Cekungan Buton, Sulawesi Tenggara

PETA LOKASI

Kepulauan Buton berlokasi di bagian timur Indonesia, tepatnya di pantai timur

Sulawesi Tenggara. Stratigrafi dan struktur kepulauan dibedakan dari Sulawesi

Tenggara dan Kepulauan Muna. Tetapi terdapat kesamaan antara Buton dan

kepulauan di sebelahnya pada Busur Banda, terutama Timor, Seram, dan Pulau

Buru.

Secara Administratif Kabupaten Buton terletak di posisi 4.30º - 7.0º LS dan

125º - 125º BT. Cekungan Buton memiliki batas-batas sebagai berikut :

Sebelah Utara : Pulau Wawoni

Sebelah Selatan : Laut Flores

Sebelah Barat : Kepulauan Muna dan Teluk Bone

Sebelah Timur : Laut Banda

Sebelah Tenggara : Platform Tukangbesi

Gambar 1. Peta Lokasi Buton

Gambar 2. Posisi Geografis Pulau Buton

Fisiografi Regional

Berdasarkan geomorfologinya fisiografi daerah Buton dibagi menjadi tiga

bagian, yaitu :

1. Bagian Selatan terdiri atas perbukitan dan lembah berarah timur laut dengan

teras-teras reef yang terangkat dan topografi karst.

2. Bagian Tengah didominasi oleh pegunungan yang berarah utara sepanjang

pantai barat, batuan sedimennya berarah timur laut.

3. Bagian Utara didominasi oleh pegunungan di tepi pantai yang memiliki bentuk

menyerupai tapal kuda, pola pengalirannya berarah ke selatan menuju rawa

mangrove pada cekungan lambele. Secara umum pegunungan-pegunungan

yang ada berarah barat laut-tenggara yang memiliki relief rendah disertai

dengan koral reef yang terangkat.

SITUASI CEKUNGAN

Gambar 3. Peta Cekungan Buton

TEKTONIK REGIONAL

Buton dipercaya terdiri atas 2 fragmen mikro kontinen yang berbeda dan

terpisah. Satu berada pada bagian timur Pulau Buton dan Tukang Besi sedangkan

yang satunya lagi berada pada bagian barat dari Pulau Buton dan Pulau Muna

(Hamilton, 1979). Berdasarkan data geologi dan data geofisika baru-baru ini

menunjukan bahwa Buton terdiri atas 3 fragmen mikro kontinen berbeda yang

memiliki hubungan juxtapose dengan daerah Buton, Pulau Buton, Muna/ SE

Sulawesi, dan Tukang Besi. Stratigrafi pulau ini mengindikasikan bahwa setiap

fragmen mikro kontinen memiliki posisi paleogeografi yang berbeda ketika Mesozoik

dan Paleogen (De Smet, 1991).

Seperti kebanyakan pulau-pulau Banda Arc, Buton dianggap sebagai fragmen

yang lepas dari kontinen Australia-New Guinea, terutama berdasarkan korelasi

kesamaan fosil-fosil berumur Mesozoik, stratigrafi pre-rift, dan ketika rift. Banyak

kesamaan pada sejarah tektonik dan stratigrafi mendukung kesamaan dari

pembentukan Buru, Seram, Banggai-Sula, dan Timor (Audley-Charles et al., 1972;

Price, 1976; Hamilton, 1979; Pilgram dan Panggabean, 1984; Gerrard et al., 1988;

Katili, 1989; De Smet et al., 1991).

Sejarah tektonik dan stratigrafi dari kebanyakan pulau-pulau Banda Arc

dicirikan oleh beberapa event. Event pre-rift dicrikan dengan pengendapan sedimen

kontinen pada half-graben, rift event dicrikan dengan adanya pengangkatan, erosi,

dan volkanisme lokal, event drift dicirikan dengan adanya subsidence dan

pengendapan sedimen laut terbuka, dan sebuah event tumbukan (collision) berumur

Neogen. Perbedaan yang mendasar antara setiap pulau hanyalah waktu dan durasi

dari event-event individual tektonik dan stratigrafi.

Sedimentasi pada buton di kontrol oleh 4 tektonik event :

1. Pre-Rift Perm sampai Akhir Trias

Pengendapan dari sedimen kontinental pada half-graben, dicirikan dengan

adanya pengangkatan, erosi, dan vulkanisme lokal. Terjadi penurunan dan

pengendapan sedimen laut terbuka diikuti dengan neogen collision. Pada

lapisan berumur trias di intrusi dike batuan beku dan menandakan awal dari

rifting, pembentukan patahan ekstensional, dan regional subsidence.

2. Rift-Drift Akhir Trias sampai Oligosen

Periode transisi menuju pada lingkungan laut terbuka dengan sedimentasi

pada pasif margin terjadi pada pertengahan sampai akhir Jura hasil

pengendapan klastik-klastik syn orogenic pada cekungan neogen merupakan

hasil dari erosi dan sesar naik yang berarah timur akibat pengangkatan

lapisan berumur Trias sampai Oligosen.

3. Syn dan Post Orogenic awal Miosen sampai Pliosen terjadi subduksi,

kompresi, dan deformasi hingga pertengahan Miosen pada bagian selatan

menghasilkan pengangkatan dan erosi dari klastik-klastik syn orogenic

berumur awal Miosen sehingga terbentuk unconformity secara regional.

Collision dari Pulau Buton-Muna tidak mempengaruhi bagian utara Pulau

Buton sampai pertengahan Miosen. Pada akhir pertengahan Miosen sampai

akhir Miosen terjadi obduksi sehingga menghasilkan ketidakselarasan atau

unconformity. Setelah pertengahan Miosen terjadi sistem sesar geser utama

(Kioko) yang memapaskan sedimen dari dua lingkungan yang berbeda. Pada

lima juta tahun yang lalu terjadi perubahan deformasi dan gaya struktural

yang disebabkan oleh zona subduksi Buton terhadap Muna serta Buton

terhadap Tukang Besi. Collision antara Buton dengan Tukang Besi terekam

pada lapisan berumur akhir Pliosen, collision oblique ini menghasilkan

pergerakan strike-slip dan dip-slip yang mengakibatkan pengangkatan dan

subsidence lokal (Chamberlain et al.,1990; Fortuin et al., 1990) hingga saat

ini.

4. Resen Orogenic, selatan Buton sekarang mengalami pengangkatan

sedangkan utaranya mengalami penurunan (de Smet et al., 1989).

Mikrokontinen Buton pada saat ini juga mengalami transpressive strike-slip

terhadap mikroplate Tukang Besi dan Muna, lempeng Buton bergerak ke arah

utara. Orientasi en-echelon wrench fault dengan orientasi timur laut yang

berhubungan dengan antiklin pada selat Buton mengindikasikan bahwa

terjadi pengaktifan kembali paleo suture zone, pergerakan utamanya sinistral

strike-slip.

Struktur geologi umumnya merupakan struktur antiklin dan sinklin serta

beberapa struktur sesar yang terdiri atas sesar naik dan sesar normal, serta sesar

mendatar.

Struktur antiklin-sinklin berarah Baratdaya-Timurlaut hingga Utara-Selatan.

Struktur ini hampir mempengaruhi seluruh formasi dimana terlihat bahwa seluruh

formasi yang ada mengalami pelipatan dengan sudut kemiringan lapisan batuan di

bagian timur relatif lebih terjal dibanding dengan di bagian barat.

Sesar mendatar umumnya dijumpai di bagian selatan dan memotong Formasi

Winto, Formasi Tondo, dan Formasi Sampolakosa. Arah sesar mendatar umumnya

tegak lurus terhadap sumbu lipatan yaitu Baratlaut-Tenggara. Sedangkan sesar

normal merupakan struktur yang terbentuk paling akhir sebagai struktur patahan

sekunder.

Berdasarkan data gravity regional dan orientasi timur laut-barat daya sesar

naik yang berumur awal Miosen menunjukkan bahwa selatan pulau Buton

mengalami rotasi 450 searah jarum jam. Waktu daripada rotasi belum dapat

ditentukan tetapi kemungkinan disebabkan oleh kompresi pada pertengahan Miosen

yang disebabkan tumbukan dari Buton-Muna/SE Sulawesi. Titik tumpuan atau rotasi

berada pada di laut gian timur Buton pada Kulisusu Bay.

Gambar. Tectonic Setting Of Eastern Indonesia

Gambar 4. Tectonic Setting Of Eastern Indonesia

Gambar 5. Skema Tektonik Jurassic-Resen / Perkembangan Model

Pengendapan Pulau Buton Bagian Selatan

Gambar 6. Peta Tektonik Regional Pulau Buton

Gambar 7. Collision History of the Buton, Tukang Besi, and Muna,

Southeast Sulawesi. Nolan et al. (1989) in Davidson (1991)

KLASIFIKASI CEKUNGAN

Berdasarkan posisi subduksi plateform Tukang Besi terhadap Buton, Cekungan

Buton termasuk ke dalam Fore Arc Basin.

STRATIGRAFI REGIONAL

Memecahkan permasalahan stratigrafi daerah Buton bisa dikatakan cukup

sulit, terutama karena singkapan yang terbatas, reworkking yang ekstensif dan

aktifitas tektonik strike slip pada Pleistosen sampai Resen serta tektonik dip slip

pada Miosen Awal sampai Miosen Tengah. Urutan stratigrafi batuannya dimulai

pada Permian sampai Resen yang terutama didominasi oleh endapan karbonat

pada lingkungan neritik luar sampai bathial atas.

Batuan tertua berumur Permian (?) merupakan sedimen yang telah

mengalami metamorfisme pada Formasi Doole / Lakansai yang juga merupakan

basement Cekungan Buton. Lalu secara tidak selaras (?) diendapkan Formasi Winto

Nolan et al. (1989) in Davidson (1991)

WNW ESE

berumur Trias yang terdiri atas interbedded mudstones, bituminous shale, micritic

limestone, batupasir, dan konglomerat. Secara selaras di atas Formasi Winto

diendapkan Formasi Ogena yang terdiri atas shale, batugamping, dan marls pada

awal Jura (?). Lalu secara tidak selaras diendapkan Formasi Rumu yang terdiri atas

fossiliferous, calcilutes, dan calcareous Mudstones yang berumur Jura atas sampai

Kapur bawah. Sedimentasi pada laut dalam berlanjut mulai Kapur sampai Paleosen

lalu diendapkan Formasi Tobelo yang kaya akan fosil foraminifera dan radiolaria.

Sedimentasi kalstik terjadi pada awal Miosen sampai awal Pliosen. Forrmasi Tondo

terdiri atas batugamping dan sedimen-sedimen klastika kasar sampai halus. Kontak

Formasi Tondo dengan Formasi Sampolakosa selaras. Formasi Sampolakosa terdiri

atas batugamping skeletal wackstone dan packstone dijumpai di selatan Buton,

sedangkan packstone, siltstone, dan claystone dijumpai di tengah dan utara Buton.

Formasi Wapulaka berumur kuarter yang terdiri atas batuagamping koral yang

secara tidak selaras diendapkan di atas Formasi Sampolakosa.

Selanjutnya, unit stratigrafi yang utama dijelaskan sebagai berikut. Stratigrafi

Buton dapat dikelompokan ke dalam empat even tektonik dan sedimentologi, yaitu :

1. ”Pre - Rift”, Sedimentation

2. ”Rift - Drift” Sedimentation

3. ”Syn dan Post Orogenic” Sedimentation, dan

4. ”Recent Orogenic” Sedimentation

”Pre - Rift”, Sedimentation

Sedimen-sedimen ”Pre - Rift” meliputi batuan metamorf Formasi Doole /

Lakansai yang berumur Trias awal, Formasi Winto yang berumur Trias Tengah, dan

Formasi Ogena yang berumur Jura bawah (?). Pengendapan terjadi pada paparan

benua Australia-New Guinea yang relatif stabil di lingkungan upper slope dampai

neritik luar. Reduksi terjadi pada material detritus seiring dengan waktu dan proses

subsidence.

Doole/Lakansai Metamorphic Rock

Batuan metamorf Formasi Doole/Lakansai terdiri atas micaceous sandstone,

siltstone, dan phyllitic slate. Semua batuan tergerus dan termetamorfkan menjadi

facies sekis hijau. Ketebalan stratigrafi minimumnya diestimasikan sekitar 500 meter.

Berdasarkan posisi stratigrafinya, batuan Formasi Doole/Lakansai merupakan

basement yang diyakini berumur Permian sampai awal Trias. Analisis petrografi

mengindikasikan batuan ini ditransport dari hasil erosi batuan granit dan metamorf

dan diendapkan pada lingkungan lower shelf sampai upper slope.

Sekuen Doole/Lakansai dapat dikorelasikan atau disebandingkan dengan

basement berumur pre-Trias pada Sula platform (Smith, 1983), batuan metamorf

Mesozoik pada bagian tenggara Sulawesi (Bothe, 1972), dan Formasi Winto di

Pulau Buton (Hetzel, 1936).

Formasi Winto

Formasi ini merupakan produk tektonik ekstrim yang batuannya terdiri atas

mudstones, bituminous shales, lithic sandstones, konglomerat, dan finely crystalline

micritic limestones. Ketebalannya diestimasikan lebih dari 200 meter. Ketebalan

sesungguhnya sulit diperkirakan karena Formasi ini diinterpretasikan adalah bidang

permukaan Miosen thrust, pengukuran penampang tektonik dari selatan Buton

mengindikasikan ketebalan struktural nya lebih dari 1000 meter.

Konglomerat dan lithic sandstones berasal dari batuan granit dan metamorf

yang juga merupakan source sedimen Formasi Doole/Lakansai. Mekanisme

pengendapan dengan arus turbidit yang stabil, pada lingkungan neritik luar sampai

open marine.

Sebagian besar batuan Formasi Winto mengandung material organik yang

melimpah. Seperti pada fasies karbonat yang mengandung inertinite. Unit

argillaceous terdiri atas kerogen yang menghasilkan minyak pada singkapan yang

ditemukan.

Stratigrafi Formasi Winto bervariasi secara regional dari selatan ke utara.

Pada selatan Buton, formasi ini kira-kira 80 % nya adalah klastik dan 20 % micrtic

berbutir halus. Pada bagian utara Buton (Gambar 7) terjadi perubahan fasies secara

regional. Data biostratigrafi, pemetaan regional, dan geokimia mengindikasikan

keberadaan minyak dan aspal di daerah Buton yang terkait dengan perubahan

fasies tadi.

Semua analisis mengindikasikan sedimen-sedimen Formasi Winto berumur

Trias tengah sampai akhir (Hetzel, 1963 ; Smith, 1983 ; dan De Smet, 1991). Saai

ini, Formasi ini belum sepenuhnya dapat dikorelasikan secara pasti ke daerah lain di

Indonesia. Kesamaan litologi dan geokimia dapat dijadikan pertimbangan

kemungkinan kesebandingan antara Formasi Winto dan Formasi Kakineh dan

anggota batugamping Saman-Saman Formasi Manusela di Pulau Seram, dan

Formasi Aitutu di Timor.

Formasi Ogena

Formasi Ogena dibedakan dengan Formasi Winto oleh kelimpahan

rekristalisasi kalsit dan tidak adanya penyebaran kandungan material organik.

Formasi ini secara selaras diendapkan di atas Formasi Winto. Terdiri atas

batugamping berlapis, argillaceous limestones, dan shale pada bagian bawah, dan

calcilutites limestones dengan sedikit interkalasi chert pada bagian atas. Diendapkan

pada lingkungan neritik luar sampai open marine. Struktur sedimen minim, dan

kandungan fosil pada karbonat nya mengindikasikan proses pengendapan suspensi

pada lingkungan laut dengan air yang tenang. Ketebalan minimum formasi ini

diestimasikan sekitar 500 meter. Berdasarkan analisis biostratigrafi Formasi ini

diperkirakan berumur Jura bawah (Bothe, 1928 ; Hetzel, 1936; Gulf Oil Company,

1972; dan Nolan et al, 1989).

“Rift - Drift” Sedimentation

Sedimen-sedimen “Rift - Drift” meliputi Formasi Rumu yang berumur Jura

akhir, dan Formasi Tobelo yang berumur Kapur sampai Oligosen, dan batugamping

Formasi Tondo. Karbonat laut dalam mendominasi sekuen. Pengendapan

diperkirakan terjadi setelah terpisahnya mikro plate Buton dari Benua Australia -

New Guinea.

Formasi Rumu

Terkait dengan singkapan yang terbatas, tektonisme yang intensif, umur,

stratigrafi, dan lingkungan pengendapan, batas penyebaran Formasi Rumu sulit

ditentukan. Bukti di lapangan mengindikasikan bahwa Formasi Rumu terbatas ke

arah selatan Buton dan diendapkan secara tidak selaras di atas Formasi Ogena.

Ketebalan maksimum diperkirakan 400 meter.

Formasi Rumu terdiri atas tiga fasies yang berbeda ; pink calcilutites yang

terdiri atas red cherts, pale gray sampai brick red mangan siliceous mudstones yang

terdiri atas belemite, dan skeletal/pelletal wackstones. Smith (1983) mengemukakan

dua alternatif model pengendapan untuk menjelaskan percampuran antara litologi

laut dangkal dan laut dalam. Model pertama mengasumsikan percampuran tersebut

menurutnya lebih dikontrol oleh struktur daripada stratigrafi. Asumsi kedua sedimen-

sedimen yang merupakan bagian allochthonous dan bercampur karena transportasi

dari material sedimen laut dangkal dengan mekanisme debris flow.

Berdasarkan mikro dan makrofauna dari Formasi Rumu, diperkirakan formasi

ini berumur Jura akhir atau Kimmeridgian (Hetzel, 1936; Smith, 1983, Nolan et al,

1989). Tapi berdasarkan analisis palinologi dari satu sampel diperkirakan formasi ini

berumur Kapur bawah, Berrissian (Nolan et al, 1989).

Formasi Tobelo

Formasi ini dicirikan oleh chert dalam micrite limestones yang diendapkan

pada lingkungan neritik sampai bathial. Secara keseluruhan ketebalan formasi ini

sekitar 1000 meter. Pada bagian bawah formasi ini dibatasi oleh unconformity.

Dominasi litologi umumnya masif sampai berlapis tipis, warna putih sampai

orange, rekristalisasi mudstones, dan wackstones terdiri atas fosil planktonik

bentonik lokal dan radiolaria. Presentase chert berlapis abu-abu gelap sampai hitam

tinggi, rekahan atau fracture, dan nodul-nodul. Asal dari chert ini terkait dengan

dissolusi diatom, radiolaria, dan spikula sponge.

Batugamping Formasi Tobelo diendapkan pada open marine, lingkungan

yang kaya oksigen, neritik luar sampai bathial atas. Umur formasi ini berkisar antara

Kapur awal (Berriasian) sampai Oligosen. Kandungan mikrofosil nya bervariasi dan

digunakan oleh Smith (1983) untuk membagi formasi ini menjadi lima mikrofasies.

Mikrofasies itu antara lain micropeloid limestones, radiolarian limestones,

calcisphere inoceramid prism limestone, radiolarian planktic foraminifera limestones,

dan planktic foraminifera lime mudstones. Hubungan stratigrafi antara facies-fasies

ini sampai sekarang belum dapat dipastikan.

De Smet et al, 1991 membagi Formasi Tobelo menjadi dua anggota, yaitu

poorly bedded, pelagic Cretaceous member, dan well laminated Eosen sampai

Oligosen calcilutite member dengan kelimpahan detritus klastik lokal.

Batuan berumur Kapur pada Formasi Tobelo umumnya masif. Pada batuan

berumur Kapur akhir sampai Oligosen, merupakan slump fold dengan mekanisme

transport debris flow yang dihasilkan oleh sedimen pelagic atau ketidakstabilan

tektonik regional yang diasosiasikan dengan tabrakan awal Buton dan Muna.

Formasi Tondo – Fasies Batugamping

Formasi Tondo dibagi menjadi tiga fasies, yaitu basal limestones facies,

corase clastic facies, dan upper fine grained calstic facies. Basal limestones facies

terdiri atas massive micritic limestones yang diendapkan pada lingkungan neritik

luar. Intra formation conglomerates dan endapan debris flow umum ditemukan tapi

terbatas pada sebagian besar bed bagian atas. Formasi ini diperkirakan berumur

Miosen Awal (N3 - N4) sampai Miosen Tengah dari analisis nanofosil untuk Buton

bagian selatan. Sedangkan di bagian utara Buton diperkirakan berumur Miosen

Tengah.

Pemetaan di lapangan mengindikasikan batugamping tidak ditemukan atau

sangat terbatas di sebelah selatan Buton. Ketebalan umumnya berkisar antara 200

meter di bagian selatan sampai lebih dari 800 meter di bagian utara. Kontak antara

fasies batugamping Formasi Tondo dengan Formasi Tobelo diinterpretasikan tidak

selaras sedangkan kontak antara Batugamping Formasi Tondo dan coarse clastic

facies adalah angular unconformity.

“Syn - and Post Orogenic” Sedimentation

Sedimen-sedimen Syn - and Post Orogenic meliputi fasies klastika kasar

sampai halus Formasi Tondo berumur Miosen, dan karbonat Formasi Sampolakosa

yang berumur Pliosen awal sampai akhir. Sedimen klastik Formasi Tondo dihasilkan

dari erosi lapisan pre-Miosen yang terangkat selama Collision Buton dengan Muna

pada Miosen awal sampai tengah. Merupakan kipas turbidit dalam intra thrust, syn-

tektonik cekungan laut dalam. Klastika-klastika ini adalah yang paling tebal, paling

heterogen, dan merupakan unit yang tersebar luas pada Pulau Buton. Basal unit

meliputi karbonat detritus. Sedimen klastik bagian tengah sampai atas pada Formasi

Tondo didominasi oleh ofiolit detritus.

Percampuran antara sedimen yang merupakan rombakan sedimen laut

dangkal yang kaya dengan foraminifera bentonik dengan sedimen laut dalam adalah

ciri khas Formasi ini.

Marls, calcarenites, dan reefal limestone diendapkan di atas Formasi

Sampolakosa terkait dengan subsiden regional Pulau Buton pada kala Pliosen.

Diendapkan pada lingkungan neritik luar sampai bathial dengan sedikit sampai tanpa

endapan terrigeneous. Kontak antara Formasi Tondo dan Sampolakosa terdapat

pada sekuen marls transisi yang sulit dibedakan.

Formasi Tondo (Fasies Klastika Kasar)

Fasies klastika kasar Formasi Tondo diendapkan secara tidak selaras di atas

fasies batulempung terutama terdiri atas konglomerat dan batupasir lithic berbutir

kasar sampai medium. Mudstone juga umum dijumpai tapi keberadaannya tak lebih

sekitar 25 % dari formasi seluiruhnya. Komponen pada konglomeratnya berukuran

kerikil sampai bongkah dengan kebundaran subangular sampai rounded.

Sedangkan matriks nya berupa kuarsa berukuran medium dan atau batupasir

karbonatan yang tersementasi oleh kalsit atau dolomit. Struktur sedimen umumnya

berupa fining upward sequence, graded bedding, cross bedding, dan struktur

liquefaksi dengan arah dominan transport sedimen Barat -Timur.

Ketebalan masing-masing bed sangat bervariasi dari beberapa sentimeter

sampai lebih dari beberapa meter. Masing-masing unit memiliki penyebaran lateral

yang terbatas.

Fragmen batuannya adalah batupasir dan konglomerat dengan jumlah lebih

dari 60 %. Ophiolitic dan sedimen-sedimen pre-Miosen Tengah mendominasi

klastika kasar yang berumur Miosen tengah sampai akhir.

Penentuan umur dengan paleontologi fasies ini sulit karena foraminifera

planktonik dan bentonik yang telah terombak (reworking). Di Selatan Buton,

berkembang sekuen yang berumur Miosen Awal (N3/4) sampai Miosen Akhir

(N15/16). Sedangkan di utara Buton berkembang sekuen berumur Miosen Tengah

(N14) sampai awal Miosen akhir (N15/16). Kumpulan foraminifera dalam

interbedded mudstones mengindikasikan lingkungan pengendapan laut dalam

sampai neritik luar di selatan Buton. Sedimen-sedimen klastik diinterpretasikan

sebagai endapan channel dalam kipas turbidit. Di utara Buton, penelitian lapangan

menunjukan lingkungan pengendapan laut dangkal dengan tingkat energi tinggi.

Formasi Tondo (Fasies Klastika Halus)

Fasies klastika halus diinterpretasikan sebagai distal turbidit yang diendapkan

selaras diatas fasies klastika halus. Litologi yang dominan antara lain mudstones,

claystones, siltstones, dan batupasir. Semua sedimen berlaminasi tipis, friable, dan

mengandung laminasi carbonaceous tipis dan fragmen tanaman. Batupasirnya

berbutir halus, dan tersementasi baik oleh kalsit atau dolomit. Struktur sedimen yang

ditemukan antara lain graded bedding, cross laminasi, flame structure, liquefaction

structure, dan slump. Konglomerat juga sedikit ada pada fasies ini, pada umumnya

terbatas pada unit tertentu dan tidak lebih dari 25 % volume total batuan. Arah

transportasi sedimen diperkirakan dari barat ke timur.

Foraminifera planktonik sangat melimpah dan mengindikasikan gradasi

kedalam selama pengendapan dari lingkungan neritik luar untuk strata basal sampai

bathial atas untuk sebagian besar strata bagian atasnya. Umur fasies ini

diperkirakan sekitar Miosen Akhir (N16 – N18).

Formasi Sampolakosa

Formasi ini berumur Miosen Akhir sampai Pliosen Akhir (N17/18 – 21),

dengan sekuen yang terdiri atas marls, calcarenites, dan pinacle reef. Kontak

dengan Formasi Tondo diachronous dan merupakan perubahan dari transisi sampai

angular unconformity. Semua batuan nya kaya akan foraminifera, dan pada secara

lokal juga ditemukan moluska dan fragmen koral. Ketebalan total formasi ini

bervariasi mulai dari 300 meter sampai lebih dari 1000 meter.

Kedalaman air saat pengendapan Formasi ini juga bervariasi. Basal pinnacle

reef ditutupi oleh marls yang mengandung foraminifera bentonik laut dalam yang

selanjutnya ditutup oleh calcarenites yang mengandung spesies paparan laut

dangkal.

”Recent Orogenic” Sedimentation

Formasi Wapulaka

Formasi Wapulaka secara tidak selaras diendapkan di atas Formasi

Sampolakosa dan terdiri atas batugamping bioklastik berumur Pliosen Akhir sampai

Pleistosen (N21 – 22/23), poorly cemented dan intensively karstified. Mikrofauna nya

mengindikasikan lingkungan laut dangkal, neritik dalam, dan lingkungan

pengendapan reef. Lingkungan pengendapan nya juga merupakan platform

karbonat pada blok patahan, yang terbentuk selama tabrakan antara Buton dengan

Tukang Besi. Blok naiknya menghasilkan morfologi terrace yang sekarang

tersingkap di permukaan di selatan Buton. Total ketebalan formasi bergantung pada

tingkatan blok yang terangkat umumnya berkisar mulai dari 20 meter di utara Buton

sampai ketebalan maksimum 700 meter di selatan Buton.

Batuan Beku

Ofiolit Kapantoreh

Ofiolit ditemukan di sebelah barat laut Buton sebagai discreet fault-bounded

blocks. Singkapan terbaik ditemukan di selatan Buton disepanjang sayap barat

Pegunungan Kapantoreh. Ketebalan stratigrafi maksimum sekitar beberapa ratus

meter.

Hanya komplek ofiolit tipe basal yang ditemukan di Buton. Singkapan, seperti

komponen pada Formasi Tondo porsinya sangat terbatas sampai tinggi untuk

serpentinized peridotite, gabbro, dan sedikit diorit. Milson (1991) menyimpulkan

bahwa ofiolit Buton merupakan allochthonous detached klippen, yang tertransportasi

jauh dari root zone oleh thrusting.

Penentuan umur dengan metode radiometri dari rangkaian ofiolit di Sulawesi

Timur berkisar antara 32.20 + 7.88 Mya sampai 93.36 + 2.27 Mya. Penghitungan ini

dilakukan oleh pihak Conoco pada sampel batuan gabbro dari selatan Buton.

Beberapa singkapan kecil dari amphibolite schist juda ditemukan sepanjang

ofiolit Buton sebelah barat. Komposisi dan posisi batuan yang sama di Sulawesi (De

Roever, 1956; Silver et al, 1983) dan Timor (Sopaheluwakan et al, 1989). Di Buton,

posisi stratigrafi, deformasi, dan tingkat metamorfisme pada batuan ini

mengindikasikan bahwa batuan ini merupakan jejak material ofiolit yang telah

bercampur dengan batuan ultrabasa dan metasedimen, yang terubah oleh proses

metamorfisme dan tektonik selama obduksi.

Gambar. Kolom Stratigrafi Cekungan Buton

Gambar 8. Kolom stratigrafi Cekungan Buton

Gambar 9. Pemerian Litologi

PETROLEUM SYSTEM

Batuan Induk (Source Rock)

Batuan induk utama adalah bituminous marine shales, dan batugamping pada

Formasi Winto yang berumur Trias. Analisis geokimia dari kira-kira dua puluh

sampel mengindikasikan batuan ini mempunyai tingkatan good sampai excellent

untuk menggenerasikan minyak. Total Organic Carbon (TOC) nya sekitar kurang

dari 1% sampai 16 %., dengan analisis pyrolisis rata-rata 35 ppm tapi pada

beberapa sampel ada yang mencapai 94.000 ppm. Effisiensi ekspulsi batuan induk

dengan analisis pyrolisis yang disebandingkan diperkirakan sekitar 60 % sampai 90

% (Corelab-personal communication).

Kebanyakan sampel Formasi Winto mengandung kerogen oil-prone yang

tinggi, dan kaya sulfur, yang merupakan kerogen tipe II. Selain itu terkandung juga

cutinite, resinite, dan vitrinite. Semua sampel mengandung biomarker Bisnorhopane,

dan variasi konsentrasi Gammacerane.

Pada singkapan, batuan induk Formasi Winto umumnya immature sampai

batas mature. Indeks warna spora (SCI) dan Refleksi Vitrinite (% Ro) mempunyai

nilai rata-rata 3,5 sampai 4,5. Pada kondisi termal yang mature, batuan ini akan

menggenerasikan sulfur yang yang tinggi, wax rendah, dan minyak parafin. Burial

history dan maturation modelling memperkirakan Formasi Winto yang tidak

terangkat berada pada kedalaman yang cukup besar sampai mendekati oil window

(Ro 0,5 %). Penggenerasian minyak bersamaan dengan thrusting dan imbrikasi, lalu

berkembang hingga struktur antiklin yang tersesarkan, dilanjutkan dengan

pengendapan fasies klastika kasar Formasi Tondo. Rembesan minyak dari Formasi

Winto mengindikasikan batuan yang secara lokal masih berada pada oil window.

Isotop Karbon, pyrolisis-GC, GC, dan GC-MS, data biomarker untuk semua

sampel aspal dan sebagian besar minyak yang terkandung di dalamnya

mengindikasikan ia berasal dari calcareous shales dan bituminous limestones

Formasi Winto. Sumur delineasi pada tambang aspal Buton, mengindikasikan

sedimen-sedimen yang telah dibuang mengandung kira-kira 18 juta bitumen, atau

ekuivalen dengan 87 juta barel minyak pada 300 API.

Serpih dan mudstones Formasi Tondo merupakan batuan induk yang kedua.

Utuk mencari tahu seberapa besar potensinya sulit terutama karena terkait dengan

kontaminasi aspal dan inklusi material-material sedimen rombakan berumur Trias.

Serpih Formasi Tondo umunya gas-prone kisaran fair sampai poor, terdiri atas

kerogen terestrial dan alga, dan biomarker Oleanane. TOC nya berkisar antara

kurang dari 1% sampai lebih dari 10%. Minyak dari Nunu seep, sebelah barat laut

Buton, berasal dari Formasi Tondo (Gambar 9).

Batuan Reservoar (Reservoir Rock)

Reservoir Cekungan Buton adalah fasies klastika kasar Formasi Tondo.

Fasies ini terdiri atas batupasir dan konglomerat yang diendapkan pada lingkungan

delta sampai kipas turbidit laut dalam. Total ketebalannya berkisar antara 5 meter

sampai 100 meter. Dari analisis petrografi dan data core sampel singkapan dan

analisis electric log potensi reservoar berkisar antara poor sampai good.

Porositasnya berkisar antara 8 % sampai lebih dari 10 % dengan porositas rata-rata

19 %. Pengukuran permeabilitas maksimum vertikal dan horizontal 172 mD. Analisis

petrografi detil mengindikasikan bahwa porositas primernya tinggi, terkait dengan

batuan yang grain supported dan matriks lempung yang sangat sedikit. Adanya

proses sementasi kalsit dan dolomit dari diagenesis menyebabkan porositas primer

berkurang secara signifikan.

Kemenerusan lateral dari individu reservoar umumnya terbatas. Kecuali pada sub

cekungan Lambele pada Cekungan Buton Timur yang dikelilingi oleh tinggian purba

(paleohigh) selama pengendapan Formasi Tondo pada kala Miosen Tengah

(Gambar 8). Dalam sub cekungan ini, bed sedimen klastik lebih tebal dan

mempunyai pelamparan yang lebih luas dibandingkan dengan daerah di sekitarnya.

Reservoar lainnya adalah interbedded pinacle reef dan paparan karbonat

Formasi Sampolakosa berumur Pliosen, endapan sedimen kipas pada Formasi

Wapulaka berumur Pliosen / Pleistosen dan perkembangan paleokarst pada top

Formasi Tondo dan batugamping Formasi Tobelo. Kualitas reservoar paparan

karbonat Formasi Sampolakosa dan paleokarst Formasi Tobelo telah diketahui oleh

sumur Gulf’s Sampolakosa-1S dan Bale-1S, paparan karbonat dengan net 427

meter pada Formasi Sampolakosa dengan porositas rata-rata 31 %. Pada sumur

Sampolakosa-1S, dengan reservoir net batugamping karstic Tobelo 113 meter nilai

porositasnya kira-kira 23 %.

Batuan Waduk (Seal Rock)

Seal Rock Cekungan Buton adalah Calcareous mudstone dan claystone

Formasi Tondo berumur Miosen, serta marls dan mudstones Formasi Sampolakosa

berumur Pliosen awal. Potential seal yang terbesar besar berada di utara Buton di

mana diketahui terdapat 120 meter lebih interbedded mudstones dan siltstones. Di

selatan Buton, lebih dari 50 meter mudstones dan siltstones Formasi Sampolakosa

dengan potensial seal yang baik yang telah ditembus oleh sumur Bale-1S.

Ketebalan yang dapat disebandingkan adalah claystones Formasi Tondo yang

ditemukan pada sumur Sampolakosa 1_S dan Bulu-1S.

Migrasi (Migration)

Semua bukti yang ada menyebutkan bahwa migrasi awal hidrokarbon ke

reservoar terhambat oleh diagenesis yang menahan porositas primer. Analisis Plug-

type core dilakukan untuk sembilan sampel aspal dari batupasir dan konglomerat

berukuran boulder. Porositas helium dan permeabilitas nitrogen pada sampel ini

berturut-turut kira-kira 22,5 % dan 41 mD. Nilai porositas yang dapat disebandingkan

diperoleh dari electric log sumur Bulu-1S dan Sampolakosa-1S.

Perangkap (Traps)

Terdapat 4 struktural-dip trap dan perangkap stratigrafi yang telah didelineasi.

Struktur utama pada daerah onshore merupakan thrust related anticline dengan

four-way dip closure. Pada daerah offshore, struktur utamanya adalah wrench-

related anticline. Perangkap stratigrafi, termasuk rees dan kipas sedimen klastik juga

terdapat di beberapa daerah offshore.

Struktur thrust related anticline pada daerah onshore berumur Miosen akhir dan

berkembang sebagai hasil tabrakan antara Buton dan Muna. Kubah terbentuk

bersamaan dengan pengendapan batugamping Formasi Tondo dan fasies klastika

kasar pada Miosen Awal – Miosen Tengah. Kebanyakan perkembangan struktur

diakhiri oleh aktifitas tektonik tabrakan Pulau Buton dan Tukang Besi selama Pliosen

Akhir sampai Pleistosen. Deformasi yang terjadi meliputi reaktivasi patahan-patahan

muda dan kompresi ulang struktur-struktur yang lebih tua. Di semua struktur berupa

sesar naik, deformasi tektonik meningkat seiring kedalaman, konsekuensi dari hal ini

prinsip reservoar objektif terperangkap dalam overthrust sheet. Klastika kasar

Formasi Tondo adalah reservoar objektif yang utama.

Wrench-related anticline melingkupi daerah Selat Buton dan sebagian besar

bagian barat Pulau Buton (Gambar 6). Strukturnya berupa tight asymetric folds,

dengan trend ke arah timur laut, dan sejajar en echelon sampai wrench fault utama

yang paralel dengan Pantai Barat Buton. Perkembangan trap terjadi selama Pliosen

Akhir / Pleistosen Awal saat terjadi oblique collision Pulau Buton dan Tukang Besi.

Doming pada dasar laut mengindikasikan kompresi struktur ini masih terjadi.

Reservoar objerktifnya adalah paparan karbonat Formasi Sampolakosa dan

interbedded pinacle reefs.

Perangkap stratigrafinya yaitu reefal buildup berumur Pliosen / Pleistosen dan

endapan kipas berumur Pliosen. Perangkap ini melingkupi daerah offshore antara

Pulau Buton, Muna, dan Sulawesi. Data seismik tambahan diperlukan untuk

mengetahui potensi play ini.

VI1.1 Introduction

Buton island is located in Eastern Indonesia region, off the Southeast coast of Sulawesi (Figure

1). Stratigraphy and structural style of the islands are distinctly different from S.E. Sulawesi and

Muna Island. However, broad similarities are recognized between Buton and adjacent islands

in the BandaArea, specifically Timor, Seram, and Buru. Buton Island is on the western margin

of the Banda Sea in the Province of South East Sulawesi, Indonesia. The island is

approximately 155 kilometres long and between 15 and 60 kilometres wide.

VI1.2 Regional Geology

VI1.2.1 Tectonic Setting

Tectonically, Buton Island is part of Sula-Buton Province comprises terrains of Australian

origin situated in or adjacent to Eastern Sulawesi (Figure 2). The Sula-Buton Province is

bounded to the West by the Western Sulawesi Volcanic Arc province and metamorphic-

ophiolite belt of SE Sulawesi province. Buton Island is primarily a westward-directed fold-

thrust belt composed of Australian continental sediments imbricated with non-Australian

Ophiolitic material. The imbricated sequences consist of ophiolite, metamorphic rocks and

sediments of Australian affinity which range as young as Upper Oligocene, are grouped

together as the Wolio Complex (Smith, 1983). These are overlain by syn to post orogenic

sediments of Miocene-Recent age.

The general stratigraphy of Buton Basin consists of a pre-Neogene carbonate sequences

overlain by Neogene sediments (essentially marine sediments) and Quaternary reef

limestones.

The lower part of the pre-Neogene sequence contains of clastic detritus, showing its affinity

with continental margin of Australia. Towards the upper part of the clastics are gradually

replaced by deep-water carbonates. Stratigraphic correlation with other islands along the

Sorong Fault Zone (i.e. Buru and Seram) indicate that Buton and other two islands are rifted

and drifted from the continental margin of Australia/Papua New Guinea which collided with

Sulawesi Plate during The Early Miocene. This collision is marked by ophiolite obduction onto

the Buton micro-plate and development of linear (NE-SW) sedimentary basins between thrust

culminations.

At least three main sedimentary basins can be recognized in this area: Bulu Lisamale Basin

lies in the southern part of the Buton Island, Lambale Basin locates in the northern part of the

Buton Island, and Buton Strait Basin. These basins range in age from Early to Late Miocene

and contain thick sedimentary sequences deposited in an essentially deep marine turbidite

environment. The sediments are derived from thrusted and deformed pre-Neogene and

ophiolite sequences. Deformation proceeded through the Neogene firstly as a thrusting and

associated folds, which involved pre-Neogene sequence, and later followed by block faulting

associated strike-slip deformation. Strike-slip faults were interpreted active during deposition

of Upper Tondo and Sampolakosa Formation. Pleistocene regional uplift in this region was

accommodated by block faulting resulted in the formation of Wapulaka limestone terraces.

VI1.2.2 Stratigraphy Tertiary Stratigraphy Generally Tertiary stratigraphy of the island

composes of pre-Neogene dominantly carbonate sequence and is overlain by Neogene

sediments (essentially marine) and Quaternary reef limestone. Immediately to the west of

Buton is the island of Muna, which consists of predominantly marine sediments (Pliocene to

Recent) (Figure 3).

Pre-Neogene Stratigraphy

Pre-Neogene rocks floor the Neogene basins in both South and North Buton. The pre

-Neogene sequence is intensively imbricated by thrust faults and is interpreted to overlie

continental basements of the Doole Metamorphic Group. The Doole Metamorphic Group

consists of low-grade metamorphic phyllites rich in quartz and feldspatic detritus. The rocks are

exposed in a fault-bounded block (in north of Doole Bay). The age of these rocks is uncertain,

but similar to Banda Arc basement units are thought to be of Palaeozoic (Gerrad et al., 1989).

In general, the pre-Neogene rocks in this region compose of Triassic Winto, Jurassic Ogena,

Late Jurassic Rumu, and Late Cretaceous to Oligocene Tobelo Formations. The Winto

Formation in North Buton comprises of limestones, whereas rocks in south Buton contain a

mixture of clastic, shales and carbonate rocks.

Stratigraphically, the Winto Formation is overlain by the Jurassic Ogena Formation. The

minimum thickness of this rock unit is about 500 m in south of Buton, and is estimated

approximately 1,000 m in North Buton. The Ogena Formation consists of well-bedded

limestones (calcilutite) and thin shale intercalations. In the North Buton Area, the limestones

contain small amounts of chert.

In the South of Buton, the Late Jurassic Rumu Formation is interpreted to conformably overlay

the Ogena Formation. The minimum thickness of the Rumu Formation is about 450 m. The

rock as its type locality consists of pink coloured calcilutite, with red chert bands and pale grey

mudstones containing belemnites and dolomites.

The youngest pre-Neogene sedimentary sequence is Early Cretaceous to Oligocene of the

Tabelo Formation. This formation is interpreted to be ca. 1500 m thick in North Buton and ca.

1100 m thick in South Buton. Generally the lithology comprises of massive or bedded

limestones with chert lenses or nodules. The limestones are micritic, recrystallised,

heavilyveined (calcite) and stylolitised.

Neogene Stratigraphy South Buton Neogene Basin Two Neogene sedimentary basins are

recognized in South Buton, firstly The Buton Strait Basin and secondly the Bulu Basin in SE

Buton. The stratigraphy of the South Buton Neogene Basins is described below: Tondo Group

and Sampolakosa Formation.

Trie Tondo Group broadly can be divided into three divisions, such as a coarse clastic facies, a

fine clastic facies, and a limestone facies.

Coarse Clastic Facies

This rock unit consists of predominantly matrix-supported conglomerates and medium

sandstones and medium to coarse grained, lithic sandstones. The rocks are poorly sorted and

clastics are sub angular to rounded. Asphalt impregnations in coarse clastic indicate that the

rocks have moderate to good porosities. This coarse clastic facies was deposited in outer

shelf to upper bathyal environment as submarine fan sediments sourced by palaeohighs

bounding linear shaped basins. This is confirmed by an abundance of planktonicforaminifera

throughoutthe sequences.

Fine Clastic Facies

The fine clastic facies is dominated by mudstones (fissile siltstones and claystone)

intercalated with thinly bedded, fine to coarse-grained sandstones. Sandstones usually

constitute less than 25% of the fine clastic units. This type of facies may present a sequence

of either inter-channel fan deposits or distal turbidites.

Limestone Facies

Two types of limestones are present in the Tondo Group of South Buton. These are:

- Massive limestones up to 200 m thick with occur on the east flanks of the Kapantoreh

Ophiolite. These limestones have been interpreted as shelf limestones and reveal

Middle to Late Miocene ages.

- Argillaceous limestones occur as occasional intercalation within the fine clastic facies.

This type facies consists of grey to buff coloured muddy limestones rich in coral

detritus.

Two types of depositional environments for the Tondo limestones are interpreted; firstly shelf

environment flanking the Kapantoreh High for the massive limestones, secondly a basinal

environment forthe argillaceous limestone interbeds in the clastic sequences. Overlying the

Tondo Group rocks of South Buton area are a series of grey to white coloured marl and

calcarenite, which reach a maximum thickness approximately 400 m of Early to Late Pliocene

of an outer shelf to bathyal sediments of the Sampolakosa Formation. The marls are often

bioturbated and contain occasional carbonate concretions.

North Buton Neogene Basin The

Lambale Basin

Similar to the South Bone Basin, Tertiary sediments of the Lambale Basin are composed of two

main rock units: Tondo Group, and Sampolakosa Formation.

Tondo Group

As in South Buton, the Tondo Group of the Lambale Basin can be subdivided into three

lithofacies; limestone facies and both a coarse and fine clastic facies.

Limestone facies

Unlike in the southern Buton Area, the limestone facies of the Lambale Basin consists of

dominantly massive, cream to buff coloured micrite Early-Middle Miocene limestones with

occasional conglomerate and breccia horizons intercalation, particularly in the upper part of the

sequence.

Coarse Clastic Facies

Tondo clastic rocks in the Lambale Basin are younger than the limestone facies and are

interpreted to overlie unconformable the limestone facies. The lithologies within the Tondo

coarse clastic facies are similar to those in South Buton. The rocks are mainly conglomerates

and medium to coarse grained, lithic sandstones. The overall thickness of the coarse clastic

facies is highly variable. The maximum thickness of this unit measured from cross-section is on

the order of 500 m at the basin margin.

Sampolakosa Formation

The Pliocene Sampolakosa Formation of the Lambale Basin crops out in the central part of the

basin. In this basin, the Sampolakosa is composed of massive/bedded, white coloured marl and

calcarenites in the upper part. The presence of calcarenite in the upper part ofthe Lambale Basin

succession may indicate of a shallow upwards sequence. Wapulaka Formation in the South and

North Buton

The Wapulaka Formation of Buton comprises of Pleistocene to Recent (N22-N23) coralline

limestones. The deposition of the Wapulaka Formation marks a rapid change from subsidence

in a deep marine environment to rapid post-basin uplift during Late Pliocene/Pleistocene. The

distribution and extent of the Wapulaka limestones in North

Buton indicates that uplift is very much less than in South Buton. Limestones terraces up to 700

m above sea level are present in South Butan whereas in North Buton limited in lateral extend

and terraces are rarely greater than 50 - 75 m above sea level.

VI1.3 Petroleum System VI1.3.1

Source Rock

The Triassic Winto Formation that was deposited under anoxic conditions during a marine

transgression contains the petroleum source rock for the Buton petroleum system. It contains

mostly marine shales with some fine-grained limestone with some calcareous shales and large

amounts of organic matter. The Winto Formation has been ascribed to be potential source

quality in the Buton Basin, whilst other formations of preTertiary age have poor organic content

and were suggested to have no source potential due to low organic quality.

VI1.3.2 Reservoir Rock

Primary target for reservoir plays are the Tondo Coarse Clastic Facies and karstic horizons at

the top of the Tobelo and Tondo Limestones.

Tondo Clastic

In general coarse clastic submarine fan facies of the Tondo Formation are almost entirely lithic

in composition, although some feldspatic lithic sandstones have been identified. Lithic

fragments are dominantly serpentinites derived from the Kapantoreh Ophiolite Complex with

lesser amounts of carbonate, chert and metamorphic fragments exist. Despite the presence of

ophiolitic fragments in many Tondo Clastic Units, a feature that may be expected to reduce

porosity, asphalt impregnation is widespread. Asphalt impregnations are widespread across

South Buton and around the margins of the Lambale Basin.

The total thickness of this unit varies between 90-140 m, with lateral variation in thickness of

individual sandstone and conglomerate are extremely variable. Individual

sandstone/conglomerate units range between 10 to 15 m thick (ERI, 1990). This unit has

porosity value range from 19-28 %. Surface weathering has been enhanced the porosity of the

Tondo Coarse Clastic Unit.

Palaeokarst

Two Palaeokarst reservoir horizons exist on Buton. These occur at the following stratigraphic

intervals: top of the deformed pre-Neogene sequence, and top of the Tondo Limestone Unit.

Pre-Neogene Limestone Karst

A palaeokarst horizon of the Tobelo Limestone (sub-unconformity trap) exists at the top of the

deformed pre-Neogene sequence and is overlain by the Tondo Group. In this type of reservoir,

Tondo clastics overlie the unconformity surface and infill cracks and fractures in the karsted

Tobelo limestone. The other possible potential karst reservoir may exist within the pre-Neogene

carbonate succession of Ogena and Tobelo Formations.

Tondo Limestone Karst

This type of palaeokarst play appears to be restricted to the North Buton. Although was not

observed in surface outcrops, this horizon appears as a strong reflector on seismic line

crossing the Lambale Basin. The development of the base Neogene palaeokarst can be

inferred to the pre-Neogene (Early Miocene?) major uplift event on Buton. In this type of

reservoir, karstification may lead to formation of fracture porosity at the top of the Tondo

limestone facies.

VI1.3.3 Seal Rock

Various seals potential exist in the Buton Basinal area, which include the fine clastic facies

units of the Tondo Group and marls and mudstone of the Sampolakosa Formation. Tondo fine

clastic facies unit that predominantly composes of claystones and siltstones separate stacked

sand and conglomerate units. In the Lambale Basin, mudstones and marls ofthe Tondo and

Sampolakosa Formations overlie Tondo coarse clastic horizons, which are interpreted to

extend across the Lambale Basin at depth. The lack of any oil and gas seeps and the

restriction of asphalt impregnations to the margins of the Lambale Basin is the strongest

argument forgood seal potential in the basin.

VI1.3.4 Migration

Migration of oil and gas through fault into reservoir within anticlinal traps in Neogene Basin is

envisaged. Migration of oil into Tondo Clastic rocks is interpreted to have been occurred at an

early stage of the diagenesis.

Faults are interpreted to be the principal migration pathways for hydrocarbons. The Winto

Formation source rocks have been structurally thickened and repeated by thrust faults.

Migration of hydrocarbons occurred initially along thrust faults to potential reservoirs and traps

in younger stratigraphic sequences.

An important consideration is the presence of deep-seated late strike-slip faults, which post

date thrusts and fold and have been active from Late Miocene to possible Recent. These

structures may breach potential hydrocarbon reservoirs and therefore present an alternative

pathwayforhydrocarbon migration.

VI1.3.5 Trapping Mechanism

Primary trap for hydrocarbon in the Buton Area are structural trap which include anticline and

combine anticline and fault traps.

Anticlinal Trap

The anticlinal trap involves Middle Miocene-Pliocene sediments (N14 and younger). The

anticlinal trap can be grouped as upright open fold structures that formed during the latest

tectonic event of the Plio-Pleistocene. The axis of the anticlinal structures trends NE-SW

direction. In the Lambale Basin, the anticlinal structures are generally small. The axis of the

structure trends NNW-SSE.

Stratigraphic Trap

The presence of interfingering of sandstone/conglomerate units with mudstone dominated units

in the Tondo clastic indicates potential for stratigraphic traps in this area. Possible combined

stratigraphic-structural trap may also exist in this area that is formed by folded intraformational

unconformity as seen in a number of anticlinal structures in South ButonArea.

VI1.4 Hydrocarbon Play

Tondo Clastics are the main prospective play in the Buton Basin, with the several potential

traps. The structural trap (block fault and anticline) and stratigraphic traps such as lateral pinch

out are the main potential traps in this play. Hydrocarbon charging estimates from a low

structure, where shale of Winto Formation matures to generate hydrocarbon.

The Tondo Carbonate, Tobelo and Ogena are the other prospective play in the Buton Basin. The

structural trap and stratigraphic trap such as carbonate build-up are the

Potential traps for these plays. Hydrocarbon charging estimates from low structure, where the

shales of Winto Formation mature to create hydrocarbon. The hydrocarbon migrated laterally

and vertically through faults pathway (Figure 4).

References

Davidson, J.W., 1991, The Geology and Prospectivity of Buton Island, S.E. Sulawesi,

Indonesia, Proceed. Indon. Petrol. Assoc., Twentieth Annual Convention, Vol.

1.

ERI & Geoservices LTD, 1990. Hydrocarbon Prospectivity of Buton Island S. E. Sulawesi,

Indonesia.

Garrard, R.A., Silalahi, D., Shciller, D. & Mahodim, P. 1989. Sengkang Basin, South

Sulawesi. Indon. PetroLAssoc. PostConvention FieIdTrip,1989.46p. Sosrowidjojo, I.B.,1994

The Biomarker of seme seep samples from the Buton Island LEMIGAS,1988. Penelitian

Karakteristik Geokimia Pulau Buton, Prosuda,1988/1989.