Sequence Stratigrafi Emery (bahasa indonesia)

Sekuen Stratigrafi

Emery dkk (1996)

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 memperlihatkan gejala sayupan (offlapping), sebagaimana yang diimplikasikan oleh de Maillet, dilukiskan pada gambar 1-2.

1

Sekuen Stratigrafi

Emery dkk (1996)

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 digunakan 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. 2

Sekuen Stratigrafi

Emery dkk (1996)

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 mengemukakan 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

3

Sekuen Stratigrafi

Emery dkk (1996)

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, melainkan 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 resolusitinggi (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 menganalisis 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 Dutch/Shell, 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.

4

Sekuen Stratigrafi

Emery dkk (1996)

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 menentukan 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) megasekuen 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

5

Sekuen Stratigrafi

Emery dkk (1996)

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 (< 1o). 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 menamakan 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 menamakan 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 6

Sekuen Stratigrafi

Emery dkk (1996)

topset oleh gelombang dan/atau 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 (0,5o–3o). 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 pengendapan 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 < 1o dan seismic clinoform (jika ada) akan miring sekitar 0,5o. 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.

7

Sekuen Stratigrafi

Emery dkk (1996)

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 dan/atau turunnya guntara; muka air laut relatif dapat turun karena adanya pengangkatan dan/atau 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) kadangkadang 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.

8

Sekuen Stratigrafi

Emery dkk (1996)

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 bersamasama 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 berubahubah 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 bidangbidang 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 9

Sekuen Stratigrafi

Emery dkk (1996)

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 konsepkonsep 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. 10

Sekuen Stratigrafi

Emery dkk (1996)

2. Mekanisme pembentukan siklus orde-3 masih menjadi masalah untuk beberapa bagian waktu geologi tertentu. Bertambahnya 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 menentukan 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 tepitepi 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 11

Sekuen Stratigrafi

Emery dkk (1996)

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 berbedabeda. 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.

12

Sekuen Stratigrafi

Emery dkk (1996)

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 masingmasing 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 13

Sekuen Stratigrafi

Emery dkk (1996)

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 naikturunnya 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 berbedabeda (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 14

Sekuen Stratigrafi

Emery dkk (1996)

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 endapanendapan yang sebelumnya membentuk topset: endapan dataran aluvial, endapan dataran pantai, dan/atau 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 topsetclinoform kembali terbentuk. Topset pertama yang terbentuk pada waktu itu akan terletak onlap terhadap offlap break sebelumnya. 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. Bagianbagian 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

15

Sekuen Stratigrafi

Emery dkk (1996)

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).

16

Sekuen Stratigrafi

Emery dkk (1996)

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 213, 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 17

Sekuen Stratigrafi

Emery dkk (1996)

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 progradasional 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. 18

Sekuen Stratigrafi

Emery dkk (1996)

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 dan/atau 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. 19

Sekuen Stratigrafi

Emery dkk (1996)

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) memperkirakan 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 222 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 20

Sekuen Stratigrafi

Emery dkk (1996)

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 ketidakselarasan 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). 21

Sekuen Stratigrafi

Emery dkk (1996)

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) mendefinisikan 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.

22

Sekuen Stratigrafi

Emery dkk (1996)

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

23

Sekuen Stratigrafi

Emery dkk (1996)

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 tibatiba. 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 (E/T 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 24

Sekuen Stratigrafi

Emery dkk (1996)

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. 25

Sekuen Stratigrafi

Emery dkk (1996)

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).

26

Sekuen Stratigrafi

Emery dkk (1996)

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

27

Sekuen Stratigrafi

Emery dkk (1996)

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 ―membuang‖ gelombang-gelombang berfrekuensi tinggi yang biasanya muncul dari desau. Sayang sekali, pada waktu yang bersamaan, 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, waktu/kedalaman 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. Pemroses 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 hendaknya 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,

28

Sekuen Stratigrafi

Emery dkk (1996)

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, kenampakan 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 mengarahkan 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).

29

Sekuen Stratigrafi

Emery dkk (1996)

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 kadangkadang 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”.

30

Sekuen Stratigrafi

Emery dkk (1996)

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 1–30 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 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.

31

Sekuen Stratigrafi

Emery dkk (1996)

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 direkonstruksikan 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 stratigrafi 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

32

Sekuen Stratigrafi

Emery dkk (1996)

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 progradasi 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 ditafsirkan 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. Endapanendapan topset itu diasumsikan terakumulasi dekat dengan muka air laut. Pola coastal onlap, relatif terhadap bidang yang dionlap, 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 merepresentasikan 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

33

Sekuen Stratigrafi

Emery dkk (1996)

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 mengindikasikan 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 terbentuk 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 paketpaket 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 clinoformopset yang sebenarnya adalah menemukan sebuah offlap break yang jelas dan reflektor-reflektor topset yang konkordan dan

34

Sekuen Stratigrafi

Emery dkk (1996)

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-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 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 digunakan 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 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 onlap/downlap 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

35

Sekuen Stratigrafi

Emery dkk (1996)

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 membentuk 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 batasbatasnya 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 transgresi. 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.

36

Sekuen Stratigrafi

Emery dkk (1996)

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). Reflektorreflektor 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 terminasiterminasi bottomset.

37

Sekuen Stratigrafi

Emery dkk (1996)

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 memperlihatkan 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 sinargamma 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 palingpaling 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 Parasekuen, sebagimana telah didefinisikan pada sub bab 2.5, adalah paket lapisan atau himpunan lapisan yang relatif selaras dan dibatasi oleh marine flooding surface dan bidang-bidang lain yang korelatif dengannya. Hingga dewasa ini, keberadaan parasekuen dapat ditentukan dengan keyakinan cukup tinggi dalam paket endapan laut-dangkal dan pesisir. Parasekuen pada paket endapan paparan-luar, laut-dalam, dan terestrial jauh lebih sukar untuk dikenali keberadaannya. Khuluk parasekuen tergantung pada asosiasi fasies. Sebagian telah dijelaskan oleh Van Wagoner dkk (1990) (lihat sub bab 2.5). Khuluk paling umum dari parasekuen adalah pengkasaran ke atas (coarsening upward) (gambar 4-1), gejala mana banyak ditemukan dalam endapan bahari. Dalam paket tersebut, kadar serpih makin ke atas makin menurun, namun kadar pasir dan ketebalan lapisan-lapisan batuan makin bertambah. Marine flooding surface dapat dikenali berdasarkan adanya perubahan yang tiba-tiba, misalnya serpih bahari terletak di atas batupasir yang mengandung jejak-jejak akar, dimana bidang pembatas itu sendiri mengindikan telah terjadinya erosi. Selain itu ada beberapa aspek lain yang mengindikasikan batas parasekuen, namun sifatnya tidak diagnostik, yaitu: 1. Hadirnya karbonat bahari, fosfat, dan glaukonit yang mengindikasikan rendahnya laju sedimentasi silisiklastik. 2. Hadirnya endapan sisa yang mengindikasikan transgresi di daerah pesisir. Endapan ini sering ditemukan di atas batas parasekuen, namun seringkali tipis (tebalnya kurang dari 10 cm) dan hanya mengandung sedimen yang terletak di bawah batas parasekuen. 3. Hadirnya zona sedimentasi bahari preferensial. Zona ini hanya akan terbentuk apabila marine flooding surface melalui amalgamated marine sandstones. 4. Hadirnya bidang erosi yang bergelombang lemah (relief umumnya hanya beberapa centimeter; jarang yang mencapai satu atau dua meter). Kehadiran bidang ini biasanya hanya dapat dikenal apabila singkapannya baik atau jika inti bor diambil dari sejumlah lubang yang terletak berdekatan.

38

Sekuen Stratigrafi

Emery dkk (1996)

Parasekuen yang makin "kotor" ke atas (dirtying-upward parasequence), maksudnya parasekuen yang makin ke atas kadar material halusnya makin banyak, juga dapat dikenal pada paket endapan estuarium. Selain itu, parasekuen yang mendangkal ke atas menuju endapan terestris, kadang-kadang juga memiliki serpih paralik atau batubara di bagian puncaknya. Parasekuen memiliki satuan yang korelatif dengannya pada sistem fluvial. Gejala pendauran pada sistem fluvial umumnya menghasilkan tumpukan fasies alur yang memperlihatkan gejala penghalusan ke atas. Kaitan antara daur-daur alur dengan parasekuen akan dibahas lebih jauh pada Bab 8. 4.3.2 Pola Tumpukan Parasekuen dan Systems tract Pola tumpukan atau "arsitektur" parasekuen telah dibahas pada anak sub bab 2.5.3. Ada tiga pola tumpukan parasekuen: 1. Progradasional, dimana makin tinggi posisi suatu fasies dalam suatu parasekuen, makin dekat pula lokasi pengendapannya dengan pusat cekungan. 2. Agradasional, dimana dimanapun posisi suatu fasies dalam suatu parasekuen, fasies itu merepresentasikan lokasi pengendapan yang lebih kurang sama. 3. Pola retrogradasional, dimana makin tinggi posisi suatu fasies dalam sebuah parasekuen, makin dekat lokasi pengendapannya dengan daratan. Pola-pola tumpukan parasekuen itu dapat dikenali keberadaannya pada singkapan dan dalam inti bor. Posisi setiap parasekuen, relatif terhadap bidang-bidang stratigrafi utama, dapat digunakan untuk menentukan systems tract dimana parasekuen itu berada. Contoh yang ditampilkan pada gambar 4-2 berasal dari Formasi Viking di Alberta, Canada. Inti bor yang berasal dari sumur 6-11-48-21-W4 memperlihatkan dua parasekuen yang lengkap dan ditafsirkan sebagai endapan tidal sand-sheet environment (Reynold, 1994). Dasar setiap parasekuen itu berupa batupasir halus yang banyak mengandung struktur bioturbasi dan kadangkadang memperlihatkan adanya laminasi silang-siur berskala gelembur. Peristiwa penurunan kadar pasir secara tiba-tiba menandai flooding surface yang juga mengandung struktur bioturbasi dan butir-butir pasir berukuran sedang. Makin ke atas, kadar pasir makin tinggi disertai dengan terjadinya perubahan pola lubang-lubang galian, dari horizontal menjadi vertikal. Perubahan-perubahan tersebut, bersama-sama dengan makin banyaknya lapisan berstruktur silang-siur yang tidak mengandung struktur bioturbasi, ditafsirkan mengindikasikan peristiwa pendangkalan dan progradasi dalam suatu parasekuen. Puncak parasekuen ditandai dengan menurunnya kadar pasir, diikuti dengan hadirnya sistem bioturbasi seperti yang terjadi pada parasekuen pertama. Namun, untuk parasekuen yang kedua ini, di sekitar puncaknya didominasi oleh batupasir berlapisan silang-siur berskala gumuk (sensu Ashley, 1990). Lapisan silang-siur ini ditafsirkan mengindikasikan aktivitas arus harian dan lokasi pembentukan fasies yang lebih dekat ke darat. Karena itu, kedua parasekuen itu ditafsirkan merupakan parasequence set progradasional. Di atas parasequence set kedua terdapat flooding surface yang ketiga, ditandai oleh adanya endapan sisa (lag deposits) yang cukup tebal . Setelah itu, terjadi perubahan besar butir dan stuktur sedimen secara dramatis. Perubahan prosesproses sedimen yang diindikasikan oleh endapan-endapan tersebut mungkin mengindikasikan bahwa endapan yang disebut terakhir ini merupakan interfluve sequence boundary yang dari pemetaan regional terbukti berkorelasi secara lateral dengan suatu lembah torehan. Parasequence set progradasional tersebut di atas kemungkinan besar adalah highstand systems tract yang kemudian ditutupi oleh batas sekuen. Tumpukan parasekuen retrogradasional terlihat dengan baik pada singkapan Formasi Scarborough yang berumur Jura di Yorkshire (gambar 4-3; Gowland & Riding, 1991). Di bagian bawah Formasi Scarborough terdapat Anggota Gristhorpe yang dicirikan oleh batupasir endapan bobolan yang mengadung jejak-jejak akar dan mengindikasikan lingkungan dataran delta. Endapan itu berturut-turut ditutupi oleh lapisan batubara dan batulumpur hitam. Batubara ditafsirkan sebagai produk penurunan pasokan sedimen pada tahap awal penaikan muka air laut. Batulumpur hitam sendiri ditafsirkan terbentuk di atas flooding surface, pada lingkungan laguna, sewaktu terjadi transgresi. Batulumpur ditutupi oleh dua parasekuen mengkasar ke atas yang relatif tidak beraturan. Parasekuen yang pertama dimulai oleh batulumpur bioturbasi yang dibatasi oleh kontak tajam dari batulumpur yang ada dibawahnya. Kontak tajam itu ditafsirkan mencerminkan transgresi di daerah pesisir berenergi rendah, sedangkan parasekuennya sendiri ditafsirkan sebagai endapan dataran delta bagian bawah yang berair payau. Tiga parasekuen berikutnya juga memperlihatkan pola mengkasar ke atas. Walau demikian, parasekuen-parasekuen itu dapat dibedakan dari dua parasekuen yang pertama karena flooding surface pada parasekuen-parasekuen yang disebut dimuka itu terbentuk lapisan bioturbasi dan batuan karbonat. Kemudian, dalam parasekuen-parasekuen itu, makin ke atas makin banyak ditemukan lapisan bioturbasi, makin banyak ditemukan fosil, dan makin tinggi kadar karbonatnya. Hal itu mengindikasikan bahwa parasekuenparasekuen itu merupakan paket endapan retrogradasional. Hasil penelitian geologi regional juga menunjukkan bahwa parasekuen ke-5 merupakan parasekuen yang terbentuk pada lingkungan yang paling dekat ke laut. Di atas itu, parasekuen mengindikasikan progradasi. Dengan demikian, parasequence set retrogradasional ini ditafsirkan sebagai transgresive systems tract. 4.3.3 Bidang-Bidang Stratigrafi Kunci pada Singkapan dan Inti Bor Sebagaimana telah dikemukakan di atas, arsitektur parasekuen dapat membantu kita untuk menentukan status suatu bidang stratigrafi. Walau demikian, kita tidak dapat membedakan marine flooding surface dari flooding surface lain yang lebih penting dari singkapan yang terbatas atau dari inti bor yang tidak lengkap. Tanpa batuan data-data wireline logs atau data geologi regional, bidang tersebut hendaknya tidak diinterpretasikan lebih dari sekedar flooding surface. Demikian halnya dengan batas sekuen. Apabila tidak ada singkapan atau data-data lain yang menunjang, sebaiknya kita tidak menyebutkan adanya suatu batas sekuen. Batupasir alur yang berdasar tajam dan memotong endapan dataran banjir mungkin bukan mencerminkan batas 39

Sekuen Stratigrafi

Emery dkk (1996)

sekuen melainkan hanya sebagai jejak migrasi alur sungai. Dengan kata lain, gejala itu mungkin hanya mengindikasikan proses sedimentasi normal, bukan penorehan fluvial yang terjadi akibat menurunnya muka air laut. Pada kasus dimana kita memperkirakan bahwa suatu bidang merupakan batas sekuen, tanpa memiliki data-data yang kuat, sebaiknya kita katakan bahwa bidang itu merupakan "kandidat" batas sekuen. Pengenalan batas sekuen dari singkapan atau dari inti bor memerlukan adanya bukti-bukti perpindahan fasies; adanya fasies relatif proksimal di atas fasies yang relatif distal, tanpa disertai adanya jejak pengawetan fasies-antara dari kedua fasies tersebut di atas (gambar 4-4). Gejala ini tidak akan tampak jelas di setiap lokasi pengamatan. Pada contoh data inti bor tersebut di atas, batas sekuen dicirikan oleh endapan sisa yang dapat dikorelasikan secara regional dengan endapan pengisi lembah torehan. Jika endapan pengisi lembah torehan tersingkap atau tertembus bor, kita akan menemukan adanya "loncatan," dari endapan bahari menjadi endapan fluvial atau endapan estuarium pengisi lembah torehan. Gejala seperti itu terpampang dengan baik pada singkapan Formasi Scarborough. Pada singkapan itu tampak bahwa di atas parasequence set retrogradational terdapat satu unit progradasional yang seluruhnya terbukti merupakan highstand parasequences. Diatasnya lagi terdapat batupasir kasar tebal, disebut Moor Grit, yang memotong Formasi Scarborough (gambar 4-3). Moor Grit adalah endapan pengisi lembah torehan berupa batupasir endapan pasut, dengan sedikit mud drapes, yang seluruhnya mengindikasikan perpindahan fasies, relatif terhadap endapan batulumpur dan batupasir yang terdapat dibawahnya. Di daerah-daerah dengan singkapan spektrakuler, kita mungkin dapat menemukan bidang stratigrafi utama berdasarkan geometri skala besar. Sebagai contoh, kasus seperti itu ditemukan di Italian Dolomites, di tempat mana batur karbonat Trias progradasional memperlihatkan sedimen lereng (yang merupakan highstand systems tract) menyapun (downlapping) pada batulumpur endapan laut dalam dan karbonat lain yang merupakan endapan transgressive systems tract. Line drawing gambar 4-5 (Bosellini, 1984) memperlihatkan maximum flooding surface di bagian dasar klinoform progradasi dari Formasi Catanaccio. 4.4 SEKUEN STRATIGRAFI BERDASARKAN WIRELINE LOGS Analisis sekuen stratigrafi dari wireline logs merupakan komponen penting dari kegiatan analisis data bawah permukaan secara keseluruhan. Data log memungkinkan litologi dan lingkungan dapat ditempatkan pada penampang seismik. Dengan demikian, analisis ini akan mengaitkan fasies seismik dengan sifat-sifat batuan dan fasies sedimentologi. Pengikatan seismik terhadap data sumur bukan merupakan pekerjaan yang sepele. Karena itu, kami sarankan agar para pembaca menelaah karya tulis McQuillin dkk (1984) untuk memperoleh gambaran yang lebih menyeluruh. Analisis sekuen stratigrafi terhadap data wireline logs tidak mudah dan tidak jarang menjebak. Sebagian batas-batas systems tract mungkin tidak tampak dengan jelas pada log dan mungkin hampir tidak tampak sama sekali pada inti bor. Korelasi antar sumur bor seringkali salah. Jika lokasi lubang-lubang bor itu berdekatan dan jika kontrol inti bor baik, misalnya pada data sumur-sumur produksi di suatu lapangan migas, data itu mungkin cukup untuk memberikan gambaran dimana dan bagaimana batas-batas sekuen berada. Makin jauh jarak antar lubang bor, makin sukar kita untuk dapat mengenal batas-batas sekuen. 4.4.1 Kumpulan Log dalam Analisis Sekuen Stratigrafi Analisis sekuen adalah metoda dan teknik penarikan kesimpulan mengenai faktor-faktor yang mengontrol pengendapan paket sedimen. Karena itu, agar data wireline logs dapat berperan sebagai bahan analisis sekuen, maka log yang digunakan untuk mengambil data itu hendaknya dirancang sedemikian rupa sehingga secara keseluruhan akan mencerminkan parameterparameter pengendapan. Selain itu, kita juga harus selalu waspada terhadap berbagai potensi yang dapat menyebabkan timbulnya kekeliruan pengambilan informasi dan penafsiran stratigrafi dari wireline logs. Pembahasan yang lebih mendalam mengenai pemakaian log dapat diperoleh dari karya Rider (1986). Kumpulan data wireline log yang melewati serangkaian batuan sedimen silisiklastik diperlihatkan pada gambar 4-6. Beberapa individu log akan dibahas di bawah ini. 4.4.1.1 Log Sinar Gamma Log sinar gamma, atau biasa disingkat log gamma, merupakan tipe log yang paling berguna dalam analisis sekuen stratigrafi. Radioaktivitas batuan, yang diukur oleh alat log gamma, umumnya merupakan fungsi langsung dari kadar mineral lempung dalam batuan dan, oleh karena itu, mengindikasikan besar butir partikel-partikel sedimen. Log sinar gamma sering digunakan untuk mendeteksi perubahan energi pengendapan: penurunan radioaktivitas mengindikasikan meningkatan kadar mineral lempung dan, oleh karena itu, mengindikasikan penurunan energi pengendapan. Meskipun rampatan seperti itu memiliki nilai keumuman, namun kita harus selalu hati-hati karena ada beberapa pengecualian dari keumuman tersebut. Uranium dalam serpih yang kaya akan material organik, atau uranium yang dipresipitasikan dalam suatu sedimen setelah sedimen itu diendapkan, dapat menimbulkan anomali positif pada rekaman radiokativitas batuan (maksudnya radioaktivitas batuan itu tinggi, meskipun mineral lempung yang ada didalamnya tidak terlalu banyak). Anomali positif seperti itu juga dapat disebabkan oleh kehadiran felspar dalam jumlah yang bukup besar dalam batupasir arkose dan kehadiran mineral berat, khususnya monazit dan thorit, dalam endapan sisa. Sebagian dari efek tersebut dapat diditeksi apabila kita menggunakan spectral gamma log. Sebagian besar variasi log sinar gamma yang diperlihatkan pada gambar 4-6 berkaitan dengan parameter pengendapan serta dengan nisbah pasir terhadap serpih. Pengecualian ditemukan pada zona batuan yang tersemenkan dengan kuat dan pada zona batubara, dimana rekaman sinar gamma rendah, meskipun hal itu tidak berkonotasi dengan tingginya kadar butirbutir pasir di dalam batuan tersebut. 40

Sekuen Stratigrafi

Emery dkk (1996)

4.4.1.2 Log Sonik Log sonik mengukur waktu tempuh gelombang suara yang merambat melalui batuan. Waktu tempuh ini merupakan fungsi dari porositas dan litologi. Gelombang suara dalam serpih akan bergerak relatif lambat daripada gelombang suara dalam batupasir yang porositasnya sama. Dengan kata lain, waktu tempuh gelombang suara dalam serpih relatif lebih rendah dibanding waktu tempuh gelombang suara dalam batupasir yang porositasnya sama dengan serpih itu. Fenomena ini memungkinkan kita untuk menggunakan log sonik sebagai indikator besar butir. Tingginya kadar material organik dalam batubara dan serpih hitam menyebabkan tingginya nilai waktu tempuh gelombang suara dalam batuan tersebut. Karena itu, log sonik juga dapat digunakan sebagai sarana untuk mengenal condensed section yang kaya akan material organik. Selain dipengaruhi oleh kedua faktor di atas, log sonik juga dipengaruhi oleh sementasi dan kompaksi batuan serta oleh kehadiran retakan dalam batuan. Log sonik pada gambar 4-6 tidak mampu memperlihatkan perbedaan yang tegas antara batupasir dan batulumpur, namun dengan jelas membedakan zona yang tersemenkan dengan batubara. 4.4.1.3 Log SP Log SP (spontaneous potential) mengukur perbedaan potensi kelistrikan antara batuan yang ada di bawah permukaan dengan potensi kelistrikan permukaan bumi. Log ini sensitif terhadap perubahan permeabilitas sehingga sangat baik untuk digunakan dalam membedakan pasir (yang umumnya permeabel) dengan serpih (yang umumnya impermeabel). Log SP paling baik bekerja pada kondisi dimana ada perbedaan resistivitas yang cukup tinggi antara fluida pengeboran dengan air formasi. Pada zona serpih yang impermeabel, log SP umumnya tampak lebih kurang lurus. Garis lurus itu biasa disebut garis-dasar serpih (shale base-line). Perbedaan antara tipe serpih dapat dilihat dengan jelas dari log sinar gamma. Log SP dipengaruhi oleh kehadiran hidrokarbon, sementasi, dan perubahan salinitas air formasi. Log SP pada gambar 4-6 mampu membedakan batupasir dengan batulumpur di bagian bawah rekaman tersebut, namun tidak terlalu baik untuk membedakan batupasir dan batulumpur yang terletak di bagian atas rekaman tersebut. 4.4.1.4 Kerabat Log Densitas-Neutron Kerabat log densitas-neutron (kerabat FDC-CNL di perusahaan Schlumberger) merupakan rangkaian log yang paling baik untuk mendeteksi litologi dan, oleh karena itu, dapat digunakan untuk menghubungkan litologi dengan trend pengendapan. Kerabat log ini merupakan salah satu kumpulan log yang paling baik untuk analisis sekuen stratigrafi, namun tidak selalu digunakan sebagaimana log sinar gamma. Log densitas (FDC) mengukur densitas elektron dalam formasi dengan cara menangkap sinar gamma yang dipantulkan dan kemudian mengkonversikannya menjadi harga densitas ruah sebenarnya, sedangkan log neutron (CNL) mengukur porositas formasi berdasarkan interaksi antara neutron yang dilepaskan oleh alat dengan hidrogen yang ada dalam formasi. Skala log ini ditera sedemikian rupa sehingga lebih kurang sama dan akan saling menindih pada zona batuan karbonat yang bersih. Pada zona batupasir, log akan memperlihatkan pemisahan, mulai dari pemisahan yang relatif kecil (pada sebagian besar batupasir) hingga pemisahan yang cukup besar (pada batupasir felspatik). Peningkatan kadar serpih akan menyebabkan bertambahnya pembacaan kadar neutron (dari hidrogen yang terikat pada mineral lempung), sedangkan densitasnya relatif tidak berubah. Dengan demikian, penindihan dan pemisahan kedua kurva tersebut merupakan indikator yang sensitif untuk besar butir. Selain itu, batubara dapat dengan mudah dikenal dalam kerabat log densitas-neutron. Log densitas dipengaruhi oleh kehadiran lubang bor yang melebihi ukuran yang seharusnya akibat erosi atau runtuhnya dinding sumur serta oleh kehadiran mineral-mineral berat seperti pirit dan siderit. Kehadiran gas akan menyebabkan tingginya pembacaan log neutron sejalan dengan bertambahnya proporsi atom hidrogen dalam metana. Kerabat log densitas-neutron pada gambar 4-6 memperlihatkan indikasi trend pengendapan yang sama baiknya dengan log sinar gamma, disertai dengan satu kelebihan, yaitu mampu mendeteksi dengan baik kehadiran batubara dan zona yang tersemenkan. Log densitas, secara khusus, berperan dengan sangat baik untuk mendeteksi daur mengkasar ke atas berskala kecil seperti pada kasus gambar 4-6. 4.4.1.5 Kerabat Log Resistivitas Log resistivitas mengukur resistivitas batuan, dimana resistivitas batuan itu sendiri merupakan fungsi dari porositas dan fluida ruang pori. Batuan yang sangat sarang dan mengandung fluida ruang pori dengan kadar garam tinggi akan memiliki resistivitas rendah, sedangkan batuan yang tidak sarang atau batuan yang mengandung hidrokarbon akan memiliki resistivitas tinggi. Jika kandungan fluida dalam suatu formasi konstan (misalnya pada kasus "oil leg" atau "water leg"), trend resisitivitas dapat menjadi indikator litologi yang sangat baik. Log resistivitas seringkali merupakan alat yang sangat baik untuk mengkorelasikan paket serpih atau paket batupasir bersih, pada saat mana pembacaan log sinar gamma praktis monoton. Tipe log resistivitas yang berbeda memiliki resolusi yang berbeda pula. Sebagian log resistivitas mengukur kolom batuan setiap 2,5 mm atau 5 mm sedemikian rupa sehingga hampir setiap lapisan akan dapat terdeteksi. Pada gambar 4-6, efek "oil leg" pada paket mengkasar ke atas menyebabkan trend pengendapan menjadi tidak terlalu jelas adanya. 4.4.2 Trend Log Rekaman log dapat digunakan untuk memperkirakan litologi. Karena itu, trend rekaman log (pada berbagai skala) mengindikasikan trend energi pengendapan dan, pada gilirannya, mengindikasikan pola tumpukan sedimen. Sebagai contoh, pada paket endapan laut-dangkal, peningkatan energi pengendapan berkaitan langsung dengan penurunan kedalaman. Banyak literatur stratigrafi menyajikan berbagai hasil penelitian yang mencoba melukiskan kaitan antara trend log dengan pengendapan, 41

Sekuen Stratigrafi

Emery dkk (1996)

misalnya kaitan antara peningkatan sinar gamma dengan endapan gosong tanjung atau antara penurunan sinar gamma dengan endapan gosong muara sungai (a.l. Pirson, 1977; Coleman & Prior, 1980; Galloway & Hodbay, 1983; Cant, 1984; Rider, 1986). Dari hasil pengamatan yang seksama terhadap log, para ahli mengetahui adanya sejumlah trend rekaman log, khususnya log sinar gamma. Trend log dapat dipandang sebagai perubahan pembacaan log rata-rata atau sebagai penyimpangan dari garis-dasar serpih atau garis-dasar pasir. Perlu diketahui, garis-dasar pasir pada suatu segmen log sinar gamma menandai nilai bacaan minimun pada segmen itu, sedangkan garis-dasar serpih menandai nilai bacaan maksimum pada segmen tersebut. Trend log utama diperlihatkan pada gambar 4-7. 4.4.2.1 Trend Makin Bersih ke Atas Trend makin besih ke atas (the cleaning-up trend) memperlihatkan penurunan nilai rekaman kadar sinar gamma ke arah atas suatu paket batuan, hal mana mencerminkan kadar lempung dalam paket batuan tersebut makin ke atas makin rendah. Perubahan itu sendiri dapat terjadi karena berubahnya litologi: makin ke atas batuannya secara berangsur makin "bersih" akan lempung. Perubahan seperti itu juga dapat terjadi berubahnya proporsi lapisan-lapisan batuan yang relatif kaya akan lempung dengan batuan yang relatif miskin akan lempung, dimana lapisan-lapisan batuan itu sendiri berada di bawah resolusi log: makin ke atas lapisan yang relatif miskin akan lempung makin banyak dibanding lapisan yang relatif kaya akan lempung. Trend pada kurva lain tergantung pada rekaman log pada litologi yang paling "bersih." Pada kumpulan batulempungbatulanau-batupasir sarang yang mengandung air, waktu tempuh gelombang suara sering menurun ke arah atas jika paketnya dari bawah ke atas berupa serpih-batulanau-batupasir sarang. Pada paket batuan seperti itu, rekaman resistivitas makin ke atas makin rendah, sedangkan rekaman FDC-CNL akan saling terpisah satu sama lain. Pola yang dihasilkan mungkin akan berbeda apabila pasirnya makin ke atas makin banyak mengandung semen atau jika batupasirnya mengandung hidrokarbon. Pada tatanan laut-dalam, paket batuan yang makin ke atas makin bersih biasanya berkaitan dengan transisi dari litologi yang kaya akan serpih di bagian bawah menjadi litologi yang kaya miskin akan serpih di bagian. Paket seperti itu terjadi akibat bertambahnya energi pengendapan sedemikian rupa sehingga paket itu umumnya akan makin kasar ke atas dan sekaligus mengindikasikan makin dangkal ke atas. Penafsiran seperti ini hendaknya di-cross-check dengan data-data paleobatimetri yang ada (misalnya data inti bor, data biostratigrafi, kehadiran litologi kunci seperti batubara, dsb), dimana data seismik sendiri hendaknya diletakkan pada konteks pengendapan. Gambar 4-8 memperlihatkan suatu trend log sinar gamma yang mengindikasikan paket yang makin ke atas makin bersih. Data tersebut diambil dari Formasi Tarbert (Jura Tengah) yang ditembus oleh sumur bor di Laut Utara. Kontrol dari inti bor menunjukkan bahwa trend itu berkorespondensi dengan gejala pengkasaran ke atas dan gejala pendangkalan ke atas dari fasies-fasies yang terekam oleh log tersebut. Trend log berskala besar yang mengindikasikan paket yang makin ke atas makin bersih umumnya berkorespondensi dengan klinoform seismik. Hal ini akan dibahas lebih jauh pada sub bab 4.4. Pada tatanan laut-dalam, trend yang mengindikasikan paket yang makin ke atas makin bersih umumnya merupakan suatu bagian dari trend berbentuk busur yang ukurannya lebih besar. Gejala yang disebut terakhir ini umumnya berkorespondensi dengan meningkatnya kadar pasir dalam suatu paket turbidit berlapis tipis. Paket yang makin ke atas makin bersih kadang-kadang juga terbentuk sebagai hasil perubahan berangsur dari sedimen klastika menuju sedimen karbonat atau penurunan secara berangsur anoxity. Kedua gejala yang disebut terakhir ini tidak selalu berkaitan dengan gejala pendangkalan ke atas atau gejala progradasi sistem pengendapan. 4.4.2.2 Trend Makin Kotor ke Atas Trend peningkatan nilai pembacaan log sinar gamma ke arah atas (yang umumnya dapat terlihat pada garis-dasar serpih dan garis-dasar pasir; gambar 4-7), berkorespondensi dengan paket dimana kadar mineral lempung makin ke atas makin tinggi. Gejala ini mungkin disebabkan akibat perubahan litologi, misalnya dari batupasir ke serpih, atau akibat penipisan lapisan-lapisan batupasir ke arah atas disertai dengan penebalan lapisan-lapisan serpih. Kedua paket seperti yang disebut terakhir ini mengimplikasikan penurunan energi pengendapan ke atas. Sebagaimana telah dikemukakan di atas, trend dari log-log lain tergantung pada tanggapan log terhadap pasir yang paling bersih. Paket menghalus ke atas umumnya terbentuk pada alur sungai meander atau alur pasut, dimana makin ke atas mengindikasikan penurunan kecepatan arus (dan, oleh karenanya, penurunan energi) dalam alur-alur tersebut. Paket-paket batuan menghalus ke atas berskala besar umumnya ditemukan dalam endapan fluvial yang mengangkut sedimen berbutir kasar serta dalam endapan pengisi estuarium (lihat Bab 8). Endapan alur sering memiliki endapan sisa yang dapat mempengaruhi tanggapan log sinar gamma apabila material pembentuk endapan sisa itu berupa kecur-kecur serpih atau berupa mineral berat. Pada tatanan laut-dangkal, trend makin kotor ke atas seringkali mencerminkan peristiwa mundurnya sistem pantai-paparan sedemikian rupa sehingga peristiwa itu menghasilkan paket mendangkal ke atas atau paket yang makin ke atas makin mencerminkan energi yang makin rendah. Pada kasus gambar 4-9, trend makin kotor ke atas berkorespondensi dengan endapan pantai-paparan transgresif yang merupakan salah satu bagian dari Formasi Tarbert (Jura Tengah). Bagian ini berbeda dengan bagian lain dari formasi tersebut yang telah dilukiskan pada gambar 4-8. Endapan-endapan laut dangkal yang memperlihatkan gejala penghalusan ke atas dapat terbentuk sebagai tumpukan parasekuen mengkasar ke atas yang berukuran kecil. Pada tatanan laut-dalam, trend makin kotor ke atas dapat terbentuk akibat menurunnya prosentase pasir dalam turbidit berlapis tipis dan mengindikasikan perioda penurunan aktivitas pembentukan kipas bawah laut (gambar 4-11). Paket makin kotor ke atas juga dapat terbentuk akibat peningkatan anoxity secara berangsur ke arah atas atau perubahan berangsur pengendapan sedimen klastika dan sedimen karbonat yang kemungkinan dipengaruh oleh iklim.

42

Sekuen Stratigrafi

Emery dkk (1996)

4.4.2.3 Trend Silindris Trend silindris (cylindrical motif), atau disebut juga boxcar trend, adalah trend log sinar gamma dimana secara umum pembacaan log pada zona ini rendah, namun diatas dan dibawahnya dibatasi oleh pembacaan log yang tinggi, dan perubahan pada batas itu berlangsung secara tiba-tiba. Bacaan log sonik pada zona yang menghasilkan trend ini mungkin saja lebih rendah atau lebih tinggi daripada nilai bacaan log sonik pada serpih, tergantung pada tingkat sementasi dan kompaksi batuannya. Perselingan antara dua unit yang memiliki tanggapan log berbeda mengindikasikan adanya dua energi pengendapan yang berbeda. Perubahan dari satu unit ke unit lain terjadi secara tiba-tiba juga mengimplikasikan terjadinya perubahan energi pengendapan secara tiba-tiba. Trend silindris merupakan trend tipikal untuk batupasir endapan alur sungai, turbidit, atau batupasir endapan eolus. Beberapa unit batupasir pada gambar 4-10 dapat ditafsirkan sebagai batupasir silindris dan unit J64 dengan jelas menunjukkan trend silindris. Log itu diambil dari reservoar batupasir turbidit di Miller Field, Laut Utara. Batupasir turbidit yang memperlihatkan trend silindris umumnya memiliki kisaran ketebalan yang jauh lebih bervariasi dibanding batupasir alur sungai. Trend menebal ke atas atau menipis ke atas dari pasir silindris dalam suatu satuan pengendapan seringkali terlihat dalam turbidit (misalnya batupasir menebal ke atas di bagian bawah J64 pada gambar 4-10). Trend ini tidak memperlihatkan perpindahan yang sistematis garis-dasar serpih atau garis-dasar pasir sedemikian rupa sehingga satuan itu menjadi tampak tebal dan, oleh karena itu, dapat diditeksi oleh log. Perlu dicamkan bahwa tubuh pasir endapan laut-dangkal mungkin dapat terpancung bagian bawahnya oleh sesar atau memiliki dasar yang tajam akibat penurunan muka air laut atau faktor lain. Karena itu tubuh pasir itu dapat memiliki trend silindris, meskipun didalamnya mungkin memperlihatkan sedikit perpindahan garis-dasar serpih. Selain itu, evaporit sering memperlihatkan trend silindris. 4.4.2.4 Trend Busur Trend busur (bow trend), atau dikenal juga dengan nama trend setangkup (symmetrical trend), terdiri dari trend makin bersih ke atas yang kemudian ditindih oleh trend makin kotor ke atas, dimana paket yang dicerminkan oleh kedua trend itu lebih kurang sama tebalnya dan perubahan dari trend bawah ke trend atas berlangsung secara berangsur. Trend busur umumnya terbentuk akibat peningkatan dan penurunan laju sedimentasi klastika dalam tatanan cekungan, dimana sedimen tidak terhambat oleh alas kikis, misalnya sewaktu progradasi dan retrogradasi suatu sistem kipas yang kaya akan lumpur. Gambar 4-11 memperlihatkan sejumlah trend busur dalam kipas bawahlaut di Ettrick Field, bagian tengah Laut Utara. Pada beberapa sumur minyak di Ettrick Field, lapisan-lapisan batupasir turbidit terletak di bagian tengah busur. Trend busur jarang terbentuk pada tatanan laut-dangkal, di tempat mana alas kikis cenderung menghasilkan satuan progradasional yang relatif tebal atau satuan transgresif yang relatif tipis. Walau demikian, trend busur bukan tidak pernah ditemukan dalam endapan laut-dangkal, khususnya apabila topografi retakan atau sesar tumbuh memungkinkan terbentuknya endapan transgresi yang tebal. 4.4.2.5 Trend Tak Beraturan Trend tak beraturan (irregular trend) tidak memiliki perubahan atau ketetapan yang sistematis pada satu arah tertentu. Pola ini biasanya mencerminkan aggradasi dari litologi serpihan atau lanauan dan mungkin merupakan trend tipikal dari endapan laut-dangkal maupun endapan laut-dalam, endapan danau, atau endapan limpah banjir. Sebenarnya mungkin ada suatu perpindahan yang sistematis, namun samar, dari garis-dasar serpih. Namun, karena samar, perubahan itu dipandang "tidak ada." Pengolahan kembali tampilan log dengan cara meningkatkan skala horizontal dan atau menurunkan skala vertikal mungkin akan menyebabkan perubahan yang samar itu menjadi lebih jelas. Trend tak beraturan kemungkinan besar tidak akan muncul dalam endapan paparan atau endapan paya-paya, di tempat mana perubahan kedalaman yang berlangsung dengan pola mendaur akan menghasilkan rekaman log yang mendaur pula dan akan dikenal sebagai parasekuen. 4.4.3 Tanggapan Log terhadap Klinoform Tanggapan log terhadap suatu systems tract berbeda cukup jauh, tergantung pada apakah sumur dimana log itu direkam terletak pada klinoform, topset, atau endapan cekungan. Prosedur analisis sekuen terhadap kurva log akan berbeda untuk setiap kasus. Untuk mendapatkan gambaran yang koheren mengenai arsitektur pengendapan dari data log, kita mungkin perlu melakukan analisis sejumlah besar sumur. Dalam well logs, unit klinoform disimpulkan dari pola makin bersih ke atas yang diperkirakan mencerminkan gejala pendangkalan ke atas. Alas dari paket yang menunjukkan pola makin bersih ke atas akan ekivalen dengan downlap surface. Konfirmasi kebenaran untuk tafsiran ini dapat diperoleh dari data inti bor atau data biostratigrafi yang menunjang adanya gejala pendangkalan ke atas karena, dalam sistem klastika, gejala pendangkalan ke atas hanya mungkin terjadi akibat progradasi, kecuali di bawah kondisi yang luar biasa. Konformasi tambahan dapat diperoleh dari data seismik dan data dipmeter serta dari hasil penafsiran tatanan cekungan dan stratigrafi. Dasar dari satuan klinoform adalah horizon downlap. Horizon ini dapat dikenal keberadaannya sebagai suatu bidang yang melandasi satuan yang makin bersih ke atas yang seringkali disertai oleh suatu fasies log yang khas untuk condensed section, misalnya oleh kehadiran serpih yang memiliki tanggapan log sinar gamma tinggi (gambar 4-8) atau untuk horizon yang tersemenkan. Pada kasus lain, downlap surface lebih sukar untuk dikenali keberadaanya. Puncak klinoform yang makin bersih ke

43

Sekuen Stratigrafi

Emery dkk (1996)

atas mungkin ditandai oleh peningkatan kadar serpih secara tiba-tiba (sebagaimana terlihat dalam kurva log sinar gamma) akibat peristiwa peningkatan kedalaman di sepanjang bidang transgresi atau mungkin oleh kehadiran topset. Pada satuan yang cukup tebal untuk dapat diditeksi oleh peralatan seismik, perubahan yang terjadi secara tiba-tiba dari log yang makin bersih ke atas umumnya berkaitan dengan perubahan yang terjadi secara tiba-tiba dalam klinoform. Peningkatan kadar serpih yang tiba-tiba dalam trend klinoform umumnya mengimplikasikan loncatan fasies, dari facies yang relatif dangkal di bagian bawah menjadi fasies yang relatif jauh lebih dalam di bagian atas. Loncatan fasies itu sendiri disebabkan oleh perpindahan cuping atau oleh transgresi sewaktu terjadinya penaikan muka air laut. Analog dengan itu, penurunan kadar serpih secara tiba-tiba dalam trend klinoform umumnya mengimplikasikan loncatan fasies, dari fasies yang relatif dalam di bagian bawah menjadi fasies yang relatif jauh lebih dangkal di bagian atas. Loncatan fasies itu dapat terjadi akibat erosi (dan karena bidang perubahan fasies itu merupakan batas fasies), sesar normal, atau nendatan. Dalam kasus yang disebut terakhir ini, masalah apakah loncatan itu disebabkan oleh erosi atau oleh sesar akan dapat diketahui dari penampang seismik. Pembahasan lebih jauh mengenai batas sekuen dalam log akan diberikan pada anak sub bab 4.4.7. Dua unit klinoform umumnya hadir dalam suatu sekuen: highstand prograding wedge dan lowstand prograding wedge (lihat kembali Bab 2). Kita tidak selalu dapat menentukan secara pasti klinoform dari systems tract mana yang dicerminkan oleh suatu rekaman log, meskipun kita telah memiliki beberapa kriteria untuk mengenal setiap tipe klinoform tersebut (lihat 4.4.7). Ketebalan unit klinoform dalam log memberikan suatu nilai pendekatan dari ketinggian klinoform dan, oleh karena itu, juga mengindikasikan kedalaman cekungan (setelah dimodifikasi oleh kompaksi, efek syn-depositional subsidence, dan faktor-faktor lain. 4.4.4 Tanggapan Log terhadap Parasekuen Parasekuen-parasekuen topset terbentuk oleh daur-daur pengisian akomodasi yang terjadi berulang-ulang, dimana akomodasinya sendiri terletak diantara offlap break dan titik coastal onlap. Setiap parasekuen itu akan tampak dalam log sebagai daur berskala kecil. Khuluk mendetil dari tanggapan log terhadap parasekuen tergantung pada tipe fasies yang menyusun parasekuen itu (lihat 4.4.1). Dalam endapan bahari, motif yang paling umum adalah trend makin bersih ke atas (gambar 4-8). Dalam trend yang makin bersih ke atas, kadar serpih makin ke atas makin sedikit, sedangkan porositas primer dan ketebalan lapisan (seperti yang dapat diketahui dari rekaman microresistivity) mungkin bertambah ke bagian atas. Marine flooding surface dapat dikenal keberadaannya sebagai suatu bidang perubahan kandungan serpih yang berlangsung secara tiba-tiba sebagaimana yang tampak pada log SP, log sinar gamma, dan gejala-gejala log khas lainnya. Gambar 4-12 memperlihatkan serangkaian parasekuen laut-dangkal dan parasekuen paralik dalam Formasi Ness (Jura Tengah) di Laut Utara. Dalam log tersebut, keberadaan parasekuen dapat dikenali dari inti bor sebagai daur yang mendangkal ke atas, dengan ketebalan parasekuen 1–5 meter. Puncak parasekuen itu seringkali berupa lapisan batubara. Pada log sinar gamma, parasekuen tersebut muncul sebagai satuan log berskala kecil yang makin bersih ke atas, sedangkan marine flooding surface ditandai oleh adanya peningkatan pembacaan log sinar gamma yang berlangsung tiba-tiba. Parasekuen yang mirip dengan itu dapat ditemukan pada gambar 4-6. Sistem progradasional, retrogradasional, dan aggradasional dapat dikenali keberadaannya berdasarkan cara parasekuen menumpuk satu di atas yang lain. Contoh pola tumpukan parasekuen diperlihatkan pada gambar 2-26. Pola tumpukan parasekuen dan parasekuen set telah dibahas pada 2.5.3. 4.4.5 Tanggapan Log terhadap Lingkungan-Lingkungan Cekungan Tanggapan log terhadap satuan-satuan batuan pengisi cekungan cenderung lebih simetris dibanding tanggapan log terhadap klinoform atau topset. Khuluk mendetil dari tanggapan log terhadap endapan ini tergantung pada khuluk sedimen. Endapan cekungan yang kaya akan lumpur cenderung memperlihatkan trend busur (gambar 4-11), sedangkan sistem sandprone cenderung memperlihatkan trend silindris (gambar 4-10). Sumur yang melalui bagian yang berbeda dari satu sistem pengendapan sering menunjukkan trend log yang berbeda. Karakter seperti itu bersifat khas untuk kipas bawah laut. Trend-trend log tersebut di atas dipisahkan satu sama lain oleh log markers yang merepresentasikan sedimentasi pelagik yang tidak diiterupsi oleh aliran sedimen dari tepi cekungan. Log markers itu biasanya berupa serpih tipis, dengan sedikit atau tanpa lanau dan pasir, yang secara keseluruhan memperlihatkan pembacaan log sinar gamma tinggi, berdensitas rendah, berresistivitas rendah, dan dengan kecepatan gelombang suara yang rendah pula. Serpih seperti itu merepresentasikan condensed section (gambar 4-10). Pada beberapa lingkungan, condensed section berupa serpih yang kaya akan rijang atau kaya akan material karbonatan serta muncul sebagai anomali-tinggi dari log sonik. Condesed section pada gambar 4-10 ditandai oleh anomali-tinggi dari log sinar gamma yang mengindikasikan penghentian sementara sedimentasi kipas laut dalam. Bidang yang dicirikan oleh tanggapan log tersebut digunakan sebagai dasar untuk membagi-bagi stratigrafi Miller Field, Laut Utara, ke dalam sejumlah satuan pengendapan (Garland, 1993). Condensed section bahari merepresentasikan penghentian sementara pasokan sedimen pada lokasi sumur pengeboran, hal mana dapat terjadi akibat perpindahan arah pengendapan yang bersifat alosiklis pada kipas laut dalam, perpindahan "kipas dasar cekungan" ("basin-floor fan") menjadi "kipas lereng" ("slope fan") dalam pengertian seperti yang dikemukakan oleh Posamentier dkk (1988) (lihat Bab 9), atau penghentian pengendapan cekungan pada fasa penaikan muka air laut relatif. Log markers yang paling jelas mungkin ada kaitannya dengan peristiwa penghentian pengendapan cekungan yang juga kemungkinan besar merupakan onlap surface atau downlap surface. Zona itu seringkali sangat kaya akan fosil plankton sehingga dapat digunakan sebagai event yang dapat dikorelasikan secara kronostratigrafi (lihat Bab 6). Zona ini ekivalen-waktu dengan lowstand prograding wedge, transgressive systems tract, dan highstand systems tract. Condensed section lain yang telah dikemukakan sebelumnya kemungkinan besar hanya bersifat lokal dan mencerminkan rentang waktu yang pendek. 44

Sekuen Stratigrafi

Emery dkk (1996)

Adalah suatu hal yang tidak mungkin untuk melakukan analisis sekuen stratigrafi hanya dari sedimen cekungan karena informasi yang diperlukan untuk mendefinisikan systems tract dan batas-batas sekuen terutama terletak di tepi cekungan. 4.4.6 Estimasi Faktor-Faktor Pengontrol Pengendapan dan Sekuen Stratigrafi dari Tanggapan Log Analisis sekuen stratigrafi terhadap rangkaian well logs terutama ditujukan untuk mengenal perioda-perioda progradasi dan retrogradasi tepi cekungan serta mengenal variasi perubahan muka air laut. Rangkaian log yang diperlihatkan pada gambar 4-6 ditafsirkan pada gambar 4-13 dengan menggunakan metodologi sekuen stratigrafi yang dijelaskan pada bab ini. Progradasi dapat dikenal keberadaannya berdasarkan kurva klinoform (satuan berskala besar yang makin bersih dan makin dangkal ke atas) atau dari pola tumpukan progradasional dalam topset (sebagaimana terlihat pada gambar 2-25). Bukti progradasi ke arah cekungan hanya akan ditemukan pada satuan-satuan di sekitar tepi cekungan (topset, klinoform, dan toeset). Dua satuan progradasi ditafsirkan pada gambar 4-13. Satuan serpih yang berprogradasi dapat dikenal keberadaannya sebagai satuan log yang dicirikan oleh penurunan kurva sinar gamma dan kurva densitas ke arah atas serta oleh penaikan kurva kecepatan dan kurva resistivitas ke arah atas, dimana ciri-ciri tersebut mengindikasikan peningkatan fraksi serpih ke bagian atas. Satuan batupasir yang terletak di bagian bawah juga mengindikasikan progradasi. Satuan ini merupakan tumpukan parasekuen yang keberadaannya paling mudah terlihat dari log neutron-densitas. Retrogradasi tepi cekungan dapat dikenal keberadaanya dari tumpukan retrogradasional parasekuen-parasekuen topset atau dari penafsiran satuan log yang mengimplikasikan gejala pendalaman yang cukup berarti ke bagian atas (gambar 4-9). Dua satuan retrogradasi dapat dilihat pada gambar 4-13. Satuan atas merupakan suatu tumpukan parasekuen yang sangat tipis dengan satu hardground flooding surface yang tampak jelas dari loncatan log sonik. Satuan bawah merupakan tumpukan parasekuen paralik, dimana puncak dari sebagian parasekuen itu berupa lapisan batubara. Kedudukan muka air laut relatif dapat diketahui dari hasil pengenalan terhadap pola tumpukan parasekuen dalam sumursumur pengeboran yang melalui tepi cekungan. Sebagai contoh, tumpukan parasekuen pada gambar 4-13 mengimplikasikan proses pengisian akomodasi secara mendaur sewaktu penaikan muka air laut. Percepatan proses penaikan muka air laut ditafsirkan terjadi (namun bukan berarti telah terbukti) berdasarkan adanya gejala penebalan parasekuen ke bagian atas, terutama jika gejala tersebut dapat dikenal keberadaannya secara regional. Walau demikian, perlu dicamkan bahwa penalaran seperti ini hanya dapat diterapkan pada parasekuen agradatif hingga alas kikis. Tanggapan satuan progradatif terhadap peningkatan laju penaikan muka air laut, apabila pasokan sedimen tetap, adalah perubahan pola tumpukan secara berangsur ke bagian atas, dari pola progradasi di bagian bawah menjadi pola aggradasi di bagian atas dan selanjutnya pada pola retrogradasi. Hal ini akan menghasilkan motif log yang berubah dari trend makin bersih ke atas menjadi trend agradasi yang merupakan pola khas dari lowstand prograding wedge. Penurunan laju penaikan muka air laut dicirikan oleh tumpukan parasekuen agradatif yang makin tipis ke bagian atas, khususnya apabila gejala ini dapat dikenali keberadaannya secara regional. 4.4.7 Bidang-Bidang Kunci Sebelum membagi paket endapan ke dalam systems tracts yang menjadi komponennya, kita perlu mengenal bidang-bidang stratigrafi kunci dalam wireline logs. Maximum flooding surface dapat dikenal keberadaanya di daerah proximal sebagai bidang yang memisahkan satuan retrogradasi dengan satuan progradasi yang menindihnya. Kedua satuan itu, berturut-turut, merupakan satuan yang makin kotor ke atas dan satuan yang makin bersih ke atas. Maximum flooding surface itu sendiri akan memiliki nilai bacaan sinar gamma maksimum. Maximum flooding surface akan melampar secara lateral menjadi condensed section paparan. Endapan yang disebut terakhir ini juga akan ditandai oleh nilai log sinar gamma yang tinggi, oleh nilai log resistivitas yang rendah, atau oleh nilai densitas maksimum atau minimum. Condensed section paparan sering mengandung banyak fosil dan, oleh karena itu, juga merupakan bidang biostratigrafi yang penting artinya dalam korelasi kronostratigrafi. Kita harus selalu mengasumsikan bahwa puncak log sinar gamma sebagai maximum flooding surface. Kata kunci adalah bahwa bidang tersebut terletak di atas satuan retrogradasi dan di bawah satuan progradasi. Gambar 4-14 memperlihatkan suatu deretan well logs dimana daur progradasi dan retrogradasi berkembang baik, sebagian diantaranya merupakan tumpukan parasekuen. Maximum flooding surface dalam log itu dengan jelas terlihat terletak di bawah tumpukan parasekuen retrogradasi dan di atas tumpukan parasekuen progradasi. Maximum progradation surface dapat dikenal keberadaanya di daerah proximal sebagai sebuah bidang yang terletak di atas satuan progradasi dan di bawah satuan retrogradasi. Kedua satuan itu, berturut-turut, merupakan satuan yang makin bersih ke atas dan satuan yang makin kotor ke atas. Maximum progradation surface itu sendiri merupakan bidang yang dicirikan oleh nilai log sinar gamma minimum. Maximum progradation surface merupakan puncak dari parasekuen yang berprogradasi ke arah cekungan dan menandai titik balik dari progradasi menjadi retrogradasi. Jika peristiwa pembalikan itu berlangsung secara berangsur, maka bidang itu sukar atau bahkan tidak mungkin diketahui. Selain itu, bidang tersebut juga kemungkinan akan tererosi sewaktu terjadi transgresi. Maximum progradation surface dalam sekuen tipe-1 terletak pada puncak lowstand prograding wedge. Pada gambar 4-14, maximum flooding surface tampak dengan jelas terletak di atas tumpukan parasekuen progradasi dan di bawah parasekuen retrogradasi. Condensed section bahari bisa dikenal keberadaannya berdasarkan kehadiran shale-break diantara trend-trend log cekungan (gambar 4-10 dan 4-1). Sebagaimana telah dijelaskan di muka, hirarki dalam condensed section bahari hendaknya diperkirakan ada, dan kita tidak dapat menentukan dengan mudah condensed section mana yang paling penting arti stratigrafinya. Data paleontologi mungkin dapat membantu kita dalam menentukan condensed section tersebut (lihat Bab 6). 45

Sekuen Stratigrafi

Emery dkk (1996)

Downlap surface dapat dikenal keberadaannya berdasarkan adanya trend log klinoform (trend makin bersih ke atas berskala besar). Downlap surface yang terletak di bawah highstand prograding wedge dapat dikorelasikan dengan maximum flooding surface, sedangkan downlap surface yang terletak di bawah lowstand prograding wedge dapat dikorelasikan dengan puncak endapan kipas laut-dalam atau dengan batas sekuen. Batas sekuen, yang terbentuk akibat penurunan muka air laut relatif, mungkin sukar untuk dapat dikenal hanya dari data log. Keberadaan batas sekuen memerlukan bukti-bukti dislokasi fasies; superposisi fasies proksimal terhadap fasies distal, tanpa diselingi oleh fasies transisi. Gejala seperti ini kemungkinan besar hanya dapat dikenali keberadaannya pada dua tempat: (1) di muka highstand clinoform; dan (2) di lembah torehan. Di tempat lain, dislokasi fasies mungkin tidak cukup berarti dan, oleh karena itu, batas sekuen kemungkinan besar akan berimpit dengan flooding surface terakhir. Pada kasus dimana suatu bidang diperkirakan merupakan batas sekuen, namun tidak dapat terbuktikan secara meyakinkan, maka dikatakan bahwa bidang itu merupakan "kandidat" batas sekuen yang selanjutnya dapat digunakan untuk merekonstruksikan model-model prediktif. Pada lereng klinoform, batas sekuen tipe-1 ditandai oleh loncatan dalam trend makin bersih ke atas pada suatu tempat. Sebagaimana telah dikemukakan di atas, gejala seperti ini dengan mudah tertukar dengan sesar normal. Hanya sumur-sumur yang melalui bagian akhir dari klinoform saja yang dapat memperlihatkan gejala tersebut. Pada topset, batas sekuen tipe-1 juga dapat dimanifestasikan sebagai loncatan fasies, dari fasies yang relatif "kotor" menjadi fasies yang jauh lebih "bersih," misalnya dari parasekuen paparan menjadi endapan fluviatil atau dari parasekuen paparan distal menjadi parasekuen paparan proximal yang relatif jauh lebih bersih. Batas bawah yang tajam dari lapisan batupasir (gambar 4-13) dapat digunakan sebagai kandidat batas sekuen. Tafsiran alternatif untuk lapisan batupasir itu adalah ravinement surface. Ada dua batas sekuen dapat dikenal keberadaannya dalam Kelompok Brent (Jura Tengah) di sebelah utara Laut Utara (gambar 4-15). Batas sekuen yang terletak di bawah dikenal berdasarkan pola log makin bersih ke atas yang muncul secara tiba-tiba dan adanya data inti bor yang menunjukkan bahwa fasies gisik transgresi menindih batulumpur paparan (perhatikan adanya lonjakan besar butir sebagaimana ditunjukkan oleh penampang stratigrafi dari inti bor). Kehadiran batas sekuen yang terletak di atas tidak terlalu jelas. Walau demikian, batas sekuen itu dapat dikenal juga berdasarkan pola log makin bersih ke atas yang muncul agak tiba-tiba dan adanya data inti bor yang menunjukkan adanya pergantian dari batupasir bioturbasi yang merupakan endapan lower shoreface menjadi batupasir gisik yang jauh lebih bersih (dan lebih kasar). Dalam sumur-sumur pengeboran yang menembus lembah torehan, mungkin ditemukan suatu paket yang dialasi oleh bidang batas yang tajam, dimana di atas bidang itu akan ditemukan pasir bersih yang memperlihatkan pola log makin halus ke atas atau pola log silindris. Paket ini, bersama-sama dengan endapan yang terletak dibawahnya, mengindikasikan gejala pendangkalan yang tiba-tiba, dari endapan paparan yang terletak di bawah bidang itu menjadi paket makin halus ke atas yang merupakan endapan fluviatil atau endapan estuarium. Walau demikian, lembah torehan kadang-kadang diisi oleh material serpihan, yang kemungkinan merupakan bagian dari transgressive systems tract. Pada kasus yang disebut terakhir ini, keberadaan lembah torehan menjadi sukar atau bahkan tidak mungkin untuk diketahui. Apabila "beruntung", maka sejumlah sumur pengeboran yang melalui lembah torehan seperti itu masih mengindikasikan gejala penorehan atau menunjukkan khuluk estuarium dari serpih pengisi lembah torehan. Batas sekuen sering merupakan batas dimana terjadi perubahan tiba-tiba ke arah atas, dari pola log yang mengindikasikan progradasi menjadi pola log yang mengindikasikan aggradasi atau retrogradaasi. Sebuah kandidat batas sekuen diberi tanda dengan ungkapan "downshif?" pada gambar 4-14, dimana bidang itu dipilih sebagai kandidat batas sekuen karena menandai terjadinya perubahan pola tumpukan batuan secara tiba-tiba, disertai oleh perpindahan garis-dasar serpih dan garis-dasar pasir yang agak samar pada log sinar gamma. Bukti lain yang digunakan sebagai penunjang tafsiran ini adalah ditemukannya kerikil endapan sisa tepat pada horizon tersebut dalam beberapa sumur yang berbeda. Di banyak tempat, batas sekuen berimpit dengan flooding surface dan tidak ditandai oleh adanya perpindahan fasies ke arah cekungan. Dalam kasus seperti ini, batas sekuen tidak akan terlihat dalam wireline log. Batas sekuen tipe-2 (Van Wagoner dkk, 1988) sukar atau tidak mungkin dapat dikenal hanya dari wireline logs. Dari definisinya, kriterion kritis dari batas sekuen ini adalah adanya pergeseran coastal onlap hingga melewati offlap break. Karena itu, keberadaan batas sekuen ini hanya akan diketahui dari hasil pengamatan terhadap sehimpunan well logs yang berasal dari sumur-sumur yang saling berdekatan dalam suatu pola yang teratur. Hal ini dimungkinkan setelah data-data himpunan well logs itu saling dikorelasikan satu dengan yang lain sedemikian rupa sehingga kita akan diperoleh gambaran evolusi coastal onlap dari waktu ke waktu. Karena batas sekuen tipe-2 umumnya tidak berasosiasi dengan jebakan hidrokarbon, maka kesulitan dalam mengenal bidang tersebut tidak terlalu mengkhawatirkan para eksplorer. Van Wagoner dkk (1988) menyatakan bahwa batas sekuen tipe-2 dapat ditafsirkan keberadaannya dari data waktu dimana laju penaikan muka air laut mencapai harga minimum dan bahwa batas itu akan terletak di atas parasekuen yang menipis ke atas dan di bawah parasekuen yang menebal ke atas. Walau demikian, sebagian ahli meragukan apakah laju penaikan minimum seperti itu akan menghasilkan batas sekuen atau tidak. 4.4.8 Pengenalan Systems Tract dari Kurva Log Pengenalan bidang-bidang kunci tersebut di atas memungkinkan dibaginya paket batuan yang diteliti ke dalam sejumlah systems tract. Penamaan systems tract akan membantu kita untuk menentukan posisi systems tracts itu dalam kerangka proses pengisian cekungan. Penentuan systems tract berdasarkan bidang-bidang pembatasnya telah dibahas pada Bab 2. Lowstand fan dapat dikenal keberadaannya sebagai paket batuan yang dibatasi oleh condensed sections. Paket ini dapat dikorelasikan dengan batas sekuen yang ada di tepi cekungan. Apabila korelasi tidak mungkin dilakukan (misalnya karena

46

Sekuen Stratigrafi

Emery dkk (1996)

hanya ada satu sumur bor), maka tidak mungkin bagi kita untuk dapat memutuskan apakah kipas yang sedang diamati memiliki kaitan dengan posisi muka air laut rendah atau tidak. Lowstand prograding wedge dapat dikenal sebagai paket batuan pengisi tepi cekungan yang berprogadasi ke arah cekungan serta terletak di atas batas sekuen dan di bawah maximum progradation surface. Dengan demikian, satu prasyarat mutlak untuk dapat menyatakan bahwa suatu endapan merupakan lowstand prograding wedge adalah kita telah mengetahui posisi batas sekuen. Persyaratan ini kadang-kadang tidak dapat terpenuhi jika kita hanya memiliki data well logs. Topset parasequences dari lowstand prograding wedge idealnya merupakan paket-paket batuan yang menebal ke atas dan mengindikasikan percepatan laju penaikan muka air laut relatif. Peristiwa peningkatan laju penaikan muka air laut relatif itupun akan diindikasikan oleh perubahan pola progradasi menjadi pola agradasi. Transgressive systems tract dapat dikenal sebagai himpunan parasekuen retrogradasional yang terletak di atas maximum progradation surface (yang sering berimpit dengan batas sekuen) dan di bawah maximum flooding surface atau condensed section yang korelatif dengannya. Highstand systems tract dapat dikenal sebagai paket batuan pengisi tepi cekungan yang berprogradasi ke arah cekungan serta terletak di atas maximum flooding surface dan di bawah batas sekuen. Sebagaimana kasus lowstand fan, persyaratan mutlak yang harus dipenuhi agar kita dapat menentukan bahwa suatu paket batuan adalah highstand systems tract adalah mengetahui posisi batas sekuen. Persyaratan ini kadang-kadang tidak dapat terpenuhi apabila kita hanya memiliki data well logs. Topset parasequences dari highstand systems tract idealnya merupakan paket-paket batuan yang menipis ke atas dan mengindikasikan penurunan laju penaikan muka air laut relatif. Shelf-margin systems tract dapat dikenal sebagai paket batuan pengisi tepi cekungan yang berprogradasi serta terletak di atas batas sekuen tipe-2 dan di bawah maximum progradation surface. Batas sekuen tipe-2, dan oleh karena itu shelf-margin systems tract, sukar untuk dikenal dari data well logs saja. 4.4.9 Jebakan dan Ketaksaan dalam Analisis Sekuen Stratigrafi berdasarkan Well logs Sebagian jebakan yang harus disingkirkan dalam usaha mengaitkan kurva log dengan parameter-parameter pengendapan telah dijelaskan pada 4.4.1, sedangkan jebakan yang harus disingkirkan dalam menafsirkan well logs telah dijelaskan pada 4.4.2. Di bawah ini akan dikemukakan sejumlah jebakan yang mungkin ditemui dan sejumlah petunjuk yang diperlukkan untuk menghindarkannya: 1. Apabila memungkinkan, gunakan data inti bor sebagai pengontrol. Kurva log, meskipun telah dikalibrasi oleh data inti bor, bukan alat yang tidak mungkin salah dalam penafsiran lingkungan pengendapan dan systems tract. 2. Jangan mengharapkan bahwa kita akan menemukan semua systems tract dalam setiap sumur bor. Systems tract memiliki penyebaran yang terbatas dan tempat pengendapannya seringkali bersifat eksklusif. 3. Jangan mengharapkan bahwa kita akan menemukan batas sekuen dalam setiap sumur bor. Batas sekuen hanya akan jelas terlihat pada bidang dimana lowstand wedge terletak onlap terhadap highstand front dan pada dasar lembah torehan. Di tempat lain, batas sekuen mungkin berimpit dengan bidang transgresi atau terletak di dalam condensed section sehingga tidak akan tampak jelas dalam well logs. 4. Ada beberapa bidang yang dapat menimbulkan batas log tajam, namun bukan merupakan batas sekuen. Bidang-bidang itu antara lain sesar, bidang gelincir nendatan (slump scar), serta dasar alur. 5. Horizon terbaik untuk digunakan dalam korelasi antar sumur bor adalah maximum flooding surface dan condensed section yang korelatif dengannya. Horizon tersebut biasanya dapat dengan relatif mudah dikenal dalam well logs serta biasanya banyak mengandung fosil sehingga relatif mudah untuk ditentukan umurnya dengan hasil yang baik. 6. Korelasi antar berbagai paket batuan yang terletak diantara dua maximum flooding surface kadang-kadang sukar dilakukan. Batas sekuen yang ditemukan pada dua sumur bor yang terpisah jauh mungkin tidak korelatif satu sama lain, terutama apabila kita menemukan indikasi adanya lebih dari satu sekuen di daerah tersebut. 7. Systems tract tidak dapat diberi nama sebelum kriteria pendukungnya menyakinkan. Sebagai contoh, suatu paket batuan yang mengindikasikan progradasi mungkin dapat dikenal dalam sebuah sumur bor, namun selama batas sekuen tidak diketahui, systems tract tersebut tidak dapat disebut katakanlah progradasional systems tract. Kriteria yang meyakinkan biasanya tidak ditemukan dalam satu sumur bor, namun kemungkinan akan dapat diketahui berdasarkan data gabungan yang diperoleh dari sejumlah sumur bor yang diletakkan pada posisi yang relatif teratur atau dari data seismik dengan resolusi cukup tinggi. 8. Pemilihan datum-gantung (hanging-datum), yakni datum dimana kita akan meletakkan semua data sumur sedemikian rupa sehingga dianggap bahwa semua sumur itu berada pada posisi sewaktu pengendapan terjadi, sangat penting artinya karena pemilihan ini akan menentukan bagaimana garis-garis korelasi selanjutnya akan dibuat. Contoh korelasi yang salah, akibat kesalahan pemilihan datum-gantung, diperlihatkan oleh Van Wagoner dkk (1990). Datum-gantung ideal adalah datum yang terletak relatif mendatar sewaktu diendapkan. Lapisan batubara yang melampar luas atau major marine flooding surface dapat berperan sebagai datum-gantung yang baik untuk daerah-daerah yang terletak di sebelah dalam tekuk paparan. 4.4.10 Check-list untuk Penafsiran Sekuen Stratigrafi berdasarkan Data Well logs 1. Tampilkan data-data well logs dalam skala yang konsisten. Pilihlah beberapa trend log yang tampak jelas. Walau demikian, perlu diketahui bahwa skala log standar jauh dari skala ideal yang dapat menampilkan trend log.

47

Sekuen Stratigrafi

Emery dkk (1996)

2. Tandai trend-trend utama pada log. Tafsirkan pertama-tama dengan menggunakan log sinar gamma, kemudian cross-check tafsiran itu dengan log lain. Gunakan kontrol data inti bor untuk mengaitkan fasies dengan data log. Perhatikan kemungkinan adanya horizon yang tersemenkan dalam log sonik, hydrocarbon legs pada log resistivitas, perubahan dari batuan klastika ke batuan non-klastika, dan casing shoes (yang seringkali tampak seperti major break dalam trend log). 3. Tafsirkan tatanan pengendapan secara garis besar—prograding clinoform, topset parasequences, cekungan, dsb— berdasarkan trend log dan litologi penciri (misalnya batubara). 4. Gunakan data lain sebagai penunjang tafsiran lingkungan pengendapan: data seismik, inti bor, biostratigrafi. 5. Tafsirkan major condensed section pada batas-batas trend log dan/atau berdasarkan karakter log yang khas. Gunakan data biostratigrafi (data kelimpahan fauna) sebagai penunjang tafsiran tersebut. 6. Tentukan interval-interval progradasi dan retrogradasi berdasarkan pengetahuan mengenai pola tumpukan parasekuen dan pola major condensed section. Kenali maximum flooding surface dan maximum progradation surface. Gunakan data seismik sebagai cross-check terhadap hasil tafsiran tersebut. 7. Tafsirkan kandidat batas sekuen dari gejala ketidaksinambungan fasies, bukti adanya penorehan topset, dsb. Cross-check tafsiran ini dengan data seismik dan data inti bor. Perhatikan kemungkinan adanya sesar normal, casing shoes, dsb. 8. Tafsirkan pola penebalan dan penipisan parasekuen yang mengindikasikan variasi laju penaikan muka air laut relatif. 9. Tafsirkan systems tract, jika kriteria yang dipersyaratkan ada, berdasarkan pola tumpukan parasekuen dan khuluk batasbatas systems tract. Pengetahuan sedimentologi yang diperoleh dari inti bor mungkin dapat membantu tugas ini karena fasies-fasies tertentu mengindikasikan systems tract tertentu pula. Sebagai contoh, batubara dan endapan pasut mengindikasikan transgressive systems tract. Cross-check tafsiran ini dengan data seismik. 10. Lanjutkan proses penafsiran ke seluruh bagian sumur. Ikatkan tafsiran terhadap data seismik secara hati-hati dengan menggunakan seismogram sintetis (synthetic seismogram), kemudian korelasikan dengan data biostratigrafi. Korelasikan sekuen, systems tract, dan parasekuen (jika memungkinkan).

48

Sekuen Stratigrafi

Emery dkk (1996)

BAB 5 DIAGRAM KRONOSTRATIGRAFI 5.1 TUJUAN PEMBUATAN DIAGRAM KRONOSTRATIGRAFI Analisis sekuen stratigrafi mencakup penafsiran hubungan antar berbagai sistem pengendapan dalam kerangka ruang dan waktu. Diagram kronostratigrafi merupakan alat untuk memperlihatkan hubungan antar berbagai sistem pengendapan tersebut serta antara sistem-sistem tersebut dengan peristiwa non-pengendapan, kondensasi, dan erosi. Secara fisik ketiga peristiwa itu diwujudkan sebagai bidang atau lapisan tipis. Karena itu, kebenaan bidang dan lapisan tipis itu hanya akan tampak jelas apabila dilihat dalam kerangka waktu. Diagram kronostratigrafi akan menjadi wahana bagi seorang analis sekuen stratigrafi untuk menguji dan meyakinkan dirinya bahwa tafsiran yang dibuatnya masuk akal apabila dilihat dari kerangka ruang dan waktu, atau sebaliknya. Selain itu, diagram tersebut juga memberikan informasi waktu yang dapat digunakan untuk mengukur berbagai variabel seperti fluks sedimen, subsidensi, dsb. Lebih jauh lagi, plot-plot kronostratigrafi yang memperlihatkan limit proksimal pengendapan topset, atau yang lebih dikenal dengan sebutan coastal onlap chart atau coastal onlap curve, memberikan informasi mengenai frekuensi (bukan besaran) perubahan muka air laut relatif. Prosedur dasar untuk menghasilkan diagram kronostratigrafi dan coastal onlap chart dari data seismik pertama kali dijelaskan oleh Wheeler (1958). Karena itu, diagram tersebut kadang-kadang disebut juga diagram Wheeler (Wheeler diagram). Diagram itu kemudian dikembangkan oleh Mitchum dkk (1977) serta Vail dkk (1977). Sebuah istilah yang digunakan untuk menamakan satuan batuan yang dibatasi oleh bidang-bidang waktu diajukan pertama kali oleh Schultz (1982). Istilah yang dimaksud adalah kronosom (chronosome). Diagram kronostratigrafi memiliki sumbu vertikal (berupa sumbu waktu) dan sumbu horizontal (berupa sumbu ruang). Pada diagram itu dirajahkan penyebaran systems tract, onlap, toplap, downlap, dsb. Di dalam systems tract, limit ruang dan waktu dari berbagai fasies yang menjadi unsur pembentuk systems tract itu dapat pula digambarkan. Bagian lain dari diagram kronostratigrafi digunakan untuk menyatakan posisi dan durasi peristiwa non-pengendapan, hiatus, by-passing, erosi dan/atau kondensasi. Diagram kronostratigrafi paling mudah dan paling akurat direkonstruksikan dari data seismik, dimana posisi relatif setiap satuan pengendapan dalam kerangka ruang dan waktu dapat ditentukan dengan jelas. Prinsip-prinsip perekonstruksian diagram kronostratigrafi, sebagaimana kebanyakan prinsip seismik stratigrafi, didasarkan pada asumsi bahwa reflektor-reflektor seismik mengikuti bidang perlapisan dan, karena bidang perlapisan merupakan bidang kesamaan waktu (isochronous surface), maka reflektor seismik mendekati garis kesamaan waktu (Vail dkk, 1977). Konsekuensi logis dari asumsi-asumsi tersebut adalah bahwa suatu paket yang dibatasi oleh reflektor seismik merupakan suatu kronosom. 5.2 PEREKONSTRUKSIAN DIAGRAM KRONOSTRATIGRAFI DARI DATA SEISMIK Setelah seorang analis sekuen stratigrafi memilih sebuah penampang seismik yang dipandang dapat merepresentasikan stratigrafi daerah yang ditelitinya, kemudian membuat tampilan penampang tersebut sebaik mungkin dan menandai reflektorreflektor non-stratigrafis, maka proses pembuatan diagram kronostratigrafi dapat dimulai. Proses ini akan dijelaskan dengan memakai gambar 5-1 sebagai acuan, dimana penampang seismik (gambar 5-1a) akan dikonversikan menjadi diagram kronostratigrafi (gambar 5-1e). Ada satu hal yang perlu dicamkan yaitu bahwa setiap reflektor seismik mungkin tidak mewakili keseluruhan stratigrafi endapan yang diteliti dan bahwa diagram kronostratigrafi yang dihasilkan dari perekonstruksian ini bagaimanapun juga tidak akan dapat memberikan tampilan lengkap dari semua proses pengendapan yang pernah terjadi pada cekungan yang dianalisis. Tampilan lengkap mengenai perubahan pola pengendapan dari waktu ke waktu hanya akan dapat diperoleh apabila kita membuat diagram kronostratigrafi tiga dimensi atau menggabungkan sejumlah diagram kronostratigrafi dua dimensi. 5.2.1 Pemilihan Terminasi-Terminasi Reflektor Reflektor seismik tidak memiliki penyebaran yang tidak terhingga. Bila sejumlah reflektor berakhir secara konsisten pada suatu bidang, maka bidang itu disebut bidang seismik (seismic surface). Tipe-tipe bidang seismik utama—seperti telah dibahas pada Bab 3—adalah bidang downlap, onlap, toplap, truncation (nyata dan semu), serta bidang sesar. Semua istilah itu mengindikasikan posisi bidang itu sebagaimana yang terlihat pada penampang (pada masa sekarang), sebagai produk gabungan dari geometri asal dan modifikasi yang terjadi kemudian akibat kompaksi dan aktivitas tektonik. Bidang-bidang seismik diberi tanda tersendiri seperti terlihat pada gambar 5-1b. Keberadaan bidang-bidang tersebut ditentukan dari reflektor seismik. 5.2.2 Identifikasi Bidang-Bidang Seismik Terminasi reflektor-reflektor seismik terjadi karena berakhirnya bidang perlapisan atau kerena menipisnya perlapisan sedemikian rupa sehingga berada di bawah resolusi seismik. Dengan demikian, bidang seismik merupakan zona perubahan fasies dari endapan yang merepresentasikan laju sedimentasi relatif tinggi menuju endapan yang merepresentasikan laju sedimentasi yang rendah, nol, atau bahkan negatif (erosi). Ada tiga jenis bidang seismik utama, masing-masing memiliki

49

Sekuen Stratigrafi

Emery dkk (1996)

ekspresi kronostratigrafi yang berbeda (gambar 5-1b dan 5-1e). Adalah suatu hal yang penting untuk membedakan bidangbidang tersebut dan hubungan terminasinya dalam diagram kronostratigrafi. Bidang-bidang seismik non-marin (non-marine seismic surfaces) merepresentasikan produk erosi non-marin, by-passing, dan/atau non pengendapan. Bidang tersebut ditindih oleh coastal onlap (yang mungkin dapat tererosi kembali sewaktu garis pantai mundur ke arah darat) dan menindih toplap atau erosional truncation. Dalam diagram kronostratigrafi, ruang yang merepresentasikan bidang tersebut mencakup daerah dimana dahulu strata batuan pernah diendapkan (dan kemudian tererosi kembali) serta ruang yang merepresentasikan non-pengendapan. Bidang-bidang seismik bahari (marine seismic surfaces) merepresentasikan waktu non-pengendapan bahari, kondensasi, dan/atau erosi. Bidang tersebut ditindih oleh marine onlap dan menindih bidang pemancungan semu, bidang pemancungan erosi bahari, atau oleh bidang keselarasan semu. Dalam diagram kronostratigrafi, ruang yang merepresentasikan bidang ini mencakup daerah dimana terjadi hiatus bahari dan kondensasi, dan mungkin pula mencakup wilayah dimana strata pernah diendapkan (namun kemudian tererosi kembali). Bidang sesar (fault-plane surface) merepresentasikan dislokasi strata akibat ekstensi, diapirisme, atau kompresi. Dalam diagram kronostratigrafi, ruang yang merepresentasikan bidang ini menyatakan tempat dimana batuan tidak ditemukan akibat ekstensi atau tempat dimana ditemukan duplikasi batuan akibat pemendekan. Bidang-bidang seismik melingkupi paket-paket pengendapan (atau systems tract). Paket-paket pengendapan itu merupakan unsur-unsur penyusun stratigrafi yang ingin kita plot ke dalam diagram kronostratigrafi. Pada gambar 5-1b, bidang-bidang seismik non-bahari hadir pada bagian kiri, kemudian menyebar ke sebelah kanan (ke arah cekungan) untuk kemudian berubah menjadi keselarasan semu. Batas antara satuan 2 dan 4 adalah bidang seismik non-bahari yang ditindih oleh coastal onlap dan menindih toplap. Bidang-bidang seismik di bagian kanan diagram itu cenderung merupakan bidang-bidang seismik bahari. Bidang-bidang yang disebut terakhir ini sebagian onlapping ke arah darat (bidang-bidang seismik antara 2 dan 4), sedangkan sebagian yang lain menerus ke arah darat menjadi keselarasan semu (batas antara 1 dan 2). 5.2.3 Penomoran Paket-Paket Seismik dan Reflektor-Reflektor yang Ada Didalamnya Diagram kronostratigrafi memiliki sumbu vertikal yang berupa sumbu waktu. Reflekfor-reflekfor seismik perlu dirajahkan pada diagram tersebut sesuai dengan urut-urutan waktu pembentukannya. Karena itu, kita perlu memberi nomor kepada setiap reflektor itu, mulai dari nomor 1 untuk reflektor paling tua hingga nomor ke sekian untuk reflekfor termuda. Tahap pertama dalam usaha memberikan nomor kepada setiap reflektor adalah memberi nomor kepada setiap paket reflektor (systems tract), yang dibatasi oleh bidang-bidang seismik, dalam urut-urutan umur mulai dari yang paling tua hingga yang paling muda. Umumnya pekerjaan ini dapat dilaksanakan secara otomatis dan relatif mudah, terutama apabila data sumur mengenai umur setiap paket itu telah diperoleh. Walau demikian, dalam banyak kasus, kita hampir tidak mungkin dapat mengetahui umur relatif secara persis antara dua atau lebih systems tract yang tidak memiliki hubungan ruang secara langsung. Sebagai contoh, pada gambar 5-1b, kita tidak dapat mengetahui secara persis umur relatif systems tract 2 terhadap systems tract 3. Data umur, hingga tingkat tertentu, perlu dimiliki agar kita dapat membuat diagam kronostratigrafi yang dapat diandalkan. Namun, kalaupun hal itu tidak dapat diperoleh, kita perlu membuat pilihan arbiter yang didasarkan pada alasan yang dapat diterima. Setelah setiap paket batuan diberi nomor sesuai dengan umurnya, maka setiap refleksi yang ada dalam setiap paket itu pun diberi nomor sesuai dengan umurnya pula (gambar 5-1c). Sekali lagi pekerjaan ini pun tidak mungkin dapat dilakukan dengan benar-benar objektif. 5.2.4 Penerjemahan Reflektor ke dalam Skala Waktu Setelah semua paket reflektor dapat diidentifikasikan dan ditempatkan dalam urut-urutan stratigrafi, maka pekerjaan tahap berikutnya mudah untuk dilakukan. Kita membuat sebuah diagram yang sumbu horizontalnya berkorespondensi dengan sumbu horizontal penampang seismik, sedangkan sumbu vertikalnya dibuat dalam skala tertentu untuk menyatakan umur setiap reflektor. Setelah itu, setiap reflektor dirajahkan ke dalam diagram tersebut, sesuai dengan umurnya, sebagai garis horizontal dengan posisi lateral sebagaimana yang terlihat pada penampang seismik. Sebagai contoh, refleksi nomor 1 dari gambar 5-1c diplot di dekat sumbu horizontal pada gambar 5-1d, pada posisi horizontal yang sama sebagaimana terlihat pada gambar 5-1c.1 Pada diagram yang dihasilkan kita dapat menambahkan sejumlah tanda, misalnya geometri umum (topset, bottomset, clinoform) atau nama fasies seismik. Posisi offlap break diberi tanda pada refleksi klinoform-topset pada gambar 5-1d dengan sebuah titik. Selain itu, variasi ketebalan strata yang direpresentasikan oleh diagram itu juga dapat diberi simbol khusus, misalnya dengan memberi tanda atau nilai ketebalan. Jangan memindahkan bidang-bidang seismik ke dalam diagram gambar 5-1d; objek yang dipindahkan hanyalah reflektor-reflekfor seismik. 5.2.5 Pengisian Diagram Kronostratigrafi Bagian diagram kronostratigrafi yang ditutupi oleh garis-garis horizontal mereprentasikan pola pengendapan dalam kerangka ruang dan waktu. Paket-paket pengendapan diskrit sebagaimana diperlihatkan oleh reflektor seismik (yakni systems tract) akan muncul sebagai bagian-bagian diskrit yang disusun oleh oleh garis-garis horizontal. Batas bagian-bagian diskrit seperti itu dapat diberi nama atau warna sesuai dengan tipe terminasi reflektornya (onlap, downlap, truncation, sesar, dsb). 1

Perlu diketahui bahwa panjang garis horizontal itu sama dengan panjang keseluruhan reflektor yang berkorespondensi dengannya. Walau demikian, karena setiap reflektor itu merepresentasikan waktu yang sama, maka akan digambarkan sebagai satu garis lurus. Titik pada ―garis waktu‖ itu menyatakan titik dimana reflektor itu berubah kemiringannya pada penampang seismik. Dengan kata lain, setiap titik itu merepresentasikan offlap break. [Pent.]

50

Sekuen Stratigrafi

Emery dkk (1996)

Bagian diagram yang tidak ditutupi oleh garis-garis horizontal merepresentasikan waktu dan lokasi non-pengendapan, erosi, kondensasi yang berada di bawah resolusi seismik, atau merepresentasikan sesar. Bagian-bagian itu berkorespondensi dengan bidang-bidang seismik yang telah dijelaskan di atas. Sudah barang tentu kita perlu membedakan bagian-bagian tersebut. Sewaktu membaca diagram, kita harus tahu apakah ruang kosong yang menyatakan non-pengendapan merepresentasikan condensed section bahari atau merupakan ciri penyingkapan dan erosi yang berlangsung di atas muka air laut. Pengetahuan itu diperlukan untuk memahami sejarah cekungan dan untuk menempatkan systems tracts dalam konteks daur perubahan muka air laut relatif. Sebagian besar proses penafsiran mungkin berlangsung pada fasa ini. Gambar 5-1e memperlihatkan diagram kronostratigrafi yang telah ditafsirkan secara lengkap berdasarkan data seismik yang diperlihatkan pada gambar 5-1a. 5.2.6 Penambahan Data Sumur ke dalam Diagram Kronostratigrafi Setiap sumur yang diikatkan dengan garis seismik hendaknya dirajahkan ke dalam diagram kronostratigrafi dengan cara sbb: 1. Interval-interval progradasi dan retrogradasi yang berada di bawah resolusi seismik (dan dapat dikenal dari analisis sekuen stratigrafi berdasarkan well logss dan inti bor) dapat ditambahkan ke dalam diagram kronostratigrafi. 2. Bidang-bidang hiatus (maximum flooding surface, condensed section) dan erosi (batas sekuen, ngarai bawah laut) yang dapat dikenal berdasarkan well logss dan inti bor juga dapat ditambahkan ke dalam diagram kronostratigrafi. 3. Reflektor-reflektor khas, misalnya sudut lereng, fasies seismik, atau sifat-sifat seismik dapat diterjemahkan menjadi informasi fasies. 4. Data umur dari sumur pengeboran dapat digunakan sebagai skala diagram kronostratigarfi dalam kerangka waktu absolut. 5.2.7 Mengaitkan Skala Waktu Diagram Kronostratigrafi dengan Skala Waktu Absolut Diagram yang telah dibuat di atas memiliki sumbu waktu sebagai sumbu vertikal, namun skala waktunya tidak bersifat linier. Reflektor-reflektor seismik telah dirajahkan menurut urut-urutan waktu pembentukannya dengan menggunakan cara dimana jarak antara dua refleksi seismik dibuat sama di seluruh bagian diagram. Jika kita memiliki data umur absolut dari setiap bagian stratigrafi, maka diagram tersebut dapat dibuat dengan memakai skala waktu absolut sebagai sumbu vertikal. Walau demikian, hal itu bukan merupakan pekerjaan sepele. Umur absolut mungkin hanya diambil dari sejumlah bidang pembatas kunci dan, oleh karena itu, umur batuan yang terletak diantara bidang-bidang tersebut harus diekstrapolasikan dari data-data umur yang ada. Hal ini dapat dilakukan dengan menganggap bahwa rentang waktu yang dicerminkan olah batuan-batuan yang terletak diantara dua reflektor seismik adalah sama sedemikian rupa sehingga umur dari setiap refleksi seismik kemudian dapat ditentukan berdasarkan umur dua bidang kunci yang membatasinya. Cara lain adalah dengan memakai pembobotan, misalnya saja dengan menganggap bahwa refleksi seismik yang memiliki pelamparan lebih luas mengindikasikan rentang waktu yang lebih panjang. Hampir dapat dipastikan bahwa akan ada paket-paket endapan yang tidak tertampilkan pada penampang seismik karena paket-paket endapan itu tidak terlalui oleh garis survey seismik. Waktu pengendapan paket-paket tersebut akan ditampilkan pada penampang seismik sebagai hiatus, kondensasi, by-passing, atau erosi. Perekonstruksian diagram kronostratigrafi dua dimensi yang didasarkan pada satu penampang seismik belum memadai untuk dapat menunjukkan hiatus itu. Pembobotan yang layak tidak akan dapat diberikan kepada rumpang yang ada, kecuali apabila diagram kronostratigrafinya dibuat dalam tiga dimensi. Walau demikian, pembuatan diagram kronostratigrafi tiga dimensi terlalu kompleks untuk dilakukan secara manual, kecuali apabila kita dapat memanfaatkan metoda-metoda komputer seperti dikemukakan oleh Nordlund & Griffiths (1993). 5.3 PENAFSIRAN DIAGRAM KRONOSTRATIGRAFI 5.3.1 Tampilan Kronostratigrafis dari Batas Sekuen Batas sekuen, yang berupa ketidakselarasan akibat erosi permukaan dan berupa bidang keselarasan yang korelatif dengan bidang ketidakselarasan itu, akan ditampilkan dalam diagram kronostratigrafi sebagai sebuah daerah. Pelamparan daerah itu mengindikasikan pelamparan ketidakselarasan, sedangkan ―ketebalannya‖ menyatakan rentang waktu yang dicerminkan oleh bidang ketidakselarasan tersebut. Ketidakselarasan itu akan ditindih oleh coastal onlap dan menindih toplap atau truncation. Durasi ketidakselarasan akan makin besar ke arah tepi cekungan dan paling kecil ke arah pusat cekungan. Gambar 5-2 memperlihatkan tampilan kronostratigrafis dari batas sekuen tipe-1 dan tipe-2. Batas sekuen tipe-2 akan ditampilkan dalam diagam kronostratigrafi sebagai suatu daerah berbentuk segitiga, sedangkan bidang keselarasan yang korelatif dengannya akan ditampilkan sebagai sebuah garis yang dipandang ekivalen umurnya dengan ujung segitiga yang berdampingan dengannya. Batas sekuen tipe-1 juga ditampilkan sebagai daerah yang runcing, namun batas ini akan mencakup pula rentang waktu pada saat mana sedimen di-bypass melalui tepian cekungan dan kemudian diendapkan di dalam cekungan. Daerah yang menyatakan batas sekuen ini tidak memiliki puncak sedemikian rupa sehingga sukar bagi kita untuk memilih titik yang korelatif dengan bidang keselarasan yang korelatif dengan bidang ketidakselarasan tersebut. Walau demikian, para ahli umumnya sepakat bahwa bidang keselarasan yang merupakan batas sekuen dapat dikorelasikan dengan onset of shelf bypass, meskipun waktu shelf bypassing akan dipengaruhi oleh laju subsidensi lokal serta variasi guntara. 5.3.2 Tampilan Kronostratigrafis dari Condensed section Kondensasi bahari juga merupakan proses yang sering berlangsung dalam rentang waktu cukup lama. Durasi yang direpresentasikan oleh condensed section makin besar ke arah cekungan dan makin kecil ke arah daratan. 51

Sekuen Stratigrafi

Emery dkk (1996)

Pada paket endapan cekungan, condensed section dibatasi oleh marine onlap. Pada tepi cekungan, condensed section ditindih oleh downlap surface dan menindih apparent truncation. Pada diagram kronostratigrafi, condensed section akan tampak sebagai sebuah daerah dengan bentuk seperti segitiga, dimana ujung segitiga itu berkorespondensi dengan waktu pada saat mana terjadi maximum flooding (MSF pada gambar 5-2). Bentuk condensed section pada diagram kronostratigrafi endapan endapan cekungan lebih kompleks. Di tempat itu lokasi pengendapan dari waktu ke waktu dipengaruhi oleh bentuk cekungan serta oleh pola pertumbuhan dan perpindahan autosiklis dari kipas bawah laut. 5.3.3 Tampilan Kronostratigrafis dari Daur-Daur Pengendapan Daur pengendapan yang paling jelas terlihat dalam diagram kronostratigrafi adalah prograding clinoform. Migrasi pengendapan secara lateral dan terus-menerus akan mudah terlihat dalam diagram kronostratigrafi sebagai zona yang miring. Toplapping klinoform menindih downlap line yang miring serta ditindih oleh toplap line yang juga diagonal dan terletak sejajar dengan downlap line (misalnya bagian bawah dari lowstand wedge pada gambar 5-2). Reflektor-reflektor topset akan tampak sebagai daerah yang meluas, dengan downlap surface di satu sisi dan coastal onlap di sisi lain (misalnya bagian akhir dari lowstand wedge dan shelf-margin systems tract pada gambar 5-2). 5.3.4 Tampilan Kronostratigrafis suatu Contoh Penampang Seismik Gambar 5-3 merupakan diagram kronostratigrafi dari lintasan seismik regional melalui endapan Paleogen di daerah Outer Moray Fifth, Laut Utara. Beberapa contoh data seismik dari penampang regional ini telah diperlihatkan pada Bab 3. Berikut akan dijelaskan beberapa aspek stratigrafi yang dapat disimpulkan dari diagram tersebut. 1. Dari gambar itu tampak jelas bahwa sebagian besar diagram ditutupi oleh daerah yang mencerminkan perioda-perioda nonpengendapan. Pada setiap lini, perioda pengendapan yang berlangsung relatif pendek dipisahkan oleh hiatus, by-passing, dan erosi yang berlangsung pada rentang waktu yang panjang. Zona pengendapan klinoform relatif sempit dan di bagian bawah diagram zona itu bergeser dengan cepat menuju cekungan dan menindih kipas bawah laut. Klinoform-klinoform tersebut secara tidak menerus berasosiasi dengan topset-topset minor. Setelah itu, berturut-turut ke bagian atas diagram, topset berkembang dengan baik dan mengandung batubara, sedangkan klinoform hanya merupakan komponen kecil di bagian tersebut. 2. Pada rentang waktu yang ditampilkan oleh diagram kronostratigrafi, zona hiatus non-bahari bergeser sejauh 150 km ke arah cekungan. Gejala seperti hanya akan muncul apabila terjadi peristiwa penurunan muka air laut relatif yang besar; bukan sekedar progradasi. Selain itu lebar sabuk klinoform terus menerus berkurang. Hal itu mengindikasikan berkurangnya kedalaman cekungan. Peristiwa pendangkalan itu mungkin terjadi akibat gabungan dari proses pengisian cekungan dan penurunan muka air laut. 3. Transgresi pada unit T45 dan T50 berlangsung cepat, hal mana mengindikasikan terjadinya flooding melalui topset-topset tua. Flood T45 bergerak maju hingga mencapai clinoform front T30 yang lebih tua daripadanya. Hal ini mengindikasikan adanya relict topography pada clinoform front tersebut. 4. Gejala-gejala yang agak samar juga dapat dilihat pada diagram ini. Hal ini mengindikasikan bahwa data yang ada merepresentasikan kondisi aslinya. 5.4 COASTAL ONLAP CURVES DAN KURVA PERUBAHAN MUKA AIR LAUT RELATIF Perekonstruksian diagram kronostratigrafi bukan merupakan pekerjaan akhir dari analisis sekuen stratigrafi. Diagram kronostratigrafi, yang terutama didasarkan pada penampang seismik, dapat dipakai untuk merekonstruksikan perubahan muka air laut relatif yang merupakan salah satu faktor pengontrol kunci dalam stratigrafi. Kurva perubahan muka air laut itu selanjutnya dapat digunakan untuk menentukan saat-saat terjadinya pergerakan tektonik lokal, membedakan peristiwa-peristiwa pengendapan regional, dan memprediksikan tatanan stratigrafi pada bagian-bagian cekungan yang belum dibor dengan memakai model-model sekuen stratigrafi. Kurva perubahan muka air laut relatif (relative sea-level curve) dapat dibuat langsung dari pola-pola perpindahan offlap break dari waktu ke waktu, jika data seismik yang ada memang memungkinkan. Walau demikian, kurva perubahan muka air laut lebih sering dibuat berdasarkan coastal onlap curve. 5.4.1 Coastal Onlap Curves Strata klinoform di tepi cekungan umumnya memiliki topset yang yang relatif datar, klinoform yang miring, dan toeset yang juga relatif datar. Fasies topset diyakini dikontrol oleh proses-proses laut-dangkal, paralik, dan non-bahari, sedangkan fasies klinoform diyakini dikontrol oleh proses-proses lereng. Topset dipisahkan dari klinoform oleh offlap break. Onlap strata ke arah darat dan offlap break dikenal sebagai coastal onlap. Karena strata ini dikontrol oleh proses-proses laut-dangkal, maka variasi muka air laut relatif akan mempengaruhi pola coastal onlap dan pola pola pergerakan offlap break. Diagram yang melukiskan posisi coastal onlap dari waktu ke waktu dapat dibuat sebagai salah satu hasil perekonstruksian diagram kronostratigrafi atau dapat juga dibuat langsung dari data seismik tanpa harus membuat bagian-bagian lain dari diagram kronostratigrafi. Variasi coastal onlap dari waktu ke waktu dalam sekuen tipe-1 diperlihatkan pada gambar 5-4 (yang mirip dengan gambar 5-2). Gambar ini memperlihatkan pergerakan lateral tepi proksimal topset pengendapan dari waktu ke waktu. Pergeseran lateral offlap break (lihat 2.1) diperlihatkan pada gambar 5-4 sebagai garis putus-putus. Kurva itu dengan 52

Sekuen Stratigrafi

Emery dkk (1996)

jelas memperlihatkan terjadi peristiwa-peristiwa progradasi (pergerakan offlap break ke arah laut), retrogradasi (pergerakan offlap break ke arah darat), dan aggradasi (kedudukan offlap break secara stasioner). Variasi muka air laut relatif dapat dibaca dari coastal onlap curve. Pergeseran coastal onlap ke arah darat mengindikasikan penaikan muka air laut relatif, sedangkan pergeseran coastal onlap ke arah laut mengindikasikan penurunan muka air laut relatif. Hal ini dapat dilihat pada gambar 5-4, dimana pergeseran coastal onlap ke arah darat pada lowstand wedge, highstand systems tract, dan transgressive systems tract berasosiasi dengan penaikan muka air laut relatif, sedangkan penurunan muka air laut relatif yang kemudian diikuti oleh pengendapan kipas bawahlaut berasosiasi dengan pergerakan coastal onlap ke arah laut. Besaran pergerakan lateral coastal onlap sebagian tergantung pada besaran perubahan muka air laut relatif dan sebagian lain tergantung pada topografi cekungan. Besaran pergerakan itu sama dengan perubahan muka air laut relatif dibagi dengan tangen kemiringan topografis. Dengan demikian, adalah suatu hal yang sukar untuk mengetahui besaran perubahan muka air laut relatif dari coastal onlap curve, meskipun frekuensi perubahannya sendiri terekam dalam kurva tersebut. Walau demikian, perlu selalu dicamkan bahwa suatu penampang seismik mungkin tidak memperlihatkan salah satu bahkan semua rekaman perubahan-perubahan tersebut. Sebagai contoh, suatu penampang seismik mungkin tidak memotong lowstand wedge dan, oleh karena itu, perubahan muka air laut relatif yang berasosiasi dengan lowstand wedge itu tidak akan tampak dalam diagram kronostratigrafi yang direkonstruksikan dari garis tersebut. Analisis kronostratigrafi tiga dimensi diperlukan untuk mendapatkan pemahaman yang menyeluruh mengenai sejarah perubahan muka air laut di suatu daerah. Selain itu, erosi yang terjadi pada rentang waktu yang panjang mungkin menyebabkan terhapusnya jejak perubahan muka air laut yang terbentuk sebelumnya. Coastal onlap curve dari sejumlah cekungan yang diteliti oleh Exxon pada dasawarsa 1970-an dan digunakan untuk merekonstruksikan coastal onlap curve global-komposit diterbitkan oleh Haq dkk (1988). Bentuk kurva yang seperti mata gergaji itu muncul sebagai artefak dari proses perajahannya. Pergeseran coastal onlap ke arah cekungan yang berlangsung tiba-tiba merepresentasikan batas antara onlapping topset dari highstand systems tract dengan onlapping topset dari lowstand systems tract. Dalam beberapa kasus, pola-pola onlap dalam lowstand fan juga dimasukan ke dalam coastal onlap curve. Ketidaksetangkupan variasi coastal onlap hendaknya tidak dipandang sebagai ketidaksetangkupan perubahan muka air laut relatif (berupa penurunan yang cepat dan penaikan yang lambat). Ketidaksetangkupan daur coastal onlap merupakan produk tanggapan sedimen terhadap variasi muka air laut yang seperti gelombang sinus itu. 5.4.2 Kurva Muka Air Laut Relatif Kurva perubahan muka air laut relatif dapat direkonstruksikan dengan cara merajahkan pergerakan vertikal topset dari waktu ke waktu. Hal ini didasarkan pada asumsi bahwa topset diendapkan sebagai satuan yang relatif datar dan dekat dengan muka air laut. Sudah barang tentu asumsi ini tidak sahih dalam skala detil karena topset paralik sekalipun sedikit banyaknya akan miring. Walau demikian, asumsi tersebut cukup baik digunakan untuk mengukur perubahan muka air laut relatif berskala besar. Untuk memperoleh diagram yang lebih akurat, pergerakan vertikal dari offlap break harus diukur dengan menggunakan asumsi bahwa offlap break berada pada kedalaman yang tetap dari waktu ke waktu. Sekali lagi, asumsi inipun tidak terlalu sahih pada skala detil karena pada kenyatannya kedalaman offlap break merupakan fungsi kesetimbangan antara pasokan sungai dengan perombakan bahari, sedangkan kesetimbangan itupun akan berubah dengan berubahnya posisi muka air laut relatif. Penaikan muka air laut relatif akan menyebabkan naiknya topset dan offlap break, relatif terhadap bidang-bidang yang ada dibawahnya, sedangkan penurunan muka air laut relatif akan menyebabkan turunnya offlap break dan bergesernya topset ke arah cekungan. Dengan demikian, kurva muka air laut relatif dapat direkonstruksikan dari pergerakan vertikal topset dan/atau offlap break. Detil-detil sejarah perubahan muka air laut akan hilang apabila sebagian topset terhapus oleh erosi. Variasi laju perubahan muka air laut relatif dapat menghasilkan pola sistem topset-clinoform yang khas. Muka air laut statis tidak memperlihatkan perubahan posisi offlap break dan coastal onlap pada arah vertikal. Walau demikian, titik coastal onlap dapat bergerak ke arah cekungan sejalan dengan perkembangan toplap surface. Konfigurasi offlapping clinoform yang dihasilkannya disebut oblique offlap seperti yang telah diperlihatkan pada gambar 3-10. Peningkatan laju penaikan muka air laut relatif akan menyebabkan offlap tumbuh ke luar dan ke bagian atas sedemikian rupa sehingga pola yang dihasilkan adalah aggradasional. Pola seperti ini disebut aggradational offlap. Pola ini kemudian dapat berubah menjadi transgresional. Penurunan laju penurunan muka air laut relatif akan menyebabkan offlap tumbuh ke luar dan ke atas sedemikian rupa sehingga pola yang dihasilkan adalah progradasional. Pola seperti ini disebut sigmoidal offlap (lihat gambar 3-10). 5.4.3 Sebuah Contoh dari Endapan Tersier di Laut Utara Gambar 5-4 merupakan diagram kronostratigrafi endapan Paleosen di Laut Utara. Coastal onlap curve dari endapan Paleosen dan Eosen dari penampang seismik yang dibuat dari lintasan yang dekat dengan lintasan seismik itu diperlihatkan pada gambar 5-5 (Jones & Milton, 1994). Kurva tersebut memiliki sifat-sifat sbb: 1. Pergeseran coastal onlap terjadi sejalan dengan bervariasinya frekuensi dan besaran muka air laut relatif. Ada dua geseran besar yang terlihat dari gambar itu: (1) dari T30 hingga T45; (2) dari T60/70 hingga T98. Coastal onlap bergeser sekitar 100 km selama daur-daur tersebut. Pergeseran yang pertama sama dengan pergeseran coastal onlap ke arah cekungan seperti ditunjukkan pada gambar 5-3. 2. Pergeseran coastal onlap dengan frekuensi lebih tinggi umumnya memiliki besaran yang lebih rendah, sekitar 10-40 km. 3. Berbeda dengan pola coastal onlap curve, dimana pergeseran ke arah cekungan berlangsung cepat dan pergeseran ke arah daratan berlangsung lambat, kurva ini memperlihatkan pergeseran coastal onlap ke arah cekungan yang lebih berangsur yang dalam hal ini direpresentasikan oleh satuan-satuan toplapping clinoform. 53

Sekuen Stratigrafi

Emery dkk (1996)

Gambar 5-6 merupakan kurva perubahan muka air laut relatif dari lintasan seismik yang sama (Jones & Milton, 1994). Kurva itu dibuat dalam skala milidetik (belum dikonversikan ke dalam skala kedalaman) serta belum memperhitungkan efek-efek kompaksi. Walau demikian, dengan memakai konversi kasar 1 m untuk setiap 1 milidetik, kita akan memperoleh gambaran mengenai besaran dan frekuensi perubahan muka air laut relatif pada Paleogen. Perubahan muka air laut relatif dengan besaran yang berbeda-beda juga dapat dilihat pada gambar tersebut dan dapat ditafsirkan sebagai penyebab terjadinya geseran-geseran coastal onlap seperti terlihat pada gambar 5-5. Besaran perubahan muka air laut di bagian bawah gambar itu adalah beberapa ratus meter. Kala Paleosen di Laut Utara merupakan waktu dimana terjadi pemasokan sedimen yang cepat ke dalam cekungan laut dalam yang sebelumnya tidak terlalu banyak memperoleh pasokan sedimen klastika dan merupakan tempat pembentukan endapan kapur. Dilihat dari sejarahnya, tingginya pasokan sedimen itu terjadi sejala dengan terangkatnya Scottish mainland. Pengangkatan itu sendiri terjadi akibat berkembangnya suatu mantle hotspot. Berdasarkan rekonstruksi cekungan, Milton dkk (1991) berpendapat bahwa peristiwa pengangkatan tidak hanya mempengaruhi hinterland, namun juga cekungannya. Analisis kronostratigrafi yang dilakukan oleh Jones & Milton (1994) memungkinkan proses pengangkatan itu ditunjukkan, ditentukan rentang waktu terjadinya, serta diukur besarannya. Dengan demikian, peningkatan pasokan sedimen klastika dapat ditunjukkan berlangsung bersamaan dengan peristiwa penurunan muka air laut relatif yang disebabkan oleh aktivitas tektonik. Karena itu, tidak mengherankan apabila sekarang kita menemukan bahwa rekaman Paleosen di daerah itu awalnya didominasi oleh kipas bawahlaut. Daur perubahan muka air laut orde-3 juga dapat dikenal dalam diagram tersebut. Pengetahuan mengenai daur itu dapat dipakai sebagai faktor pengontrol individu-individu paket stratigrafi yang ada dalam paket endapan Paleogen. 5.5 PEREKONSTRUKSIAN DIAGRAM KRONOSTRATIGRAFI DARI DATA LAIN Diagram kronostratigrafi paling mudah direkonstruksikan dari sumber data yang memperlihatkan hubungan umur antara berbagai satuan pengendapan dengan jelas. Pada skala cekungan, data yang dimaksud biasanya adalah data seismik. Walau demikian, diagram kronostratigrafi sebenarnya dapat pula dibuat berdasarkan data singkapan atau potret udara, meskipun hasil perekonstruksian dengan data seperti ini jarang diterbitkan. Diagram kronostratigrafi yang dibuat berdasarkan data sumur atau data well logs yang terpisah-pisah, sangat sukar dilaksanakan secara objektif. Tanpa adanya suatu penampang melintang yang melukiskan hubungan umur sebagaimana diperlihatkan oleh rekaman seismik atau serangkaian data yang terletak lebih kurang sejajar, seorang analis hanya akan dapat membuat diagram kronostratigrafi berdasarkan model pengendapan yang dimilikinya. Diagram itu pada gilirannya akan tampak sangat sederhana, bahkan mungkin akan terasa dibuat-buat. Diagram tersebut sering dibuat dari data sumur. Beberapa petunjuk yang perlu diperhatikan oleh mereka yang akan membuat diagram kronostratigrafi berdasarkan data sumur akan diberikan di bawah ini. Proses pembuatan diagram kronostratigrafi dari data sumur melibatkan proses analisis sekuen serta pengidentifikasian interval-interval progradasi dan retrogradasi, bidang-bidang hiatus dan erosi, baik hiatus dan erosi bahari maupun hiatus dan erosi non-bahari (lihat Bab 4). Berbagai interval dan bidang itu kemudian dikorelasikan dengan menggunakan data biostratigrafi (lihat Bab 6). Diagram kronostratigrafi yang dibuat juga menggunakan umur biostratigrafi sebagai sumbu vertikal. Bidang-bidang dan events yang ada pada diagram kronostratigrafi ini, seperti yang terlihat dalam diagram kronostratigrafi yang didasarkan pada data seismik, adalah: 1. Bidang-bidang yang merepresentasikan proses-proses seumur, misalnya batas sekuen dan condensed section, akan berbentuk segitiga. 2. Bidang atau lapisan yang merepresentasikan ketidaksamaan umur (diakron)—misalnya ravinement surface, endapan batupasir, dan endapan klinoform—akan berbentuk seperti jajaran genjang. 3. Bidang-bidang yang merepresentasikan peristiwa tertentu, misalnya permulaan kembali proses pengendapan, akan muncul sebagai garis-garis yang tidak horizontal. Praktek paling aman untuk membuat diagram kronostratigrafi suatu cekungan dari data sumur adalah dengan pertama-tama menggambarkan penampang melintang dari satu sumur ke sumur yang lain, seperti yang kemungkinan akan diperlihatkan oleh penampang seismik, kemudian membuat diagram kronostratigrafi berdasarkan penampang tersebut.

54

Sekuen Stratigrafi

Emery dkk (1996)

BAB 6 BIOSTRATIGRAFI 6.1 PENDAHULUAN Biostratigrafi adalah cabang stratigrafi yang didasarkan pada pengetahuan tentang fosil yang ada dalam batuan. Ilmu ini memanfaatkan kisaran kronostratigrafi dari berbagai spesies fosil untuk (1) mengkorelasikan penampang-penampang stratigrafi; dan (2) menafsirkan lingkungan pengendapan. Sebelum ada data seismik, metoda biostratigrafi merupakan satu-satunya cara yang dimiliki para ahli geologi untuk mengkorelasikan bagian-bagian penampang yang umurnya "sama" (dalam batas resolusi biostratigrafi). Walau demikian, kebanyakan fosil yang digunakan para ahli paleontologi sebelum pertengahan abad ini bukan organisma yang hidup di dalam kolom air laut (plankton), melainkan organisma dasar laut (bentos). Dengan demikian, korelasi-korelasi yang dibuat waktu itu sebenarnya lebih menunjukkan kesamaan kondisi lingkungan dan fasies pengendapan; bukan kesamaan waktu (Loutit dkk, 1988). Karena itu, tidak mengherankan jika banyak satuan litostratigrafi lama mengandung kumpulan fosil bentonik yang sifatnya khas. Hal inilah yang kemudian menyebabkan timbulnya praktek pengkorelasian satuan-satuan litostratigrafi. Dewasa ini, praktek korelasi dalam analisis cekungan lebih banyak dilakukan berdasarkan seismik stratigrafi, bukan biostratigrafi. Walau demikian, bersama-sama dengan metoda penanggalan lain seperti isotope stratigraphy (Emery & Robinson, 1993) dan magnetostratigrafi, biostratigrafi memegang peranan penting dalam memberikan kontrol umur terhadap korelasi seismik stratigrafi (Armentrout, 1987; Loutit dkk, 1988; McNeil dkk, 1990). Selain itu, tanpa batuan biostratigrafi, seismik stratigrafi hanya akan memiliki penerapan yang sangat terbatas dalam menganalisis daerah dengan struktur yang rumit. Bab ini akan memperlihatkan bagaimana data biostratigrafi dapat dipadukan dengan teknik-teknik lain untuk meningkatkan penafsiran sekuen stratigrafi.

6.2 FOSIL DAN ZONA BIOSTRATIGRAFI 6.2.1 Fosil Semua tipe fosil sebenarnya berpotensi untuk dapat diterapkan pada sekuen stratigrafi. Walau demikian, untuk menentukan umur batas sekuen dan maximum flooding surface secara akurat, diperlukan adanya fossil events yang memiliki kebenaan kronostratigrafi. Hal ini dapat dicapai melalui pengintegrasian marker taxa dari jenis fosil yang berbeda-beda. Fosil yang paling berguna adalah fosil yang, ketika berevolusi, memperlihatkan perubahan morfologi secara cepat dan tegas sedemikian rupa sehingga mudah dikenal tanpa keraguan. Persyaratan lain yang perlu dimiliki oleh index fossils adalah memiliki penyebaran yang luas sehingga dapat dikorelasikan dalam satu cekungan atau antar cekungan serta memiliki kelimpahan yang relatif tinggi. Beberapa tipe fosil seperti amonit, goniatit, dan foraminifera besar sebenarnya memiliki kelebihan tersendiri dibanding fosil lain. Namun, ukurannya yang relatif besar memperkecil kemungkinannya untuk dapat terkandung dalam keratan pengeboran atau inti bor. Karena itu, berbagai jenis fosil kecil (umumnya berukuran beberapa mikron hingga kurang dari beberapa milimeter) saja yang biasa digunakan dalam biostratigrafi. Ada tiga kategori fosil yang paling banyak digunakan oleh para ahli biostratigrafi: (1) mikrofosil (misalnya foraminifera, ostracoda, diatom, calpionellida, radiolaria, ganggang kapur, dan conodonta); (2) nanofosil (misalnya cocolith dan discoaster); serta (3) palinomorf (misalnya dinoflagelata, chitinozoa, acritarch, tasmanitida, serbuksari, dan spora). Salah satu kelebihan utama dari mikrofosil adalah bahwa, jika lingkungannya sesuai, akan ditemukan dalam jumlah yang melimpah. Gambar 6-1 memperlihatkan kisaran stratigrafi untuk beberapa kategori fosil yang biasa digunakan dalam industri perminyakan.

55

Sekuen Stratigrafi

Emery dkk (1996)

Keberadaan organisma yang kemudian menjadi fosil merupakan fungsi dari evolusi, kondisi lingkungan, dan geografi. Terawetkan tidaknya suatu organisma tergantung pada susunan mineral dan kimia tubuh organisma itu, pada lingkungan dimana tubuh organisma itu terendapkan, dan pada sejarah diagenesis setelah tubuh organisma tertutup oleh sedimen yang diendapkan kemudian. Ketidakhadiran fosil indeks tertentu, baik karena keterbatasan biofasies atau karena tidak terawetkan, merupakan faktor pembatas bagi studi biostratigrafi dan menjadi penghalang utama dalam usaha penafsirannya. 6.2.2 Skema-Skema Zonasi Fosil dan Resolusi Biokronostratigrafi Organisma berevolusi, berkembang, dan kemudian punah akibat interaksi antara organisma dengan lingkungannya. Datum pemunculan pertama (first appearance datum, FAD) dan datum pemunculan terakhir (last appearance datum, LAD) suatu organisma dalam rekaman batuan merupakan titik-titik penting dalam korelasi biostratigrafi. Peristiwa lain, misalnya kelimpahan maksimum, juga sering dipakai sebagai kriteria korelasi. Walau demikian, kelimpahan maksimum hendaknya ditangani secara hati-hati mengingat faktor-faktor lokal, misalnya laju sedimentasi, dapat mempengaruhi kelimpahan fosil dalam rekaman batuan. Waktu biostratigrafi diukur dalam biokronozona (biochronozone) yang didasarkan pada pemunculan dan kepunahan fosil secara global. Bolli dkk (1985) menyusun suatu sintesis yang menyeluruh terhadap berbagai kategori fosil bahari yang kemudian digunakan untuk menyusun skema biokronozona. Kisaran global suatu spesies fosil mungkin tidak dapat ditemukan dalam suatu cekungan akibat keterbatasan lingkungan atau geografi. Pada kondisi seperti itu, biozona yang didasarkan pada pengetahuan mengenai pemunculan pertama dan pemunculan terakhir setiap spesies fosil yang ditemukan mungkin hanya memiliki nilai korelatif lokal. Hal ini mengandung pengertian bahwa korelasi global dari suatu tipe fosil memerlukan adanya diagram sekuen stratigrafi seperti yang dibuat oleh Haq dkk (1987). Resolusi kronostratigrafi yang dapat diperoleh dari fosil indeks tergantung pada waktu geologi, jumlah kategori fosil yang digunakan, dan lingkungan pengendapan. Resolusi suatu kategori fosil dihitung dengan cara membagi rentang waktu geologi fosil tersebut dengan jumlah biozona. Resolusi kronostratigrafi rata-rata untuk beberapa tipe fosil diperlihatkan pada tabel 6-1. Skema-skema biozona yang diterbitkan hingga dewasa ini menggunakan titik-titik pemunculan pertama dan pemunculan akhir untuk menentukan biozona. Di lain pihak, puncak biozona yang dipakai dalam industri perminyakan ditentukan berdasarkan titik-titik pemunculan terakhir, sedangkan pertumpangtindihan antar biozona dijadikan dasar untuk menentukan subzona. Hal ini terjadi karena sampel yang paling banyak dimiliki oleh para ahli biostratigrafi yang bekerja di dunia perminyakan adalah keratan pengeboran yang ketika terangkut bersama-sama dengan lumpur pengeboran biasanya dikenai efek sisa dan kontaminasi oleh material yang terletak di bagian atas sumur pengeboran. Walau demikian, penelitian reservoar yang mendetil menggunakan data pemunculan awal untuk membuat skema biozona karena inti bor dan side-wall core biasanya dapat diperoleh. Data itu selanjutnya digunakan untuk membuat diagram korelasi yang mendetil dengan tujuan mengetahui kesinambungan dan variasi reservoar pada arah lateral. Skema biozona lokal biasanya lebih mendetil dan memiliki resolusi kronostratigrafi yang lebih tinggi dibanding skema biozona global atau regional. Sebagai contoh, biozona nannofosil Miosen Akhir–Plistosen di Teluk Meksiko memiliki resolusi rata-rata 0,375Ma. Resolusi gabungan dari beberapa kategori fosil bahkan bernilai lebih tinggi dari itu. Sebagai contoh, resolusi gabungan rata-rata dari nannofosil dan foraminifera untuk Miosen Akhir–Plistosen di Teluk Meksiko adalah sekitar 0,2Ma.

6.3 ANALISIS LINGKUNGAN PURBA 6.3.1 Bentos dan Palinofasies Organisma yang hidup di dasar laut atau dalam sedimen dasar laut disebut bentos. Dalam industri perminyakan, foraminifera bentonik sering dipakai untuk menentukan lingkungan bahari purba (Van Gorsel, 1988). Walau demikian, organisma 56

Sekuen Stratigrafi

Emery dkk (1996)

lain seperti ganggang kapur bentonik, conodonta, dan ostracoda juga tidak jarang digunakan (gambar 6-2). Foraminifera bentonik hidup dalam lingkungan yang bervariasi, mulai dari tepi laut hingga laut-dalam (Murray, 1973, 1992). Organisma bentos juga tahan terhadap variasi kondisi lingkungan seperti temperatur, kadar oksigen, salinitas, kondisi substrat, dan tingkat penetrasi cahaya (gambar 6-3). Pada lingkungan batial dan abisal, sifat-sifat fisik air laut yang berlapis—misalnya akibat perbedaan kadar bahan makanan, oksigen, salinitas, dan temperatur—mengontrol penyebaran organisma bentonik. Di paparan, faktor-faktor yang mengontrol penyebaran organisma bentonik adalah energi arus, tipe substrat, salinitas, temperatur, dan intensitas cahaya. Karena itu, ada suatu hubungan umum antara organisma bentonik dengan kedalaman (gambar 6-4). Metoda lain untuk menentukan lingkungan adalah analisis palinofasies (palynofacies; lihat gambar 6-5). Metoda ini terbukti cukup ampuh, khususnya pada sistem sungai-delta seperti dalam kasus di Provinsi Brent dan Laut Utara (Denison & Fowler, 1980; Hancock & Fisher, 1981; Parry dkk, 1981; Nagy dkk, 1984). 6.3.2 Plankton Organisma yang hidup melayang-layang dalam kolom air disebut plankton. Penyebaran plankton bahari juga dikontrol oleh parameter-parameter lingkungan seperti salintas, pasokan oksigen, temperatur, dan ketersediaan bahan makanan. Fitoplankton (phytoplankton) dikontrol oleh intensitas cahaya, yang nilainya akan menurun dengan bertambahnya kedalaman atau dengan makin keruhnya air. Karena itu, fitoplankton tidak hidup di daerah air turbid seperti di sekitar sistem delta yang berlumpur. Parameter lingkungan bahari berbeda-beda, tergantung pada asal-usul air, iklim, geografi, dan kedalaman. Keberadaan suatu plankton juga dipengaruhi oleh tingkat toleransi yang dimilikinya terhadap parameter-parameter lingkungan tersebut di atas. Sebagai contoh, radiolaria dan foraminifera planktonik jarang ditemukan di paparan, sedangkan dinoflagelata dan acritarch dapat hidup mulai dari lingkungan laut tepi hingga laut terbuka (gambar 6-6). Karena itu, penyebaran fosil plankton tertentu secara kasar dapat pula dikaitkan dengan massa air, kedalaman, dan jaraknya terhadap daratan. Nisbah mikrofosil plantonik terhadap bentonik (Murray, 1976) dan nisbah dinocyst laut-"dalam" terhadap dinocyst laut"dangkal" memberikan informasi mengenai tingkat "kelautan" dan upwelling. 6.3.3 Biofasies Suatu kumpulan organisma yang mencirikan lingkungan pengendapan tertentu disebut biofasies. Komposisi fosil dalam setiap biofasies merupakan fungsi dari kondisi lingkungan, redistribusi post-mortem oleh aliran gravitasi, dan sejarah diagenesis batuan. Sebagian besar spesies fosil dapat digunakan untuk mencirikan lingkungan. Walau demikian, ukurannya yang kecil, daya pengawetannya yang relatif tinggi, dan penyebarannya yang luas menyebabkan foraminifera bentonik menjadi tipe fosil istimewa untuk digunakan sebagai dasar penentuan biofasies. Penyebaran sedimen hanya merupakan salah satu dari sekian parameter lingkungan yang mengontrol biofasies. Jadi, sebenarnya tidak ada hubungan sederhana antara biofasies dengan jenis sedimen. Meskipun demikian, pada lingkungan laut dangkal, hubungan biofasies dengan energi gelombang dan pasut demikian erat dan, oleh karena itu, hubungan antara biofasies dengan besar butir sedimen juga cukup erat di wilayah tersebut. Pada sistem pengendapan progradasional dan retrogradasional, parameter lingkungan mengontrol penyebaran kumpulan fosil. Karena itu, dalam sistem tersebut, biofasies juga berpindah-pindah ke arah laut dan ke arah darat. Dengan demikian, data fosil secara vertikal dalam sistem pengendapan progradasional dan retrogradasional mencerminkan sejarah batimetri suatu cekungan. Dengan data itu dapat dikesimpulkan apakah tepi cekungan telah berprogradasi, beretrogradasi, atau beragradasi. Dalam sistem progradasional dan retrogradasional, batas antar biofasies merupakan bidang diakron (Armentrout, 1987). Akibatnya, datum-datum pemunculan pertama dan pemunculan terakhir yang berimpit dengan perubahan lingkungan tidak harus diartikan sebagai sebagai titik-titik kelahiran dan kepunahan spesies tertentu, melainkan mungkin hanya sekedar batas biofasies diakron yang berkaitan dengan proses progradasi dan retrogradasi dalam cekungan tersebut (gambar 6-7). 57

Sekuen Stratigrafi

Emery dkk (1996)

6.3.3.1 Biofasies Bahari Penafsiran lingkungan bahari purba berdasarkan biofasies bentonik dan planktonik biasanya didasarkan pada pengetahuan kita mengenai batimetri paparan dan samudra masa sekarang. Sebenarnya sebagian besar biofasies masa kini hanya dapat digunakan untuk menafsirkan lingkungan bahari purba sejak masa transgresi terakhir atau sejak awal highstand systems tract terakhir, pada saat mana garis pantai terletak cukup jauh di daratan. Sewaktu posisi muka air laut relatif rendah, atau ketika garis pantai maju jauh hingga mendekati tekuk paparan (shelf break), biofasies paparan dan biofasies batial atas akan terletak saling berdekatan (gambar 6-8). Pada kondisi itu, biofasies proximal dan distal akan dicampuradukkan oleh arus. Bahkan, aliran gravitasi menuju wilayah perairan yang lebih dalam akan menyebabkan usaha penafsiran lingkungan pengendapan purba menjadi jauh lebih kompleks dan sukar untuk dilakukan. Penentuan indikator-indikator lingkungan bahari yang paling dalam pada setiap kumpulan fosil akan menolong kita untuk membedakan indikator biofasies laut-dalam dari indikator semu (hasil pengangkutan oleh aliran gravitasi). Sayang sekali, biofasies batial memiliki resolusi batimetri yang relatif lebih rendah dibanding resolusi batimetri yang dimiliki oleh biofasies paparan. Karena itu, rekaman perubahan muka air laut relatif praktis tidak (atau hanya sedikit, kalau ada) terindikasikan oleh biofasies laut-dalam. Walau demikian, pergantian dari zaman es ke zaman interglasial (dan sebaliknya) mempengaruhi sifat-sifat massa air laut seperti kadar oksigen, temperatur, dan pasokan bahan makanan sedemikian rupa sehingga peristiwa itu masih tampak rekamannya dalam biofasies laut-dalam. 6.3.3.2 Biofasies Terestris Kumpulan-kumpulan fosil dari lingkungan terestris dapat memberikan informasi mengenai kondisi iklim dan kondisi berbagai lingkungan yang terletak di sekitar cekungan (gambar 6-9). Kumpulan mikroflora mengindikasikan iklim kering-hangat (warmarid), ranoff yang rendah, serta potensi terbentuknya sistem karbonat bahari di daerah lintang rendah. Mikroflora dari lingkungan basah (humid) mengindikasikan adanya proses pemasokan klastika yang lebih tinggi ke dalam cekungan serta potensi terbentuknya sistem pengendapan fluvial dan delta. Lingkungan basah biasanya juga memiliki vegetasi subur, yang menutupi atau menjebak sedimen, sedangkan lingkungan kering mendorong terjadinya erosi sedimen yang cepat serta terendapkannya kembali sedimen berbutir kasar. Kumpulan fosil daratan dan air tawar dapat diangkut menuju lingkungan bahari didekatnya oleh aktivitas angin (khususnya untuk kasus bissacate pollen) atau, lebih umum lagi, oleh sistem sungai (untuk miospores, charophytes, ostracoda, dan material rombakan tumbuhan). Secara umum dapat dikatakan bahwa melimpahnya fosil asal-daratan dalam suatu lingkungan bahari mengindikasikan bahwa lingkungan tersebut terletak dekat dengan influx sungai. Meningkatnya kandungan miospores dan bissacate, relatif terhadap miospores berornamen dan non-seccate pollen, dalam endapan bahari mengindikasikan bahwa lingkungan dimana sedimen itu diendapkan terletak dekat daratan (Batten, 1974).

6.4 BIOSTRATIGRAFI DAN SEKUEN STRATIGRAFI Pengetahuan kita mengenai biostratigrafi sekuen pengendapan masih relatif terbatas, didasarkan pada pendapat sejumlah ahli biostratigrafi yang melakukan penelitian dengan cara memadukan data biostratigrafi dengan data sumur dan data seismik. Sebagian besar pengetahuan kita berasal dari hasil-hasil penelitian di Teluk Meksiko (Armentrout, 1987; Loutit dkk, 1988; Allen dkk, 1991; Armentrout & Clement, 1991; Armentrout dkk, 1991). Walau demikian, ada juga ahli yang mencoba melakukan penelitian biostratigrafi sekuen di tempat lain, misalnya McNeil dkk (1990) di MacKenzie Basin, Jones dkk (1993) di Northwest

58

Sekuen Stratigrafi

Emery dkk (1996)

Shelf (Australia), dan Partington dkk (1993) terhadap endapan Jura di Laut Utara. Hasil-hasil penelitian yang disebut terakhir ini banyak menambah pengetahuan kita mengenai topik yang menarik ini. 6.4.1 Batas Sekuen dan Bidang-Bidang yang Korelatif Dengannya Batas sekuen adalah suatu bidang kronostratigrafi penting yang terbentuk akibat penurunan muka air laut relatif yang cukup besar. Jika batas sekuen itu merupakan bidang erosi yang cukup kuat, maka pada bidang itu akan terdapat hiatus biostratigrafi yang dicirikan oleh penindihan fosil-fosil yang berumur relatif muda terhadap fosil-fosil yang umurnya relatif jauh lebih tua serta oleh ketidakhadiran fosil indeks. Perbedaan umur dan lingkungan yang diindikasikan oleh kumpulan fosil dalam batuan-batuan yang terletak di atas dan di bawah batas sekuen merupakan fungsi dari besaran penurunan muka air laut relatif (McNeil dkk, 1991) dan dari lokasinya di dalam cekungan. Penurunan muka air laut relatif, sebagaimana telah dibahas pada Bab 2, berkisar mulai dari penurunan dramatis akibat aktivitas tektonik—yang mengakibatkan terbentuknya bidang ketidakselarasan tegas— hingga penurunan lemah yang dicirikan oleh perubahan fasies yang relatif samar. Kasus yang kedua ini menyebabkan terbentuknya apa yang disebut sebagai batas sekuen tipe-2. Walau demikian, terlepas dari besaran penurunan muka air laut, perubahan komposisi kumpulan fosil pada kedua sisi batas sekuen akan berbeda-beda dari satu tempat ke tempat lain. Di wilayah perairan yang cukup dalam, praktis tidak terjadi perubahan biofasies. Makin ke arah darat, perubahan itu makin jelas. Pada tempat-tempat yang terletak di atas tekuk paparan, di paparan, dan di dataran pantai, perubahan biofasies sering disertai dengan kehadiran jejak-jejak erosi dan ketidakhadiran indeks biokronostratigrafi. Dengan demikian, hiatus yang dipresentasikan oleh suatu batas sekuen makin besar ke arah darat. Batas sekuen utama yang terbentuk akibat pengaruh tektonik biasanya dicirikan pula oleh kehadiran lapisan-lapisan yang telah terputar serta oleh jejak-jejak erosi dan penyingkapan di atas permukaan air laut. Ketikakselarasan yang menjadi batas sekuen biasanya juga disertai oleh perubahan tiba-tiba dalam rekaman fosil: hilangnya spesies penciri umur serta pertindihan dua biofasies yang jauh berbeda. Sebagai contoh, di atas batas sekuen itu terdapat endapan paralik dengan kumpulan serbuksari dan spora, sedangkan di bagian bawahnya terdapat sedimen hemipelagik dengan kumpulan foraminifera plankton, nannfosil, dan dinocyst. Kemampuan untuk mengenal batas-batas sekuen, khususnya yang bersifat samar, dengan menggunakan biostratigrafi terbatasi oleh resolusi fosil indeks yang ada. Jika tidak ada fosil indeks, Armentrout & Clement (1991) berpendapat bahwa kelimpahan fauna minimum berpotensi untuk dapat digunakan sebagai penciri perioda-perioda regresi maksimum dan, oleh karena itu, dapat digunakan sebagai penciri batas sekuen. Gaskell (1991) menunjukkan bahwa ada satu korespondensi antara peningkatan laju kepunahan foraminifera bentonik dengan penurunan muka air laut yang cepat dan, oleh karena itu, juga berasosiasi dengan batas sekuen tipe-1. Walau demikian, korespondensi seperti itu tidak akan tampak apabila proses penurunan muka air laut berlangsung lambat. Kesukaran untuk mengenal reworked fossil merupakan salah satu masalah utama dalam biostratigrafi. Padahal kemampuan untuk mengenal reworked fossil sangat penting artinya mengingat kehadiran fosil seperti itu erat kaitannya dengan proses erosi yang terjadi pada batas sekuen. Sesungguhnya reworked fossil seringkali menjadi komponen paleontologi utama dalam sedimen yang diendapkan dengan cepat. Kehadiran reworked fossil, bersama-sama dengan adanya peningkatan kelimpahan fosil terestris dalam endapan laut-dalam dapat digunakan untuk mengenal batas sekuen (gambar 6-13). 6.4.2 Lowstand systems tract Penurunan muka air laut yang cukup besar menyebabkan terbentuknya batas sekuen tipe-1 dan pergeseran fasies secara tiba-tiba ke arah cekungan sedemikian rupa sehingga fasies laut-dangkal menindih fasies laut yang lebih dalam. Pada dasarnya lowstand systems tract dikenali keberadaannya berdasarkan kehadiran perubahan biofasies yang tiba-tiba, dimana biofasies itu 59

Sekuen Stratigrafi

Emery dkk (1996)

makin ke atas mengindikasikan wilayah perairan yang lebih dangkal, atau oleh superposisi kumpulan fosil terestris di atas kumpulan fosil bahari. Pada cekungan yang lebih dalam, lowstand systems tract dikenal oleh adanya peningkatan laju pasokan sedimen silisiklastik dan sedimen yang mengandung reworked fossils, namun memiliki kelimpahan fosil setempat yang rendah (Armentrout dkk, 1991). Bidang erosi yang ada di bawah endapan lowstand biasanya tidak tersebar luas dalam cekungan lautdalam dan seringkali hanya terbatas dalam sistem alur atau pada sisa-sisa lereng lokal yang tidak stabil. Bentos batial juga tampaknya tidak cukup sensitif untuk memperlihatkan suatu tanggapan khusus terhadap perubahan batimetri yang berasosiasi dengan penurunan muka air laut (Armentrout dkk, 1991). Lowstand systems tract terdiri dari dua komponen: lowstand fan, dan lowstand wedge. Lowstand fan (gambar 6-10) merupakan produk aliran gravitasi, dimana aliran gravitasi itu sendiri terjadi akibat pasokan sedimen yang diangkut oleh sungai mem-bypass paparan dan lereng benua bagian atas melalui lembah torehan dan ngarai bawah-laut (lihat Bab 9). Akibatnya, lowstand fan kemungkinan banyak mengandung organisma daratan dan kumpulan reworked fossils yang tererosi dari paparan dan lereng benua (Van Gorsel, 1988)d yang terangkut bersama-sama dengan reworked fossil asal-daratan. Jadi, endapan lowstand fan dapat dikenal dari kehadiran exotic fossil assemblages yang tertanam dalam serpih bahari yang mengandung fosilfosil setempat. Lowstand fan yang diendapkan dengan cepat umumnya tidak mengandung fosil laut-dalam in situ (Armentrout, 1991). Hal itu mengakibatkan sulitnya menempatkan lowstand fan ke dalam konteks kronostratigrafi. Stewart (1987), berdasarkan hasil penelitian bio- dan sekuen-stratigrafi terpadu terhadap endapan Paleogen di Laut Utara, menyatakan bahwa kumpulan-kumpulan mikrofosil jarang terdapat dalam Forties lowstand fan. Sebagai gantinya, kipas itu didominasi oleh agglutinated foraminifera yang memiliki kisaran umur panjang. Kipas yang diendapkan dengan cepat mengandung rip-up clasts yang tererosi dari lereng samudra sewaktu sebagian besar sedimen diangkut menuju laut-dalam. Jika terfosilkan, rip-up clasts akan memberikan nilai umur maksimum untuk pembentukan kipas. Jika tidak mengandung fosil setempat, umur lowstand fan dapat ditentukan umurnya dengan cara menentukan umur serpih condensed section yang terletak di atas dan di bawah kipas. Interfan lobes dapat mengandung fosil setempat. Reworked fossils memberikan informasi mengenai khuluk provenansi sedimen. Informasi itu secara tidak langsung akan mengindikasikan tipe kipas yang akan terbentuk: apakah kipas yang didominasi oleh pasir, lumpur, atau campuran pasir-lumpur. Kipas yang kaya akan pasir biasanya terdiri dari sejumlah lapisan pasir masif, terbentuk cepat, dan miskin akan fosil sehingga sukar ditentukan umurnya. Lowstand fan yang kaya akan lumpur biasanya terbentuk pada rentang waktu yang cukup lama, mud prone, dan memiliki kandungan fosil setempat yang lebih tinggi sehingga umurnya relatif mudah untuk ditentukan. Lowstand wedge mulai terbentuk pada saat muka air laut mulai naik kembali setelah sebelumnya turun dengan cepat. Lowstand wedge terdiri dari parasekuen progradasional dan aggradasional (gambar 6-11) yang mengandung kumpulan fosil setempat, mulai dari kumpulan proksimal hingga kumpulan distal. Kumpulan fosil itu berubah secara berangsur pada arah lateral. Khusus pada penampang vertikal prograding lowstand wedge, terlihat pula gejala biofasies shallowing-upward, mulai dari biofasies laut-dalam, laut-dangkal, laut tepi, hingga biofasies non-bahari. Aggradational wedge tidak memperlihatkan gejala seperti itu, melainkan memperlihatkan kesamaan biofasies dari bawah ke atas. Gejala seperti yang disebut terakhir ini terjadi baik di bagian lereng maupun topset. Karena itu, lowstand wedge memiliki karakter biostratigrafi yang mirip dengan prograding highstand shelf-edge systems tract atau aggrading highstand shelf-edge systems tract. Untuk kasus cekungan yang miskin akan bahan makanan, proses sediment by-passing pada waktu posisi muka air laut rendah menyebabkan meningkatnya kadar makanan dalam cekungan dan, pada gilirannya, menaikkan produktivitas plankton. Jika hal ini terjadi, maka bagian distal dari lowstand wedge dapat dikenal keberadaannya dari fakta melimpahnya fosil planktonik dalam serpih hemipelagik yang terkondensasikan dan terletak di atas endapan kipas dasar cekungan. Jika tidak ada kipas,

60

Sekuen Stratigrafi

Emery dkk (1996)

kumpulan fosil dalam serpih distal lowstand wedge akan mirip dengan kumpulan fosil highstand systems tract yang terbentuk sebelumnya. Sewaktu lowstand systems tract terbentuk, lebar paparan mencapai nilai minimum, sedangkan energi gelombang pada paparan waktu itu mencapai nilai maksimum. Paparan pada waktu itu biasanya dicirikan oleh bentos epifauna dan kemungkinan akan memperlihatkan gejala penurunan kadar plankton ke arah darat, tergantung penyebaran arus. Dekatnya jarak antara dan cekungan laut-dalam pada waktu itu dapat dibuktikan dengan banyaknya material tumbuhan dalam endapan cekungan. Shelf-margin systems tract berasosiasi dengan batas sekuen tipe-2 (lihat Bab 2). Endapan shelf-margin systems tract dicirikan oleh tumpukan-tumpukan parasekuen progradasional dan aggradasional. Kumpulan fosil dalam shelf-margin systems tract memiliki pola hubungan biofasies proksimal-distal seperti yang diperlihatkan oleh prograding- dan aggrading highstand systems tract. Hiatus erosional dan non-depositional yang terbentuk pada sisi-darat dari coastal onlap point tidak memiliki besaran yang cukup tinggi untuk dapat diditeksi dalam rekaman fosil (McNeil dkk, 1990). Karena itu, shelf-margin systems tract sukar ditentukan keberadaannya berdasarkan kumpulan fosil, bahkan mungkin akan tertukar dengan highstand systems tract. 6.4.3 Bidang Transgresi Bidang transgresi memisahkan lowstand systems tract dari transgressive systems tract. Bidang ini ditandai oleh jejak-jejak reworking dan winnowing sedimen yang terjadi in situ. Kedua proses itu menyebabkan fosil sukar terawetkan dalam urutan asli. Hardground dan endapan yang kaya akan glaukonit juga berasosiasi dengan bidang transgresi. Proses-proses diagenesis yang menyebabkan terbentuknya hardground dan endapan-endapan di atas makin memperkecil kemungkinan terawetkannya fosil pada bidang transgresi. Keberadaan bidang transgresi dapat ditafsirkan berdasarkan bukti adanya kumpulan fosil bahari di atas kumpulan fosil tepi laut atau non-bahari. Namun, bukti itu sebenarnya kurang kuat karena peristiwa transgresi minor dapat menyebabkan timbulnya gejala seperti itu. Sebagaimana diketahui, peristiwa transgresi minor menyebabkan terbentuknya batas-batas parasekuen. Jika pasokan sedimen ke dalam paparan terbatas sewaktu terjadi transgresi, maka bidang transgresi akan terletak dalam condensed section yang mengandung maximum flooding surface. Perlu dicamkan bahwa bidang transgresi mengindikasikan batas biofasies retrogradasional dan, oleh karena itu, merupakan bidang diakron. 6.4.4 Transgressive systems tract Transgressive systems tract disusun oleh retrogradational parasequence sets yang memperlihatkan gejala pendangkalanke-atas sebagaimana terlihat dalam data kumpulan fosil (Armentrout, 1991). Pada retrogradational parasequence sets itu terlihat banyak kumpulan fosil distal terletak di atas kumpulan fosil proksimal. Pada arah vertikal, biofasies dalam transgressive systems tract berubah berturut-turut dari biofasies terestris, paya-paya, laut-dangkal, hingga akhirnya biofasies laut-dalam. Biofasies laut dalam pada transgressive systems tract dapat berupa kumpulan fosil dari lingkungan laut terbuka atau dari lingkungan laut tertutup, tergantung pada paleogeografi (gambar 6-12). Transgresi yang terjadi menghasilkan ceruk (niche) baru yang kemudian dapat diisi oleh organisma. Tingginya laju penaikan muka air laut yang disertai oleh rendahnya pasokan sedimen menyebabkan banyak wilayah yang semula merupakan daratan kemudian tertutup oleh massa air. Jejak-jejak daratan purba itu mungkin berupa rekaman fosil flora daratan. Di daerah iklim hangat, wilayah seperti itu berpotensi menjadi rawa batubara (coal swamp). Lapisan batubara akan makin menebal sejalan dengan terus berlangsungnya transgresi (lihat Bab 11). Lingkungan air payau di dataran pantai yang tertutup dan berkembang sejalan dengan pembentukan transgressive systems tract dicirikan oleh kumpulan-kumpulan flora dan fauna yang hanya memiliki sedikit toleransi terhadap salinitas yang rendah. Kumpulan-kumpulan flora dan fauna tersebut tidak terlalu beragam dan

61

Sekuen Stratigrafi

Emery dkk (1996)

biasanya terbentuk di bawah kondisi energi rendah serta didominasi oleh flora dan fauna yang hidup di daerah berlumpur. Kumpulan-kumpulan flora dan fauna tersebut merupakan biofasies retrogradasional yang bersifat diakron. Endapan shoreface dalam transgressive systems tract juga terdiri dari biofasies retrogradasional yang bersifat diakron. Marine flooding events yang memisahkan parasekuen tidak jarang dicirikan oleh jejak-jejak fosil bahari, walaupun periodisitas setiap individu parasekuen kebanyakan masih berada di bawah resolusi biostratigrafi. Sejalan dengan pengurangan laju pasokan sedimen ke arah paparan dan cekungan sewaktu terjadi transgresi, kepekatan air juga menurun. Akibatnya, mikrofauna bahari yang biasa hidup di wilayah perairan yang bersih, termasuk foraminifera besar dan berbagai spesies rumput laut, dapat berkembang dengan baik (Van Gorsel, 1988). Pengurangan pasokan sedimen juga menyebabkan terbentuknya condensed section yang luas di dalam cekungan. Condensed section itu melimpah akan kumpulan fosil, termasuk fosil plankton penciri yang dapat dengan relatif mudah ditentukan umurnya. Shaffer (1987) menggunakan gejala melimpahnya nannofosil, yang berkaitan dengan perioda iklim hangat, untuk mengenal transgresi bahari pada paparan purba. Dalam cekungan laut-dalam, kumpulan fosil bahari dalam condensed section pelagik umumnya melimpah, sangat beragam, dan didominasi oleh taxa penciri yang memiliki penyebaran sangat luas. Pembentukan kipas bawah-laut sewaktu berlangsungnya transgresi bahari, seperti dikemukakan oleh Galloway (1989), dapat dikenal keberadaannya dari hadirnya reworked microfossils laut-dangkal yang terangkut menuju laut-dalam dan kemudian diendapkan dalam condensed shales laut-dalam. 6.4.5 Maximum flooding surface Maximum flooding surface memisahkan transgressive systems tract dengan highstand systems tract serta merepresentasikan kondisi transgresi maksimum. Pembentukan condensed section secara luas pada drowned shelf dan cekungan laut-dalam dapat berlangsung pada waktu itu sebagai akibat relatif sedikitnya sedimen dibanding ruang akomodasi yang ada. Condensed section itu biasanya memiliki rekaman sinar-gamma dan sonic log yang tinggi, hal mana berasosiasi dengan konsentrat uranium dalam sedimen berdensitas tinggi namun kaya akan material organik. Dalam penampang seismik, condensed section akan tampak sebagai downlap surface utama. Walau demikian, perlu dipahami bahwa tidak semua condensed section mencirikan maximum flooding surface. Condensed section dapat terbentuk oleh banyak proses dan setiap waktu. Sebagai contoh, condensed section dapat terbentuk pada tinggian bawahlaut (submarine high) atau akibat perpindahan cuping delta. Kelimpahan fosil plankton juga dapat terjadi tanpa harus berkaitan dengan proses pembentukan condensed section dan dapat dikontrol oleh efek-efek iklim lokal, misalnya upwelling (Simmons & Williams, 1992). Maximum flooding surface merepresentasikan penyebaran paling jauh ke arah darat dari organisma plankton laut terbuka yang beragam dan bentos laut-dalam (Loutit dkk, 1988; Allen dkk, 1991; Armentrout & Clement, 1991; Armentrout dkk, 1991) (gambar 6-12). Condensed section yang berasosiasi dengan maximum flooding surface terdiri dari endapan yang secara biostratigrafi bersifat khas dan biasanya kaya akan fosil plankton. Karena itu, condensed section sangat berpotensi untuk diketahui umurnya dan dapat dikorelasikan dari satu cekungan ke cekungan yang lain, bahkan pada skala global. Karena itu pula endapan tersebut merupakan event yang lebih mudah dikorelasikan dibanding batas sekuen, karena yang disebut terakhir ini kadang-kadang sukar untuk ditentukan umurnya atau bahkan sukar untuk dikenali dari kacamata biostratigafi. Di tepi cekungan, maximum flooding surface dari suatu condensed section dapat dikenal dari influks tiba-tiba plankton bahari yang relatif seragam dan terletak diantara kumpulan bentos laut dangkal dan kumpulan fosil terestris. Di paparan, maximum flooding surface dapat dikenal dari kehadiran plankton laut terbuka dan, mungkin juga, fauna bentonik wilayah perairan yang lebih dalam. Dalam cekungan laut-dalam, kekurangan sedimen dapat menyebabkan terbentuknya endapan yang kaya akan fosil. Jika peristiwa kekurangan sedimen itu terjadi pada sedimen klastika, maka karbonat pelagik yang terdiri dari sisa-sisa mikrofosil pengandung kapur, akan dapat terbentuk. Peristiwa yang disebut terakhir ini juga dapat menyebabkan proses pengendapan berlangsung lambat dan, pada gilirannya, akan menyebabkan terjadinya pelarutan fosil pengandung kapur. 62

Sekuen Stratigrafi

Emery dkk (1996)

6.4.6 Highstand systems tract Aggrading highstand systems tract terbentuk ketika laju pasokan sedimen sama dengan laju pembentukan akomodasi yang terjadi akibat penaikan muka air laut relatif. Paket endapan ini dicirikan oleh tumpukan endapan yang mengandung kumpulan fosil paparan dan terestris, tanpa adanya kesan pendangkalan ke arah atas. Progradational highstand systems tract terbentuk ketika laju pasokan sedimen melebihi akomodasi. Akomodasi itu sendiri terbentuk akibat penaikan muka air laut relatif. Pada dasarnya, paket endapan ini dicirikan oleh kumpulan fosil dimana makin ke atas makin mengindikasikan wilayah perairan yang lebih dangkal (gambar 6-13). Pada penampang melintang yang lengkap, dari bawah ke atas, paket endapan ini berturut-turut mungkin terdiri dari endapan laut-dalam, endapan laut-dangkal, endapan transisi, hingga endapan darat. Walau demikian, gejala perubahan seperti itu mungkin diselingi oleh sejumlah rumpang kecil yang mencerminkan parasekuen dan bidang transgresi minor. Pada awal pembentukan highstand systems tract, delta paparan atau pantai menempati wilayah yang luas. Pada waktu itu, lebar paparan mencapai nilai maksimum dan energi gelombang mencapai nilai minimum. Dengan rendahnya energi arus pasut, sebagian besar sedimen yang diendapkan di daerah itu berupa sedimen berbutir sangat halus seperti lanau dan lempung. Kumpulan fosil pada paparan yang kaya akan lumpur itu didominasi oleh kumpulan bentonik yang biasa menggali lubang dalam sedimen berbutir halus. Wilayah paparan yang masih sangat dipengaruhi oleh pasut, di tempat mana terdapat endapan sisa yang berbutir kasar, didominasi oleh kumpulan bentos epifauna dan unsur-unsur plankton. Kumpulan fosil paparan sangat dipengaruhi oleh kehadiran delta paparan dan berasosiasi dengan sedimentasi yang cepat, peningkatan turbiditas, dan pengurangan salinitas. Pada lingkungan yang kaya akan bahan makanan itu, banyak ditemukan kumpulan fosil bentos yang didominasi oleh spesies infauna. Organisma planktonik jarang ditemukan, meskipun kelompokkelompok tertentu seperti dinocyst dan acritarch (yang dapat beradaptasi dengan lingkungan ini) serta nanofosil (yang mudah terangkut dari laut terbuka karena sangat ringan), juga memiliki potensi korelasi biostratigrafi yang cukup tinggi. Jika volume sedimen cukup tinggi dan waktunya memungkinkan, progradasi highstand systems tract dapat mencapai tepi paparan yang semula dibentuk oleh lowstand wedge. Dengan demikian, delta itu berubah statusnya menjadi delta tepi paparan (shelf-edge delta) yang mampu memasok sedimen serta organisma terestris dan paparan menuju cekungan wilayah yang dalam. Bagian topset dari endapan highstand dapat terdiri dari endapan paparan, endapan paralik, dan endapan fluvial beserta kumpulan-kumpulan fosil laut-dangkal dan terestris yang berasosiasi dengannya. Proporsi setiap endapan dan kumpulan fosil pada bagian topset endapan highstand tergantung pada khuluk progradasi yang terjadi. Dalam proses progradasi miring yang ekstrim, endapan highstand sebagian besar akan berupa endapan lereng dan endapan paparan, dengan sedikitt endapan yang mengindikasikan lingkungan paralik dan fluvial. Akomodasi yang terbentuk sewaktu posisi muka air laut tinggi akan menyebabkan terbentuknya endapan yang mengandung kumpulan fosil laut-dangkal dan terestris. Prograding highstand slope terdiri dari endapan aliran gravitasi dan endapan hemipelagik yang sering memperlihatkan jejak erosi, nendatan, dan kortorsi. Karena itu, endapan tersebut sering mengandung kumpulan fosil yang terdiri dari fosil asing dan fosil selingkungan. Prograding highstand slope dapat ditafsirkan keberadaannya pada penampang vertikal, namun tidak dapat ditentukan semata-mata dari gejala pendangkalan seperti yang terindikasi dari kumpulan-kumpulan fosil bentos maupun planton (Van Gorsel, 1988). Perubahan vertikal, dari bawah ke atas, melaluil biofasies yang berbeda-beda akibat berprogradasinya highstand slope ke arah laut, menghasilkan jejak kepunahan semu dan pada gilirannya akan menyebabkan korelasi diakron (Armentrout, 1987). Dalam cekungan yang dalam, sedimentasi yang berlangsung lambat pada highstand toesets yang mengarah ke pusat cekungan menghasilkan condensed section yang mungkin mengandung banyak kumpulan fosil laut-dalam yang mirip dengan 63

Sekuen Stratigrafi

Emery dkk (1996)

condensed section pada transgressive systems tract dan maximum flooding surface (Armentrout & Clement, 1991). Sedimentasi yang berlangsung lebih cepat dalam cekungan-dalam mengindikasikan erosi lereng melalui persitiwa nendatan, aliran rombakan, dan arus turbid atau mungkin melalui peristiwa bypassing. Peristiwa-peristiwa itu pada gilirannya menyebabkan masuknya komponen-komponen fosil laut terbuka, lereng, atau paparan ke dalam endapan laut-dalam dan kemudian bercampur dengan fosil laut-dalam. Turbidit umumnya tidak mengandung fosil selingkungan (McNeil dkk, 1990) dan sering mengandung reworked fossils yang berasal dari bagian atas lereng.

6.5 KESIMPULAN Karakter biostratigrafi dari paket endapan sedimen dikontrol oleh interaksi antara kondisi lingkungan, evolusi organisma, dan perubahan proses pengendapan yang berkaitan dengan perubahan alas kikis. Akibatnya, hanya ada sedikit "hukum" yang dapat disimpulkan mengenai hubungan antara biostratigrafi dan sekuen stratigrafi. Secara umum, keteraturan yang ada dapat dinyatakan sbb: 1. Setiap kelompok fosil tidak dapat memberikan data umur yang cukup akurat untuk endapan Fanerozoikum. Demikian pula, setiap kelompok fosil tidak dapat memberikan tafsiran lingkungan purba yang cukup mendetil untuk semua lingkungan pengendapan. Penggabungan dua atau lebih kelompok fosil akan memberikan data umur yang lebih akurat dan, oleh karena itu, dapat meningkatkan resolusi biostratigrafi. Setiap individu fosil dapat menyebabkan timbulnya kesimpulan umur dan lingkungan pengendapan yang tidak benar dan, pada gilirannya, dapat menyebabkan timbulnya model-model geologi yang tidak sahih. 2. Pemunculan terakhir atau ketidakhadiran prematur (premature disappearance) suatu fosil dari penampang stratigrafi dapat terjadi akibat hambatan lingkungan lokal. Karena itu, kedua hal itu mungkin lebih mengindikasikan biofasies daripada peristiwa kepunahan (gambar 6-14a). Korelasi yang didasarkan pada biofasies umumnya bersifat diakron dan mencerminkan peristiwa progradasi atau retrogradasi. 3. Resolusi fosil dapat terhambat oleh sedimentasi yang berlangsung cepat dan oleh derajat diagenesis (gambar 6-14b). Resolusi tertinggi, mungkin oleh fossil event (satuan stratigrafi terkecil yang dapat dikenali keberadaannya berdasarkan data fosil), mungkin tidak dapat diterapkan pada semua keadaan. 4. Kemampuan untuk mengenal dan menentukan umur batas sekuen, bidang transgresi, atau maximum flooding surface dengan memakai metoda biostratigrafi tergantung pada resolusi fosil secara aktual dan pada resolusi fosil secara semu yang ditentukan oleh pola pengambilan sampel. Jarak antar titik pengambilan sampel hendaknya dirancang sedemikian rupa sehingga dapat memecahkan masalah geologi dan, idealnya, cukup dekat apabila dilakukan di sekitar tempat dimana bidang-bidang pembatas penting diperkirakan berada. Gambar 6-15 menyajikan ringkasan yang memperlihatkan kelebihan dan kekurangan dari berbagai tipe sampel. Secara khusus, perhatikan keterbatasan resolusi keratan pengeboran dibanding inti bor. 5. Kita harus selalu berhati-hati apabila mencoba mengikatkan fosil dengan seismic event karena kedua-duanya dapat memiliki galat yang berasosiasi dengan konversi kedalaman. Hal ini terutama penting artinya untuk mengenal bahwa ikatan fosil dan seismic event dalam condensed section dapat berbeda cukup jauh apabila dikorelasikan dengan paket sedimen yang lebih besar, misalnya ketika mengkorelasikan condensed section dengan prograding highstand systems tract. 6. Biostratigrafi dan isotop stratigrafi khususnya sangat berguna untuk mengkalibrasi dan mengkorelasikan batas-batas sekuen dan maximum flooding surface ketika data seismik kurang mendukung akibat kompleksnya tatanan struktur. 7. Trend biofasies dapat digunakan untuk mengenal trend progradasi, agradasi, dan retrogradasi serta dapat dipakai untuk memperkirakan waktu akumulasi endapan klastika pada paparan atau waktu bypassing menuju laut-dalam. Biofasies akan 64

Sekuen Stratigrafi

Emery dkk (1996)

memperlihatkan gejala pendangkalan ke atas pada lowstand dan highstand systems tract. Pada transgressive systems tract, biofasies akan memperlihatkan gejala pendalaman ke atas. 8. Maximum flooding surface dicirikan oleh kumpulan fosil yang beragam dan memiliki penyebaran yang luas. 9. Batas sekuen berasosiasi dengan erosi, hiatus biostratigrafi, dan perombakan. 10. Luasnya penyebaran planktonic markers dalam maximum flooding surface yang ada dalam condensed section menyebabkan maximum flooding surface merupakan bidang yang penting artinya untuk tujuan korelasi biokronostratigrafi. 11. Pengenalan lingkungan purba dalam systems tract dengan menggunakan kumpulan fosil dapat memberikan indikasi umum mengenai tipe, penyebaran, dan kandungan pasir dalam setiap fasies.

65

Sekuen Stratigrafi

Emery dkk (1996)

BAB 7 SISTEM FLUVIAL 7.1 TINJAUAN UMUM Kehandalan sekuen stratigrafi sebagai alat prediksi dalam analisis sistem klastika pesisir dan laut-dangkal telah diakui oleh banyak ahli. Hal ini antara lain terbukti dengan melimpahnya makalah mengenai sekuen stratigrafi sistem-sistem tersebut. Di lain pihak, usaha-usaha untuk menerapkan konsep-konsep sekuen stratigrafi terhadap sistem fluvial memberi hasil yang kurang memuaskan. Hal itu terutama terjadi karena pengaruh fluktuasi muka air laut terhadap pembentukan endapan fluvial tidak begitu jelas (Posamentier & Vail, 1988; Posamentier, 1993; Shanley, 1991; Shanley & McCabe, 1989, 1990, 1991, 1994; Wescott, 1993). Sebagaimana telah dimaklumi, sistem fluvial dipengaruhi oleh sehimpunan faktor eksternal (allosiklis) dan faktor internal (autosiklis) yang jalin-menjalin dalam pola yang kompleks (Schumm, 1968, 1981; Schumm & Ethridge, 1991). Permasalahan tersebut menjadi lebih kompleks lagi karena paket endapan fluvial biasanya memperlihatkan gejala perubahan fasies yang cepat serta tidak memiliki gejala-gejala internal yang memungkinkan paket tersebut untuk dapat dibagi-bagi ke dalam sejumlah satuan kronostratigrafi. Akibatnya, hingga dewasa ini penerapan sekuen stratigrafi terhadap endapan fluvial masih berada dalam tahap awal dan masih menjadi bahan perdebatan sengit dikalangan ahli-ahli geologi (Galloway, 1981; Miall, 1986, 1991; Boyd dkk, 1989; Walker, 1990; Posamentier & James, 1993; Schumm, 1993; Wescott, 1993; Koss dkk, 1994; Shanley & McCabe, 1994). Bab ini akan diawali dengan pembahasan mengenai proses pengendapan dan pola alur sungai. Setelah itu akan diperkenalkan konsep graded river profile sebagai faktor utama yang mengontrol perkembangan akomodasi dalam sistem fluvial. Terakhir akan dibahas pengaruh fluktuasi muka air laut terhadap sungai. 7.2 PROSES DAN TIPE ALUR SUNGAI Sistem fluvial merupakan lingkungan pengendapan yang paling banyak dan paling awal dipelajari orang. Walaupun menarik, namun pembahasan yang mendetil mengenai lingkungan pengendapan fluvial berada di luar lingkup bahasan buku ini. Mereka yang tertarik untuk mempelajariya dapat merujuk pada karya Cant (1978), Miall (1978, 1992), Ethridge & Flores (1981), Collinson & Lewin (1983), Collinson (1986), serta Ethridge dkk (1987). Secara tradisional dikenal adanya empat tipe alur sungai: menganyam, meander, lurus, dan anastomotis (Leopold & Wolman, 1957; Leopold dkk, 1964; Rust, 1978). Walaupun Pembagian seperti itu memang berguna, namun sebenarnya bersifat artifisial, mengingat spektrum tipe alur sebenarnya menerus (lihat Miall, 1992). Pola alur sungai dikontrol oleh luah, pasokan sedimen, dan gradien topografi (Bridge, 1985). Karena itu tidak mengherankan apabila perbedaan antara tipe-tipe sungai sebenarnya tidak tegas; dua atau lebih tipe alur memiliki satu atau lebih unsur morfologi yang mirip. 7.2.1 Sungai Lurus dan Sungai Anastomotis Sungai lurus dan sungai anastomotis sebenarnya jarang ditemukan di alam; endapan kedua tipe sungai itu juga jarang ditemukan dalam rekaman geologi. Sungai lurus memiliki satu alur tunggal dengan tepi sungai yang stabil dan diapit oleh wilayah daratan yang berupa tangkis (levee). Sungai anastomotis disusun oleh sejumlah alur sempit-dangkal yang saling berhubungan serta memiliki tepi sungai yang stabil (biasanya ditutupi vegetasi dan disusun oleh lempung atau lanau) (Smith & Smith, 1980; Putnam, 1983; Rust & Legun, 1983; Nanson dkk, 1986) (gambar 7-1a). Migrasi lateral alur-alur sungai anastomotis berlangsung secara terbatas karena tepi sungai ini stabil. Walau demikian, lintasan alur dapat berubah akibat avulsi (avulsion; Smith, 1983), yaitu proses dimana banjir besar menyebabkan bobolnya tepi sungai sedemikian rupa sehingga air sungai yang datang berikutnya tidak lagi mengalir melalui alur lama, melainkan melalui alur baru yang tumbuh dari lintasan bobolan. Nisbah lebar terhadap kedalaman dari alur sungai anastomotis lebih rendah dibanding nisbah lebar terhadap kedalaman dari alur sungai meander (Smith & Smith, 1980; Smith & Putnam, 1983; Smith, 1983; Tornqvist, 1993). Overbank dan daerah limpah banjir dari sistem sungai anastomotis—yang menjadi pemisah antar alur sungai ini—terdiri dari rawa yang sempit, wilayah bobolan, dataran bervegetasi, dan kolam alami (Smith & Smith, 1980). Sungai anastomotis diketahui terdapat di daerah beriklim lembab, tropis, semi-kering, dan kering. Sungai ini biasanya terdapat di daerah hilir yang bergradien rendah dan terutama disusun oleh sedimen kohesif, misalnya dataran pantai dan bagian atas dari delta (Smith & Smith, 1980; Rust, 1981; Rust & Legun, 1983; Smith, 1983; Cairncross dkk, 1988). Sungai anastomotis cenderung terbentuk ketika terjadi penaikan base level yang cepat, pada saat mana peningkatan ruang akomodasi sungai menyebabkan akumulasi lebih banyak terjadi pada arah vertikal dibanding arah lateral (Smith & Smith, 1980; Smith, 1986; Kirschbaum & McCabe, 1992; Tornqvist, 1993). Karena itu, endapan sungai anastomotis umumnya berupa tubuh-tubuh pasir berbentuk seperti tali sepatu (shoestrings-like sand bodies) yang satu sama lain dipisahkan oleh endapan tangkis-overbank, endapan bobolan, dan endapan dataran banjir (Friend dkk, 1978; Friend, 1983). 7.2.2 Sistem Sungai Sinusitas Tinggi Alur sinusitas tinggi terbentuk pada daerah dengan gradien kelerengan rendah serta pada kondisi nisbah beban suspensi terhadap beban dasar tinggi (Leopold & Wolman, 1957; Allen, 1965; Schumm, 1971, 1977, 1981). Sistem sungai sinusitas tinggi biasanya terdiri dari dua unsur morfologi utama yakni alur dan overbank (gambar 7-1b). Aliran berlangsung dalam suatu sabuk meander yang lebar dan ditempati oleh alur aktif dan alahan (abandoned channel). Pola susunan alur dalam sabuk meander

66

Sekuen Stratigrafi

Emery dkk (1996)

umumnya kompleks. Proses pengendapan yang aktif terutama berlangsung secara terbatas pada sabuk meander sedemikian rupa sehingga menghasilkan tepi-tepi sungai yang memiliki elevasi relatif lebih tinggi dibanding elevasi dataran banjir. Bagian luar dari tepi sungai (bagian yang lebih ke arah darat) disusun oleh endapan overbank yang berjari-jemari dengan endapan dataran banjir yang terletak disampingnya. Pergerakan air dalam sabuk meander mungkin agak terbatas karena adanya ambang yang berupa sumbat alahan (abandoned channel plug), namun mungkin pula relatif bebas sehingga alur cukup mudah bermigrasi ke arah lateral menghasilkan gosong tanjung (point bar) dan endapan lateral lain yang berasosiasi dengannya. Beban sungai sinusitas tinggi masa kini sangat bervariasi, mulai dari material suspensi berbutir halus (Jackson, 1976, 1978; Stewart, 1963), campuran pasir kasar dan gravel (Bernard & Major, 1963; McGowen & Garner, 1970; Levey, 1975; Arche, 1983), serta gravel (Gustavon, 1978; Ori, 1982; Forbes, 1983; Campbell & Hendry, 1987). Rekaman stratigrafi dari sungai sinusitas tinggi juga memperlihatkan jenis dan deretan fasies yang sangat bervariasi serta berubah secara berangsur menjadi fasiesfasies sungai sinusitas rendah (Puigdefabregas, 1973; Miall, 1983, 1987; Stewart, 1983). Fasies alur sinusitas tinggi berupa tubuh pasir berbentuk tabuler hingga sheet-like sand yang satu sama lain dipisahkan oleh endapan overbank dan endapan dataran banjir yang berbutir halus (gambar 7-1b; Friend, 1983). Tubuh-tubuh pasir seperti pita dapat tersebar lebih luas apabila proses migrasi sabuk meander tidak berlangsung dengan baik (Puigdefabregas & Van Vliet, 1978). Endapan overbank yang berasosiasi dengannya berwujud tubuh sedimen berbutir halus berbentuk taji dan makin menipis ke arah dataran banjir yang ada disekitarnya (Tornqvist, 1993). 7.2.3 Sistem Sungai Sinusitas Rendah Sistem alur sinusitas rendah, atau sistem sungai menganyam, terbentuk apabila sedimen berbutir kasar seperti pasir dan gravel menjadi beban utama dalam sungai. Pada kasus ini, apabila tepi sungai tidak dibentuk oleh material kohesif, maka posisi aliran sungai dapat mengalami perubahan-perubahan ekstrim (gambar 7-1c). Setiap individu alur terus-menerus bergeser dan bercabang-cabang sedemikian rupa sehingga membentuk anyaman, disertai dengan hadirnya berbagai jenis bedform di bagian tengah sungai; bedform itupun selalu bermigrasi (Leopold & Wolman, 1957; Coleman, 1969; Collinson, 1970; Smith, 1974; Cant & Walker, 1976, 1978; Miall, 1977; Cant, 1978a,b). Tingginya beban sedimen dan mobilitas sistem alur menyebabkan rekaman stratigrafi sistem ini terutama berupa tubuh sedimen lensoid yang cekung ke atas serta dicirikan oleh kehadiran lapisan silang-siur dalam berbagai skala, banyaknya endapan akrasi lateral, dan tidak adanya fasies tepi alur (Moody-Stuart, 1966; Campbell, 1976; Hazeldine, 1983; Bristow, 1987). 7.2.4 Penggolongan Sistem Fluvial Tipe-tipe dasar dari sistem sungai seperti telah dikemukakan di atas sering sukar dikenal keberadaannya dalam rekaman stratigrafi. Karena itu, sebagian ahli kemudian mencoba menyusun skema penggolongan lain yang didasarkan pada besar butir sedimen yang menjadi beban sungai. Besar butir dipandang sebagai parameter pembeda sistem fluvial karena aspek itu bisa diukur, baik pada sungai masa kini maupun pada endapan sungai purba; baik pada singkapan maupun data bawah permukaan. Berdasarkan aspek itu, sistem fluvial secara garis besar dibedakan menjadi empat tipe: (1) sungai dengan muatan beban dasar sangat banyak (high-bedload dominated river); (2) sungai dengan muatan beban dasar cukup banyak (bedload dominated river); (3) sungai dengan muatan beban dasar dan beban suspensi dalam proporsi yang lebih kurang sama (mix-load river); dan (4) sungai yang terutama dimuati oleh beban suspensi (suspended load dominated river) (Schumm, 1977; Schumm & Brankenridge, 1987; Orton & Reading, 1993). Setiap tipe sungai itu memiliki geometri endapan alur, kumpulan fasies, dan pola urutan vertikal yang khas (gambar 7-2 dan tabel 7-1). 7.3 KONSEP GRADED STREAM PROFILE Proses-proses pengendapan, penutupan endapan tua oleh endapan yang lebih muda, dan erosi pada semua sistem pengendapan dikontrol oleh bidang kesetimbangan atau base level yang akan menentukan dan mempengaruhi ruang akomodasi (lihat Bab 2). Bidang kesetimbangan yang memisahkan zona erosi dengan zona pengendapan dalam sistem fluvial dapat dipengaruhi oleh berbagai jenis base level (Miall, 1987, 1992; Posamentier, 1988; Wescott, 1993) seperti muka air danau, the level of trunk-stream drainage, posisi nick points, posisi muka air tanah (ground-water table), dan muka air laut relatif. Hal ini berbeda dengan sistem pesisir dan sistem laut-dangkal yang praktis hanya dipengaruhi oleh satu tipe base level yakni muka air laut. Karena itu, khusus untuk sistem fluvial, diperkenalkanlah konsep graded stream profile untuk menyatakan bidang kesetimbangan yang memisahkan zona erosi dan zona pengendapan pada sistem fluvial serta yang menjadi faktor pengontrol akomodasi fluvial (Mackin, 1948; Sloss, 1962). Mackin (1948) menyatakan: "graded stream atau graded river adalah sungai yang kelerengannya berubah secara berangsur, dalam rentang waktu bertahun-tahun, dengan tetap mempertahankan peranannya sedemikian rupa sehingga memungkinkan air untuk tetap mengalir dan mengangkut beban sedimen menuju cekungan. Graded river merupakan sebuah sistem kesetimbangan. Karakternya yang khas adalah bahwa perubahan pada salah satu faktor pengontrolnya akan ditransmisikan ke seluruh bagian profilnya". Graded profile dapat dipandang sebagai perwujudan kondisi kesetimbangan antara pengendapan dan erosi. Graded profile muncul sedemikian rupa sehingga sungai bisa mengangkut beban tanpa menyebabkan terjadinya erosi atau pengendapan yang berarti pada sistem ini. Kelerengan pada setiap titik graded river profile merupakan fungsi dari luah dan beban sedimen (volume dan kapasitasnya). Penurunan kelerengan di bagian hilir terjadi sejalan dengan peningkatan luah dan penurunan besar butir

67

Sekuen Stratigrafi

Emery dkk (1996)

sedimen (gambar 7-2). Keseluruhan bentuk lereng akan berubah dari waktu ke waktu sedemikian rupa sehingga makin mendekati bentuk cekung ke atas, mendatar di sekitar muara sungai, dan miring secara curam di bagian hulu. Sungai selalu berproses untuk memiliki graded profile yang stabil. Gangguan pada sistem kesetimbangan—misalnya akibat perubahan muka air laut, iklim, dan tektonik—mendorong sungai untuk membentuk kondisi kesetimbangan baru dengan cara mengubah sebagian karakter eksternal dan internalnya (Schumm & Ethridge, 1991; Germanoski & Schumm, 1993; Schumm, 1993) seperti lebar alur, kaliber sedimen, kecepatan aliran, boundary roughness, kedalaman, luah sedimen, kelerengan, dan planform (lihat tabel 7-2). Mekanisme autosiklis dapat menyebabkan berubahnya karakter sungai, meskipun hal itu biasanya hanya berlangsung pada rentang waktu yang relatif pendek. Perubahan yang lebih mendasar dapat terjadi akibat pengaruh faktor-faktor allosiklis. Perubahan-perubahan seperti itulah yang pada gilirannya akan menyebabkan terjadinya perubahan besar dalam arsitektur fluvial. Hasil-hasil penelitian terhadap sungai masa kini menunjukkan bahwa proses peneraan menuju bentuk kesetimbangan baru memakan waktu yang cukup lama. Bahkan banyak sungai masa kini sebenarnya masih terus melakukan peneraan terhadap peristiwa pelelehan gletser dari jaman es terakhir (Wilcox, 1967; Church & Slaymaker, 1989). Pengenalan terhadap adanya perubahan sistematis berskala besar seperti itu, serta batas-batas sekuen yang terbentuk sebagai akibatnya, dapat meningkatkan pemahaman kita mengenai stratigrafi endapan fluvial. 7.4 ARSITEKTUR ENDAPAN FLUVIAL Arsitektur endapan fluvial (fluvial architecture) dapat didefinisikan sebagai geometri dan hubungan tiga dimensi dari endapan alur, tangkis, bobolan, dan dataran banjir serta berbagai sublingkungan lain dari sistem pengendapan fluvial (Miall, 1983, 1985). Istilah tersebut dapat diterapkan pada berbagai skala, mulai dari skala endapan satu individu sungai hingga skala cekungan terestrial. Arsitektur fluvial dianggap sebagai hasil interaksi faktor-faktor autosiklis dengan faktor-faktor allosiklis yang mempengaruhi sistem sungai. Hasil penelitian akhir-akhir ini menunjukkan bahwa semua endapan fluvial dapat dibagi ke dalam sejumlah unsur arsitektur (architectural element) kunci berdasarkan bentuk, kumpulan fasies, dan geometri internalnya (Miall, 1985, 1988). Setiap unsur itu merupakan pilar utama dari semua sistem fluvial, walaupun geometri keseluruhan dan pola tumpukan endapannya dapat berbeda dari satu individu sungai ke individu sungai yang lain. Adanya perbedaan proporsi unsur-unsur arsitektur tertentu dapat digunakan untuk menafsirkan endapan berbagai jenis sungai dalam rekaman batuan. 7.4.1 Faktor-Faktor Pengontrol Arsitektur Endapan Fluvial Pada sistem fluvial masa kini, morfologi alur berubah dari hulu ke hilir sesuai dengan perubahan kelerengan, beban sedimen, jenis material penyusun tepi sungai, iklim, dan rezim tektonik. Satu atau lebih faktor tersebut dapat berubah secara tiba-tiba maupun secara berangsur dari waktu ke waktu. Perubahan itu akan menyebabkan terjadinya perubahan morfologi pada sebagian atau seluruh sistem fluvial, baik yang sifatnya samar maupun jelas (tabel 7-2) (Burnett & Schumm, 1983; Schumm, 1993). Karena itu, pola alur sungai purba yang tampak pada rekaman stratigrafi kemungkinan besar tidak akan pernah tetap. Untuk mengkaji bagaimana perubahan morfologi dapat terjadi akibat perubahan kelerengan, beban sedimen, jenis material penyusun tepi sungai, iklim, dan tektonik, pertama-tama kita perlu membagi sistem fluvial ke dalam tiga wilayah geografis (gambar 7-3) yaitu: 1. Wilayah hulu (upstream area). 2. Wilayah tengah (mid-stream area). 3. Wilayah hilir (downstream area). 7.4.1.1 Faktor-Faktor Pengontrol di Hulu Sungai Graded profile di daerah hulu dipengaruhi oleh tektonik, iklim, dan bedrock geology daerah itu. Tektonik memegang peranan penting dalam menentukan jenis alur, khuluk sedimen yang membebani sungai, dan kaliber sedimen yang diendapkan (Cant, 1978b; Miall, 1981). Sebagai contoh, daerah sumber yang sedang terangkat cepat dapat menghasilkan sejumlah besar sedimen berbutir kasar dan membentuk lereng curam. Kondisi seperti itu mendorong terbentuknya sistem sungai menganyam bergradien tinggi atau sistem alur sinusitas rendah di bagian hulu suatu sistem penyaliran. Sebaliknya, tidak adanya relief mendorong terbentuknya sistem sungai meander atau sungai anastomotis bergradien rendah yang mengangkut sedimen berbutir halus. Pengaruh tektonik terhadap arsitektur sistem fluvial di bagian hulu sungai tergambarkan dengan jelas dalam hasil-hasil penelitian terhadap berbagai sistem sungai masa kini (Coleman, 1969; Alexander dan Leeder, 1987), terhadap singkapan (Heward, 1978; Gloppen & Steel, 1981; Lawrence & Williams, 1987; Nichols, 1987; Jolley dkk, 1990; Turner, 1992; Garcia-Gill, 1993), dan melalui percobaan tabung aliran (Burnett & Schumm, 1983; Ouchi, 1985; gambar 7-4). Aktivitas tektonik di bagian hulu mendorong terjadinya peremajaan sungai, penorehan dengan mundurnya nick point, river capture, serta erosi dan kanibalisasi sedimen klastika yang ada di tepi cekungan. Peristiwa-peristiwa tersebut dapat menyebabkan terjadinya perubahan luah dan karakter beban sistem fluvial dan, pada gilirannya, menyebabkan berubahnya graded profile. Bila proses-proses perubahan itu berlangsung pada suatu rentang waktu yang cukup lama, maka jejak-jejak perubahan pola, jenis, dan arsitektur alur akan terlihat dalam rekaman stratigrafi (Blakey dan Gubitosa, 1984; Butler, 1984; Turner, 1992). Seperti telah dikemukakan sebelumnya, bagian hulu sistem fluvial dipengaruhi oleh iklim dan bedrock geology (Schumm, 1977; Wescott, 1993). Pada jangka panjang, iklim mempengaruhi jenis vegetasi, curah hujan, air larian, dan luah sungai (Knighton, 1984). Variasi dalam bedrock geology mengontrol jenis dan volume material yang dapat menjadi beban sedimen. 68

Sekuen Stratigrafi

Emery dkk (1996)

7.4.1.2 Faktor-Faktor Pengontrol di Bagian Tengah Tektonik intrabasin menjadi faktor dominan yang mempengaruhi bagian tengah sistem sungai dengan cara mempengaruhi lokasi dan pola aliran di dataran aluvial (Miall, 1981; Alexander & Leeder, 1987; Kraus & Middleton, 1987). Ungkitan tektonik (tectonic tilting) yang berasosiasi dengan subsidensi ekstensional atau subsidensi asimetris yang berasosiasi dengan anjakan akan meningkatkan kelerengan dataran banjir yang semula relatif mendatar (Alexander & Leeder, 1987; Wells & Dorr, 1987). Perubahan itu sudah barang tentu mempengaruhi graded profile dan, pada gilirannya, menyebabkan terjadinya defleksi sungai dan pergeseran lintasan alur sungai sehingga mendekati wilayah yang mengalami subsidensi maksimum. Ungkitan tektonik dapat pula menambah ruang akomodasi dan fokus sabuk alur sedemikian rupa sehingga akhirnya dapat menyebabkan meningkatnya laju proses migrasi lateral, densitas endapan alur, dan jalinan antar tubuh pasir yang merupakan endapan alur (Allen, 1978, 1979; Bridge dan Leeder, 1979). Tektonik intrabasin juga dapat menyebabkan naiknya wilayah antar alur, bertambahnya laju pembentukan tanah, dan terjebaknya air banjir dalam lekukan-lekukan yang ada di dataran banjir sehingga akhirnya membentuk danau dataran banjir (flood-plain lake) (Steel, 1974; Bown & Kraus, 1981; Alexander & Leeder, 1987; Kraus & Middleton, 1987). 7.4.1.3 Faktor-Faktor Pengontrol di Bagian Hilir Bagian hilir sungai terutama dikontrol oleh muka air laut relatif dan muka air danau. Di bagian inilah konsep-konsep sekuen stratigrafi tampaknya mendapat tempat untuk dapat diterapkan secara luas pada rekaman fluvial (Shanley & McCabe, 1994). Untuk sistem fluvial yang dekat dengan laut atau danau, perubahan base level pada kedua sistem yang disebut terakhir itu akan memaksa sungai untuk mengubah dan menyesuaikan seluruh gradiennya, mulai dari hulu hingga hilir. Bentuk tanggapan yang diberikan oleh sungai terhadap perubahan base level itu mungkin dengan cara aggradasi, degradasi, atau dengan mengubah karakter internalnya. Di lain pihak, untuk sistem sungai yang bagian tengah dan/atau hulunya terletak relatif jauh dari laut atau danau, pengaruh perubahan base level laut atau danau terhadap bagian tengah dan hulu sungai agak terbatas. Sebagai contoh, perubahan muka air laut pada kala Wisconsin (80.000–1000 tahun lalu) hanya memberikan pengaruh terhadap Sungai Mississippi hingga daerah yang letaknya sekitar 220 km dari muara Sungai Mississippi masa kini (lihat pembahasan oleh Shanley & McCabe, 1994). Perubahan arsitektur dan jenis alur di bagian hilir juga dapat mencerminkan pengaruh wilayah tengah dan hulu terhadap graded profile. Sebagai contoh, aggradasi di hilir bisa terjadi akibat peningkatan beban sedimen dan nisbah luah yang berasosiasi dengan terjadinya perubahan iklim di hulu sungai. Sebaliknya, degradasi di hilir dapat terjadi akibat adanya peristiwa penjebabkan beban sedimen di bagian hulu. Sejauh mana sistem fluvial akan memberikan tanggapan terhadap penurunan muka air laut, hal itu ditentukan oleh sejumlah faktor seperti gradien kelerengan sungai dan graded shelf, kekuatan sungai, jenis substrat, serta laju dan besaran perubahan base level. Perbedaan gradien sungai dengan gradien paparan menjadi salah satu faktor penting yang akan menentukan tanggapan sistem fluvial terhadap penurunan base level (Schumm & Brakenridge, 1987; Miall, 1991; Schumm & Ethridge, 1991; Posamentier & Weimer, 1993; Schumm, 1993; Westcott, 1993). Jika gradiennya ekivalen dengan gradien paparan, sistem fluvial tidak atau hanya perlu sedikit melakukan peneraan untuk mempertahankan kondisi kesetimbangan. Pada kasus itu, graded profile hanya bertambah panjang hingga memasuki wilayah yang semula berupa paparan (gambar 7-5b). Jika gradien paparan lebih rendah dibanding gradien sungai, maka penurunan base level menyebabkan terjadinya pengurangan kekuatan dan kapasitas angkut sungai yang pada gilirannya menyebabkan terjadinya pengendapan dan/atau evolusi tipe alur dan karakter endapan pengisi alur, misalnya perubahan dari sistem sungai menganyam yang terutama mengangkut beban dasar menjadi sistem sungai meander yang mengangkut beban campuran atau yang terutama mengangkut beban suspensi (gambar 7-5c). Biasanya gradien sungai yang terletak dekat dengan muara lebih rendah dibanding gradien paparan. Karena itu, penurunan muka air laut relatif akan menyebabkan gradien sungai meningkat dan, pada gilirannya, menyebabkan kekuatan dan luah sungai bertambah sedemikian rupa sehingga potensi untuk erosi dan penorehan bertambah pula (gambar 7-5a). Di bawah kondisi seperti itu, sistem sungai pertama-tama akan mencoba mencapai bentuk kesetimbangan baru dengan cara mengubah karakter bebannya, sinsitasnya, dan jenis-jenis bedform yang ada dalam alur-alurnya. Namun, apabila perubahan gradien cukup drastis sehingga tidak terkompensasi oleh pertambahan lebar sungai atau oleh perubahan pola alurnya, maka sungai akan cenderung menoreh (incise) untuk mencapai kesetimbangan. Menurut Schumm (1981), perubahan evolutif sungai dalam mengkompensasikan penurunan base level adalah sebagai berikut: pertama-tama hanya berupa alur sempit dan lurus, kemudian bertambah dalam, dan akhirnya melebar. Secara teoritis, penorehan merambat ke arah hulu, kemudian keseluruhan profil sungai bertambah rendah, hingga akhirnya mencapai satu bentuk kesetimbangan dengan base level baru (Begin dkk, 1981; Posamentier & Vail, 1988). Kebanyakan ahli berkeyakinan bahwa gradien sungai setelah terjadi penurunan base level lebih kurang dua kali lipat gradiennya sebelum terjadi penurunan base level (Salter, 1993). Perubahan sebesar itu sudah barang tentu menyebabkan peningkatan kekuatan sungai yang cukup besar untuk memungkinkan terjadinya penorehan yang menerus, kecuali apabila peningkatan energi itu dapat terdisipasi oleh proses erosi tepi alur, perluasan sungai, peningkatan kekasaran dasar sungai, atau perubahan karakter beban (misalnya dengan penambahan besar butir). Proses-proses inilah yang mungkin menjadi alasan mengapa lebar lembah torehan (incised valley) seringkali lebih lebar daripada alur sungai normal. Lebih jauh diyakini pula bahwa sabuk alur yang lebih lebar dengan beban dasar yang lebih kasar menjadi produk logis dari penurunan base level. Karakter seperti itu ditemukan dalam sejumlah contoh lembah torehan Kuarter dan jejak lembah torehan tua (Marzo dkk, 1988; 69

Sekuen Stratigrafi

Emery dkk (1996)

Eschard, 1989; Van Wagoner dkk, 1990). Makin besar kelerengan yang muncul akibat penurunan base level; makin besar pula derajat penorehan yang terjadi. Penorehan merupakan salah satu ciri penting dari batas sekuen tipe-1 (Posamentier & Vail, 1988; Van Wagoner dkk, 1990; Wood, 1991; Wood dkk, 1991; Westcott, 1993). Dalam prakteknya, sungai sering tidak berada dalam kondisi kesetimbangan sepenuhnya dengan base level yang menurun, atau penorehan baru merambat hingga satu jarak tertentu ke arah hulu ketika penaikan base level yang terjadi kemudian mendorong terjadinya aggradasi. Pada waktu terjadi penurunan base level yang tidak terlalu berarti, sungai kemungkinan besar tidak menoreh endapan paparan, melainkan hanya mengubah pola alur, luah, dan karakter bebannya (Suter & Berryhill, 1985; Blum, 1990; Autin dkk, 1991; Schumm & Ethridge, 1991; Westcott, 1993; Koss dkk, 1994). Kadang-kadang penurunan base level tidak dicirikan oleh erosi dan penorehan, namun oleh perubahan arsitektur endapan fluvial yang sifatnya lebih samar (Shanley & McCabe, 1993; Westcott, 1993). Pengaruh penaikan base level (penaikan muka air laut relatif) terhadap sistem fluvial juga kompleks. Penaikan base level dapat mendorong terbentuknya gradien yang rendah di bagian hilir sungai, mengurangi kekuatan sungai dan luah serta menurunkan kapasitas sungai sebagai pengangkut sedimen. Kondisi itu mendorong sungai untuk mengendapkan sedimen yang menjadi bebannya. Banyak ahli berpendapat bahwa laju penaikan base level terutama sangat penting artinya dalam menentukan cara sistem sungai dalam menanggapi perubahan base level itu (Posamentier & Vail, 1988; Posamentier dkk, 1988; Shanley & McCabe, 1993). Penaikan base level yang cepat dapat dianggap analog dengan proses pembendungan bagian hilir sungai (gambar 7-6a). Pada kasus ini, laju penaikan akan lebih besar daripada laju pengendapan dan bagian bawah sistem fluvial akan dibanjiri air laut. Aggradasi dataran banjir selama transgresi hanya berlangsung secara terbatas. Lebih ke hulu dari daerah dataran banjir, efek penaikan base level agak terbatas. Aggradasi fluvial yang berarti akan terjadi terutama ketika garis pantai bergeser ke arah cekungan melalui proses perluasan endapan delta, ketika laju pasokan sedimen lebih tinggi daripada laju penaikan base level (gambar 7-6b; Posamentier & Vail, 1988; Shanley, 1991). Pada waktu itu sistem sungai akan mengendapkan sedimen dalam rangka meningkatkan kelerengan dan mempertahankan kondisi kesetimbangan dengan luah dan beban sedimen yang ada di bagian hulu. Akibatnya, mungkin terjadi penyempitan sabuk alur sungai, perubahan tipe alur, dan peningkatan konektivitas antar tubuh pasir. Dengan demikian, aggradasi dataran banjir selama penaikan base level yang cepat merupakan fungsi dari laju penaikan base level dan pasokan sedimen. Proses-proses pantai dan tepi laut (yakni gelombang, pasut, dan badai) juga dapat mempengaruhi graded stream profile selama berlangsungnya transgresi. Erosi pantai dan pembentukan tebing selama mundurnya garis pantai di Canterbury Plain (Selandia Baru) menyebabkan meningkatnya gradien sungai sedemikian rupa sehingga akhirnya terjadi penorehan (Leckie, 1994). Contoh ini dengan jelas melukiskan bagaimana sukarnya menafsirkan hubungan sebab akibat dari endapan fluvial purba. Perubahan arsitektur fluvial yang berkaitan dengan faktor-faktor pengontrol wilayah hilir disarikan pada tabel 7-3 dan akan dibahas di bawah ini dalam konteks pembahasan bidang-bidang strata kunci dan systems tracts yang terbentuk pada satu daur perubahan muka air laut. 7.4.2 Batas Sekuen dan Lowstand Systems Tract Batas sekuen merupakan sebuah bidang dimana sedimen di-bypass selama terjadinya penurunan muka air laut. Batas itu berimpit dengan bidang penyingkapan dan erosi daratan serta bidang pergeseran fasies dan coastal onlap ke arah cekungan (Posamentier & Vail, 1988; Posamentier dkk, 1988; Van Wagoner dkk, 1990). Pada paket endapan aluvial, pengenalan batas sekuen menjadi suatu tugas yang tidak mudah dilakukan karena kita sering sukar membedakan antara gejala pergeseran fasies ke arah cekungan (yang mencirikan batas sekuen) dengan gejala perpindahan fasies yang biasa terjadi dalam tatanan fluvial serta antara jejak penorehan besar (yang mencirikan batas cekungan) dengan kerukan alur (channel scour) yang biasa terbentuk dalam tatanan fluvial (Posamentier, 1993; Posamentier & Weimer, 1993; Westcott, 1993). Pada bagian sistem fluvial yang terletak di bagian hilir, penindihan sedimen fluvial berbutir kasar secara tiba-tiba di atas strata bahari atau strata tepi laut mungkin mencirikan kehadiran batas sekuen. Seperti telah dikemukakan sebelumnya, jika gradien paparan lebih tinggi daripada gradien sungai, maka penorehan yang berarti dapat terjadi dan, pada gilirannya, mendorong terbentuknya lembah torehan. Material pengisi lembah torehan merupakan produk nisbah antara laju penaikan base level terhadap laju pasokan sedimen sewaktu terjadi penaikan muka air laut. Apabila laju pemasokan sedimen rendah, kemungkinan besar akan terjadinya penutupan sistem fluvial oleh massa air laut dalam waktu relatif cepat sedemikian rupa sehingga akhirnya akan terbentuk sistem estuarium. Jika laju pemasokan sedimen tinggi, maka akan terbentuk endapan fluvial, delta, dan dataran pasut yang tebal (Eschard, 1989; Van Wagoner dkk, 1990; Allen, 1991; Dalrymple dkk, 1992; Shanley & McCabe, 1993; Shanley dkk, 1993; Richards, 1994). Alahan lembah torehan dapat seluruhnya terisi oleh lumpur bahari (Wheeler dkk, 1990). Ada beberapa hal yang hendaknya dipahami dengan baik agar kita tidak salah dalam menafsirkan bahwa semua jejak peremajaan sungai merupakan produk penurunan muka air laut relatf (Posamentier, 1993). Penorehan lembah dapat terjadi sebagai bentuk tanggapan sungai terhadap: (1) peningkatan luah dan kekuatan sungai; (2) penurunan beban sungai; atau (3) pengangkatan tektonik di bagian tengah atau bagian hulu sungai. Ketiga kasus itu dapat menyebabkan terjadinya by-passing sedimen menuju laut dan terbentuknya ketidakselarasan lokal. Batas sekuen yang terbentuk pada daerah antar lembah torehan dicirikan oleh jejak-jejak penyingkapan daratan. Pada endapan purba, batas itu mungkin berupa bidang dimana horizon tanah yang tipis terletak berdampingan dengan serpih bahari atau batas antara serpih bahari dengan endapan dataran banjir atau endapan overbank yang menutupinya. Horizon tanah dan

70

Sekuen Stratigrafi

Emery dkk (1996)

batubara dapat berasosiasi dengan batas sekuen, namun seringkali demikian tipis karena terbentuk di bawah akomodasi yang sangat terbatas (Van Wagoner dkk, 1990; lihat anak sub bab 7.4.1). Jika penorehan lembah tidak jelas, misalnya sebagai akibat kemiripan gradien sungai dengan gradien paparan atau akibat lebih rendahnya gradien paparan dibanding gradien sungai, maka posisi batas sekuen akan jauh lebih sukar untuk ditentukan. Pada kasus ini, pengenalan batas sekuen harus didasarkan pada gejala perubahan yang sistematis dalam pola tumpukan endapan alur dan variasi endapan alur pada arah vertikal serta pada derajat amalgamasi batupasir. Perubahan-perubahan tersebut mungkin disertai dengan perubahan besar butir, perubahan komposisi sedimen secara tiba-tiba, dan variasi skala struktur sedimen dalam material penyusun alur (Marzo dkk, 1988; Eshard, 1989; Shanley, 1991). Lowstand systems tract dalam rekaman fluvial mungkin mencerminkan perioda aggradasi aluvial pada tahap awal penaikan muka air laut yang berlangsung lambat. Pada mulanya alur-alur hanya berkembang secara terbatas pada sumbu lembah torehan sehingga menyebabkan terjadinya proses perombakan yang berulang-ulang terhadap endapan alur dan dataran banjir (gambar 7-7). Pada tahap ini, pengaruh perbedaan jenis alur terhadap arsitektur umum dari tubuh pasir endapan lembah torehan lebih rendah dibanding pengaruh yang diberikan oleh jenis beban sedimen. Jadi, pada waktu itu, endapan-endapan sistem sungai yang terutama mengangkut beban dasar, sistem sungai sinusitas rendah, dan sistem sungai sinusitas tinggi mungkin identik karena tidak ada akomodasi yang memungkinkan terjadinya perombakan dan by-passing material halus serta karena tidak terlalu jelasnya perbedaan antara endapan alur dengan endapan dataran banjir. Akibatnya, endapan bagian bawah lembah torehan mungkin didominasi oleh tubuh pasir yang memiliki pola dan dimensi lateral yang kompleks. Bertambahnya laju penaikan muka air laut menyebabkan bertambahnya akomodasi dan berkurangnya gradien sungai. Sistem sungai sinusitas rendah mungkin memberikan tanggapan dengan cara meningkatkan sinusitasnya agar dapat tetap berada dalam kondisi kesetimbangan, sedangkan sistem sungai sinusitas tinggi mungkin memberikan tanggapan dengan cara memperjelas unsur-unsur morfologinya menjadi alur dan dataran banjir, tanpa mengubah pola alurnya. Karakter fasies dan pola strata yang kompleks dari endapan lowstand dalam strata fluvial tergambarkan dengan baik dalam hasil penelitian terhadap Formasi Blackhawk dari Kelompok Mesaverde yang berumur Kapur di Book Cliffs, Utah (Van Wagoner dkk, 1990) (gambar 7-8). Formasi yang merepresentasikan rentang waktu 6 juta tahun itu dapat dibagi menjadi tiga anggota: Grassy Member, Castlegate Member, dan Anggota Desert Member. Ada empat batas sekuen yang ditemukan dalam formasi itu. Batas sekuen pertama terletak pada puncak Grassy Member; batas sekuen kedua dan ketiga berturut-turut merupakan batas bawah dan batas atas dari Desert Member; sedangkan batas sekuen keempat terletak di dalam Cestlegate Member (lihat gambar 7-8). Desert lowstand systems tract terdiri dari endapan gosong tanjung yang mungkin dipengaruhi oleh pasut (bidang akrasi lateral yang ditutupi clay-drape), batubara dengan ketebalan hingga 30 cm, serta sheet sand endapan fluvial. Di beberapa tempat, penorehan menyebabkan lapisan batubara dapat terletak langsung di atas Mancos Shale yang merupakan endapan paparan. Endapan alur menganyam terletak di atas batupasir lower shoreface, dimana batas pemisah antara keduanya merupakan bidang erosi. Cestlegate lowstand systems tract yang terletak di atas Desert lowstand systems tract memperlihatkan evolusi jenis alur sungai ke arah hilir. Hal itu mengindikasikan terjadinya penurunan gradien sungai ke arah cekungan setelah terjadinya penurunan muka air laut relatif. Endapan paling proksimal dari Cestlegate lowstand systems tract diwakili oleh endapan sungai menganyam setebal 50 m. Endapan itu menipis ke arah hilir menuju endapan sungai sinusitas tinggi dan endapan sistem gosong tanjung sungai meander. Pola-pola kelokan alur sendiri dapat ditelusuri ke bagian atas systems tract tersebut hingga jarak sekitar 100 km, di tempat mana ditemukan beberapa endapan pengisi lembah yang terpisah-pisah dan berdampingan dengan endapan antar-alur yang lebar. 7.4.3 Transgressive Systems Tract dan Flooding Surface Dalam paket endapan pesisir dan paparan, transgressive systems tract terletak diantara bidang transgresi dan maximum flooding surface. Keberadaan transgressive systems tract dalam paket endapan fluvial tidak sejelas seperti dalam paket endapan bahari karena bidang transgresi dan maximum flooding surface tidak dapat dikenal kehadirannya dalam paket endapan fluvial. Keberadaan transgressive systems tract dalam paket endapan fluvial mungkin hanya dapat diketahui berdasarkan perubahan pola tumpukan alur sungai yang berasosiasi dengan peristiwa penaikan base level dan transgresi garis pantai yang berlangsung cepat (gambar 7-9). Lowstand dan transgressive systems tract dalam endapan fluvial dapat dikenal keberadaannya melalui kehadiran marine flooding surface utama yang menutupi endapan antar alur sungai dan lembah torehan. Bila gejala seperti itu tidak ditemukan, maka kedua systems tracts itu tidak jelas adanya. Keadaan seperti ini dapat terjadi, misalnya saja bila marine onlap yang mencirikan batas sekuen terletak lebih ke arah cekungan dibanding lembah torehan utama. Jika gradien paparan dan gradien sungai lebih kurang sama, maka endapan lowstand yang sebenarnya tidak akan terbentuk. Untuk alasan itulah maka Shanley (1991) mengajukan istilah alluvial transgressive deposits untuk menamakan paket lengkap endapan pengisi lembah torehan. Pemakaian istilah ini dapat menghindarkan kita agar tidak salah dalam menerapkan peristilahan systems tract pada daerah yang hubungan strata regionalnya tidak jelas. Endapan fluvial dari transgressive systems tract mencerminkan kesetimbangan antara pasokan sedimen dengan laju penaikan muka air laut relatif. Jika pasokan sedimen relatif rendah, maka sedimen fluvial yang terendapkan pada waktu penaikan muka air laut yang relatif cepat mungkin tipis saja. Jika laju penaikan muka air laut lebih rendah daripada laju pemasokan sedimen, maka transgressive systems tract endapan fluvial dapat berupa paket endapan yang dengan jelas memperlihatkan diri sebagai endapan sistem fluvial seperti endapan alur dan endapan dataran banjir. Makin ke atas, tubuh-tubuh pasir endapan alur tampak makin soliter dan makin mencerminkan pengaruh proses-proses pasut (Allen, 1991; Shanley, 1991; Shanley & McCabe, 1993). Penurunan gradien fluvial akan menyebabkan berubahnya sistem sungai menjadi sistem yang mengangkut beban yang 71

Sekuen Stratigrafi

Emery dkk (1996)

lebih variatif—yakni menjadi sungai meander atau anastomotis—serta bertambah banyaknya endapan bobolan yang terbentuk sebagai salah satu cara sungai untuk mempertahankan kondisi kesetimbangannya (Ryseth, 1989; Kirshbaum & McCabe, 1992; Tornqvist, 1993). Perioda maximum flooding mungkin dicirikan oleh adanya jejak pengaruh pasut, baik yang sifatnya jelas maupun samar, dalam sistem fluvial (Shanley & McCabe, 1991). Lapisan tanah purba dan endapan batubara yang tebal juga mungkin ditemukan. Endapan klastika dan fasies karbonat danau yang tebal dan mencerminkan terjadinya penaikan water table dan pergerakan air tanah ke daerah dataran banjir juga dapat terbentuk (Ryer, 1981; Atkinson, 1986). 7.4.4 Highstand systems tract Highstand systems tract mencerminkan perioda penurunan laju penaikan muka air laut relatif. Dalam strata pesisir dan paparan, bagian bawah endapan highstand systems tract dibatasi oleh maximum flooding surface sedangkan bagian atasnya ditutupi oleh batas sekuen. Endapan fluvial yang terbentuk pada bagian bawah highstand systems tract mungkin sukar atau bahkan tidak dapat dibedakan dengan endapan fluvial yang merupakan bagian atas dari transgressive systems tract. Pada tahap akhir dari masa penaikan muka air laut, penurunan laju pembentukan akomodasi menyebabkan proses pengendapan lateral lebih banyak terjadi dibanding akrasi vertikal sehingga pada waktu itu kemungkinan akan terbentuk sistem alur dan sabuk meander yang saling berhubungan dan teramalgamasi, di dalam sistem mana endapan dataran banjir kurang berkembang baik (Shanley & McCabe, 1993; gambar 7-10). Di atas itu semua, rekaman pengendapan fluvial pada kondisi muka air tinggi akan sangat dipengaruhi oleh pasokan sedimen terhadap sistem tersebut, oleh karakter sistem fluvial selama penaikan muka air laut, dan oleh pengaruh proses erosi pada saat penurunan muka air laut yang terjadi kemudian. Hubungan umum antara siklus perubahan muka air laut dan pengaruhnya terhadap pola arsitektur endapan fluvial dan pesisir digambarkan secara skematis pada gambar 7-11 (Shanley & McCabe, 1994). 7.5 PEREKONSTRUKSIAN ARSITEKTUR ENDAPAN FLUVIAL Perekonstruksian arsitektur endapan aluvial memerlukan adanya singkapan tiga dimensi dan kemampuan untuk mengaitkan informasi yang didapat dari berbagai data pengamatan (singkapan, inti bor, dan log). Metoda-metoda korelasi konvensional kurang dapat diterapkan terhadap endapan aluvial karena sangat bervariasinya fasies fluvial pada arah lateral serta karena banyaknya bidang erosi. Tidak adanya flora dan fauna yang mencirikan endapan alur dan endapan dataran banjir juga menjadi salah satu sumber kesulitan dalam menentukan batas-batas stratigrafinya. Perekonstruksian arsitektur endapan aluvial sebagian dapat diperoleh dengan cara menerapkan metoda magnetostratigrafi (Behrensmeyer & Tauxe, 1982; Johnson dkk, 1985, 1988), mengkorelasikan lapisan-lapisan tuff (Allen & Williams, 1982), memanfaatkan pengetahuan mengenai taphonomy vertebrata (Behrensmeyer, 1987), dan mengkorelasikan litostratigrafi lapisan batubara dan paleosol (Ryer dkk, 1980; Ryer, 1981). Arti penting paleosol sebagai alat korelasi telah lama diketahui dan menarik perhatian banyak ahli, terutama karena proses pembentukan tanah merupakan salah satu karakter intrinsik dari lingkungan fluvial (Allen, 1974; Johnson, 1977; Bown & Kraus, 1981; Kraus, 1987). Jika data-data tersebut di atas tidak ditemukan, maka korelasi endapan fluvial hendaknya didasarkan pada keanomalian atau perubahan yang sistematis dari fasies, tipe alur, dan pola tumpukan tubuh pasir sedemikian rupa sehingga akhirnya kita dapat mendefinisikan posisi bidang-bidang pembatas yang penting artinya dalam sekuen stratigrafi. Setelah ditemukan, bidangbidang itu dapat digunakan sebagai sarana untuk merekonstruksikan arsitektur tiga dimensi dari sistem fluvial. Walaupun diakui bahwa perubahan arsitektur aluvial sukar untuk ditentukan faktor penyebabnya—apakah akibat perubahan base level lokal, subsidensi tektonik, atau perubahan muka air laut—namun jelas bahwa perubahan itu mencerminkan perubahan akomodasi. Jadi, prinsip-prinsip dasar sekuen stratigrafi masih tetap dapat diterapkan pada endapan ini. 7.5.1 Castissent Formation (Eosen), Pegurungan Pyrenee Selatan, Spanyol Castissent Formation (Eosen) di Tremp-Graus Basin melukiskan pengendapan fluvial dan delta dalam cekungan yang terletak di atas sesar sungkup Southern Pyrenees Forland (Marzo dkk, 1988). Di tempat itu, pengendapan fluvial dan delta selama Eosen dikontrol secara ketat oleh perpindahan Pyrenees thrust sheets (Seguret, 1972; Nijman & Nio, 1975; Ori & Friend, 1984). Castissent Formation terdiri dari beberapa kompleks batupasir berbutir kasar yang bervariasi secara lateral dan terletak diantara dua interval batulumpur bahari dan paya-paya yang berumur Ypresia (Nijman & Nio, 1975). Setiap kompleks batupasir itu terdiri dari tumpukan tubuh batupasir yang masing-masing memperlihatkan variasi ke arah lateral. Kontak antara kompleks batupasir fluvial dengan batulumpur bahari dan paya-paya yang ditindihnya adalah ketidakselarasan yang juga menjadi batas sekuen (Marzo dkk, 1988). Pemetaan mendetil terhadap batas sekuen menunjukkan bahwa Castissent Formation membentuk suatu paket endapan pengisi lembah torehan dan kompleks dataran delta bagian atas yang didominasi oleh tiga kompleks batupasir (Marzo dkk, 1988) yang terdiri dari sejumlah batupasir dan memperlihatkan variasi ke arah lateral. Ketiga kompleks itu dipisahkan oleh endapan dataran banjir yang berbutir halus dan endapan air payau yang mencerminkan perioda-perioda peningkatan agradasi dataran banjir dan inundasi bahari yang relatif lama (gambar 7-12). Variasi lateral dalam arsitektur kompleks batupasir dan ragam sungai yang dicerminkannya paling jelas terlihat di bagian paling bawah (Kompleks A dalam karya tulis Marzo dkk, 1988). Bagian hulu lembah torehan didominasi oleh endapan alur menganyam yang memperlihatkan amalgamasi lateral dan vertikal yang tinggi untuk membentuk suatu sheet sandstone complex. Endapan dataran banjir yang korelatif dengannya berupa red bed yang tersebar luas dan disisipi oleh caliche soil. Hal itu mengindikasikan bahwa (1) sebagian besar material halus di-bypass ke arah cekungan melalui alur-alur sungai yang ada 72

Sekuen Stratigrafi

Emery dkk (1996)

pada saat itu; serta (2) rendahnya laju sedimentasi pada dataran banjir yang berdampingan dengan alur-alur sungai menunjang oksidasi dan pembentukan tanah. Batupasir pengisi lembah torehan dapat ditelusuri ke arah hilir, di tempat mana batupasir itu berdampingan dengan endapan sungai meander yang bermuatan campuran. Perubahan jenis alur ke arah hilir itu disertai dengan penurunan tingkat penorehan, pengurangan hubungan antar alur, dan peningkatan preservasi endapan dataran banjir sebagai akibat tingginya agradasi dataran banjir. Dengan demikian, perubahan-perubahan lateral dalam arsitektur endapan fluvial Castissent Formation ditafsirkan mencerminkan pengurangan gradien sungai dari hinterland ke arah tepi cekungan bahari. Arsitektur kompleks-kompleks batupasir Castissent Formation juga memperlihatkan perubahan vertikal yang sistematis (tubuh pasir A1-A3, B1-B2 pada gambar 7-12). Hal itu ditafsirkan mencerminkan fluktuasi perubahan muka air laut relatif. Perubahan itu terutama tampak jelas dalam material pengisi lembah di bagian proksimal sistem aluvial, di tempat mana berbagai endapan membentuk daur erosi-agradasi yang berulang-ulang (Marzo dkk, 1988). Setiap daur itu diawali oleh fasa penorehan endapan alur atau endapan dataran banjir yang terletak dibawahnya. Pengendapan dalam lembah itu diakhiri oleh agradasi vertikal dan pergeseran lateral alur-alur sungai menganyam sehingga menyebabkan terbentuknya tubuh-tubuh batupasir yang saling berhubungan. Endapan pengisi lembah torehan berevolusi dari endapan sungai menganyam (di bagian bawah) menjadi endapan sistem sungai sinusitas tinggi pengangkut beban campuran serta endapan dataran banjir yang berasosiasi dengannya (di bagian atas). Evolusi ragam sungai itu disertai dengan berkurangnya hubungan antar tubuh pasir dan makin banyaknya endapan overbank dan endapan dataran banjir di bagian atas Castissent Formation. Daur erosi-agradasi itu terulang tiga kali. Setiap fasa penorehan. yang menyebabkan terkeruknya endapan alur yang terbentuk sebelumnya, juga menyebabkan makin lebarnya lembah torehan. Bukti adanya fasa penutupan dataran banjir secara periodik dalam rentang waktu yang cukup lama dimanifestasikan oleh tanah hidromorfik (hydromorphic soil) dan napal air payau. Adanya fasa agradasi dan degradasi aluvial yang berlangsung berulang-ulang mengindikasikan tingginya kontrol alosiklis terhadap keseluruhan sistem fluvial. Endapan sungai yang memperlihatkan perubahan arsitektur ke arah atas dapat ditafsirkan sebagai bagian dari lowstand incised-valley fill, sedangkan endapan dataran banjir yang ditutupi oleh endapan alur sungai dan endapan dataran banjir ditafsirkan sebagai bagian dari transgressive dan highstand systems tract. 7.5.2 Ivishak Formation (Trias), Prudhoe Bay Field, North Slope, Alaska, Amerika Serikat Endapan sungai dan endapan fluvio-deltaik berbutir kasar yang termasuk ke dalam Ivishak Formation (Triass) menjadi fasies reservoar utama di Prudhoe Bay Field, North Slope, Alaska. Prudhoe Bay Field merupakan lapangan migas terbesar di Amerika Serikat, dengan cadangan asli sekitar 22 juta barrel minyakbumi dan 42 triliun kaki kubik gas alam (Morgridge & Smith, 1972; Jones & Speers, 1976; McGowen & Bloch, 1985; Atkinson dkk, 1988). Ivishak Formation merupakan bagian dari Sadlerochit Group. Kelompok itu merupakan suatu tubuh endapan klastika berbentuk taji yang berumur Permo-Trias dan terletak tidak selaras di atas batuan karbonat Lisburne Group yang berumur Karbon. Ivishak Formation diapit oleh batulumpur paparan (Kavik Formation) and batuan karbonat fosfatik (Shublik Formation) (gambar 7-13). Kontak antara Ivishak dengan Kavik dianggap selaras, sedangkan kontak atasnya dengan Shubik merupakan kontak tegas yang berasosiasi dengan endapan sisa fosfatik dan piritik. Kontak yang disebut terakhir ini ditafsirkan sebagai disconformity yang berkembang akibat shoreface reworking pada Ivishak Formation selama berlangsungnya transgresi. Ivishak Formation memiliki ketebalan yang beragam, mulai dari sekitar 400 kaki hingga sekitar 700 kaki dan umumnya dapat dibagi menjadi dua daur pengendapan berskala besar: paket progradasional di bagian bawah dan paket agradasional-retrogradasional di bagian atas. Paket progradasional merupakan paket endapan fluvio-deltaik dan endapan fluvial yang mengkasar ke atas serta didominasi oleh batulumpur, batulanau, batupasir, dan konglomerat. Paket agradasional-retrogradasional didominasi oleh batupasir fluvial yang berbutir halus dan serpih (Atkinson dkk, 1988, 1990). Berbagai penelitian yang dilakukan di masa lalu menyatakan bahwa formasi itu terbentuk dalam suatu kompleks fluvial-delta yang berprogradasi dan memiliki kaitan dengan delta kiipas yang didominasi oleh sungai menganyam atau dengan coastal braid plain (Jamieson dkk, 1980; Melvin & Knight, 1984; McGowen & Bloch, 1985; Lawton dkk, 1987). Di Prudhoe Bay Field, berdasarkan litostratigrafi dan petrofisiknya, reservoar Ivishak dibagi menjadi empat zona (zona 1–4 dalam karya tulis Atkinson dkk, 1988). Penelitian akhir-akhir ini menunjukkan bahwa stratigrafi formasi itu sebenarnya sangat kompleks (Richards dkk, 1994). Berdasarkan hasil analisis fasies mendetil terhadap data inti bor, hasil korelasi sekuen stratigrafi pada 1300 sumur pemboran, analisis data dipmeter, dan analisis data seismik tiga dimensi, Sadlerochit Group dapat dibagi menjadi tujuh sekuen. Batas-batas sekuen dikenal dari perubahan asosiasi fasies yang berlangsung tiba-tiba serta variasi struktur sedimen internal, ketebalan, dan derajat amalgamasi endapan pengisi alur sebagaimana yang terlihat dalam inti bor. Dalam kelompok itu dapat dikenal adanya empat ordo sekuen. Dalam tulisan ini, keempat ordo sekuen itu diberi nama orde-1 (baca: orde pertama), orde-2 (orde kedua), dst. Pada semua kasus, batas-batas sekuen dapat diikatkan dengan titik progradasi maksimum dari sekuen yang ordenya lebih rendah. Perhatikan bahwa istilah orde digunakan disini untuk memudahkan pembahasan dan hendaknya tidak dikaitkan dengan durasi sekuen yang dijelaskan pada sub bab 2.2.4 (gambar 7-13). 7.5.2.1 Sekuen Orde Pertama Secara keseluruhan Sadlerochit Group merupakan bagian dari suatu lowstand orde-1 yang disusun oleh paket-paket endapan delta dan fluvial braid-plain complex. Endapan-endapan itu tumbuh sebagai produk penurunan muka air laut berskala

73

Sekuen Stratigrafi

Emery dkk (1996)

besar. Bagian dasar sekuen itu (berupa Kavik Formation) terletak tidak selaras di atas Lisburne Group. Bagian atas sekuen itu (berupa Sag River Formation) ditindih oleh Kingak Formation yang berumur Jura (Hubbard dkk, 1987). Endapan fluvio-deltaik paling tua umumnya memperlihatkan pola progradasional dan mengindikasikan bahwa pasokan sedimen pada waktu itu lebih tinggi dibanding laju pembuatan akomodasi. Endapan aluvial yang terletak di atas paket progradasional itu menjadi endapan dominan untuk bagian tengah dan bagian atas dari Ivishak Formation. Endapan-endapan yang disebut terakhir ini, bersama-sama dengan endapan dataran banjir, membentuk suatu paket agradasional. Endapan topset itu memperlihatkan evolusi dari sistem fluvial dan delta bermuatan campuran menjadi sistem fluvial yang didominasi oleh pasir dan konglomerat. Perubahan-perubahan besar dalam ragam alur sungai dan pola tumpukan endapannya, seperti telah tersebut di atas, mencerminkan peningkatan laju pembentukan akomodasi dari waktu ke waktu yang sejalan dengan penaikan muka air laut relatif. Masa-masa terakhir pembentukan Ivishak Formation ditandai oleh penghalusan endapan fluvial dan perombakan batupasir fluvial. Hal itu terjadi selama berlangsungnya transgresi bahari yang kemudian menyebabkan terbentuknya batuan karbonat Shublik Formation dan endapan klastika paparan Sag River Formation (gambar 7-13). 7.5.2.2 Sekuen Orde Kedua Sekuen orde-1 dapat dibagi-bagi menjadi dua sekuen orde-2 berdasarkan kehadiran suatu batas sekuen besar yang disebut bidang 6000. Batas sekuen 6000 merupakan sebuah event yang dapat dipetakan dari data seismik serta menandai terjadinya perubahan besar dalam nisbah pasir/serpih. Bidang itu juga menandai batas atas sederetan sesar Trias awal yang hanya berkembang di bagian bawah reservoar Prudhoe Bay. Analisis data arus purba dari data dipmeter yang telah dikalibrasi oleh data inti bor juga memperlihatkan bahwa batas sekuen itu menandai terjadinya perubahan arah arus purba dalam sistem ―sungai Ivishak‖, dari Baratlaut-Tenggara (di bawah bidang 6000) menjadi Utara-Selatan (di atas bidang 6000). Sekuen orde-2 yang terletak di bawah bidang 6000 memperlihatkan perubahan sistematis dalam ragam arsitektur, dari dominansi progradasional-agradasional menjadi endapan delta dan endapan fluvio-delta. Perubahan arsitektur endapan itu sejalan dengan peningkatan laju penaikan muka air laut. Sekuen orde-2 yang terletak di atas bidang 6000 didominasi oleh endapan fluvial dan tidak terlalu jelas apakah paket endapan yang terletak tepat di atas bidang 6000 merepresentasikan produk pengendapan aluvial yang berkembang dalam lowstand systems tract atau dalam alluvial transgressive systems tract. Endapan fluvial yang terletak di atas paket endapan itu seluruhnya memperlihatkan pola agradasional-retrogradasional. Pola itu sesuai dengan fluks sedimen yang konstan atau menurun yang berasosiasi dengan peningkatan akomodasi. 7.5.2.3 Sekuen Orde Ketiga Berdasarkan pergeseran sabuk fasies dan perubahan pola tumpukan, baik pada endapan tepi laut maupun endapan fluvial, dikenal adanya tiga sekuen orde-3 dalam Sadlerochit Group. Hanya dua sekuen orde-3 teratas saja yang akan dibahas disini (gambar 7-14). 7.5.2.3.1 Sekuen 2 Batas bawah sekuen ini terletak pada bidang 8000, sedangkan batas atasnya merupakan batas sekuen orde-2 yakni bidang 6000. Satuan-satuan pengendapan tertua dari sekuen ini merupakan endapan sistem delta yang bermuatan pasir hingga bermuatan campuran (7400-7100). Sekuen pengendapan itu berprogradasi dari baratlaut ke tenggara menuju ―laut Kavik‖. Cupingcuping delta tertua bersifat progradasional, sedangkan episode-episode pengendapan berikutnya memperlihatkan pola agradasi dan peningkatan preservasi endapan topset fluvial. Perubahan pada ragam delta itu, bersama-sama dengan peningkatan ketebalan dan kesinambungan serpih delta dan serpih dataran banjir, mengindikasikan peningkatan akomodasi sedimen setelah berlangsungnya perioda lowstand. Titik progradasi maksimum dari sekuen itu berkorespondensi dengan batas sekuen orde-3 (yakni bidang 7000) yang memisahkan endapan fluvio-deltaik dengan endapan sungai. Batas itu dikenal dalam inti bor di bagian selatan Prudhoe Bay Field berdasarkan pertindihan tiba-tiba fasies alur penebar (distributary channel) pada bagian distal endapan gosong muara sungai dan endapan delta front bagian bawah. Di sebelah baratlaut Prudhoe Bay Field, batas yang sama dicirikan oleh perubahan pola tumpukan endapan dari endapan alur penebar dan endapan alur dataran delta menjadi endapan sistem fluvial yang bermuatan pasir. Batas itu dapat dikenal di semua sudut Prudhoe Bay Field dan berkorespondensi dengan pergeseran tanggapan log sinar-gamma dan perubahan sifat-sifat petrofisik. Di sebelah timur Prudhoe Bay Field, kompleks serpih dataran banjir dan lakustrin mendominasi bagian atas sekuen, di tempat mana endapan-endapan itu membentuk intra-reservoir seal yang melampar luas. Serpih itu mengandung horizon-horizon pedogenik yang dapat dikorelasikan dari satu sumur ke sumur lain (Atkinson dkk, 1988). Di bagian timurlaut, endapan pengisi alur yang berasosiasi dengan serpih lakustrin membentuk satuan menghalus ke atas yang terisolasi dan memiliki nisbah lebar terhadap kedalaman relatif kecil (< 1 : 200). Endapan-endapan itu berevolusi dari tubuh pasir tabuler yang teralgamasi di bagian bawah sekuen. Nisbah lebar terhadap ketebalan secara keseluruhan, bersama-sama dengan kehadiran endapan lakustrin dan dataran banjir yang berasosiasi dengannya, mengindikasikan evolusi dari ragam sungai sinusitas sedang menjadi sungai anastomotis. Sistem sungai anastomotis yang disebutkan terakhir ini dicirikan oleh gradien yang sangat rendah serta terjadinya penutupan dataran banjir oleh air secara periodik. Di bagian tenggara dan tengah Prudhoe Bay Field, tubuh-tubuh pasir endapan alur yang terisolasi membentuk tumpukan tubuh pasir tabular dan teramalgamasi yang memiliki nisbah lebar terhadap kedalaman yang tinggi (> 1 : 200). Tumpukan endapan seperti itu cenderung berasosiasi dengan dataran banjir, bukan dengan serpih lakustrin. Fasies yang disebutkan terakhir ini mirip dengan endapan-endapan sistem alur sinusitas sedang yang 74

Sekuen Stratigrafi

Emery dkk (1996)

bermuatan pasir atau bermuatan campuran, teralgamasi, dan berkembang di bagian tengah sekuen. Endapan-endapan yang disebut terakhir ini dapat ditelusuri keberadaannya hingga di bagian baratlaut Prudhoe Bay Field, di tempat mana endapanendapan itu membentuk tubuh-tubuh pasir endapan alur sungai yang bertingkat-tingkat. Bertambah banyaknya serpih lakustrin dan serpih dataran banjir ke sebelah timur Prudhoe Bay Field terjadi sejalan dengan penurunan derajat amalgamasi tubuh pasir alur ke arah barat. Hal itu kemungkinan mencerminkan peningkatan laju pembentukan akomodasi dari waktu ke waktu. Lebih jauh lagi, peningkatan ketebalan dan pelamparan serpih ke bagian atas sekuen 2 mungkin merepresentasikan endapan fluvial yang ekivalen dengan marine flooding surface pada endapan bahari. Laju agradasi sungai menurun pada tahap akhir perkembangan sekuen 2 sehingga menyebabkan makin meningkatnya amalgamasi dan hubungan antar tubuh pasir pengisi alur untuk kemudian membentuk fluvial sand-sheets. Perubahan ragam arsitektur endapan itu tidak berlangsung secara berangsur di bagian timur Prudhoe Bay Field, di tempat mana tubuh-tubuh pasir pengisi alur ditindih secara tiba-tiba oleh tumpukan tubuh pasir pengisi alur yang didominasi oleh paket menghalus ke atas yang tidak lengkap karena tidak mengandung material halus (Atkinson dkk, 1988; Richards dkk, 1994). Perubahan besar dalam pola tumpukan dan derajat amalgamasi mendandai batas sekuen yang dikenal dengan sebutan bidang 6000. 7.5.2.3.1 Sekuen 3 Sekuen orde-3 yang paling atas dimulai dari bidang 6000 dan berakhir pada suatu bidang yang terletak di sekitar bidang ketidakselarasan yang memisahkan Ivishak Formation dari Shublik Formation. Posisi eksak dari batas sekuen itu tidak terlalu jelas karena sebagian besar batuan merupakan endapan sungai dan karena adanya gejala-gejala lain yang mengindikasikan batas sekuen di atas bidang ketidakselarasan itu. Sekuen 3 secara keseluruhan memperlihatkan pola progradasional hingga agradasional. Pasir dan campuran pasir-gravel yang merupakan endapan sungai mendominasi bagian bawah sekuen ini, di tempat mana endapan-endapan itu membentuk sheet-sandstone yang berkembang baik dan melampar di seluruh bagian Prudhoe Bay Field. Endapan itu kemudian ditindih secara tiba-tiba oleh konglomerat dan batupasir konglomeratan yang juga merupakan endapan sungai. Batas antara tubuh konglomerat dengan tubuh-tubuh batupasir yang terletak dibawahnya secara tradisional ditafsirkan sebagai batas sekuen berdasarkan fakta terjadinya perubahan besar butir yang tiba-tiba (Atkinson dkk, 1988). Meskipun hal itu merepresentasikan dengan jelas satu perioda penorehan sungai, namun kebenaan bidang itu mungkin terlalu dibesar-besarkan di masa lalu karena gejala perubahan seperti itu sebenarnya juga ditemukan pada tubuh batupasir-konglomerat yang terletak di bawah batas sekuen itu. Hal itu mengindikasikan bahwa dislokasi fasies tidak terlalu jauh dan bahwa bidang itu hanya merepresentasikan batas sekuen orde-tinggi. Endapan sungai berbutir kasar pada umumnya berupa tumpukan tubuh konglomerat yang dialasi oleh bidang erosi, memiliki ketebalan hingga 10 kaki, umumnya memperlihatkan normal grading, lapisan mendatar, dan lapisan silang-siur. Endapan overbank yang berbutir halus jarang terawetkan dalam paket endapan itu. Bagian atas dari sekuen ini didominasi oleh batupasir berbutir halus yang merupakan endapan alur dan secara umum memperlihatkan gejala penghalusan ke atas. Karakter batupasir itu mengindikasikan adanya peningkatan laju pembentukan akomodasi. Endapan itu juga mencerminkan produk bagian distal dari lingkungan dataran pantai yang disusun oleh material berukuran pasir (Atkinson dkk, 1988). Di bagian barat dan timur Prudhoe Bay Field ditemukan serpih yang relatif tebal dan merupakan endapan dataran banjir dan endapan lakustrin. Serpih itu mirip dengan serpih yang termasuk ke dalam sekuen 2. Penyebarannya yang luas dan relatif tebal kemungkinan mencerminkan perioda penurunan gradien sungai dan peningkatan agradasi dataran banjir yang berasosiasi dengan penaikan muka air laut. Bagian atas dari sekuen ini berubah secara tiba-tiba menjadi batuan karbonat Shublik Formation atau ditutupi oleh pasir tipis endapan transgresi yang termasuk ke dalam Eileen Formation. Sebagai kesimpulan, rekaman stratigrafi dari Ivishak Formation melukiskan tanggapan yang kompleks dari sistem sungai dan sistem fluvio-delta terhadap perubahan-perubahan akomodasi. Pengenalan batas-batas sekuen dan bidang-bidang banjir yang ekivalen dengannya di daerah hulu menjadi sukar untuk dilakukan karena adanya komplikasi yang ditimbulkan oleh variasi endapan sungai dan delta, baik pada arah vertikal maupun pada arah lateral. Perubahan-perubahan akomodasi tercermin pada berbagai skala, mulai dari evolusi pola amalgamasi tubuh pasir endapan alur dan perkembangan serpih hingga perubahanperubahan pola alur sebagai suatu sistem pengendapan yang selalu mencoba untuk mencapai kesetimbangan.

75

Sekuen Stratigrafi

Emery dkk (1996)

BAB 8 SISTEM PARALIK 8.1 TINJAUAN UMUM Sistem paralik mencakup sejumlah lingkungan—delta, dataran pantai, pesisir, paparan, dan estuarium—yang masing-masing terletak pada atau di dekat muka air laut (tabel 8-1). Karena posisinya itu, lingkungan-lingkungan paralik sangat sensitif terhadap perubahan muka air laut relatif dan, oleh karena itu, endapan sistem paralik sangat sesuai untuk digunakan sebagai objek analisis sekuen stratigrafi resolusi tinggi. Bab ini akan dimulai dengan sebuah ikhtisar mengenai berbagai sistem pengendapan paralik dan pembahasan mengenai sekuen stratigrafi resolusi tinggi. Kemudian akan diperlihatkan (1) bagaimana jejak-jejak stratigrafi bervariasi, sesuai dengan tipe lingkungan paralik dimana jejak-jejak itu terekam; (2) bagaimana sekuen stratigrafi dapat diterapkan pada reservoar migas paralik. Bab ini akan diakhiri dengan analisis ungkapan seismik dari paket endapan paralik serta variasi endapan paralik sejalan dengan perubahan muka air laut relatif. 8.2 SISTEM PENGENDAPAN PARALIK 8.2.1 Delta Delta adalah sebuah prisma sedimen yang terakumulasi pada tempat-tempat dimana sungai memasuki massa air yang relatif diam. Secara sederhana delta dapat dibagi menjadi dua bagian: (1) bagian yang tersingkap di permukaan; dan (2) bagian yang terletak di bawah permukaan air. Bagian yang tersingkap di permukaan, yakni dataran delta (delta plain), lebih jauh dapat dibedakan menjadi dua bagian: (1) dataran delta atas (upper delta plain) yang didominasi oleh proses-proses fluviatil; dan (2) dataran pantai bawah (lower delta plain) yang sangat dipengaruhi oleh proses-proses bahari, khususnya pasut (gambar 8-1). Berikut akan dibahas fisiografi delta serta pengaruh proses-proses sedimentasi terhadap sistem delta. 8.2.2 Fisiografi Delta 8.2.2.1 Delta Tepi Paparan (Delta Perairan-Dalam) Delta tepi paparan (shelf-edge delta), atau delta perairan-dalam (deep-water delta) terletak pada tekuk paparan. Delta ini berdampingan langsung dengan lereng benua seumur dan lebar (dengan kemiringan 2-5o) serta sistem sedimentasi perairandalam (gambar 8-2). Delta tepi-paparan umumnya umumnya banyak mengandung struktur deformasi, misalnya sesar tumbuh (growth fault), longsoran (slide), dan diapir lumpur (mud diapir). Struktur-struktur itu terbentuk akibat pengaruh gaya gravitasi dan kehadirannya menyebabkan terjadinya akumulasi sedimen lunak dalam dengan laju yang relatif tinggi di bagian muka lereng yang terbuka. 8.2.2.2 Delta Paparan (Delta Perairan-Dangkal) Delta paparan (shelf delta), atau delta perairan-dangkal (shallow-water delta), berkembang di wilayah perairan yang relatif dangkal (umumnya 30-70 m) dan terletak lebih ke arah darat dibanding tekuk paparan. Bagian delta paparan yang terletak di bawah muka air terdiri dari dua bagian, yakni (1) delta front; dan (2) prodelta (gambar 8-2). Delta front relatif curam (kemiringannya 1-2o) dan disusun oleh sedimen yang relatif kasar. Prodelta lebih landai dibanding delta front (kemiringannya < 0,5o) dan disusun oleh lumpur yang berjari-jemari dengan endapan paparan. Delta paparan tidak memiliki endapan lereng seumur dan sistem sedimentasi perairan-dalam yang berukuran besar serta tidak mengandung struktur deformasi sedimen lunak berskala besar. 8.2.2.3 Delta Gilbert Delta Gilbert (Gilbert delta) adalah delta kipas (fan delta) yang berbutir kasar serta memiliki satu ciri khas, yakni memiliki perenggan delta yang curam (kemiringannya > 20o) dan didominasi oleh proses-proses aliran sedimen (gambar 8-2; lihat Collela, 1988; Braga dkk, 1990). Perenggan delta ini memiliki skala yang bervariasi, mulai dari skala subseismik hingga skala seismik (hingga 700 m; Ori, 1987). Delta Gilbert sering ditemukan dalam rift setting dan strike-slip setting, dimana subsidensi dan penangkatan bekerja sama untuk menghasilkan kondisi kedalaman dan posisi daerah sumber kipas aluvial yang sesuai sebagaimana yang disyaratkan agar dapat terbentuk delta Gilbert. Jika wilayah perairannya terlalu dangkal, maka progradasi yang cepat tidak akan memungkinkan terbentuknya perenggan yang curam. Jika terlalu dalam, maka sedimen yang dipasok dari daerah sumber tidak akan terakumulasi sebagai kipas permukaan, melainkan akan diangkut langsung menuju dasar cekungan untuk kemudian diendapkan sebagai endapan bawahlaut. Nendatan yang dipicu oleh pensesaran dapat menjadi bagian tertua dari delta Gilbert, sedangkan perenggan yang bersifat lanauan dengan ketebalan hingga sekitar 10 meter dapat bertambah ketebalan dan kelimpahannya ke arah cekungan. Perenggan delta Gilbert umumnya inversely graded. 8.2.3 Delta dan Proses-Proses Sedimentasi 8.2.3.1 Delta yang Didominasi oleh Proses-Proses Fluviatil Delta dengan delta front yang sangat dipengaruhi oleh proses-proses fluviatil terbentuk akibat tingginya pasokan sedimen dari daratan dan akibat relatif rendahnya energi proses-proses paparan. Delta yang disebut delta yang didominasi oleh prosesproses fluviatil (fluvially dominated delta) itu umumnya dicirikan oleh tubuh-tubuh sedimen berbentuk seperti lembaran dan 76

Sekuen Stratigrafi

Emery dkk (1996)

disusun oleh sedimen gosong muara sungai yang saling berhubungan satu sama lain. Inti dari setiap gosong muara sungai, yang berdampingan dengan alur penebar, kemungkinan merupakan sedimen pasiran. Walau demikian, sedimen yang diendapkan pada lokasi-lokasi yang makin jauh dari sumbu alur kemungkinan besar akan makin banyak mengandung lumpur, sekalipun hal itu masih tergantung pada kaliber beban yang dipasok melalui alur itu. Karena itu, pada bagian bawah dataran delta dan delta front yang dangkal akan berkembang isopak batupasir yang mirip dengan jari-jemari (Coleman & Prior, 1982). Dataran delta dari delta yang didominasi oleh proses--proses fluviatil memperlihatkan karakter yang mirip dengan sistem fluvial. Ada tiga tipe delta yang dapat dikenal berdasarkan hal ini, yakni delta sungai (river delta), braid delta, dan delta kipas (fan delta) (Orton, 1988). 8.2.3.2 Delta yang Didominasi oleh Gelombang dan Badai Delta yang didominasi oleh energi gelombang yang tinggi memiliki garis pantai yang relatif lurus dan peta isopak batupasir yang sejajar dengan garis pantai akan menceng ke arah arus sejajar pantai yang bekerja untuk jangka waktu yang relatif panjang. Gelombang yang bekerja di bawah cuaca tenang menggerakkan sedimen ke arah darat dan menjadi penghalang yang efektif terhadap pengangkutan sedimen ke arah lepas pantai. Badai menyebabkan terdistribusikannya kembali pasir ke wilayah paparan-dalam (inner shelf) sedemikian rupa sehingga menyebabkan makin lebarnya penyebaran pasir pantai pada arah yang tegak lurus terhadap garis pantai. 8.2.3.3 Delta yang Didominasi oleh Pasut Arus pasut yang kuat menyebabkan terbentuknya banyak alur seumur pada delta front dan menyebabkan terbentuknya peta isopak batupasir yang tidak beraturan dan mirip dengan jari tangan (Coleman & Prior, 1982). Jejak pasut dapat menembus jauh hingga dataran delta, hal mana tergantung pada kekuatan arus pasut. Penembusan pengaruh pasut hingga jauh ke arah darat memungkinkan terbentuknya laguna, dataran pasut, dan lekukan lain yang dipengaruhi oleh pasut. Arus pasut yang paling kuat kemungkinan besar akan bekerja di bagian atas delta front dan bagian paling bawah dari dataran delta, di tempat mana proses perombakan yang berlangsung setiap hari dapat menghasilkan batupasir yang bersih (clean-swept sandstone). Delta subakuatis dapat memiliki pelamparan yang luas dan berubah secara berangsur menjadi wilayah paparan yang dipengaruhi oleh pasut. Hal itu menyebabkan munculnya salah satu mekanisme pengangkutan pasir ke arah lepas pantai di bawah cuaca yang tenang. 8.2.4 Sistem Dataran Pantai Hingga Pesisir-Paparan Sistem dataran pantai hingga pesisir-paparan tidak memiliki sungai utama. Sistem ini menerima sebagian besar sedimen kasar melalui proses pengangkutan sepanjang pantai (longshore transport) dan pengangkutan di sepanjang paparan (along-shore transport), dan sebagian besar berasal dari delta yang seumur dengannya. Paparan adalah daerah laut terbuka yang dangkal dan miring landai serta dicirikan oleh gelombang, badai, pasut, dan kadang-kadang juga oleh arus samudra. Transisi dari paparan ke daratan ditempati oleh pesisir. Pesisir sendiri terdiri dari shoreface dan gisik. Shoreface adalah suatu zona sempit (umumnya memiliki lebar kurang dari 1 km) yang relatif curam serta dicirikan oleh struktur-struktur hasil kerja gelombang dangkal (shoaling waves) (Shepard, 1960; Bernard & LeBlanc, 1965; Friedman & Sanders, 1978). Gisik melampar mulai dari titik surut terendah rata-rata hingga zona supratidal yang hanya dipengaruhi oleh proses-proses bahari secara periodik, misalnya saja sewaktu terjadi badai. Gisik dapat ditutupi oleh gumuk eolus. Sistem pesisir-paparan berubah ke arah darat menjadi dataran pantai. Dataran pantai umumnya dibatasi ke arah laut oleh sebuah laguna. Masuknya sungai-sungai kecil ke dalam laguna dapat menyebabkan terbentuknya delta hulu teluk (bay-head delta). 8.2.5 Estuarium Estuarium adalah lembah sungai yang tertutup massa air (Dalrymple dkk, 1992). Estuarium dicirikan oleh input sedimen baik dari sungai maupun dari laut. Pada bagian hulunya, estuarium mendapatkan pasokan sedimen dari sungai. Jika input fluvial kuat, maka akan terbentuk delta muara teluk (bay-head delta). Jika input fluvial lemah dan arus pasut relatif kuat, maka alur-alur sungai akan dipengaruhi oleh pasut dan berubah ke arah hilir menjadi alur pasut (tidal channel). Muara estuarium berkisar mulai dari muara estuarium yang didominasi oleh proses-proses gelombang hingga estuarium yang didominasi oleh proses-proses pasut. Hal itu pada gilirannya memungkinkan estuarium untuk dibagi menjadi dua kategori utama (Dalrymple dkk, 1992). Dalam estuarium yang didominasi oleh proses-proses gelombang, proses-proses pengangkutan pasir di sepanjang pesisir dan di pantai menyebabkan terakumulasinya suatu sumbat pasir pada hulu estuarium (gambar 8-3a). Sumbat pasir itu umumnya terdiri dari dua unsur: (a) gosong beserta washover deposits yang berasosiasi dengannya; dan (b) sumbi pasut yang memotongmotong gosong sedemikian rupa sehingga memungkinkan terjadinya pertukaran arus pasut dengan estuarium serta menyebabkan terbentuknya flood tidal delta. Ke arah darat dari sumbat pasir, bagian tengah estuarium merupakan suatu zona energi rendah yang dicirikan oleh fasies lumpur. Sumbat pasir, lumpur bagian tengah cekungan, dan delta hulu teluk secara bersama-sama merupakan trio bagian dari estuarium yang didominasi oleh gelombang. Di lain pihak, pasut kuat memastikan adanya proses pertukaran aktif antara estuarium dan laut terbuka serta menghambat pembentukan delta hulu teluk, cekungan yang ditempati oleh lumpur, dan sumbat pasir (gambar 8-3b). Sebagai gantinya, dalam estuarium yang didominasi oleh pasut, akan terbentuk sederetan gosong pasir yang ditutupi oleh gumuk. Deretan gosong itu berubah secara berangsur ke arah darat menjadi sandflat, kemudian pada alur-alur yang dipengaruhi oleh pasut, dan akhirnya pada alur-alur sungai. Meskipun cekungan tengah yang diisi oleh lumpur tidak berkembang, namun dalam sistem estuarium yang didominasi oleh pasut dapat terbentuk suatu zona yang analog dengan cekungan itu (Dalrymple dkk, 1992). Zona itu terletak pada sisi-darat dari estuarium pasir yang didominasi oleh pasut serta dicirikan oleh adanya perubahan yang sistematis 77

Sekuen Stratigrafi

Emery dkk (1996)

tipe-tipe alulr "lurus-berkelok-lurus". Perubahan itu mencerminkan perubahan kesetimbangan antara proses-proses fluvial dengan proses-proses pasut. Pada ujung sisi-laut dari estuarium yang didominasi oleh pasut, pengaruh pasut sangat dominan dan proses pengangkutan pada sisi itu praktis mengarah ke hulu. Pada sisi-darat dari sistem tersebut, pengaruh fluvial sangat dominan dan proses pengangkutan pada sisi itu praktis mengarah ke laut. Diantara kedua ujung tersebut, terdapat suatu zona konvergensi beban dasar yang dicirikan oleh adanya alur yang berkelok-kelok serta oleh partikel-partikel sedimen yang halus. 8.3 SEKUEN DALAM PAKET ENDAPAN PARALIK 8.3.1 Batas Sekuen dan Penorehan Lembah Dalam paket endapan paralik, batas sekuen dicirikan oleh pergeseran sabuk fasies ke arah cekungan atau "ke bawah". Ada dua ciri penting yang berasosiasi dengan penuruna alas kikis, yakni (1) penorehan lembah; dan (2) forced regression. 8.3.1.1 Penorehan Lembah Tanggapan sistem fluvial terhadap penuruna muka air laut relatif telah dibahas pada Bab 7. Jika lintaran sungai baru lebih curam dibanding profil kesetimbangan sungai, maka sungai pertama-tama akan bertambah lurus dan kemudian akan menoreh untuk membentuk suatu lembah. Lembah torehan merupakan suatu ciri khas dari paket endapan paralik (Van Wagoner dkk, 1990). Lembah torehan itu penting karena merepresentasikan bukti yang sangat kuat mengenai batas sekuen serta karena lembah itu dapat membentuk suatu jebakan hidrokarbon. 8.3.1.2 Pengenalan Lembah Torehan Dengan terbatasnya data sumur atau data singkapan, kita seringkali menemukan kesukaran untuk membedakan (1) individu-individu alur (misalnya alur sungai atau tidal distributary channel); (2) multistorey channel sand bodies; dan (3) lembah torehan. Baik lembah torehan maupun alur memiliki bidang batas bawah yang tajam serta umumnya diisi oleh paket endapan yang menghalus ke atas. Demikian pula, baik lembah torehan maupun multistorey channel sandstone dapat terdiri dari dua atau lebih tubuh batupasir endapan alur yang bertumpuk satu di atas yang lain. Walau demikian, ada beberapa ciri kunci yang memungkinkan kita untuk membedakan tubuh-tubuh sedimen tersebut, yakni: 1. Material pengisi lembah torehan umumnya lebih lebar dan lebih tebal dibanding material pengisi alur. Lembah torehan umumnya memiliki nisbah lebar terhadap ketebalan sekitar 1 : 1000, atau lebih, sedangkan alur biasanya relatif sempit dengan nisbah lebar terhadap ketebalan sekitar 1 : 100 (Reynolds, 1994b; tabel 8-2). 2. Suatu lekukan dapat ditafsirkan sebagai lembah torehan apabila pada lekukan itu kita dapat menemukan kerukan yang dalam (kerukan yang lebih dalam daripada ketebalan individu alur). Secara umum, jejak torehan itu diwujudkan dalam bentuk teras. 3. Penorehan lembah seringkali disertai dengan pembentukan ruang akomodasi pada laju yang makin lama makin lambat, kemudian diikuti oleh suatu fasa dimana akomodasi terbentuk dalam laju yang lebih cepat. Perubahan progresif seperti itu kemungkinan besar akan terekam dalam rekaman batuan yang mengindikasikan jejak-jejak kedekatannya dengan batas sekuen. Sebagai contoh, apabila laju pembentukan ruang akomodasi menurun, maka ketebalan parasekuen dan volume endapan bobolan (crevasse splay deposits) kemungkinan besar juga akan menurun, sedangkan hubungan antar alur kemungkinan besar akan bertambah. 4. Fasies yang mengisi lembah torehan merekam pergeseran sabuk fasies ke arah cekungan. Ada dua tipe endapan pengisi lembah torehan yang sering ditemukan dalam paket endapan paralik: (1) endapan estuarium; dan (2) endapan yang berevolusi dari endapan fluvial menjadi endapan estuarium. Batulumpur bahari juga dapat mengisi lembah torehan (gambar 8-4). 5. Sebagai akibat terjadinya peremajaan sungai, lembah torehan umumnya mengandung sedimen paling kasar yang tersedia secara lokal. 6. Haq dkk (1988) berpendapat bahwa fasa-fasa penurunan muka air laut global jarang terjadi pada jarak lebih dari 100 m. Karena itu, kedalaman lembah torehan yang terbentuk akibat penurunan muka air laut global tidak mungkin lebih dari 100 m. Hal ini mungkin akan membantu kita dalam membedakan lembah torehan dari ngarai lereng benua. 8.3.1.3 Pola Lembah Torehan Lembah torehan dalam rekaman batuan memiliki pola yang sangat beragam. Penelitian-penelitian regional (mis. Dolson dkk, 1991) memperlihatkan pola-pola yang seperti pola penyaliran pada umumnya. Di lain pihak, pemetaan detil terhadap daerah yang relatif sempit (mis. Jennette dkk, 1992) umumnya memperlihatkan geometri yang kompleks, dicirikan oleh lekukan-lekukan pendek diantara lembah-lembah yang berdampingan, oleh lebar lembah yang bervariasi, serta oleh jarak antar lembah torehan yang juga bervariasi. Sebagaimana semua sistem fluvial, lembah torehan pada umumnya terletak sejajar satu sama lain dan memiliki pengarahan yang lebih kurang sejajar dengan arah kelerengan purba. Apabila dasar cekungan tersingkap sewaktu terjadinya penuruna muka air laut, maka orientasi lembah torehan mungkin terletak tegak lurus terhadap sistem fluvial dan sistem anak sungai yang ada dalam highstand systems tract sebelumnya. 8.3.2 Batas Sekuen pada Daerah-Antar-Lembah-Torehan Lembah-lembah torehan dipisahkan satu sama lain oleh daerah-antar-lembah-torehan (interfluve) (gambar 8-4). Selama berlangsungnya penurunan muka air laut, daerah-antar-lembah-torehan tersingkap dan dikenai oleh erosi dan pedogenesis. 78

Sekuen Stratigrafi

Emery dkk (1996)

Sejalan dengan naiknya muka air laut, lembah torehan teragradasi dan daerah-antar-lembah-torehan sedikit demi sedikit teronlap. Dalam paket endapan paralik, lembah menoreh pantai atau dataran delta yang ada sebelumnya. Karena itu, daerahantar-lembah-torehan cenderung memiliki puncak yang datar. Ketika suatu lembah torehan terisi hingga posisinya lebih kurang sama dengan level dataran pantai lama, maka proses penaikan muka air laut berikutnya akan menyebabkan daerah-antarlembah-torehan tertutup air sedemikian rupa sehingga terbentuklah suatu ruang akomodasi yang bervolume besar dan, pada gilirannya, menyebabkan garis pantai untuk berpindah ke arah darat dengan relatif cepat. Akibatnya, banyak daerah-antarlembah-torehan dicirikan oleh suatu bidang erosi yang tajam, yang merupakan produk ravinement, serta ditutupi oleh suatu endapan sisa transgresi yang tipis. Dalam banyak hal, ciri-ciri daerah-antar-lembah-torehan tersebut di atas mirip dengan marine flooding surface sederhana. Walau demikian, batas sekuen di daerah-antar-lembah-torehan mungkin: (1) dialasi oleh paleosol yang berkembang baik dan mengindikasikan proses penyingkapan dalam rentang waktu yang lama; dan (2) ditutupi oleh suatu endapan sisa yang sangat kasar dan disusun oleh kecur-kecur yang dipasok ke dalam cekungan oleh sungai selama posisi muka air laut relatif rendah, namun tidak tersedia dalam paket endapan highstand yang terletak dibawahnya. 8.3.3 Bidang Transgresi Bidang transgresi (transgressive surface) adalah marine flooding surface pertama yang penting artinya dan melampar melalui paparan dan terletak di dalam suatu sekuen (Van Wagoner dkk, 1988). Bidang itu menandai puncak lowstand systems tract dan dasar dari highstand systems tract. Bidang transgresi umumnya berimpit dengan batas sekuen yang pada daerah antar-lembah-torehan yang telah dijelaskan di atas. Bidang transgresi juga akan menindih endapan pengisi lembah torehan (gambar 8-4). Dalam paket endapan dataran delta dan dataran pantai, kita seringkali sukar untuk mengenal bidang yang ekivalen dengan bidang transgresi di daerah yang relatif dekat dengan daratan. Karena itu, meskipun kita dapat mengenal endapan pengisi lembah torehan dan maximum flooding surface, namun kita mungkin tidak dapat membagi paket endapan itu menjadi paket endapan lowstand systems tract dan paket endapan highstand systems tract (gambar 8-5). 8.3.4 Forced Regression Forced regression adalah pergerakan garis pantai ke arah cekungan akibat penurunan muka air laut. Forced regression tidak tergantung pada pasokan sedimen (Posamentier dkk, 1992; Posamentier & James, 1993) serta diwujudkan oleh pergeseran sabuk fasies ke arah cekungan atau "ke bawah". Pasir pesisir biasanya menindih batulumpur paparan luar secara tajam. Kontak yang tajam antara kedua endapan itu mencerminkan terbentuknya kembali kesetimbangan antara profil dasar laut dengan proses-proses shoreface dan paparan-dalam, sebelum terjadinya pengendapan pasir dan progradasi garis pantai. Ada dua lowstand shoreline yang dapat dikenal: (1) attached shoreface yang menindih pasir dari highstand systems tract yang terletak dibawahnya; dan (2) detached shoreface yang terisolasi dalam serpih lepas pantai (gambar 8-6; Ainsworth & Pattison, 1994; Fitzsimmons, 1994). Selain itu, kita dapat mengenal adanya dua ekspresi batas sekuen yang dapat dikenal dalam forced regression. Dalam ekspresi yang pertama, batas sekuen dengan cepat menghilang ke arah cekungan, kepada keselarasan yang korelatif dengan ketidakselarasan itu (a.l. Plint, 1988; Posamentier & Chamberlain, 1993). Dalam ekspresi kedua, batas sekuen tetap merupakan bidang erosi tajam untuk jarak 10-20 km ke arah cekungan dan selalu ditindih oleh suatu pasir yang khas dan umumnya memperlihatkan gutter cast (Fitzsimmons, 1994). Hingga dewasa ini, forced regression sebagian besar dikenal dalam paket yang didominasi oleh gelombang dan paket yang didominasi oleh badai, dalam paket endapan mana forced regression menghasilkan isopak-isopak pasir yang sejajar dengan garis pantai (a.l. Bergman & Walker, 1988). Walau demikian, penurunan muka air laut juga terjadi dalam paket yang didominasi oleh pasut dan arus semi-permanen. Reynolds (1994a) berpendapat bahwa sederetan bidang erosi yang bergelombang dan memiliki penyebaran luas dalam Formasi Viking di Alberta (Canada) terbentuk di bawah kolom air oleh arus pasut setelah terjadinya penurunan muka air laut (lihat sub bab 8.6). 8.3.5 Maximum Flooding Surface Dalam paket endapan paralik, maximum flooding surface seumur dengan posisi paling darat garis pantai. Secara umum, maximum flooding surface dialasi oleh suatu retrogradational parasequence set dan ditutupi oleh suatu progradational parasequence set. Walau demikian, dalam banyak kasus, sukar bagi kita untuk mengenal adanya suatu bidang tunggal-diskrit dari maximum flooding surface. Sebagai gantinya, apa yang dapat dikenal biasanya berupa suatu "maximum flooding zone". Dalam zona itu, dua atau lebih bidang diskrit dapat berperan sebagai kandidat dari maximum flooding surface. Mulai dari garis pantai ke arah cekungan, maximum flooding zone direpresentasikan oleh lanau dan batulumpur paparanluar. Kandidat-kandidat maximum flooding surface dicirikan oleh: (1) endapan yang paling halus; (2) bukti-bukti terjadinya kondensasi, misalnya firmground; atau (3) kehadiran karbonat paparan-luar (lihat kembali gambar 4-3). Tingginya nilai sinargamma dan tingginya kadar material organik mencerminkan dasar laut anoxic. Kondisi seperti itu sering terjadi selama berlangsungnya transgresi dan pada bagian bawah maximum flooding zone. Di dataran delta, maximum flooding zone dicirikan oleh pengaruh pasut pada alur penebar (Shanley & McCabe, 1993), pembobolan alur, dan perluasan danau (Atkinson, 1983) serta oleh kehadiran paleosol yang lebih basah. Dalam paket endapan laguna, kita mungkin dapat mengenal maximum flooding surface diskrit diantara backstepping dan forestepping parasequence delta hulu teluk (gambar 8-5).

79

Sekuen Stratigrafi

Emery dkk (1996)

8.4 PARASEKUEN DALAM PAKET ENDAPAN PARALIK Parasequence set merekam pergerakan total dari garis pantai pada dua atau lebih parasekuen. Ekspresi wireline log dari parasequence set, serta hubungannya dengan bidang kunci dan systems tract, telah dipaparkan pada bab-bab sebelumnya. Dalam inti bor dan pada singkapan, parasequence set progradasional dan retrogradasional diperlihatkan sebagai perubahan struktur sedimen, iknofasies, dan besar butir yang sistematis (gambar 8-7; lihat juga gambar 4-3). Detil-detil karakter parasekuen sangat bervariasi dan dikontrol oleh beberapa faktor yang saling berhubungan, yakni: (1) proses sedimentasi; (2) kaliber sedimen yang dipasok; (3) ruang akomodasi; dan (4) iklim. Setiap faktor tersebut akan dibahas di bawah. Pembahasan itu menunjukkan bagaimana setiap faktor itu mempengaruhi detil-detil stratigrafi sistem dataran pantai hingga paparan, delta, dan estuarium. 8.4.1 Proses-Proses Sedimentasi Secara umum, ketika garis pantai yang didominasi oleh fluvial, gelombang, dan badai berprogradasi, mereka akan menghasilkan paket endapan yang mengkasar ke atas. Walau demikian, penyebaran lateral dan penyebaran pada arah yang sejajar dengan kemiringan sedimentasi serta detil-detil struktur sedimen sangat berbeda, tergantung pada proses-proses sedimentasi yang bekerja dominan di tempat itu (gambar 8-8; tabel 8-2). Gelombang dangkal (shoaling wave) menebarkan kembali sedimen di sepanjang pesisir dan menyebabkan garis pantai tampak relatif lurus. Akibatnya, pesisir yang didominasi oleh gelombang dan pesisir yang didominasi oleh badai akan menghasilkan tubuh batupasir tabuler yang sejajar dengan garis pantai dengan gejala-gejala stratigrafi yang seragam. Gelombang dangkal juga menghasilkan arus yang bergerak pada arah yang relatif tegak lurus terhadap garis pantai serta menyebabkan proses pengangkutan pasir ke arah lepas pantai menjadi terhambat. Di lain pihak, badai dapat mengangkut pasir menuju bagian dalam paparan sedemikian rupa sehingga tubuh pasir yang didominasi oleh badai dapat menyebar relatif lebih jauh ke arah lepas pantai dibanding tubuh pasir yang didominasi oleh gelombang (gambar 8-8a, b). Dalam tatanan yang didominasi oleh proses-proses fluvial dan pasut, nisbah pasir : serpih dan besar butir akan bervariasi pada parasekuen yang terletak di sekitar pesisir. Hal itu mencerminkan bahwa parasekuen itu merupakan produk penggabungan sejumlah gosong muara (mouth bar) (gambar 8-8c). 8.4.2 Ruang Akomodasi Ada dua model yang menghubungkan parasekuen-parasekuen pesisir dengan parasekuen-parasekuen dalam dataran pantai dan dataran delta. Van Wagoner dkk (1990) memperlihatkan bahwa batulumpur dataran pantai berkembang bersamaan dengan progradasi garis pantai (gambar 8-9). Di lain pihak, Devine (1991) memperlihatkan bahwa paket endapan strandplain dan laguna berturut-turut berkembang selama (1) progradasi; dan (2) agradasi dan transgresi (gambar 8-10). Kedua model tersebut di atas didukung oleh hasil-hasil penelitian lapangan yang mendetil. Setiap model itu mencerminkan laju pembentukan ruang akomodasi yang berbeda. Dalam model yang diajukan oleh Devine, tidak ada ruang akomodasi yang terbentuk selama berlangsungnya regresi sedemikian rupa sehingga menyebabkan terbentuknya toplap. Dalam model tersebut, ruang akomodasi yang relatif besar terbentuk selama agradasi pulau gosong dan transgresi sedemikian rupa sehingga menyebabkan laguna makin luas. Di lain pihak, dalam model Van Wagoner dkk (1990), ruang akomodasi terbentuk selama berlangsungnya regresi strandplain sedemikian rupa sehingga memungkinkan diendapkannya endapan-endapan dataran pantai secara berkesinambungan. 8.4.2.1 Pemisahan Tipe-Tipe Tubuh Pasir ke dalam Systems Tract Analisis tubuh pasir dataran pantai dan delta (tabel 8-3) memperlihatkan bahwa sebagian besar tubuh pasir yang diendapkan pada sisi darat, relatif terhadap garis pantai (alur penebar, crevasse splay, tidal creek, dan delta pasut), muncul dalam transgressive systems tract (Reynolds, 1994b). Data itu mengindikasikan bahwa ruang akomodasi pada dataran delta dan dataran pantai sebagian besar terbentuk selama berlangsungnya transgresi dan bahwa tipe-tipe tubuh pasir tertentu cenderung untuk terbentuk ketika base level naik dengan cepat. Sebagai contoh, delta pasut (flood tidal delta) berkembang dalam laguna dan hal itu cenderung terjadi selama berlangsungnya transgresi. Demikian pula, penaikan base level juga memicu terjadinya crevassing. 8.4.2.2 Dimensi Tubuh Pasir Berbagai penelitian yang dilakukan akhir-akhir ini memperlihatkan bahwa pola tumpukan sekuen tertentu menyebabkan munculnya apa yang disebut sebagai himpunan sekuen (sequence set) dan sekuen gabungan (composite sequence) (Mitchum & Van Wagoner, 1991; Jones & Milton, 1994). Perubahan-perubahan berfrekuensi rendah dalam ruang akomodasi dan pasokan sedimen yang menghasilkan pola-pola tersebut juga mempengaruh dimensi tubuh pasir pada skala parasekuen. Sebagai contoh, ketebalan pasir paparan yang terletak relatif dekat dengan pesisir menurun ke arah atas dalam suatu highstand sequence. Demikian pula, dalam highstand systems tract, penyebaran pasir paparan-pesisir pada arah yang sejajar dengan kemiringannya cenderung memiliki penyebaran yang dua kali lebih luas dibanding dengan dengan penyebaran pasir sejenis dalam transgressive systems tract (tabel 8-2). 8.4.3 Besar Butir Sedimen berbutir kasar (gravel dan pasir) cenderung tersebar pada: (1) alur berkelok lemah yang ada pada dataran delta dan dataran pantai; (2) dataran delta dan dataran pantai yang terairi dengan baik serta tidak mengandung danau; (3) 80

Sekuen Stratigrafi

Emery dkk (1996)

pengendapan beban sedimen secara cepat pada muara sungai; (4) garis pantai yang curam dan "reflektif" yang menerima efekefek energi gelombang secara penuh; dan (5) delta front yang curam (hingga sekitar 25o pada delta Gilbert) dan dicirikan oleh proses-proses aliran massa. Di lain pihak, sedimen halus (lanau dan lumpur) cenderung tersebar pada: (1) alur berkelok kuat; (2) dataran delta dan dataran pantai yang kurang terairi serta mengandung danau; (3) penyebaran sedimen di luar muara akibat proses-proses pengapungan; (4) pesisir bersudut landai yang memperkuat dan menyebarkan energi gelombang serta membentuk suatu pesisir yang disusun oleh pasir dan zona paparan dalam; dan (5) delta front yang bersudut landai (sekitar 1o). Besar butir dominan dalam suatu delta mencerminkan khuluk catchment area (luas dan fisiogeografi catchment), iklim, dan litologi batuan dasar. Faktor-faktor tersebut, bersama-sama dengan aktivitas tektonik dan fluktuasi relatif muka air laut, dapat berubah dari waktu ke waktu untuk menghasilkan fluktuasi fluks dan kaliber sedimen. Pembahasan yang lebih jauh mengenai hal ini dapat ditemukan dalam makalah yang disusun oleh Orton (1988) serta Orton & Reading (1993). 8.4.4 Iklim Di dataran delta dan dataran pantai, iklim mempengaruhi khuluk endapan lakustrin, paleosol, dan perkembangan batubara, evaporit, dan endapan karbonat lakustrin. Rezim angin memiliki efek yang penting terhadap pengaruh proses-proses badai, sedangkan angin yang berhembus dalam waktu yang relatif lama akan menentukan luas medan gumuk eolus, arah pengangkutan sedimen di wilayah pesisir, dan kehadiran arus paparan yang semi-permanen. Iklim juga mempengaruhi perkembangan karbonat paparan. 8.5 SEKUEN STRATIGRAFI SISTEM-SISTEM PARALIK TERTENTU Faktor-faktor pengontrol utama yang telah dijelaskan di atas mempengaruhi perkembangan semua endapan paralik. Walau demikian, faktor-faktor itu berkombinasi dengan pola yang beragam pada sistem paralik di dunia ini. Dalam banyak segi, sistem dataran pantai hingga pesisir-paparan memperlihatkan pola endapan yang paling sederhana. Hal ini akan dilukiskan dan dibahas secara mendetil di bawah ini. Bagian-bagian berikutnya akan memperlihatkan bagaimana stratigrafi endapan delta dan estuarium dapat muncul dalam bentuk yang beragam. 8.5.1 Stratigrafi Sistem Dataran Pantai hingga Pesisir-Paparan 8.5.1.1 Parasekuen yang Didominasi oleh Badai Secara umum, bagian bawah dari parasekuen yang didominasi oleh badai (paparan dan lower shoreface) disusun oleh sederetan lapisan yang tebalnya 5-30 cm serta memiliki bidang perlapisan bawah yang tegas. Endapan itu makin menebal dan teralgamasi secara progresif ke arah atas (gambar 8-11a). Lapisan-lapisan itu seringkli memperlihatkan hummocky crossstratification dengan bagian atas memperlihatkan gelembur gelombang dan terbioturbasi. Upper shoreface mungkin: (1) didominasi oleh badai dan dicirikan oleh fasies swaley (McCrory & Walker, 1986); (2) didominasi oleh gelombang, dengan atau tanpa gosong; (3) dipotong oleh endapan alur pasut yang berlapisan silang-siur. Barred shoreface dicirikan oleh lapisan silangsiur yang batas bawahnya berupa bidang erosi dan diendapkan dalam lekukan yang memanjang sepanjang garis pantai atau dalam rip channel. Non-barred shoreface dicirikan oleh gelembur gelombang, lapisan silang-siur yang mengarah ke darat dan ke laut, serta laminae planar (untuk mengetahui hal ini, lihat Elliott, 1986a). Adalah suatu hal yang kritis, namun tidak selalu mudah, untuk membedakan alur yang dihasilkan oleh sumbi pasut dan lekukan sejajar garis pantai dari endapan pengisi lembah torehan. Paket endapan coastal plain sangat dipengaruhi oleh iklim serta dicirikan oleh sistem fluvial berukuran kecil. Endapan laguna umumnya shale prone, namun juga dapat disusun oleh fasies pasir yang diendapkan pada storm washover, flood tidal delta, atau bay-head delta (Plint & Walker. 1987; Devine, 1991). Di wilayah paparan, jejak-jejak stratigrafi dari parasekuen set progradasional yang didominasi oleh badai umumnya sederhana, terdiri dari suatu tumpukan parasekuen yang makin bersih dan makin kasar ke atas. Gejala yang disebut terakhir ini mencerminkan bahwa paket endapan itu pada dasarnya terjadi akibat progradasi garis pantai (gambar 8-11a). Salah satu contoh dari pengecualian untuk "aturan" umum itu diperlihatkan oleh hasil pemetaan yang mendetil terhadap Cardium Formation (Eyles & Walker, 1988). Hasil pemetaan itu menunjukkan bahwa individu-individu parasekuen berbentuk cuping serta secara keseluruhan menghasilkan parasekeun set progadasional, namun bervariasi. Pada bagian proksimal, kesetimbangan antara pasokan sedimen dengan penaikan muka air laut relatif akan mengontrol baik karakter parasekuen maupun karakter parasekuen set (lihat bagian 8.4.2). Khuluk parasekuen set retrogradasional yang didominasi oleh badai tergantung pada kesetimbangan antara pasokan sedimen dengan penaikan muka air laut relatif. Gambar 8-11 memperlihatkan salah satu kombinasi dari variabel-variabel tersebut. Unsur-unsur pesisir-paparan dari parasekuen itu dapat bertumpuk lebih dekat dari apa yang terlukis dalam gambar itu, namun dapat pula terpisah sama sekali. Parasekuen set transgresif yang didominasi oleh badai disusun oleh sejumlah back-stepping parasequence. Bagian dari back-steppping parasequence yang mengandung pasir tidak saling berhubungan dan tidak bertumpuk satu di atas yang lain (gambar 8-11c). Banyak parasekuen set transgresif dicirikan oleh ravinement, penghilangan semua bukti yang mengindikasikan penyingkapan di daratan, dan oleh proses-proses paparan yang menyebabkan terombakkannya stranded shoreline deposits. Parasekuen set transgressive merupakan bentuk ekstrim dari retrogradational parasequence set. Forced regressive parasequence set yang didominasi oleh badai terbentuk ketika penurunan muka air laut relatif berlangsung dalam satu deretan proses penurunan yang satu sama lain berlangsung secara berjenjang (satu step setiap satuan 81

Sekuen Stratigrafi

Emery dkk (1996)

waktu) (gambar 8-6c). Sebagaimana telah dibahas pada bagian 8.3.4, bagian dasar dari setiap paket pasir dicirikan oleh pergeseran fasies ke arah bawah. Pergeseran fasies seperti itu mengindikasikan penurunan muka air laut. Jika proses penurunan muka air laut itu berasosiasi dengan penorehan sungai, maka setiap paket pasir merupakan satu sekuen berfrekuensi tinggi. Tubuh-tubuh pasir itu sendiri dicirikan oleh gejala pengkasaran ke atas dan bersifat progradasional. Forced regressive parasequence set dapat memiliki geometri yang mirip dengan transgressive parasequence set (bandingkan gambar 8-6c dengan gambar 8-11c). Posisi garis pantai kemungkinan besar relatif tetap karena adanya ketidakteraturan paparan. Ketidakteraturan paparan itu sendiri dapat terjadi, misalnya saja, oleh sesar yang terletak relatif dalam. 8.5.1.2 Parasekuen yang Didominasi oleh Gelombang Arsitektur stratigrafi dari parasekuen yang didominasi oleh gelombang sangat mirip dengan arsitektur stratigrafi dari parasekuen yang didominasi oleh badai. Perbedaan kunci antara keduanya adalah bahwa, pada parasekuen yang didominasi oleh gelombang, dominansi gelombang dangkalan (shoaling wave) umumnya menyebabkan adanya batas jarak dari gisik pada tepi sabuk pasir hingga nilainya kurang dari 1 km. Akibatnya, pasir yang didominasi oleh gelombang dan menyebar pada arah yang sejajar dengan kemiringan asalnya hanya dapat dihasilkan oleh progradasi. Sebagaimana pada parasekuen yang didominasi oleh badai, paket endapan pesisir yang didominasi oleh gelombang umumnya makin kasar dan makin menebal ke atas. Sekali lagi, upper shoreface dapat barred, non-barred, atau dipotong oleh alur pasut. Pesisir yang didominasi oleh gelombang dan disusun oleh konglomerat lebih curam dan memiliki kerabat struktur yang khas (gambar 8-12; Massari & Parea, 1988; Hart & Plint, 1989). 8.5.1.3 Parasekuen yang Didominasi oleh Pasut Sistem pesisir-paparan yang didominasi oleh pasut akan berubah secara berangsur ke arah lateral menjadi sistem estuarium dan delta serta berubah secara berangsur ke arah darat menjadi dataran pasut (gambar 8-13). Jika dataran pasut banyak mendapatkan pasokan sedimen oleh arus pasut yang bergerak sejajar pantai dan paparan, maka dataran pasut itu dapat membentuk bagian tengah dari paket endapan dataran pantai dan pesisir-paparan yang berprogradasi. Dataran subtidal serta bagian bawah dari dataran intertidal cenderung mengandung pasir, kemudian berubah ke arah darat menjadi banyak mengandung lumpur dan akhirnya berubah menjadi dataran intertidal dan dataran supratidal yang bervegetasi. Karena itu, dataran pasut yang berprogradasi akan menghasilkan paket endapan yang menghalus ke atas. Paket endapan itu pada gilirannya dapat terpotong oleh endapan pengisi alur yang menghalus ke atas. Endapan yang disebut terakhir ini merupakan endapan sistem alur yang kompleks dan memotong dataran pasut (lihat Elliott, 1986a,b). Paket endapan pasut yang progradasional dilukiskan pada gambar 8-13. Endapan pasut transgresif yang analog dengan itu lebih tipis serta terbentuk pada saat sungai tertutup oleh air laut sedemikian rupa sehingga terbentuk estuarium serta pada saat mana hanya sedikit sedimen yang diangkut menuju paparan. Pada kasus seperti itu, endapan paparan yang mengandung pasir cenderung berasal dari hasil pengerukan oleh arus pasut serta hasil perombakkan paket endapan yang relatif tua. Efek kombinasi dari pengerukan oleh arus pasut dan erosi shoreface adalah terbentuknyha topografi erosional yang kompleks pada flooding surface. Endapan-endapan yang menindih bidang itu mencakup sand sheets dan sand ridge. Paket sand sheet dapat memperlihatkan gejala penghalusan ke atas maupun pengkasaran ke atas, tergantung pada pergerakan sand sheet. Struktur internal dari tidal sand ridge belum dapat dipahami dengan baik, namun sebagian ahli memperkirakan bahwa endapan itu didominasi oleh perlapisan silang-siur yang berasal dari gumuk (dune cross-bedding). Pembahasan yang lebih mendetil mengenai hal ini disajikan oleh Stride (1982). 8.5.2 Stratigrafi Sistem Delta Variasi stratigrafi yang teramati pada delta dikontrol oleh interaksi antara proses-proses sedimentasi, ruang akomodasi, pasokan sedimen, iklim, dan besar butir. Pada sistem delta, ruang akomodasi dan pasokan sedimen memegang peranan yang sama sebagaimana yang terjadi pada sistem dataran pantai hingga pesisir-paparan. Hal itu telah dijelaskan di atas. Dengan mengikuti apa yang telah dikemukakan oleh Orton (1988) serta Orton & Reading (1993), kebenaan besar butir dan prosesproses sedimentasi dapat diperlihatkan dengan cara memperluas skema penggolongan delta yang terdiri dari empat anggota tepi (Galloway, 1975) menjadi skema penggolongan yang terdiri dari lima anggota tepi (gambar 8-14). Model yang diajukan oleh Orton (1988) serta Orton & Reading (1993) dapat dikembangkan lebih lanjut dengan cara membagi lebih lanjut delta paparan, delta tepi paparan, dan delta Gilbert. Keterbatasan ruang dalam buku ini tidak memungkinkan disajikannya skema penggolongan yang cukup kompleks seperti itu. Bagi mereka yang tertarik untuk mengetahui lebih jauh stratigrafi delta Gilbert dan delta tepi paparan dapat merujuk pada karya tulis Colella (1988), Braga dkk (1990), Ethridge & Wescott (1984), Rossi & Rogdeli (1988), Collinson (1986), Pulham (1989), serta Elliott (1986b, 1989). Dalam penelitian sekuen stratigrafi resolusi tinggi, ada empat gejala yang membedakan stratigrafi sistem delta dari stratigrafi sistem dataran pantai hingga pesisir-paparan. Keempat gejala itu adalah adanya pergeseran cuping delta, adanya danau yang berasosiasi dengan sistem delta, adanya alur penebar berukuran cukup besar, dan sesar tumbuh. Pergeseran cuping delta merupakan proses autosiklis yang menyebabkan terendapkannya parasekuen-parasekuen lokal (gambar 8-15). Proses pergeseran cuping delta diawali dengan avulsi sungai, yang menyebabkan ditinggalkannya cupihng delta yang semula aktif. Cuping delta yang telah tidak aktif itu kemudian melesak dan ditutupi oleh air sedemikian rupa sehingga di atas cuping delta itu akan terbentuk local flooding surface. Ketika sungai kembali bergeser, cuping baru akan terbentuk melalui progradasi garis pesisir delta. Fase pergeseran kedua akan menyebabkan terbentuknya local flooding surface kedua serta mengakhiri pengendapan parasekuen lokal yang penyebarannya terbatas sesuai dengan penyebaran cuping delta. Proses 82

Sekuen Stratigrafi

Emery dkk (1996)

pergeseran cuping delta dapat berlangsung pada skala yang beragam, mulai dari pergeseran besar sejalan dengan bergesernya alur sungai utama, hingga pergeseran relatif kecil yang terjadi sejalan dengan bergesernya alur penebar berukuran kecil. Sebagai akibatnya, dalam sistem delta, kita akan dapat menemukan suatu hirarki parasekuen yang kompleks. Rekaman stratigrafi dari danau yang berkembang pada dataran delta umumnya miirp dengan rekaman stratigrafi yang diperlihatkan oleh teluk yang terletak diantara alur penebar (gambar 8-15). Fasa-fasa perluasan danau menyebabkan terbentuknya lacustrine flooding surface, sedangkan alur penebar dan crevasse channel memasok berbagai variasi prograding lacustrine shorelines sedemikian rupa sehingga menyebabkan munculnya jejak "parasekuen". Walau demikian, danau tidak memiliki kaitan langsung dengan laut dan hubungan antara lacustrine flooding surface dengan marine flooding surface mungkin tidak jelas. Alur penebar berukuran relatif besar merupakan unsur kunci baik pada dataran delta maupun delta front. Pada delta front, alur penebar berukuran relatif besar umumnya memotong endapan shorface yang bersih dan mengkasar ke atas. Dengan data yang terbatas, sulit bagi kita untuk membedakan alur penebar dari endapan pengisi lembah torehan (lihat bagian 8.3.1 dan gambar 8-15). pensesaran tumbuh (growth fauling) sering ditemukan dalam paket endapan delta yang tebal. Subsidensi yang terjadi pada hanging wall dari sesar itu (1) memperkuat efek penaikan muka air laut relatif sedemikian rupa sehingga flooding surface memiliki potensi yang lebih tinggi untuk dapat terawetkan dalam hanging wall; (2) memperlemah efek penurunan muka air laut relatif sedemikian rupa sehingga batas sekuen pada footwall dapat berlanjut pada bidang keselarasan yang ada pada hanging wall (gambar 8-15). 8.5.3 Stratigrafi Sistem Estuarium Paket endapan estuarium adalah material pengisi lembah yang berkembang selama terjadinya penaikan muka air laut relatif. Variasi bentuk lembah, pasokan sedimen, proses-proses sedimentasi, dan ruang akomodasi menyebabkan munculnya gejala stratigrafi yang beragam. Walau demikian, banyak paket endapan estuarium merekam transgresi yang tetap. Ketika laju penaikan muka air laut pada awalnya relatif rendah, bagian bawah dari endapan pengisi lembah disusun oleh endapan fluvial yang berkembang pada saat posisi muka air laut relatif rendah (Dalrymple dkk, 1992; Allen & Posamentier, 1993). Ketika laju penaikan muka air laut bertambah tinggi, penorehan fluvial dan sedimen bypassing yang terjadi pada saat posisi muka air laut rendah dapat diikuti oleh sedimentasi pada lingkungan estuarium (Wood, 1994). Ketika sistem estuarium mengalami backstep, akan terbentuk paket endapan yang menghalus ke atas dalam bagian sistem estuarium yang bernergi campuran dan didominasi oleh proses-proses sungai (gambar 8-3; Pattison, 1992). Endapan itu dapat terpancung oleh bidang erosi transgresi (transgressive erosion surface) yang terbentuk akibat erosi shoreface (gambar 8-3a) atau oleh pengerukan oleh arus pasut (gambar 8-3b). Jika laju penaikan muka air laut menurun atau jika pasokan sedimen bertambah, maka sabuk fasies estuarium dapat beragradasi atau berprogradasi. Apabila sabuk fasies estuarium berprogradasi, maka kita akan dapat mengenal adanya flooding surface diantara backstepping facies belt dengan forestepping facies belt. Walau demikian, kita umumnya tidak pernah mengenal adanya parasekuen dalam paket endapan estuarium. Jejak stratigrafi estuarium yang berfrekuensi tinggi didominasi oleh penurunan muka air laut yang berlangsung berulang-ulang dan terjadi dalam suatu pola transgresi berskala besar (a.l. Eschard dkk, 1991; Wood, 1994). 8.6 PROSEDUR KORELASI Makin lama para ahli makin menyadari bahwa sekuen stratigrafi resolusi tinggi mampu memberikan suatu sarana yang sangat baik untuk mengkorelasikan paket endapan paralik. Walau demikian, tingkat kesulitan untuk mengkorelasikan endapan paralik sangat beragam karena hal itu sangat tergantung pada lingkungan pengendapan dan mekanisme yang menyebabkan terjadinya perubhan muka air laut relatif. 8.6.1 Lingkungan Pengendapan Berbagai sub-lingkungan paralik menghasilkan tubuh pasir dengan skala dan geometri yang beragam (tabel 8-2). Dimensi tersebut dapat digunakan untuk memeriksa korelasi mendetil yang diperelukan untuk penentuan zona-zona reservoar pada lapangan migas. Pengaruh dari data itu diperkuat dengan pertimbangan mengenai skala relatif berbagai tubuh pasir yang berbeda serta tipikal lapangan migas yang berupa endapan paralik (gambar 8-16). Sebagian besar lapangan migas endapan paralik berukuran kecil. Sebagai contoh, sebagian besar lapangan migas endapan paralik yang ada di Indonesia memiliki wilayah produktif kurang dari 10 km2 (Eller, komunikasi pribadi, 1993), sedangkan lapangan migas raksasa, misalnlya Lapangan Ninian di Laut Utara (dengan luas sekitar 89 km2 dan produksi 1045 x 106 barrel; Abbots, 1991) umumnya memiliki luas kurang dari 100 km2. Apabila kita bandingkan antara ukuran-ukuran tersebut dengan dimensi batupasir endapan paralik, maka jelas terlihat bahwa individu tubuh pasir pesisir-paparan yang didominasi oleh badai, dan lembah torehan muncul pada skala yang sama, kecuali pada lapangan-lapangan migas raksasa. Luas gosong muara sungai dan tidal ridge lebih kurang sama dengan luas lapangan migas kecil atau suatu segmen dari suatu lapangan migas besar. Di lain pihak, individu alur sungai, alur penebar, dan crevasse splay memiliki luas yang kecil. Selain skala dan geometri tubuh pasir, orientasi dan pola tumpukan individu batupasir dapat memberikan pengaruh yang kritis terhadap kemudahan untuk mengkorelasikan endapan paralik. Demikian pula dengan kesinambungan tubuh pasir. Sebagai contoh, sebuah lembah torehan yang lebarnya 10 km dapat menutupi tutupan (closure) di Lapangan Statfjord jika terletak sejajar dengan sumbu lapangan, namun hanya akan menutupi sebagian kecil dari lapangan tersebut apabila terletak 83

Sekuen Stratigrafi

Emery dkk (1996)

tegak lurus terhadap sumbu lapangan tersebut (gambar 8-16). Demikian pula, meskipun alur-alur penebar relatif sempit, namun alur-alur penebar itu dapat saling bertumpuk atau saling berhubungan secara lateral sedemikian rupa sehingga menghasilkan zona-zona reservoar diskrit yang lebar. 8.6.2 Korelasi Parasekuen Luas daerah dimana suatu parasekuen dapat dikorelasikan dengan parasekuen lain tergantung pada proses dominan yang terlibat dalam pembentukan flooding surface yang membatasi parasekuen tersebut dan bidang-bidang lain yang korelatif dengan flooding surface tersebut: apakah proses dominan itu berupa guntara, tektonik, atau perpindahan cuping delta. Sekali lagi, para ahli geologi migas hendaknya membandingkan pelamparan mekanisme-mekanisme tersebut dengan ukuran rata-rata lapangan migas yang disusun oleh endapan paralik. Flooding surface yang dihasilkan oleh penaikan muka air laut global dapat dikenal secara global, sedangkan variasi-variasi subsidensi tektonik umumnya akan menghasilkan flooding surface berskala cekungan atau sub-cekungan. Parasekuen yang skalanya paling kecil kemungkinan besar dihasilkan oleh pergeseran cuping delta, dimana penyebarannya lebih kurang sama dengan cuping delta yang tertutup oleh air. Skala cuping delta bervariasi dan hal itu berkaitan langsung dengan skala delta. Skala delta itu sendiri pada gilirannya tercermin dari besar butir material penyusun delta tersebut (tabel 8-4). Pada delta yang terutama disusun oleh pasir dan berbutir halus, cuping delta kemungkinan besar lebih besar dibanding sebagian besar lapangan migas yang disusun oleh endapan paralik. Dalam sistem delta yang disusun oleh material kasar, skala cuping delta lebih kurang sama dengan lapangan migas yang disusun oleh endapan paralik. Pendeknya, sebagian besar parasekuen kemungkinan besar memiliki penyebaran yang lebih luas dibanding luas lapangan migas pada umumnya. 8.6.3 Progradasi, Agradasi, dan Retrogradasi Secara umum, jejak stratigrafi yang paling mudah dikenal dalam paket endapan paralik adalah interval-interval yang tebalnya 50-150 meter serta secara keseluruhan dicirikan oleh progradasi, agradasi, atau retrogradasi. Gejala-gejala seperti itu dapat mencerminkan baik parasequence set maupun sequence set. Gejala seperti itu umumnya dapat ditelusuri keberadaannya pada daerah yang luasnya puluhan ribu kilometer persegi sehingga merupakan sebuah kunci korelasi yang sangat baik untuk skala cekungan atau sub-cekungan. Sebagai contoh, Plint dkk (1986, 1988) dapat menelusuri sequence set dalam Cardium Formation pada suatu daerah yang luasnya lebih dari 50.000 km2. Bhattacharya (1988, 1991) pernah memetakan sebuah parasequence set dalam Dunvegan Formation pada suatu daerah yang luasnya lebih dari 16.000 km2. Gejala yang memiliki penyebaran demikian luas sangat bermanfaat dalam menyusun korelasi awal pada skala regional. Walau demikian, pengenalan gejala seperti itu mungkin memerlukan adanya himpunan data bawah permukaan yang sangat banyak sebelum gejala parasekuen dan sgejala suatu sequence set dapat dikenal (gambar 8-17). 8.6.4 Batas Sekuen Singkapan tunggal, bahkan satu sumur, dapat memperlihatkan kehadiran suatu batas sekuen. Walau demikian, kehadiran batas sekuen biasanya sukar untuk diketahui keberadaannya dalam paket endapan paralik. Hal itu mungkin terjadi karena batas sekuen memiliki ekspresi yang beragam pada daerah penelitian atau karena gejala-gejalanya bersifat samar di daerah penelitian. Penelusuran suatu batas sekuen melalui sehimpunan data dapat menjadi pekerjaan terakhir dalam korelasi, meskipun posisinya secara lokal dapat dikenal dengan baik. 8.7 SEBUAH CONTOH: VIKING FORMATION DI WESTERN CANADIAN BASIN Viking Formation adalah sebuah satuan yang memiliki penyebaran luas, terutama disusun oleh batupasir laut-dangkal yang diapit oleh dua paket serpih bahari, yakni Joli Fou Formation di bawah dan serpih yang belum diberi nama di bagian atas (gambar 8-18). Viking Formation diendapkan pada suatu ramp yang terletak pada bagian utara dari Rocky Mountain foreland basin. Tersedianya sejumlah besar data bawah permukaan, yang terdiri dari data wireline logs dan inti bor, memungkinkan dikenalnya lima bidang erosi dalam Viking Formation yang tersebar di bagian selatan-tengah Alberta (Reynolds, 1994a). Keempat bidang tersebut, yakni bidang VE1 hingga VE-4, memiliki penyebaran regional. Salah satu bidang, yakni bidang VE3c, memiliki penyebaran lokal. Bidang-bidang tersebut membagi Viking Formation ke dalam enam "satuan" non-genetik, yakni satuan A hingga F. Selain itu, satuan B dan E dibagi menjadi beberapa satuan yang lebih kecil oleh bidang diskontinuitas subregional yang tidak memperlihatkan bukti-bukti erosi yang jelas. Tulisan ini akan menyajikan dan menafsirkan stratigrafi tersebut dengan tujuan untuk melukiskan berbagai jejak stratigrafi dan bidang-bidang kunci. Satuan paling bawah, yakni satuan A, disusun oleh batupasir lanauan, batulanau, dan batulumpur (gambar 8-19a) serta dicirikan sebagai dua tonjolan samar dalam log resistivitas (gambar 8-19b). Bagian dasar dari satuan tersebut tidak diketahui secara pasti karena tidak ada inti bor yang menembus batas tersebut. Walau demikian, wireline logs yang melalui bagian bawah itu menunjukkan bahwa batas bawah itu berupa suatu bidang datar serta tidak mengandung bukti-bukti erosi. Walau demikian, batas bawah itu selalu ditandai dengan sebuah peningkatan kadar batupasir yang tiba-tiba. Hal itu mungkin merupakan satu ekspresi dari forced regression. Satuan B dicirikan oleh progradational parasequence set yang diendapkan pada suatu tatanan tidal sand-sheet. Sistem tract itu ditafsirkan memiliki pengarahan UBT-STG (utara-baratlaut-selatan-tenggara) dengan progradasi ke arah selatan-tenggara. Pada bagian proksimal, ke arah bagian atas parasequence set, parasekuen-parasekuen dicirikan oleh dune cross-bedding dan flooding surface yang terlihat dengan jelas (gambar 8-7). Di lain pihak, bagian distal dan parasekeun-parasekuen yang terletak 84

Sekuen Stratigrafi

Emery dkk (1996)

di bagian bawah banyak terubah akibat bioturbasi, tidak memperlihatkan adanya flooding surface dengan jelas, serta memiliki pola yang makin kasar dan makin bersih ke bagian atas, meskipun hal itu juga tidak terlalu jelas (gambar 8-19a). Bagian bawah satuan B dicirikan oleh peningkatan kadar pasir secara dramatis dan, dalam diagram korelasi regional, oleh pemancungan samar terhadap satuan A yang terletak dibawahnya (Reynolds, 1994a). Peningkatan kadar batupasir mencerminkan pergeseran sabuk fasies ke arah bawah sebagai akibat forced regression. Erosi makin hilang ke arah baratdaya (gambar 8-18) dan hal itu ditafsirkan terjadi akibat pengerukan oleh arus pasut. Satuan C disusun oleh satu paket endapan yang makin kasar dan makin bersih ke bagian atas. Gejala seperti itu mencerminkan progradasi suatu tidak sand sheet. Batas bawah satuan C (bidang VE2) merupakan bidang tajam yang terbioturbasi serta dicirikan oleh peningkatan besar butir secara dramatis dan topografi yang jelas pada penampang regional (gambar 8-19b). VE2 ditafsirkan sebagai bidang kerukan subakuatis yang mencerminkan penurunan base level pada paparan yang didominasi oleh pasut. Bidang VE3, yang merupakan batas bawah dari satuan D, merupakan bidang tajam yang menoreh satuan B dan C (gambar 8-19). Bidang itu tidak dapat ditelusuri keberadaannya pada skala regional, namun dapat dikenal keberadaannya pada beberapa daerah (Reinson dkk, 1988; Boreen & Walker, 1991; Reynolds, 1994a). Pada setiap lokasi itu, fasies tersbut, misalnya batupasir masif, batupasir berlaminasi datar, dan batupasir yang berlaminasi gelembur, dengan bioturbasi dan mud drape yang berasosiasi dengannya, mengindikasikan pengendapan pada tatanan estuarium. Fasies estuarium merepresentasikan pergeseran sabuk fasies ke arah cekungan, relatif terhadap satuan C yang terletak dibawahnya. Hal itu, bersama-sama dengan topografi dan penyebaran yang terbatas dari VE3c, mengindikasikan bahwa satuan D merupakan endapan pengisi lembah. Dengan demikian, bidang VE3c merupakan sebuah batas sekuen yang terbentuk pada puncak suatu fasa penurunan base level yang memicu terjadinya forced regression paa bagian bawah satuan A, B, dan C. Bidang yang menutupi satuan C dan D, yakni bidang VE3, ditindih oleh konglomerat kerikil yang terbioturbasi dan ditafsirkan sebagai transgressive lag. Bidang VE3 merupakan bidang transgresi. Bidang itu merupakan flooding surface pertama yang menyebar dalam paparan tua. Pada tempat-tempat dimana bidang itu menutupi satuan C, maka bidang itu juga merepresentasikan batas sekuen pada daerah antar-alur. Tidak ada bukti penyingkapan pada batas sekuen tersebut. Hal itu ditafsirkan karena bukti-bukti tersebut telah tersapu oleh ravinement. Satuan E disusun oleh paket event beds yang bergelembur gelombang dan berlaminasi silang-siur landai yang telah terbioturbasi dengan latar belakang berupa batuan lanauan. Paket itu merupakan endapan paparan-tengah pada suatu sistem paparan yang didominasi oleh badai serta merepresentasikan perubahan yang dramatis dari tatanan yang didominasi oleh satuan A hingga D yang diendapkan pada tatanan yang didominasi oleh pasut. Perubahan proses sedimentasi seperti itu sering ditemukan di sekitar batas sekuen. Satuan E ditindih oleh bidang erosi regional, yakni bidang VE4, yang ditandai oleh lapisan konglomerat. Konglomerat itu sendiri ditafsirkan sebagai transgressive lag serta dianggap sebagai bukti penurunan muka air laut relatif yang terjadi setelah diendapkannya satuan E. Dengan kata lain, bidang VE4 juga merupakan bidang transgresi. 8.8 RESERVOAR DALAM PAKET ENDAPAN PARALIK Lapangan migas yang disusun oleh endapan paralik umumnya disusun oleh sejujmlah reservoar (a.l. Verdier dkk, 1980; Jev dkk, 1993). Setiap reservoar dapat mencerminkan suatu lingkungan pengendapan tertentu atau kisaran sub-lingkungan pengendapan tertentu. Sekuen stratigrafi dapat membantu kita untuk mengungkapkan kompleksitas endapan tersebut dengan cara: (1) melukiskan geometri jebakan stgratigrafi; (2) memperlihatkan arsitektur batuan penutup; (3) menentukan pilihan data analog untuk digunakan sebagai input dalam penyusunan model reservoar stokhastik; dan (4) menentukan satuan-satuan aliran. 8.8.1 Jebakan Stratigrafi Jebakan stratigrafi sering ditemukan dalam sistem paralik. Sebagian diantaranya merupakan produk pembajian individuindividu pasir. Banyak yang lainnya mencerminkan erosi, topografi, dan dislokasi fasies yang berasosiasi dengan batas sekuen. Lembah dan onlap pinch-out merupakan unsur-unsur kunci dari endapan tersebut (gambar 8-20). Banyak lembah menoreh ke dalam batulumpur bahari. Lembah-lembah itu seringkali diisi pada bagian bawahnya oleh pasir dan kemudian ditutupi oleh serpih transgresi (gambar 8-4). Dinding lembah memberikan tudung lateral dan serpih transgresi sebagai tudung puncak. Pada situasi seperti itu, kunci untuk integritas jebakan adalah up-dip seal dari pasir kasar. Pasir fluvial cenderung diendapkan secara menerus selama berlangsungnya pengisian lembah sedemikian rupa sehingga memberikan suatu thief sand efektif untuk migrasi hidrokarbon (gambar 8-3). Di lain pihak, batulumpur yang terletak dib agian tengah cekungan dapat memberikan up-dip seal untuk pasir yang diendapkan pada daerah dangkal yang ada di muara estuarium (Zaitlin & Shultz, 1990; gambar 8-4c). Sudah barang tentu tidak semua lembah terletak sejajar dengan arah kemiringan. Lembah berkelok dapat menbentuk suatu sabuk reservoar yang terletak dalam kelokan-kelokan yang mengarah up-dip. Up-dip seal juga dapat muncul pada tempat-tempat dimana lembah berakhir (gambar 8-22). Sebagian lembah terisi oleh lumpur. Sebagian besar lumpur itu merupakan batulumpur bahari transgresi atau fasies tengah cekungan dari estuarium. Lembah seperti itu memberikan tudung lateral pada jebakan migas pada batupasir paralik lain (a.l. Wood & Hopkins, 1989). Forced regression juga dapat menghasilkan jebakan stratigrafi, dengan incised lowstand shoreface sand ditutupi oleh hinghstand dan ditutupi oleh serpih transgresi (gambar 8-6). Demikian pula, onlap dari batupasir transgresi terhadap suatu batas sekuen dapat menghasilkan jebakan stratigrafi (a.l. Pattison, 1988).

85

Sekuen Stratigrafi

Emery dkk (1996)

8.8.2 Tudung Paket endapan paralik dicirikan oleh banyaknya intraformational seal. Banyak diantara tudung itu disusun oleh serpih yang terletak di atas marine flooding surface. Penyebaran tudung itu mencerminkan mekanisme yang menyebabkan terbentuknya marine flooding surface, misalnya saja, peninggalan cuping delta atau penaikan muka air laut global. Karena lapangan migas yang disusun oleh endapan paralik umumnya lebih kecil dibanding gejala-gejala tersebut, maka marine flooding surface yang berkembang baik kemungkinan besar akan menutupi seluruh lapangan migas, kecuali lapangan migas yang berukuran besar (tabel 8-4). Maximum flooding surface merupakan flooding surface yang penyebarannya paling luas. Maximum flooding surface membentuk tudung regional yang mengontrol migrasi migas pada jarak jauh di bawah permukaan serta membnetuk suatu ambang tekanan di lapangan migas. 8.9 Analog dan Satuan Aliran Dimensi tubuh pasir bervariasi sesuai dengan tatanan sekuen stratigrafinya (lihat bagian 8.4.2). Karena itu, sekuen stratigrafi akan banyak membantu kita dalam memilih dimensi analog yang benar dari tubuh pasir untuk menyusun model stokastik dari reservoar. Untuk tujuan pemodelan komputer, reservoar umumnya dibagi menjadi sejumlah "satuan aliran", yakni satuan yang memiliki efek yang khas terhadap aliran fluida (Ebanks, 1987). Pada banyak kasus, satuan-satuan aliran dibatasi oleh bidang sekuen stratigrafi. Sebagai contoh, intraformational seal yang terletak di atas flooding surface menandai batas satuan aliran. Selain itu, besar butir dan perubahan fasies yang terjadi pada batas-batas sekuen biasanya menyebabkan munculnya perbedaan permeabilitas dan, oleh karena itu, merupakan batas-batas satuan aliran (gambar 8-23). 8.9 SISTEM PARALIK PADA SKALA SEISMIK Topset yang biasanya terlihat dalam data seismik dwimatra yang secara konvensional digunakan oleh industri migas umumnya disusun oleh sedimen yang diendapkan pada lingkungan sungai, paralik, dan paparan luar. Setiap penafsir sekuen stratigrafi bermaksud untuk membangun tafsiran stratigrafi dari data seismik yang akan memperlihatkan distribusi litofasies, lingkungan pengendapan, lokasi reservoar migas, dan kesinambungan reservoar tersebut. Tulisan pada bagian ini dibangun di atas pengetahuan yang telah dijelaskan pada bagian-bagian sebelumnya untuk memperlihatkan bagaimana sekuen stratigrafi dan aspek-aspek lain dari prediksi stratigrafi dapat membentu kita untuk memecahkan masalah-masalah tersebut. Pembahasan pada bagian ini dibagi menjadi dua bagian. Bagian pertama membahas tentang model-model sistem paralik yang berskala cekungan. Bagian kedua meninjau fasies seismik dan ekspresi seismik dari berbagai lingkungan dan tatanan kunci pada sistem paralik. 8.9.1 Model-Model pada Skala Seismik 8.9.1.1 Model-Model Delta Sebagaimana telah dijelaskan pada bagian 8.2, ada dua tipe delta yang dapat dikenal dalam cekungan dimana terdapat tekuk paparan-lereng benua yang jelas. Kedua tipe delta itu adalah delta tepi paparan (shelf-edge delta) dan delta paparan (shelf delta) (gambar 8-24a). Pada penampang seismik dwimatra konvensional, ekspresi dari kedua tipe delta itu jauh berbeda. Karena sebagian besar delta paparan berprogradasi ke dalam wilayah perairan yang relatif dangkal, katakanlah perairan dengan kedalaman 30-70 meter, maka delta itu relatif tipis dan sukar untuk dikenal dalam penampang seismik konvensional. Apabila terkubur relatif dangkal (pada kedalaman penguburan < 500 m), delta front dari delta paparan dapat dikenal sebagai klinoform samar yang miring landai dan terltak diantara refleksi topset yang horizontal. Pada kedalaman penguburan yang biasanya menjadi kedalaman reservoar (> 1 km), klinoform itu umumnya tidak dapat dikenal dan delta papran seringkali terlihat sebagai refleksi-refleksi seismik yang sejajar. Di lain pihak, sistem lereng yang membentuk delta front dari delta tepi-paparan dapat memiliki ketebalan beberapa ratus meter dand apat dengan relatif mudah dikenal dalam rekaman seismik konvensional. Delta tepi-paparan juga memperlihatkan sejumlah gejala deformasi sin-sedimentasi yang dapat dengan relatif mudah dikenal dalam penampang seismik, misalnya sesar tumbuh, diapir lumpur, longsoran sedimen, ngarai, dan gullies.

86

Sekuen Stratigrafi

Emery dkk (1996)

BAB 9 SISTEM KLASTIKA LAUT-DALAM 9.1 TINJAUAN UMUM Sekuen stratigrafi memberikan suatu alat yang handal untuk analisis stratigrafi sistem klastika laut-dalam ketika dikombinasikan dengan pengetahuan mengenai keragaman proses dan produk pengendapan pada tatanan laut-dalam. Ancangan gabungan yang didasarkan pada pengetahuan sekuen stratigrafi dan proses-proses sedimentasi itu merupakan satu langkah maju dari ancangan-ancangan sebelumnya yang dikembangkan oleh para ahli pada dasawarsa 1970-an, dengan menekankan tafsiran-tafsiran yang didasarkan pada model yang sederhana dari sistem klastika laut-dalam berdasarkan data seismik (a.l. Mitchum dkk, 1977a,b; Vail dkk, 1977a,b; Mutti, 1985; Posamentier & Vail, 1988; Van Wagoner dkk, 1990; Walker, 1992a,b; Posamentier & Weimer, 1993). Dalam bab ini pertama-tama kita akan meninjau ulang berbagai mekanisme pengangkutan sedimen dalam tatanan lautdalam serta faktor-faktor yang mengontrol pengendapan klastika kasar dalam tatanan cekungan. Prinsip sistem pengendapan klastika laut-dalam yang berskala besar serta faktor-faktor pengontrolnya akan dibahas. Informasi itu selanjutnya akan digunakan untuk mengembangkan serangkaian model sekuen stratigrafi yang akan menunjukkan berbagai sistem pengendapan yang mungkin berkembang dalam suatu systems tract. 9.2 SISTEM KLASTIKA LAUT-DALAM: PROSES-PROSES PENGENDAPAN DAN PENGGOLONGAN 9.2.1 Proses-Proses Pengendapan Erosi, pengangkutan, dan pengendapan sedimen dalam tatanan klastika laut-dalam sebagian besar dikontrol oleh prosesproses aliran gravitas sedimen; aliran dimana campuran sedimen-fluida bergerak di bawah pengaruh gaya gravitasi (Middleton & Hampton, 1973, 1976; Lowe, 1979; 1982; Middleton & Southard, 1984). Aliran gravitasi sedimen merupakan suatu kelompok proses yang secara genetik berkaitan satu sama lain serta berkisar mulai dari nendatan dan longsoran yang berasosiasi dengan translasi material kohesi (misalnya lanau dan lumpur) menuju bagian bawah lereng hingga arus turbid yang benar-benar turbulen. Hingga dewasa ini dikenal adanya empat tipe dasar aliran gravitasi sedimen (tabel 9-1), yakni: 1. Arus turbid, di dalam aliran mana sedimen didukung oleh komponen turbulensi fluida yang mengarah ke atas. Turbulensi fluida itu sendiri dihasilkan oleh perbedaan densitas antara campuran sedimen-fluida dengan fluida yang mengelilinginya. 2. Aliran terfluidakan/tercairkan, di dalam aliran mana sedimen didukung oleh pergerakan fluida ruang pori yang mengarah ke atas. 3. Aliran butir, di dalam aliran mana partikel-partikel sedimen ditunjang oleh tekanan dispersi dari partikel-partikel yang saling bertumbukan. 4. Aliran kohesi (cohesive flow), di dalam aliran mana partikel-partikel ditunjang oleh densitas dan kekuatan matriks. Arus turbid dan arus kohesi dianggap sebagai agen-agen pengangkut sedimen yang efektif serta merupakan mekanisme utama yang menyebabkan berkembangnya fasies turbidit dalam tatanan cekungan (Middleton & Hampton, 1973, 1976; Lowe, 1982; Pickering dkk, 1986; Postma, 1986; Pickering dkk, 1989). Tipe-tipe aliran gravitasi sedimen yang lain dianggap sebagai fenomena sementara (transient phenomena) yang muncul diantara pergerakan awal sedimen oleh longsoran dan nendatan dengan jenjang akhir pengangkutan sedimen dan fluida oleh arus turbid yang sepenuhnya turbulen (Lowe, 1979, 1982; Postma, 1986). Banyak ahli menambahkan adanya perbedaan antara arus turbid berdensitas rendah dengan arus turbid berdensitas tinggi (a.l. Middleton & Hampton, 1976; Stow & Bowen, 1980; Lowe, 1982; Postma, 1986). Perbedaan itu sangat penting karena perbedaan tipe arus turbid akan mengontrol lokasi akhir pengendapan pasir dalam suatu cekungan laut-dalam (Reading & Richards, 1994; Richards dkk, dalam percetakan).

87