SEISMIK STRATIGRAFI

3.1 PENAFSIRAN SEISMIK3.1.1 Prinsip-Prinsip Penafsiran Seismik Stratigrafi Seismik stratigrafi(seismicstratigraphy)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 teknikinidiperkenalkan 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 arahlateral. Pada skala resolusi seismik, perubahan fasies dalam strata seumur berlangsung secara berangsur dan tidak akan menghasilkan pantulan gelombang seismik (gambar3-1). 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, misalnyamultipleatau 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 (Biddledkk, 1992) atau pertumpang-tindihantuned 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-alatwireline loggingdapat 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, datalogbersifat menerus sehingga umumnya lebih lengkap dibanding data singkapan. Rekaman seismik memiliki resolusi yang jauh lebih rendah daripada data singkapan maupunwireline 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 atauelectric logs. Selama bekerja dengan rekaman seismik, kita perlu selalu mengingat hal-hal tersebut.

3.1.2.1Resolusi 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 satuseismic traceyang 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 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.

3.1.2.2Resolusi LateralEnergi 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 rangkaianwave 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 padaseismic 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, waktu/kedalaman bidang pantul, danbandwidthdata.

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 bentuktrace equalizationdan 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 disebutcomplex attributes. Metoda keempat, yang relatif murah namun cukup efektif, adalah teknik penekanan visual. Tekni ini akan memperjelas data yang telah diproses secara visual.

3.1.3.1Bentuk 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, 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 bentukwaveletdari 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 menekankanevent yang miring curam, terutama difraksi. Alternatif dari format kelokan sederhana itu adalah formatvariable 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 bentukvariable area.Variable areaitu 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 bentukwavelet. Format lain yang mirip denganvariable areaadalah formatvariable 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 darivariable area. Penampang seismik konvensional umumnya menggunakan kombinasi formatvariable areadanwigglesedemikian rupa sehingga dalam penampang seismik itu akan tampak bukan sajawiggle, namun jugavariable areadari pantulan tertentu, bahkanvariable densitydari 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 sepertidisplay 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.Swingmengontrol jumlah defleksi pada suatu puncak atau lembah sebagai presentasi jarak antar jejak gelombang. Jikaswingdioptimalkan, hal itu akan dapat memperlihatkan kesinambungan pantulan-pantulan yang lemah.Biasmengontrol posisi garis dasar nol diantara refleksi-refleksi positif dan negatif. Dengan menerabias, kita dapat meng-arahkan agar pemrosesan lebih menekankan puncak gelombang dibanding lembah gelombang atau sebaliknya.Biaspositif akan menyebabkan bergesernya garis dasar ke kiri sehingga puncak-puncak gelombang menjadi lebih "ter-expose.Biasyang sangat tinggi, baikbiaspositif maupunbiasnegatif, cenderung menekankan kesinambungan namunbiasnegatif yang sangat tinggi dapat menyebabkan tidak terkontrolnya derajat korelasi antar lembah gelombang.Clipdigunakan untuk mengontrol defleksi maksimum lembah atau puncak gelombang dari garis dasar.Clipbiasanya di-rancang sebagai jarak antar jejak gelombang. Nilai-nilai yang rendah dapat digunakan untuk memuluskan atau meng-homogenisasikan amplitudo.

3.1.3.2Trace Equalization Masalah hilangnya amplitudo yang cukup banyak, sejalan dengan bertambahnya kedalaman, pada data seismik dapat dipecahkan dengan cara menerapkan sebuah teknik yang disebutequalization. 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 disebutwindow, itu mungkin seluruh bagian penampang. Pada kondisi seperti itu, prosesnya disebutsingle gate equalizationdan prosedurnya disebutautomatic gain control (AGC).Fast AGCadalah bentuk khusus dari penerapanequalization, dimanagatedilakukan pada suatu interval yang pendek, mungkin 110 kalisample rate(4-40 ms). Teknik ini digunakan untuk meng-equalizedsemua amplitudo sebagai sebuah cara untuk memperjelas kesinambungan dan terminasi reflektor. Teknik ini hendaknya digunakan secara hati-hati karenafast AGCmenyebabkan terdistorsinyawaveletdan 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.

3.1.3.3Complex AttributesInformasi 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).

3.1.3.4Teknik-Teknik Penekanan VisualIstilah 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.

3.1.3.4.1Warna 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. 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.

3.1.3.4.2Squash 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 130pada 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 adanyamarine onlap,downlap, dancoastal onlappada lingkungan-lingkungan tersebut, terutama ketika terdapat struktursyn-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 cm/detik. 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.

3.2 POLA-POLA TERMINASI REFLEKTOR SEISMIK3.2.1 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 mengandungmulitple, meskipun telah diproses secara optimum. Walau demikian, gejalamultipleumumnya dapat dengan mudah diketahui pada penampang seismik perairan dimana perbedaan akustik di dasar wilayah perairan itu menghasilkansimple bottom-water multipleataupeg-leg multiple. Jika suatu bidang diperkirakan merupakanmultiple, 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 merupakanmultiple. 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 banyakmultipleatau 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 0,71 detik. Pantulan yang kuat di sekitar 0,7 detik juga merupakan sebuah bidang seismik karena berakhir secaraonlapterhadap reflektor-reflektor diatasnya di sekitarshotpoint(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 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-istilahlapout, truncation, baselap, toplap, onlap, dandownlapuntuk 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).Lapoutadalah terminasi lateral dari sebuah bidang pantul atau reflektor (umumnya merupakan bidang perlapisan) pada limit pengendapannya, sedangkantruncationmengimplikasikan bahwa reflektor itu pada mulanya melampar lebih jauh, namun kemudian tererosi (sehingga disebuterosional 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).Baselapadalahlapoutreflektor terhadap bidang seismik yang terletak dibawahnya (yang menandai batas bawah dari suatu paket seismik).Baselapdapat berupa: (1)downlap, yaknibaselapdimana 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.Downlapumumnya 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,downlapmerepresentasikan perubahan dari pengendapan pada lereng laut (atau danau) menjadi kondensasi atau tidak terjadinya pengendapan di laut (atau danau). Bidangdownlapmerepresentasikan suatucondensed unit.Downlapsangat sukar terbentuk pada lingkungan terestrial. Walau demikian, perlu dicamkan bahwa tidak mudah untuk membedakandepositional downlapdenganoriginal onlapyang kemudian terotasi akibat pengaruh tektonik. Dalam banyak kasus, banyak terminasi reflektor seismik yang ditafsirkan sebagaidownlapsebenarnya merupakan terminasi semu(apparent termination)yang muncul akibat penipisanstratadistal hingga ketebalannya berada di luar resolusi seismik.Onlapdikenal dalam penampang seismik berdasarkan terminasi bidang-bidang pantulan yang miring landai terhadap sebuah bidang seismik yang miring lebih curam daripadanya. Ada dua tipeonlap, yaknimarine onlapdancoastal onlap.Marine onlapadalahonlapstrata bahari yang merepresentasikan perubahan dari pengendapan bahari menjadi pengendapan non-bahari atau menjadi kondensasi akibat terjadinya pengisian parsial ruang akomodasi oleh sedimen bahari. Polamarine onlaptidak dapat dipakai untuk menentukan perubahan muka air laut relatif karena levelmarine onlaptidak memiliki kaitan langsung dengan muka air laut relatif.Marine onlapmencerminkan perubahan fasies bawahlaut, dari laju pengendapan yang berarti menjadipelagic drapeyang energinya jauh lebih rendah. Dalam sumur yang dibor di luar limitmarine onlapakan ditemukancondensed unitatau hiatus (rumpang waktu) yang memiliki ekivalensi waktu denganmarine onlapitu. Bidang seismik darimarine onlapmerepresentasikan suatu hiatus bahari ataucondensed interval.Coastal onlapadalahonlapstrata non-marin, paralik, ataumarginal marineserta merepresentasikan perubahan dari zona pengendapan menjadi erosi dan non-pengendapan pada tepi cekungan (terestrial atau paparan).Coastal onlapumumnya di-tafsirkan keberadaannya dari data seismik berdasarkan adanya gejalaonlapingendapan-endapantopset(lihat sub bab 2.4) karena gejala itu diasumsikan atau memang terbukti merepresentasikan endapan litoral, paralik, atau terestrial. Endapan-endapantopsetitu diasumsikan terakumulasi dekat dengan muka air laut. Polacoastal onlap, relatif terhadap bidang yang di-onlap, mengindikasikan perubahan muka air laut relatif. Pergeserancoastal onlapke arah darat terjadi akibat naiknya muka air laut relatif, sedangkan pergeserancoastal onlapke arah laut atau ke arah cekungan terjadi akibat turunnya muka air laut (hal ini telah dibahas dalam Bab 2).Coastal onlaptidak harus terbentuk pada garis pantai. Pergeserancoastal onlapke arah darat dapat disertai transgresi maupun regresi, tergantung pada pasokan sedimen. Dalam sumur bor yang melalui batuan yang mengandung limitcoastal onlapyang dekat dengan daratan tidak ditemukan suatu paket yang ekivalen umurnya dengancoastal onlapitu. Sebagai gantinya, kita dapat menemukan ketidakselarasan, paleosol, atau sebuah horizon karst.Toplapadalah 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,toplapmerepresentasi-kan perubahan dari pengendapan lereng menjadiby-passingatau erosi pada lingkungan non-marin atau laut-dangkal. Bidangtoplapmerupakan sebuah ketidakselarasan. Sebuah bidang bisa tampak sebagaitoplapsemu apabila klinoform melampar ke atas, menipis, dan membentuk stratatopsetyang terlalu tipis untuk dapat terdeteksi secara seismik. Dalam tatanan laut-dalam,toplapsemu 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 truncationadalah terminasi reflektor terhadap bidang erosi yang terletak diatasnya.Toplapdapat menerus menjadierosional truncation. Walau demikian,erosional truncationumumnya lebih ekstrim dibandingtoplap.Erosional truncationmeng-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 truncationadalah 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) stratatopsetatau kadang-kadang juga kipas bawahlaut. Banyak terminasi pantulan dalam strata bahari termasuk ke dalam kategori semu, karena sebenarnya mungkin adacondensed unityang merupakan kelanjutannya, namun ketebalancondensed unititu berada di luar resolusi seismik (gambar 3-9).Fault truncationmerepresentasikan 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 adalahonlap. 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 adanyatruncationdi bawah bidang alur berelief tinggi antara 0,3 dan 0,5 detik. Reflektor-reflektor pendek dalam alur itu berakhir secaraonlapterhadap tepi-tepi alur tersebut. Reflektor-reflektor batuan Eosen yang miring dan terletak diantara 0,7 dan 1 detik berakhir secaradownlapke arah timur dan berakhir secaraonlapatau terpancung ke arah barat. Bidang seismik yang menindih strata itu relatif datar dan terletak diantara SP 950 dan 1100. Bidang itu merupakan bidangtoplap. Paket yang terletak di bawah 0,8 detik dan sebelah timur SP 1200 dapat dilihat berakhir secaraonlapke arah barat dandownlapke 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 sejumlahtopsetdan 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 memperlihatkantopsetdan klinoform yang baik. Reflektor-reflektor yang miring di sebelah barat paket itu adalah klinoform, dengantopsetminor atau tanpatopset. Paketclinoform-topsetyang berkembang baik dapat ditafsir-kan sebagai representasi suatusystems tractendapan paralik hingga paparan (topset) serta sedimen lereng (klinoform). Titik perubahan kemiringan daritopsetkepada klinoform disebutofflap 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 paketclinoform-opsetyang sebenarnya adalah menemukan sebuahofflap breakyang jelas dan reflektor-reflektortopsetyang konkordan dan 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 disebutbottomset. Pada kasus lain, reflektor-reflektor distal yang miring landai tidak memperlihatkan kesinambungan pengendapan dengan klinoform, melainkan membentuk paket-paket endapan yangonlappingterhadapclinoform 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-On/P, sedangkan bagian distalnya akan dinyatakan sebagai C-Dwn/Ob. 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 fasiestopsetmasih 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,topsetdataran 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 menggunakangeophysical workstation technologymodern, 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).Workstationdapat 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 disebutRMS 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 sebuahworkstation, serta diguna-kan untuk membedakan zona-zona dengan amplitudo seismik yang berbeda-beda. Amplitudo seismik merupakan fungsi dari perbedaan densitas dan/atau 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 suatugated 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 dalamsystems tractyang merupakan komponen stratigrafinya adalah batas sekuen, bidang transgresi,maximum flooding surface, sertamarine onlap/downlapantaralowstand fandanlowstand 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 perkembangantruncation surfaceyang memiliki relief tinggi, khususnya bidang yang menandai telah terjadinya erosi padatopsetbatuan tua. Kedua, berdasarkan pergeserancoastal onlapke arah cekungan di sepanjang batas itu. Bidang erosi berelief tinggi dapat dilihat pada gambar 3-7 di sekitar 0,20,3 detik. Itu merupakan bata sekuen yang berasosiasi denganglacial lowstanddan erosi sungai, mungkin di bawah tudung es.Coastal onlapadalahproximal onlapdaritopset. Karenacoastal onlapdiyakini terbentuk pada atau dekat muka air laut dan dapat dipastikan terbentuk pada tempat-tempat yang dikenai oleh proses-proses laut-dangkal, maka pergeserancoastal onlapke arah cekungan mengimplikasikan penurunan muka air laut relatif serta dapat diasumsikan disertai oleh penyingkapan dan erosi pada wilayahtopset. Ketikacoastal onlapturun hingga terletak di bawahofflap breaksebelumnya, makatopsetakanonlapterhadap klinoform tua dan bidang itu akan menjadi batas sekuen tipe-1. Ketikacoastal onlapturun namun posisi akhirnya tidak di bawahofflap breaktua, makatopsetakanonlapterhadaptopsettua 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 olehonlaptiga reflektortopsetterhadap suatu klinoform tua di sekitar SP 1200.Topsetpaling bawahonlappada 0,8 detik, sedangkanofflap breakdari 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 berakhirnyalowstand progradation, dan mulai terjadinya transgresi. Bidang ini tidak harus berasosiasi dengan terminasi apapun, namun akan menjadi pembatas antara paketclinoform-topsetdengan paket yang hanya disusun olehtopset(lihat gambar 3-7).Maximum flooding surfacedikenal dalam penampang seismik sebagai sebuah bidang dimana klinoformdownlapterhadaptopsetyang terletak dibawahnya. Bidang itu dapat memperlihatkanbacksteppingdan pemancungan semu. Perlu dicamkan bahwa tidak setiapdownlap surfacemerupakanmaximum flooding surface.Downlap surfaceyang penting biasanya dapat dipetakan pada bagian dasar klinoform darilowstand prograding wedge. Itu merupakan puncaklowstand fan surface(karenalowstand wedgeseringdownlapterhadap kipas). Perbedaannya adalah bahwa fasies yang terletak di bawahdownlap surfaceitu adalah endapan cekungan, bukantopset. Komplikasi lain dapat muncul dalam suatu tatanan yang secara umum didominasi oleh transgresi, dimana baikhighstandmaupunlowstand wedgedownlapterhadaptopsetsekuen tua. Jika dapat mengkorelasikandownlap surfaceke arah darat, bidang itu akan melampar secara lateral menuju suatu batas sekuen (dalam kasus mana bidang itu merupakan bagian puncak darilowstand fan surface) atau pada suatu kumpulantopset(dalam kasus mana bidang itu merupakanmaximum flooding surface). Dalam tatanan cekungan, paket refleksi dibatasi olehmarine 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 itu tidak selalu dapat terjadi, terutama dalam suatu tatanan yang umumnya bersifat retrogradasional, dimana lereng purba mem-bentuk zona-zonaby-passing. Pada tatanan distal dari suatu cekungan, dimana endapan satu-satunya adalah endapan yang disusun olehlowstand fan,marine onlap surfaceantara kipas-kipas bawahlaut akan merepresentasikancondensed intervalyang ekivalen secara temporal denganlowstand wedgesertahighstanddantransgressive systems tractserta akan mengandung bidang-bidang keselarasan yang korelatif dengan keempat bidang yang telah disebutkan di atas.

3.3 PENGENALANSYSTEMS TRACTDALAM PENAMPANG SEISMIKTelah dikemukakan pada Bab 2 bahwasystems tracthendaknya diidentifikasikan berdasarkan khuluk batas-batasnya dan berdasarkan pola tumpukan stratigrafi internalnya. Prinsip ini dapat diterapkan pada penampang seismik. Jika khuluk batas-batasnya dapat ditafsirkan, makasystems tractjuga akan dapat ditafsirkan. Contoh-contohsystems tractdalam 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 dansystems tractterdistorsi oleh efek-efek laju pengangkatan tepi cekungan yang relatif tinggi.

3.3.1 PengenalanLowstand systems tractLowstand systems tractdibatasi 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 sebuahlowstand systems tract, yang telah dibahas sewaktu kita membahas tentang gambar 3-7. Batas bawahnya dikenal sebagai batas sekuen karena adanyacoastal onlaptiga reflektortopsetterhadap klinoform tua (pergeserancoastal onlapke arah cekungan sejauh 100 m). Khuluk bidang batas atasnya tidak dapat ditentukan dari gambar 3-13, karena kita tidak dapat melihat ujung timur darisystems tracttersebut. Walau demikian, data lain di daerah itu mendukung tafsiran bahwa paket tersebut merupakanlowstand 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 dalamlowstand systems tracttersebut, namun tidak terpotong oleh garis lintasan seismik ini. Gambar 3-14 memperlihatkan sebuahlowstand systems tractdi daerah yang sama, namun untuk paket endapan yang lebih dalam. Paket itu dikenal sebagailowstand systems tractkarena menindih oleh suatu batas sekuen. Batas sekuen itu sendiri dikenal karena terjadinya pergeserantoplaplevel dari klinoform di dalamsystems tracttersebut. Paket itu juga ditindih oleh sebuah bidang transgresi (transisi menjadi sebuah satuantopsetretrogradatif, 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 itudownlappingterhadap puncak kipas (gambar 3-14). Dengan demikian,lowstand systems tractini dapat dibagi menjadi dua bagian: (1)lowstand fan; dan (2)lowstand wedge.Systems tractini diketahui umurnya adalah Paleosen akhir, dan menjadi bagian dari satuan T45 dalam karya tulis Jones & Milton (1994). Klinoform dalamsystems tractini 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 tractini merepresentasikan pengangkatan maksimum Scottish Mainland dan Laut Utara yang berdampingan dengannya selama berlangsungnya episode pengangkatan Paleosen (Jones & Milton, 1994).

3.3.2 PengenalanTransgressive systems tractTransgressive systems tractdibatasi bagian bawahnya oleh suatu bidang transgresi, sedangkan bagian atasnya dibatasi olehmaximum flooding surface.Systems tractitu disusun oleh parasekuen-parasekuentopsetdengan pola retrogradasi.Transgressive systems tractseringkali sangat tipis dan dapat dipresentasikan oleh satu reflektor. Gambar 3-15 memperlihatkan suatutransgressive systems tractdari endapan Eosen awal di bagian tengah Laut Utara. Paket itu dikenal sebagaitransgressive systems tractkarena bagian bawahnya ditandai oleh transisi dari interval yang terutama berupa klinoform di bagian bawah menjadi interval yang sebagian atau seluruhnya merupakantopsetdi bagian atas. Bagian dalam paket itu juga memperlihatkan dengan jelas geometri retrogradasional. Ada dua reflektor beramplitudo tinggi yang terlihat dalamsystems tractini, 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 tractditutupi oleh suatumaximum flooding surface.Maximum flooding surfacedapat dikenal dari adanyadownlappingklinoform 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 bagahmaximum flooding surfaceitu, kecuali mungkin pada ujung kanan daritransgressive systems tracttersebut (gambar 3-15).

3.3.3 PengenalanHighstand systems tractHighstand systems tractdibatasi bagian bawahnya olehmaximum flooding surface,sedangkan bagian atasnya dibatasi oleh batas sekuen.Systems tractini memperlihatkan geometri progradasional. Gambar 3-16 melukiskan suatuhighstand systems tractdari endapan Eosen awal di bagian tengah Laut Utara.Systems tractitu terdiri dari sejumlahtopsetdan klinoform yang berprogradasi serta menindihmaximum flooding surface. Klinoform dalamsystems tractitudownlapterhadaptopsetdarisystems tractyang terletak dibawahnya.Apparent truncationdapat dilihat di bawah bidang itu.Systems tractyang terletak diatasnya memperlihatkan adanya relief bidang erosi dan merupakan suatu batas sekuen.Topsetmendatar darisystems tractyang terletak diatasnyaonlapterhadaphighstand clinoformyang lebih tua (merespresentasikan pergeseran ke arah cekungan sejauh 100 m). Khuluk kedua batas itu dan arsitekturnya yang progradasional mendukung gagasan bahwa paket itu merupakanhighstand systems tract. Secara lebih mendetil,highstand systems tractdapat ditafsirkan terdiri dari dua atau mungkin tigadownstepping progradational wedge(masing-masing bergeser lebih ke arah cekungan dan lebih bawah dibandingprograding wedgesebelumnya). Hal itu mungkin merupakan sekuen dari orde yang lebih tinggi (sekuen orde-4) dansystems tractitu merupakan sebuah compositesystems tractsebagaimana telah dibahas pada Bab 2.

3.4 RANJAU-RANJAU DALAM PENAFSIRAN REKAMAN SEISMIKBanyak 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 setiapsystems tracthadir pada suatu penampang. Sebagai contoh, suatu penampang mungkin tidak memperlihatkan adanyalowstand fan system. Hal ini terlihat pada kasus gambar 3-17, dimana suatulowstand fandiperlihatkan berkembang pada muara ngarai yang menorehhighstand slope. Penampang seismik pada garis AA tidak akan memperlihatkan adanya lembah torehan maupunlowstand fantersebut.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 kebenaancoastal onlapserta mampu mengenalcoastal onlapdalam penampang seismik. Walau demikian, setiap penafsir seismik stratigrafi dapat dengan mudah keliru dalam membedakancoastal onlapdarimarine onlap. Meskipuncoastal onlaphanya terbatas pada reflektor-reflektortopset, namun tidak selalu mudah untuk menentukan apakan reflektor-reflektor tertentu merupakantopsetyang sebenarnya atau bukan.Topsetdapat dikenal dengan meyakinkan hanya apabila reflektor-reflektornya sejajar satu sama lain dan terletak lebih ke arah darat dariofflap 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 denganbottomsetyang melampar luas, setiap penafsir mungkin keliru dalam mengenaldownlap surface. Banyak klinoform akan berakhir padabottomsettua.Downlap surfaceyang sebenarnya terletak pada terminasi-terminasibottomset.

sumberSekuen Stratigrafi Emery dkk (1996