4

BAB II

TINJAUAN PUSTAKA

2.1 Geologi Regional Cekungan Sumatra Selatan

Cekungan Sumatra Selatan terletak di sebelah Timur Bukit Barisan memanjang

dengan arah Barat Laut – Tenggara, termasuk jenis cekungan belakang busur (back-

arc basin), dibatasi oleh pegunungan Barisan di sebelah Barat Daya dan Paparan Sunda

berumur Pra-Tersier di sebelah Timur Laut (De Coster, 1974).

Cekungan Sumatra Selatan merupakan suatu cekungan besar yang terdiri dari

beberapa sub cekungan. Subcekungan tersebut adalah subcekungan Jambi (Palembang

Utara), sub cekungan Palembang Tengah, sub cekungan Palembang Selatan (Kompleks

Palembang) (Kosesoemadinata, 1980).

Cekungan Sumatra Selatan termasuk lahan eksplorasi aktif yang terbukti

sebagai salah satu daerah penghasil minyak dan gas bumi yang cukup besar. Kecuali

Formasi Kasai, seluruh formasi termasuk batuan dasarnya (basement) telah terbukti

berpotensi menghasilkan hidrokarbon.

2.1.1 Tektonik Setting

Pulunggono et.al. (1992) membagi evolusi Cekungan Sumatra menjadi tiga

fase, yaitu fase kompresional pada Jura Akhir – Kapur Awal, fase ekstensional pada

Kapur Akhir – Tersier Awal dan kembali ke fase kompresional pada Miosen Tengah –

5

sekarang. Perubahan fase-fase tektonik tersebut dikontrok oleh perubahan arah datanya

Lempeng Samudera Hindia ke arah Lempeng Eurasia.

Fase kompresional pada Jura Akhir – Kapur Awal terjadi akibat tumbukan

Lempeng India dengan Eurasia. Jejak tidak langsung tumbukan dikenali dengan adanya

jalur magmatisme berupa intrusi granitis berumur Jura berjajar dengan arah WNW –

ESE dimulai dari pegunungan Gumanti – Liki di Timur kota Padang, pegunungan

Tigapuluh, pegunungan Duabelas yang dikenal sebagai Musi linieament hasil sesar

strike slip berumur Jura Akhir (Pulunggono et.al., 1992). Sejajar dengan Musi

linieament di sebelah selatannya ditemukan jalur magmatik berarah WNW – ESE

berumur kapur dimulai dari gunung Bolang di Tenggara Padang, sungai Gumanti,

singkapan batuan granitis di gunung Tembesi – Rawas hingga batuan dasar granite

Gambar 2.1 Fase-fase tektonik pulau Sumatra (Pulunggono, 1992 dalam “ Pre-Tertiary and Tertiary

Fault Systems as a Framework od The South Sumatera Basin”)

6

serta granodiorite dan di Selat Sunda yang dikenal sebagai Lematang linieament hasil

sesar strike slip berumur Kapur Awal (Pulunggono et.al., 1992). Ke arah Selatan

terdapat tiga linieament yang juga merupakan hasil fase kompresional Jura Akhir –

Kapur Awal, berturut-turut yaitu Kepayang dan Saka linieament.

Fase tektonik selanjutnya adalah fase ekstensional pada kapur Akhir – Tersier

Awal yang terjadi akibat perubahan pergerakan lempeng Hindia menjadi N – S serta

berkurangnya kecepatan konvergensi secara signifikan sejak Eosen Akhir telah

menyebabkan gaya gravitasi menjadi dominan dan shear-shear yang terbentuk

sebelumnya berkembang menjadi zona depresi maupun seri graben berarah NE – SW

dan N – S (Pulunggono et.al., 1992). Sesar mendatar dekstral pada Lematang

linieament yang berarah N300°W terhenti, sedangkan zona depresi yang terletak di

sebelah Selatan Lematang linieament berarah N30°E terbentuk dengan ditunjukkan

oleh kehadiran Formasi Lahat sebagai endapan synrift.

Fase tektonik selanjutnya adalah kompresional kembali aktif pada Miosen

Tengah yang terjadi akibat arah pergerakan lempeng Hindia berubah menajdi N6°E

yang menyebabkan sesar-sesar normal yang terbentuk pada fase ekstensional

sebelumnya berubah menjadi sesar mendatar bahkan sampai terjadi pembalikan dan

menghasilkan antiklin-antiklin seperti yang terdapat pada Lematang linieament

sekarang (Pulunggono et.al., 1992). Fase ini menghasilkan antiklinorium-

antiklinorium yang berarah NW – SE.

7

2.1.2 Stratigrafi

Ryacudu (2005) membagi stratigrafi formasi-formasi di Cekungan Sumatra

Selatan dari yang paling tua ke yang muda yaitu Basement, Formasi Lahat (termasuk

di dalamnya Kikim Tuff), Formasi Talang Akar terdiri dari Gritsand member (GRM),

dan Transitional member (TRM), Formasi Baturaja, Formasi Gumai, Formasi Air

Gambar 2.2 Lima linieament berarah relatif WNW – ESE di Cekungan Sumatra

Selatan, terdiri dari empat hasil fase tektonik Jura Akhir – Kapur Awal dan satu hasil

fase tektonik miosen Awal. Linieament tersebut di atas juga didukung dengan bukti

singkapan batuan beku pada jalur-jalurnya dengan umur yang sesuai. Dua linieament

lainnya yang berarah N – S merupakan hasil fase ekstensional. (Pulunggono, 1992

dalam “ Pre-Tertiary and Tertiary Fault Systems as a Framework od The South

Sumatera Basin”)

8

Benakat, Formasi Muara Enim, dan Formasi Kasai. Kolom stratigrafi Cekungan

Sumatra Selatan ini dapat dilihat pada Tabel 2.1.

2.1.2.1 Basement

Batuan dasar pada Cekungan Sumatra Selatan merupakan kompleks Pra-

Tersier yang disusun oleh sebuah kompleks batuan beku Mesozoikum, batuan

Tabel 2.1 Kolom stratigrafi Cekungan Sumatra Selatan (modified by Ryacudu,

2005)

9

metamorf Paleozoikum – Mesozoikum. Menurut dating batuan tersebut berumur

Kapur Akhir sampai dengan Paleosen – Eosen Awal.

2.1.2.2 Formasi Lahat

Formasi ini diendapkan secara tidak selaras di atas Basement, terdiri dari

batupasir, batulempung, fragmen batuan, breksi, batubara tipis, dan tuf yang semuanya

diendapkan di lingkungan darat (kontinen). Formasi ini berumur Oligosen Awal –

Oligosen Akhir. Ketebalan formasi bervariasi antara 200 – 760 meter.

2.1.2.3 Formasi Talang Akar

Formasi ini diendapkan secara tidak selaras di atas Formasi Lahat. Formasi ini

diendapkan secara tidak selaras di atas Formasi Lahat. Formasi ini dibagi menjadi 2

anggota yakni GRM (grit sand member) yang tersusun oleh klastika kasar dengan

sisipan serpih dan batubara serta angoota TRM (transitional member) yang terdapat

shale. Lingkungan pengendapan Formasi Talang Akar berada di lingkungan litoral

hingga shallow marine yang berumur Oligosen Akhir – Miosen Awal. Ketebalan

formasi bervariasi antara 100 – 500 meter.

2.1.2.4 Formasi Baturaja

Formasi ini diendapkan secara selaras di atas Formasi Talang Akar. Litologi

penyusunnya didominasi oleh batugamping yang dikelompokkan menjadi tiga bagian

yaitu batugamping paparan pejal, batugamping terumbu/bioklastik berpori dan napal.

10

Formasi ini berumur Miosen Awal berkisar antara N6 – N7 (Blow). Ketebalan formasi

bervariasi antara 50 – 200 meter.

2.1.2.5 Formasi Gumai

Formasi ini dikenal juga dengan Formasi Telisa, diendapkan selaras di atas

Formasi Baturaja. Batuan pada formasi ini bersifat fossilferous, mengandung serpih

yang berasal dari laut, kadang-kadang mengandung lapisan tipis batugamping

galukonitan. Pada pinggiran cekungan terjadi fasies shallow marine dengan litologi

berupa batulanau dan batupasir halus, serta batugamping dengan sisipan serpih.

Formasi Gumai diendapkan di lingkungan neritik dan berumur Miosen Awal – Miosen

Tengah.

2.1.2.6 Formasi Air Benakat

Formasi Air Benakat diendapkan selama awal fase siklus regresi. Komposisi

dari formasi ini terdiri dari serpih, batupasir, batulempung, batulanau, dan lapisan tipis

batugamping. Formasi ini diendapkan di atas Formasi Gumai. Ketebalan formasi

bervariasi antara 300 – 600 meter. Fauna yang dijumpai pada formasi Air Benakat ini

antara lain Orbulina universa d’Orbigny, Orbulina suturalis Bronimann,

Globigerinoides subquadratus Bronimann, Globigerina venezuela Hedberg,

Globorotalia perpheronda Blow & Banner, Globorotalia mayeri Cushman & Ellisor,

semuanya menunjukkan umur Miosen Tengah N12 – N13. Formasi ini diendapkan di

lingkungan laut dangkal.

11

2.1.2.7 Formasi Muara Enim

Formasi ini diendapkan di atas Formasi Air Benakat secara selaras. Batuan

penyusun formasi ini berupa batupasir, batulempung, dan lapisan batubara. Batas

bawah dari formasi Muara Enim pada bagian Selatan dari cekungan biasanya berupa

lapisan batubara yang umumnya dipakai sebagai marker. Jumlah dan ketebalan

lapisan-lapisan batubara menurun dari Selatan ke Utara pada cekungan ini. Ketebalan

formasi berkisar antara 250 – 800 meter. Formasi ini berumur Miosen Akhir – Pliosen

dengan lingkungan pengendapan laut dangkal, delta plain, hingga lingkungan non-

marine.

2.1.2.8 Formasi Kasai

Formasi ini merupakan formasi yang paling muda di cekungan Sumatra

Selatan. Formasi ini diendapkan selama Pliosen – Pleistosen dan dihasilkan dari erosi

produk vulkanik pegunungan Barisan dan pegunungan Tiga Puluh. Litologi penyusun

formasi ini terdiri dari batupasir tufan, lempung dan kerakal, dan lapisan tipis batubara.

Umur dari formasi ini adalah N19 – N21 atau Pliosen – Plistosen dengan lingkungan

pengendapan darat.

2.1.2 Petroleum System Cekungan Sumatera Selatan

Pada sistem petroleum ini akan dijelaskan mengenai batuan induk, kematangan

batuan, pola migrasi yang terjadi, reservoir hidrokarbon, tipe geometri dan kualitas dan

jenis perangkap yang ada.

12

Batuan Induk (Source Rock)

Hasil investigasi beberapa peneliti di Cekungan Sumatra Selatan ini

memperlihatkan bahwa minyak dan gas bumi yang terkandung di cekungan ini berasal

dari batuan induk (source rock) yang berupa endapan-endapan lacustrine (danau),

endapan serpih coklat (brown shale) dan batubara berumur Eosen-Oligosen Akhir.

Batuan induk ini mengisi bagian dalam dari graben dan subgraben yang diperkirakan

terbentuk selama fasa ekstensi Kapur Akhir-Tersier Awal, setelah fasa kompresi Yura

Akhir-Kapur Awal.

Migrasi (Migration)

Migrasi adalah perpindahan hidrokarbon dari batuan sumber melewati rekahan

dan pori-pori batuan waduk menuju tempat yang lebih tinggi. Beberapa jenis sumber

penggerak perpindahan hidrokarbon ini diantaranya adalah kompaksi, tegangan

permukaan, gaya pelampungan, tekanan hidrostatik, tekanan gas dan gradien

hidrodinamik.

Mekanisme pergerakan hidrokarbon sendiri dibedakan pada dua hal yaitu

perpindahan dengan pertolongan air dan tanpa pertolongan air. Secara sederhana dapat

dikatakan bahwa migrasi hidrokarbon dipengaruhi oleh kemiringan lapisan secara

regional. Waktu pembentukan minyak umumnya disebabkan oleh proses penimbunan

dan ‘heat flow’ yang berasosiasi dengan tektonik Miosen Akhir.

13

Batuan Waduk (Reservoir)

Di dalam Cekungan Sumatra Selatan, batuan yang berperan sebagai batuan

reservoir yang mengandung minyak dan gas dijumpai pada hampir di semua batuan,

dari Formasi-formasi Lahat, Talang Akar, Batu Raja, Gumai/Telisa, Air Benakat,

Muara Enim dan bahkan dari batuan dasar Pra-Tersier (basement). Tetapi pada umum

nya sebagai batuan reservoir utama adalah batu pasir dari formasi Talang Akar dan

batugamping dari Formasi Baturaja.

Batuan Penyekat (Seal)

Batuan yang berperan sebagai batuan penyekat bersifat regional, dijumpai

sebagai shale yang tebal dari Formasi Telisa / Gumai (GUF) dan dari shale yang

terdapat pada intra-formasi didalam tiap-tiap zone batupasir pada masing-masing

formasi. Shale ini meskipun ketebalannya relatif tipis, namun terbukti dapat berfungsi

secara baik sebagai batuan penyekat (seal) bagi migrasi / akumulasi minyak dan gas

untuk lapisan-lapisan reservoir yang ada dibawahnya.

Perangkap (Trap).

Semua penemuan minyak dan gas di wilayah kerja Cekungan Sumatera Selatan

Lapangan “X” terperangkap di dalam sistem perangkap struktur. Pada awal sejarah

ditemukannya lapangan-lapangan minyak dan gas di lapangan “X” adalah berdasarkan

pemetaan geologi permukaan (surface geological survey). Kemudian pada era tahun

1960-1970-an banyak ditemukan lapangan-lapangan minyak dan gas baru, yang

umumnya juga ditemukan sebagai perangkap struktur.

14

2.2. Teori Dasar

2.2.1 Well Log

Log adalah suatu grafik vertikal kedalaman atau waktu dari suatu set data yang

menunjukan parameter yang diukur secara berkesinambungan di dalam sebuah sumur.

Log digunakan untuk korelasi dan penentuan fasies batuan, seperti mengenal bidang-

bidang kronostratigrafi dan jenis system tract yang mungkin, tetapi penentuan fasies

dengan menggunakan data log saja merupakan sesuatu yang spekulatif sehingga

dibutuhkan analisa data lainnya seperti mud log dan data biostratigrafi.

2.2.1.1 Jenis Wireline Log

2.2.1.1.1 Log Radioaktif

Log radioaktif adalah jenis log yang dihasilkan dari perekaman yang

menggunakan elemen-elemen radioaktif yaitu log Gamma Ray, Densitas dan Neutron.

15

2.2.1.1.2 Gamma Ray Log

Pada dasarnya gamma ray log merekam pancaran radioaktif dari formasi. Sinar

radioaktif alami yang direkam berupa uranium, thorium, dan potassium. Log gamma

ray sederhana memberikan rekaman kombinasi dari tiga unsur radioaktif, sedangkan

spectral gamma ray menunjukkan masing-masing unsur radioaktif (Rider, 1996). Log

gamma ray merekam unsur radioaktif dalam skala API (American Petroleum Institute).

Gambar 2.3 Contoh log radioaktif (gamma ray, neutron, dan density log)

16

Kurva yang dihasilkan menunjukan besarnya intensitas radioaktif yang

terkandung dalam suatu batuan. Unsur-unsur ini (terutama Potasium) banyak terdapat

dalam mineral lempung dan mineral evaporit. Dengan asumsi bahwa mineral lempung

akan berkurang sejalan dengan bertambah besarnya ukuran butir, log ini sangat

berguna dalam penentuan besar butir. Tapi sebagaimana alat bantu lainnya, log GR

punya batasan. Batupasir yang bersih (tanpa lempung) bisa memberikan nilai GR yang

tinggi kalau mengandung potassium feldspar, mika, glaukonit, atau garam uranium.

Sehingga dalam pembacaannya, batupasir tersebut dianggap halus atau shaly. Log GR

dapat dikalibrasi terhadap batuan lewat pembacaan minimum dan maksimum, yang

berhubungan dengan karbonat atau batupasir dan berlawanan dengan anggota terakhir

lempung bersih (pure shale). Konsentrasi elemen radioaktif dalam lempung (clay

shale) biasanya bertambah saat terjadi kompaksi batuan.

2.2.2. Definisi Batuan Induk

Secara umum pembentukan minyakbumi terjadi karena penumpukan zat

organik terutama plankton pada dasar laut, dan tertimbun dengan sedimen halus dalam

keadaan reduksi, sehingga terawetkan. Hal ini hanya terjadi di cekungan sedimen

dimana terdapat suatu ambang dari laut terbuka, dengan sedimentasi yang cepat,

dibarengi dengan penurunan. Setelah itu kita mendapatkan suatu urut – urutan batuan

serpih yang kaya akan zat organik dan berwarna hitam yang disebut source rock atau

batuan induk.

2.2.3. Jenis Batuan Induk

17

Pada umumnya batuan induk diinterpretasikan sebagai batuan serpih berwarna

gelap, kaya akan zat organik dan biasanya diendapkan dalam lingkungan laut atau

danau.

Waples (1985) mengklasifikasikan batuan induk menjadi tiga jenis, yaitu:

1. Batuan induk efektif, yaitu batuan sedimen yang telah menghasilkan

hidrokarbon.

2. Batuan induk berpeluang (possible source rock) yaitu batuan sedimen yang

potensinya belum dievaluasi tetapi kemungkinan telah menghasilkan hidrokarbon

dan untuk meyakinkannya diperlukan suatu studi khusus.

3. Batuan induk potensial, yaitu batuan sedimen belum matang (immature) yang

diyakini akan dapat menghasilkan hidrokarbon jika mempunyai temperatur

pematangan yang lebih tinggi.

Konsekuensinya, suatu lapisan batuan induk yang sama dapat dikatakan

efektif pada suatu tempat, potensial pada daerah yang bertemperatur pematangan

lebih rendah dan dikatakan berpeluang di daerah yang belum diteliti. Bahkan dapat

pula dikatakan sama sekali tidak bersifat sebagai batuan induk jika terjadi

perubahan fasies sehingga kandungan organiknya sangat rendah.

Untuk keperluan identifikasi batuan induk, maka parameter yang dinilai

dalam penginterpretasiannya adalah:

Kuantitas (quantity) yang dapat diperoleh dengan mengetahui persentase

jumlah material organik di dalam batuan sedimen.

18

Kualitas (quality) /Jenis kerogen. Kualitas/Jenis diketahui dengan Indeks

Hidrogen yang dimiliki oleh batuan induk. Dengan mengetahui besarnya

maka tipe kerogennya dapat diketahui sehingga produk yang dihasilkan pada

puncak pematangan dapat pula diketahui.

Kematangan (maturity). Dengan mengetahui tingkat kematangan suatu

batuan maka dapat diperkirakan kemampuan batuan tersebut untuk

menggenerasikan minyak atau gas bumi. Tingkat kematangan suatu batuan

dapat diketahui dengan pemantulan vitrinit (% Ro), indeks alterasi termal

(TAI) dan temperatur maksimum pada pirolisis (Tmax).

2.2.4 Material Organik

Komposisi utama material organik yang terkandung dalam sedimen adalah

bakteri, fitoplankton, zooplangton (terutama foraminifera dan sejenis udang-udangan)

juga tumbuhan tingkat tinggi (higher plant). Pada dasarnya semua organisme

mempunyai kandungan kimia yang sama, antara lain lipid, protein, karbohidrat dan

lignin pada tumbuhan tingkat tinggi, namun terdapat beberapa perbedaan karakteristik

pada sejumlah kandungan utamanya dan pada detail struktur kimianya. Bila kita

berbicara tentang minyak bumi, tentunya kandungan yang terpenting dalam

pembentukannya adalah lipid. Lipid terdiri atas substansi lemak, lilin, dan komponen

lainya yang menyerupai lipid seperti pigmen terlarut pada minyak, terpenoids, steroids,

sterol dan lemak yang kompleks lainnya.

19

Gambar 2.4 Dua siklus utama dari karbon organik dibumi

(setelah Welte, 1970)

Secara umum material organik merupakan semua jenis bahan organik yang

diperkirakan dapat membentuk hidrokarbon. Untuk dapat mengetahui asal material

organik yang terkandung dalam suatu batuan sedimen diperlukan pemahaman

mengenai daur karbon (gambar 2.5) karena hakekat dari konsentrasi material organik

adalah luputnya sejumlah kecil fraksi karbon organik dari daur karbon yang terus

berulang.

Faktor-faktor lokal yang mempengaruhi komposisi material organik adalah

perubahan iklim, tingkat salinitas, pasokan nutrisi, oksigen dan predator. Di samping

itu adanya proses biokimia yang melibatkan karbohidrat, protein, polyphenol dan lipida

(zat lemak) dalam bentuk biopolimer tunggal maupun kompleks juga turut memberikan

kontribusi yang cukup berarti terhadap perbedaan komposisi material organik.

20

Dalam sedimen dan tanah proses biokimia ini selalu berulang kembali, pada

umumnya terdegradasi dan teroksidasi oleh organisme lainnya menjadi CO2 yang

terjadi setelah organisme mati dan selama proses penguraian oleh bakteri sebagai

transformasi dari bentuk biopolimer menjadi geomonomer. Pada saat biopolimer dan

geomonomer terurai terjadi suatu reaksi yang menghasilkan struktur polimer acak pada

material organik yang berasal dari geosfer dan terendapkan pada tempat dimana reaksi

terjadi, sehingga disebut dengan geopolimer yang relatif stabil terhadap penguraian

oleh bakteri.

Sebagian besar organisme terdiri dari beberapa macam polimer (selulosa,

protein, dan lignin) sehingga peluruhan tersebut dapat dianggap sebagai suatu

transformasi dari biopolimer ke geomonomer (Gambar 2.5).

(C8H10O5) n

H2O

n C8H12O6

O

O

O

O

H2O

H3CHC C

O

HN

NH

CH

C

O

HC

HN

H3C

CH3

C O

HN

H3C

CH

C

O

NH2

OHn

H2O

Protein Asam amino

Selulosa Gula

Lignin Flavanon

Gambar 2.5 Contoh transformasi dari bipolimer ke geomonomer (Waples,1985).

21

Faktor oksigen sangat berperan dalam preservasi material organik karena

berhubungan dengan kondisi lingkungan dimana material tersebut diendapkan.

Kondisi anoksik (kandungan O2 < 0.2 ml/l) sangat baik untuk proses preservasi

material organik dalam batuan sedimen. Laju sedimentasi dan penimbunan (burial)

yang cepat juga dapat meningkatkan preservasi material organik, tetapi jika laju

sedimentasi terlalu tinggi justru dapat mereduksi nilai karbon organik (TOC) karena

proses pelarutan (dilution) akan menyebarkan material organik ke seluruh volume

batuan sehingga konsentrasi karbon organik akan lebih sedikit.

Setelah proses pengendapan, material organik tersebut kemudian mengalami

proses-proses perubahan komposisi. Proses-proses tersebut meliputi diagenesis,

katagenesis dan metagenesis (tabel 2.2). Berikut ini akan dibahas mengenai ketiga

proses tersebut.

Diagenesis merupakan serangkaian proses pada suatu sistem dalam mencapai

keseimbangan pada kondisi penimbunan (burial) dangkal dimana sedimen tersebut

menjadi terkompakkan, biasanya kedalamannya dapat mencapai beberapa ratus meter

dengan peningkatan temperatur dan tekanan yang tidak terlalu besar dan perubahan

(transformasi) terjadi pada kondisi yang tidak terlalu ekstrim, selain itu perubahan

kimia biasanya terjadi akibat proses polikondensasi dan insolubilisasi.

Pada awal diagenesis agen utama dari proses perubahan ini adalah aktivitas

mikroorganisme anaerob yang mengkonsumsi oksigen bebas dan sulfat. Energi akibat

dekomposisi material organik tersebut diubah menjadi karbondioksida, amonia dan air.

22

Didalam sedimen itu sendiri material organik berubah untuk mencapai keseimbangan

berupa perubahan polimer atau biopolimer (protein dan karbohidrat) menjadi struktur

polikondensat yang baru (geopolimer) yang kemudian menjadi kerogen oleh aktivitas

mikroorganisme selama sedimentasi dan awal diagenesis. Hidrokarbon yang terbentuk

pada proses diagenesis ini adalah metana, akhir dari diagenesis material organik pada

sedimen ditandai oleh berkurangnya ekstrak asam humik/humus dimana kelompok

karboksil telah dihilangkan.

Katagenesis terjadi karena peningkatan temperatur dan tekanan selama

penimbunan (burial) pada cekungan sedimen, kedalamannya mencapai beberapa

kilometer dan tektonik juga berperan dalam proses ini. Peningkatan ini menyebabkan

sistem membutuhkan keseimbangan lagi yang akhirnya membawa pada perubahan

yang baru. Perubahan tersebut antara lain komposisi dan tekstur pada fase mineral akan

terubah terutama pada fraksi lempung, kandungan air akan terus berkurang, porositas

dan permiabilitas menurun juga salinitas dari air tanah akan meningkat, namun yang

paling utama adalah degradasi termal pada kerogen. Akhir dari katagenesis ditandai

oleh hilangnya rantai aliphatik karbon pada kerogen dan perkembangan dari orde

kerogen akan dimulai.

Tahap katagenesis dapat dibagi 2 berdasarkan suhu dimana hidrokarbon dapat

terbentuk yaitu :

a. Tahap katagenesis lemah atau oil window

Pada tahap ini, berlangsung pada suhu 50–1200C, terjadi perubahan

kerogen menjadi hidrokarbon biasanya berupa hidrokarbon cair.

23

b. Tahap kategenesis lanjut atau gas window

Tahap ini berlangsung pada suhu diatas 1200C. Proses yang terjadi adalah

penghancuran ikatan antar atom karbon dan menghasilkan hidrokarbon yang lebih

ringan seperti gas.

Tahap akhir dari evolusi sedimen dinamakan metagenesis dengan tingkat

kedalaman yang tinggi , temperatur dan tekanan mencapai nilai yang tinggi juga

dipengaruhi oleh magma dan hidrotermal. Beberapa mineral terubah pada kondisi

tersebut misalnya mineral lempung akan mencapai tahap tinggi dari kristalinitas, proses

disolusi tekanan dan rekristalisasi akan muncul seperti pada pembentukan kuarsit dan

dapat mengakibatkan menghilangnya struktur asli dari batuan, namun akan menjadi

tahap awal pembentukan fase mineral greenschist dan amfibolit. Pada tahap ini

material organik akhirnya hanya terdiri atas metana dan residu karbon.

Tabel 2.2 Transformasi material organik dalam sedimen dan batuan sedimen (Wapples,1985)

24

25

2.2.5 Kerogen

Kerogen adalah salah satu bentuk dari geopolimer yang berasal dari berbagai

tipe molekul prazat serta mengalami polimerisasi tinggi dan terbentuk di kondisi

lingkungan yang bervariasi, sehingga terdapat beberapa jenis kerogen dengan

karakteristik tertentu pula dengan unsur – unsur utama berupa karbon, hidrogen,

nitrogen, dan sulfur. Secara khusus, kerogen didefinisikan sebagai material organik

yang terdapat dalam batuan sedimen yang tidak larut dalam pelarut organik biasa dan

larutan alkali (NaOH) karena molekulnya berukuran besar (Tissot dan Welte, 1984).

Dalam geokimia minyak bumi, kerogen merupakan sesuatu yang penting

karena kerogen merupakan sumber dari sebagian besar minyak bumi dan gas. Sejarah

diagenesis dan katagenesis kerogen, juga kondisi alami material organik penyusunnya,

sangat mempengaruhi kemampuan kerogen memproduksi minyak bumi dan gas.

2.2.5.1 Pembentukan Kerogen

Pembentukan kerogen secara berturut-turut terjadi dalam dua tahap yaitu tahap

polimerisasi yang melibatkan pembentukan geopolimer dari geomonomer yang terjadi

setelah organisme mati dan tahap penyusunan kembali komposisi kerogen yang terjadi

26

setelah geopolimer pertama terbentuk dan akan terus berlangsung selama kerogen tetap

ada, dapat dilihat pada tabel 2.2.

Tahap polimerisasi dimulai pada saat perusakan dan transformasi tubuh

organisme terjadi, dimana biopolimer organik berukuran besar (protein dan

karbohidrat) akan terurai dan membentuk geopolimer baru yang tidak memiliki

struktur biologi teratur.

Tahap selanjutnya adalah pembentukan kerogen diawali dengan terjadinya

diagenesis pada kolom air, tanah dan sedimen yang menyebabkan ukuran molekul

geopolimer menjadi lebih besar dengan susunan struktur yang lebih kompleks dan

makin tidak teratur karena hilangnya air, CO2 dan amonia dari geopolimer asalnya.

Sedangkan untuk tahap Katagenesis dan Metagenensis merupakan perubahan dari

kerogen menjadi hidrokarbon.

2.2.5.2 Klasifikasi dan Komposisi Kerogen

Komposisi kerogen sangatlah bervariasi. Klasifikasi dari kerogen dapat dibagi

berdasarkan analisis mikroskopis dari material organik (maceral), analisis kimia

(elemental) dan produk dari pemecahan kerogen (breakdown).

Berdasarkan analisis mikroskopis dari material organik (maseral), maka

kerogen dapat dibagi kedalam 4 kelompok yaitu :

a. Grup alginit

Didominasi oleh maseral alginit yang merupakan alga air tawar, bersifat

menghasilkan minyak (oil-prone).

27

b. Grup eksinit

Didominasi oleh maseral eksinit (spora, polen), kutinit (kutikula dari tumbuhan

darat), resinit (resin dari tumbuhan darat, getah damar), liptinit (lemak dari tumbuhan

darat dan alga laut), bersifat oil-gas prone.

c. Grup vitrinit

Didominasi oleh maseral vitrinit (material selulosa dari tumbuhan berkayu),

bersifat gas-prone.

d. Grup Inertinit

Didominasi oleh arang kayu (charcoal), material organik yang teroksidasi dan

terbawa dari tempat lain (reworked), sulit menghasilkan hidrokarbon.

Berdasarkan analisis kimia, Institut Francais du Petrole (IFP) membagi

kerogen menjadi 4 tipe yaitu :

a. Tipe I

Sangat jarang ditemukan karena berasal dari alga danau. Kehadiran kerogen

tipe ini terbatas pada danau yang anosik dan jarang didapatkan pada lingkungan laut.

Kerogen tipe ini memiliki kapasitas yang tinggi untuk menggenerasikan hidrokarbon

cair.

b. Tipe II

Berasal dari beberapa sumber yang sangat berbeda, yaitu alga laut, polen dan

spora, lapisan lilin tanaman, dan fosil resin. Lemak tanaman juga menghasilkan

kerogen Tipe II. Kebanyakan kerogen Tipe II ditemukan dalam sedimen laut dengan

28

kondisi reduksi. Kerogen tipe II dapat dibandingkan dengan jenis exinit dari batubara

dan biasa menghasilkan hidrokarbon cair dan gas.

c. Tipe III

Terdiri dari material organik darat yang hanya sedikit mengandung lemak atau

zat lilin. Selulosa dan lignin adalah penyumbang terbesar pada kerogen Tipe III.

Kerogen Tipe III mempunyai kapasitas produksi hidrokarbon cair lebih rendah

daripada kerogen Tipe II, dan jika tanpa campuran kerogen Tipe II biasanya kerogen

Tipe III ini menghasilkan gas. Kerogen Tipe III ini kaya akan struktur aromat, dengan

O/C cukup tinggi dan H/C yang relatif rendah, dapat dibandingkan dengan vitrinit dari

batubara.

d. Tipe IV

Dari rombakan organik dan material yang teroksidasi yang berasal dari

berbagai sumber. Kerogen ini biasanya tidak memiliki potensi menghasilkan

hidrokarbon.

29

Gambar 2.6 Klasifikasi dan komposisi kerogen (Waples, 1985)

Berdasarkan produk yang dihasilkannya, kerogen dapat digolongkan menjadi:

a. Oil-prone kerogen

Kerogen yang kaya akan komponen lipid dan hidrogen serta cenderung

menggenerasikan minyak (molekul C6+) ketimbang gas (molekul C1-C5), suhunya

berkisar antara 100-1500 0C dibawah permukaan bumi.

b. Gas-prone kerogen

Kerogen yang komponennya didominasi oleh lignin dan miskin hidrogen serta

cenderung menggenerasikan gas (molekul C1-C5) pada suhu berkisar antara 150-2300

0C dibawah permukaan bumi.

2.2.5.3 Kematangan Kerogen

Kematangan material organik dikontrol oleh dua faktor utama yaitu suhu dan

waktu. Pengaruh suhu tinggi dalam waktu yang singkat atau sebaliknya akan

mengakibatkan kerogen terubah menjadi hidrokarbon. Selain dua faktor tersebut, umur

batuan juga terlibat karena kaitannya dengan proses pemanasan dan jumlah panas yang

diterima batuan induk. Kematangan material organik pada umumnya ditentukan

dengan :

a. Pemantulan vitrinit (Ro %)

30

Analisis ini didasari pada suatu pengertian bahwa kematangan pada kerogen

akan mengakibatkan perubahan pada fisik kerogen yang dibarengi dengan

kemampuannya memantulkan cahaya. Vitrinit sendiri adalah jenis maseral utama

penyusun batubara yang juga tersebar luas pada sedimen. Peningkatan pantulan vitrinit

akan meningkat seiring panambahan kematangan dan kedalaman.

b. Skala alterasi termal (Thermal Alteration Scale-TAS)

Merupakan salah satu analisis penentuan kematangan material organik yang

berbasis pada adanya pengaruh kematangan termal terhadap perubahan fisik pada fosil

dari kelompok spora dan polen.

c. Penentuan temperature maksimum (Tmax) dan indeks produksi minyak

(Oil Production Index-OPI).

Tmax merupakan suhu maksimum pada saat pembentukan hidrokarbon yang

terjadi selama pirolisis kerogen, sedangkan indeks produksi adalah rasio antara

hidrokarbon dalam batuan dan hidrokarbon yang dihasilkan sebagai akibat perubahan

kerogen menjadi bitumen selama pembentukan hidrokarbon.

31

Gambar 2.7 Model pembentukan hidrokarbon dari berbagai tipe kerogen yang menunjukkan jenis

cairan dan gas yang dihasilkan pada berbagai variasi harga reflektansi vitrinit (Waples, 1985).

Tabel 2.3 Klasifikasi tingkat kematangan material organik berdasarkan analisis mikroskopis

dan Rock-Eval Pyrolisis (Peters & Cassa, 1994)

32

2.2.6 Sistem Pengendapan Fluvial

Sistem fluvial adalah sumber utama pengumpul atau pendistribusi material

sedimen yang dihasilkan dari proses pelapukan pada tinggian di daratan dan

ditransportasi baik itu kelingkungan danau (lacustrine) atau laut (marine).

Bentuk utama dari aggradasi permukaan fluvial adalah channel yaitu berupa

saluran tunggal atau bercabang dengan intensitas kelokan yang besar ataupun kecil.

Bentuk braided dihasilkan oleh channel dengan intensitas aliran yang kecil (low-river

stage weaves) diantara bar-bar multipel (multiple bars channel). Ketika intensitas

alirannya bertambah besar, bar-bar tersebut membentuk bidang perlapisan aktif.

Bentuk meander dihasilkan oleh channel dengan intensitas aliran kelokan yang besar

yang membentuk bar seiring dengan migrasi channel. Channel dengan bentuk lurus

(straight) didominasi oleh lempung, intensitas kelokan kecil, terbentuk oleh

submerged, perpindahan arus terjadi pada perpindahan kelompok-kelompok bar.

Segmen cahnnel ini jarang terbentuk pada jarak yang panjang.

Pada gambar 2.8 diperlihatkan bahwa gradien kecepatan arus material sedimen

pengisi dan ukuran butiran batuan sedimen berkurang dari sumber asal material

tersebut kearah laut dan terlihat perubahan bentuk channel dari tipe braided pada

daerah proximal ketipe straight pada daerah distal.

Secara umum Allen, G.P. (1987), menggambarkan perubahan tersebut

meskipun demikian harus ditekankan pula bahwa perubahan tersebut tidaklah mutlak

karena tergantung pada morfologi daerah sistem fluvial tersebut. Seperti keterangan di

33

atas, Selley (1982) berpendapat bahwa bentuk utama dari channel yang ada yaitu

bentuk atau tipe braided dan tipe meander.

Gambar 2.8 Perubahan Tipe Channel Dari Daerah Proximal Ke Arah Distal (Allen G.P, 1987)

2.2.6.1 Sistem Braided

Sistem sungai braided ini terbentuk oleh jalinan channel dengan intensitas

kelokan yang kecil. Pada daerah ini pengerosian terjadi dengan cepat, proses pengisian

material sedimen juga cepat dan sporadis. Oleh karena itu pada umumnya sungai sistem

ini kelebihan material sedimen.

Pengulangan pembentukan bar dan cabang-cabang channel membentuk sistem

jaringan braided ini. Sikuen sedimentasi sistem braided, umumnya didominasi oleh

material sedimen berbutir kasar dengan sedikit material sedimen berbutir halus pada

bagian atasnya (Gambar 2.9). Struktur sedimen yang terbentuk merefleksikan

34

pengendapan pada energi tinggi dengan aliran yang searah (undirectionalflow), tabular

cross bedding dan punggungan bar yang lurus memanjang.

Gambar 2.9 Sub Lingkungan Pengendapan dan Sikuen Sedimentasi pada Braided Channel (Selley, 1982)

2.2.6.2 Sistem Meander

Sikuen umum dari tipe ini didominasi oleh material dengan butiran halus dan

memperlihatkan distribusi menghalus kearah atas (finingupward).

Struktur sedimen yang berkembang merefleksikan berkurangnya energi arus

yang bekerja, yaitu trough cross bedding pada bagian bawah dan parallel laminasi

pada bagian atas channel. Permukaan lateral akresi yang terbentuk merefleksikan

perpindahan point-bar secara tegak lurus terhadap arah aliran sungai.

35

Sub-Lingkungan Flood plain

Endapan pasir sangat halus, lanau dan lempung, diendapkan pada daerah

overbank flood plain sungai. Struktur sedimen yang terbentuk diantaranya paralel

laminasi, ripple mark dan kadang-kadang terdapat horison batu pasir yang mengisi

struktur shringkage crack, yang diasumsikan terdapat pada daerah subarerial.

Terdapatnya tanah (soil) diindikasikan oleh adanya carbonat chaliches, ferruginous

laterites dan rootlets horizon. Gambut kemungkinan dapat terbentuk dan juga

kumpulan sisa tanaman yang terawetkan pda permukaan lapisan. Sub-fasies ini

sebagian besar diendapkan pada arus suspensi selama air sungai melimpah dan

memotong bagian tanggung disisinya.

Sub-Lingkungan Abandoned Channel

Sub-fasies abandoned channel terdiri dari endapan batupasir halus berbentuk

tapal kuda dan biasanya disebut ox-bow lake yang terbentuk ketika sungai meander

memotong bagian lain dari permukaan disekitar sungai tersebut. Endapan pada sub-

fasies ini serupa dengan endapan pada sub-fasies floodplain, tetapi dapat dibedakan

dari geometrinya, yaitu endapan yang menindih abrasi konglomerat channel lag, tidak

terdapat selang dengan sikuen batupasir point-bar.

36

Gambar 2.10 Sub Lingkungan Pengendapan dan Sikuen Sedimentasi pada MeanderingChannel (Selley, 1982)

Sub-Lingkungan Channel

Perpindahan lateral meanderchannel mengerosi bagian luar dari tepi sungai

yang cekung (concave bank), menoreh dasar sungai dan mengendapkan sedimen pada

inner bank (pointbar). Proses tersebut menghasilkan karakteristik sikuen pada ukuran

butir dan struktur sedimen. Pada dasar permukaan bidang erosi diisi oleh material

sedimen berbutir kasar, mud pellet dan sisa-sisa kayu. Endapan tersebut disebut sebagai

lagdeposite pada dasar channel dan ditindih oleh sikuen batupasir dengan distribusi

butiran menghalus keatas (finingupward). Struktur massive, lapisan datar (flatbedded)

dan troughcross-bedded bergradasi menjadi tabular plannar cross-bedded kebagian

atas channel.

2.2.6.3 Sistem Pengendapan Delta

Delta adalah salah satu bentuk lingkungan pengendapan transisi yang

merupakan akumulasi sedimen fluvial pada muara sungai. Delta akan terbentuk bila

pasokan (supply) sedimen dari sungai lebih besar daripada sedimen yang didispersikan

oleh gelombang dan pasang laut atau danau, sehingga akan terbentuk keseimbangan

37

dinamika antara arus sungai dan mekanisma yang bekerja pada suatu cekungan.

Bersamaan dengan pembentukan delta tersebut, terbentuk pula morfologi delta yang

khas dan dapat dikenali pada sistem delta yang ada. Morfologi delta tersebut secara

umum terbagi atas tiga komponen utama, yaitu: delta plain, delta front dan prodelta .

2.2.6.3.1 Dataran Delta (Delta Plain)

Delta plain merupakan bagian delta yang bersifat subaerial yang terdiri dari

channel yang aktif maupun sudah ditinggalkan. Delta plain merupakan baigan daratan

dari delta dan terdiri atas endapan sungai yang lebih dominan daripada endapan laut

dan membentuk suatu daratan rawa-rawa yang didominasi oleh material sedimen

berbutir halus, seperti serpih organik dan batubara.

2.2.6.3.2 Upper Delta Plain

Pada bagian ini terletak diatas area tidal atau laut dan endapannya secara umum terdiri

dari endapan channel yang disebut distributary channel, endapan limpah banjir yang

disebut interdistributary channel flood plain, dan endapan gambut atau batubara yang

disebut marsh delta plain.

Endapan distributary channel ditandai dengan adanya bidang erosi pada bagian

dasar urutan fasies dan menunjukkan kecenderungan menghalus ke atas. Struktur

sedimen yang umumnya dijumpai adalah cross bedding, ripple cross stratification,

scour and fill dan lensa-lensa lempung.

38