BAB II TEORI DASAR 2.1 Pemodelan Geohistori Pemodelan Geohistori Burial

Transkripsi

1 BAB II TEORI DASAR 2. Pemodelan Geohistori Analisis geohistori adalah suatu teknik stratigrafi kuantitatif yang digunakan untuk menyelesaikan masalah dalam sejarah geologi dan penggambarannya. Kuantifikasi data stratigrafi sumur dimungkinkan dengan berkembangnya pengetahuan ilmu mikrobiostratigrafi, sehingga memungkinkan untuk mendapatkan umur dalam satuan juta tahun dan lingkungan pengendapan berupa kedalaman pengendapan. Diagram geohistori dan teknik stratigrafi kuantitatif seperti perhitungan kecepatan akumulasi sedimen, dan laju subsiden (subsidence rate) atau pengangkatan (uplift) sangat berguna untuk eksplorasi minyak bumi. Geohistori adalah kunci untuk mengerti evolusi cekungan dan tektonik lempeng (van Hinte, 978) Dalam melakukan pemodelan Geohistory diperlukan paling tidak tiga parameter utama yaitu:. model kurva kompaksi dan parameter kurva kompaksi perlitologi, 2. konduktivitas termal per litologi, dan. sejarah aliran bahang (heatflow) dari waktu ke waktu. Dalam menyelesaikan masalah model perkembangan cekungan dapat digunakan metode analisis nimeris deterministik, dengan menggunakan konsep geohistori burial dan geohistori termal. 2.. Pemodelan Geohistori Burial Geohistori burial adalah penggambaran stratigrafi dari waktu ke waktu yang telah terkoreksi oleh ketebalan dekompaksi, kedalaman pengendapan dan perubahan muka air laut purba (gambar 2.) serta penggambaran total subsidence dan tektonik subsidence (gambar 2.2). Ketebalan masing masing lapisan merupakan fungsi dari porositas sehingga semakin dalam suatu lapisan maka porositasnya akan semakin kecil ( van Hinte, 978, gambar 2.). 6

2 THE BACKSTRIPPING METHOD DATA RESULTS STRATIGRAPHY - Depths, Ages - Erosion hypothesis LITHOLOGI THICKNESSES RECONSTRUCTION PALEOGEOGRAPHY - Sea Level Changes - Water paleothicknesses ABSOLUTE DEPTH RECONSTRUCTION 0 van Hinte, 978 Gambar 2.. Pemodelan geohistori "burial" terkoreksi oleh kedalaman pengendapan (paleobatimetri) dan perubahan muka air laut purba (van Hinte, 978) MODEL OF RESPONSE TO SEDIMENT LOADING - Local Isostasy (AIRY) - Regional Isostasy (FLEXURE) TECTONIC SUBSIDENCE HISTORY AGE (MY) LOADING EFFECT DEPTH TECTONIC TOTAL (KM) 6 7 van Hinte, 978 Gambar 2.2. Penggambaran "total subsidence" dan "tectonic subsidence" (van Hinte, 978) 7

3 Proses Dekompaksi Kompaksi Dekompaksi Tn φn φ ( n)tn = φ (- n)tn φ ( o)to = φ (- o)to To φo D + T D + T n D n n do do+to ( φn ) dz = ( φ0) dz o o Do POROSITY To DEPTH dn dn+tn Tn Charlie Wu, 994. Gambar 2. Proses Dekompaksi (van Hinte, 978) Data masukan yang dibutuhkan untuk pemodelan geohistori burial antara lain :. Data umum sumur didapat dari kepala log sumur, atau dari laporan sumur. 2. Data stratigrafi dan litologi didapat dari log completion atau final log.. Data umur absolut (kurva umur absolut terhadap kedalaman), data ini didapatkan dari hasil analisis fosil foraminifera 4. Data paleobatimetri absolut (kurva paleobatimetri absolut terhadap kedalaman) 5. Jenis kurva kompaksi dan konstanta persamaan kurva kompaksi persegmen kedalaman perlitologi, hasil dari analisis log sonic 6. Data ketebalan tererosi dan waktu erosi, hasil dari analisis kurva kompaksi, atau dari data lainnya, serta tafsiran litologinya. 8

4 Perhitungan Total Subsidence dan Tectonic Subsidence w L a Z X s L a S Z Z++X-S- =Z+X-S wz + () L + ax = ss + () L + a(z+x-s) s L a a = S + () + Z + X - as Penyelesaian untuk S : as - ss =() L - () L + az - w Z + ax - ax Simplifikasi : s (a - s)s = ( - w)z Z w bila a =. g/cm ; s = 2. g/cm dan w =.0 g/cm maka : S = 2. Z a - a S = a - 2. Z w s L a W d S X w L a Z Wd + S + - X +Z -. Persamaan kiri dan kanan : ww d + ss + L + ax = wz + L + a(w d+s++x-z-) = wz+ L+ aw d+ as+ a+ ax-az-a = wz+ L+ aw d+ as+ ax-az 2. Penyelesaian untuk Z : az - wz = + a W d - ww d + as - ss. Penggabungan faktor : ( a - w)z =( a - w)w d + ( a - s)s 4. Dibagi dengan a- w : a - s Z = S + W - d a w 5. Bila Sealevel ( SL) diketahui : a - s Z = a - w S + W d - SL s - a w Charlie Wu, 994 Gambar 2.4 Perhitungan Total Subsidence dan Tektonik Subsidence ( Charlie Wu, 994) Dari pemodelan geohistori burial ini akan dihasilkan keluaran berupa penampilan data dalam bentuk kurva : a. Data stratigrafi dari waktu ke waktu dengan ketebalan, kedalaman dan porositasnya masing-masing lapisan, yang kemudian dapat ditampilkan dalam bentuk geohistori burial per perlapisan atau per satuan stratigrafi. b. Data total subsidence dan tectonic subsidence dari waktu ke waktu dapat ditampilkan berupa kurva subsidence. c. Data ketebalan per satuan stratigrafi dari waktu ke waktu Pemodelan Geohistori Thermal Pemodelan geohistori termal adalah pemodelan sejarah perkembangan temperatur purba dalam cekungan sedimen akibat naiknya aliran panas dari dasar cekungan dan konduktivitas termal batuan masing-masing lapisan (Koesoemadinata, et.al., 994). Faktor terpenting dalam sejarah perkembangan temperatur purba ini adalah besarnya aliran bahang yang mengalir dan besarnya konduktivitas termal masing-masing 9

5 lapisan (Koesoemadinata, et.al., 994). Temperatur adalah fungsi dari aliran bahang dan konduktivitas masing-masing lapisan, sedangkan konduktivitas adalah fungsi porositas (Allen dan Allen, 990, gambar 2.6). Persamaan Dasar Perhitungan Geohistory Thermal MENGHITUNG KONDUKTIFITAS TERMAL (Allen dan Allen, 990) Persamaan yang digunakan : -φ K = K s (-φ * K s ) w s Konduktifitas yang dihasilkan dikalibrasi dengan hasil pengukuran LEMIGAS (Thamrin) MENGHITUNG HEATFLOW (Hk. Fourier, Turcotte & Schubert,982.) * Presentday Heatflow dikalibrasi dengan BHT, DST * PaleoHeatflow dikalibrasi data pengukuran Vitrinite reflectance (%RO) Persamaan yang digunakan : q = -K dt atau T = T + qy 2 HY s s - dy K 2K asumsi : Paleo heatflow konstan terhadap kedalaman Tanpa interval heat generation (steady state heat flow) - 2K HY2 = 0 = internal heat generation T = T s + q s Y atau K T= T + q Y + Y Y n y s s K K K 2 n Y.. Yn = Ketebalan lapisan s/d n (m) K.. Kn = Konduktifitas lapisan s/d n tergantung - - dari litologi dan porositas (Wm K ) T s = Temperatur permukaan ( C) T y = Temperatur tiap botom lapisan ( C) q 2 s = Heat Flux (mwm ) K - - w = Konduktifitas air (0.607 Wm K ) K - - s = Konduktifitas batuan sedimen (Wm K ) φs = porositas batuan sedimen Tanpa Dekompaksi T s T = T+{-q Y Y s s } T K Y Y Y T 2 = T s+{-q s( + )} K 2 2 K 2 T 2 Y Y Y Y T = T s+{-q s( + + )} K 2 K 2 K T Y n Y Y T n = T s+{-q s( )} K n Kn T n dengan Dekompaksi T s T = T+{-q Y } Y s s T K Y Y Y T 2 = T s+{-q s( + )} K 2 2 K 2 T 2 Y Y Y Y T = T s+{-q s( + + )} K 2 K 2 K T Y n Y Y T n = T s+{-q s( )} K n K n T n Turcotte & Schubert,982. Gambar 2.5 Persamaan Dasar Perhitungan Geohistori Thermal (Turcotte & Schubert, 982, Allen & Allen, 990) Data Masukan yang dibutuhkan : a. Data konduktivitas panas hasil pengukuran b. Data BHT, yang telah terkoreksi dan DST, keduanya didapatkan dari laporan pemboran,atau sejarah aliran bahang c. Data temperatur permukaan atau sejarah temperatur permukaan. d. Data energi pengaktifan dan faktor stoikiometri (selama ini masih digunakan data standart diambil dari Sweeney dan Burnham, 990). e. Data geohistori burial sebagai hasil dari pemodelan geohistori burial. 0

6 Dari pemodelan geohistori termal ini akan dihasilkan output berupa penampilan data dalam bentuk kurva :. Kurva temperatur masa kini (untuk melakukan kalibrasi aliran bahang masa kini dengan pengukuran BHT). 2. Kurva pantulan vitrinit hasil perhitungan yang dapat dibandingkan dengan data pantulan vitrinit hasil pengukuran laboratorium.. Kurva sejarah temperatur dari waktu ke waktu dengan konduktivitas panas untuk masing-masing lapisan yang kemudian dapat ditampilkan dalam bentuk geohistori termal per lapisan atau persatuan stratigrafi. 4. Data stratigrafi dari waktu ke waktu dengan ketebalan, kedalaman dan porositasnya masing-masing lapisan, yang kemudian dapat ditampilkan dalam bentuk geohistori burial perlapisan atau persatuan stratigrafi. 5. Data total subsidence dan tectonic subsidence dari waktu ke waktu dapat ditampilkan berupa kurva subsidence. 6. Data ketebalan per satuan stratigrafi dari waktu ke waktu. 2.2 Sistem Petroleum Sistem petroleum merupakan bagian dari ilmu geologi yang khusus membahas tentang aspek-aspek yang berkaitan dengan minyakbumi, mulai dari asal minyakbumi, proses terbentuknya minyakbumi, penyebaran minyakbumi, dan proses terakumulasinya. Secara garis besar Geologi Petroleum dikelompokkan menjadi tiga sub-bagian, yaitu:. Sub-sistem pembentukan (generatif sub-system) 2. Sub-sistem migrasi (migration sub-system). Sub-sistem pemerangkapan (entrapment sub-system) 2.2. Konsep Batuan Induk Terminologi umum batuan induk adalah batuan sedimen berbutir halus dan oleh (Waples, 985, dalam Subroto, 2000), batuan induk dibedakan menjadi beberapa pengetian sebagai berikut:

7 Batuan induk efektif (effective source rock): setiap batuan induk yang telah membentuk dan mengeluarkan hidrokarbon. Mungkin batuan induk (possible source rock): setiap batuan induk yang belum pernah dievaluasi potensinya, tapi mempunyai kemungkinan membentuk dan mengeluarkan hidrokarbon. Batuan induk potensial (potential source rock): setiap batuan sediment yang belum matang diketahui mampu menghasilkan dan mengeluarkan hidrokarbon jika tingkat kematangan termalnya bertambah tinggi. Ahli geokimia lainnya juga memberikan definisi yang lebih spesifik seperti: Hunt (979), batuan induk didefinisikan sebagai sedimen berbutir halus yang dalam kondisi alaminya membentuk dan mengeluarkan cukup hidrokarbon untuk menghasilkan akumulasi komersial minyak atau gas. Dow (977) memberikan beberapa definisi yang menyangkut batuan induk antara lain: Batuan induk adalah satuan batuan yang telah membentuk dan mengeluarkan minyak atau gas dalam jumlah yang cukup untuk akumulasi yang komersial. Batuan induk tersembunyi (latent source rock) adalah lapisan batuan sumber yang ada tetapi masih tersembunyai atau belum ditemukan. Selalu menyangkut pada daerah yang belum di eksplorasi atau bagian dalam dari cekungan. Batuan induk potensial (potential source rock) adalah satuan batuan yang mempunyai kemampuna membentuk minyak atau gas dalam jumlah yang cukup untuk akumulasi yang komersial tapi belum menghasilkan minyak atau gas karena kematangan termalnya belum cukup. Batuan induk aktif (active source rock) adalah sebuah lapisan sumber yang masih dalam proses pembentukan minyak atau gas. Batuan induk habis (spent source rock) adalah sebuah lapisan sumber yang telah seluruhnya membentuk dan mengeluarkan minyak atau gas. Lapisan sumber ini mungkin habis untuk minyak dan masih aktif untuk gas. 2

8 Batuan induk lamban (inactive source rock) adalah lapisan sumber yang telah sekali aktif tapi berhenti sementara setelah sebelumnya membentuk minyak/gas sampai habis. Batuan induk terbatas (limited source rock) adalah satuan batuan yang mengandung semua prasyarat dari lapisan sumber kecuali volume. Umumnya berkaitan dengan laminasi shale tipis dalam karbonat atau batubara tipis di dalam endapan darat. Dalam konsepsi ini, diperlukan suatu ciri tertentu untuk mengetahui batuan induk dan cara mengidentifikasikannya. Pada umumnya batuan induk dibayangkan sebagai batuan serpih yang berwarna gelap, kaya akan zat organik dan biasanya diendapkan dalam lingkungan laut. Beberapa penyelidikan terdahulu (Hunt dan Jameson, 956, dalam Koesoemadinata, 978) memperlihatkan bahwa semua batuan sedimen mengandung zat organik, terutama dalam bentuk kerogen, walaupun hidrokarbon dan aspal ditemukan pula (Smith, 954, dalam Koesoemadinata, 978), terutama batuan serpih yang berwarna gelap paling banyak mengandung kerogen (Kelompok Telisa, Formasi La Luna. Venezuela). Beberapa formasi tertentu begitu kaya akan kerogen, sehingga minyakbumi dapat didestilasi. Formasi tersebut secara potensial dapat bertindak sebagai sumber hidrokarbon, bahkan cadangannya meliputi triliunan barel. Selain kerogen, menurut Phillipi (957, dalam Koesoemadinata, 978) batuan induk (dalam hal ini serpih dari Kelompok Telisa) mengandung 5 sampai 5000 ppm hidrokarbon pribumi (indigenous) Cara lain untuk mengidentifikasi batuan induk adalah dengan mengetahui perbandingan karbon-nitrogen. Jika rasio ini memiliki nilai kira-kira =, maka dianggap batuan itu merupakan batuan yang baik menjadi batuan induk. Menurut Erdman (96, dalam Koesoemadinata, 978), suatu batuan induk harus mengandung suatu residu minyakbumi (hidrokarbon aromatik, alifat ringan, hidrokarbon pertengahan, serta zat-zat aspal). Pada tahun 964 Erdman kembali menyatakan bahwa yang penting dan kritis adalah perbandingan antara minyak dan kerogen. Jika perbandingannya terlalu rendah (lignit, batubara, serpih minyak), minyakbumi akan

9 terlalu menetap dan diabsorbsi. Jika perbandingan terlalu tinggi, maka minyak yang terbentuk tidak dapat bermigrasi Pematangan Minyak Bumi Pengertian pematangan minyakbumi (oil maturation) erat hubungannya dengan masalah waktu pembentukan dan pengertian batuan induk. Minyak bumi terbentuk karena akumulasi zat organik yang terkumpul dalam batuan sedimen halus dalam keadaan reduksi sehingga terawetkan dan akan diperoleh batuan induk yang kaya akan zat organik. Pengaruh dari dari gradien panas bumi, tektonik dan gaya pembebanan maka zat organik tersebut akan berubah menjadi minyak atau gas bumi. Proses ini disebut pematangan (maturation) dan hasilnya adalah minyakbumi. Semua perubahan ini bersifat kimia dan disebabkan berbagai perubahan lingkungan geologi tempat hidrokarbon itu berada. Dalam hal ini Phillipi (965, dalam Koesoemadinata, 978) berpendapat, bahwa proses pematangan terjadi dalam batuan induk dan yang bermigrasi adalah minyakbumi yang asli. Suatu hal yang perlu diperhatikan adalah, bahwa minyakbumi yang belum matang sebagai zat transisi tidak ditemukan, sedangkan jenis minyak aspal dan parafin dianggap sebagai zat yang matang dan belum matang, maka persoalannya menyangkut jenis minyakbumi. Dalam hal ini beberapa penyelidik seperti Heeberle (95, dalam Koesoemadinata, 978) dan Hunt (958, dalam Koesoemadinata, 978) menunjukkan, bahwa fasies memegang peranan dalam menentukan jenis minyakbumi, seperti misalnya perbedaan derajat API. Terlepas dari peranan fasies, waktu dan perubahan lingkungan geologi juga dapat menentukan jenis minyakbumi secara kimia. Juga dapat dipahami dari segi teori termodinamika. Pada proses pematangan ini banyak dijumpai hipotesa-hipotesa antara lain :. Teori Perbandingan Karbon ( Carbon Ratio), (White, 95). Pematangan minyakbumi berhubungan dengan proses metamorfisme seperti pada perubahan batubara. 4

10 2. Fraksinasi Minyak dalam Batuan ( Day, 96 ) Pematangan disebabkan karena fraksinasi minyakbumi dalam serpih. Saat migrasi hidrokarbon yang tidak jenuh akan melekat pada lempung karena kapilaritas, sehingga minyakbumi yang bermigrasi lebih matang.. Hubungan Berat Jenis Minyak Bumi Terhadap Umur dan Kedalaman (Barton,94) Pada Umur yang sama, makin dalam minyak bumi, makin meningkat kadar fraksi ringan dan derajat API-nya. Demikian pula untuk kedalaman yang sama, makin tua umurnya makin ringan minyak-bumi. Minyakbumi yang bersifat naften atau aspal biasanya dianggap muda dan mengandung lebih banyak senyawa hidrokarbon dengan berat molekul tinggi (derajat API rendah), perbandingan atom hidrogen terhadap karbon rendah, dan pada umumnya mengandung lebih banyak senyawa yang mengandung belerang, nitrogen, dan oksigen, serta kadar bensinnya rendah. Minyak parafin dianggap lebih matang, dan merupakan hasil proses pematangan dari minyak naften. Secara termodinamika minyak parafinis memang lebih rendah dan energi bebasnya lebih stabil. Proses pematangan ini telah dikenal sejak Rogers (850, dalam Koesoemadinata, 978), dan memperlihatkan korelasi antara metamorfisme dinamis dan temperatur dengan susunan batubara dan terdapatnya minyak dan gasbumi. Selain itu Rogers menyimpulkan bahwa minyak dengan berat jenis terendah mempunyai tingkat yang tertinggi, mengandung hidrokarbon ringan jenuh yang paling tinggi dan bagian terbesar dari hidrogen dan berat jenis yang paling rendah Migrasi Migrasi primer adalah proses bergeraknya fluida dari batuan induk yang berupa batuan klastik halus (serpih-lempung) dan zat organik terkumpul dan kemudian ditransformasi menjadi minyakbumi, menuju ke batuan yang lebih berpori atau yang disebut lapisan penyalur (carrier bed). Migrasi sekunder adalah proses pergerakan minyakbumi dalam carrier bed menuju suatu bentuk geometri perangkap yang juga disebut longitudinal migration. Pada 5

11 umumnya berlangsung sepanjang lapisan penyalur (Gambar 2.7). Pergerakan ini berarah longitudinal. Kemungkinan terjadinya migrasi secara vertikal masih merupakan suatu perdebatan. Beberapa lapangan minyak memiliki gejala pergerakan hidrokarbon secara vertikal sepanjang jalur rekahan, patahan dan retakan. Di lapangan lain hal ini tidak terjadi, malahan jalur rekahan menjadi penyekat yang menghambat migrasi hidrokarbon. Sifat tak pasti dari patahan, secara teori dapat dijelaskan dengan kapilaritas (Smith, 966, dalam Koesoemadinata, 978). Jika kolom minyak yang terdapat di suatu perangkap cukup panjang, maka tekanan pergeseran dari patahan dapat dilewati dan patahan bersifat penyalur. Jika kolom minyak pendek, maka tekanannya tak cukup, sehingga patahan bersifat penyekat Akumulasi Minyak dan Gas Bumi Minyak dan gas bumi berakumulasi pada suatu perangkap yang merupakan bagian tertinggi dari lapisan reservoar. Penentuan waktu dalam sejarah geologi mengenai kapan minyakbumi mulai terakumulasi, bukan saja penting dari segi ilmiah akan tetapi juga dari segi ekonomi. Suatu perangkap dapat terisi atau kosong tergantung dari waktu pembentukannya. Pengertian yang baik akan hal ini akan membantu evaluasi suatu prospek (Landes, 959, dalam Koesoemadinata, 978). Ada beberapa bukti yang menyebutkan minyak terakumulasi pada permulaan sejarah pembentukan perangkap, misalnya dalam hal lensa-lensa pasir, tetapi dapat pula dipahami bahwa minyakbumi dapat bermigrasi ke perangkap yang terbentuk kemudian. Perangkap dapat terbentuk lama setelah minyak tak dapat bermigrasi lagi, sehingga perangkap tersebut kosong. Setelah berakumulasi di suatu perangkap, minyakbumi dapat bermigrasi lagi ke perangkap yang terbentuk kemudian. 6