16

Bab II Geologi Regional II.1. Geologi Regional Cekungan Sumatera Tengah

II.1.1. Struktur Geologi dan Tektonik Cekungan Sumatera Tengah

Lapangan minyak RantauBais secara regional berada pada sebuah cekungan

regional yang disebut sebagai Cekungan Sumatera Tengah. Cekungan Sumatera

Tengah yang merupakan sebuah cekungan busur belakang (back arc basin) yang

berkembang di sepanjang paparan Sunda, yang terbentuk mulai dari Tersier Awal

(Eosen – Oligosen) dan merupakan seri dari beberapa struktur separuh-graben.

Pada beberapa bagian, struktur separuh-graben ini terisi oleh sedimen klastik non

marin dan sedimen danau (Eubank dan Makki, 1981)

Cekungan ini terbentuk sebagai akibat penunjaman lempeng Samudra Hindia

yang bergerak ke arah utara dengan sudut N60E terhadap lempeng benua Eurasia

selama umur Miosen. Geometri cekungan ini berbentuk asimetri dengan bagian

dalamnya berada pada arah baratdaya dan semakin dangkal ke arah timurlaut

(Mertosono dan Nayoan, 1974). Produk lain yang dihasilkan oleh interaksi dua

lempeng tektonik ini adalah unit fisiografi sejajar yang berarah baratlaut, berupa

busur kepulauan di sepanjang pantai barat Sumatera, cekungan muka busur Nias,

busur barisan pegunungan vulkanik sepanjang Bukit Barisan, dan zona sesar

Sumatera (great Sumatera fault zone) atau yang lebih dikenal dengan nama sesar

besar Semangko.

Cekungan Sumatera Tengah dibatasi di sebelah barat daya oleh pengangkatan

bukit Barisan, di sebelah tenggara oleh tinggian Tigapuluh, di sebelah utara oleh

busur Asahan, dan di sebelah timur laut oleh paparan Sunda (Gambar II.1).

Gejala-gejala struktur pada zaman Tersier secara umum dapat dibedakan ke dalam

dua sistem, yaitu sistem Neogen dan sistem Paleogen.

Pola struktur Cekungan Sumatera Tengah merupakan hasil dari tektonik

ekstensional yang mengalami overprinting secara kuat oleh komponen patahan

mendatar menganan (dextral wrench fault) yang terjadi kemudian. Rezim

17

kompresi tampaknya kurang mempunyai pengaruh yang kuat. Hampir semua

gejala kompresi yang diamati pada penampang Tersier, dapat dinetralkan oleh

adanya pensesaran mendatar (wrench tectonics) tersebut (Eubank & Makki,

1981).

Gambar II. 1. Peta Cekungan Sumatera Tengah. Daerah yang diarsir merupakan cekungan yang ada di Sumatera dan Jawa bagian barat.

Cekungan Sumatera Tengah ditunjukkan oleh daerah yang berarsir dan bergaris merah, beserta batas-batas cekungannya (diadaptasi dari

Yarmanto dan Aulia, 1988).

Perkembangan tektonik Kenozoikum di Cekungan Sumatera Tengah secara

geometri dan kinematik melibatkan adanya empat episode pensesaranan dan

perlipatan, yang dinotasikan sebagai F0, F1, F2, dan F3 (Heidrick & Aulia, 1993),

yaitu:

1. Periode pembentukan batuan dasar (F0) yang terdiri dari pecahan-pecahan

lempeng benua dan lempeng samudera, dan terjadi pada masa

Paleozoikum Akhir sampai Mesozoikum. Lempeng-lempeng minor yang

membentuk batuan dasar di Cekungan Sumatera Tengah antara lain terdiri

Cekungan Sumatera Selatan

Cekungan Sunda

Cekungan Jawa Utara

Cekungan Sumatera

Utara

Cekungan Sumatera Tengah

0 500 Skala

Gunung Api Kuarter

Arah Pergerakan Lempeng

CEKUNGAN SUMATERA TENGAH

MALAYSIA

18

dari lempeng Mergui yang tersusun oleh graywacke, lempeng Malaka

yang tersusun atas kuarsit dan filit, serta lempeng Mutus yang tersusun

atas ofiolit dan metasedimen. Selain itu juga tersusun atas argilit, sekis dan

tufaan yang merupakan bagian dari Kelompok Tapanuli.

2. Periode pemekaran/rifting (F1) pada Eosen-Oligosen. Tarikan/ ekstensi

pada batuan dasar berumur tua dengan arah utara-utara timur laut (N-

NNE) dan reaktivasi rangkaian batuan dasar regional berarah barat barat

laut (WNW).

3. Periode thermal subsidence atau crustal sagging (F2) pada Miosen Awal,

terjadi pensesaran mendatar menganan secara regional, reaktivasi struktur-

struktur bararah utara-selatan, dan berkembangnya pola rekahan (fracture)

transtensional berarah N 0°E sampai N 20° E.

4. Periode kompresi (F3) mulai dari Miosen Tengah sampai Resen, sebagai

akibat terjadinya subduksi lempeng Indo-Australia terhadap Asia,

mengakibatkan terjadinya thrusting dan pensesaran naik bararah barat

baratdaya (WSW) di sepanjang patahan mendatar berarah utara baratlaut

(NNW) dan pemekaran transtensional sepanjang elemen struktur berarah

utara – utara timur laut (N-NNE). Proses tektonik ini mengontrol

terjadinya reaktivasi pola-pola struktur yang telah ada sebelumnya.

Pola patahan dan lipatan di Cekungan Sumatera Tengah terdiri atas dua arah

utama yang dapat dibedakan secara jelas di seluruh cekungan, yaitu arah utara-

selatan (N-S) dan arah barat laut-tenggara (NW-SE). Beberapa peneliti

menyatakan bahwa arah utara-selatan berumur lebih tua, terbentuk pada zaman

Paleogen, sedangkan arah barat laut-tenggara berumur Neogen. Data-data baru

yang ditemukan menunjukkan bahwa kedua arah tersebut mengalami periode

aktiv selama zaman Tersier (Eubank & Makki, 1981).

II.I.2 Tektonostratigrafi Cekungan Sumatera Tengah

Sejarah stratigrafi di Cekungan Sumatera Tengah sangat dipengaruhi oleh sejarah

pembentukan tektonik. Oleh karena itu pembahasan mengenai stratigrafi di

Cekungan Sumatera Tengah tidak dapat dilepaskan dari kerangka pembentukan

19

tektoniknya atau biasa disebut dengan tektonostratigrafi. Proses tektonik

merupakan faktor pengontrol utama pengendapan sedimen dan proses

perkembangan stratigrafi di Cekungan Sumatera Tengah, dibandingkan faktor

lainnya (Kemp dkk., 1977). Selanjutnya pembahasan mengenai stratigrafi regional

Cekungan Sumatera Tengah akan diuraikan dalam kerangka tektonostratigrafi

atau fase-fase pembentukan cekungan.

a. Fase pembentukan batuan dasar (fase tektonik F0)

Batuan dasar di Cekungan Sumatera Tengah terdiri dari empat satuan litologi

berumur antara Paleozoikum sampai Mesozoikum. Satuan litologi tersebut adalah:

1. Kelompok Mutus yang terdiri dari ofiolit, metasedimen, dan sedimen –

sedimen berumur Trias,

2. Kelompok Malaka yang terdiri atas kuarsit, filit, dan intrusi granodiorit,

3. Kelompok Mergui yang terdiri atas graywacke yang berumur Kapur,

kuarsit dan batulempung kerikilan,

4. Kelompok Tapanuli yang terdiri dari batusabak, metasedimen dan filit

yang diendapkan di atas batugamping yang berumur Devon-Karbon.

b. Fase intra-cratonic rifting dan rift infill (fase tektonik F1)

Tumbukan antara lempeng Samudera Hindia dan lempeng Benua Eurasia

menghasilkan gaya trans-extensional (translasi dan ekstensi). Akibat dari adanya

gaya trans-extensional tersebut, maka terbentuk sistem pemekaran kerak benua

yang berupa pembentukan rangkaian struktur separuh-graben yang saling

berhubungan. Pembentukan struktur separuh-graben yang besar diawali dengan

pembentukan sesar listrik pada salah satu sisi dan pembentukan ramp yang landai

pada sisi lainnya. Struktur tersebut mempunyai pola kelurusan utara-selatan.

Struktur separuh-graben atau graben penuh yang berumur Eosen-Oligosen

tersebut diisi oleh sedimen-sedimen fluviatil dan lakustrin yang diendapkan dalam

Kelompok Pematang. Berdasakan ciri litologinya, Kelompok Pematang dibagi

menjadi tiga formasi, yaitu: Formasi Lower Red Bed, Formasi Brown Shale, dan

Formasi Upper Red Bed.

20

c. Fase interior sag basin (fase tektonik F2)

Diatas Kelompok Pematang diendapkan suatu seri sedimen yang diendapkan pada

saat aktivitas tektonik mulai berkurang dan terjadi selama masa Oligosen Akhir

sampai Miosen Tengah. Kompresi bersifat lokal (setempat) yang ditandai dengan

pembentukan sesar dan lipatan, yang bersamaan dengan penurunan muka air laut

global pada 28 jtyl. Proses geologi yang terjadi saat itu adalah pembentukan

morfologi peneplain yang terjadi pada Kelompok Pematang dan batuan dasar

yang tersingkap. Periode ini diikuti oleh terjadinya penurunan permukaan

cekungan (subsidence) dan transgresi ke dalam cekungan. Kelompok Sihapas

diendapkan secara tidak selaras di atas Kelompok Pematang, terdiri dari Formasi

Menggala, Bangko, Bekasap, Duri, dan Telisa.

Formasi Menggala diperkirakan berumur Miosen Awal (N4) diendapkan secara

tidak selaras di atas Kelompok Pematang. Litologinya tersusun atas batu pasir

yang bersifat konglomeratan. Lingkungan pengendapannya diperkirakan berada

pada sistem sungai teranyam-non marin (braided river–non marine), yang

ketebalannya mencapai 1800 kaki (Dawson, dkk. 1997).

Formasi Bangko diperkirakan berumur Miosen Awal (N5) yang diendapkan

selaras di atas Formasi Menggala. Formasi Bangko mempunyai ciri-ciri litologi

yang berupa serpih abu-abu yang bersifat gampingan diselingi dengan batu pasir

halus sampai sedang. Formasi ini diperkirakan diendapkan pada lingkungan

estuarin dengan ketebalan mencapai 300 kaki (Dawson dkk. 1997).

Formasi Bekasap diperkirakan diendapkan pada masa Miosen Awal (N6) dan

diendapkan selaras di atas Formasi Bangko. Formasi Bekasap mempunyai ciri-ciri

litologi berupa batupasir dengan kandungan glaukonit di bagian atasnya serta

sisipan serpih, batugamping tipis serta batubara. Diperkirakan formasi ini

diendapkan pada lingkungan estuarin, inter-tidal, dan neritik dalam-luar dengan

ketebalan mencapai 1300 kaki (Dawson dkk. 1997).

21

Formasi Duri diperkirakan berumur Miosen Awal (N7-N8) dan diendapkan secara

selaras diatas Formasi Bekasap. Ciri-ciri litologi dari Formasi Duri berupa

batupasir yang berselingan dengan serpih dan sedikit batugamping. Lingkungan

pengendapan formasi ini diperkirakan adalah barrier bar complex dan delta front

dengan ketebalan formasi mencapai 900 kaki (Dawson dkk. 1997).

Formasi yang paling atas yang dihasilkan dari fase interior sag basin yaitu

Formasi Telisa yang sebagian besar tersusun atas batu lempung dan sisipan minor

batulanau. Bagian bawah sampai tengah dari Formasi Telisa yang berumur

Miosen didominasi oleh batulempung dengan beberapa lapisan batugamping dan

batupasir halus glaukonitan. Kontak atas ditunjukkan dengan suatu beda umur

litologi (distinct lithologic) dan jeda faunal (faunal break) sebagai akibat dari

proses regresi Miosen pada siklus Neogen. Hiatus ini biasa disebut dengan Duri

event (Heidrick dan Aulia, 1993).

Pada Miosen Awal, terjadi proses transgresi dari arah barat laut dan barat daya

yang mengakibatkan diendapkannya dua fasies yang berbeda secara signifikan

pada cekungan selama proses pengendapan terjadi. Fasies laut dalam tempat

proses transgresi terjadi sangat cepat ke arah barat dan secara lateral bersifat

menjari (interfingering) dengan fasies paparan (shelf) yang lebih dangkal ke arah

timur. Secara regional, Kelompok Sihapas merupakan endapan laut dangkal yang

mempunyai kesamaan waktu dengan batu lempung Formasi Telisa yang terbentuk

pada kondisi laut yang lebih dalam (Mertosono dan Nayoan, 1974).

d. Fase kompresi (fase tektonik F3)

Pada bagian atas Kelompok Sihapas ditandai adanya ketidakselarasan regional

dan memiliki penyebaran cukup luas pada hampir seluruh Cekungan Sumatera

Tengah. Ketidakselarasan ini menunjukkan adanya perubahan fase tektonik

ekstensi menjadi tektonik kompresi yang dimulai pada masa Miosen Akhir sampai

sekarang. Fase tektonik kompresi ini bersamaan dengan proses pemekaran laut

China Selatan dan Laut Andaman, dan bersamaan pula dengan proses pergeseran

22

sepanjang sesar besar Sumatera yang diikuti dengan pembentukan busur vulkanik

di sebelah baratnya (Kemp dkk. 1997).

Bagian atas Formasi Telisa cukup sulit ditentukan secara pasti dari data seismik.

Hal ini disebabkan proses kompresi dan struktur lainnya yang berhubungan

dengan tumbukan antara lempeng Australian dan lempeng Eurasia yang telah

mengganggu batas Formasi Telisa tersebut. Pada fase kompresi ini terbentuk

Formasi Petani dan Formasi Minas. Formasi Petani terbentuk pada fase regresi

dari siklus pengendapan Tersier. Sedimen pada formasi ini menunjukkan

perubahan ke arah atas, berubah dari lingkungan air laut menjadi lingkungan air

payau (brackish) dan menjadi lingkungan non-marin. Formasi Petani tersusun atas

batulempung kehijauan dan batupasir. Foraminifera melimpah di bagian bawah,

namun berkurang ke arah atas. Sedimen ini merupakan hasil rombakan dari dua

batuan sumber utama, yaitu hasil erosi Bukit Barisan dan hasil erosi Semenanjung

Malaya (Mertosono dan Nayoan, 1974). Formasi Minas merupakan endapan

Kuarter yang diendapkan secara tidak selaras di atas Formasi Petani. Ciri-ciri

litologi dari Formasi Minas yaitu terdiri dari lapisan-lapisan tipis konglomeratan,

pasir kuarsa, pasir lepas, kerikil, dan lempung yang merupakan bagian dari

endapan fluvial–aluvial dari zaman Pleistosen hingga saat ini (Mertosono dan

Nayoan, 1974).

Secara umum, tektonostratigrafi regional dari Cekungan Sumatera Tengah dapat

dilihat pada Gambar II.2 di bawah ini:

23

Gambar II. 2. Kolom tektonostratigrafi regional Cekungan Sumatera

Tengah. Objek penelitian terdapat pada Formasi Duri di dalam Kelompok Sihapas (Heidrick dan Aulia, 1993).

II.2 Geologi Lokasi Penelitian

II.2.1 Struktur geologi lapangan RantauBais

Lapangan minyak RantauBais secara struktur merupakan antiklin yang

mempunyai ukuran 8 x 4 km persegi dan memanjang ke arah utara dengan arah

jurus (strike) barat laut-tenggara (NW-SE), dengan sudut penyimpangan antara 50-

100. Struktur antiklin lapangan RantauBais dibentuk oleh compressional stress

yang berarah timur laut-barat daya (NE-SW). Di bagian barat, lapangan

Rantaubais dibatasi oleh sebuah patahan besar, yang berarah sama dengan arah

struktur antiklinnya, yang berasosiasi dengan patahan Sebanga yang membentuk

antiklin lapangan minyak Duri. Kompleksitas pola struktur yang ada pada

lapangan ini semakin meningkat ke arah patahan besarnya, tetapi berkurang ke

arah utara lapangan ini.

24

Selain patahan besar di bagian barat, beberapa patahan berarah barat daya-timur

laut (SW-NE) yang memotong lapangan RantauBais di bagian tengah dan selatan.

Berdasarkan kondisi struktur, dan variasi stratigrafi yang ada di lapangan ini,

lapangan RantauBais dibagi menjadi tiga area yang dipisahkan oleh garis

imajiner. Pola struktur geologi lapangan RantauBais dapat di lihat pada Gambar

II.3.

Gambar II. 3. Pola struktur lapangan RantauBais. Di bagian barat dibatasi oleh rangkaian patahan utama, yang berarah sama dengan arah struktur

antiklinnya (Hazairin, 1999).

II.2.2 Stratigrafi sikuen lapangan RantauBais

Tidak semua formasi maupun kelompok batuan yang ada di Cekungan Sumatera

Tengah dijumpai di lapangan RantauBais. Kelompok Pematang, yang merupakan

kelompok sedimen paling tua di Cekungan Sumatera Tengah, dijumpai di

lapangan ini, tetapi tidak didentifikasi lebih detail ke dalam formasi-formasi

penyusunnya. Kelompok Sihapas merupakan kelompok sedimen paling utama di

25

lapangan RantauBais. Tidak semua formasi dari Kelompok Sihapas dijumpai di

lapangan di lapangan ini. Formasi Kelompok Sihapas yang tidak dijumpai di

lapangan RantauBais adalah Formasi Menggala. Formasi Petani dan Minas tidak

dijumpai di lapangan RantauBais, yang kemungkinan telah mengalami erosi

sepanjang pembentukan stratigrafi dan struktur lapangan ini.

Reservoir di lapangan minyak Rantaubais yang berkembang berasal dari

Kelompok Sihapas. Sampai saat ini belum ditemukan adanya minyak di Formasi

Pematang, sementara formasi-formasi lainnya yang umurnya lebih muda dari

Kelompok Sihapas kemungkinan telah tererosi dan tersingkap di permukaan.

Kelompok Sihapas terdiri dari endapan pasir dan lempung transisional dari

Formasi Bangko, Formasi Bekasap, dan Formasi Duri berumur Miosen Awal.

Kedalaman reservoir hidrokarbon di lapangan Rantaubais berkisar antara 500–950

kaki dari muka air laut (subsea). Sebagian besar reservoir yang ada di lapangan

Rantaubais merupakan endapan incised valley (Denison dan Pujiarko, 1999).

Rangkaian sedimen di lapangan RantauBais terdiri dari progradasional delta yang

terpotong oleh irisan lembah selama periode permukaan air laut mengalami

penurunan (sea-level low stand). Rangkaian sedimen tersebut diendapkan dalam

tiga siklus pengendapan, yang masing-masing terdiri dari endapan low-stand

system, transgresi incised-valley sepanjang naiknya muka air laut, dan progradasi

marin (marine progradation). Empat batas sikuen telah diidentifikasi dari

penelitian sebelumnya. Formasi Bangko dan Bekasap terdiri dari rangkaian dua

incised-valley yang terisi oleh dominan batupasir, yang masing-masing dibatasi

oleh batas sikuen B-2 dan B-1. Dua batas sikuen berikutnya diidentifikasi berada

di batas bawah kelompok batupasir Duri ”C” dan batas bawah batupasir Duri ”A”,

yang masing-masing disebut dengan batas sikuen D-1 dan D-2.

Batas sikuen B-2 merupakan batas ketidakselarasan antara Formasi Pematang dan

Formasi Bangko. Hanya dua sumur di lapangan RantuBais yang menembus batas

sikuen ini, yaitu sumur RantauBais#2 dan RantauBais#4. Sikuen B-2 dan B-1

26

mempunyai kesamaan dalam hal asal dan proses sedimentasi sub-sikuennya.

Kedua sikuen tersebut terdiri atas:

1. Sebuah incised-valley, yang memotong shelf selama turunnya muka air

laut relatif,

2. Batupasir tidal channel, yang merupakan fase awal dari sedimentasi di

dalam incised-valley. Sedimen berbutir kasar diendapkan dalam

incised-valley ketika naiknya muka air laut dimulai,

3. Batupasir transgressive estuarine channel dan estuarine margin

siltstone melengkapi proses sedimentasi di dalam incised-valley,

4. Sebuah marine lag akan menandai naiknya muka air laut melebihi

shelf, yang merupakan batas atas dari incised-valley.

Batas sikuen D-2 berada di batas bawah dari rangkaian sedimentasi incised-valley

batupasir Duri “C”. Incised-valley batupasir Duri “C” yang menipis ke arah utara,

diatasnya diendapkan parasikuen batupasir Duri “B”. Endapan batupasir Duri “B”

bukan bagian yang menyatu dalam endapan incised-valley batupasir Duri “C”,

tetapi diendapkan secara selaras di atas endapan batupasir Duri “C”. Parasikuen

Duri “B” tidak diidentifikasi lebih detail pada penelitian ini. Batas sikuen D-2

diperkirakan berkorelasi dengan batas sikuen regional 21,0 jtyl. Batas antara

endapan batupasir Duri ”C” dan batupasir Duri ”B” ditandai oleh batas naiknya

muka air laut (marine flooding) secara cepat menuju lingkungan yang lebih dalam

(Denison dan Pujiarko, 1999).

Batas sikuen D-1 diidentifikasi berada di batas bawah incised-valley batupasir

Duri “A”. Sikuen D-1 mempunyai asal dan sejarah pembentukan yang berbeda,

dengan incised-valley batupasir Duri “A” hanya memotong shelf di bagian selatan

lapangan RantauBais. Naiknya muka air laut di atas batupasir Duri “A” menandai

proses naiknya muka air laut yang menenggelamkan daerah delta, seiring dengan

bertambahnya secara cepat ruang akomodasi pengendapan.

27

Model sikuen dari lapangan RantauBais dapat dilihat pada gambar II.4 di bawah

ini, sedangkan batas-batas sikuen pada sumur RantauBais#2, yang merupakan

sumur terdalam di lapangan RantauBais, dapat dilihat pada Gambar II.5.

Gambar II. 4. Model stratigrafi sikuen dari lapangan RantauBais. Batupasir Duri ”B” diinterpretasikan sebagai satu tubuh batuan dan diendapkan secara selaras di

atas rangkaian batu pasir Duri ”C”(Denison dan Pujiarko, 1999).

28

Gambar II. 5. Batas-batas sikuen yang telah diidentifikasi sebelumnya beserta

interpretasi trek sistem pengendapannya. Ditampilkan pada sumur RantauBais#2 (Denison dan Pujiarko, 1999).

Objek penelitian berada pada interval di antara SB D-1 dan SB D-2. Hasil

penelitian sebelumnya memasukkan reservoir batupasir Duri “B2” ke dalam satu

sikuen dengan batupasir Duri “C”, dan diendapkan dalam lingkungan highstand

system tract diatas endapan transgressive system tract Duri “C”. Reservoir

batupasir Duri “B2” juga diidentifikasi diendapkan dalam lingkungan laut dangkal

(shallow marine). Letak objek penelitian dalam kerangka stratigrafi yang telah

disusun sebelumnya, dapat dilihat pada Gambar I.6.

29

Gambar II. 6. Letak objek penelitian di dalam kerangka stratigrafi sikuen dari lapangan RantauBais yang telah diidentifikasikan sebelumnya.