BAB IPendahuluan

Wilayah teritorial laut Indonesia yang berada di bagian selatan dari Laut Cina Selatan, dikenal sebagai wilayah Cekungan Laut Natuna terdiri dari dua area cekungan, Cekungan Natuna Barat dan Timur yang dipisahkan oleh Natuna Ridge, merupakan tinggian dari Sunda Platform. Cekungan Natuna Barat merupakan perluasan sebelah timur dari Cekungan Malaya. Terdapat di antara Semenanjung Malaya dan Pulau Kalimantan, dekat dengan Pulau Anambas sebelah selatan dan Pulau Natuna sebelah timur. Cekungan ini memanjang dengan arah baratdaya timurlaut, dan meluas melewati garis median sampai wilayah air Malaysia. Cekungan ini menduduki area kurang lebih sekitar 92.000 km2 .Cekungan Natuna Barat merupakan cekungan sedimen yang terletak di sisi barat Pulau Kalimantan. Cekungan ini merupakan bagian dari lempeng Eurasia, bagian dari Sundaland. Cekungan ini mempunyai dasar berupa kerak benua.

Gambar 1: Peta lokasi Cekungan Natuna Barat.

BAB IIPerkembangan Struktur Geologi Regional

2.1 PendahuluanModel tektonik lempeng untuk Asia Tenggara telah dikemukakan oleh beberapa penulis (di antaranya Hall, 1995; Rangin et al 1990; Daly et al 1991; Daines, 1985; Parker & Gealey 1983; Tapponier et al 1982). Kebanyakan penulis ini mengemukakan teorinya berdasarkan data geologi dan paleomagnetik, kebanyakan dari model tersebut masih belum lengkap.

2.2 Tektonik Lempeng Pada Kenozoik Lokasi dari Indonesia pada pertemuan antara Lempeng Pasifik, Eurasia, dan Indo-Australia telah menghasilkan beberapa komplek interaksi antara subduction, extension, collision dan extrusion tectonics. Tambahan pergerakan dari Lempeng Filipina dan Carolina di bagian barat dan beberapa micro plates, mengakibatkan rekontruksi menjadi semakin sulit. Oleh karena itu diskusi ini hanya akan tertuju pada ringkasan dari event utama yang mempengaruhi perkembangan tektonik dari Cekungan Natuna Barat. Pembahasan dari perkembangan tektonik lempeng menitikberatkan pada publikasi terbaru oleh Hall et al (1995 & 1996) dan membagi sejarahnya dari Eosen Awal sampai sekarang dengan interval waktu sampai 10 Ma.

2.3 Akhir Eosen Awal (50 Ma)Terutama untuk Indonesia 50 Ma didominasi oleh subduksi busur magma ke selatan sepanjang Trans-Himalayan dan ke timur Lempeng Pasifik. Posisi relatif dan gerakan lempeng India, Australia,dan Eurasia dibatasi dengan pergerakan cepat Lempeng India ke utara, tetapi belum kolisi dengan busur kepulauan sepanjang bagian selatan batas Lempeng Eurasia. Bukti awal kolisi India dan Eurasia dibuktikan dengan obduksi ofiolit Kapur di sisi barat Lempeng India, yang terlipat dan tidak selaras di atas batuan karbonat Eosen Tengah. Peristiwa ini mengakibatkan docking antara Lempeng India dengan Lempeng Eurasia bersamaan dengan spreading yang mengakibatkan Lempeng India berputar berlawanan arah jarum jam.Area dalam cekungan Natuna Barat adalah bagian yang stabil dari Sunda Platform dan mungkin mencakup laut dangkal.

Gambar 2 : Struktur geologi pada akhir Eosen Awal

2.4 Eosen Akhir (40 Ma) Pada Miosen Akhir, tepi cekungan antara India dan Eurasia telah tertutup dan kolisi benua-benua dimulai sepanjang batas Lempeng India-Eurasia. Bagian barat dari zona kolisi bergerak ke timur seperti Lempeng India, diawali dari blok Indocina bergerak ke tenggara kemungkinan membentuk sesar-sesar dekstral yang melewati Natuna Barat, Malay, dan Cekungan Thailand.

Gambar 3 : Struktur geologi pada 40 Ma.

2.5 Oligosen Tengah (30 Ma) Kelanjutan ekstrusi blok Indochina akibat peningkatan pemendekan zona kolisi Himalaya, menghasilkan peningkatan aktivitas transtensional sepanjang Thailand, Malaya, dan Cekungan Natuna Barat. Kekuatan transtensional di Cekungan Natuna Barat menghasikan graben-graben. Pada bagian selatan dan barat daya Cekungan Natuna Barat, Sumatra, Jawa yang pernah mengalami kompresional pada akhir Oligosen Awal yang menghasilkan inversi cekungan. Ini adalah hasil dari zona subduksi ke selatan yang menghasilkan penutup tepi cekungan dan kolisi busur subsekuen. Inversi ini juga membuktikan banyak cekungan-cekungan pada Natuna Barat dan Malaya oleh ketidakselarasan yang tersebar luas pada 31 Ma dan juga bersamaan dengan akhir rifting utama Cekungan Natuna Barat dan pemekaran lantai samudera di Laut Cina Selatan.

Gambar 4 : Struktur geologi pada Oligosen Tengah

2.6 Miosen Awal (20 Ma) Proses ekstrusi Indocina berlanjut menghasilkan ekstensi sepanjang Cekungan Natuna Barat dan Malay. Sekitar 23 Ma tanda pertama inversi Cekungan Natuna Barat adalah angular unconformity yang jelas akibat rotasi, di antaranya Proto South China (searah jarum jam) dan Semenanjung Malaya, Sumatra, dan Kalimantan (tidak searah jarum jam), hasil kompresi pada bagian timur barat daya dan zona transtensional Indocina dengan bagian barat Kalimantan dan ekstensional Teluk Thailand menyebabkan kolisi antara lempeng Australia, Filipina, dan busur Halmahera.

Gambar 5 : Struktur geologi pada miosen Awal.

2.7 Miosen Akhir (10 Ma)Pada Miosen Akhir, rotasi Kalimantan sudah lengkap, proses spreading berhenti di Laut Cina Selatan, ekstensi dan spreading dimulai di Laut Andaman. Inversi di cekungan busur belakang Sumatra dimulai sebagai oblique subduction dan pergerakan subsequent dextral stike-slip.

Gambar 6 : Struktur geologi pada Miosen Akhir.

BAB IIISejarah Pembentukan Cekungan Natuna Barat

3.1 PendahuluanSekitar 45-50 juta tahun yang lalu terjadi kolisi antara Lempeng India dengan Lempeng Eurasia (Tapponier, 1986; Dewey, 1988; Peltzer & Tapponnier, 1988; Harrison, 1992; Le Pichon, 1992 dan Hall, 2002) yang menghasilkan pemekaran di Eurasia melalui sejumlah sesar strike-slip utama (Gambar 2). Sesar ini yang menyebabkan transtensional dan berhubungan dengan terbukanya cekungan-cekungan pada Sundaland selama Tersier (Peltzer & Tapponnier, 1988).

Gambar 7 : Peta lokasi Cekungan Natuna Barat pada Sundaland dan batas-batas tektonik lempeng ditunjukkan oleh zona subduksi dan sesar utama di Asia Tengara (di sisi kiri). Peta tektonik regional (di sisi kanan) yang menunjukkan sejumlah pergerakan lateral akibat sesar utama yang terbentuk akibat collision dengan India pada 45-50 jt tahun yang lalu (modifikasi dari Peltzer & Tapponnier, 1988).

Seluruh evolusi yang terjadi pada cekungan natuna selama tersier terus berlanjut hingga saat ini. Cekungan Natuna Barat menunjukkan tanda aktivitas tektonik yang berkelanjutan dari awal terjadinya dan semua aktivitas setelahnya. Dimulai dengan pemekaran dan setelah terjadi pembalikan itu secara tektonik. Perubahan dari gaya ekstensional menjadi gaya kompresional terjadi dalam waktu yang relatif singkat, akibat adanya pengaturan ulang lempeng secara global. McClay & Bonora (1998) mengenalkan dua arah utama sesar secara regional: trend Timurlaut-Baratdaya dan Baratlaut-Tenggara, yang secara aktif menyebabkan deformasi berkelanjutan. Arah sesar yang pertama umumnya terdapat pada setengah cekungan sisi tenggara, sementara yang satu lagi umumnya diamati pada setengah Cekungan Natuna Barat sisi baratlaut. Sesar ini, utamanya planar-domino style, menyebabkan half-grabens seperti saat cekungan mulai meluas pada Eosen akhir. Tektonik inversi yang terjadi pada regional cekungan merupakan penyebab terjadinya antiklin tumbuh yang terbalik, dengan karakteristik sayapdepan yang hampir datar dan sayapbelakang dengan sudut yang kecil. Geometri bentuk baji umum terdapat pada endapan syn-extensional dan syn-inversion (Cooper dan Williams, 1989).

3.2 Tektonik Natuna BaratPerkembangan tektonik Natuna Barat dapat dibagi dalam empat perbedaan fase:1) Crustal extensional,2) Post-rift quescence period,3) Syn-inversion, dan4) Post-inversion.

3.2.1 Crustal ExtensionalCrustal extensional dan rifting di Cekungan Natuna Barat berlangsung selama Eosen Bawah sampai Oligosen dalam reaksi kolisi dari subkontinen India dengan Eurasia. Faktor pertama trend rifting adalah transtensional di graben baratlaut dan timurlaut, yang diisi oleh endapan lacustrine yang terjadi secara lateral karena proses ekstrusi Indocina dan rotasi dari zona subduksi Sumatra sebagai akibat dari lekukan Lempeng India dan Asia. Faktor kedua adalah adanya rift trend yang dominan di tenggara dan baratdaya.

3.2.2 Post-rift Quiescence PeriodDari Oligosen Tengah sampai Miosen Awal, cekungan Natuna Barat memasuki masa pasif. Pada saat itu terjadi pengendapan beberapa formasi.

3.2.3 Syn-InversionBukti pertama dari inversi di cekungan Natuna Barat terjadi pada 23 Ma dalam bentuk ketidakselarasan di barat Fomasi. Inversi kedua kira-kira 22 Ma dan bukti dimulainya fase graben utama. Reaktivasi dan pembalikan dari patahan sebelumnya mengontrol formasi. Inversi dimulai dengan patahan graben besar dan disusul dengan graben-graben yang lebih kecil. Dasar geometri struktur right-lateral shear regime.

3.2.4 Post-InversionInversi dan pergerakan sesar hampir berhenti pada Miosen Tengah dan cekungan regional mengalami fase subsiden tenang selama formasi muda mengalami deposisi.

BAB IVStratigrafi Cekungan Natuna Barat

4.1 PendahuluanSedimen Tersier Cekungan Natuna Barat dapat digolongkan utamanya berdasarkan pada penamaan lithostratigrafi yang mengacu pada Klasifikasi AGIP (1973). Bagaimanapun, klasifikasi urutan stratigrafi diterapkan baru-baru ini dalam usaha mencari jebakan-jebakan stratigrafi. Ketidakselarasan utama sebagai batas urutan di Cekungan Natuna Barat sangat berkaitan dengan sejarah tektonik cekungan, yaitu syn-rift, post-rift, syn-inversion dan post iinversion.Sedimen Tersier Cekungan Natuna Barat, seperti juga dalam Cekungan Malay dan Sub Cekungan Penyu sama-sama diendapkan pada basement granitik dan metamorfik Pra-Tersier. Tersier Awal (Oligosen AwalMiosen Tengah) banyak disusun oleh sedimen non-marine, mulai dari lakustrin, fluvialo-deltaic dengan transgresi laut minor pada Miosen Awal. Kondisi laut hanya dimulai selama Miosen Akhir yang masih berlanjut sampai saat ini.Diagram kolom stratigrafi (Gambar 8) menggambarkan variasi fasies regional.

4.2 Urutan Syn-Rift4.2.1 Formasi Belut (Eosen Tengah Oligosen Awal)Formasi Belut merupakan unit pengendapan syn-rift yang mengisi half graben Natuna Barat. Formasi Belut menyisakan ketidakselarasan pada basemen granitik dan metamorfik Pra-Tersier dan ditutupi oleh Formasi Gabus Bawah. Ketebalan Formasi Belut ini berkisar antara 550 2000 kaki. Dan mungkin mencapai hingga 10.000 kaki pada pusatnya. Kehadiran half-graben extensional dan rift valley mengontrol pola-pola penyebaran dan pengendapan dari Formasi Belut. Litologi pada Formasi Belut mengandung perlapisan klastik berwarna merah, subordinat vulkanik dan kemungkinan lempung lacustrin pada titik pertengahan half-graben. Perlapisan pada formasi ini berwarna cokelat kemerah-merahan, hal ini terjadi karena adanya paleo-oksidasi yang sebagian besar menyusun batupasir arkosik dan konglomerat dengan metamorf lithoklastik yang berangsur berubah menjadi warna abu-abu terang, cokelat, merah dan batulempung ungu dan batulanau. Batuan vulkaniknya terdiri dari konglomerat dengan fragmen lithik vulkanik, batupasir vulkaniklastik, vulkanik debris flow, dan beberapa tuff vulkanik dalam bentuk batulempung yang berwarna kuning muda. Data sumur menunjukkan bahwa batupasir menyusun sekitar 10 70 % seluruh bagian dan kebanyakan telah terkompaksi dan tersementasi dengan baik, sehingga menunjukkan pula bahwa sejarah terbentuknya pada lingkungan burial dalam.

4.2.2 Serpih Keras/Sambas (Oligosen Awal Tengah)Satuan serpih ini menyebabkan keselarasan pada Beluts Red Bed dan pada sebagian luas menyamping sejajar dengan Formasi Gabus Bawah. Interval ini merupakan serpih lacustrin airtawar mayor yang paling tua dalam Cekungan Natuna Barat. Tidak seperti halnya pada serpih Gajah dan Barat, satuan pengendapan serpih muda Keras/Sambas dikontrol oleh topografi lembah, karenanya penyebarannya tidak meluas secara regional. Akibatnya, akumulasi yang paling tebal terdapat di cekungan paleo deep. Serpih ini hanya dapat ditembus di struktur pengangkatan yang tinggi, karena posisi deep secara noramal seperti Anoa AR dan graben Raja Gajah. Sumur Raja Gajah 1 menembus hingga ketebalan 1.000 kaki dari Keras Serpih. Umumnya satuan serpih ini memiliki ketebalan dari 200 kaki sampai 2500 kaki. Secara litologi, satuan ini massif, dapat dibelah dan sangat karbonatan. Plant debris adalah yang umum hadir, terbukti dengan Keras Serpih yang menjadi sumber minyak secara kondisi thermal.

Gambar 8 : Kolom stratigrafi menurut Pupilli.

2Tugas UTS Geologi Struktur Indonesia Kelompok 5

Gambar 9. Kolom Stratigrafi Cekungan Natuna Barat

4.3 Urutan Post Rift4.3.1 Formasi Gabus Bawah (Oligosen Awal Tengah)Penyebaran Formasi Gabus Bawah menyebar luas secara regional, kecuali pada bagian yang paling bawah. Pengendapannya tidak dikontrol oleh topografi basemen. Satuan ini mewakili transisi sejarah cekungan dari tektonik syn rift sampai sedimentasi post rift. Formasi Gabus Bawah merupakan endapan syn rift, yang umumnya berkembang dengan baik dalam graben mayor Paleogen pada cekungan, seperti graben-graben Anoa, Raja Gajah, dan Anambus/Bawal. Formasi Gabus Bawah merupakan sikuen pengendapan yang terus berlanjut, dengan bidang batas ketidakselarasan pada bagian atas dan bagian bawahnya. Formasi ini terdiri dari serpih dan batulempung dengan sisipan batupasir yang tipis dan tebal, yang diendapkan di alluvial flood plain atas hingga daerah muka pantai, sedangkan pada tubuh batupasir yang paling tipis diendapkan pada fasies lakustrin. Batupasir tersebut memilki butiran dari yang sangat halus sampai sedang. Struktur sedimen internal yang ada pada formasi ini adalah paralel laminasi, cross bedding, dan ripple laminasi dengan bioturbasi. Sekitar 48 %, batupasir ini menyusun formasi iini. Ketebalan dari batupasir ini sekitar 350 kaki, dan sekitar kurang dari 15 kaki disusun oleh batupasir channel pada lingkungan distal. Satuan serpihan terdiri dari batulempung lanauan masif yang mengandung mineral pyrit, dan plant debris.

4.3.2 Serpih Gajah/ Gabus (Oligosen Tengah)Serpih Gajah/ Gabus ini memilki ketebalan maksimum yang dapat diamati sekitar 750 kaki di daerah Anoa. Pada titik tengahnya, yang berada di sebelah selatan Anoa, data seismik menunjukkan bahwa ketebalannya sekitar 1.200 kaki. Formasi ini memiliki warna merah cokelat, walaupun semakin kearah pusat cekungan warnanya berangsur menjadi warna abu-abu, yang menunjukkan adanya perubahan tingkat oksidasi. Pada struktur pengangkatan yang tinggi, Formasi Serpih Gajah ini menunjukkan rekahan-rekahan kecil yang sangat keras dalam matriksnya, karena terhentinya proses lithostatic selama pengangkatan berlangsung. Rekahan-rekahan tersebut menyebabkan masalah pada saat pengeboran karena tidak bisa mengurangi beban pada saat pengeboran. Satuan serpih ini sebagai penanda yang memisahkan Formasi Gabus Bawah dari Formasi Gabus Atas yang lebih muda.

4.3.3 Formasi Gabus Atas (Oligosen Akhir Miosen Awal)Formasi ini merupakan sikuen sedimen post-rift yang paling muda. Penyebarannya meluas melalui cekungan, dengan bagian yang paling tebal berada pada pusat graben Paleogen. Sikuen ini mengandung batupasir sisipan batuserpih. Dalam area graben Paleogen, khususnya di Anoa, graben-graben Gajah dan Anambas menutupi Formasi Keras/ Gajah yang mengandung serpih tebal. Serpih ini mendominasi sikuen. Jauh dari graben Paleogen, sikuen yang tidak selaras menutupi basemen pra-tersier. Serpih masif dari Formasi Barat menutupi Formasi Gabus Atas. Formasi ini merupakan target utama eksplorasi di Cekungan Natuna Barat. Formasi Gabus Atas memiliki pola pengendapan yang hampir seragam, dan hadir menyeluruh pada cekungan sebelum proses inversi mendahuluinya. Formasi ini menebal dari arah utara dan selatan kearah pusat cekungan. Bukti dari inti pengeboran, menunjukkan pengujian biostratigrafi dan wireline log mengindikasikan bahwa bagian yang paling bawah dari Formasi Gabus Atas ini diendapkan di bawah kondisi lingkungan terrestrial, fluvial, dan lacustrin. Secara llithologi, formasi ini terdiri dari batupasir dan sisipan batuserpih, yang menyerupai pada bagian dasar dari Formasi Gabus Bawah. Batupasir diendapkan sebagai fluvial channel. Channel-channel tersebut terlihat seperti bentuk meander kompleks pada alluvial plain yang berasosiasi dengan tanggul sungai dan celah di dalam gletser (sungai salju). Batulempung lanauan diendapkan pada alluvial flood plain, danau dan rawa airtawar. Bagian atas dari formasi ini kebanyakan diendapkan di terrestrial, deltaik, dan lingkungan laut dangkal. Batupasir berbutir mengasar ke atas ini terlihat seperti endapan muka pantai yang berasosiasi dengan kompleks lagoon atau delta. Dimana pun, apabila berasosiasinya dengan batulanau dan batu lempung, maka diinterpretasikan sebagai lumpur laut dangkal yang diendapkan dengan berbagai cara pada lingkungan laut.Semua batupasir pada formasi ini mengandung butiran kuarsa dari yang halus sampai sedang, dan kebanyakan masif, akan tetapi secara lokal terdapat struktur sedimen paralel laminasi, ripple cross laminasi dan cross bedding. Plant debris, pyrite dan siderite pada umumnya banyak ditemukan. Mineral klorit pun juga hadir dan kadang dibingungkan dengan glaukonit Formasi Arang Bawah. Satuan serpihan terdiri atas batulempung lanauan berwarna abu-abu hingga cokelat tua, graded bedding batulanau dan serpih hitam. Plant debris dan batuan-batuan karbonatan juga ada pada formasi ini. Lapisan batubara tipis dan fragmen-fragmen pohon telah dideskripsikan dari inti sumur.

4.4 Syn - Inversi 4.4.1 Formasi Serpih Barat (Oligosen Akhir Miosen Awal)Formasi ini sebagian besar berwarna abu-abu dan cokelat muda kemerah-merahan, terdiri dari batulempung lanauan dan serpih, serta diendapkan pada lingkungan danau. Pada umumnya, batuserpih ini mengandung lignite dan plant debris yang karbonatan. Glaukonit dan batupasir halus ada pada beberapa lokasi. Struktur sedimen graded bedding, bioturbasi dan paralel laminasi terdapat pada beberapa inti sumur di area Belida dan Udang. Dan menyebar luas di semua cekungan yang memilki ketebalan sekitar 1.000 kaki di area sekitar AK-1X dan umumnya menebal kearah barat didalam Cekungan Malay. Pada umumnya, bagian timur Cekungan Natuna Barat, Formasi Barat hilang oleh tidak adanya pengendapan atau oleh erosi. Kearah timur menuju Busur Natuna, formasi ini menjadi fasies garis pantai yang lebih pasiran. Seluruh akumulasi hidrokarbon Gabus Atas memiliki Serpih Barat sebagai penutup atas.Dalam area Gajah-Lembu-Gajah Putri, Batupasir Intra Barat membagi dua bagian Formasi Serpih Barat. Hal ini berprospek tinggi karena pasir tersebut merupakan paket regresif dari Formasi Serpih Barat dimana sumber-sumber sedimen berasal dari arah timur laut dan mungkin juga di dalam Central Graben. Ketebalan maksimum batupasir ini yang pernah dicatat adalah 108 kaki (Lembu-1). Batupasir Formasi Intra Barat memiliki tubuh batuan yang berkembang dengan baik. Kemungkinan batupasir ini diendapkan pada bagian bawah delta flood plain.Ketebalan Formasi Serpih Barat dan variasi fasies merekam proses-proses awal terjadinya pengangkatan, perkembangan jebakan, dan proses preservasi reservoir di seluruh bagian cekungan. Periode perkembangan struktur ini menandakan asal mulanya terjadinya perlipatan kompresi Sunda dalam titik pusat half graben.

4.4.2 Formasi Arang (Miosen Awal Tengah)Formasi ini diendapkan sebagai bagian dari laut dan fluvial deltaik batupasir dan batulempung , yang menunjukkan penebalan cepat dari arah barat ke dalam Cekungan Malay. Lapisan batubara juga meningkat dari arah barat dan mungkin menghasilkan gas dan perubahan kondensasi reservoir Formasi Arang di daerah Malaysia. Bagaimanapun, lapisan tipis batubara pada formasi ini di Cekungan Natuna Barat umumnya belum matang yang membuatnya terlihat tidak seperti sumber-sumber hidrokarbon.

4.4.3 Formasi Arang BawahFormasi Arang Bawah ini menunjukkan permulaan terjadinya laut yang dianggap sebagai fosil laut yang paling tua. Lingkungan laut diduga mengalami transgresi dari timur laut hingga busur Natuna.Batupasir formasi ini diendapkan dibawah mulut bar, tidal channel dan garis pantai bar yang menandai asal mulanya laut. Bagian yang mengalami agradasi alami yang berkombinasi dengan batupasir hingga batulempung memberikan satuan yang rupanya berlanjut secara lateral, umumnya ditemukan pada endapan laut. Geometri batupasir mengubah endapan lacustrin menjadi rangkaian garis pantai secara drastis. Batupasir menyebar luas dan terlihat lebih banyak mengandung kuarsa dengan fragmen-fragmen lithic daripada batupasir Gabus yang lebih tua. Batupasir mudah dikenali dalam pemotongan oleh kehadiran mineral-mineral glaukonit. Studi iinti sumur menerangkan bahwa hanya satuan inilah yang menunjukkan perluasan bioturbasi yang menghancurkan perlapisan dan permeabilitas asalnya. Fenomena tersebut dilaporkan juga dalam artikel yang dipublikasikan oleh Esso Malaysia. Batupasir ini merupakan reservoir yang terbaik dalam akumulasi hidrokarbon.

4.4.4 Formasi Arang TengahFormasi ini dikarakteristikkan oleh kehadiran lapisan batubara yang memiliki jenis lingkungan pengendapan laut sampai shelf. Lapisan-lapisan batubara tersebut berwarna hitam dan brittle dengan ketebalan rata-rata sekitar 3 kaki. Walaupun, batubara merupakan sumber hidrokarbon yang baik, tetapi batubara pada Formasi Arang Tengah ini umumnya belum matang untuk perkembangan minyak. Akan tetapi, matang secara termal lebih jauh di bagian barat Cekungan Malay.

4.5 Post Inversi4.5.1 Formasi MudaFormasi yang berumur dari Miosen Atas sampai Recent ini merupakan sikuen pengendapan termuda yang hadir di Cekungan Natuna Barat. Formasi ini menyebabkan ketidakselarasan pada sikuen Formasi Arang dan menutupi formasi-formasi yang lebih tua lainnya di beberapa tempat. Batas paling bawah dari sikuen Formasi Muda ini, pada umumnya, ditandai oleh sebuah angular unconformity dan batas pada bagian atasnya adalah dasar laut. Ketidakselarasan tersebut sangat terlihat pada rekaman seismik dan terjadi pada 12 juta tahun yang lalu dan ditunjukkan oleh penghilangan Discoaster Neohamata. Paraconformity kedua terlihat pada analisis nanofosil di 5.3 MYA. Hal tersebut dikenal sebagai Intra Muda Unconformity yang ditandai oleh menghilangnya Discoaster quinquieramus atau Reticulofenestra pseudoumbilica. Beberapa data seismik menunjukkan bahwa ketidakselarasan ini sulit untuk dipisahkan. Bagaimanapun juga, tidaklah mungkin untuk mengidentifikasi erosi ini secara lithologi. Lithologi Formasi Muda ini adalah llempung laut yang berwarna abu-abu sampai hijau yang diendapkan sejak Miosen Akhir sampai saat ini dengan ketebalan yang berkisar dari 900 kaki sampai lebih dari 3000 kaki.Formasi yang termuda di Cekungan Natuna Barat ini relatif tidak terdistribusi secara meluas. Data seismik yang melewati cekungan ini relatif menunjukkan llapisan-lapisan horizontal dengan kemiringan sudut yang kecil pada bagian cekungan. Beberapa channel sub-laut terlihat dengan jelas pada rekaman seismik. Patahan memotong bagian bawah dari Formasi Muda ini sebagai perluasan dari patahan yang lebih tua secara aslinya. Terlepas dari kemungkinan pembentukan tudung secara regional, sikuen Muda ini, merupakan bahasan yang tidak menarik perhatian dalam eksplorasi minyak dan gas.

Gambar 10 : Hubungan antara fluktuasi eustatic sea level, tektonik, dan litostratigrafi.

BAB VKESIMPULAN

Secara umum pembentukan cekungan natuna bagian barat dikontrol oleh empat periode tektonika, yaitu :1) Crustal extensional,2) Post-rift sequcence period,3) Syn-inversion, dan4) Post-inversion.Keempat periode tektonik tersebut membentuk struktur geologi yang didominasi oleh sesar-sesar utama berarah Timurlaut-Baratdaya dan Baratlaut-Tenggara dengan style planar-domino yang menghasilkan bentuk half graben. Periode tektonik yang terjadi di cekungan Natuna bagian barat dapat diketahui berdasarkan urutan stratigrafi yang didasarkan atas penamaan lithostratigrafinya, stratigrafi cekungan Natuna bagian barat yaitu 1) Formasi Belut, 2) Serpih Keras/Sambas, 3) Formasi Gabus Bawah, 4) Serpih Gajah/ Gabus, 5) Formasi Gabus Atas, 6) Formasi Serpih Barat, 7) Formasi Arang, 8) Formasi Arang Bawah, 9) Formasi Arang Tengah, dan 10) Formasi Muda. Formasi di atas menjadi petunjuk adanya periode tektonik yang terjadi pada cekungan natuna bagian barat.

DAFTAR PUSTAKA

..1999. Petroleum Geology Of Indonesian Basins; Principles, Methods, and Aplication. Pertamina BPPK, Jakarta.Dajczgewand, Diego. Tectonic Evolution And Structural Styles Of Deformation Of Southern Kakap Block, West Natuna Basin, Indonesia. Hall, Robert. 1997. Cenozoic Plate Tectonic Reconstructions of SE Asia dalam Petroleum Geology of South East Asia. Fraser, A. J., Matthews, S. J., and Murphy, R. W. (eds). Geological Society of London Special Publication, London.ABSTRAK

Cekungan Laut Natuna terdiri dari dua area cekungan, yakni Cekungan Natuna Barat dan Cekungan Natuna Timur. Kedua cekungan tersebut dipisahkan oleh Natuna Ridge, yang merupakan suatu tinggian dari Sundaland. Cekungan Natuna Barat menutupi area kurang lebih sekitar 92.000 km2, memanjang dari arah barat daya hingga timur laut , dan melewati garis batas teritorial perairan Malaysia. Cekungan ini terletak antara Semenanjung Malaya dan Pulau Kalimantan, yang dekat dengan Pulau Anambas sebelah selatan dan Pulau Natuna sebelah timur. Selain itu, dibatasi pula oleh lempeng IndoAustralia ke arah selatan dan barat, lempeng Eurasia ke arah utara, dan ke arah timur oleh lempeng-lempeng mikro bagian timur kepulauan Indonesia. Sejarah pengendapan Cekungan Natuna Barat dapat dibagi menjadi empat tahap utama, antara lain : syn-rift, post-rift, syn-inversion dan post-inversion.

Kata kunci : cekungan, natuna barat, struktur, stratigrafi