, misalnya avulsi avulsion dan perpindahan lobus, mungkin merupakan faktor
utama yang mengontrol pembentukan parasekuen. Walau demikian, perubahan muka air laut frekuensi tinggi mungkin juga menjadi faktor pengontrol pembentukan parasekuen.
Parasekuen dibatasi oleh marine flooding surface. Karena itu, parasekuen tidak akan dapat dikenali keberadaannya pada paket sedimen yang tidak mengandung rekaman perubahan kedalaman. Walau masih harus dibuktikan dulu kebenarannya,
kemungkinan besar paket yang mirip dengan parasekuen juga dapat terbentuk dalam strata non-bahari, misalnya paket avulsi fluvial. Marine flooding surface mungkin dapat dikorelasikan dengan lapisan batubara dan wet palaeosol di dataran pantai serta
dengan batulumpur limpah banjir overbank mudstone. Tidak ada kriteria yang dapat digunakan untuk mengenal parasekuen laut-dalam. Parasekuen memiliki satuan yang korelatif dengan salah satu tipe paket endapan pada lereng klinoform. Parasekuen
tidak memiliki satuan yang korelatif dengan fasies kipas dasar cekungan, kecuali jika sedimen juga di-bypass menuju dasar cekungan. Mitchum Van Wagoner 1991 memperkirakan bahwa individu lobe atau leveed channel di laut dalam kemungkinan
juga memiliki individu parasekuen tersendiri.
23
2.5.3 Parasekuen Set
Van Wagoner dkk 1990 mendefinisikan parasekuen set parasequence set sebagai paket selaras yang disusun oleh sejumlah parasekuen, di dalam lintap mana parasekuen-parasekuen itu memiliki kaitan genetik, serta dibatasi oleh maximum
flooding surface dan keselarasan yang korelatif dengannya gambar 2-25. Apabila parasekuen mencerminkan individu topset dalam suatu systems tract, sebagaimana yang tampak dalam rekaman seismik, parasekuen set biasanya mencerminkan
keseluruhan komponen topset tersebut. Berdasarkan pola tumpukan vertikalnya, dapat dikenal adanya tiga jenis parasekuen set: parasekuen set progradasional
progradational parasequence set, parasekuen set aggradasional aggradational parasequence set, dan parasekuen set retrogradasional retrogradational parasequence set gambar 2-25 dan 2-26. Dalam parasekuen set progradasional, fasies
yang terletak di atas suatu batas parasekuen mengindikasikan lingkungan yang lebih dangkal dibanding fasies yang terletak di bawah batas parasekuen itu. Dalam parasekuen set retrogradasional, fasies yang terletak di atas suatu batas parasekuen
mengindikasikan lingkungan yang lebih dalam dibanding fasies yang terletak di bawah batas parasekuen tersebut. Dalam parasekuen set aggradasional, fasies yang terletak di atas suatu batas parasekuen mengindikasikan lingkungan yang lebih
kurang sama dengan lingkungan yang diindikasikan oleh fasies yang terletak di bawah batas parasekuen tersebut. Topset dari lowstand dan highstand prograding wedges umumnya berupa parasekuen set progradasional, sedangkan
transgressive systems tract berupa parasekuen set retrogradasional. Walau demikian, parasekuen set dan systems tract tidak selalu sinonim seperti itu. Posamentier James 1993 memperlihatkan bahwa systems tracts yang terbentuk di daerah dengan
laju subsidensi dan laju pemasokan sedimen yang tinggi dapat disusun oleh sejumlah parasekuen set. Jadi, parasekuen set adalah satuan pengendapan yang lebih tinggi tingkatannya daripada parasekuen, namun lebih rendah daripada sekuen. Marine
flooding surface utama yang membatasi parasekuen set dapat digunakan sebagai lapisan penciri dalam korelasi regional.
2.5.4 Ketebalan Parasekuen
Ketebalan suatu parasekuen terutama dikontrol oleh kedalaman tempat ke arah mana garis pantai berprogradasi. Kedalaman itu mencerminkan penaikan muka air laut. Dengan demikian, ketebalan parasekuen merupakan produk dari interaksi
antara laju penaikan muka air laut relatif dengan periodisitas parasekuen. Jika perioda parasekuennya relatif tetap, maka penaikan muka air laut yang lambat akan menyebabkan terbentuknya
parasekuen yang tipis, sedangkan penaikan muka air laut yang cepat akan menyebabkan terbentuknya parasekuen yang tebal. Laju perubahan muka air laut itu sendiri dapat diketahui dari pola perubahan ketebalan parasekuen. Gagasan seperti ini telah
dikemukakan oleh Posamentier dkk 1988 yang menyatakan bahwa lowstand prograding wedge dicirikan oleh parasekuen yang mengkasar ke atas hal mana mencerminkan peningkatan laju penaikan muka air laut relatif, sedangkan highstand prograding
wedge dicirikan oleh parasekuen yang menipis ke atas hal mana mencerminkan penurunan laju penaikan muka air laut relatif. Analisis pola perubahan ketebalan parasekuen seperti itu hanya dapat diterapkan pada cakupan yang terbatas. Sebagai
contoh, parasekuen set retrogradasional sering memperlihatkan gejala penipisan ke atas akibat penipisan setiap individu pararasekuen ke arah cekungan. Hal ini tidak berkaitan dengan penurunan laju penaikan muka air laut. Analisis perubahan
ketebalan parasekuen atau parasekuen set itu juga mengasumsikan bahwa setiap parasekuen memiliki frekuensi yang tetap, padahal asumsi itu seringkali tidak sahih untuk banyak kasus.
2.5.5 Batas Sekuen
Sebagaimana telah dikemukakan di atas, batas sekuen dapat dikenal dalam rekaman seismik berdasarkan penurunan coastal onlap, hal mana mengimplikasikan penurunan muka air laut relatif serta penyingkapan dan pengerosian highstand
24 topsets. Dalam core, well log, atau singkapan, perpindahan coastal onlap seperti itu jarang terlihat. Karena itu, dalam rekaman
lubang pengeboran atau singkapan, gejala perpindahan seperti itu perlu dicari gambar 2-27. Facies dislocation adalah suatu bidang di atas mana terdapat fasies laut dangkal, sedangkan di bawah bidang itu terdapat
fasies lingkungan yang jauh lebih dalam. Dengan demikian, gejala perubahan fasies yang berangsur seperti yang diimplikasikan oleh Hukum Walther telah terdislokasi. Gejala dislokasi ini mungkin jelas terlihat, misalnya ketika suatu lapisan batubara
terletak di atas batulumpur paparan luar. Walau demikian, gejala inipun mungkin tidak tampak jelas, misalnya ketika lower shoreface facies ditindih langsung oleh upper shoreface facies, tanpa adanya endapan transisi yang berupa middle shoreface
facies. Dalam tatanan laut dangkal, gejala dislokasi fasies sering berasosiasi dengan terjadinya perubahan besar butir yang tiba- tiba. Dislokasi fasies mengindikasikan terjadinya penurunan muka air laut relatif dan pembentukan ketakselarasan daratan.
Walau demikian, jejak-jejak dari kedua peristiwa itu akan lebih jelas terlihat di daerah yang terletak lebih dekat dengan daratan. Di lain pihak, gejala dislokasi fasies sendiri lebih jelas terlihat pada highstand topsets yang terletak lebih dekat dengan pusat
cekungan serta pada highstand clinoform. Keseluruhan gejala tersebut di atas mencirikan bidang ketakselarasan atau keselarasan yang korelatif dengannya dan, oleh karena itu, juga menjadi ciri-ciri batas sekuen.
Lembah torehan incised valley telah dijelaskan oleh Van Wagoner dkk 1990 sebagai sistem fluvial yang alurnya memasuki wilayah yang semula berupa paparan dan bekerja di tempat itu sebagai bentuk tanggapan sistem tersebut terhadap
penurunan muka air laut relatif. Di daerah paparan, endapan lowstand pengisi lembah torehan bagian bawahnya dibatasi oleh batas sekuen, sedangkan di bagian atasnya dibatasi oleh bidang transgresi. Gejala dislokasi fasies mungkin terjadi di bagian
dasar lembah torehan. Untuk membuktikan keberadaaan lembah torehan, kita perlu melakukan pengamatan yang seksama terhadap singkapan berukuran besar atau terhadap data-data sumur yang rapat.
Lembah torehan dibedakan dari alur sungai biasa dari ukurannya yang lebih dalam dan lebih besar dibanding individu alur biasa, bahkan dari satu individu sabuk alur sungai. Level lembah torehan lebih rendah dibanding level alur di muara sungai.
Lembah itu sering diisi oleh fasies aluvial yang merupakan bagian proksimal dari bagian akhir lowstand prograding wedge. Walau demikian, lembah itu mungkin pula diisi oleh fasies estuarium atau fasies bahari yang diendapkan sebagai bagian dari
highstand systems tract. Pada daerah yang terletak diantara lembah torehan dan daerah proksimal, batas sekuen kemungkinan sangat sukar dikenal.
Bukti-bukti penyingkapan permukaan seperti paleosol, gejala oksidasi, dan gejala-gejala pelapukan hanya terjadi pada bagian terluar dari batuan sehingga kemungkinan akan tersapu pada waktu terjadi erosi yang berasosiasi dengan transgresi. Bidang
yang menandai terjadinya erosi seperti itu disebut bidang erosi-transgresi ET surface Walker dan Eyles, 1991. Satu-satunya bukti yang mungkin dapat digunakan adalah transgressive lag yang sering memiliki besar butir jauh lebih besar dibanding
endapan yang terletak dibawahnya atau mengandung partikel-partikel lain yang bukan berasal dari endapan dibawahnya. Pada kasus tertentu yang jarang ditemui, batas sekuen dapat dikenal dari gejala pemancungan parasekuen di bagian bawah
lihat contoh yang diberikan oleh Van Wagoner dkk, 1990. Walau demikian, kriteria ini hendaknya diterapkan dengan ekstra hati-hati, mengingat batas-batas parasekuen sendiri bersifat erosional.
2.5.6 Maximum Flooding Surface
Dalam well log, core, atau singkapan, maximum flooding surface dikenal keberadaannya sebagai bidang utama yang memisahkan endapan transgresi retrogradational parasequence sets dari endapan regresi progradational parasequence sets
yang terletak diatasnya. Di daerah proksimal, maximum flooding surface mungkin terletak di atas aggradational parasequence sets, sedangkan di daerah distal bidang ini dapat diwakili oleh condensed section. Condensed section sendiri dapat dicirikan
oleh log facies atau litofasies yang khas seperti horizon yang kaya akan glaukonit, lapisan rijang, lapisan batugamping, atau lapisan serpih dengan kadar radioaktif tinggi atau berkecepatan seismik rendah. Keunikan condensed section dan tersebar
25 luasnya endapan yang ekivalen dengan condensed section menyebabkan bidang tersebut menjadi tipe bidang sekuen stratigrafi
yang paling mudah dikenal keberadaannya Loutit dkk, 1988. Istilah condensed section sinonim dengan istilah bidang hiatus hiatal surface yang digunakan oleh Galloway 1989 sebagai batas genetic stratigraphic unit.
Perlu dicamkan bahwa ada sejumlah condensed section yang tidak ekivalen dengan maximum flooding surface, misalnya condensed section yang memisahkan kipas dasar cekungan dengan kipas lereng, condensed section yang memisahkan kipas
lereng dengan lowstand prograding wedge, serta condensed section yang merupakan bidang avulsi utama dalam suatu systems tract.
2.5.7 Ravinement Surface
Ravinement surface adalah bidang erosi yang terbentuk selama berlangsungnya transgresi. Swift 1968 memaparkan bahwa paket-paket endapan transgresi dalam cratonic basin umumnya terletak disconformably di
atas strata yang terletak dibawahnya. Strata yang terletak di bawah paket-paket endapan transgresi itu dapat berupa endapan yang telah terbentuk sebelumnya. Walau demikian, strata itu umumnya berupa endapan laut tepian yang satu generasi dengan
paket-paket endapan transgresi yang menindihnya. Orang yang pertama-tama menyadari kebenaan bidang disconformity seperti tersebut adalah Stamp 1921. Dalam makalah
yang disusunnya, dia memperlihatkan bahwa surf zone dari laut yang sedang bertransgresi dapat menyebabkan tertorehnya endapan di daerah pantai. Disconformity yang dihasilkan oleh proses seperti itu kemudian dinamakannya ravinement.
Salah satu mekanisme pembentukan bidang ravinement adalah bermigrasinya gisik atau gosong pesisir ke arah daratan. Ketika muka air laut naik, sedimen di bagian upper shoreface akan tererosi, kemudian diendapkan di bagian lower shoreface, di
lepas pantai sebagai endapan badai, atau dalam laguna sebagai washover fan gambar 2-29. Luas penyebaran bidang erosi yang terbentuk di daerah pesisir tergantung pada laju penaikan muka air laut. Di daerah yang
laju subsidensinya tinggi atau laju penaikan muka air lautnya tinggi, endapan transgresi yang lengkap akan dapat terawetkan. Di lain pihak, pada daerah yang laju subsidensinya rendah atau laju penaikan muka air lautnya rendah, bidang erosi menjadi lebih
jelas terlihat dan paket endapan transgresi tidak terawetkan dengan lengkap Fischer, 1961. Selama berlangsungnya transgresi, ravinement surface berlaku seperti sabuk fasies yang bergerak sejajar dengan sabuk
fasies pantai. Dengan cara seperti itu, ravinement surface kemungkinan menjadi bidang pembatas parasekuen atau parasekuen set. Ravinement surface utama dapat menjadi bidang penciri transgresi yakni sebagai pembatas antara lowstand systems tract
dan transgressive systems tract.
2.5.8 Masalah dan Ranjau dalam Penerapan Sekuen Stratigrafi Resolusi Tinggi
Penerapan konsep-konsep sekuen stratigrafi resolusi tinggi terhadap sejumlah data bawah permukaan tidak mudah dilakukan. Ada beberapa permasalahan yang perlu dipecahkan, yaitu:
1. Pengenalan parasekuen, dan tatanan pengendapan dari paket endapan yang diteliti, sukar untuk dilakukan apabila kita tidak
memiliki core control, kontrol biostratigrafi yang baik, atau indikator seismik dari tatanan cekungan. 2.
Korelasi parasekuen mungkin tidak dapat dilakukan secara langsung. Parasekuen sering sangat mirip satu sama lain. Pengkorelasian ini akan lebih mudah dilakukan apabila jarak sumur cukup dekat, jika parasekuen yang akan dikorelasikan
memiliki bentuk log yang khas, atau jika parasekuen itu mengandung lapisan penciri litologi, misalnya lapisan batubara. 3.
Pengenalan batas sekuen tidak mudah dilakukan untuk daerah-daerah yang terletak diantara lembah torehan dan untuk batas-batas sekuen yang tersisip diantara sejumlah parasekuen.
4. Pembedaan antara lembah torehan dengan alur yang bukan merupakan lembah torehan seringkali sukar dilakukan. Untuk
itu, Van Wagoner dkk 1990 memberi beberapa petunjuk untuk membedakannya.
26 5.
Batas systems tract dapat dikenal karena merupakan bidang terminasi dari garis-garis korelasi parasekuen. Bidang itu secara garis besar dibedakan menjadi tiga tipe: a bidang onlap; b bidang pemancungan, dan c bidang pembajian.
Dalam prakteknya, kita sering tidak tahu bidang terminasi seperti apa yang sedang kita hadapi dan, oleh karena itu, kita juga tidak mengetahui khuluk dari bidang tersebut.
6. Dalam singkapan, sekuen stratigrafi resolusi tinggi relatif lebih mudah dilakukan. Dalam singkapan sejumlah besar informasi
fasies dapat diperoleh dan bidang-bidang yang ada dapat ditelusuri penyebarannya dengan cara yang relatif mudah. Walau demikian, pembedaan antara lembah torehan dengan lembah yang bukan merupakan lembah torehan masih sukar untuk
dilakukan, walaupun idealnya dasar dari lembah torehan dapat ditelusuri secara lateral hingga berakhir pada bidang penyingkapan atau bidang erosi. Singkapan di bumi ini umumnya tidak menerus dan pengkorelasian antar singkapan tidak
jarang juga menimbulkan permasalahan. Dalam singkapan ini tidak ada data seismik yang memungkinkan kita untuk mengetahui geometri strata secara umum. Walau demikian, tebing-tebing berukuran raksasa kadangkala memberikan
informasi mengenai geometri strata itu sebagai contoh, lihat karya Boselini, 1984.
27
BAB 3 SEISMIK STRATIGRAFI
3.1 PENAFSIRAN SEISMIK 3.1.1 Prinsip-Prinsip Penafsiran Seismik Stratigrafi
Seismik stratigrafi seismic stratigraphy adalah sebuah teknik untuk memperoleh informasi stratigrafi dari data seismik. Bersama-sama dengan sekuen stratigrafi, yang dapat disebut sebagai turunannya, seismik stratigrafi diakui merupakan salah
satu terobosan terpenting dalam ilmu-ilmu kebumian, paling tidak selama tiga dasawarsa terakhir. Gagasan di belakang teknik ini diperkenalkan pertama kali oleh Vail dkk 1977 melalui serangkaian makalah dalam AAPG Memoir 26.
Prinsip dasar sesimik stratigrafi adalah: dalam resolusi seismik, pantulan-pantulan seismik berasal dari bidang perlapisan dan, oleh karena itu, garis-garis yang mencerminkan rangkaian pantulan itu mendekati garis kesamaan waktu. Perlu disadari
bahwa prinsip ini tidak mengesampingkan fakta fisika bahwa pantulan berasal dari bidang perubahan impedansi yang berarti impedansi = densitas batuan x kecepatan rambat gelombang seismik dalam batuan itu. Prinsip itupun tidak mengesampingkan
fakta bahwa variasi perbedaan impedansi akan menghasilkan amplitudo gelombang pantul yang juga bervariasi. Pesan utama yang disampaikan oleh prinsip ini adalah bahwa pantulan itu muncul dari bidang perlapisan; bukan dari bidang perubahan fasies
pada arah lateral. Pada skala resolusi seismik, perubahan fasies dalam strata seumur berlangsung secara berangsur dan tidak akan menghasilkan pantulan gelombang seismik gambar 3-1.
Aksioma di atas menyatakan bahwa setiap garis pada rekaman seismik dapat dianggap sebagai garis waktu tiga dimensi yang memisahkan batuan muda dari batuan yang lebih tua. Sebagian gelombang pantul, misalnya multiple atau gelombang bias
yang dipantulkan, merupakan produk samping dan hendaknya dipandang sebagai sesuatu yang, secara geologi, ―tidak nyata‖.
Bidang lain, misalnya bidang kontak fluida atau bidang perubahan derajat diagenesis, dipandang sebagai bidang ―nyata‖. Ada
pula gelombang pantul yang muncul akibat ketebalan batuan Biddle dkk, 1992 atau pertumpang-tindihan “tuned” lithofacies
Tipper, 1993. Meskipun ada sejumlah pengecualian seperti tersebut di atas, namun penampang seismik dapat dianggap sebagai
penampang kronostratigrafi. Selain itu, penampang seismik juga dapat dianggap sebagai penampang litostratigrafi apabila ―arti
litologi ‖ dari karakter gelombang pantul dapat diketahui. Karena dapat berfungsi ganda, yakni sebagai penampang litostratigrafi
sekaligus penampang kronostratigrafi, maka penampang seismik menjadi alat yang sangat handal untuk menafsirkan tatanan stratigrafi bawah permukaan.
3.1.2 Resolusi Data Seismik
Satu persyaratan kunci untuk dapat menerapkan prinsip-prinsip seismik stratigrafi dengan baik adalah memahami resolusi seismik.
Seorang geologiwan yang bekerja pada singkapan sebenarnya mampu menghasilkan data resolusi tinggi dimana lapisan dan karakter batuan yang berukuran mulai dari beberapa milimeter hingga beberapa puluh meter akan dapat terekam. Di lain
pihak, data singkapan memiliki kualitas dan ukuran yang terbatas karena sangat dipengaruhi oleh keberadaan, kualitas, dan ukuran singkapan.
Alat-alat wireline logging dapat merekam lapisan-lapisan dengan ketebalan mulai dari 1 cm hingga beberapa meter, namun secara keseluruhan resolusi data yang dihasilkannya lebih rendah dibanding data singkapan. Selain itu, log merupakan rekaman
karakter batuan yang ada disekitar lubang bor. Walau demikian, di lain pihak, data log bersifat menerus sehingga umumnya lebih lengkap dibanding data singkapan.
Rekaman seismik memiliki resolusi yang jauh lebih rendah daripada data singkapan maupun wireline logs gambar 3-2. Namun, di lain pihak, data seismik mampu memperlihatkan geometri batuan dalam skala raksasa yang tidak mungkin akan
pernah dapat diketahui dari singkapan atau electric logs. Selama bekerja dengan rekaman seismik, kita perlu selalu mengingat hal-hal tersebut.
3.1.2.1 Resolusi Vertikal
Resolusi vertikal dapat didefinisikan sebagai jarak vertikal minimum antara dua bidang yang diperlukan agar setiap bidang itu tampak sebagai garis-garis pantul dalam rekaman seismik. Pada satu seismic trace yang bebas desau, pantulan itu dicirikan
oleh panjang gelombang sinyal seismik. Dalam bentuknya yang paling sederhana, makin kecil panjang gelombang atau dengan kata lain makin tinggi frekuensinya, makin makin tinggi pula resolusi vertikal rekaman seismiknya. Gelombang seismik direkam
dan diproses sedemikian rupa sehingga dapat mencakup kisaran frekuensi selebar mungkin. Frekuensi tertinggi lah yang akan menentukan resolusi rekaman seismik. Bayangkan, misalnya saja ada suatu lapisan membaji gambar 3-3. Pada bagian-bagian
yang dekat dengan ujung baji batuan itu, ketebalan lapisan berada di bawah resolusi seismik. Pada tempat seperti itu, akan terjadi interferensi gelombang yang dipantulkan oleh bidang-bidang perlapisan yang berdekatan sehingga akan terbentuk
gelombang pantul gabungan yang amplitudonya merupakan anomali dari amplitudo gelombang pantul normal. Apabila jarak antar bidang perlapisan kurang dari seperempat panjang gelombang yang merambat melalui batuan itu, maka akan terbentuk
suatu gelombang pantul beramplitudo tinggi. Gejala seperti itu disebut
―efek lapisan tipis‖ thin bed effect; tuning. Selain ketebalan lapisan, ada hal lain yang turut menentukan resolusi vertikal dari data seismik. Pertama, bumi ini berlaku
sebagai sebuah filter raksasa yang menyerap gelombang seismik. Karena itu, suatu gelombang seismik makin lama akan makin
28 lemah karena energi gelombang itu akan terserap oleh bumi. Kedua, makin dalam suatu gelombang akustik, makin cepat pula
dia merambat. Hal itu terjadi karena makin dalam suatu posisi batuan di kerak bumi, makin tinggi pula tingkat kompaksi dan sementasinya. Hal ini pada gilirannya menyebabkan panjang gelombang seismik makin besar dengan bertambahnya kedalaman
dan, pada gilirannya, akan menurunkan resolusi rekaman seismik. Terakhir, data seismik mentah biasanya mengandung banyak desau noise. Ketika dilakukan pemrosesan data, desau-desau seperti itu biasanya dicoba dihilangkan dengan cara
―mem- buang
‖ gelombang-gelombang berfrekuensi tinggi yang biasanya muncul dari desau. Sayang sekali, pada waktu yang ber- samaan, cara itu juga akan menyebabkan hilangnya gelombang frekuensi tinggi
―asli‖ yang berasal dari bidang-bidang pantul. Padahal, gelombang-gelombang itulah yang akan membantu kita untuk memperoleh resolusi yang tinggi.
3.1.2.2 Resolusi Lateral Energi gempa merambat melalui berbagai material yang ada di bawah permukaan bumi dan dari waktu ke waktu
akan ber-interaksi dengan bidang-bidang pantul yang ada pada lintasan perambatannya. Energi gelombang itu merambat sebagai rangkaian wave front. Suatu bagian bidang fisik yang menyebabkan terpantulkannya energi
gelombang seismik secara kons-truktif disebut zona Fresnel Fresnel zone Sheriff, 1977. Resolusi lateral dari rekaman seismik ditentukan oleh radius zona Fresnel, dimana radius zona Fresnel itu sendiri ditentukan oleh
panjang gelombang akustik dan kedalaman bidang pantul gambar 3-4. Jadi, dalam data seismik yang belum dimigrasi, resolusi lateral tengantung pada seismic bandwidth, kecepatan rambat gelombang untuk sampai pada
suatu bidang pantul, serta waktu tempuh menuju bidang pantul tersebut gambar 3-5. Prosedur migrasi data seismik akan membantu meningkatkan resolusi data seismik. Untuk migrasi dua dimensi, masih ada masalah mengenai
orientasi garis pantul, relatif terhadap kemiringan sebenarnya, sedangkan dalam migrasi tiga dimensi masalah itu sudah dapat terpecahkan. Jadi, untuk data yang telah dimigrasi, resolusi lateral tergantung pada jarak antar jejak
gelombang seismik seismic trace, panjang operator migrasi, waktukedalaman bidang pantul, dan bandwidth data.
3.1.3 Pemrosesan Seismik dan Penampilannya untuk Analisis Stratigrafi
Tidak ada urut-urutan pemrosesan data seismik yang dapat dipandang sebagai cara paling optimum untuk memperoleh penampang seismik sesuai untuk tujuan analisis stratigrafi. Parameter pengambilan data seismik yang berbeda-beda, sumber
gelombang seismik yang berbeda-beda, dan variasi geologi daerah yang diteliti hendaknya dipertimbangkan secara hati-hati dan cermat. Masing-masing aspek itupun hendaknya dipandang sebagai aspek tersendiri. Penafsiran atau analisis stratigrafi dari
data seismik pada hakekatnya merupakan sebuah aktivitas untuk mengenal pola-pola tertentu dalam penampang seismik. Pemrosesan data seismik dapat memperjelas maupun mengaburkan representasi seismik dari geologi bawah permukaan. Pem-
roses dan penafsir seismik hendaknya bekerja sama untuk dapat memperoleh hasil terbaik. Setiap pemroses data seismik hendaknya memahami masalah-masalah geologi yang ingin dipecahkan oleh si penafsir, sedangkan si penafsir sendiri hendak-
nya memahami apa yang telah dilakukan oleh si pemroses untuk memperoleh penampang seismik yang akan dianalisisnya. Bahkan, setelah data seismik diproses secara hati-hati, setiap orang masih harus menghadapi satu masalah besar yakni
menentukan parameter-parameter apa yang sebaiknya ditampilkan dalam penampang seismik. Masih banyak hal yang harus disempurnakan untuk meningkatkan potensi penampang seismik agar dapat ditafsirkan dengan lebih baik lagi. Selain itu,
penampilan ulang data-data lama juga merupakan cara lain yang akan memberikan
―daya hidup‖ baru pada data-data tersebut. Ada empat metoda untuk menampilkan data seismik. Metoda pertama melibatkan pengubahan bentuk jejak gelombang
seismik maksudnya, bentuk kelokan-kelokan gelombang seismik dengan tujuan untuk mempertegas aspek-aspek pantulan. Metoda kedua berkaitan dengan bentuk trace equalization dan dilakukan dengan tujuan untuk mengkompensasikan hilangnya
energi gelombang pantul sejalan dengan bertambahnya kedalaman. Metoda ketiga ditujukan untuk menampilkan aspek-aspek lain dari data seismik. Aspek-aspek itu disebut complex attributes. Metoda keempat, yang relatif murah namun cukup efektif,
adalah teknik penekanan visual. Tekni ini akan memperjelas data yang telah diproses secara visual. 3.1.3.1 Bentuk Jejak Gelombang Seismik
Energi gempa yang ditangkap oleh geofon geophone disimpan sebagai deretan pasangan data yang terdiri dari data waktu dan amplitudo. Data itu biasanya direkam secara periodik setiap 2 atau 4 milidetik. Setelah diproses,
29 data itu ditampilkan sebagai data rekaman menerus dengan cara menginterpolasikan deretan
“titik” data yang sebenarnya tidak menerus itu.
Pemilihan parameter-parameter yang akan ditampilkan dalam jejak gelombang yang diinterpolasikan itu merupakan salah satu tahapan kritis yang akan menentukan kenampakan akhir dari penampang seismik. Metoda paling sederhana adalah
menampilkan data itu sebagai deretan jejak gelombang yang ―berkelok-kelok‖ “wiggle”, dimana jauhnya setiap kelokan, relatif
terhadap garis tengah jejak gelombang, merepresentasikan amplitudo, sedangkan pengkutubannya ditampilkan sebagai arah kelokan, relatif terhadap garis tengah itu gambar 3-6. Format ini memungkinkan dilakukannya pengamatan yang cermat
terhadap perubahan bentuk wavelet dari satu jejak gelombang ke jejak gelombang lain serta memperjelas anomali-anomali amplitudo tinggi dimana jejak-jejak gelombang itu saling bertumpang-tindih. Dengan demikian, metoda ini sangat bermanfaat
dalam penafsiran stratigrafi, terutama pada skala reservoar, karena pada analisis itu kita memerlukan informasi-informasi mengenai ketebalan lapisan, litologi, dan fluida yang terkandung didalamnya. Sayang sekali, format jejak gelombang yang hanya
berupa deretan
―kelokan‖ seperti itu sangat sensitif terhadap kemiringan batuan serta cenderung menekankan event yang miring curam, terutama difraksi.
Alternatif dari format ―kelokan‖ sederhana itu adalah format “variable area”. Dalam format itu tidak ada jejak gelombang yang
menerus. Setiap gelombang ditampilkan sedemikian rupa sehingga besaran penyimpangan gelombang, relatif terhadap garis tengah, dinyatakan dalam bentuk
“variable area”. “Variable area” itu diberi warna biasanya hitam gambar 3-6. Format ini dapat dengan jelas memperlihatkan kesinambungan pantulan. Namun, dalam penafsirannya, kita perlu hati-hati agar jangan
sampai kehilangan informasi sewaktu perhatian kita terkonsentrasi pada bentuk wavelet. Format lain yang mirip dengan “variable area” adalah format “variable intensity density”, dimana variasi kekuatan pantulan ditampilkan dengan variasi nuansa
warna abu-abu hingga hitam atau dengan variasi warna. Format ini merupakan format baku pada kebanyakan laboratorium dan memungkinkan diperolehnya resolusi yang jauh lebih tinggi dibanding dengan apa yang dapat diperoleh dari
“variable area”. Penampang seismik konvensional umumnya menggunakan kombinasi format
“variable area” dan “wiggle” sedemikian rupa sehingga dalam penampang seismik itu akan tampak bukan saja
“wiggle”, namun juga “variable area” dari pantulan tertentu, bahkan
“variable density” dari pantulan-pantulan tertentu gambar 3-6. Format seperti ini memberikan informasi mengenai bentuk gelombang waveform, sekaligus memberikan penekanan pada kesinambungan pantulan. Walau demikian, kenampak-
an penampang seismik seperti itu sangat senstitif terhadap parameter-parameter lain seperti display gain. Selain itu, ada juga risiko kehilangan informasi amplitudo ketika jejak-jejak gelombang itu saling berpotongan atau bertumpang-tindih. Hal itu dapat
dikontrol dengan membatasi defleksi jejak maksimum dalam limit-limit tertentu clipping, namun hal itu pada gilirannya justru akan menyebabkan terjadinya distorsi informasi amplitudo dan juga dapat menyebabkan munculnya daerah-daerah putih dalam
penampang seismik, padahal pada tempat-tempat seperti itu aplitudo pantulan justru paling besar.
Setelah tipe jejak gelombang dapat ditentukan, ada sejumlah parameter yang dapat diubah untuk mengembangkan bentuk jejak dan hal itu dapat menyebabkan terjadinya perubahan besar pada penampang seismik yang dihasilkan.
Swing mengontrol jumlah defleksi pada suatu puncak atau lembah sebagai presentasi jarak antar jejak gelombang. Jika swing dioptimalkan, hal itu akan dapat memperlihatkan kesinambungan pantulan-pantulan yang
lemah. Bias mengontrol posisi garis dasar nol diantara refleksi-refleksi positif dan negatif. Dengan menera bias, kita dapat meng-
arahkan agar pemrosesan lebih menekankan puncak gelombang dibanding lembah gelombang atau sebaliknya. Bias positif akan menyebabkan bergesernya garis dasar ke kiri sehingga puncak-puncak gelombang menjadi lebih
―ter-expose‖. Bias yang sangat tinggi, baik bias positif maupun bias negatif, cenderung menekankan kesinambungan namun bias negatif yang sangat
tinggi dapat menyebabkan tidak terkontrolnya derajat korelasi antar lembah gelombang. Clip digunakan untuk mengontrol defleksi maksimum lembah atau puncak gelombang dari garis dasar. Clip
biasanya di-rancang sebagai jarak antar jejak gelombang. Nilai-nilai yang rendah dapat digunakan untuk memuluskan atau meng-homogenisasikan amplitudo.
3.1.3.2 Trace Equalization Masalah hilangnya amplitudo yang cukup banyak, sejalan dengan bertambahnya kedalaman, pada data seismik dapat
dipecahkan dengan cara menerapkan sebuah teknik yang disebut equalization. Teknik itu bertujuan untuk menghasilkan suatu penampang yang lebih seimbang dan lebih mudah ditafsirkan. Proses itu menera aplitudo penampang sedemikian rupa
sehingga amplitudo gelombang menjadi relatif konstan di seluruh bagian penampang yang telah dipilih untuk di-equalized. Bagian yang akan di-equalized, atau yang biasa disebut
“window”, itu mungkin seluruh bagian penampang. Pada kondisi seperti itu, prosesnya disebut single gate equalization dan prosedurnya disebut automatic gain control AGC.
30 Fast AGC adalah bentuk khusus dari penerapan equalization, dimana gate dilakukan pada suatu interval
yang pendek, mungkin 1 –10 kali sample rate 4-40 ms. Teknik ini digunakan untuk meng-equalized semua
amplitudo sebagai sebuah cara untuk memperjelas kesinambungan dan terminasi reflektor. Teknik ini hendaknya digunakan secara hati-hati karena fast AGC menyebabkan terdistorsinya wavelet dan menyebabkan desau menjadi
jelas terlihat. Walau demikian, teknik ini tetap memiliki nilai tersendiri, terutama apabila diterapkan dengan maksud memperjelas bagian-bagian penampang yang terletak dekat dengan daerah beramplitudo tinggi.
3.1.3.3 Complex Attributes Informasi seismik konvensional diperlihatkan sebagai plot-plot frekuensi dan amplitudo. Walau demikian, data
tersebut, yang telah terekam dalam geofon atau hidrofon hydrophone, dapat dimanipulasikan secara matematis untuk menghasilkan sifat-sifat lain dari gelombang seismik. Meskipun kita tidak mendapatkan informasi baru dari
hasil manipulasi itu, namun tampilan dan penafsiran dari jejak-jejak gelombang seismik yang kompleks itu kadang- kadang dapat memberikan wawasan baru ke dalam ilmu geologi yang semula tidak didapatkan dari data
konvensional. Manfaat potensial dari teknik ini dalam penafsiran seismik stratigrafi diperlihatkan pada tabel 3-1. Pembahasan yang lebih jauh dari teknik pengolahan data ini disajikan oleh Tanner Sheriff 1977.
3.1.3.4 Teknik-Teknik Penekanan Visual Istilah teknik-teknik penekanan visual mencakup beberapa teknik yang murah dan sederhana, namun tidak jarang
sangat efektif, untuk menampilkan data seismik. Teknik-teknik ini dapat diterapkan dengan mudah, meskipun kita tidak memiliki rekaman asli dari gelombang seismik.
3.1.3.4.1 Warna Tidak diragukan lagi bahwa pemakaian warna meningkatkan kemungkinan penampang seismik untuk
dapat ditafsirkan dengan benar. Secara historis, teknik ini terkenal mahal karena harus menggunakan tipe kertas khusus. Namun, dewasa ini, sejalan dengan makin banyaknya plotter yang relatif murah, kesan mahal dari teknik ini
sudah tidak layak lagi. Selain itu, perusahaan-perusahaan pemroses data seismik banyak yang dapat menjalankan pemrosesan ini serta memungkinkan dilakukannya berbagai percobaan untuk menemukan skala terbaik yang sesuai
dengan keinginan konsumen. Warna mungkin sebaiknya digunakan sebagai sebuah latar yang melukiskan intensitas, di atas mana kemudian diletakkan
“wiggle”.
31 Tingginya kemungkinan penampang seismik untuk lebih mudah ditafsirkan apabila diberi warna makin
jelas terlihat pada saat rekaman seismik banyak mengandung desau. Sebaiknya kita tidak menggunakan terlalu banyak warna serta selalu sadar bahwa banyak laki-laki di dunia ini ternyata buta warna.
3.1.3.4.2 Squash Plot Penampang seismik pada mulanya disajikan untuk tujuan penafsiran struktur. Untuk tujuan itu, penampang
seismik perlu dibuat dengan skala yang mendekati skala sebenarnya, tanpa distorsi vertikal, selama hal itu memang memungkinkan. Meskipun bentuk penampang seperti itu juga merupakan bentuk penampang seismik ideal untuk
analisis seismik stratigrafi, namun tidak jarang kurang optimum. Hal itu terjadi karena banyak analis seismik stratigrafi kadang-kadang sangat tertarik pada bentuk atau hubungan geometri yang samar. Kemiringan sedimen
umumnya relatif rendah. Kipas bawahlaut dapat memiliki kemiringan 1 –3
pada tangkis dan cuping kipas lobe. Kompleks endapan klastika laut-dangkal yang berprogradasi jarang memperlihatkan kemiringan lebih dari beberapa
derajat, sedangkan dataran pantai umumnya hampir horizontal. Untuk melihat adanya marine onlap, downlap, dan coastal onlap pada lingkungan-lingkungan tersebut, terutama ketika terdapat struktur syn-sedimentation, kita perlu
memperjelas kemiringan tersebut. Bahkan, alasan inilah yang sebenarnya melandasi praktek mengapa analis seismik stratigrafi sering memperhatikan penampang seismik dari sudut tertentu.
Proses penampilan ulang dapat dilaksanakan secara sederhana dan murah dengan cara memendekkan skala horizontal, sedangkan skala vertikal dibiarkan tetap. Besarnya pemendekatan itu umumnya sekitar 5-10 cmdetik.
Dengan mempertahan-kan skala vertikal, garis-garis yang tidak bersambungan tetap ditampilkan sebagai garis-garis yang terpisah. Walau demikian, untuk data masa kini, pengurangan skala horizontal harus diikuti dengan proses
penghilangan atau penggabungan beberapa garis pantul. Ancangan alternatif untuk memecahkan masalah ini adalah mengurangi skala horizontal hingga suatu nilai maksimum tertentu yang tidak mengharuskan dilakukannya proses
penghilangan atau penggabungan beberapa garis pantul. Cara lain adalah membiarkan agar skala horizontal berharga tetap, sedangkan skala vertikal diperbesar. Di masa lalu, seorang penafsir dapat meminta sebuah penampang dengan
skala horizontal yang telah diperkecil misalnya skala 1 : 100.000 atau 1 : 200.000 atau data itu dapat dikompres secara optik dengan menggunakan sebuah kamera yang dirancang khusus untuk tujuan tersebut. Dewasa ini
perusahaan-perusahaan pengolah data seismik dapat melakukan pengubahan skala dengan cepat dan semua penafsir hendaknya melakukan berbagai eksperimen untuk menemukan skala vertikal terbaik yang akan memperlihatkan
hubungan stratigrafi secara baik pula.
32
3.2 POLA-POLA TERMINASI REFLEKTOR SEISMIK 3.2.1 Menandai Penampang Seismik
Tahap pertama dalam pekerjaan penafsiran seismik stratigrafi adalah menentukan skala vertikal dan skala horizontal dari penampang tersebut. Hal ini penting artinya untuk memperkirakan batasan dari model-model geologi yang akan direkonstruksi-
kan di kemudian hari. Selain itu, perlu juga diperhatikan bagian keterangan yang biasanya tercantum pada salah satu sudut atau sisi penampang seismik atau pada data itu sendiri untuk mengetahui apakah data-data seismiknya telah dimigrasi atau belum
serta untuk mengetahui apakah data seismik itu berasal dari wilayah daratan atau wilayah perairan. Baik penampang yang berasal dari wilayah perairan maupun penampang yang berasal dari wilayah daratan mungkin sama-sama banyak mengandung
mulitple, meskipun telah diproses secara optimum. Walau demikian, gejala multiple umumnya dapat dengan mudah diketahui pada penampang seismik perairan dimana perbedaan akustik di dasar wilayah perairan itu menghasilkan simple bottom-water
multiple atau peg-leg multiple. Jika suatu bidang diperkirakan merupakan multiple, maka bidang itu hendaknya diberi warna khusus menurut konvensi, warna itu biasanya biru muda. Pada gambar 3-7, yang berasal dari endapan Tersier di Outer Moray
Firth, Laut Utara, bidang pantul yang terletak di sebelah kanan sisi timur dan berpotongan dengan tepi penampang pada 0,3 detik kemungkinan merupakan multiple.
―Bidang pantul‖ itu terbentuk karena gelombang suara dipantulkan dua kali diantara permukaan air laut dan dasar laut dan kemudian terekam sebagai
―pantulan‖ yang berasal dari suatu bidang yang terletak tempat yang jauhnya dua kali waktu-tempuh two-way-time, TWT gelombang tersebut untuk merambat dari permukaan-dasar
laut-permukaan. Pantulan itu tidak memiliki arti geologi apa-apa serta dapat diabaikan dalam keseluruhan proses penafsiran. Tahap berikutnya adalah membagi data seismik ke dalam paket-paket stratigrafi alami. Untuk melakukan itu, pertama-tama
kita harus mengenal dan memberi tanda setiap bentuk terminasi reflektor. Apabila telah memiliki pengalaman yang cukup lama, Anda akan menemukan kenyataan bahwa reflektor seismik umumnya tidak melampar secara menerus dari satu ujung ke ujung
lain pada suatu penampang seismik, melainkan berakhir pada reflektor lain. Tandai ujung reflektor itu dengan sebuah anak panah menurut konvensi, hal itu biasanya dilakukan dengan menggunakan pinsil merah. Pekerjaan itu tidak selalu merupakan
sebuah prosedur langsung; kadang-kadang kita melihat adanya dua reflektor yang bergabung sedemikian rupa sehingga kita akan merasa kesulitan untuk menentukan reflektor mana yang berakhir pada reflektor kedua. Dalam data khaotik yang mudah
diselimuti oleh banyak multiple atau pada data beramplitudo rendah, kita mungkin tidak dapat melihat dengan jelas apakah suatu reflektor itu berakhir pada pantulan lain, menghilang, atau muncul kembali di tempat lain. Secara umum, pada tahap awal, kita
sebaiknya mengabaikan zona reflektor yang terputus atau khaotik dan menujukan perhatian pada bagian-bagian penampang dengan reflektor yang baik. Zona khaotik dan zona reflektor yang buruk dapat ditafsirkan nanti dengan bantuan model yang
diturunkan dari data yang baik. Pada gambar 3-7, di atas 0,7 detik, kita akan kesukaran untuk menemukan terminasi-terminasi reflektor. Reflektor-reflektor itu tampak menerus, kecuali sewaktu terpotong oleh alur. Walau demikian, penentuan titik-titik
terminasi reflektor akan terbantu apabila kita melihat keseluruhan penampang seismik itu dengan seksama dari satu sudut pandang yang miring. Dengan cara itu, terminasi-terminasi yang samar di bagian itu akan dapat diketahui. Di lain pihak, zona
diantara 0,7 dan 1 detik, mengandung banyak pantulan yang miring dan secara konsisten berakhir ke sebelah kiri atas dan ke sebelah kanan bawah.
Pantulan yang berakhir secara konsisten dilukiskan sebagai sebuah garis pada penampang tersebut dan sebagai sebuah bidang pada penampang tiga-dimensi. Pantulan seperti itu disebut bidang seismik seismic surface.
Tahap berikutnya adalah menggunakan anak panah berwarna merah untuk menandai bidang seismik yang telah ditemukan. Jumlah bidang seismik dalam suatu penampang bervariasi, tergantung pada kompleksitas stratigrafi. Pada suatu penampang
seismik biasanya terdapat beberapa bidang seismik utama dengan terminasi yang konsisten serta beberapa bidang seismik minor. Pada tahap awal penafsiran seismik stratigrafi, sesuai dengan konvensi yang berkembang di kalangan analis seismik,
bidang-bidang itu diberi warna kuning. Pada tahap lanjut, bidang itu diberi warna tersendiri setelah diketahui tipe litologi atau umurnya. Pada gambar 3-7, reflektor-reflektor dengan terminasi yang konsisten seperti itu telah diberi tanda. Bidang yang paling
jelas pada penampang seismik itu adalah satu atau dua bidang berrelief tinggi yang terletak diantara 0,2-0,5 detik. Walau demikian, bidang seismik yang baik juga terlihat di sekitar 0,5 detik. Bidang-bidang lain terletak di atas 0,5 detik dan di dalam
paket reflektor yang kompleks dan miring diantara 0,7
–1 detik. Pantulan yang kuat di sekitar 0,7 detik juga merupakan sebuah bidang seismik karena berakhir secara onlap terhadap reflektor-reflektor diatasnya di sekitar shotpoint SP 9000.
Setelah semua bidang seismik diketahui keberadaannya, kita perlu melakukan pengamatan yang sama terhadap penampang-penampang seismik lain yang ada di sekitar tempat penelitian. Setelah itu, mengaitkan penafsiran yang dibuat dari
satu penampang dengan penafsiran yang dibuat dari penampang lain untuk memastikan bahwa penafsiran yang dibuat bersifat konsisten di semua bagian daerah penelitian serta untuk membuat informasi tiga-dimensi dari semua data yang ada. Sebagian
bidang seismik mungkin merupakan bidang yang memiliki kebenaan regional, sedangkan sebagian lain mungkin hanya memiliki kebenaan lokal.
Dengan menentukan titik-titik terminasi reflektor, seorang analis data seismik penafsir pada dasarnya telah membagi strati- grafi penampang seismik itu ke dalam sejumlah paket pengendapan. Setiap paket itu disusun oleh reflektor-reflektor yang relatif
selaras dan dipersatukan oleh kemiripan karakter dan geometri reflektor. Setiap paket itu dibatasi oleh bidang-bidang yang menandai terjadinya perubahan karakter dan geometri reflektor.
3.2.2 Menggolongkan Terminasi Reflektor Seismik
33 Dalam penampang seismik dua dimensi, terminasi-terminasi bidang pantul seismik dicirikan oleh
hubungan geometris antara bidang pantul itu dengan bidang seismik dimana pantulan itu berakhir. Mitchum dkk 1977a memperkenalkan istilah-istilah lapout, truncation, baselap, toplap, onlap, dan downlap untuk menyatakan
ragam terminasi bidang pantul seismik gambar 3-8. Sebagian besar ragam terminasi bidang pantul seismik itu murni didasarkan pada geometri, sedangkan sebagian lain sedikit banyaknya melibatkan tafsiran mengenai asal-usul
terminasi itu apakah terminasi itu merupakan limit pengendapan asli atau bukan. Lapout adalah terminasi lateral dari sebuah bidang pantul atau reflektor umumnya merupakan bidang perlapisan pada limit
pengendapannya, sedangkan truncation mengimplikasikan bahwa reflektor itu pada mulanya melampar lebih jauh, namun kemudian tererosi sehingga disebut erosional truncation atau terpotong oleh bidang sesar, bidang nendatan, berada dalam
keadaan kontak dengan garam atau serpih yang mobil, atau sebuah intrusi batuan beku Mitchum dkk, 1977a,b. Baselap adalah lapout reflektor terhadap bidang seismik yang terletak dibawahnya yang menandai batas
bawah dari suatu paket seismik. Baselap dapat berupa: 1 downlap, yakni baselap dimana kemiringan bidang batas bawah paket seismik itu lebih rendah dibanding kemiringan reflektor-reflektor yang terletak diatasnya; atau 2
onlap, dimana kemiringan batas bawah paket seismik itu lebih besar daripada kemiringan reflektor-reflektor yang terletak diatasnya.
Downlap umumnya terlihat pada bagian dasar suatu klinoform yang berprogradasi dan biasanya merepresentasikan pro- gradasi suatu sistem lereng tepi cekungan ke arah perairan-dalam baik yang berupa laut maupun danau. Dengan demikian,
downlap merepresentasikan perubahan dari pengendapan pada lereng laut atau danau menjadi kondensasi atau tidak terjadinya pengendapan di laut atau danau. Bidang downlap merepresentasikan suatu condensed unit. Downlap sangat sukar
terbentuk pada lingkungan terestrial. Walau demikian, perlu dicamkan bahwa tidak mudah untuk membedakan depositional downlap dengan original onlap yang kemudian terotasi akibat pengaruh tektonik.
Dalam banyak kasus, banyak terminasi reflektor seismik yang ditafsirkan sebagai downlap sebenarnya merupakan terminasi semu apparent termination yang muncul akibat penipisan strata distal hingga ketebalannya berada di luar resolusi seismik.
Onlap dikenal dalam penampang seismik berdasarkan terminasi bidang-bidang pantulan yang miring landai terhadap sebuah bidang seismik yang miring lebih curam daripadanya. Ada dua tipe onlap, yakni marine onlap dan coastal onlap.
Marine onlap adalah onlap strata bahari yang merepresentasikan perubahan dari pengendapan bahari menjadi pengendapan non-bahari atau menjadi kondensasi akibat terjadinya pengisian parsial ruang akomodasi oleh sedimen bahari.
Pola marine onlap tidak dapat dipakai untuk menentukan perubahan muka air laut relatif karena level marine onlap tidak memiliki kaitan langsung dengan muka air laut relatif. Marine onlap mencerminkan perubahan fasies bawahlaut, dari laju pengendapan
yang berarti menjadi pelagic drape yang energinya jauh lebih rendah. Dalam sumur yang dibor di luar limit marine onlap akan ditemukan condensed unit atau hiatus rumpang waktu yang memiliki ekivalensi waktu dengan marine onlap itu. Bidang seismik
dari marine onlap merepresentasikan suatu hiatus bahari atau condensed interval.
Coastal onlap adalah onlap strata non-marin, paralik, atau marginal marine serta merepresentasikan perubahan dari zona pengendapan menjadi erosi dan non-pengendapan pada tepi cekungan terestrial atau paparan. Coastal onlap umumnya di-
tafsirkan keberadaannya dari data seismik berdasarkan adanya gejala onlaping endapan-endapan topset lihat sub bab 2.4 karena gejala itu diasumsikan atau memang terbukti merepresentasikan endapan litoral, paralik, atau terestrial. Endapan-
endapan topset itu diasumsikan terakumulasi dekat dengan muka air laut. Pola coastal onlap, relatif terhadap bidang yang di- onlap, mengindikasikan perubahan muka air laut relatif. Pergeseran coastal onlap ke arah darat terjadi akibat naiknya muka air
laut relatif, sedangkan pergeseran coastal onlap ke arah laut atau ke arah cekungan terjadi akibat turunnya muka air laut hal ini telah dibahas dalam Bab 2.
Coastal onlap tidak harus terbentuk pada garis pantai. Pergeseran coastal onlap ke arah darat dapat disertai transgresi maupun regresi, tergantung pada pasokan sedimen. Dalam sumur bor yang melalui batuan yang mengandung limit coastal
onlap yang dekat dengan daratan tidak ditemukan suatu paket yang ekivalen umurnya dengan coastal onlap itu. Sebagai gantinya, kita dapat menemukan ketidakselarasan, paleosol, atau sebuah horizon karst.
Toplap adalah terminasi reflektor miring klinoform terhadap sebuah bidang yang miring landai dan terletak diatasnya. Titik terminasi itu diyakini merepresentasikan limit pengendapan di bagian proksimal. Dalam strata tepi laut, toplap merepresentasi-
kan perubahan dari pengendapan lereng menjadi by-passing atau erosi pada lingkungan non-marin atau laut-dangkal. Bidang toplap merupakan sebuah ketidakselarasan. Sebuah bidang bisa tampak sebagai toplap semu apabila klinoform melampar ke
34 atas, menipis, dan membentuk strata topset yang terlalu tipis untuk dapat terdeteksi secara seismik. Dalam tatanan laut-dalam,
toplap semu kemungkinan besar merupakan sebuah bidang erosi bahari, sebagaimana yang terlihat dalam konturit. Pada kasus itu, bidang tersebut bersifat lokal dan biasanya tidak tampak datar pada suatu wilayah yang luas.
Erosional truncation adalah terminasi reflektor terhadap bidang erosi yang terletak diatasnya. Toplap dapat menerus menjadi erosional truncation. Walau demikian, erosional truncation umumnya lebih ekstrim dibanding toplap. Erosional truncation meng-
indikasikan perkembangan relief erosi atau ketidakselarasan menyudut. Bidang erosi itu sendiri dapat merupakan bidang erosi bahari misalnya di bagian bawah ngarai, alur, atau bidang kerukan atau bidang erosi terestrial yang berkembang pada batas
sekuen.
Apparent truncation adalah terminasi reflektor yang relatif landai di bawah suatu bidang seismik yang miring. Gejala itu merepresentasikan kondensasi bahari. Terminasi itu sendiri merepresentasikan limit distal pengendapan atau penipisan hingga
ketebalannya berada di luar resolusi seismik strata topset atau kadang-kadang juga kipas bawahlaut. Banyak terminasi pantulan dalam strata bahari termasuk ke dalam kategori
―semu‖, karena sebenarnya mungkin ada condensed unit yang merupakan kelanjutannya, namun ketebalan condensed unit itu berada di luar resolusi seismik gambar 3-9.
Fault truncation merepresentasikan terminasi reflektor terhadap bidang sesar, nendatan, longsoran, atau intrusi yang ter- bentuk pada saat yang bersamaan dengan berlangsungnya pengendapan syn-depositional maupun setelah berlangsungnya
pengendapan post-depositional. Terminasi terhadap sebuah gawir sesar tua adalah onlap. Dalam penampang seismik, kita seringkali menemukan adanya reflektor-reflektor yang terletak di atas
suatu bidang seismik tampak berakhir pada bidang itu, sedangkan reflektor-reflektor yang terletak dibawahnya tampak selaras dengan bidang tersebut. Demikian sebaliknya.
“Keselarasan” conformity seperti itu seringkali bersifat semu karena sudut yang dibentuk oleh bidang seismik dan reflektor-reflektor itu demikian lancip sehingga
tampak selaras atau karena pada bidang itu terjadi kondensasi. Beberapa tipe terminasi reflektor seismik dapat dilihat pada gambar 3-7. Dalam gambar itu jelas terlihat adanya truncation di
bawah bidang alur berelief tinggi antara 0,3 dan 0,5 detik. Reflektor-reflektor pendek dalam alur itu berakhir secara onlap terhadap tepi-tepi alur tersebut. Reflektor-reflektor batuan Eosen yang miring dan terletak diantara 0,7 dan 1 detik berakhir
secara downlap ke arah timur dan berakhir secara onlap atau terpancung ke arah barat. Bidang seismik yang menindih strata itu relatif datar dan terletak diantara SP 950 dan 1100. Bidang itu merupakan bidang toplap. Paket yang terletak di bawah 0,8 detik
dan sebelah timur SP 1200 dapat dilihat berakhir secara onlap ke arah barat dan downlap ke arah timur. 3.2.3 Fasies Seismik dan Analisis Karakter Reflektor
Setelah data seismik dibagi-bagi ke dalam sejumlah paket pengendapan, dengan memakai prosedur yang telah dijelaskan di atas, maka tafsiran geologi dapat mulai dilaksanakan. Hal itu biasanya dijalankan dengan melakukan pemetaan fasies seismik
seismic facies mapping. Pemetaan fasies seismik, menurut Sangree Widmier 1977, adalah kegiatan penafsiran fasies pengendapan dari data seismik. Pekerjaan itu mencakup pengenalan dan penafsiran geometri dan kesinambungan reflektor,
amplitudo, frekuensi, dan kecepatan interval gelombang seismik, serta bentuk eksternal dan geometri tiga-timensi dari paket- paket reflektor. Setiap parameter reflektor seismik itu mengandung informasi stratigrafi yang penting.
Salah satu karakter yang paling mudah untuk dipetakan dan didefinisikan adalah geometri reflektor. Endapan tepi cekungan yang berprogradasi umumnya dapat terlihat dalam penampang seismik terdiri dari sejumlah
topset dan klinoform gambar 3-10; lihat juga anak sub-bab 2.1.2. Contoh-contoh yang diperlihatkan pada gambar 3-7, dalam endapan Eosen akhir di sebelah timur SP 1200 dan di bawah 0,7 detik memperlihatkan topset dan
klinoform yang baik. Reflektor-reflektor yang miring di sebelah barat paket itu adalah klinoform, dengan topset minor atau tanpa topset. Paket clinoform-topset yang berkembang baik dapat ditafsir-kan sebagai representasi suatu
systems tract endapan paralik hingga paparan topset serta sedimen lereng klinoform. Titik perubahan kemiringan dari topset kepada klinoform disebut offlap break gambar 2-3.
Endapan sedimen lainnya, misalnya cuping kipas bawahlaut, kadang-kadang memperlihatkan bentuk yang mirip dengan itu, dimana reflektor-reflektor yang relatif datar menjadi makin curam ke arah cekungan. Kunci untuk mengenal paket clinoform-
opset yang sebenarnya adalah menemukan sebuah offlap break yang jelas dan reflektor-reflektor topset yang konkordan dan
35 sejajar. Kedua kriteria tersebut terpenuhi oleh endapan Eosen pada gambar 3-7. Kadang-kadang, reflektor-reflektor klinoform
terlihat makin menurun ke arah cekungan, dan kemudian ―berubah‖ menjadi reflektor-reflektor relatif datar yang disebut
bottomset. Pada kasus lain, reflektor-reflektor distal yang miring landai tidak memperlihatkan kesinambungan pengendapan dengan klinoform, melainkan membentuk paket-paket endapan yang onlapping terhadap clinoform front.
Ramsayer 1979 menyajikan sebuah metodologi untuk memetakan fasies seismik dua dimensi. Dalam metoda yang disebut ―teknik A,B,C‖ itu, ada tiga karater paket seismik yang dicatat, diberi simbol huruf tabel 3-2, dan dipetakan. Ketiga karakter itu
adalah 1 khuluk terminasi-terminasi reflektor terhadap bidang pembatas atas; 2 khuluk terminasi-terminasi reflektor terhadap bidang pembatas bawah; dan 3 konfigurasi reflektor-reflektor yang terletak diantara kedua bidang pembatas itu. Dengan
demikian, bagian proksimal paket endapan Eosen akhir pada gambar 3-7 akan dinyatakan sebagai C-OnP, sedangkan bagian distalnya akan dinyatakan sebagai C-DwnOb.
Sandi-sandi fasies seismik itu dapat dituliskan pada sebuah peta, dan penyebaran berbagai fasies seismik dapat dilukiskan setelah kita menggabungkan hasil-hasil penafsiran dari sejumlah penampang seismik. Setelah dikalibrasi dengan data sumur,
kita biasanya dapat memperoleh peta fasies yang cukup dapat diandalkan berdasarkan fasies seismik. Endapan Eosen akhir yang dijelaskan di atas belum pernah dibor, namun analisis seismik stratigrafi dan analisis fasies seismik yang disajikan disini
memprediksikan bahwa paket itu mengandung kumpulan endapan tepi cekungan dan lereng. Walau demikian, khuluk fasies topset masih belum dapat dipastikan; mungkin berupa fasies dataran aluvial, dataran pantai, paralilk, atau paparan. Sebuah
contoh peta fasies seismik, yang dibuat oleh Mitchum Vail 1977, diperlihatkan pada gambar 3-11.
Mungkin dengan pengecualian untuk hubungan antara fasies klinoform dengan sistem lereng, fasies seismik tidak memiliki hubungan yang pasti dengan sistem pengendapan. Sangree Widmier 1977 menyajikan sebuah daftar fasies seismik dengan
tafsiran geologinya, namun tanpa adanya kontrol sumur, tafsiran itu tetap dipertanyakan. Sebagai contoh, reflektor mendatar dan menerus mungkin mencerminkan serpih laut-dalam, topset dataran pantai, dataran aluvial, atau fasies lakustrin. Walau
demikian, sebuah peta fasies seismik dapat digunakan untuk merekonstruksikan satu atau beberapa model geologi tentatif, dimana semua model itu hendaknya diuji dan dikalibrasi dengan memakai data sumur yang menembus interval yang dipetakan.
Tanpa adanya kontrol sumur, sebuah peta fasies seismik umumnya masih tetap terbuka untuk beberapa tafsiran geologi.
Dengan menggunakan geophysical workstation technology modern, ada sejumlah parameter yang dapat dikuantifikasikan dan dipetakan untuk setiap paket seismik. Amplitudo pantulan seismik pada bagian puncak atau dasar paket itu dapat dipetakan
Enachescu, 1993. Workstation dapat ―memilih‖ suatu bagian penampang seismik, memastikan bahwa bagian terpilih itu selalu
terletak pada lembah atau puncak gelombang seismik, serta dapat memetakan amplitudo horizon itu di semua bagian penampang seismik. Peta amplitudo dapat dibaca secara langsung sebagai suatu peta fasies geologi dan amplitudo gelombang
pantul dikaitkan dengan geologi. Sebagai contoh, pasir yang menutupi suatu reflektor mungkin menyebabkan terbentuknya pantulan beramplitudo rendah, sedangkan serpih yang reflektor itu menghasilkan pantulan beramplitudo tinggi. Dengan
demikian, peta amplitudo akan memperlihatkan distribusi pasir-serpih. Walau demikian, dalam penafsiran seismik stratigrafi, dimana bagian puncak suatu paket seismik bukan merupakan sebuah reflektor melainkan sebuah bidang terminasi reflektor,
tidak mungkin bagi kita untuk memilih satu pantulan manapun dan peta amplitudo bidang seismik itu tidak mungkin dapat dibuat.
Amplitudo rata-rata average amplitude dari keseluruhan paket seismik seringkali merupakan sebuah karakter yang bermanfaat. Hal itu umumnya diukur sebagai akar pangkat dua rata-rata root-square mean dari amplitudo dalam paket tersebut
jadi disebut RMS amplitude, atau sebagai amplitudo pangkat dua rata-rata mean square amplitude atau ―energi rata-rata‖.
Sifat itu dapat dikuantifikasikan, dipetakan, dan dibuat garis-garis konturnya dengan memakai sebuah workstation, serta diguna- kan untuk membedakan zona-zona dengan amplitudo seismik yang berbeda-beda. Amplitudo seismik merupakan fungsi dari
perbedaan densitas danatau kecepatan dalam lapisan batuan, serta seringkali berhubungan erat dengan fasies pengendapan. Dalam kipas bawahlaut, misalnya saja, alur dapat dikenal sebagai zona reflektor beramplitudo tinggi dan linier, sedangkan
cuping kipas itu diperlihatkan sebagai zona reflektor beramplitudo rendah. Demikian sebaliknya. Sebagai contoh, Jager dkk 1993 memperlihatkan suatu
“gated amplitude extraction” RMS amplitude dari sebuah interval yang mencakup alur dalam reservoar di Forties Field. Batas-batas alur itu terlihat dengan jelas sebagai sebuah zona linier yang memiliki amplitudo anomali.
3.4.2 Pengenalan Batas-Batas Stratigrafi
Bidang-bidang kunci yang membagi paket endapan ke dalam systems tract yang merupakan komponen stratigrafinya adalah batas sekuen, bidang transgresi, maximum flooding surface, serta marine onlapdownlap antara lowstand fan dan lowstand
wedge lihat kembali Bab 2. Sebagian besar bidang itu dapat dikenal dalam penampang seismik gambar 3-12. Batas sekuen dapat dikenal pada penampang seismik dengan dua cara. Pertama, dari perkembangan truncation surface
yang memiliki relief tinggi, khususnya bidang yang menandai telah terjadinya erosi pada topset batuan tua. Kedua, berdasarkan pergeseran coastal onlap ke arah cekungan di sepanjang batas itu.
Bidang erosi berelief tinggi dapat dilihat pada gambar 3-7 di sekitar 0,2 –0,3 detik. Itu merupakan bata
sekuen yang berasosiasi dengan glacial lowstand dan erosi sungai, mungkin di bawah tudung es. Coastal onlap adalah proximal onlap dari topset. Karena coastal onlap diyakini terbentuk pada atau dekat muka air laut dan
dapat dipastikan terbentuk pada tempat-tempat yang dikenai oleh proses-proses laut-dangkal, maka pergeseran coastal onlap ke arah cekungan mengimplikasikan penurunan muka air laut relatif serta dapat diasumsikan disertai oleh penyingkapan dan
erosi pada wilayah topset. Ketika coastal onlap turun hingga terletak di bawah offlap break sebelumnya, maka topset akan onlap
36 terhadap klinoform tua dan bidang itu akan menjadi batas sekuen tipe-1. Ketika coastal onlap turun namun posisi akhirnya tidak
di bawah offlap break tua, maka topset akan onlap terhadap topset tua dan bidang itu akan menjadi batas sekuen tipe-2. Perbedaan antara batas sekuen tipe-1 dan batas sekuen tipe-2 telah dibahas panjang lebar pada Bab 2.
Paket Eosen akhir pada gambar 3-7, yang terletak di bawah 0,7 detik dan di sebelah timur SP 1200, menindih suatu batas sekuen. Hal ini diperlihatkan oleh onlap tiga reflektor topset terhadap suatu klinoform tua di sekitar SP 1200. Topset paling
bawah onlap pada 0,8 detik, sedangkan offlap break dari klinoform yang menindihnya terletak pada 0,7 detik. Itu merupakan batas sekuen tipe-1 dan mengindikasikan terjadinya penurunan muka air laut relatif sekitar 100 m ekivalen dengan 0,1 detik
TWT.
Bidang transgresi menandai berakhirnya lowstand progradation, dan mulai terjadinya transgresi. Bidang ini tidak harus berasosiasi dengan terminasi apapun, namun akan menjadi pembatas antara paket clinoform-topset dengan paket yang hanya
disusun oleh topset lihat gambar 3-7. Maximum flooding surface dikenal dalam penampang seismik sebagai sebuah bidang dimana klinoform downlap terhadap
topset yang terletak dibawahnya. Bidang itu dapat memperlihatkan backstepping dan pemancungan semu. Perlu dicamkan bahwa tidak setiap downlap surface merupakan maximum flooding surface. Downlap surface yang penting biasanya dapat
dipetakan pada bagian dasar klinoform dari lowstand prograding wedge. Itu merupakan puncak lowstand fan surface karena lowstand wedge sering downlap terhadap kipas. Perbedaannya adalah bahwa fasies yang terletak di bawah downlap surface itu
adalah endapan cekungan, bukan topset. Komplikasi lain dapat muncul dalam suatu tatanan yang secara umum didominasi oleh transgresi, dimana baik highstand maupun lowstand wedge downlap terhadap topset sekuen tua. Jika dapat mengkorelasikan
downlap surface ke arah darat, bidang itu akan melampar secara lateral menuju suatu batas sekuen dalam kasus mana bidang itu merupakan bagian puncak dari lowstand fan surface atau pada suatu kumpulan topset dalam kasus mana bidang itu
merupakan maximum flooding surface.
Dalam tatanan cekungan, paket refleksi dibatasi oleh marine onlap surface. Idealnya, bidang itu dapat dikorelasikan ke arah darat, menuju tatanan tepi cekungan, dan dikenal sebagai salah satu dari keempat bidang yang telah disebutkan di atas. Hal it u
tidak selalu dapat terjadi, terutama dalam suatu tatanan yang umumnya bersifat retrogradasional, dimana lereng purba mem- bentuk zona-zona by-passing. Pada tatanan distal dari suatu cekungan, dimana endapan satu-satunya adalah endapan yang
disusun oleh lowstand fan, marine onlap surface antara kipas-kipas bawahlaut akan merepresentasikan condensed interval yang ekivalen secara temporal dengan lowstand wedge serta highstand dan transgressive systems tract serta akan mengandung
bidang-bidang keselarasan yang korelatif dengan keempat bidang yang telah disebutkan di atas. 3.3 PENGENALAN SYSTEMS TRACT DALAM PENAMPANG SEISMIK
Telah dikemukakan pada Bab 2 bahwa systems tract hendaknya diidentifikasikan berdasarkan khuluk batas-batasnya dan berdasarkan pola tumpukan stratigrafi internalnya. Prinsip ini dapat diterapkan pada penampang seismik. Jika khuluk batas-
batasnya dapat ditafsirkan, maka systems tract juga akan dapat ditafsirkan. Contoh-contoh systems tract dalam penampang seismik diperlihatkan pada gambar 3-14 hingga 3-17 yang diambil dari paket endapan Paleogen di bagian tengah Laut Utara.
Paket itu sangat ideal untuk menyajikan prinsip-prinsip seismik stratigrafi karena relatif dangkal, dapat terungkapkan dengan baik dalam penampang seismik, serta kompleks. Detil-detil stratigrafi, yang diambil dari kumpulan data yang sama, disajikan
oleh Jones Milton 1994 yang membahas bagaimana sekuen dan systems tract terdistorsi oleh efek-efek laju pengangkatan tepi cekungan yang relatif tinggi.
3.3.1 Pengenalan Lowstand systems tract
Lowstand systems tract dibatasi bagian bawahnya oleh batas sekuen, sedangkan bagian atasnya dibatasi oleh bidang trans- gresi. Bidang-bidang itu dapat dikenal berdasarkan kriteria yang telah dijelaskan di atas. Gambar 3-13 memperlihatkan sebuah
lowstand systems tract, yang telah dibahas sewaktu kita membahas tentang gambar 3-7. Batas bawahnya dikenal sebagai batas sekuen karena adanya coastal onlap tiga reflektor topset terhadap klinoform tua pergeseran coastal onlap ke arah cekungan
sejauh 100 m. Khuluk bidang batas atasnya tidak dapat ditentukan dari gambar 3-13, karena kita tidak dapat melihat ujung timur dari systems tract tersebut. Walau demikian, data lain di daerah itu mendukung tafsiran bahwa paket tersebut merupakan
lowstand prograding wedge. Paket seismik ini adalah satuan T98 dalam karya tulis Jones Milton 1994. Itu merupakan endapan Eosen paling akhir bahkan mungkin awal Oligosen, namun terlalu dangkal untuk prospektif karena di daerah itu telah
terjadi biodegradasi minyak pada tempat yang relatif dangkal. Kipas bawahlaut juga berkembang dalam lowstand systems tract tersebut, namun tidak terpotong oleh garis lintasan seismik ini.
Gambar 3-14 memperlihatkan sebuah lowstand systems tract di daerah yang sama, namun untuk paket endapan yang lebih dalam. Paket itu dikenal sebagai lowstand systems tract karena menindih oleh suatu batas sekuen. Batas sekuen itu sendiri
dikenal karena terjadinya pergeseran toplap level dari klinoform di dalam systems tract tersebut. Paket itu juga ditindih oleh sebuah bidang transgresi transisi menjadi sebuah satuan topset retrogradatif, diperlihatkan dengan lebih mendetil pada gambar
3-15 dan mengandung endapan kipas cekungan. Endapan kipas cekungan itu diketahui sebagai tonjolan beberapa reflektor yang terletak di bawah, dan lebih ke arah distal, dari klinoform. Detil-detil hubungan antara reflektor-reflektor klinoform dengan
reflektor-reflektor cekungan tidak terlalu jelas, namun salah satu tafsiran yang mungkin adalah bahwa klinoform itu downlapping terhadap puncak kipas gambar 3-14. Dengan demikian, lowstand systems tract ini dapat dibagi menjadi dua bagian: 1
lowstand fan; dan 2 lowstand wedge.
37 Systems tract ini diketahui umurnya adalah Paleosen akhir, dan menjadi bagian dari satuan T45 dalam karya tulis Jones
Milton 1994. Klinoform dalam systems tract ini kemungkinan merupakan Dornoch Formation, sedangkan serpih cekungan yang ada didalamnya kemungkinan Sele Formation. Kipas dari Larger Sele Formation merupakan reservoar yang menarik di Laut
Utara. Lowstand systems tract ini merepresentasikan pengangkatan maksimum Scottish Mainland dan Laut Utara yang berdampingan dengannya selama berlangsungnya episode pengangkatan Paleosen Jones Milton, 1994.
3.3.2 Pengenalan Transgressive systems tract
Transgressive systems tract dibatasi bagian bawahnya oleh suatu bidang transgresi, sedangkan bagian atasnya dibatasi oleh maximum flooding surface. Systems tract itu disusun oleh parasekuen-parasekuen topset dengan pola retrogradasi.
Transgressive systems tract seringkali sangat tipis dan dapat dipresentasikan oleh satu reflektor. Gambar 3-15 memperlihatkan suatu transgressive systems tract dari endapan Eosen awal di bagian tengah Laut Utara. Paket itu dikenal sebagai transgressive
systems tract karena bagian bawahnya ditandai oleh transisi dari interval yang terutama berupa klinoform di bagian bawah menjadi interval yang sebagian atau seluruhnya merupakan topset di bagian atas. Bagian dalam paket itu juga memperlihatkan
dengan jelas geometri retrogradasional. Ada dua reflektor beramplitudo tinggi yang terlihat dalam systems tract ini, dimana reflektor yang terletak di atas lebih muda terpindahkan, relatif terhadap reflektor yang terletak di bawah lebih tua. Reflektor-
reflektor itu berasal dari dua interval batubara retrogradatif; salah satu atau keduanya ekivalen dengan batubara Top Dornoch Formation Deegan Scull, 1977. Gambar itu memperlihatkan kesulitan pemakaian fasies yang memotong bidang waktu,
dalam kasus ini lapisan batubara, untuk membagi stratigrafi.
Transgressive systems tract ditutupi oleh suatu maximum flooding surface. Maximum flooding surface dapat dikenal dari adanya downlapping klinoform yang terletak diatasnya. Batubara lain yang menindih klinoform itu yakni batubara Top Beauty
Formation menandai transgresi tahap berikutnya. Tidak ada gejala pemancungan yang terlihat dengan jelas di bagah maximum flooding surface itu, kecuali mungkin pada ujung kanan dari transgressive systems tract tersebut gambar 3-15.
3.3.3 Pengenalan Highstand systems tract Highstand systems tract dibatasi bagian bawahnya oleh maximum flooding surface,sedangkan bagian atasnya dibatasi oleh
batas sekuen. Systems tract ini memperlihatkan geometri progradasional. Gambar 3-16 melukiskan suatu highstand systems tract dari endapan Eosen awal di bagian tengah Laut Utara. Systems tract itu terdiri dari sejumlah topset dan klinoform yang
berprogradasi serta menindih maximum flooding surface. Klinoform dalam systems tract itu downlap terhadap topset dari systems tract yang terletak dibawahnya. Apparent truncation dapat dilihat di bawah bidang itu. Systems tract yang terletak
diatasnya memperlihatkan adanya relief bidang erosi dan merupakan suatu batas sekuen. Topset mendatar dari systems tract yang terletak diatasnya onlap terhadap highstand clinoform yang lebih tua merespresentasikan pergeseran ke arah cekungan
sejauh 100 m. Khuluk kedua batas itu dan arsitekturnya yang progradasional mendukung gagasan bahwa paket itu merupakan highstand systems tract. Secara lebih mendetil, highstand systems tract dapat ditafsirkan terdiri dari dua atau mungkin tiga
downstepping progradational wedge masing-masing bergeser lebih ke arah cekungan dan lebih bawah dibanding prograding wedge sebelumnya. Hal itu mungkin merupakan sekuen dari orde yang lebih tinggi sekuen orde-4 dan systems tract itu
merupakan sebuah composite systems tract sebagaimana telah dibahas pada Bab 2. 3.4 RANJAU-RANJAU DALAM PENAFSIRAN REKAMAN SEISMIK
Banyak ranjau dan ketaksaan yang sifatnya inheren dalam penafsiran seismik stratigrafi. Ranjau dan taksa terpenting adalah: 1.
Data seismik memiliki resolusi yang relatif rendah dan hubungan strata dalam paket-paket endapan yang tipis mungkin tidak mungkin dapat diketahui.
2. Tidak setiap systems tract hadir pada suatu penampang. Sebagai contoh, suatu penampang mungkin tidak memperlihatkan
adanya lowstand fan system. Hal ini terlihat pada kasus gambar 3-17, dimana suatu lowstand fan diperlihatkan berkembang pada muara ngarai yang menoreh highstand slope. Penampang seismik pada garis AA
’ tidak akan memperlihatkan adanya lembah torehan maupun lowstand fan tersebut.
3. Salah satu kekeliruan yang paling sering dilakukan oleh para analis seismik stratigrafi adalah mengasumsikan bahwa semua
bidang seismik yang dicirikan oleh terminasi reflektor merupakan batas sekuen sebagaimana yang dikemukakan oleh Van Wagoner dkk 1990.
4. Kunci untuk memperoleh tafsiran seismik stratigrafi yang baik adalah menyadari kebenaan coastal onlap serta mampu
mengenal coastal onlap dalam penampang seismik. Walau demikian, setiap penafsir seismik stratigrafi dapat dengan mudah keliru dalam membedakan coastal onlap dari marine onlap. Meskipun coastal onlap hanya terbatas pada reflektor-reflektor
topset, namun tidak selalu mudah untuk menentukan apakan reflektor-reflektor tertentu merupakan topset yang sebenarnya atau bukan. Topset dapat dikenal dengan meyakinkan hanya apabila reflektor-reflektornya sejajar satu sama lain dan
terletak lebih ke arah darat dari offlap break.
5. Penorehan sungai dan ngarai bawahlaut dapat dengan mudah saling tertukar. Torehan sungai merupakan indikator batas
sekuen; torehan ngarai bawahlaut tidak harus mencirikan batas sekuen. 6.
Dalam paket klinoform dengan bottomset yang melampar luas, setiap penafsir mungkin keliru dalam mengenal downlap surface. Banyak klinoform akan berakhir pada bottomset tua. Downlap surface yang sebenarnya terletak pada terminasi-
terminasi bottomset.
38
BAB 4 DATA SINGKAPAN DAN DATA SUMUR
4.1 PENDAHULUAN DAN PERSPEKTIF SEJARAH
Sekuen stratigrafi yang didasarkan pada data singkapan, inti bor, dan wireline logs telah dikembangkan pada awal 1980-an, sejalan dengan dilakukannya pengujian terhadap ancangan seismik stratigrafi. Teknik-teknik itu kemudian dikembangkan lagi,
terutama pada beberapa tahun terakhir. Hasilnya diterbitkan dalam dua simposia penting. Pertama, SEPM Special Publication 42 Wilgus dkk, 1988 yang mengetengahkan sejumlah makalah kunci dimana para peneliti Exxon meletakkan konsep-konsep
dasar sekuen stratigrafi. Berbagai definisi dan model yang ditampilkan dalam simposium tersebut pada dasarnya memperlihat- kan kaitan antara model-model seismik stratigrafi berskala cekungan dengan model-model fasies sedimen yang skalanya jauh
lebih kecil. Kedua, AAPG Methods in Exploration 7 Van Wagoner dkk, 1990 yang secara khusus membahas tentang sekuen stratigrafi resolusi-tinggi berdasarkan data-data singkapan, inti bor, dan wireline logs. Dengan diterbitkannya dua simposia itu,
sekuen stratigrafi memperoleh tempat yang lebih luas di kalangan ahli-ahli geologi dan, pada gilirannya, memperoleh kemajuan pesat. Walau demikian, ada sejumlah ahli yang mengajukan kritik tajam terhadap konsep-konsep sekuen stratigrafi. Sebagai
contoh, Miall 1991 mempertanyakan model-model dalam SEPM Special Publication 42 dan Walker 1990 menunjukkan bahwa model-model sekuen stratigrafi ternyata tidak mudah untuk diterapkan, misalnya pada kasus endapan bawah permukaan yang
ada di bagian barat Canada.
Bab ini akan memperlihatkan penerapan konsep-konsep sekuen stratigrafi terhadap data-data singkapan, inti bor, dan wireline logs. Pembahasan tentang penerapan pada singkapan dan inti bor agak terbatas di sini karena kedua topik tersebut
akan banyak dibahas pada Bab 7 hingga Bab 10. 4.2 RESOLUSI DATA SUMUR
Tidak semua teknik yang disajikan pada bab ini menghasilkan data stratigrafi yang skala atau resolusinya sama. Gambar 3-2 memperlihatkan log sinar-gamma dan kolom litologi yang telah disederhanakan, diambil pada suatu reservoar di Lapangan
Minyak Beatrice Laut Utara, kemudian disebandingkan dengan gelombang seismik. Dari gambar itu tampak bahwa log sinar- gamma dapat mendeteksi keberadaan bidang-bidang perlapisan, sedangkan gelombang seismik tidak dapat mendeteksinya.
Karena itu, log sinar-gamma, dan berbagai jenis wireline log lain, dapat digunakan untuk melakukan analisis stratigrafi yang cukup mendetil. Walau demikian, log sinar-gamma dan log-log listrik tidak memiliki resolusi yang tinggi dan tidak dapat meneliti
batuan yang terletak cukup jauh dari lubang bor gambar 4-4. Selain itu, pengkonversian data log ke dalam data litologi tidak selalu dapat memberikan informasi geologi yang cukup berarti. Karena itu, apabila memungkinkan, data log sebaiknya
dilengkapi dan dikalibrasi oleh data inti bor. Inti bor merupakan bahan analisis stratigrafi yang penting. Walau demikian, inti bor jarang diambil karena alasan ekonomis. Inti bor biasanya hanya diambil di sekitar reservoar migas, dimana panjangnya paling-
paling hanya beberapa puluh meter. Selain itu, seperti juga log, inti bor hanya memberikan data geologi satu dimensi dan hanya terletak pada sumur bor. Selain memberikan data litologi, sumur juga menghasilkan data biostratigrafi lihat Bab 6.
4.3 SEKUEN STRATIGRAFI SINGKAPAN DAN INTI BOR 4.3.1 Parasekuen pada Singkapan dan Inti Bor
