INTRODUCTION

Oil formation theories

1. Abiorganic theory (developed by Russians)

2. Organic theory (developed by Americans and Europeans)

ABIOGENIC THEORY

Main article: Abiogenic petroleum origin

The idea of abiogenic petroleum origin was championed in the Western world by astronomer Thomas Gold based on thoughts from Russia, mainly on studies of Nikolai Kudryavtsev in the 1800s. The idea proposes that hydrocarbons of purely geological origin exist in the planet. Hydrocarbons are less dense than aqueous pore fluids, and are proposed to migrate upward through deep fracture networks. Thermophilic (heat tolerant), rock-dwelling microbial life-forms are proposed to be in part responsible for the biomarkers found in petroleum.

This theory is a minority opinion, especially amongst Western geologists; no Western oil companies are currently known to explore for oil based on this theory.

ORGANIC THEORY

• Worldwide observations by practically all petroleum geologists confirm the genetic correlation between oil and gas and organic rich sediments known as source rocks.

• Moreover, a large number of complex molecular structures are present in the organic matter included in sediments derived without major changes from known biological molecules.

• There are three principal factors that affect the amount of organic matter in sedimentary rocks: primary photosynthetic productivity, effectiveness of preservation, and dilution by inorganic material. Of these, preservation is generally the most important

FUNDAMENTELE CONDITIONS FOR ECONOMIC HYDROCARBON ACCUMULATION

•SOURCE ROCKmostly fine clay with more than 0.5% kerogene •RESERVOIR ROCKporous and permeable as required for production •SEAL - CAP ROCKimpermeable cover of the reservoir •TRAPgeometric ordening of source rock /reservoir/seal •MATURATIONtime and temperature •CONDUITEpermeable migration path from source rock to trap •TIMINGtrap needs to be present at the time of migration

SOURCE ROCK

BATUAN INDUK (PETROLEUM)

•Batuan induk harus mengandung material organik (MO) dalam jumlah cukup dengan rasio hidrogen/karbon tertentu.•Pada batuan induk yang kurang matang, MO sedimenter didominasi oleh kerogen dengan sedikit bitumen.•Sisa organik yang terawetkan di alam (di dalam batuan) dan terubah secara termal menjadi migas hanya sebagian kecil dari jumlah total masukan (input) prazat (precursor) biologi.•Jumlah MO yang terawetkan menjadi migas terperas keluar (expelled) migrasi terkonsentrasi terperangkap di reservoir lebih kecil lagi jumlahnya.•Panas mengubah MO sedimenter yang kurang matang menjadi migas.•Proses pematangan termal merupakan fungsi waktu dan temperatur.

Pembentukan batuan induk memerlukan:

•Produktivitas biota yang cukup untuk membentuk material organik yang melimpah.

•Kondisi pengendapan yang sesuai untuk konsentrasi dan pengawetan material organik tersebut.

•Secara umum, hamparan fitoplankton dan atau algae/bakteri terbentuk di lingkungan danau (lakustrin), estuarin, dan marin.

•Tumbuhan darat pembentuk batubara terbentuk di lingkungan darat (terestrial).

•Produktivitas biota dipengaruhi oleh nutrisi, sinar matahari, pH dan Eh air, sedimen, dan tanah.

Dimana batuan induk dapat di identifikasi dalam sekuen stratigrafi?

•Batuan induk paling berpotensi seringkali ditemukan di daerah condensed section dengan sedimentasi partikel halus.•Lingkungan dengan muka air laut relatif naik ini dicirikan dengan pasokan detrital terbatas.•Di lingkungan air yang relatif dalam ini produktivitas biota meningkat karena adanya pasokan nutrisi (nutrient upwelling).•Organik dalam sedimen terawetkan dengan baik.•Batuan induk tidak terbentuk di rezim pengendapan energi tinggi (high-energy depositional regimes) tempat sedimen klastik kasar diendapkan (misal pasir silika atau oolit gampingan) atau tempat tumbuhnya terumbu.•Batuan induk biasanya terdiri atas sedimen berbutir halus (lempung dan napal) di lingkungan energi rendah tempat diendapkan dan terawetkannya sedimen organik berdensitas rendah.

Organic Chemistry

KEROGENMaterial yang tidak larut di dalam pelarut

biasa/umum

Molekul besar

Sejarah diagenesis dan katagenesis

Kondisi alami material organik

Kemampuan kerogen memproduksi migas

Molekul biogenik Material organisme Kehidupan 0,01

Biokimia dan Ddegradasi kimia I

A 0,1 GK EE Fragmen lebih kecil ND EA SL Kondensasi IA 1 SM PolimerisasiAN(M) Humus

KehilanganMetana

10 CO2, H2O, NH3

100 Kerogen K A N

Minyak Maturasi termal T E 1000 A S

Gas G I E S

10.000 Karbon mati Perengkahan METAGENESIS

Gambar 3.1. Transformasi material organik dalam sedimen dan batuan sedimen(diadaptasi dari Waples, 1985).

Diagenesis: transformasi material organik dalam lingkungan sedimen yang terjadi pada temperatur relatif rendah.

Katagenesis: penguraian termal kerogen besar atau molekul aspaltena menjadi molekul lebih kecil yang kemudian akan menjadi bagian fraksi bitumen dalam batuan induk.

Metagenesis: jenjang lanjut maturitas termal yang ditunjukkan dengan adanya pembentukan gas dan perengkahan (cracking).

Komposisi kerogen (diambil dari Waples, 1985).

MASERAL TIPE KEROGEN MATERIAL ORGANIK ASAL

Alginit I Alga air tawar

Eksinit II Polen, spora

Kutinit II Lapisan lilin tanaman

Resinit II Resin tanaman

Liptinit II Lemak tanaman, alga laut

Vitrinit III Material tumbuhan tinggi (kayu, selulosa)

Inertinit IV Arang, material tersusun-ulang yang

teroksidasi

Jenis kerogen dan prazatnya (menurut Stach, 1975; diambil dari BP Short

Course, 1992)

KELOMPOK MASERAL MASERAL ASAL TANAMAN

Alginit Alga

Kutinit Lapisan lilin

EKSINIT Sporinit Spora/ polen

(cenderung minyak) Resinit Resin

Suberinit Gabus

Liptoderinit Berbagai material di atas

VITRINIT Telinit Jaringan tanaman

(cenderung gas) Kolinit Gel humus

Fusinit Arang

Semifusinit Tanaman

INERTINIT Pirofusinit Jaringan

(lembam/ inert) Sklerotinit Jamur

Mikrinit Amorf, tidak jelas prazatnya

Makrinit

(A) KEROGEN ALGA (CH2)2CH3 O OH CH2CH3 N H (CH2)10CH3 CH3

Model skematik kerogen tipe I, I I, dan III (A,B, dan C, berurutan) pada jenjang kurang-matang (diagenesis) (Dow, 1977; diambil dari Waples, 1985)

A B C Atom H/C 1,65 1,28 0,84 Atom O/C 0,06 0,10 0,13

(B) KEROGEN LIPTINIK (C) KEROGEN HUMIK

OH (CH2)2CH3 HO CH3

CH3

HOOH

CH3 O OCH3 C HO

CH3

O C OH O

HO C

O C N

HN (CH2)2CH3

H (CH2)14CH3

CH3

TIPE KEROGEN

Dalam penentuan tipe kerogen, harus diketahuiadanya ‘efek matriks mineral’

Beberapa bagian mineral (lempung polar)menghambat pelepasan hidrokarbon dari sampelbubuk batuan utuh (whole rock) sewaktu pirolisis

Rock-Eval, menyebabkan rendahnya datakuantitas, kualitas, dan kematangan

Efek matriks mineral terjadi bila lempung polarbereaksi dengan molekul organik polar ketika

prosedur Rock-Eval nonhydrous (kering)berlangsung.

TIPE KEROGEN

Efek berbagai mineral beragam, dari kuat kelemah: ilit > bentonit-Ca > kaolinit > bentonit-Na >

karbonat kalsium > gipsum. Keberagaman efek matriks mineral berpengaruhpada sampel batuan utuh (whole rock) dengan TOC

kurang dari 10%. Proses pematangan termal geologi berbeda dengan

pematangan pada pirolisis Rock-Eval: pematanganalami lambat dan lingkungannya berair (hydrous),

sedangkan Rock-Eval cepat dan kering(nonhydrous).

KEROGEN TIPE I

Seringkali MO ini berupa alginit takberstruktur(amorf) dan, jika belum matang, berpendarkuning emas dalam sinar ultraungu (UV).

Kerogen tipe I dalam jumlah besar dapat terubahsecara termal menjadi petroleum, karena itu

jarang dikenal dalam batuan yang matang ataupascamatang.

KEROGEN TIPE I

Beberapa contoh kelompok murni yangberkarakter kerogen tipe I:

1) Alga lakustrin Botryococcus braunii dengansenyawa kimia uniknya, botriokokana

(botryococcane).2) Tasmanit spp., berupa fitoplankton alga lautberkadar garam rendah dan berair dingin dengan

kenampakan fisik yang unik, dan3) mikrofosil berkoloni (organik marin)

Gloeocapsomorpha prisca berumur Ordovisium.

KEROGEN TIPE I

jika penyebarannya luas, dipetakan sebagaifasies organik A.

terbentuk dalam kolom air tersusun (stratifiedwater column) danau, estuari, dan lagun.

terkonsentrasi di condensed section dengantranspor detritus yang rendah dan terutama

berupa material pelagis. Condensed section terjadi di fasies lepas-pantai

transgressive system tract dalam lingkunganmarin dan lakustrin.

KEROGEN TIPE I

Pengembangan terminologi dari lingkunganmarin ke lakustrin belum terlalu umum pada

awalnya. Perlu disadari bahwa batuan lakustrinterbentuk secara proses dinamik yang sama

dengan pembentukan batuan marin (misalnyapasokan sedimen, iklim, tektonik, dan

penurunan dasarnya), meskipun perubahan padaaras danau (aliran, penguapan, dan sedimentasi)

mencerminkan perubahan lokal, tidak sepertiperubahan global di laut (misalnya perubahan

muka air laut).

KEROGEN TIPE II

dalam bentuk aslinya (jika monomaseral)dicirikan oleh maseral eksinit (spora dan polen)

yang relatif kaya hidrogen. Keberadaannya dipengaruhi oleh produktivitas

biologi tinggi, pelarutan mineral rendah, danoksigenasi terbatas.

Kerogen tipe II eksinitik terawetkan di condensedsection dan mencerminkan maseral yang sedikit

lebih miskin hidrogen dibandingkan kerogen tipe I.

KEROGEN TIPE II

dapat pula terbentuk dari degradasi parsialkerogen tipe I atau dari berbagai campuran kerogen

tipe I dan tipe II, III, dan IV. Misalnya, MO yang terbentuk di lingkungan

(provenans) yang berbeda dapat tercampur:material alga planktonik yang masuk ke dalam

sedimen yang mengandung maseral kayuantertranspor (tipe III).

Terdapat di dalam transgressive system tracts,kadang-kadang lebih ke arah daratan (landward)

dibandingkan pengendapan kerogen tipe I.

KEROGEN TIPE III

mengandung cukup hidrogen untukmembentuk gas, tetapi tidak cukup untuk

membentuk minyak bumi. dalam bentuk asli, tersusun atas vitrinit. terbentuk dari campuran atau proses

degradasi berbagai maseral.

KEROGEN TIPE III

Lingkungan tempat batubara terbentukmemungkinkan terbentuknya berbagai tipe

kerogen berbeda. Sebagian besar batubara terbentuk di kolam

paralik dan bekas saluran sungai. Sedimen semacam ini terbentuk di lembah

dengan pasokan sedimen rendah sebagai endapanestuarin atau teluk (coastal).

KEROGEN TIPE IV

suatu istilah yang tidak dipergunakan secara luasoleh ahli geokimia organik karena sulitnyamembedakan tipe IV dari tipe III dengan

menggunakan pirolisis Rock-Eval. berupa kerogen yang lembam (inert, tidak

menghasilkan hidrokarbon). terdiri atas material miskin hidrogen seperti inertinit,

MO detritus yang teroksidasi langsung oleh maturasitermal termasuk api (arang) atau akibat daur-ulang

biologis dan sedimentologis.

Van Krevelen diagram showing maturation pathways for Types 1 to IV kerogens as traced by changes in atomic HIC and OIC ratios. The shaded areas approximately represent diagenesis, catagenesis, and metagenesis, successively.

Kandungan nitrogen dalam kerogen

• Berasal dari material berprotein yang mudah terusak saat

diagenesis• Diendapkan dalam kondisi

anoksik• Tanaman darat mengandung

sedikit nitrogen

Kandungan sulfur dalam kerogen

• Terbentuk dari sulfat tereduksi bakteri anaerobik

• Biasanya berasosiasi dengan lingkungan laut

• Air tawar berkadar sulfat rendah

TERJADINYA MINYAK MENTAH BERKADAR SULFUR RENDAH DAN TINGGI

DI ALAM

SEDIMENTASI MATERIAL ORGANIK (SULFUR RENDAH) NON-MARIN (BRUNEI) REDUKSI SULFAT H2S DAN S H2S DAN S TERPERANGKAP BEREAKSI DENGAN SEBAGAI FeS2 MATERIAL ORGANIK (NIGERIA) (VENEZUELA) KEROGEN BERSULFUR KEROGEN BERSULFUR RENDAH TINGGI PENIMBUNAN MINYAK, S RENDAH MINYAK, S TINGGI PENAIKAN MINYAK, S RENDAH KEMATANGAN MINYAK, S RENDAH

ANALISIS TOC(Jarvie, 1991)

Penentuan kekayaan MO yang dikandungbatuan sedimen

Gunanya untuk seleksi/skrining batuaninduk

MO berasal dari berbagai organisme yangtelah tersedimentasikan dan terpendam

sepanjang waktu geologi

ANALISIS TOC(Jarvie, 1991)

Karbon mewakili 75-95% berat HKberdasar BMnya, rata-rata sekitar 83%

berat. Material organik nonhidrokarbon dalam

petroleum (N, S, O) dan fraksi aspaltena,juga bitumen dan kerogen yang terdapat

di batuan induk mengandung karbonorganik dalam jumlah tinggi

GAS/

MINYAK

KEROGEN

KARBON

EOM

KARBON

DAPAT DIUBAH

KARBON RESIDU

KARBON ORGANIK TOTAL (TOC)

Gambar 4.1. Model distribusi karbon organik dalam sebuah

sampel sedimen.

Sampel sedimen

Harga TOC diberi satuan % berat, artinya 1% berat berarti bahwa dalam

100 g sampel sedimen terdapat 1 g karbon organik (lihat gambar)

Dalam sampel serpih atau karbonat tertentu, fraksi karbon EOM kurang dari 1% TOC, akan tetapi di batuan

reservoar persentase ini semakin besar. Karbon dapat diubah mencerminkan potensi sisa (remaining potential) suatu

sampel sedimen untuk membentuk migas.

Gas/Minyak Kerogen

Karbon EOM Karbon dapat diubah Karbonsisa

S1ncc S2 ncc S4 ncc

KARBON ORGANIK TOTAL (TOC)

Gambar 4.2. Hubungan data Rock-Eval relatifterhadap model TOC. S1 dan S2 diperoleh daripirolisis Rock-Eval, sedangkan S4 dari prosesoksidasi Rock-Eval (ncc = normalised carboncontent; 0,083% berat untuk S1 dan S2; 0,1% beratuntuk S4) (Diadaptasi dan dimodifikasi dari Espitalieet al., 1982, dalam Jarvie, 1991)

Pertanyaan kunci: “Apakah suatu batuansedimen cukup karbon organik dengan jenis

(tipe) yang tepat (cenderung membentukminyak atau gas) dan kematangan untuk

membentuk dan mengeluarkan HK denganakumulasi komersial”

Perlu didefinisikan tentang ‘komersial’, yangbervariasi tergantung atas lokasi dan operator.

TOC hanya menjawab tentang kecukupan MO,analisis lain diperlukan untuk menentukan tipe

kerogen dan kematangan.

Gehman (1962): karbonat mempunyaikonsentrasi HK per unit TOC > serpih.

Jones (1984): data Gehman menyatakanbahwa BI berpotensi mempunyai

konsentrasi HK per unit TOC > non-BI. menyatakan bahwa harga TOC minimum

sama untuk karbonat dan serpih.

Kerogen tipe I: persentase karbon yang dapatdiubah dalam TOC tinggi (umumnya > 70%

berat); menghasilkan HK berkonsentrasiparafinik (lilinan) lebih tinggi daripada kerogen

tipe II dan III. Kerogen tipe II: persentase karbon yang dapat

diubah antara 30 dan 70%; menghasilkan HKcampuran yang kompleks.

Kerogen tipe III: potensi pembentukan HK-nyalebih rendah daripada kerogen tipe I dan II (<

30%); terutama menghasilkan gas.

KarbonEOM

Karbon dapatdiubah

Karbonresidu

KarbonEOM

Karbon dapatdiubah

Karbonresidu

KarbonEOM

Karbon dapatdiubah

Karbonresidu

Hidrokarbon yang dikeluarkan

Gambar 4.4. Efek pematangan termal terhadapkarbon organik dengan volume tertentu.

T i p e I

T i p e I I IG a m b a r 4 . 3 . D i s t r i b u s i k a r b o n o r g a n i k d a l a m k e r o g e n b e r b a g a i t i p e .

K a r b o n E O M

K a r b o n d a p a td i u b a h

K a r b o n r e s i d u

K a r b o n E O M

K a r b o n d a p a td i u b a h

K a r b o n r e s i d u

K a r b o n E O M

K a r b o n d a p a td i u b a h

K a r b o n r e s i d u

Harga TOC tanpa data kematangan (sepertiTmaks atau Ro) tidak cukup untuk menyeleksi

potensi batuan induk.

Jika harga TOC tinggi didapatkan pada batuanyang sangat matang, maka TOC itu hampir

seluruhnya berupa karbon residu. Karbon yangdapat diubah telah habis sewaktu proses

pembentukan migas.

Terkait dengan teknik analisis

Tabel 5.1. Parameter evaluasi batuan induk

dengan Rock-Eval (Peters, 1986)

Potensi TOC Pembentukan (%) S1 S2 Buruk 0,0-0,5 0,0-0,5 0,0-2,5 Sedang 0,5-1,0 0,5-1,0 2,5-5,0 Baik 1,0-2,0 1,0-2,0 5,0-10,0 Sangat baik >2,0 >2,0 >10,0 HI Tipe (mg HC/g TOC) S2/S3 Gas 0-150 0-3 Gas dan minyak 150-300 3-5 Minyak >300 >5 Berdasar asumsi kematangan setara dengan 0,6% Ro.

Sampel batubaraan

- Batubara berasal dari tanaman tinggi (tipeIII) umumnya tidak merespons pirolisis samaseperti MO tipe III yang tersebar (dispersed), plot HI vs OI mungkin dapat memberikan

gambaran yang salah tentang tipe MO.- Secara umum, batubara mempunyai HI di

bawah 300 (rendah dibandingkan MO tipeII), dengan S2/S3 > 5.

Kontaminasi aditif umumnya menurunkanTmaks, meskipun beberapa aditif dapatmenurunkan atau menaikkan Tmaks.

Semua kontaminan organik cenderungmeningkatkan HI.

Kontaminasi oil based mud atau minyakbermigrasi membuat kenampakan seperti

belum matang (Tmaks < 435oC),kebalikannya PI atau S1/TOC > 0,2 dan 0,3,

berurut.

Akurasi Tmaks sekitar 1-3oC, tergantungalat, laju program, jumlah sampel, dan posisi

kalibrasi elektronik termistor.

Sampel yang mempunyai puncak S2 < 0,2Tmaks-nya tidak dapat dipercaya.

Tabel 5.2. Hasil analisis TOC dan Rock-Eval

sampel inti terpilih dari sebuah sumur di Montana (Peters, 1986)

Dalam Deskripsi TOC S1 S2 S3 Tmaks PI HI OI (kaki) 1.950 serpih gpngan, 3,54 1,77 23,81 1,21 422 0,07 673 34 berlapis, klb glp 1.975 serpih gpngan, 3,56 0,28 2,96 1,21 427 0,09 83 34 masif, klb glp 2.007 serpih masif, 1,04 0,04 0 0,55 - 0 0 53 kelabu medium 2.073 serpih gpngan, 2,43 0,09 0,56 0,62 432 0,14 23 26 hitam, menyerpih 2.076 serpih gpngan, 0,38 0,05 0,25 0,51 432 0,17 66 134 kelabu medium 2,090 btlanau, coklat 0,61 3,61 4,08 0,12 415 0,47 669 20 (berminyak) 2.146 serpih masif 0,52 0,04 0,14 0,45 422 0,22 27 87 kelabu medium

Untuk S2 ini, data Tmaks dll. tidak dapat dipercaya.

Angka lain akan dibahas di Evaluasi Batuan Induk