## KARAKTERISTIK TEKANAN LUAP DAN PENYEBABNYA PADA DAERAH LEPAS PANTAI SELAT MADURA
YUDHA RISNANDAR SINULINGGA 1 , AGUS MOCHAMMAD RAMDHAN 2
1. SKK MIGAS, Gd. Wisma Mulia Lantai 23, Jl. Jend. Gatot Subroto No.42 Jakarta, 12710, Jakarta. Email: yrsinulingga@skkmigas.go.id.
2. Program Studi Teknik Geologi, Fakultas Ilmu dan Teknologi Kebumian, Institut Teknologi Bandung (ITB), Jl. Ganesha No.10, Bandung, Jawa Barat, Indonesia, 40132.
Sari  - Cekungan  Jawa  Timur  merupakan  salah  satu  cekungan  hirokarbon  yang  prolifik  berumur  Tersier  di Indonesia. Cekungan ini juga dikenal memiliki sifat tekanan luap yang sering menyebabkan terjadinya kendala pada saat  proses  pemboran.  Gejala  tekanan  luap  pada  cekungan  ini  lazim  ditemui  pada  formasi  yang  berumur  Plio- Pleistosen pada daerah dalaman dimana sedimen terendapkan secara cepat. Analisis terhadap data log talikawat, data pengukuran  tekanan  formasi  secara  langsung,  berat  lumpur  pemboran  dan drilling  events pada  sumur  eksplorasi lepas  pantai  di  Selat  Madura  dilakukan  guna  mengetahui  karakteristik  gejala  tekanan  luap.  Metoda  Eaton  dan Metode  Swarbrick  digunakan  untuk  melakukan  estimasi  besaran  tekanan  luap  pada  daerah  riset.  Letak  daerah penelitian  secara  fisiografis  yang  berada Kendeng  Trough yang  merupakan  kelanjutan  zona  depresi  Kendeng- Randublatung  yang  memanjang  ke  arah  barat-timur  memungkinkan  terjadinya  proses  sedimentasi  terjadi  sangat cepat  sehingga  mengendapkan  sedimen  yang  tebal.  Proses  sedimentasi  yang  sangat  cepat  ini  diasumsikan  akan menyebabkan gagalnya fluida formasi keluar dari pori batuan pada saat proses kompaksi berlangsung.
Kata kunci: Tekanan Luap, pemboran, Plio-Pleistosen, metode Eaton, Metode Swarbrick
Abstract - The East Java Basin is known as one of the prolific Tertiary hydrocarbon basin. This basin is also well known for its overpressure characteristic which occurs as a problem in drilling activity. Overpressure in East Java Basin  generally  occurs  in  Plio-Pleistocene  interval  which  deposited  in  depression  by  rapid  sedimentation  rate. Wireline logs, pressure direct measurements, drilling mudweight and drilling events from four offshore exploration wells  in  Madura  Strait  are  analysed  to  study  overpressure  characteristics  and  its  mechanism.  Eaton’s  and Swarbrick’s Method are used to estimate the magnitude of pore pressure in research area. The location of research area within Kendeng Trough that physiographycally is a continuation of Kendeng-Randublatung Depression to the east might cause rapid sedimentation of thick sediment that would led to the generation of overpressure .
Keywords: Overpressure, drilling, Plio-Pleistosen, Eaton metode, Swarbrick Metode

## 1. PENDAHULUAN
Cekungan  Jawa  Timur  Utara  telah  dikenal sebagai  salah  satu  cekungan  hidrokarbon prolific sejak abad ke-19. Hidrokarbon telah diproduksi di cekungan ini sejak tahun 1887. Hingga saat ini Cekungan Jawa Timur Utara telah  menghasilkan  sekitar  220  juta  barel hidrokarbon (Pertamina BPPKA, 1996).
Kegiatan  eksplorasi  di  Cekungan  Jawa Timur  tidak  terlepas  dari  kendala-kendala yang  dijumpai  selama  pengeboran.  Salah satu  kendala  yang  menjadi  tantangan  dalam kegiatan  eksplorasi  di  Cekungan  Jawa Timur  adalah  adanya  kehadiran  tekanan luap. Kehadiran tekanan luap di  cekungan

## GEOLOGY
Fakultas Ilmu dan Teknologi Kebumian (FITB) Institut Teknologi Bandung (ITB)
ini   telah   cukup   lama   menjadi   perhatian
karena  dapat  berdampak  pada  sumur
pengeboran.  Sebagai  contoh, beberapa sumur  di  selatan  Surabaya  memiliki  gejala tekanan  luap  berupa  litologi  serpih  yang mengalami  tekanan  luap . Akibatnya  sumur- sumur tersebut akhirnya ditinggalkan.
Gejala  tekanan  luap  dapat  diamati  di permukaan  melalui  manisfestasi  berupa adanya  gunung  lumpur  (Satyana  dan Asnidar, 2008). Satyana dan Asnidar (2008) menyebutkan  bahwa  lokasi  gunung  api lumpur dan diapir berada pada jalur Depresi Bogor-Serayu Utara-Kendeng-Selat Madura. Batuan  sedimen  berumur  Pliosen  dan Pleistosen  di  daerah  ini  terendapkan  secara cepat  ke  dalam  cekungan  dan  terkompresi dengan  intensif  akibat  konvergensi  Pulau Jawa.  Berdasarkan  penelitian  diketahui bahwa mekanisme pembentukan gunung api lumpur  Ciuyah  di  Kuningan  (Jawa  Barat), diapir  Serayu  Utara  (Jawa  Tengah  Utara), dan lainnya terkait sistem elisional. Kehadiran  tekanan  luap  akan  menentukan tingkat keberhasilan suatu kegiatan pengeboran. Apabila gejala tekanan luap
tidak diidentifikasi dengan baik, maka bukan tidak  mungkin  akan  timbul  kendala-kendala teknis seperti guguran serpih, rangkaian pipa pengeboran  yang  terjepit,  hingga  yang terburuk yaitu terjadinya blow out.
Penelitian  ini  dilakukan  untuk  menganalisis karakteristik  tekanan  luap  yang  meliputi mekanisme  pembentukan,  penyebarannya, dan  hubungannya  dengan  karakteristik geologi maupun geofisika di area penelitian. Pengetahuan mengenai karakteristik tekanan luap  di  daerah  penelitian  sangat  penting implikasinya  bagi  kelancaran  operasional pengeboran  eksplorasi.  Karena  tidak  jarang, tekanan luap menyebabkan terjadinya masalah operasional yang memicu penambahan Non  Productive  Time dari kegiatan pengeboran, sehingga cukup merugikan  bagi  kontraktor  migas  di  daerah ini.  Hasil  penelitian  ini  diharapkan  dapat menjadi bahan pertimbangan dalam perencanaan kegiatan pengeboran di Daerah Selat  Madura (Gambar  1) di  masa  yang akan datang.
Gambar 1. Lokasi daerah penelitian di Selat Madura (Modifikasi dari Heidbach dkk., 2009).
Gambar 2. Evolusi tektonik di kawasan Indonesia bagian barat (Sribudiyani dkk., 2003).

## TEKTONIK REGIONAL
Keranka  tektonik  Pulau  Jawa  saat  ini merupakan hasil dari interaksi tektonik yang terjadi  pada  Mesozoik  Akhir  hingga  Tersier (Sribudiyani  dkk,  2003).  Kerangka  tektonik area  ini  merupakan  hasil  dari  pergerakan Lempeng  Eurasia,  Lempeng  Indo-Australia, dan  Lempeng  Philipina-Pasifik  (Bransden dan  Matthews,  1992).  Evolusi  tektonik  di wilayah Indonesia bagian barat (Gambar 2) dimulai  sejak  Kapur  Akhir-Eosen  Awal. Pecahan  benua  yang  berasal  dari  Super Benua  Gondwana  bergerak  dari  selatan  ke utara dan membentuk kompleks penunjaman (Lok Ulo-Meratus).
Bersatunya  pecahan  benua  ini  dengan Lempeng  Eurasia  menyebabkan  terjadinya aktifitas magma pada umur Eosen dan terus berlanjut  sampai  aktifitas  magma  menurun. Komplek  penunjaman  kemudian  terangkat dan  membentuk  Pegunungan  Meratus  di bagian  timur  Pulau  Kalimantan  serta komplek  batuan  bancuh  ( melange )  Lok  Ulo di  Jawa  Tengah.  Struktur  batuan  dasar  ini mempengaruhi orientasi cekungan. Dibagian timur  dari  Cekungan  Jawa  Timur,  struktur batuan  dasar  yang  terbentuk  berarah  barat  - timur yang dapat dikenali dari sumur-sumur di Cekungan Kendeng dan Madura.
Gambar 3. Peta anomali Bouguer yang memperlihatkan anomali tinggian Zona Rembang dan Zona Randublatung serta rendahan Zona Kendeng (Panjaitan, 2010).
Periode  berikutnya  adalah  periode  tektonik kompresional yang diakibatkan oleh penunjaman Lempeng Indo-Australia dibawah  Lempeng  Eurasia.  Peristiwa  ini mengaktifkan  kembali  sesar-sesar  di  batuan dasar  berarah  barat  -  timur  menjadi  zona sesar  mendatar.  Tektonik  konvergen  ini menyebabkan perubahan konfigurasi cekungan menjadi berarah timurlaut- baratdaya yang sejajar dengan arah collision suture sepanjang Komplek Lok  Ulo Meratus.

## KONFIGURASI BATUAN DASAR
Konfigurasi  kedalaman  batuan  dasar  suatu cekungan  selain  sebagai  informasi  dalam pemodelan cekungan juga dapat memberikan  informasi  mengenai  sejarah tektonik  pembentukan  cekungan  tersebut. Cekungan Jawa Timur memiliki konfigurasi kedalaman  batuan  dasar  cukup  kompleks yang  dijadikan  dasar  pembagian  zona fisiografi.  Hasil  penelitian  anomali  gaya berat  Bouguer (Gambar  3) oleh  Panjaitan (2010) memperlihatkan anomali gaya berat
tinggian dengan nilai 20-60 mGal pada Zona Rembang  dan  Zona  Randublatung.  Anomali ini mengapit anomali rendahan Sub Cekungan  Rembang  dan  Sub  Cekungan Lamongan.  Zona  Kendeng  teridentifikasi sebagai  struktur  cekungan  dengan  nilai anomali negatif 0-50 mGal.

## POLA  STRUKTUR  UMUM  JAWA BAGIAN TIMUR
Struktur  umum  di  Cekungan  Jawa  Timur terdiri  dari  seri  sesar  normal  yang  berarah barat  daya-timurlaut  (arah  Meratus),  sesar mendatar  yang  berarah  barat-timur  (dikenal dengan  nama  RMKS  /  Rembang-Madura- Kangean-Sakala), dan seri antiklin dan sesar naik yang juga berarah barat-timur ( Gambar  4 ;  Sribudiyani  dkk,  2003).  Sesar mendatar  RMKS  pada  mulanya  adalah  seri sesar  normal  yang  karena  proses  inversi pada  umur  Miosen  Awal  berubah  menjadi sesar  mendatar.  Sesar  normal  ini  diduga merupakan  graben  tertua  di  cekungan  ini. Daerah  penelitian  terletak  pada  zona  sesar ini. Seri sesar normal dengan arah Meratus
Gambar 4. Pola struktur umum Jawa bagian timur (Sribudiyani dkk., 2003).
membentuk  half-graben  di  cekungan  ini sebagai  akibat  dari  subduksi  Lempeng Mikro  Laut  Jawa  Timur  dengan  bagian selatan dari Lempeng Eurasia.
Seri  antiklin  dan  sesar  naik  terutama berkembang  di  Zona  Kendeng  akibat tektonik  kompresional  pada  umur  Plio- Pleistosen. Aktivitas tektonik ini membentuk  batas  berupa  zona  sesar  naik antara  Zona  Rembang  dan  Zona  Kendeng. Bidang  sesar  naik  yang  nampak  memotong sampai  ke  lapisan  berkedudukan  horizontal menunjukkan  proses  pensesaran  terjadi paling akhir dibandingkan dengan pembentukan  struktur  yang  lain  (arah Meratus dan arah Sakala).

## STRATIGRAFI
Stratigrafi  Cekungan  North  East  Java (Gambar  5) dari  tua  ke  muda  (Mudjiono dan Pireno, 2001) adalah sebagai berikut:
Siklus Ngimbang (Eosen Tengah-Oligosen Bawah) Siklus ini merupakan sedimen yang pertama  kali  terendapkan  pada  batuan  dasar pra-Tersier,  secara  umum  dikontrol  oleh arsitektur  batuan  dasar  di  bawahnya.  Siklus ini  disusun  oleh  Formasi  Ngimbang  yang terakumulasi  di  dalam graben dari  Eosen Tengah  -  Eosen  Akhir  hingga  Oligosen Bawah.  Formasi  Ngimbang  bagian  bawah disusun oleh seri perlapisan batupasir kuarsa dengan batulempung abu-abu coklat karbonan  dengan  sedikit  sisipan  batubara. Sedimen  ini  diendapkan  pada  lingkungan payau atau lakustrin.
Gambar 5. Tektonostratigrafi Cekungan Jawa Timur (Bransden dan Matthews, 1992).

## Siklus Kujung (Oligosen Tengah)
Tektonik kompresi regional yang berasosiasi dengan eustatik dan tektonik menyebabkan fase regresif baru disertai pengendapan pada Oligosen Tengah. Cities Service membagi bagian ini dari bagian termuda ke bagian tertua sebagai anggota Kujung I, Kujung II, dan Kujung III (Ardhana, 1993, hal.417 dalam Pireno dan Mudjiono, 2001). Bagian dasar  Kujung III disusun  oleh   batuan sedimen klastik regresif dengan ketebalan berkisar dari beberapa kaki pada daerah dekat dengan Sumur KE-17 hingga menebal hingga 2.000 kaki yang berupa batupasir konglomeratan pada daerah Tuban Trough sekitar 100 Km ke arah barat. Anggota Kujung II  yang   berada  di atasnya, merefleksikan perubahan kondisi tektonik yang tadinya aktif menjadi tenang, dan disertai oleh subsidence regional. Sedimen yang  terendapkan  disusun  oleh   sikuen transgresif karbonat dangkal batulempung karbonatan. Beberapa carbonate buildup secara lokal tumbuh pada area tinggian  yang
stabil.  Kenampakan  seismik  yang  tidak beraturan  dan  tidak  menerus  mencirikan interval  Kujung  II  dan  Kujung  III  di  area Paparan  Madura  Utara,  mengindikasikan variasi  fasies  pengendapan  secara  lateral yang  sangat  beragam.  Proses  pengendapan unit sedimen ini dikontrol oleh pola struktur berarah  timur  laut-barat  daya  yang  telah terbentuk  sebelumnya.  Unit  Kujung  II  dan Kujung  III  merupakan  salah  satu  reservoir target di area Paparan Madura Utara.
Interval  Kujung  I  merupakan  bagian  batuan karbonat  yang  tebal  (1.300  kaki)  dengan sedikit  sisipan  batulempung.  Secara  umum merupakan carbonate buildup yang terbentuk  sebagai linear  fringing  reef dan juga patch  reef yang  terisolasi  di  paparan karbonat stabil.

## Siklus Tuban (Awal Miosen)
Transgresi Awal Miosen diakhiri oleh event tektonik  utama  yang  disebabkan  oleh uplift ke arah baratlaut dan diikuti inisiasi regresif
pada  pertengahan  Awal  Miosen  bagian  dari siklus  Tuban.  Formasi  Tuban  menunjukkan perubahan  yang  fundamental  dari  ekstensif, siklus  klastik  karbonat  hingga  klastik  yang mendominasi pengendapan yang mengakhiri dominasi  pembentukan  karbonat.  Batas  atas yang  menandai  transisi  dari  siklus  Tuban Awal  Miosen  hingga  Miosen  tengah Formasi  Ngrayong  dapat  dikenali  dengan adanya input klastik kasar, pasir kaya kuarsa Formasi  Ngrayong  dari  utara.  Formasi Tuban  disusun  oleh  interval shale karbonan laut  dalam  dengan  ketebalan  1.500-8.000 kaki  dengan  sisipan  tipis  batupasir  dan napal.  Siklus  ini  diakhiri  oleh  batugamping terumbu (Anggota Rancak) yang terakumulasi pada
tinggian struktur, beberapa  kadang  langsung  terendapkan langsung di atas unit Kujung I.

## Siklus Ngrayong (Miosen Tengah)
Akumulasi yang sangat luas dari batupasir kuarsa yang terendapkan di atas shale dan batugamping  Formasi  Tuban.  Batupasir Formasi  Ngrayong  merupakan   reservoir penting di daratan Pulau Jawa dan pada area Muriah Trough .

## Siklus Wonocolo (Miosen Tengah-Miosen Akhir)
Sedimen  batulempung  laut  dalam  dan  napal dengan  sedikit  sisipan  pasir  terendapkan secara  luas  di  area  lepas  pantai,  dan dilingkupi oleh akumulasi paparan batugamping  dan buildup .  Sedimen  ini kemudian  tersingkap  pada  Miosen  Akhir dan  tererosi  oleh  beberapa  seri channel sungai  yang  kadang  memotong  langsung hingga interval karbonat. Kontras kecepatan data  seismik  maupun  kecepatan  sonik diantara  sedimen  yang  mengisi channel tersebut  dibandingkan  dengan  interval karbonat  menyebabkan  kesulitan  dalam interpretasi struktur kedalaman.

## Siklus Miosen – Resen
Pengendapan dimulai dengan fasa transgresi yang  baru  dan  akumulasi  fasies  sedimen yang berbeda. Fasies ini termasuk napal dan batupasir  yang  terombak, globigerinid chalks ,  batugamping  terumbu,  dan  disertai oleh influks sedimen yang sangat besar yang disusun  oleh  batupasir  vulkaniklastik  dari busur  gunung  api  di  selatan  yang  dimulai pada  Pliosen  Akhir.  Kejadian tektonik lokal kemudian mulai mendominasi dan mengontrol  semua  fasies  endapan.  Sedimen vulkaniklastik  dan globigerinid  chalks merupakan  reservoir  utama  pada  awal  mula penemuan  hidrokarbon  di  daratan  Pulau Jawa .

## MEKANISME TERJADINYA TEKANAN LUAP
Mekanisme  pembentukan  tekanan  luap secara  umum  dapat  dibagi  menjadi  dua, yaitu loading/disequilibrium  compaction dan unloading.

## Loading/Disequilibrium Compaction
Mekanisme ini disebebkan oleh gagalnya fluida dalam formasi untuk keluar dari pori saat proses kompaksi berlangsung. Proses ini terjadi bersamaan dengan sedimentasi batuan    yang  berlangsung   sangat    cepat sehingga    tekanan    akibat  beban  kolom sedimen di atasnya makin meningkat. Saat fluida    gagal   keluar    dari    pori   akibat peningkatan tegasan vertikal ( overburden) , tekanan pori akan meningkat sedangkan tegasan efektif tidak berubah karena tidak ada perubahan porositas. Hal ini dapat dicerminkan melalui profil tekanan-tegasan dimana    tekanan  pori   cenderung  sejajar dengan tegasan vertikal pada kedalaman tertentu (Gambar 6) . Karakter yang khas dari  pembacaan    log    talikawat   akibat mekanisme ini ialah adanya trend bacaan yang  konstan    pada  zona   tekanan    luap (Gambar 7).
Gambar 6. Profil tegasan-tekanan yang menggambarkan tekanan luap akibat mekanisme disequilibrium compaction. Tekanan pori sejajar dengan tegasan vertical (modifikasi dari Swarbrick, 2002).
Gambar 7 . Ilustrasi respon log talikawat pada zona tekanan luap oleh mekanisme loading (Ramdhan dkk., 2011).
Gambar 8. Respon log talikawat di zona tekanan luap yang disebabkan oleh mekanisme nonloading (Ramdhan dkk., 2011).

## Unloading
Mekanisme unloading terjadi ketika terdapat perubahan  tekanan  yang  diakibatkan  oleh adanya pengalihan tekanan dari kontak antar butir  kepada  fluida  dalam  pori.  Beberapa proses  geologi  yang  dapat  menyebabkan terjadinya  hal  ini  adalah  diagenesis  mineral lempung,  proses  pematangan  kerogen, pengalihan tekanan lateral atau vertikal, dan perubahan tekanan akibat kenaikan temperatur  fluida.  Karakter  log  talikawat pada  zona  tekanan  luap  akan  menunjukkan pembalikan (Gambar 8) .

## PREDIKSI TEKANAN PORI
Sebelum  melakukan  prediksi  tekanan  pori terlebih  dahulu  perlu  ditentukan trend kompaksi  normal  batuan. Trend kompaksi normal  atau  biasa  disebut  NCT  ( normal compaction  trend ) (Gambar  9) dapat diketahui dari data sonik, densitas, maupun
resistivitas  dari  batuan  sedimen  lempung atau  serpih.  Kurva trend NCT  didapat  dari pola  nilai  densitas,  resistivitas,  maupun sonik  pada  kedalaman  dangkal yang kemudian diekstrapolasikan hingga kedalaman  tertentu.  Penyimpangan  dari trend ini  mengindikasikan  adanya  gejala tekanan luap.
Penentuan NCT untuk kurva sonik didapatkan menggunakan persamaan berikut:
Δ t n =( Δ t 0 - Δ t m )e -bz +Δ t m (1)
keterangan:
Δ t m = matrix transit time Δ t 0 = surface transit time b = konstanta z = tinggi kolom (ft).
Gambar 9 . Kurva NCT dan gejala tekanan luap yang ditandai adanya penyimpangan dari NCT.
Eaton  (1975)  mengembangkan    metode untuk memprediksi tekanan pori berdasarkan  data  sumur  di  Teluk  Meksiko yang  mengalami  gejala  tekanan  luap . Dengan  menggunakan  data  sonik,  densitas, dan resistivitas, Eaton merumuskan persamaan sebagai berikut:
1. data log sonic
𝛥𝛥𝛥𝛥 𝑛𝑛 3 𝑝𝑝 = 𝜎𝜎 𝑣𝑣 − ( 𝜎𝜎 𝑣𝑣 − 𝑝𝑝 𝑛𝑛 ) � 𝛥𝛥𝛥𝛥 � (2)
2. data log resistivitas
𝑅𝑅 1.2 𝑝𝑝 = 𝜎𝜎 𝑣𝑣 − ( 𝜎𝜎 𝑣𝑣 − 𝑝𝑝 𝑛𝑛 ) � � 𝑅𝑅 𝑛𝑛 (3) 3. data dc’exponent 𝐷𝐷𝐷𝐷 1.2 𝑝𝑝 = 𝜎𝜎 𝑣𝑣 − ( 𝜎𝜎 𝑣𝑣 − 𝑝𝑝 𝑛𝑛 ) � � 𝐷𝐷𝐷𝐷 𝑛𝑛 (4)
keterangan;
𝑝𝑝 = tekanan pori eaton
𝜎𝜎 = tegasan vertikal/ overburden stress
𝑝𝑝 𝑛𝑛 = tekanan pori saat nomal hidrostatik 𝑛𝑛 = kondisi saat hidrostatik normal 𝐷𝐷 𝑐𝑐 =  nilai  dari  hasil  perhitungan dc’exponent
𝑅𝑅 = nilai dari resistivitas
𝛥𝛥𝛥𝛥 = nilai dari transit time/ log sonic
Swarbrick  dkk.  (2002)  berdasarkan  hasil pengamatannya  terhadap  profil  tekanan  di bawah fluid  retention  depth ( FRD )  pada serpih di Teluk Meksiko dan Asia Tenggara mengajukan suatu metode yang menggambarkan hubungan FRD dengan laju pengendapan.  Laju  pengendapan  yang didapatkan  dari  ketebalan  sedimen  dibagi dengan  waktu  pengendapannya  (dalam  juta tahun).  Berdasarkan  hal  ini  maka  dapat ditentukan  kisaran  FRD  atau  puncak  zona tekanan luap (Gambar 10).
Gambar 10. Hubungan antara laju pengendapan dengan kedalaman FRD ( Fluid Retention Depth) pada batuan shale/mudrock (Swarbrick dkk., 2002).

## 2. METODE PENGOLAHAN DATA
Sumur-sumur  yang  diteliti  yaitu  Sumur  A, Sumur B, Sumur C, dan Sumur D (Gambar 10). Pengolahan  dan  analisis  data  dilakukan terhadap data shaly interval log gamma ray, density,  resistivity,  sonic, data mudlog, data MDT/RFT,  DST,  dan  data  laporan  akhir pengeboran  yang  tersedia  dari  masing- masing  sumur.  Sebagian  besar  sumur memiliki data (terutama log talikawat) yang cukup  lengkap,  namun  ada  juga  beberapa sumur yang datanya kurang lengkap.
Pengamatan terhadap respon masing-masing data  log  memberikan  kita  gambaran  lokasi kedalaman  kehadiran  zona  tekanan  luap . Data  pengukuran  tekanan  langsung  melalui MDT/RFT  maupun  DST  ditambah  data tekanan  tidak  langsung  yang  diperoleh  dari penggunaan berat lumpur juga membantu
dalam  mengkonfirmasi  kehadiran  zona tekanan luap . Mekanisme penyebab tekanan luap  dilakukan  dengan  mengacu  kepada metode  plot pressure  vs  depth, plot  silang sonic-density oleh Dutta (2002) dan analisis kematangan  batuan  induk  berupa  Ro  dan Tmax.

## 3. ANALISIS DATA
Pengukuran  Tekanan  Langsung  dan Tidak Langsung Data pengukuran tekanan langsung diperoleh  dari  pengukuran  DST,  FIT, maupun LOT. Dari keempat sumur yaitu A, B, C, dan D, data tekanan hasil pengukuran langsung DST menunjukkan adanya indikasi kehadiran  zona  tekanan  luap (Gambar  11) . Data  berat  lumpur  yang  digunakan  juga menunjukkan  adanya  indikasi  kehadiran zona  tekanan  luap.  Puncak  zona  tekanan
luap  ini  dominan  hadir  pada  kedalaman dangkal sekitar 700 hingga 2.000 kaki DDL. Data tekanan dari pengukuran DST sebagian besar  menunjukkan  kesesuaian  dengan  data berat  lumpur  pemboran  yang  digunakan. Sebagai  pembanding,  data  tekanan  DST Sumur  C  yang  diambil  pada  interval batugamping Formasi Kujung memiliki nilai yang lebih kecil daripada berat lumpur yang digunakan.  Hal  ini  disebabkan  oleh  adanya total  loss yang  mengindikasikan  tekanan pori formasi mengalami penurunan sedangkan  berat  lumpur  yang  digunakan lebih besar ketika proses pemboran memasuki interval Formasi Kujung.

## Analisis Data Log Talikawat
Data  log  kecepatan  sonik,  densitas,  dan resistivitas  pada  keempat  sumur  yang  telah dipisahkan  datanya  dari  litologi  selain batulempung atau batulanau cukup
memberikan  gambaran  mengenai  lokasi kedalaman  zona  tekanan  luap.  Mekanisme penyebab  terjadinya  tekanan  luap  dapat disimpulkan  dari  ketiga trend data  log talikawat  ini.  Apabila  data  log  talikawat memiliki trend yang  cenderung  konstan seiring  bertambahnya  kedalaman,  maka dapat disimpulkan bahwa mekanisme penyebab tekanan luap ialah akibat disequilibrium compaction. Sedangkan apabila trend data  log  talikawat  cenderung memperlihatkan pembalikan nilai ( reversal), maka dapat disimpulkan bahwa tekanan luap disebabkan  oleh  mekanisme unloading. Pada  sumur  C,  data  kecepatan  sonik menunjukkan trend yang cenderung konstan seiring  bertambahnya  kedalaman (Gambar 12) . Hal ini mengindikasikan bahwa tekanan luap yang terjadi pada sumur ini disebabkan oleh mekanisme disequilibrium compaction.
Gambar 11. Pengukuran data tekanan langsung DST dan data berat lumpur pemboran.
Gambar 12. Log Sumur C yang menunjukan pola log cenderung konstan seiring bertambahnya kedalaman.

## Analisis Kematangan Batuan Induk
Analisis data geokimia batuan induk dari Sumur  B,   C,   dan   D (Gambar    13) menunjukkan bahwa batuan induk mulai memasuki    jendela kematangan pada kedalaman lebih dari 12.000 kaki. Hal ini ditunjukkan oleh hasil analisis Tmax dari sumur-sumur tersebut    yang    rata-rata mencapai  temperatur    Tmax  435 0 C    di kedalaman tersebut. Batuan induk yang berada pada kedalaman kurang dari 12.000 kaki menunjukkan temperatur yang kurang dari 435 o C.
Hal  serupa  juga  diperlihatkan  dari  analisis reflektansi  vitrinit  (Ro)  yang  menunjukkan batuan induk masih belum matang atau baru memasuki proses pematangan awal.
Berdasarkan  data  geokimia  ini  dapat disimpulkan bahwa kemungkinan terbentuknya  zona  tekanan  luap  pada kedalaman kurang dari 12.000 kaki  akibat
mekanisme unloading yang berkaitan dengan  proses  pematangan  kerogen  tidak mungkin  terjadi.  Oleh  karena  itu  penulis menyimpulkan  bahwa  tekanan  luap  pada sumur-sumur  di  daerah  penelitian  terbentuk akibat mekanisme disequilibrium compaction atau loading.

## Analisis  Diagenesis  Mineral  Lempung Smectite-Illite
Hasil plot silang nilai densitas dan kecepatan sonik  di  Sumur  A  dan  C (Gambar  14) menunjukkan  bahwa  nilai-nilai  tersebut dominan  tersebar  sejajar  dengan  garis smektit  atau  diantara  garis  smektit-ilit. Kondisi  ini  menunjukkan  bahwa  diagenesis mineral  lempung  masih  dalam  tahap  awal atau eodiagenesis .  Hal  ini  mengindikasikan bahwa  kemungkinan  pembentukan  zona tekanan  luap  melalui  mekanisme non- loading akibat  diagenesis  mineral  lempung di daerah pengelitian sangatlah kecil.
Gambar 13. Analisis kematangan batuan induk di sumur penelitian.
Gambar 14. Plot silang nilai sonik-densitas sumur penelitian.
Plot  silang  densitas  dan  kecepatan  sonik memberikan nilai yang tersebar di atas garis ilit. Hal ini kemungkinan menandakan sudah mulai  adanya  diagenesis  mineral  lempung dari smectite menjadi illite pada  interval kedalaman  tersebut.  Namun  hal  ini  masih perlu  dibuktikan  dengan  data  tambahan seperti  data  XRD  atau  SEM.  Berdasarkan hasil  analisis  ini  diinterpretasikan  bahwa pembentukan  tekanan  luap  di  daerah penelitian lebih cenderung disebabkan oleh
mekanisme disequilibrium compaction atau loading.

## Prediksi Tekanan Pori dan Tekanan luap
Analisis tekanan luap menggunakan Metode Eaton menghasilkan nilai eksponen Eaton yang berkisar antara 0,8 hingga 1,2. Nilai ini telah  divalidasi  dengan  data  pemboran lainnya. Eksponen Eaton 0,8 hingga 1,2 cukup dapat merepresentasikan tekanan pori formasi pada daerah penelitian (Gambar 15).
Gambar 15. Rangkuman tekanan pori dan puncak zona tekanan luap berdasarkan Metode Eaton di daerah penelitian.
Zona tekanan luap yang diprediksi menggunakan Metode Eaton pada Sumur B, D,  dan  C  menunjukkan  kedalaman  yang tidak  terlalu  jauh  berbeda  dengan  prediksi menggunakan  Metode  Swarbrick.  Namun pada  Sumur  A  kedua  metode  tersebut menunjukkan  hasil  yang  berbeda.  Prediksi kedalaman  zona  tekanan  luap . Sumur  A dengan menggunakan Metode Eaton memiliki nilai yang lebih dangkal dibandingkan dengan menggunakan Metode Swarbrick. Hal ini kemungkinan disebabkan oleh  adanya  pengaruh  erosi  yang  terjadi pada Sumur A. Proses erosi ini menyebabkan  zona  tekanan  luap  terangkat ke kedalaman yang lebih dangkal.
Keterkaitan Tekanan luap dengan

## Tektonik Regional
Lokasi  daerah  penelitian  berada  pada  Zona Dalaman Kendeng yang saat ini terkompresi
membentuk  lipatan  dan  sesar  anjak  dimana sedimen  terendapkan  dengan  sangat  cepat. Zona  depresi  ini  melampar  secara  paralel dengan trend subduksi di Laut Selatan Jawa (Satyana  dan  Asnidar,  2008).  Zona  Depresi Kendeng  terbentuk  pada  Neogen  sebagai subcekungan  belakang  busur.  Zona  depresi ini  terbentuk  sebagai  respon  isostatik pengangkatan  busur  vulkanik  selatan  pada Oligo-Miosen dan bertindak sebagai cekungan  yang  mengakomodasi  material sedimen. Bagian tengah dari zona depresi ini mengalami  penurunan  ( subsidence )  akibat thrust  loading yang  terjadi  pada  Plio- Pleistosen.  Namun  bagian  batas  utara  dan selatan zona depresi ini mengalami pengangkatan  membentuk  lipatan  dan  sesar anjak. Akibat pengangkatan disertai pembentukan  lipatan  dan  sesar  anjak, sedimen yang tebal sebagian mengalami
Gambar 16. Isopach GL-MT yang menunjukkan ketebalan sedimen di daerah penelitian.
aerial exposure dan tererosi masuk ke dalam depocenter . Pada daerah penelitian, depocenter diinterpretasikan  berada  pada bagian  selatan  dimana  sedimen  yang terendapkan  sangat  tebal  seperti  yang ditunjukkan oleh peta isopach pada (Gambar  16) .  Satyana  dan  Asnidar  (2008) menyebutkan ada dua batuan induk ( provenance ) yang bertindak sebagai sumber material  sedimen  ke  dalam  Zona  Depresi Kendeng,  yaitu:  1) Northern  Provenance yang  didominasi  oleh  sedimen  laut  dangkal hingga terrestrial, bertindak sebagai reservoir di Cekungan Jawa Barat Utara dan Jawa  Timur  Utara  dan  2) Southern Provenance sebagian  besar  disusun  oleh sedimen vulkanik dengan campuran silisiklastik  dan  karbonat.  Sedimen  yang sangat  tebal  dari  kedua provenance ini terendapkan  dengan  sangat  cepat  ke  dalam Zona Depresi Kendeng dengan mekanisme
turbidit yang kemudian terkompaksi dengan sangat lambat.
Prediksi tekanan pori dan tekanan luap pada Sumur  A,  B,  C,  D  dilakukan  dengan menganalisis data kecepatan sonik, densitas, dan  resistivitas. Trend NCT  keempat  sumur (Gambar  17) tersebut  dibuat  dengan menggunakan  data  kecepatan  kecepatan sonic.  Namun  penentuan trend NCT  Sumur C agak sulit dilakukan karena pembacaannya  yang  tidak  menunjukkan nilai  normal  pada  kedalaman  dangkal. Berdasarkan  profil  NCT  yang  telah  dibuat untuk keempat sumur tersebut, dapat terlihat bahwa  NCT  menunjukkan  hasil  yang bervariasi.  Kurva  NCT  pada  Sumur  A menunjukkan  nilai  NCT  yang  lebih  rendah atau  kecepatan  yang  lebih  tinggi  pada interval kedalaman yang sama bila dibandingkan dengan ketiga sumur lainnya.
Gambar 17. Kurva NCT keempat sumur penelitian.
Gambar 18. Peta struktur kedalaman Top GL-Mundu dan penampang seismik arbitrary melalui Sumur A
Hal ini mengindikasikan adanya pengangkatan  disertai  erosi  pada  batuan sedimen  di  Sumur  A  ini.  Penampang seismik  dan  peta  struktur  kedalaman (Gambar 18) di daerah penelitian menunjukkan bahwa lokasi Sumur A berada pada  daerah  tinggian.  Berdasarkan  data seismik  tersebut  maka  diinterpretasikan bahwa  lokasi  Sumur  A  ini  kemungkinan terbentuk  akibat  proses  pengangkatan  pada Plio-Pleistosen.  Hal  ini  didukung  dengan data geologi regional bahwa daerah penelitian  termasuk  ke  dalam  Zona  Depresi Kendeng  yang  terbentuk  saat  Awal  Neogen dengan  disertai  peristiwa  tektonik  berupa pengangkatan  (Satyana  dan  Asnidar,  2008). Kenampakan  antiklin  dan  sinklin  pada penampang  seismik  menandakan  terjadinya tektonik  kompresi  yang  terjadi  saat  Plio- Pleistosen  hingga  saat  ini.  Selain  itu, penampang  seismik  juga  memperlihatkan adanya  kenampakan mud  diapir yang berkaitan dengan zona tekanan luap .
Hal  ini  senada  seperti  yang  disampaikan oleh Reksalegora (2015) dalam
penelitiannya  yang  menyatakan  bahwa Pulau Madura yang berada dalam zona sesar RMKS mengalami proses pengangkatan dan erosi yang intensif.
Berdasarkan hal ini, dapat juga kita tafsirkan bahwa terdapat kemungkinan selain overburden stress, gaya yang dominan yang juga  dapat  turut  menyebabkan  terjadinya tekanan  luap  ialah horizontal  maximum stress .  Mengingat  rezim  tektonik  Jawa Timur  pada  Tersier  hingga  saat  ini didominasi  oleh  tektonik  kompresi  yang menghasilkan  sesar  anjak  dan  sesar  geser (Gambar  19) .  Hal  ini  ditunjukkan  juga dalam profil tekanan-kedalaman di Sumur A pada (Gambar 20) dimana stress horizontal maksimum lebih besar dibandingkan overburden  stress. Hal  ini  mengindikasikan rezim  tektonik  yang  terjadi  berada  pada kondisi strike slip.
Gambar 19. Rezim tektonik daerah penelitian yang mengindikasikan pola strike slip (Modifikasi dari World Stress Map, 2009).
Gambar 20. Profil tekanan vs kedalaman Sumur A yang menunjukkan nilai Shmax yang lebih dominan dibandingkan overburden stress.
Gambar 21. Perbedaan puncak zona tekanan luap Sumur A dan ketiga Sumur lainnya.
Perbedaan  puncak  zona  tekanan  luap  pada Sumur  A  dan  ketiga  sumur  lainnya (Gambar 21) menunjukkan adanya pengaruh  proses  sedimentasi  dan  erosi terhadap  tekanan  pori  formasi  di  daerah penelitian.  Proses  sedimentasi  dan  erosi  ini sangat  berkaitan  erat  dengan  penurunan lapisan  batuan  dan  pengangkatan  yang terjadi di daerah penelitian.

## 4. KESIMPULAN
1. Penyebab  terjadinya  zona  tekanan  luap di daerah penelitian adalah
disequilibrium  compaction akibat  laju sedimentasi yang sangat cepat.
2. Prediksi  zona  tekanan  luap  dengan menggunakan Metode Eaton cukup baik merepresentasikan  tekanan  pori  formasi dan  cocok  dengan  data  tekanan  hasil pengukuran.
3. Analisis  data  geokimia  menunjukkan bahwa  zona  tekanan  luap  di  daerah penelitian bukan disebabkan oleh mekanisme nonloading
terkait pematangan kerogen.
4. Perbedaan kedalaman zona tekanan luap pada  daerah  penelitian  disebabkan  oleh proses  penurunan  ( subsidence )  yang berasosiasi  dengan  sedimentasi  dan proses  pengangkatan  yang  berasosiasi dengan  proses  erosi.  Proses  ini  erat kaitannya  dengan  tektonik  regional Cekungan Jawa Timur Utara.
5. Penyebaran zona tekanan luap di daerah penelitian dikontrol oleh laju sedimentasi,  proses  pengangkatan,  dan erosi.

## REFERENSI
Bransden, P.J.E. dan Matthews, S.J. (1992).
Structural and
Stratigraphic
Evolution  of  The  East  Java  Sea, Indonesia,  Proceeding,  Indonesian Petroleum  Association,  21st  Annual Convention, 417-453.
Dutta,  N.C.  (2002).  Deepwater  geohazard prediction  using  prestack  inversion of  large  offset  P-wave  data and  rock model. The Leading Edge, 21, 193- 198.
Eaton,  B.  (1975).  The  Equation  for
Geopressure  Prediction  from  Well Logs, Society of Petroleum
Engineers of AIME, SPE 5544, 11p. Heidbach,  O.,  Tingay,  M.,  Barth,  A., Reinecker, J.,  Kurfeß, D., Műller, B. (2009).  World  Stress  Map  2nd Edition  based  on  WSM  Database Release  2008,  Helmholtz  Centre Postdam-GFZ  Germany  Research Centre  for  Geosciences.  IHS  (2016): EDIN. https://edin.ihsenergy.com/edingis Mudjiono, R. and Pireno, G.E. (2002).
Exploration  of  the  North  Madura
Platform, offshore East Java, Indonesia.  In:  Indonesian  Petroleum Association, Proceedings 28 th Annual Convention, 707-726.
Panjaitan,  S.  (2010).  Prospek  Migas  pada Cekungan Jawa Timur dengan Pengamatan  Metode  Gaya  Berat, Buletin Sumberdaya Geologi Volume 5 No. 3, 168-181 Pertamina BPPKA (1996). Petroleum Geology of Indonesian Basins, Principles,  Methods,  and  Aplication Volume  IV  East  Java  Basins,  1  p., Pertamina BPPKA, Jakarta.
Reksalegora,  Sena  Warman  (2015).  Analisa Penyebab Terjadinya Tekanan luap
dan Prediksi Tekanan Pori di Daerah Daratan  dan  Lepas  Pantai  Madura Selatan.  Bandung,  Tesis.  Institut Teknologi Bandung.
Satyana,  A.H.  dan  Asnidar  (2008).  Mud Diapir  and  Mud  Volcanoes  in Depressions  of  Java  to  Madura;
Origins, Natures, and Implications to Petroleum System, Proceedings,
Indonesian  Petroleum  Associations,
32 nd Annual Convention.
Sribudiyani,  Muchsin,  N.,  Ryacudu,  R., Kunto,  T.,  Astono,  P.,  Prasetya,  I., Sapiie, B., Asikin, S., Harsolumakso,
A.H.,  Yulianto,  I.  (2003).  The Collision of The East Java Microplate  and  Its  Implication  for Hydrocarbon Occurences in The East Java  Basin,  Proceedings,  Indonesian Petroleum  Association,  29 th Annual Convention.
Swarbrick, R.E., Osborne, M.J. & Yardley,
G.S. (2002). Comparison of Overpressure  magnitude  resulting from the main generating mechanisms.  In:  Huffman,  A.R.  & Bowers, G.L. (eds.) Pressure Regimes  in  Sedimentary  Basins  and their  Prediction.  AAPG,  Tulsa,
Memoir 76, 1-12.