Evolusi Tektonik Dalam Klasifikasi Jenis Cekungan Tektonik Indonesia

Evolusi Tektonik Dalam Klasifikasi Jenis Cekungan Tektonik Indonesia.

M. Burhannudinnur, Teknik Geologi FTKE Usakti dan mahasiswa S3 Geologi, FITB, Institut Teknologi Bandung, email : [email protected]

Abstrak Evolusi tektonik menghasilkan tatanan tektonik yang memberikan kerangka sejarah geologi yang dituangkan kedalam evolusi tektonik stratigrafi atau kronostratigrafi. Tatanan tektonik Indonesia tergambar jelas bahwa bagian barat dan bagian timur Indonesia sangat berbeda, pemikiran adanya tatanan tektonik transisi di bagian tengah menjadi sebuah wacana yang positif. Penggunaan tatanan tektonik sebagai dasar dalam klasifikasi cekungan Indonesia adalah suatu keharusan karena cekungan di Indonesia sangat dikontrol oleh tektonik. Pemahaman gerak lateral tektonik lempeng beserta kekhasan batas-batas lempeng, dan kemampuan tektonik dalam membentuk dan merubah cekungan serta sekuen pengisian sedimen menjadi kaidah dasar dalam memahami cekungan dan pengklasifikasian cekungan. Klasifikasi cekungan yang dipakai di cekungan Indonesia harus dapat menjelaskan perubahan tektonik dicekungan dan akan sangat bermanfaat jika klasifikasi dapat diterapkan dengan mudah dan sederhana pada semua tatanan tektonik Indonesia dari yang sederhana sampai yang kompleks baik secara evolusi tektonik stratigrafi secara vertikal ataupun kerangka tektoniknya. Pada akhirnya perlu disadari bahwa pemilihan kajian evolusi tektonik dan tektonik stratigrafi yang berbeda akan menghasilkan jenis cekungan yang berbeda pula. Rekonstruksi tektonik Asia Tenggara oleh Hall (1997) dan klasifikasi cekungan Kingston et al. (1983) dapat diaplikasikan untuk pengelompokan cekungan di Indonesia. Penerapan klasiftikasi Kingston et al. (1983) di Indonesia membantu mempermudah memasukan parameter tektonik stratigrafi dan siklus pengendapan secara konsisten sehingga jenis cekungan dapat lebih mudah dikelompokan dari sudut tektoniknya. Perbedaan tatanan tektonik di Indonesia Barat dan Indonesia Timur dapat diakomodasi oleh klasifikasi ini dan dengan mudah dikenali dari kode penamaan cekungan. Cekungan atau siklus margin sag (MS) dan atau interior sag (IS), interior fracture (IF) biasanya menunjukkan jenis ckungan di Indonesia Timur. Siklus yang dimulai dengan wrench (LL) atau trench associated (TA) akan berasosiasi dengan tatanan tektonik Indonesia Barat. Klasifikasi ini dapat diterapkan pada cekungan sederhana sampai yang kompleks atau polyhistory. Dalam satu pengelompokan basin yang sama, misalnya busur belakang Jawa dan Sumatra berjenis LL, akan mempunyai polihystory yang berbeda. Dengan demikian pengelompokan secara polyhistory bersamaan dengan unsur tektonik perubah cekungan (FB, L dan FB3) di masing-masing cekungan memberikan gambaran perubahan tektonik yang berbeda dan khas disetiap cekungan. Dalam kepentingan kajian ekspslorasi migas klasifikasi ini sangat membantu dalam memahami siklus pengendapan yang diwakili stage 1, stage 2 dan stage 3. Kelengkapan stage sekuen pengendapan akan memberikan kemudahan dalam menganalisa parameter akumulasi hidrokarbon. 1

Pendahuluan Pengetahuan evolusi teknonik didahului dengan pengertian evolusi cekungan yang mengandalkan konsep-geosinklin yang kemudian di akhir tahun 1960-an secara cepat berkembang konsep tektonik lempeng. Tektonik lempeng di Indonesia telah banyak ditulis oleh para ahli kebumian. Penulis yang fonumental tentang geologi regional dan tektonik di era teori tektonik lempeng adalah Hamilton, (1979), Katili (1980), Dally et.al (1991) dan Hall, (1996, 1997). Penulis-penulis tersebut berusaha membahas tektonik dan rekonstruksi tektonik Indonesia dan Asia Tenggara. Katili (1980) membahas tektonik Indonesia, Hamilton (1979) membahas tentang tektonik wilayah Indonesia beserta peta teknoniknya, sedangkan Dally et.al (1991), Hall (1996, 1997) melakukan rekonstruksi tektonik Cenosoik Asia Tenggara yang melibatkan Wilayah Indonesia dan sekitarnya. Terlepas dari masih adanya pro dan kontrak untuk detail rekonstruksi teknonik, Hall telah mampu memberikan gambaran animasi rekonstruksi tektonik yang mudah dicerna untuk Asia Tenggara termasuk Indonesia. Rekonstruksi ini telah dipergunakan oleh kalangan akademi dan industri migas. Cekungan (basin) adalah secara topografi atau batimetri sebuah rendahan (depresi), namun secara geologi mempunyai arti yang lebih signifikan yaitu tempat terbentuknya suksesi batuan sedimen yang tebal (Dickinson, 1974), kemudian sering dikenal sebagai cekungan sedimen. Cekungan awalnya merupakan definisi induktif dari konsep geosinklin, namun penggunaan konsep tektonik lempeng menjadikan definisi basin menjadi deduktif (Dickinson , 1974). Cekungan mempunyai skala yang sangat bervariasi dari cekungan samudera sampai cekungancekungan kecil. Ahli geologi secara umum membatasi bahwa terminologi cekungan adalah rendahan berskala regional (100 km lebih) dengan deformasi kerak yang signifikan dan terisi endapan (Helwig, 1985). Cekungan dibatasi lebih lanjut dengan rendahan dengan batas yang diketahui, tebal endapan mulai 1-3 km dengan luas ratusan kilometer. Agar supaya konsisten dengan konsep tektonik lempeng dan berdasarkan beberapa definisi tersebut maka cekungan mempunyai arti yang sangat khas dari sudut tektonik / deformasi kerak, sehingga penyebutan cekungan adalah sama dengan menyebut cekungan tektonik. Perlukah jenis cekungan ditentukan dan diklasifikasikan? Apa dasar klasifikasi cekungan yang sesuai?. Jawaban pertanyaaan itu akan membawa ke pembahasan detail tentang aspek pembentuk cekungan. Cekungan perlu didefinisikan dan dikelompokkan untuk dikaji dengan baik dan kemudian digunakan sebagai pembanding untuk memahai cekungan sejenis yang belum dipahami. Dari sudut pandang perkembangan eksplorasi migas dan data, cekungan yang mempunyai data relatif lengkap dan dipahami lebih baik akan digunakan sebagai langkah awal, analogi, untuk cekungan yang belum dieksplorasi. Klasifikasi cekungan yang sesuai akan sangat tergantung dari konsep yang dipakai dan tujuan yang akan dicapai. Klasifikasi cekungan sudah dibahas dari sebelum tektonik lempeng berkembang. Sebut saja klasifikasi Kay, 1951(di dalam Helwig, 1985) yang mengelompokkan cekungan berdasarkan bentuk dan asal usul batuan di dalam cekungan yang dikembangkan dalam teori geosinklin. Klasifikasi cekungan berdasarkan tektonik lempeng telah banyak dikembangkan oleh ahli kebumian. Dickinson (1974) menyebutkan bahwa ahli kebumian seperti Morgan (1968), Le Pichon (1968), Isak et al (1968), telah memberikan pemahaman dasar tentang pengelompokan tatanan tektonik cekungan yang mengunakan elemen dasar dari batas lempeng di konsep tektonik 2

lempeng, seperti tumbukan (convergent), pemekaran (divergent), pergeseran (transform). Pemahaman pergerakan lateral dari tektonik lempeng yang mengakibatkan pergerakan vertikal untuk membentuk cekungan akan memberikan kerangka berfikir yang benar untuk mendefiniskan jenis cekungan dan klasifikasinya. Beberapa klasifikasi cekungan berdasarkan tektonik lempeng telah ditulis antara lain klasifikasi Klemme (1980), Bally dan Snalson (1980) yang dimodifikasi oleh John (1984), Kingston et al. (1983), Helwig (1985). Pada perkembangannya klasifikasi dan pendefinisan cekungan tidak bisa dipisahkan dengan perkembangan eksplorasi migas dengan sistem petroleumnya. Hal ini sangat logis karena sumbangsih pembelajaran cekungan sangat dibutuhkan didunia migas dan juga data-data lebih lengkap di industri migas. Penyebaran Cekungan di Asia Tenggara terutama cekungan Tersier banyak dibahas salah satunya oleh Doust dan Sumner (2007). Penyebaran cekungan dari Thailand, Malaysia, Indonesia Barat dan Indonesia bagian timur. Lokasi cekungan di Indonesia telah banyak dipublikasikan baik oleh penulis perorangan ataupun lembaga, sebagai contoh Peta Cekungan Indonesia oleh IAGI, IPA, atau Drijen Migas. Pembahasan peta penyebaran cekungan yang terakhir dibahas oleh IAGI dan BPMIGAS tahun 2008 namun belum dipublikasikan. Peta penyebaran cekungan Indonesia dibuat oleh Howes dan Tisnawijaya (1995) dan dimodifikasi oleh Doust et al (2008) memberikan gambaran ringkas sistem migas di Indonesia dengan pendekatan praktis, mengelompokkan berdasarkan besaran sumber daya cekungan (Gambar 1).

3

Gambar 1. Lokasi Cekungan di Indonesia yang dikelompokkan berdasarkan volume sumber dayanya oleh Howes dan Tisnajaya 1995 (di dalam Doust dan Noble 2008). Kerangka tektonik dan evolusi tektonik Kerangka tektonik Indonesia telah banyak dibahas antara lain oleh Hamilton (1979), Daly et al (1991), Hall (1996,1997). Semua penulis menunjukkan bahwa Cekungan di Indonesia secara tektonik terletak di pertemuan kerak benua Eurasia, kerak Indian, kerak Australia (kerak IndianAustralia) dan kerak Pasifik-Pilipina, meskipun pembahasan detail evolusi tektoniknya ada perbedaan. Kerangka tektonik Indonesia secara umum dikelompokkan menjadi 2 kelompok utama yaitu bagian barat yang sering dikenal dengan Sundaland dan bagian timur. Pada perkembangan terakhir di Pertemuan Ilmiah IAGI 2008, IAGI-BPMIGAS, meskipun belum dipublikasikan namun telah diperkenalan, dalam presentasi, oleh ahli geologi Indonesia Benyamin dan Asikin, kemungkinan Indonesia menjadi 3 bagian kerangka tektonik, ketiga bagian kerangka tektonik tersebut adalah Sundaland dibagian barat, bagian timur meliputi Papua dan banda arc dan bagian tengah meliputi Sulawesi bagian tengah utara timur. Posisi tatanan tektonik Indonesia dapat dilihat pada Gambar 2 dari Doust dan Sumner (2007). Berdasarkan umur struktur utama maka tatanan kerangka tektonik Indonesia bagian tengah dapat dibedakan dari Indonesia Timur dan barat, berada pada warna kuning, Late K accretionary. Strukturstruktur di Sundaland (bagian barat) berumur Miosen Akhir sampai Oligosen, sebagaian di Sumatera dan Jawa berumur Miosen Tengah sampai Resen, Indonesia Timur berkembang struktur-struktur berumur Jura sampai Kapur awal dan dilanjutkan pada Miosen Tengah sampai Resen, di bagian tengah terlihat umur struktur Kapur akhir sampai eosen dilanjutkan Miosen Tengah sampai Resen.

Middle Indonesia ?

4

Gambar 2. Posisi Cekungan Sedimen Tersier asia tenggara, jenis keraj dan kenampakan elemen tektonik utama serta kenampakan struktur utama beserta umurnya (Doust, 2007). Berbicara cekungan di Indonesia tidak bisa lepas dari cekungan Tersier di Indonesia. Cekungan Tersier lebih dominan dibanding cekungan berumur lebih tua. Cekungan Tersier sampai sekarang masih mempunyai produksi lebih tinggi dibanding lainnya (Gambar 2). Dominasi itu semakin kelihatan di Sundaland, sehingga dapat dikatakan bahwa Sundaland adalah penghasil migas tertinggi di Indonesia. Pembahasan rekonstruksi evolusi tektonik Indonesia dibahas dengan baik oleh Daly, et al (1991) dan Hall (1996, 1997). Daly et al (1991) memulai rekonstruksi dari Kapur Akhir, 70 Ma (juta tahun lalu) sedangkan Hall (1996, 1997) memulai dari Awal Eosen, 50 Ma. Meskipun rekonstruksi keduanya mempunyai perbedaan namun hampir semua penulis, Hamilton 1979; Tapponier et al. 1986; Daly et al. 1991; Hall 1996, 1997, berpendapat bahwa selama Cenozoic Sundaland dikelilingi oleh zone subduksi yang aktif. Hal itu terjadi oleh didesaknya (pecahnya) antara tumbukan India berumur Eosen ke arah barat daya dan tumbukan berumur Miosen yang dominasi arahnya ke timur dan tenggara, yang kemudian membentuk mosaik busur kepulauan yang komplek, kerak samudera yang kecil dan mikro-kontinen ubahan dari Australia. Kehadiran pengaruh kerak Benua Australia di bagian timur Indonesia menunjukkan bahwa tumbukan dengan Benua Australia mempunyai aspek yang sangat penting dalam evolusi tektonik di Indonesia Timur (Hall, 1996), dan lekukan Eurasia hasil tumbukan dengan India memberikan peran lebih sedikit pada perkembangan tektonik di Asia Tenggara dalam hal ini Indonesia. Pergerakan ke utara Benua Australia lebih berperan dalam evolusi tektonik di Indonesia. Untuk selanjutnya evolusi tektonik akan banyak merefer hasil rekonstruksi Hall (1996, 1997). Gambar 3 adalah tatanan tektonik sekarang dari Hall 1997, dengan pengkodean warna serta posisi pulaupulau utama di Indonesia. Gambar 4 dan 5 menunjukkan rekonstruksi tektonik lempeng Asia Tenggara dan sekitarnya dari Hall (1997). Gambar tersebut menggambarkan rekonstruksi evolusi tektonik lempeng regional atau bisa disebut juga sebagai geodinamik tektonik lempeng regional yang membentuk tatanan tektonik di Indonesia yang selanjutnya digunakan sebagai kerangka evolusi cekungan. Pada akhir Eosen Awal, 50 Ma dapat dilihat posisi lempeng-lempeng India, Australia, Pasifik, Eurasia-Sundaland. Zone subduksi antara Lempeng Indian dan Eurasia berada melingkar melewati pinggir Sumatra, Java, Sulawesi Barat. Australia dikelilingi passive margin yang terbentuk pada Jura Akhir. Mikro kontinen Kepala Burung Papua diatas kerak samudera terpisah dengan Australia. Benua Australia dan busur kepulauan telah membentuk ofiolit di pingir utara Papua Nugini dan di Kaledonia Baru. Lokasi pemekaran antara kerak India dan Australia. Lokal lokal rifting terjadi di Sumatra, Sumatra dan Jawa bagian utara, Jawa bagian Timur. Rifting ini membentuk cekungan tektonik seperti Cekungan Sumatra Utara, Tengah, Selatan, Natuna, Jawa Barat Utara, Jawa Timur Utara. Pada Eosen Tengah atau 40 Ma India dan Australia menjadi satu lempeng. Pemekaran terjadi di tengah-tengah Selat Makasar di bagian utara, Laut Celebes dan Cekungan Pilipina Barat memisahkan Kalimantan dan Sulawesi. Pemekaran ini membentuk cekungan-cekungan di Timur Kalimantan seperti Cekungan Kutai, Tarakan. Rifting terjadi di Sumatra, Laut China selatan

5

bagian selatan dan Jawa Timur bagian utara. Dalam waktu yang hampir sama terjadi juga pemekaran Laut Caroline memisahkan bagian selatan dan utara. Pada Oligosen Tengah, 30 Ma India menyodok Eurasia menyebabkan Indochina keluar seperti terotasi searah jarum jam melalui pergerakan sesar-sesar utamanya. Laut China Selatan mulai terbuka kemungkinan membentuk cekungan-cekungan di pinggir Indochina. Pada awal Miosen, 20 Ma, tumbukan antara pinggir utara Kerak Australia dan mikro kontinen Kepala Burung Papua terjadi sekitar 25 Ma, Ontong Java sampai ke Melanesia trench, kedua peristiwa ini mengakibatkan pengaturan kembali batas-batas kerak yang sudah ada. Subduksi Laut Solomon mulai di pinggir timur Papua Nugini menghasilkan Busur Maramuni. Pingir utara Australia menjadi sesar geser mengiri seiring dengan rotasi searah jarum jam Laut Pilipina dan Kerak Caroline. Pergerakan cabang Sesar Sorong mengantarkan tumbukan fragmen Benua Australia membentuk Sulawesi. Hal ini menyebabkan rotasi berlawanan jarum jam dari Kalimantan, Jawa dan Sumatra serta fragmen yang berhubungan dengan Sundaland, mengeliminir pergerakan sebelumnya di Laut China Selatan. Sistem sesar di Sumatra mulai timbul pada Miosen, kemungkinan mengakibatkan mulainya inversi di cekungan-cekungan di area Sumatra. Pada Miosen Akhir (10 Ma) terrane Papua Nugini yang terbentuk di Busur Carloine Selatan merapat ke Papua Nugini mengakibatkan sistem sesar geser mengiri terus bergerak ke barat. Pergerakan ke barat ini mengantarkan fragmen Sula dan Tukang besi bergabung membentuk Pulau Sulawesi oleh pergerakan Sesar Sorong dan menyebabkan rotasinya lengan timur dan utara sulawesi seperti sekarang ini. Rangkaian peristiwa ini kemungkinan membentuk Cekungan Tomori merubah cekungan yang sudah peraah ada dari Australia. Rotasi Kalimantan sudah selesai namun sistem sesar di busur depan Sumatra mulai bergerak sebagai akibat pemekaran baru di Laut Andaman. Kepala Burung Papua bergerak relatif ke utara sepanjang sesar geser di ujung Cekungan Aru, yang memodifikasi cekungan-cekungan di Kepala Burung seperti Bintuni, Salawati. Kerak Benua berumur Mesozoik di utara Timor telah tereliminasi di ujung timur pemberhentian Palung Jawa oleh pergerakan ke utara Benua Australia yang membawa pinggir Australia ke dalam palung sebagai busur volkanik inner Banda. Proses tersebut terus berlanjut hingga membentuk tatanan tektonik Indonesia seperti saat ini. Evolusi tektonik telah mengontrol dan mempengaruhi terbentuknya cekungan. Di Indonesia terdapat dua kelompok utama yaitu Indonesia Barat (Sundalan) dan Indonesia Timur. Cekungan di Indonesia Barat, sejak terbentuknya pada 50 Ma, sampai resen berada di lempeng benua yaitu pinggir kerak yang berasosiasi dengan subduksi. Dapat dikatakan bahwa cekungan Indonesia Barat terletak di tatanan tektonik yang relatif hampir sama dengan kisaran umur relatif sama, Tersier. Indonesia Timur mempunyai evolusi dan tatanan tektonik yang berbeda cekungannya, berkembang dari tengah Benua Australia sebagai rift di tengah benua, kemudian terjadi pemekaran yang merubah cekungan menjadi di pinggir benua sebagi passive margin. Tektonik yang aktif merubah konfigurasi dan pergerakan lempeng, sebagai akibatnya ada lempeng yang habis ada lempeng yang baru sehingga cekungannya berubah terutama cekungan yang ada di pinggir lempeng. Perubahan cekungan ini karena proses perubahan tektonik yang melibatkan percampuran kerak benua dan kerak samudera dengan mekanisme subduksi, pemekaran, collison, docking micro continent.

6

EURASIA

o

40 N

South China

INDIA PHILIPINE SEA PLATE

Indochina

o

20 N

Sunda Shelf

PACIFIC PLATE Sumatra

INDIAN PLATE

Borneo Papua

Sulawesi Java

AUSTRALIA o

20 S

New Zeland o

40 S

90oE

o

120 E

o

150 E

o

60 S

ANTARTICA

Gambar 3. Tatanan tektonik sekarang reginal Asia Tenggara dan Pasifik barat daya. Garis putih merupakan anomali magnetik. Garis merah merupakan pemerakaran yang aktif. Garis putih bergerigi adalah zone subduksi. Garis putih tebal merupakan zone sesar geser. Lempeng Pasifik warna hijau-cyan. Area dengan warna hijau muda busur didominasi oleh ofiolit dan tersusun oleh material akresi terbentuk pada pinggir lempeng Cenozoic. Area dengan warna cyan adalah busur bawah laut, titik panas hasil dari volkanik, dan oceanic plataeu (dataran tinggi samudera). Kuning muda adalah laut di pinggir kerak benua Eurasia. Isian warna ungu tua dan muda mewakili laut di pinggir kerak benua Australia.

7

Gambar 4. Evolusi tektonik Sundaland dari akhir Esoen Awal 50 Ma (a) sampai Miosen Awal (d) merupakan zone subduksi, rifting (a,b,c) dan rotasi berlawanan arah jarum jam (d); Bagian timur Indonesia, passive margin hasil rifting Jura awal menjadi tumbukan di akhir Eosen Awal sampai akhirnya terjadi tumbukan tepi Benua Australia dan bagian timur Papua Nugini pada Miosen Awal (d). 8

Gambar 5. Miosen Tengah sampai sekarang Sundaland merupakan zone subduksi (a - d). Bagian Timur sejak Miosen Tengah sampai Pliosen terjadi perubahan tatanan tektonik yang sangat aktif. Salah satunya merapatnya terrane Papua Nugini ke Papua Nugini yang terus bergerak ke barat sehingga fragmen Sula dan Tukang besi bergabung membentuk Pulau Sulawesi.

9

Evolusi Tektonik Stratigrafi Salah satu model evolusi tektonik stratigrafi Asia Tenggara hasil dari pengintegrasian data stratigrafi dari berbagai cekungan utama dengan evolusi tektonik dikemukanan oleh Longley (1997). Empat fase evolusi tektonik Asia Tenggara dikemukan sebagai berikut : 1. Stage I (50-43.5 Ma) pada saat dimana tumbukan India-Eurasia bernuka dan bersamaan dengan proses subduksi dibawah Eurasia selatan. Tumbukan (collision) kerak benua telah menyebabkan sebuah perlambatan laju pemerakan (spreading) di Samudera India menurunkan kecepatan konvergensi sepanjang sistem busur subduksi Sunda dan mengakibatkan fase ekstensi di area-area busur depan (fore arc) dan busur belakang (back arc). Cekungan rift yang terisolasi di busur depan dan wilayah Jawa Timur telah terisi oleh endapan transgressive diteruskan endapan laut terbuka oleh karena cekungancekungan ini merupakan rendahan atau lembah di ujung Kraton Sunda, sedangkan Laut pada Eosen Tengah tidak bisa menembus ke dalam cekungan rift di busur belakang di Kraton Sunda seperti Sumatra dan Jawa Barat utara yang terisi oleh sekuen endapan fluvial-lakustrin. 2. Stage II (43.5-32 Ma) telah dipicu oleh penghentian subduksi saumdera dibawah zona tumbukan India-Eurasia. Hal ini mengunci sistem pemekaran di Samudera India dan telah menyebabkan pengaturan kembali lempeng-lempeng utama di India, Samudera Pacifik dan Selatan. Pengaturan kembali lempeng di Samudera India telah melambatkan laju konvergensi namun sekali lagi sepanjang Busur Sunda menghasilkan fase kedua peretakan (rifting) dan endapan-endapan cekungan rift. Pengaturan kembali lempeng di Samudera Pasifik telah mengakibatkan ekstensi di Laut China Selatan dan pengendapan sekuen fluvial-lakustrin dalam cekungan rift yang terisolasi, sedangkan di area Kalimantan Timur sebuah sistem retakan yang tidak sempurna (a failed rift system) di Selat Makasar mengakibatkan cekungan-cekungan rift yang terisolasi telah diisi dengan sekuen delta dan laut yang tertutup oleh melamparnya shale endapan post-rift. Tumbukan besar yang pertama dari blok Luconia Shoals dengan sebuah sistem subduksi sepanjang pinggir Borneo Barat Utara mengakibatkan pengendapan sekuen deltaa di Balingian. 3. Stage III (32-21 Ma) adalah bersamaan dengan fase pertama pemekaran di Laut China Selatan dimasa dimana seluruh area bagian selatan benua yang terpisahkan oleh satu patahan bergeser dan bergabung menjadi Laut China Selatan. Tanjung Thailand mengalami rotasi searah Jarum Jam dengan pusat perputaran di kepala Tanjung Thailand. Rotasi blok ini membentuk Cekungan Malay didalamnya terendapkan sekuen fluviallakustrin yang cukup besar. Rotasi ini juga telah menghasilkan sebuah fase penurunan laju konvergensi dan inversi di sepanjang Busur Sunda sebagai akhir rifting di cekungancekungan yang terkait. Pengisian endapan selanjutnya di cekungan-cekungan ini terekam sebagai endapan transgresi laut yang diinterpretasikan sebagaian karena eustasi dan sebagaian yang lain karena subsidence berhubungan dengan permulaan fase post rift thermal sag. Lain halnya di Kalimantan Timur diendapkan sekuen karbonat dan endapan laut yang luas, di Laut China Selatan terjadi lingkungan laut yang menutup endapan transgresif delta dengan endapan laut dan endapan karbonat pada posisi lebih distal. 4. Stage IV (21-0 Ma) telah diawali oleh berhentinya fase pertama pemekaran di Laut China Selatan yang disebabkan oleh subduksi Blok Baram dengan Borneou barat Utara. Peristiwa ini diinterpretasikan bersamaan dengan permulaan pemampatan di Tibet 10

melalui rotasi blok dan ekstrusi lateral sepanjang sesar geser. Tumbukan utama, adalah hasil yang tidak bisa dihindarkan terutama akibat konfigurasi yang sudah mapan oleh pengaturan kembali kerak pada 43.5 Ma, tahap ini terjadi menyeluruh di area Borneo barat utara, Sulawesi dan Timor dan bersamaan dengan rotasinya Sumatra dan ekstrusi yang berhubungan dengan pensesaran wrench di Malaysia dan Natuna barat dan Cekungan Bac Bo atau Yinggehai telah menghasilkan inversi struktur yang luas dan pengisian cekungan dengan sekuen yang sangat bervariasi. Eustasi yang tinggi di Miosen Tengah menandakan periode maksimum dari transgresi laut di atas Sundaland dan pengendapan yang luas shale laut. Hal ini telah diikuti oleh dominasi sekuen regresif yang disebabkan oleh turunnya eustasi pada 5 dan 10 Ma. Pembahasan evolusi tektonik stratigrafi Indonesia telah banyak ditulis, salah satu yang terbaru adalah evolusi tektonik stratigrafi yang dikemukakan oleh Doust dan Sumner 2007, Doust dan Noble 2008. Tiga fase evolusi tektonik dari Doust dan Sumner 2007 di area Asia Tenggara telah didetailkan untuk Indonesia menjadi empat fase utama evolusi tektonik stratigrafi oleh Doust dan Noble 2008 yaitu : 1. Synrift awal (biasanya Eosen sampai Oligosen) berhubungan dengan periode bentukan rift graben dan diikuti periode penurunan yang maksimum. Seringkali pengendapan dibatasi awal pembentukan half graben. 2. Synrift akhir (Oligisen akhir sampai Miosen Awal) pada periode ini penurunan dalam graben semakin berkurang, saat beberapa individu rift bergabung menjadi satu membentuk lowland yang luas yang terisi oleh endapan paralic. 3. Postrift awal (biasanya Awal sampai Miosen Tengah) merupakan periode tektonik yang stabil (tenang) diikuti oleh endapan-endapan transgresi yang menutup topografi graben yang horst yang ada. 4. Postrift akhir (biasanya Miosen Tengah sampai Pliosen) berhubungan dengan periode inversi dan perlipatan, sepanjang periode ini terbentuk endapan regressi delta. Setelah akhir postrift diikuti dengan sebuah periode transgresi akhir yang dicirikan dengan endapan-endapan berumur Kuarter. Endapan Kuarter dari sudut petroleum sistem bukan endapan yang menjadi habitat migas, namun mempunyai arti penting dalam evolusi tektonik stratigrafi. Evolusi tektonik stratigrafi ini lebih banyak megacu kepada evolusi tektonik Sundaland dan cekungan-cekungan Tersier, namun demikian Doust dan Noble 2008 berusaha untuk mengaplikasikan ke Indonesia Timur dengan penempatan waktu yang berbeda. Ringkasan evolusi tektonik stratigrafi Indonesia oleh Duoust dan Noble (2008) dapat dilihat di Gambar 6. Fase evolusi tektonik stratigrafi Indonesia sesuai dengan tahapan evolusi tektonik stratigrafi Asia Tenggara yang dikemukakan oleh Longley (1997), terutama di Indonesia Barat. Namun demikian evolusi tektonik stratigrafi Asia Tenggara oleh Longley (1997) belum membahas tektonik stratigrafi Indonesia Timur, sehinga tidak bisa dilakukan perbandingan. Apabila evolusi tektonik stratigrafi Indonesia yang ada dihubungkan dengan evolusi tektonik dari Hall, 1997 mempunyai kecocokan. Sundaland pada Eosen, 50 Ma (Gambar 4.a.) sampai oligosen tengah, 30 Ma (Gambar 4.b) di bagian utara Sumatera, sebelah utara Sumatera dan sebelah utara Java terjadi periode rifting, merupakan fase pertama dari tektonik stratigrafi. Endapan pada periode ini adalah endapan darat dan atau selang seling dengan endapan transisi 11

pada cekungan-cekungan graben dan half graben yang terpisah-pisah berarah tegak lurus dengan arah riftingnya. Gambar 7 menunjukan penampang stratigrafi dari cekungan di Sundaland dari Sumatra, Jawa dan Kalimantan, menunjukan bahwa Formasi seperti Formasi Talangakar, Lahat, Lematang, Manggalla telah dikenal sebagai endapan-endapan darat-transisi, endapan synrift. Sedangkan fase kedua, synrift akhir diwakili oleh endapan-endapan neritik, laut terbuka sampai endapan laut dalam pada cekungan yang lebih luas hasil penggabungan dari beberapa half graben. Endapan-endapan batugamping berada di tinggian-tinggian horst di akhir fase kedua ini, mulai terjadi rotasi berlawanan arah jarum jam di Sumatra, Jawa dan Borneo pada 20 Ma, Awal Miosen. Fase evolusi tektonik ketiga, postrif awal, ditandai dengan Tektonik yang stabil dengan endapan-endapan transgressi seperti Formasi Baong, Petani, Air Benakat dan Ngrayong. Gejala lokal terjadi di cekungan Jawa barat Utara dimana fase ketiga masih terisi endapan laut terbuka sampai neritik yaitu Formasi Parigi dan Cibulakan. Fase keempat, akhir post rift ditandai dengan endapan deltaik Formasi Keutapang, Minas, Muara Enim, Cisubuh. Pada fase ini Cekungan Jawa Timur bagian utara terlihat tersusun oleh endapan neritik dan laut terbuka, hal ini merupakan gejala lokal di Cekungan ini. Penampang stratigrafi dari Bintuni dan Salawati sebagai Cekungan yang sudah terbukti sebagai penghasil migas dan penampanag stratigrafi dari Timor, Seram dan Tanimbar dari Cekungan yang pernah dieksplorasi namun belum mempunyai arti ekonomi, mewakili Indonesia Timur dapat dilihat di Gambar 8. Pendekatan oleh Doust dan Noble (2008) untuk Indonesia Timur dengan mendefinisikan sebagi fase tenang (quiscene) sangat panjang setelah periode synrift (Gambar 8) di Pre Tersier merefer ke Cekungan Bintuni-Salawati-Bula. Jika dibandingkan antara Stratigrafi Cekungan Bintuni-Salawati-Bula dan Timor-Seram-Tanimbar sangat berbeda. Pada Perm-Cretaceous Cekungan Bintuni-Salawati–Bula didominasi endapan synrift fluvio deltaic, sedangkan di Cekungan Timor-Seram-Tanimbar sudah terusun oleh endapan laut dari laut dalam sampai shelf, kemungkinan sudah fase awal post rift. Fase post rift (quescene) sangat lama di Indonesia Timur menjadi tidak sesuai dengan evolusi tektonik sangat dinamis di Indonesia Timur pada Tersier. Evolusi tektonik stratigrafi di Indonesia Timur sangat berbeda dengan di Sundaland. Evolusi tektonik stratigrafi Indonesia Timur melibatkan sekuen sedimen yang lebih tua, Pre Tersier, Permian sampai Kapur berasal dari bentukan potongan-potongan Pinggir Benua Australia yang masuk kedalam zone tumbukan sistem Busur banda di Indonesia Timur pada Tersier tengah dan akhir. Indonesia Timur memerlukan model evolusi tektonik stratigrafi tersendiri untuk menjelaskan evolusi cekungannya. Untuk endapan Tersier di Indonesia Timur, walaupun lingkungan pengendapan dan perkembangan litofasiesnya dapat dikenali, namun demikian perkembangan cekungan synrift sampai postrift Tersier tidak dapat langsung diterapkan seperti di Sundaland.

12

Gambar 6. Ringkasan kronostratigrafi dari cekungan-cekungan penghasil minyak di Indonesia (Doust dan Noble 2008).

13

Gambar 7. Penampang stratigrafi Sumatra, Jawa dan Kalimantan (modifikasi dari Doust dan Noble, 2008)

14

A

B

Gambar 8. Penampang stratigrafi bagian timur Indonesia A. Modifikasi dari Doust dan Noble, 2008, legenda lihat Gambar 7. B. diambil dari Charlton, 2004.

15

Klasifikasi Cekungan Tektonik Klasifikasi cekungan berdasarkan tektonik lempeng telah banyak dikembangkan oleh banyak penulis. Morgan (1968), Le Pichon (1968), Isak et al (1968), Dickinson (1974) dan lain-lainnya telah memberikan pemahaman dasar tentang pengelompokan tatanan tektonik cekungan yang mengunakan elemen dasar dari batas lempeng di konsep tektonik lempeng, seperti tumbukan (convergent), pemekaran (divergent), pergeseran (transform). Beberapa klasifikasi cekungan berdasarkan tektonik lempeng telah ditulis antara lain Klemme (1980), Bally dan Snalson (1980) yang dimodifikasi oleh John (1984), Stoneley (1981), Kingston et al. (1983), Helwig (1985). Tatanan tektonik cekungan yang timbul dari tiga batas lempeng dan fitur-fitur ikutannya telah menjadi dasar untuk klasifikasi cekungan (Klemme, 1980; Stoneley, 1981) yang kelihatan menawarkan kerangka klasifikasi obyektif dan komprehensif. Namun demikian penggunaan pengelompokan tektonik untuk cekungan kadang mengesampingkan perubahan variasi dan kekomplekan evolusi tektonik stratigrafinya, atau terkadang satu rangkaian cekungan yang panjang berassosiasi dengan subduksi dianggap sebagai satu jenis cekungan dengan asal usul yang sama. Klasifikasi Klemme (1980) terlihat tidak konsisten dari sudut tektonik lempeng dengan dimasukannya delta sebagai salah satu klasifikasi cekungan, dan kerak samudera tidak dipertimbangkan sebagai pembentuk cekungan. Bally dan Snalson (1980), John (1984) memberikan pendekatan yang lebih lengkap dengan memasukan parameter tektonik cekungan yang lebih luas, memasukan parameter mekanikal, termal, litologi penyusun. Klasifikasi Bally telah dicoba diterapkan namun terlihat bahwa penerapan lebih applikatif di pinggir benua dengan skala yang luas. Stoneley (1981) menawarkan klasifikasi dengan mempertimbangkan posisi tektonik, bentuk dan mekanikal cekungan serta kreteria modifikasi yaitu pre-basin litosfir, geometri dan peristiwa post-basin. Klasifikasi ini terkesan sangat terpadu namun belum menjawab bagaimana sebuah cekungan dapat berubah secara vertikal sesuai evolusi tektonik stratigrafinya. Unsur sediment fan dan erosional membuat penerapan klasifikasi ini sedikit campur aduk dengan terminologi sedimentologi. Klasifikasi Kingston et al. (1983) menawarkan klasifikasi cekungan yang lebih terbuka dan dapat menjawab perubahan cekungan akibat evolusi tektonik stratigrafi. Klasifikasi ini menawarkan penamaan dalam skala luas dan luwes sampai ke dalam skala sub basin untuk keperluan lebih detail, sehingga terkesan rumit. Pemakaian istilah baru yang terdengar asing seperti fracture, sag memungkinkan untuk lebih mengakomodasi istilah mekanikal cekungan yang lebih dasar seperti rift, flexure. Klasifikasi Kingston et al. (1983) mempertimbangkan juga perubahan vertikal pengisian sedimen di dalam cekungan. Satu hal yang menjadi kelebihan klasfikasi ini adalah bahwa cekungan yang komplek bisa dijelaskan dengan rangkaian cekungan sederhana dengan evolusi tektonik stratigrafinya beserta tektonik pengubahnya. Cekungan sedimen dengan sejarah yang kompleks biasanya akan dibagi menjadi beberapa siklus (cycle) atau stage atau fase. Kingston et al. (1983) mengelompokkan cekungan melalui unit dasar yang disebut siklus. Satu siklus mewakili sedimen yang terendapkan dalam satu episode tektonik. Terkadang satu cekungan hanya mempunyai satu siklus pengendapan atau satu siklus tektonik terkadang lebih dari satu siklus. Disebut sebagai cekungan sederhana jika hanya mempunyai satu siklus pengendapan / tektonik dan Cekungan cekungan polyhistory basin atau mudahnya disebut dengan cekungan rumit (complex basin) jika mempunyai lebih dari satu siklus pengendapan / tektonik. Pada prakteknya penyebutan siklus akan mewakili cekungan yang sederhana. Cekungan sederhana atau rumit dapat diklasifikasikan dengan menganalisa sejarah 16

geologinya dalam konteks tektonik lempeng. Unsur-unsur penting dalam analisa sejarah tektonik adalah sekuen pengendapan, bentukan cekungan tektonik dan modifikasi cekungan tektonik. Klasifikasi untuk cekungan sederhana atau untuk mengenali keberadan siklus di polyhistory basin dapat menggunakan diagram klasifikasi seperti di Gambar 9.

Gambar 9. Kunci untuk pengenalan cekungan atau siklus dalam bentukan cekungan tektonik. Kingston et al. (1983). Elemen utama pertama dalam klasifikasi cekungan ini adalah sekuen pengendapan. Sebuah siklus dedifinisikan sebagai pengendapan sedimen selama satu periode tektonik. Unit stratigrafi terkecil (minimum) yang dapat disebut sebuah siklus harus diwjudkan dengan perkembangan cekungan yang signifikan, bisa dalam ketebalan sedimen atau jangka waktu geologi. Asumsi ini memberikan kemudahan untuk menyederhanakan unit-unit tipis endapan lereng atau endapan yang membaji, yang kemungkinan terbentuknya memerlukan waktu yang lama, menjadi beberapa siklus saja atau sebaliknya memisahkan endapan prograding yang tebal menjadi unit stratigrafi yang lebih mudah dikenali. Gambar 10 menunjukan hubungan stage pengendapan dan siklus tektonik. Satu siklus pengendapan diwakili oleh tiga stage pengendapan yang dicirikan stage pertama wegde base, stage kedua wedge middle dan stage ketiga wedge top, tiga stage ini mewakili tiga elemen dari satu wegde transgresi-regresi yang utama. Tiga stage dari satu siklus dapat didekati sebagai berikut : 1. Stage 1 dari siklus berhubungan dengan wegde base dari endapan darat. Hal ini yang paling utama meliputi endapan dataran banjir, lagoon, dan endapan pantai, jika dapat 17

dipisahkan. Tipe batuan biasanya konglomerat darat, batupasir dan serpih. Batuan lainnya yang khas namun jarang dijumpai adalah red beds, batubara, endapan volkanik, dan batugamping air tawar. Jika endapan wegde base ini tebal dan lebih dari setengahnya endapan darat, dapat dikelompokan sebagai stage 1. 2. Stage 2 endapan laut wegde middle. Jenis batuan yang umum dijumpai disini adalah serpih laut, batugamping dan batupasir. Semua garam yang masif termasuk di stage ini, secara teori endapan evaporit yang tebal secara umum menunjukkan sebagai endapan laut atau minimal mengering di pinggir laut atau ujung laut. Endapan evaporit yang masif mengindikasikan pengendapan di interior basin. Batuan lain yang kadang dijumpai adalah endapan volkanik, batubara laut, endapan flysh dan turbidit lainnya, napal laut dalam dan endapan pelagik. Pada stage 2 ini kemungkinan mengandung endapan darat dari lidah pengendapan darat yang tidak melebihi 50 % dari total endapan. 3. Stage 3 adalah wegde top endapan darat dan berasosiasi dengan ketidakselarasan regional. Secara litologi serupa dengan stage 1 lebih dari 50% endapan darat konglomerat, batupasir, serpih, red beds, batubara, batugamping air tawar, dan sedikit endapan evaporit. Ketidakselarasan di bagian atas setelah pembajian atas termasuk dalam stage ini.

Gambar 10. Hubungan antara stage dan siklus dari pengendapan wedge. (A) Transgresi wedge base (stage 1), wedge middle (stage 2), dan regresi wedge top dengan ketidakselarasn di bagian atasnya (stage 3). Garis putus-putus di tenga-tengah merupakan batas stage. (B) Pengendaman wedge dimana stage 3 dan sebagian stage 2 terpotong oleh ketidakselarasan Deskripsi stage pengendapan harus mulai dari pusat siklus pengendapan di dalam Cekungan atau dari bagian yang paling tebal dari wegde pada cekungan yang membuka ke arah laut terbuka. Penampang untuk konsep wegde dapat dilihat di Gambar 10A, hal ini menjadi bukti bagian cekungan yang dipelajari sangat jauh updip, setelah pembajian endapan laut, garis c, terlihat hanya dua stage endapan darat yang bisa dikenali yaitu 3 dan 1, sebaliknya dengan gambar yang sama di bagian jauh downdip, garis a, hanya stage 2 wedge laut yang bisa dideskripsi. Elemen utama kedua dalam klasifikasi Kingston et al. (1983) adalah tektonik pembentuk cekungan yang mempunyai tiga parameter yaitu pertama, jenis dan komposisi kerak dibawah cekungan, benua atau samudera, jika ada intermediate biasanya bisa dipecahkan dengan berbagai cara; kedua, tipe pergerakan kerak pembentuk cekungan yaitu divergen dan konvergen. 18

Pergerakan kerak transform tidak dipertimbangkan dalam klasifikasi Kingston et al. (1983) karena pergerakan transform yang sempurna saling menyamping sangat jarang membentuk cekungan. Konvergen dengan sudut kecil terlihat sebagai wrench atau foldbelts dan divergen dengan sudut kecil terlihat sebagai sesar normal atau saging. Parameter ketiga adalah posisi cekungan di kerak (di dalam atau di pinggir kerak) dan struktur utama yang terlibat dalam cekungan (sagging, normal faulting, atau wrench). Kombinasi ketiga parameter secara teoritis memberikan 10 model cekungan sederhana. Dua diantaranya yaitu OTA dan OF tidak dibahas dalam konteks model yang praktis karena kedua tidak dipertimbangkan sebagai cekungan yang prospek migas, jadi hanya 8 siklus secara teoritis dan 8 siklus model praktis. Kedelapan siklus/cekungan sederhana terdiri dari 4 katagori utama dan 4 kategori minor ditinjau dari sudut eksplorasi migas, secara umum migas terbentuk di empat siklus mayor di kerak benua. Keempat siklus mayor adalah interior sag (IS), interior fracture (IF), margin sag (MS), wrench (LL), sedangkan yang minor adalah trench (T), trench associated (TA), oceanic sag (SG) dan oceanic wrench (OSLL). Sebagai gambar keempat siklus mayor dapat dilihat di Gambar 11 s/d Gambar 14.

Gambar 11. Perkembangan cekungan interior sag (IS) (Kingston et al., 1983)

19

Gambar 12. Perkembangan cekungan interior fracture (IF) (Kingston et al., 1983)

Gambar 13. Perkembangan cekungan margin sag (MS) (Kingston et al., 1983)

20

Gambar 14. Perkembangan cekungan wrench (LL) (Kingston et al., 1983)

Sebagain besar cekungan mempunyai lebih dari satu siklus ditambah perubahan peristiwaperistiwa tektonik atau struktur penngubah. Cekungan yang mempunyai lebih dari satu siklus bisa didekati dengan polyhistory basin dan jika sudah mengalami modifikasi tektonik atau struktur dapat didekati secara terpisah. Elemen ketiga adalah tektonik pengubah cekungan. Cekungan atau siklus yang terbentuk baik single atau polyhistory kemungkinan berubah di perjalanan evolusi tektonik. Ada tiga jenis tektonik pengubah cekungan yaitu episodic wrench (L), adjacent (wrendh) foldbelt (FB) dan complete folding dari sebuah cekungan (FB3) yang merupakan formasi foldbelt. Episodic wrench (L) mewakili arti yang luas dari pergerakan lateral tidak berhubungan dengan asal cekungan atau siklus. Episodic wrench terjadi oleh berbagai hal dan dijumpai di dalam cekungan disemua kemungkin umur termasuk basement. Pergerakan itu bisa berasal dari zone lemah yang berumur lebih tua yang bergerak secara periodik atau episodik merespon pergerakan lempeng. Pergerakan lempeng diwujudkan oleh tumbukan lempeng, rotasi, fragmentasi atau subduksi. Foldbelts disebabkan oleh konvergen dari dua atau lebih lempeng. Area cekungan yang terperangkap dalam konvergen bisa semuanya terlipat atau sebagaian terlipat. Cekungan yang tidak terlipat semuanya tidak termasuk dalam foldbelt tetapi wrench foldbelt, sedangkan yang terlipat semuanya disebut formasi foldbelt (FB3). Adjacent (wrendh) foldbelt biasanya terletak dibatas cekungan yang relatif tidak terlipat dan berkurang dengan jaraknya, dinotasikan sebagai FB. Efek dari variasi perbedaan intensitas pergerakan lateral L dan variasi foldbelt dipinggir cekungan digambarkan di Gambar 15. Beberapa hal yang perlu digarisbawahi 21

Gambar 15. Variasi perkembangan tektonik pengubah cekungan untuk episodic wrench (L) adjacent (wrench) foldbelt (FB) dan foldbelt (FB3) (Kingston et al., 1983)

22

berhubungan dengan L dan FB adalah pertama pengaruh tektonik pengubah bervariasi, cekungan sudah terbentuk terlebih dahulu oleh proses yang lain; kedua, episodic wrech (L) dapat berubah menjadi wrench foldbelt (FB) sepanjang zonanya karena tingginya derajat / tingkat pergeserannya. Beberapa foldbelt disebabkan oleh pergerakan pergeseran atau konvergen dengan sudut yang rendah; ketiga, modifikasi ini lebih melihat perubahan kepada cekungan bukan melihat proses wrench dan folbelt-nya. Sebagai contoh pergerakan wrench mungkin sangat intensif secara lokal namun tidak merubah seluruh cekungan. Foldbelts (FB3) mewakili suture dimana lempeng pernah atau sedang mengalami tumbukan. Tumbukan menghasilkan kompressi dan pergerakan shear yang menyebabkan batuan terlipat dan tergeserkan. Jika batuan ultra mafik, serpentinit, rijang, volcanic flysh dan sedimen laut dijumpai di foldbelt, diasumsikan bahwa kerak saumdera telah dihancurkan oleh subduksi atau tumbukan lempeng dan foldbelt suture merubah semua yang tertinggal hanya sisa sisa lempeng samodera. Enam jenis foldbelts (FB3) ditunjukkan di Gambar 15, model keenam dari enam model disebut unknown model untuk mengakomodasi jika di alam masih ada cekungan yang belum bisa diakomodasi dengan klasifikasi ini. Tiga dari enam yaitu FB3B, FB3F dab L3FB telah diketahui memproduksikan migas. Penggunaan klasifikasi Kingston et al. (1983) pada cekungan polyhistory dan cekungan yang sudah terubah oleh tektonik memakai pendekatan siklus termuda dan tektonik yang merubah paling akhir dituliskan pada posisi yang pertama. Contoh : siklus 1 adalah interior fracture, siklus 2 interior sag, kemudian tertutup oleh siklus ketiga MS dan cekungan mengalami uplift hingga tilting menjadi asimetri maka jenis cekungan adalah: Le/MS321/IS321/IF321. Contoh lain penggunaan klasifikasi ini dapat dilihat di Gambar 16.

Penentuan Jenis Cekungan Tektonik Langkah pertama yang diperlukan dalam klasifikasi cekungan tektonik adalah peta tatanan tektonik dan evolusi tektonik stratigrafi dari cekungan yang akan dievaluasi. Evolusi tektonik stratigrafi dapat berupa rekonstruksi back steping sejarah geologi, kronostratigrafi. Semakin detail dan akurat data akan menghasilkan pengelompokan yang lebih teliti. Untuk memahami klasifkasi cekungan tektonik apat didekati dengan menerapkan klasifikasi Kingston et al. (1983) mengampil empat contoh dari cekungan yang berbeda. Sumatra dan Jawa mewakili jenis cekungan yang sama, yaitu cekungan busur belakang atau Kingston et al. (1983) mengklasifikasikan sebagai wrench (LL) dan trench associated (TA) (Gambar 14). Sumatra sebagai berikut trench (T) di bagian selatan, Cekungan mentawai (TA), Cekungan Sumatra (LL) dan Cekungan Malay (LL). Apakan Jawa dan Sumatra dengan klasifikasi yang sama mempunyai polyhitory yang sama?. Dua cekungan ini akan didefinikan jenis cekungan secara lebih detail berdasarkan tektonik stratigrafinya untuk menjawab pertanyaan tersebut. Contoh yang kedua dan ketiga berasal dari Indonesia Timur yaitu Cekungan Salawati dan Tomori. Cekungan ini memberikan gambaran bagaimana klasifikasi polyhistory dapat menjawab pengaruh evolusi tektonik dalam perubahan jenis cekungan. Keempat contoh ini dapat memberikan beberapa kunci perbedaan penamaan jenis cekungan-cekungan di Indonesia Barat dan Indonesia Timur.

23

A

B Gambar 16. Contoh Penggunaan pada cekungan polyhistory. A. Cekungan divergen yang terubah oleh tektonik wrench dan foldbelt. B. Contoh dari Semenanjung Persi (Kingston et al., 1983) 24

Cekungan Sumatera Utara berdasarkan b Evolusi Tektonik stratigrafi dari Doust (2008) maka dapat dikelompokan ke cekungan wrench merupakan berjenis La/LL321 (Gambar 17). Cekungan dalam kelompok konvergen akibat wrench (LL) dengan stage sekuen pengendapan yang lengkap (LL321) cekungan terbentuk pada saat rifting Sumatra pada Eocene-Oligosen Eocene (Gambar 4), yang mengalami episodic wrench (La) yang lemah dan tidak sampai mengubah konfigurasi cekungan. Stage 1 kemungkinan besar sebagai source rock dan reservoir, stage 2 sebagai reservoir dan seal. Adanya episodic wrench kemungkinan akan mempengaruhi secondary migrasi.

A

B

C Gambar 17. A. Ringkasan tektonik stratigrafi diambil dari Doust dan Noble (2008), penentuan stage dan penentuan tipe cekungan menurut Kingston et al. (1983), Cekungan Sumatera Utara adalah La/LL321. B. Skematik Cekungan Sumatera Utara (Doust dan Sumner 2007). C. Penampang geologi memotong sumater sumatera, posisi potongan lihat inset. 25

Cekungan Jawa Timur Utara memperlihatkan gejala perkembangan cekungan LL yang lain. Setalah siklus wrench dengan stage lengkap (LL321) ditandai dengan pengangkatan cekungan dan erosi di pinggir cekungan, dilanjutkan adjacent foldbelt dipinggir selatan cekungan menyebabkan gejala enchelon fold ? (FBd) , pada khirnya endapan darat Kuarter (LL1) mulai menutup cekungan ini (Gambar 18).

Gambar 18. Penentuan jenis cekungan untuk Cekungan Jawa Timur Utara, LL1/FBd/LL321.

Cekungan Salawati mewakili dari Indonesia Timur mempunyai cekungan yang sangat tua dari Permian sampai Pliosen. Namun demikian data-data Tersier jauh lebih lengkap dibanding datadata batuan berumur lebih tua. Rekonstruksi sejarah geologi terbatas juga di Tersier. Cekungan Tersier Salawati bertipe Lf/FBd/MS32/FBc, batuan lebih tua kemungkinan diendapkan pada tipe cekungan MS321?/FBc?/MS2?. Secara lengkap Cekungan Salawati dapat dikelompokan sebagai Lf/FBd/MS32/FBc/MS321?/FBc?/MS2?, yaitu cekungan marginal sag yang mengalami wrench 26

foldbelt sehingga membentuk lipatan di pinggir cekungan, di akhir pembentukan terjadi adjancent wrench yang sangat kuat sehingga foldbelt semakin kuat Gambar 19.

Gambar 19. Penentuan jenis cekungan untuk Cekungan Salawati di Papua 27

Penamaan cekungan akan semakin kompleks jika evolusi tektonik tektoniknya tidak sederhana, sebagai contoh untuk Sulawesi sekitar Tomori ke timur (Gambar 20). Pada awalnya evolusi tektonik dari Australia merupakan rifting di kerak benua dapat dikelompokkan sebagai interior fracture dengan kemungkinan mempunyai stage 1 s/d 3 dari sekuen pengendapan (IF321) sebagai siklus 1, siklus kedua pada passive margin atau margin sag kemungkinan stage 2 berkembang karena jauh dari tepi cekungan sebelah (MS2). Siklus ini terjadi sampai Miosen Awal, berlanjut dengan fase tumbukan dengan posisi di pinggir kerak berupa subduksi menghasilkan endapan berasosiasi dengan trench (TA). Setelah periode tumbukan kerak benua atau fase kompressi terjadi episodic wrench dan wrench foldbelt yang merubah tatanan tektonik, terjadi pengangakatan, erosional, wrench sehingga merubah posisi dan jenis cekungan. Cekungan berubah menjadi Fbe/Lf/TA/MS2 di bagian barat, LL1(?)/FBc/MS2/La/IF321 di bagian tengah dan terdapat cekungan baru IF dan MS berada di atas cekungan yang lain.

Gambar 20. Penentuan jenis cekungan untuk Cekungan Tomori di Sulawesi

28

Penentuan jenis cekungan dengan klasifikasi Kingston et al. (1983) dapat secara mudah dilakukan di cekungan sederhana maupun cekungan kompleks. Cekungan kompleks dapat didekati dengan polyhistory. Penentuan cekungan secara rinci dapat melihat evolusi tektonik di cekungan tersebut. Sebagai contoh Jawa dan Sumatra, meskipun sama-sama dikelompokan dalam cekungan wrench (LL) namun evolusi tektoniknya sangat lain dan dapat terekam dalam penamaan jenis cekungan (Gambar 17 dan 18). Perbedaan evolusi tektonik Cekungan Indonesia Timur dan Cekungan Indonesia Barat dapat didefinisikan dengan baik oleh penentuan dan penamaan dengan klasifikasi ini. Cekungan Indonesia Barat dimulai dari jenis wrench (LL), dan trench associated (TA) dengan tektonik pengubah cekungan adjacent wrench (L) dan wrench foldbelt (FB). Cekungan Indonesia Timur dimulai dari interior fracture (IS) atau margin sag (MS) yang mengalami adjacent wrench (L) dan wrench foldbelt (FB) atau berubah lebih kompleks menjadi LL, TA atau menjadi cekungan baru IF seperti yang terjadi di Cekungan Tomori (Gambar 20). Evolusi cekungan tektonik Cekungan Tomori sangat kompleks, dari MS e IF dan LL, disebabkan oleh perubahan batas lempeng yang sangat dinamis, beda halnya dengan Cekungan Salawati yang cenderung mempertahankan kehadiran MS. Hal dapat dijadikan titik awal untuk pendefinisikan tatanan tektonik Indonesia Tengah secara rinci melalui pendekatan penentuan jenis cekungan tektonik. Kehadiran tektonik pengubah cekungan L dan FB (FB3) memberi gambaran tektonik yang terjadi setelah cekungan terbentuk. Hal ini sangat penting dalam interpretasi sistem petroleum di cekungan yang ada. Ketidakpastian migrasi minyak dan gas bumi menjadi lebih tinggi ketika intensitas L, FB dan FB3 sangat tinggi. Kelengkapan sekuen pengendapan stage 1 s/d stage 3 di satu siklus bermanfaat untuk memprediksi kehadiran batuan induk, reservoir dan batuan penutup dalam satu sistem petroleum. Stage 1 yang lebih dari 50 % endapan transisi dan darat, fluvio deltaik dan endapan transisi lain, sangat mungkin sebagai batuan induk dan potensi reservoir yang terbatas. Stage 2 lebih endapan lebih ke arah laut memungkinan kehadiran reservoir dan batuan penutup yang lebih luas. Stage 3 hampir sama dengan stage 1 dengan umur yang lebih muda. Dalam konteks ekplorasi migas kehadiran stage secara lengkap akan menurunkan tingkat ketidakpastian. Kesimpulan Evolusi tektonik telah mengontrol dan mempengaruhi jenis cekungan. Di Indonesia terdapat dua kelompok utama yaitu Indonesia Barat (Sundalan) dan Indonesia Timur. Cekungan di Indonesia Barat terletak di tatanan tektonik yang secara umur relatif sama yaitu pinggir kerak yang berasosoaisi subduksi. Jenis Cekungan yang berkembang adalah cekungan wrench (LL), atau trench associated (TA) berumur Tersier. Perbedaan masing-masing cekungan adapada evolusi tektonik cekungan yang dapat digambarkan dengan tektonik pengubah cekungan (L, FB dan FB3). Indonesia Timur mempunyai evolusi dan tatanan tektonik yang berbeda. Cekungannya dimulai dari tengah ke pingir Benua Australia dimulai oleh rifting di tengah benua menjadi passive margin (interior fracture, IS ke margin sag, MS) berumur lebih tua dari Tersier. Cekungan di Indonesia Timur bisa berada di kerak benua atau samudera yang kemudian berubah karena proses perubahan tektonik. Tektonik aktif mulai Miosen telah merubah jenis cekungan yang melibatkan percampuran kerak benua dan kerak samudera dengan mekanisme subduksi, pemekaran, collison, docking micro continent. Jenis cekungan berubah dari MS/IF menjadi LL, TA, IF atau foldbelt. 29

Pembahasan evolusi tektonik stratigrafi dengan mengacu periode rifting masih dapat dipakai dengan koridor evolusi tektonik lempeng meskipun tidak disarankan sebagai dasar penamaan cekungan. Klasifikasi Kingston et al. (1983) dapat digunakan dalam pengklasifikasian cekungan di Indonesia dengan mengacu tatanan tektonik lempeng dan evolusi tektonik stratigrafinya. Penerapan klasifikasi Kingston et al. (1983) akan memberikan gambaran secara langsung evolusi cekungan yang mengacu pada evolusi tektonikstratigtrafinya. Aplikasi klasifikasi ini perbedaan tatanan tektonik di Indonesia Barat yang dimulai dengan LL dan TA mudah dibedakan dengan tektonik Indosensia Timur yang dimulai dengan MS atau IF. Cekungan Tomori mempunyai evolusi cekungan tektonik yang kompleks jauh berbeda dengan evolusi cekungan tektonik di Cekungan Salawati. Perbedaan ini dapat digunakan sebagai iventarisasi awal adanya tatanan tektonik Indonesia Tengah.

Daftar Pustaka Audley-Charles, M.G., Carter, D.J., Barber, A.J., Norvick, M.S., Tjokrosapoetro, S. 1979, Reinterpretation of the geology of Seram: implications for the Banda Arcs and northern Australia, J. geol. Soc. London, Vol. 136, pp. 547-568, Bally, A.W., Snelson, S, 1980, Realms of Subsidence, In: Foster, N.H., Beaumont, E.A., (Eds.), Geologic Basin I, Classification, Modeling and Predictive Stratigraphy, AAPG Treatise of Petroleum Geology, Reprint Series, No. 1, p. 1-86. Bishop, M.G., 2000a. South Sumatra Basin Province, Indonesia: the Lahat/Talang Akar– Cenozoic total petroleum system. USGS Open-File Report 99-50S. Bishop, M.G., 2000b. Petroleum systems of the Northwest Java Province, Java and offshore Southeast Sumatra, Indonesia. USGS Open-File Report 99-50R. Charlton, T.R., 2004. The petroleum potential of inversion anticlines in the Banda Arc, AAPG Bulletin 88 (5), 565–585. Daly, M.C., Cooper, M.A., Wilson, I., Smith D.G., Hooper, B.G.D., 1991, Cenozoic plate tectonics and basin evolution in Indonesia, Marine and Petroleum Geology, Vol 8, February Darman, H., Hasan Sidi, F., 2000. An Outline of the Geology of Indonesia. Indonesian Association of Geologists, 192pp. Davies, I.C., 1990. Geological and exploration review of the Tomori PSC, Eastern Indonesia. In: Proceedings of Industrial Petroleum Association 19th Annual Convention (IPA 90-223), pp. 41–67. Dickinson, W.R., 1974(?), Plate Tectonic and Sedimenatation,, In: Foster, N.H., Beaumont, E.A., (Eds.), Geologic Basin I, Classification, Modeling and Predictive Stratigraphy, AAPG Treatise of Petroleum Geology, Reprint Series, No. 1, p. 387-413. Doust, H., 1999. Commonality of Petroleum Systems in Southeast Asia Tertiary basins (ABS). AAPG Bulletin 84 (9), 1419. Doust, H., 2003. Petroleum systems and plays in their basin history context: a means to assist in the identification of new opportunities. First Break 21 (9 September), (Abstract) Doust, H., Lijmbach, G., 1997. Charge constraints on the hydrocarbon habitat and development of hydrocarbon systems in Southeast Asia Tertiary basins. In: Howes, J.V.C., Noble, 30

R.A. (Eds.), Proceedings of International Conference on Petroleum Systems of SE Asia and Australasia, Indonesian Petroleum Association, pp. 115-126 Doust, H., Sumner, H.S., 2007. Petroleum systems in rift basins – acollective approach in Southeast Asian basins, Petroleum Geoscience 13 (2), 127–144. Doust, H., Noble, R.A., 2008. Petroleum systems of Indonesia, Marine and Petroleum Geology, 25, 103–129 Fraser, S.I., , Fraser, A.J., Lentini, M.R., Gawthorpe, R.L., 2007, Return to rifts – the next wave: fresh insights into the petroleum geology of global rift basins, Petroleum Geoscience, Vol. 13, pp. 99–104 Hamilton, W., 1979, Tectonics of the Indonesia Region, United States Geological Survey Proffesional Paper, 1078. Hall, R., 1996. Reconstructing Cenozoic SE Asia. In: Hall, R., Blundell, D.J., (Eds.), Tectonic Evolution of Southeast Asia, Geological Society Special Publication, vol. 1026, pp. 153184. Hall, R., 1997. Cenozoic Tectonics of SE Asia and Australasia. In: Howes, J.V.C., Noble, R.A. (Eds.), Proceedings of International Conference on Petroleum Systems of SE Asia and Australasia. Indonesian Petroleum Association, pp. 47-62. Helwig, J.A., 1985, Origin and Classification of Sedeimentary Basins,, In: Foster, N.H., Beaumont, E.A., (Eds.), Geologic Basin I, Classification, Modeling and Predictive Stratigraphy, AAPG Treatise of Petroleum Geology, Reprint Series, No. 1, p. 182-193. Howes, J.V.C., Tisnawijaya, S., 1995. Indonesian petroleum systems, reserves additions and exploration efficiency. In: Proceedings of Industrial Petroleum Association 24th Annual Convention, October 1995, IPA95-1.0-040, pp. 1–17. Indonesian Petroleum Association, 1989a. Indonesia—Oil and Gas Fields Atlas, vol. I, North Sumatra and Natuna Indonesian Petroleum Association, 1989b. Indonesia—Oil and Gas Fields Atlas, vol. IV, Java. Indonesian Petroleum Association, 1991b. Indonesia—Oil and Gas FieldsAtlas, vol. V, Kalimantan. Indonesian Petroleum Association, 1998. Indonesia—Oil and Gas FieldsAtlas, vol. VI, Eastern Indonesia. John, B.S., Bally, A.W., Klemme, H.D., 1984, Sedimentary Province of the World-Hydrocarbon Productive and Nonproductive, In: Foster, N.H., Beaumont, E.A., (Eds.), Geologic Basin I, Classification, Modeling and Predictive Stratigraphy, AAPG Treatise of Petroleum Geology, Reprint Series, No. 1, p. 147-181. Katili, J.A., 1980, Geotectonic of Indonesia, a Modern View, 1980, Directorate General of Mines, Jakarta Kingston, D.R., Dishroon, C.P., Williams, P.A., 1983. Global basin classification system. AAPG Bulletin 67 (12), 2175–2193. Kingston, D.R., Dishroon, C.P., Williams, P.A., 1983. Hydrocarbon Plays and Global Basin Classification. AAPG Bulletin 67 (12), 2194–2198. Klemme, H.D., 1980, Types of Petroliferus Basins, In: Foster, N.H., Beaumont, E.A., (Eds.), Geologic Basin I, Classification, Modeling and Predictive Stratigraphy, AAPG Treatise of Petroleum Geology, Reprint Series, No. 1, p. 87-101. Klemme, and T. Shabad, 1970, World's giant oil and gas fields, geologic factors affecting their formation, and basin classification. Part1, giant oil and gas fields, in Geology of giant petroleum fields:AAPG Memoir 14, p. 502-528. 31

Longley, I.M., 1997. The tectonostratigraphic evolution of SE Asia. In: Fraser, A.J., et al. (Eds.), Petroleum Geology of Southeast Asia. Geological Society Special Publication, vol. 126, pp. 311–339. (Abstract) McClay, K., Dooley, T., Ferguson, A., Poblet, J., 2000. Tectonic evolution of the Sanga Sanga Block, Mahakam Delta, Kalimantan, Indonesia. AAPG Bulletin 84 (6), 765–786. Moss, S. J., Carter, A., Baker, S., Hurford, A.J., 1998, A Late Oligocene tectono-volcanic event in East Kalimantan and the implications for tectonics and sedimentation in Borneo, Journal of the Geological Society, London, Vol. 155, pp. 177–192. Nilandaroe, N., Mogg, W., Barraclough, R., 2001. Characteristicsof the fractured carbonate reservoir of the Oseil field, Seram Island, Indonesia. In: Proceedings of Industrial Petroleum Association 28th Annual Conference, 241-251 (IPA01-G-101), vol.1, pp. 439– 456. Noble, R.A., et al., 1997. Petroleum systems of Northwest Java, Indonesia. In: Howes, J.V.C., Noble, R.A. (Eds.), Proceedings of International Conference on Petroleum Systems of SE Asia and Australasia. Indonesian Petroleum Association, pp. 585–600. Noble, R.A., Jessup, D.M., Djumlati, B.D., 2000. Petroleum system of the Senoro-1 discovery, East Sulawesi, Indonesia. AAPG International Meeting, Bali, Indonesia, October 2000 (Abstract). Norvick, M. S., 1979, The tectonic history of the Banda Arcs, eastern Indonesia: a review, J. geol. Soc. London, Vol. 136,pp. 519-527 Peters, K.E., et al., 1999. Geochemistry of crude oils from eastern Indonesia. AAPG Bulletin 83 (12), 1927–1942. R. E. King, H. D. Klemme, R. H. Dott, Sr., and A. A, Meyerhoff,1970b, World's giant oil and gas fields, geologic factors affecting their formation, and basin classification, part II, Factors affecting formation of giant oil and gas fields, and basin classification, in Geology of giant petroleum fields: AAPG Memoir 14, p. 528-555. Satyana, A.H., Nugroho, D., Surantoko, I., 1999. Tectonic controls on the hydrocarbon habitats of the Barito, Kutei and Tarakan basins, Eastern Kalimantan, Indonesia: major dissimilarities in adjoining basins. Journal of Asian Earth Sciences 17, 99–122. Shaw, J.H., Hook, S.C., Sitohang, E.P., 1997. Extensional fault-bendfolding and synrift deposition: an example from the Central Sumatra Basin, Indonesia. AAPG Bulletin 81 (3), 367–379. Stoneley, R., 1981, Petroleum : the Sedimentary Basins, In: Foster, N.H., Beaumont, E.A., (Eds.), Geologic Basin I, Classification, Modeling and Predictive Stratigraphy, AAPG Treatise of Petroleum Geology, Reprint Series, No. 1, p. 102-122. Ten Haven, H.L., Schiefelbein, C., 1995. The petroleum systems of Indonesia. In: Proceedings of 24th Industrial Petroleum Association Annual Convention, IPA95-1.3-013, pp. 443–458. Tapponier, P., Peltzer, G. & Armijo, R. 1986. On the mechanics of the collision between India and Asia. In: Coward, M.P. & Reis, A.C. (eds) Collision Tectonics. Geological Society, London, Special Publications Wakita, K., 2000, Cretaceaous accretionary-collison complexex in Central Indonesia (in Sutre zone of East and Southeast Asia), Journal of Asian Earth Sciences, 18 (6) (Abstract).

32