FAKTOR YANG MEMPENGARUHI PEMBENTUKAN BATUBARA

Cara terbentuknya batubara melalui proses yang sangat panjang dan lama, disamping dipengaruhi faktor alamiah yang tidak mengenal batas waktu, terutama ditinjau dari segi fisika, kimia, maupun biologis. Dikenal serangkaian faktor yang akan berpengaruh dan menentukan terbentuknya batubara (Sukandarrumidi, 1995) yang antara lain adalah :

III.1 Posisi Geotektonik
Posisi geotektonik adalah letak suatu tempat yang merupakan cekungan sedimentasi yang keberadaannya dipengaruhi oleh gaya – gaya tektonik lempeng. Adanya gaya – gaya tektonik ini akan mengakibatkan cekungan sedimentasi menjadi lebih luas apabila terjadi proses penurunan dasar cekungan atau menjadi lebih sempit apabila terjadi proses penaikan dasar cekungan. Proses tektonik dapat pula diikuti oleh perlipatan perlapisan batuan ataupun patahan. Apabila proses yang disebut terakhir ini terjadi, satu cekungan sedimentasi akan dapat terbagi menjadi dua atau lebih sub cekungan sedimentasi dengan luasan yang relatif kecil. Kejadian ini juga akan berpengaruh pada penyebaran lapisan (seam) batubara yang terbentuk. Makin dekat cekungan sedimentasi batubara terbentuk atau terakumulasi terhadap posisi kegiatan tektonik lempeng, maka kualitas batubara yang dihasilkan akan semakin baik.



Gambar Cekungan pengendapan batubara pada zona tumbukan

II.2 Topografi (Morfologi)
Daerah tempat tumbuhan berkembang biak merupakan daerah yang relatif tersedia air. Oleh karenanya tempat tersebut mempunyai topografi yang relatif lebih rendah dibandingkan daerah yang mengelilinginya. Makin luas daerah dengan topografi relatif rendah, maka makin banyak tanaman yang tumbuh, sehingga makin banyak terdapat bahan pembentuk batubara. Apabila keadaan topografi daerah ini dipengaruhi oleh gaya tektonik, baik yang mengakibatkan penaikan ataupun penurunan topografi, maka akan berpengaruh pula terhadap luas tanaman yang merupakan bahan utama sebagai bahan pembentuk batubara. Hal ini merupakan salah satu faktor yang mengakibatkan penyebaran batubara berbentuk seperti lensa. Topografi mungkin mempunyai efek yang terbatas terhadap iklim dan keadaannya bergantung pada posisi geotektonik.

III.3 Pengaruh Iklim
Iklim berperan penting dalam pertumbuhan tanaman. Di daerah beriklim tropis dengan curah hujan silih berganti sepanjang tahun disamping tersedianya sinar matahari sepanjang waktu, merupakan tempat yang cukup baik untuk pertumbuhan tanaman dengan timbulnya faktor kelembaban. Di daerah beriklim tropis hampir semua jenis tanaman dapat hidup dan berkembang baik. Oleh karenanya, di daerah yang mempunyai iklim tropis pada masa lampau, sangat dimungkinkan didapatkan endapan batubara dalam jumlah banyak, sebaliknya daerah yang beriklim sub tropis mempunyai penyebaran endapan batubara relatif terbatas. Kebanyakan luas tanaman yang keberadaannya sangat ditentukan oleh iklim akan menentukan penyebaran dan ketebalan lapisan (seam) batubara yang nantinya akan terbentuk. Hasil pengkajian menyatakan bahwa hutan rawa tropis mempunyai siklus pertumbuhan setiap 7 – 9 tahun dengan ketinggian pohon sekitar 30 m. Sedangkan pada iklim yang lebih dingin ketinggian pohon hanya mencapai sekitar 5 – 6 m dalam selang waktu yang sama.

III.4 Penurunan
Cekungan sedimentasi yang ada di alam bersifat dinamis, artinya dasar cekungannya akan mengalami proses penurunan atau pengangkatan yang dipengaruhi akibat dari gaya – gaya tektonik. Apabila proses penurunan dasar cekungan sedimentasi lebih sering terjadi, akan terbentuk penambahan luas permukaan tempat tanaman mampu hidup dan berkembang. Selain itu, penurunan dasar cekungan akan mengakibatkan terbentuknya batubara yang cukup tebal. Makin sering cekungan sedimentasi mengalami proses penurunan, batubara yang terbentuk akan makin tebal. Di Indonesia, batubara yang mempunyai nilai ekonomis terdapat pada cekungan sedimentasi yang berumur tersier, dengan luasan ratusan hingga ribuan hektar, terutama di pulau Sumatra dan Kalimantan. Kenyataan tersebut memberikan pola pikir pada kita bahwa cekungan sedimentasi di kedua pulau tersebut, proses penurunan dasar cekungan lebih sering terjadi, sehingga suatu hal yang wajar apabila ketebalan endapan batubara di kedua pulau tersebut dapat mencapai ratusan meter.

III.5 Umur Geologi
Proses geologi menentukan berkembangnya evolusi kehidupan berbagai macam tumbuhan. Dalam masa perkembangan geologi secara tidak langsung membahas sejarah pengendapan batubara dan metamorfosa organik. Makin tua umur batuan makin dalam penimbunan yang terjadi, sehingga terbentuk batubara yang bermutu tinggi. Tetapi pada batubara yang mempunyai umur geologi lebih tua selalu ada resiko mengalami deformasi tektonik yang membentuk struktur perlipatan atau patahan pada lapisan batubara. Di samping itu, faktor erosi akan merusak semua bagian dari endapan batubara.
Zaman Karbon (kurang lebih berumur 350 juta tahun yang lalu), diyakini merupakan awal munculnya tumbuhan – tumbuhan di dunia untuk pertama kali. Sejalan dengan proses tektonik yang terjadi di dunia selama sejarah geologi berlangsung, luas daratan tempat tanaman hidup dan berkembang biak, telah mengalami proses coalification cukup lama. Jenis batubara ini pada umumnya terdapat di daerah benua seperti Australia, Asia, Afrika, Eropa, dan Amerika.
Di Indonesia, batubara didapatkan pada cekungan sedimentasi yang berumur Tersier (kurang lebih berumur 70 juta tahun yang lalu). Dalam hitungan waktu geologi, 70 juta tahun yang lalu masih dianggap terlalu muda apabila dibandingkan dengan jaman Karbon. Batubara yang terdapat di cekungan sedimentasi di pulau Sumatra dan Kalimantan belum mengalami proses coalification sempurna. Hal ini akan berakibat mutu batubara yang didapatkan di kedua pulau tersebut belum mempunyai kualitas baik, masih tergolong pada jenis bitumina, belum sampai pada jenis antrasit (yang dianggap rank batubara tertinggi). Dari uraian tersebut, disimpulkan bahwa makin tua lapisan batuan sedimen yang mengandung batubara, makin tinggi rank batubara yang akan diperoleh.

III.6 Tumbuh – Tumbuhan (Vegetasi)
Present is the key to the past, merupakan salah satu konsep geologi yang mampu menjelaskan kaitan antara mutu batubara dengan tumbuhan semula yang merupakan bahan utama pembentuk batubara. Arang kayu yang diproses dari kayu yang keras akan mempunyai mutu yang relatif lebih baik dibandingkan apabila arang kayu tersebut diproses dari kayu yang relatif lunak. Bertitik tolak pada analogi, batubara yang terbentuk dari tanaman keras dan berumur tua akan lebih baik dibandingkan dengan batubara yang terbentuk dari tanaman berbentuk semak dan hanya berumur semusim. Didapatkannya batubara di Indonesia khususnya di pulau Sumatra dan Kalimantan (kebanyakan dari jenis bitumina) dalam jumlah yang cukup besar, memberikan gambaran pada kita bahwa selama zaman Tersier di kedua pulau tersebut merupakan daerah hutan tanaman dengan jenis tumbuhan yang bervariasi, tetapi didominasi oleh tanaman keras. Peat, dikenal juga sebagai gambut yang didapatkan di pulau Kalimantan dan Sumatra terbentuk dari tanaman semak dan rumput, dikenal merupakan jenis batubara rank rendah. Dari uraian tersebut di atas, disimpulkan makin tinggi tingkatan tumbuhan (dalam sistematika taksonomi) dan makin tua umur tumbuhan tersebut, apabila mengalami proses coalification, akan menghasilkan batubara dengan kualitas baik.
Jenis – jenis tumbuhan pembentuk batubara beserta umurnya adalah sebagai berikut (Diessel, 1981 dalam Budihardjo, 2006) :
Algae (organisme autotropik), berasal dari Zaman Pre – Kambrium hingga Zaman Ordovisium dan memiliki sel tunggal, sedangkan keterdapatan endapan batubara pada periode ini sangat sedikit.
Silofita, merupakan turunan dari algae, berasal dari Zaman Silur hingga Zaman Devon Tengah, sedangkan keterdapatan endapan batubara pada periode ini sedikit.
Pteridofita (tumbuhan paku), sifat tumbuh – tumbuhan tanpa bunga dan biji, berkembang biak melalui spora dan tumbuh di iklim hangat. Berasal dari Zaman Devon Atas hingga Zaman Karbon Atas. Materi pembentuk utama berumur Karbon.
Gymnospermae (tumbuhan berbiji terbuka), berasal dari Zaman Permian sampai dengan Zaman Kapur Tengah. Tumbuhan bersifat heteroseksual, biji terbungkus dalam buah, semisal pinus, mengandung kadar getah (resin) yang tinggi.
Angiospermae (tumbuhan berbiji tertutup), berasal dari Zaman Kapur Atas sampai dengan sekarang. Jenis tumbuhan modern, buah yang menutupi biji, jantan dan betina dalam satu bunga, kurang bergetah jika dibandingkan dengan gymnospermae sehingga secara umum kurang dapat terawetkan.

III.7 Dekomposisi
Proses dekomposisi pada tumbuhan merupakan bagian dari transformasi biokimia pada bahan organik, merupakan titik awal rantai panjang proses alterasi. Selama proses pembentukan gambut (yang merupakan tahap awal dalam proses pembentukan batubara), sisa tumbuhan mengalami perubahan, baik secara fisik maupun kimia. Setelah tumbuhan mati, proses degradasi biokimia lebih berperan. Proses pembusukan (decay) akan terjadi sebagai akibat kinerja dari mikrobiologi dalam bentuk bakteri anaerobic. Jenis bakteri ini bekerja dalam suasana/kondisi tanpa oksigen, menghancurkan bagian lunak dari tumbuhan seperti cellulose, protoplasma dan karbohidrat. Proses tersebut membuat kayu berubah menjadi lignit dan bitumina.
Selama proses biokimia berlangsung, dalam keadaan kekurangan oksigen (kondisi reduksi). Berakibat keluarnya air (H2O) dan sebagian unsur karbon (C) akan hilang dalam bentuk karbon dioksida (CO2), karbon monoksida (CO), dan metana (CH4). Akibat pelepasan unsur atau senyawa tersebut jumlah relatif unsur karbon (C) akan bertambah dibandingkan dengan unsur lainnya. Kecepatan pembentukan gambut tergantung pada kecepatan perkembangan tumbuhan dan proses pembusukan. Apabila tumbuhan yang telah mati tertutup oleh air dan sedimen berbutir halus dengan cepat, maka akan terhindar dari proses pembusukan, dan terjadilah proses disintegrasi atau penguraian oleh mikroba anaerobic. Di lain pihak apabila tumbuhan yang telah mati terlalu lama di udara terbuka, kecepatan pembentukan gambut akan berkurang, hanya bagian tumbuhan yang keras saja tertinggal, sehingga menyulitkan penguraian lebih lanjut oleh bakteri.

III.8 Sejarah Sesudah Pengendapan
Sejarah cekungan tempat terjadi pembentukan batubara salah satu faktor di antaranya ditentukan oleh posisi cekungan sedimentasi tersebut terhadap posisi geotektonik. Makin dekat posisi cekungan sedimentasi terhadap posisi geotektonik yang selalu dinamis, akan mempengaruhi perkembangan batubara dan cekungan letak batubara berada. Selama waktu itu pula proses geokimia dan metamorfisme organik akan ikut berperan dalam mengubah gambut menjadi batubara. Apabila dinamika geotektonik memungkinkan terbentuk perlipatan pada lapisan batuan yang mengandung batubara, dan terjadi pensesaran, proses ini akan mempercepat terbentuknya batubara dengan rank yang lebih tinggi. Proses ini akan dipercepat apabila dalam cekungan atau berdekatan dengan cekungan tempat batubara tersebut berada terjadi proses intrusi magmatis. Panas yang ditumbulkan selama terjadi proses perlipatan, pensesaran, ataupun proses intrusi magmatis, akan mempercepat terjadinya proses coalification atau sering disebut sebagai proses permuliaan batubara. Hasil akhir dari proses ini mengakibatkan terbentuk batubara dengan kadar karbon (C) cukup tinggi dengan kandungan air (H2O) yang relatif rendah.

III.9 Struktur Cekungan Batubara
Batubara terbentuk pada cekungan sedimentasi yang sangat luas, hingga mencapai ratusan hingga ribuan hektar. Dalam sejarah bumi, batuan sedimen yang merupakan bagian kulit bumi, akan mengalami deformasi akibat dari gaya tektonik. Cekungan akan mengalami gaya deformasi lebih hebat apabila cekungan tersebut berada dalam satu sistem geoantiklin atau geosinklin. Akibat gaya tektonik yang terjadi pada waktu – waktu tertentu, batubara bersama dengan batuan sedimen yang merupakan perlapisan diantaranya akan terlipat dan tersesarkan. Proses perlipatan dan pensesaran tersebut akan menghasilkan panas. Panas yang dihasilkan akan berpengaruh pada proses metamorfosis batubara, dan batubara akan menjadi lebih keras dan lapisannya terpatah – patah, akan semakin banyak perlipatan dan pensesaran terjadi di dalam cekungan sedimentasi yang mengandung batubara. Oleh sebab itu, pencarian batubara bermutu baik diarahkan pada daerah geosinklin atau geoantiklin, karena di kedua daerah tersebut diyakini kegiatan tektonik berjalan cukup intensif.

III.10 Metamorfosis Organik
Tingkat kedua dalam proses pembentukan batubara adalah penimbunan atau penguburan oleh sedimen baru. Apabila telah terjadi proses penimbunan, proses degradasi biokimia tidak berperan lagi, tetapi mulai digantikan dan didominasi oleh proses dinamokimia. Proses ini menyebabkan terjadinya perubahan gambut menjadi batubara dalam berbagai mutu. Selama proses ini terjadi pengurangan air lembab, oksigen, dan senyawa kimia lainnya antara lain CO, CO2, CH4, serta gas lainnya. Di pihak lain terjadi pertambahan persentase karbon (C), belerang (S), dan kandungan abu. Peningkatan mutu batubara sangat ditentukan oleh faktor tekanan dan waktu. Tekanan dapat diakibatkan oleh lapisan sedimen penutup yang tebal, atau karena tektonik. Waktu ditunjukkan, bilamana bahan utama pembentuk batubara mulai bergradasi. Makin lama selang waktu semenjak saat mulai bergradasi hingga berubah menjadi batubara, makin baik mutu batubara yang diperoleh. Faktor – faktor tersebut mengakibatkan bertambahnya tekanan dan percepatan proses metamorfosa organik. Proses ini akan mengubah gambut menjadi batubara sesuai dengan perubahan kimia, fisika, dan tampak pula pada sifat optiknya.
(Stach, 1982 dalam Tirasonjaya, 2004) secara umum pembentukan lapisan batubara terklasifikasikan menjadi 3 (tiga) bagian, yaitu diantaranya adalah :

a.Evolusi Perkembangan Flora
Batubara tertua yang berumur Hurorian Tengah dari Michigan berasal dari algae dan fungi. Sedangkan pada Zaman Devon Bawah dan Atas, batubara yang rata - rata berasal dari zaman ini memiliki rata-rata lapisan yang tipis (3 - 4 m) dan tidak mempunyai nilai ekonomis.
Pada Zaman Karbon Atas, tumbuhan memiliki bentuk fisik yang tinggi hingga mencapai ketinggian lebih dari 30 m namun belum seberagam pada saat ini. Zaman Karbon Atas ini dikenal sebagai periode bituminous coal.
Jika dibandingkan dengan tumbuhan pada Masa Karbon, tumbuhan pada Zaman Mesozoik terutama Zaman Tersier lebih beragam dan spesifik serta menghasilkan deposit gambut (peat) yang tebal dan beragam dalam tipe fasiesnya.
Perkembangan dan evolusi flora akan berpengaruh pada keragaman jenis dan tipe batubara yang dihasilkan.

b. Iklim
Pada iklim yang lebih hangat dan basah tumbuhan tumbuh lebih cepat dan beragam. Lapisan-lapisan kaya batubara berumur Karbon Atas, Kapur Atas dan Tersier Awal diendapkan pada iklim seperti ini. Namun pada daerah Hemisphere Selatan dan Siberia juga terdapat endapan batubara yang kaya yang diendapkan pada iklim yang sedang hingga dingin.
Lapisan batubara yang terendapkan pada iklim hangat dan basah biasanya lebih terang dan tebal dibandingkan dengan yang terendapkan pada iklim basah.

c. Paleogeografi dan Setting Tektonik
Formasi lapisan tergantung pada hubungan paleogeografi dan struktur pada daerah sedimentasi. Pembentukan peat (gambut) terjadi pada daerah yang depresi permukaan dan memerlukan muka air yang relatif tetap sepanjang tahun di atas atau minimal sama dengan permukaan tanah. Kondisi ini banyak muncul pada flat coastal area dimana banyak rawa yang berasosiasi dengan pesisir pantai. Selain itu rawa-rawa juga muncul di darat (shore or inland lakes). Tergantung pada posisi asli geografinya, endapan batubara paralik (sea coast) dan limnik (inland) adalah berbeda.
Paralic coal swamps memiliki sedikit pohon atau bahkan tanpa pohon dan terbentuk di luar distal margin pada delta. Pembentukkannya merupakan akibat dari proses regresi dan transgresi air laut. Banyak coastal swamps besar yang berkembang dibawah perlindungan sand bars dan pits sehingga dapat menghasilkan endapan batubara yang tebal.
Back swamps terbentuk di belakang tanggul alam sungai besar. Pada back swamps, peats (gambut) kaya dengan mineral matter akibat banjir yang sering terjadi. Deposit gambut hanya dapat terawetkan pada daerah kontak (subsidence). Akibatnya endapan yang kaya batubara banyak berhubungan dengan daerah ini, seperti yang sering muncul pada foredeep pada suatu pegunungan lipatan yang besar.
Sikuen sedimen yang tebal dimana didalamnya terdapat lapisan tipis batubara (<2 m) dengan penyebaran yang besar dan keberadaan intercalation dari lapisan marine adalah karakteristik dari batubara yang diendapkan di foredeeps dari suatu pegunungan lipatan yang besar. Cyclothem adalah perulangan antara gambut dengan sedimen anorganik dan sekuen ini sering berulang.
Pada bagian backdeeps dari suatu pegunungan lipatan yang besar, subsidence biasanya lebih sedikit dan jumlah lapisan batubara lebih sedikit. Ketika paralic coals diendapkan di foredeeps, kebanyakan limnic coals diendapkan di dalam cekungan kontinen yang besar. Limnic coals memiliki karakter antara lain adalah terbentuk pada kontinen graben, jumlah lapisannya sedikit tapi setiap lapisannya sangat tebal.

The Geology of Indonesia/Java & Java Sea

Java, with a backbone comprising a subduction-induced volcano-plutonic arc, is considered classically as the southernmost leading edge of the continental Sunda Plate, overriding the oceanic Australia-Indian plate. In fact, the structural configuration is that of alternating highs and transverse depressions related to a more complex pattern, where discrete crustal blocks can be interpreted as pieces separated from the original monolithic craton. Two dynamic processes interact: • Collision of blocks in Pre-Tertiary times by closing of oceanic gaps is recorded or marked by roughly east-west ophiolitic belts (Ciletuh in West Java, Lok Ulo in Central Java) but the colliding pieces are not clearly identified. • Lateral displacement between blocks in Tertiary times is made by transcurrent faulting, components of large-scale strike-slip movement in response to the plate-convergence process itself. Those mechanisms are part of extensional and convergent global geotectonic events to which are related platform, fore-and back-arc basin sedimentation, and occurrence of volcanism. Offshore North Java, some extensional, half-graben and graben-like, transverse depressions, which are among the richest oil-provinces in the country (Sunda Basin, Arjuna Depression), locally extend to the land area where they merge into east-west back-arc basins. The Java Island and the adjacent Java Sea is divided into two major provinces West and East Java. The dividing line between these two areas is chosen as a meridian-line, roughly joining the Karimun-Jawa Islands to Semarang continuing southwards on land (Fig. 4.1). The south Java outer arc-basin is also included within this chapter.

4.1. WEST JAVA
4.1.1. TECTONIC SETTING
The West Java region currently marks the transition between frontal subduction beneath Sumatra, to the west. However, the region has been continuously active tectonically since rifting in the Eocene. The Eocene rifting, as throughout SE Asia, was probably related to the collision between India and Asia (e.g. Tapponier et al. 1986) and involved a significant influx of coarse clastic sediments. The Oligocene-Recent history is more dominated by subduction-related volcanism and limestone deposition. In general, West Java may be subdivided into the following tectonic provinces: (see Figure 4.2; modified after Martodjojo, 1975; Lemigas, 1975, and Keetley et al, 1997) • Northern basinal area: A relatively stable platform area, part of the Sundaland Continent, with N-S trending rift basins offshore and adjacent onshore, filled with Eocene-Oligocene non-marine clastics, overlain by Miocene and younger shallow shelf deposits. • Bogor Trough foreland basins composed of Miocene and younger sediments mostly deeper water sediment gravity flow facies. Young E-W trending anticlines formed during a recent episode of north-directed compressive structuring; • Modern Volcanic Arc: Active andesitic volcanism related to subduction of Indian Oceanic Plate below Sundaland Continent (Gede-Panggrango, Salak, Halimun, etc., volcanoes). • Southern slope regional uplift: mainly Eocene-Miocene sediments, including volcanic rocks belonging to the Old Andesite Formation. Structurally complex, N-S trending block faults, E-W trending thrust faults and anticlines and possible wrench tectonism. South-West Java contains a number of sedimentary basins that formed within the axial ridge and in the area between the volcanic arc and submerged accretionary prism associated with the northward subduction of the Indian Oceanic Plate. • Banten Block: The most western part of Java Island which may be subdivided into Seribu Carbonate Platform in the north, Rangkas Bitung sedimentary sub-basin, and Bayah High in the south. In the west there are minor low and highs so called Ujung Kulon and Honje High, and Ujung Kulon and West Malingping Low (Lemigas, 1975; Keetley et al, 1997).


4.1.2 NORTHWESTERN BASINAL AREA
4.1.2.1 TECTONIC FRAMEWORK
The Northern offshore and adjacent onshore basinal area comprises two major basins so called North West Java Basin and Sunda-Asri Basinal area (Fig. 4.3). The northern part of this area is dominated by extensional faulting with very minimum compressional structuring. The basins were dominated by rift related fault which contain several depocentres. In the NW Java Basin the main depocentres are called the Arjuna Basin North, Central and South and the Jatibarang Sub-basin. The depocentres are dominantly filled with Tertiary sequence with thickness in excess of 5,500 meters. The significant structures observed in the northern basinal area consist of various type of high trend area associated with faulted anticline and horst block, folding on the downthrown side of the major faults, keystone folding and drape over basement highs. Rotational fault blocks were also observed in several areas. The compressional structuring were only observed in the early NW-SE rift faults. These faults were reactivated during Oligocene time forming several series of downthrown structure associated with transpresional faulting in the Sunda area. Although the Northwest Java basin area is currently positioned in a back arc setting, the West Java Sea rift systems did not form as back-arc basins. Extension direction fault patterns and basin orientation of the Northwest Java basins suggest that the sub-basinal areas are pull-apart basins at the southern terminus of a large, regional, dextral strike-slip system; i.e. the Malacca and Semangko fault zones propagating down to the west flank of the Sunda craton. Through both Eocene-Oligocene rift phases, the primary extension directions were NE-SW to E-W. Two observations support the interpretations that these basins are not back-arc related; 1) the extension direction for the WJS rifts is nearly perpendicular to the present subduction zone, 2) a thick continental crust is involved (Hamilton, 1979). The NW Java depression is asymmetrical, with its deepest Arjuna Sub-basin lies at the foot of the Arjuna Plateau, separated by a major N-S trending fault. The basin opens southward into the onshore Ciputat, Pasir Putih and Jatibarang Sub-basins, separated by the Rengasdengklok and Kandanghaur – Gantar Highs, respectively. The sub-basins are characterised by the presence of alternating highs and lows bounded by extensional deep-seated faults which were active during sedimentation. The Jatibarang Sub-basin is bounded by the Kandanghaur - Gantar- horst-block to the west, and the Cirebon fault, east and north-eastwards. This major growth-fault is responsible for an important accumulation of Tertiary rocks including the Jatibarang volcanics, in the Jatibarang Sub-basin. The Vera Sub-basin is a deep Mesozoic and Tertiary depression NE of Arjuna Sub-basin. This sub-basin is bounded by some major faults, especially to the south. The structures orientation is SW and SSW, similar to the direction of the Billiton Basin where Mesozoic (?) sediments are also known. The Sunda-Asri basinal area consists of Sunda and Asri basin. This structural element is the westernmost basin of the northern basinal area of West Java. The Sunda Basin is a roughly northsouth depression with its main depocenter, the Seribu half graben, at its eastern edge, separated from the Seribu platform by steep flexures and faults. To the west, the basin is bounded by the Lampung High, to the south by the Honje High and to the north the Xenia arch separates the Sunda Basin from the Asri Basin. The Sunda Basin is the deepest basin in the northern basinal area of Java, where the basement is more than 3.8 second TWT, in the downthrown block of the Sunda/Seribu fault. A series of normal faults dissect the area in small horst and graben features. The Asri Basin, located to the northeast of the Sunda Basin, is the second deep basin in the region with basement as deep as 3.0 sec. TWT. It is limited from the Sunda platform eastwards by a major normal fault. To the northwards and westwards, it is bordered by steep gradients and is dissected by normal faults.

4.1.2.2 STRATIGRAPHY
The sediments of the West Java Sea basins are grouped into two very distinct sedimentary units which are the rift related sediment fills dominated by nonmarine / continental sedimentary sequences and the post-rift (sag) basin fills dominated by marginal marine and marine sedimentary sequences. In the following discussion, the sediment sequences are divided into five different tectonostratigraphic units based on their tectonic origins (Kohar et al, 1996).

4.1.2.2.1 Basement
The sedimentary sequence of the North West Java Sea basins rests on a multi-complexes of a Pre-Tertiary basement representing the continental crest of the Sundaland. The basement assemblage (Fig. 4.4) is composed of metamorphic and igneous rocks primarily of Cretaceous and old ages and subordinate limestones and clastic sediments of possible Early Tertiary age. This melange of low-grade meta-sedimentary, igneous, and meta-igneous rocks is the result of subduction-related accretionary processes associated with the Meratus Suture (Fig. 4.1) which was active during the Cretaceous and Paleocene. Metamorphic grade varies widely throughout the sub-basins indurated limestones to low grade metamorphic philites. Based on basement dating, regional metamorphism ended during the Late Cretaceous, while deformation, uplift, erosion and cooling continued into the Paleocene. Late Cretaceous to Paleogene calc-alkalic magmatism occurred throughout onshore and offshore Java due to normal subduction related processes. Andesitic magmatism continued into the early Eocene. Another important igneous event in the West Java Basin, was a Pliocene phase of alkali basalt magmatism which is preserved as either sills or dikes or as volcanic edifices. Based upon the deep going, mostly extensional-fault series, the basinal area could be divided into alternating graben-like sub-basin and positive ridge or platforms. Figure 4.3 displays the basin configuration of the West Java Sea basinal area.

4.1.2.2.2. Early Rift Fill (Paleocene ?/Eocene to Early Oligocene)
The early rift fills include the Banuwati Formation in the Sunda Basin and the Jatibarang Formation in the Arjuna Sub-basin. Continental and lacustrine systems dominated these sequences. The early rift fills are typically composed of immature clastics ranging from alluvial fanglomerate and conglomeratic sandstones to fluviatile sandstones and shales, culminated by anoxic lacustrine shales deposition in the Sunda Basin. Further east, in the Arjuna Sub-basin, the sequence is represented by alternating volcanic clastics and lacustrine clastics composed of andesitic volcaniclastics flow and tuff mixed with basement derived sediments (Gresko et. al.,1995). The early rift fills overlie basement and present in most of the deepest part of the Sunda, Asri and Arjuna Sub-basins. The alluvial fan facies which composed mainly of conglomerates, coarse to medium grained sandstones associated with basin margin fault. Its thickness ranges from 200 m to 30 m in a distance of 3 miles and until finally shales out to the south. It is interpreted that the alluvial fan deposition associated with a NW-SE trending basin margin fault, forms the early rift fill sediments, and progrades into a possible lake environment further south. The fluviatile sandstones and shales facies which onlap the alluvial fan facies. The fluviatile sandstones is interpreted as an axial channel fill if they are associated with alluvial fan and as a braided alluvial plain deposition on the western flank of the early rift graben (hanging wall fill). The third facies is transgressive deep lacustrine facies composed of black shales which covers the entire Banuwati area in the Sunda and Asri basins.

4.1.2.2.2. Syn-rift fills (Oligocene to Early Miocene)
Unconformably overlying the early rift fills is a thick syn-rift fill unit represented by the Talangakar Formation in the west and lower Cibulakan/Talangakar Formation in the east. This unit is present throughout the Nort East Java Basin, filling the series of half grabens of the West Java Sea Basin (Fig. 4.4). The Talangakar is divided into two members, the lower member of Zelda member and the upper member so called Gita member. The syn-rift fills include only the Zelda Member and are of economic importance as primary oil reservoirs in major oil fields (Cinta, Widuri, Zelda, BZZ) in the Sunda, Asri and Arjuna basins. The sequence is Oligocene to Early Miocene in age and dominated by non marine sediments composed of interbedded fluviatile sandstones, shales and coals. Overbank mudstones and occasionally shallow lacustrine mudstones fill the interchannel area. In the Arjuna area coals, limestones and marine shales are also present in the upper part of the syn-rift unit. The coal and carbonaceous mudstones have been typed as the main hydrocarbon source rock for the Arjuna crude (Gresko et. al., 1995, Sukamto et. al., 1995). Maximum thickness of this unit is 2000 m in Seribu Deep Basin and Asri Basin. Age determination is problematic in the syn-rift fill unit as diagnostic pollen and fossils are absent. The age determination was based on the overlying post-rift unit (Upper Talangakar) and the underlying Banuwati lacustrine unit and a thought that this unit has an Oligocene to Early Miocene age.

4.1.2.2.3. Early Sag Basin Fills (Post Rift, Early Miocene to Middle Miocene)
The early sag basin fills represent the overall transgressive setting in the Java Sea area related to the sea level rise during Early Miocene time. At this time the basin boundaries between the subbasins (Sunda, Asri, Hera and Arjuna) were not clearly defined. Basin bounding faults perhaps, were still active locally but subsidence had decreased significantly and rifting had ceased. Consequently, accommodation space was not entirely controlled by the movement of the faults for these post-rift sag successions. The overall depocentre shows a relatively symmetrical, work shape basin throughout the West Java Sea area. Non depositions continue to occur on paleohighs until Baturaja carbonate deposition commenced during Middle Miocene time, forming a bald area for the marginal marine deposition of the early syn-rift fills. The early sag basin fills (post-rift) include the previously described as Upper Talangakar (Gita and marine Talangakar Formation) and the carbonates of the Baturaja Formation and conformably overlie the syn-rift fills throughout the basin (Fig. 4.4). The lithology in the early sag basin fills is composed of interbedded sandstones, siltstones, mudstones and coal, and marine shales overlain by a continue succession of platform to reefal carbonates (Baturaja). The sandstones and reefal carbonates of the early sag basin fill unit contain importance hydrocarbon reservoirs for most of the oil and gas fields in the area. The non marine clastics are dominated by channel, point bar and marine bar sandstones deposited in a wide range of environments from low sinuosity channel on alluvial plain, distributary channel to marginal marine bars. Coals and overbank mudstones and siltstones filled the interchannel area, form an intraformational seal for the prolific fluvial sandstones of the early sag fills unit. As transgressive process continues fluviatile and deltaic sandstones, coals and non marine shales deposition ceased, marine environment gradually advanced onto the highs. Reefal carbonates grew on basement highs (i.e. Krisna, Bima, Rama) forming a fringing reef complex around the highs.

4.1.2.2.4. Main Sag Basin Fills (Middle Miocene-Late Miocene)
The main sag basin fills is dominated by shallow marine (neritic) to nearshore and deltaic facies include the Gumai, Air Benakat and Parigi Formation in the SE Sumatra area and most of the Upper Cibulakan Formation and Parigi Formation in the Northwest Java Basin (Fig. 4.4). During middle Miocene to Late Miocene the overall West Java Sea area were connected forming large sag basin. The lower part of the main sag fills occasionally onlaps the basin flank but by the end of Late Miocene shallow marine deposition covered the West Java Sea area. In the Sunda-Asri area the main sag basin fills are dominated by shallow marine clastics consisting of marine mudstones, calcareous and glauconitic sandstones and thin limestone stringers. The sequence is culminated by extensive platform carbonate deposition with some local carbonate build-up (reef) within the Air Benakat limestones. The Gumai-Air Benakat Formation sandstones are 10 to 70 feet thick and interbedded with shallow marine mudstones, they typically show a coarsening upward sequences. Locally, carbonate build-up also developed in the southern basin margin area. In the Rengasdengklok High/Seribu Shelf near the Northwest Java coastal area a series of thick reefal carbonates (Mid-Main carbonate) developed on a roughly N-S trending parallel to the regional basement fault blocks of the area. The carbonate build up consists of skeletal wackestone and packstone with the main grain constituents are corals, benthonic forminifera, bivalves, echinoderm fragments, red algae and minor quartz and glauconite grains. The age of this carbonate build up is thought to be Middle Miocene (NN5-NN9 age). Shallow marine carbonate sedimentation continued of reefal build-ups in the upper part of the main sag basin fills, previously called the Pre-Parigi and Parigi Formation Shallow marine mudstones, shales and glauconitic sandstones filled the inter-reef and open marine area. The distribution of the Pre-Parigi and Parigi build-ups shows a N-S and NW-SE elongation, these build-ups commonly grew on a basement high or on an underlying Baturaja build-up which caused only a slight topographic elevations (Fig. 4.5). The carbonate build-up comprises a combination of skeletal packstone, wackestone, and grainstone interbedded with mudstone lithofacies. On seismic section the geometry and distribution of these build-ups were clearly identified as well defined sub-elliptical build-ups.

4.1.2.2.5. Late Sag Basin Fills (Pliocene-Pleistocene)
Late sag basin fills represent the latest sedimentary sequence below the present day sedimentation of the West Java Sea area that include the Cisubuh Formation. In the west, the late sag basin fills composed of marine claystone and mudstone and culminated in the continental deposits of conglomerate and volcanic clastic sediments. The continental deposition occurred during the sea level low of the Pleistocene time, approximately 1.5 Ma ago, when the Sumatra and Java Islands were part of the main Sundaland to the north. Sandstones and conglomeratic sandstones interpreted as fluvitile sandstones and volcanic clastic are the main lithology of the Cisubuh continental. To the east, in the Arjuna basinal area, this unit is composed entirely of marine claystone and mudstone with thin sand stringers. Shallow marine deposition continued in the south eastern part of the Sundaland covering the western part of the North West Java Basin.

4.1.3. BOGOR TROUGH
4.1.3.1. TECTONIC FRAMEWORK
To the South of the northern basinal area, the north-south orientation of the structures, sub-basins and high is overprinted by an east-west feature of the Bogor Trough where the influences of the volcano-magmatic and its compressional effect are primordial (Fig. 4.2). The entire Bogor Trough is a thrust-fold belt and towards the north, the system is progressively younger in age, starting from Lower Miocene in the south to Plio-Pleistocene in the north. All sediments supplied from the North are shaling out here. Volcaniclastics were brought from the South. The Bogor Trough extends eastwards to the northern East Java region.

4.1.3.2 STRATIGRAPHY
The Bogor Sedimentary Province (Fig. 4.5) is filled by 3 systems of sedimentation including the Ciletuh, Bayah and Jatibarang Formations. The mostly Middle to Late Eocene Ciletuh Formation (1400m) lies on top of a Late Cretaceous to Paleocene (possibly earliest Eocene?) subduction complex composed of mostly dismembered Pre- Tertiary oceanic crust and other rock units. Lower slope turbidites consisting of alternations of both volcaniclastics and conglomerates with fewer intercalations of volcanic and polymict breccia and claystone characterize the Ciletuh deposits. The second system consists of the transitional to shallow marine quartzose sandstones of the Bayah Formation which are also believed to be mainly Middle to Late Eocene in age. Intercalations of claystone and lignite are common. Marine sediments belonging to the Oligocene Batuasih Formation unconformably overlie this unit. These consists of marls, black claystones and shales which partly interfinger with the Oligo-Miocene Rajamandala Formation reefa1 limestones (90m). These are often thought of as equivalents of the Batu Raja Limestone. The third sedimentary system is characterized by volcanic sediment gravity flows. The lowermost of these is the Early Miocene Jampang Formation, consisting of breccias and tuffs up to 1000m thick. The name ”Old Andesite” is frequently used for this unit. Correlative with the Jampang and located further to the north is the Citarum Formation, consisting of tuffs and greywackes up to 1250m thick. These two formations are believed to represent contemporaneous components of the same deep marine fan system, where the Jampang Formation corresponds with the proximal fan deposits, and the Citarum Formation, the distal fan deposits. The Jampang is overlain by the Bojonglopang Formation limestone. In the northern areas of the Bogor Basin the Citarum is overlain by the Middle Miocene Saguling Formation which consists of breccias up to 1500m thick. This is overlain by claystones and greywackes of the Upper Miocene Bantargadung Formation (600m) which is followed by the gravity flow breccias of the Late Miocene Cantayan Formation. The sediments within the first and second systems were derived from the north, while the third system was derived from the south. (Schiller, 1993)

4.1.4. VOLCANIC ARC
The modern volcanic arc is an active andesitic volcanism related to subduction of Indian Ocanic Plate below Sundaland Continent (Gede-Pangrango, Salak, Halimun, etc., volcanoes). Results of previous work in West Java suggest the occurrence of volcanic producs of Late Tertiary magmatic activity; for example Pertamina (1988) recorded a K-Ar age of 12.0+ 0.1 Ma from a calc-alkaline pyroxene-andesite lava which represents part of the basement of the Quaternary Wayang Volcano. Pertamina (1988) study concluded those volcanic rocks in West Java range in age from 4.36+0.04 Ma to 2.62+0.03 Ma suggesting continuous magmatic activity during Pliocene time. The youngest age of volcanic rockwas obtainies from west of Pelabuhanratu (SW Java), where the K-Ar dating of the lava flow is 1.33+0.28 Ma (Soeria-Atmadja et al., 1994). See chapter 4.4 for further details on the magmatic arc.

4.1.5. SOUTHERN SLOPE REGIONAL UPLIFT
The southern mountains, some 50 km wide, extend from Pelabahanratu Bay to Nusakambangan Island. These represent the southern flank of the Java synclinal structure, an uplifted crustal block dipping to the south. The oldest rocks in the southern mountains are schists, phyllites and quartzites into which have intruded ultrabasic rocks. These rocks, which are exposed in the southwestern corner of island (the Jampang), are covered uncomformably by the Ciletuh formation of conglomerates and sandstone of late Eocene to early Oligocene- age (Baumann et al., 1973). Unconformably, on the top of Ciletuh formation, is the Jampang formation of early Miocene age. The Gabon formation in the eastern part of western Java is similar to this Jampang formation. The Jampang formation consists primarily of volcanic sed1ments such as brecciaous marl and clay. The underlying Ciletuh formation has been intruded by quartz porphyry, which might have brought the ore of the Cibitung gold mines (Nishimura & Hehuwat, 1980).

4.1.6. BANTEN BLOCK
4.1.6.1 TECTONIC FRAMEWORK
The Banten Block comprises several structural highs and lows (Fig. 4.2). The Seribu Platform has a rather thin Tertiary section (1.5 sec. TWT) which consists of Baturaja and mostly post-Baturaja sediments, located in the north of the Banten Block. It is separated from the Sunda Basin in the west by the major Seribu fault system, and gently plunges eastwards and northwards into the Arjuna Sub-basin and to the North Seribu basinal area, respectively. The later is a narrow deeper area affected by NS and NW-SE growth faults. Gentle drape over large basement high areas and reefal buildups are the main structures of the platform itself. Its onshore prolongation is known as the Tangerang High, which is separated from the Ciputat Sub-basin by a major NNW-SSE trending fault. The Bayah and Honje Highs are Tertiary structural highs located on the south coast of West Java, Indonesia, situated at the margin of the Malingping Low, the western extension of the Bogor Trough (Fig. 4.2.). The Honje High comprises mainly Miocene volcanoclastics flanked by Pliocene sediments to the west and Eocene strata to the east. Together with the adjacent Sunda Strait strike-slip basin, it probably formed in response to movement along the Sumatra strike-slip fault (Fig. 4.6). In the Sunda Strait and east and west of the Honje horst structure, and north and south of west Java (Malod et al 1996) are a series of moderately dipping half grabens which trend N-S. These are clearly visible on seismic to the south, offshore of the Honje High (Fig. 4.6). The Bayah High comprises large E-W trending anticlines cored by Eocene clean coarse-grained sandstones (Keetley et al, 1997).

4.1.6.2 STRATIGRAPHY
The Banten Sedimentary Province consists of 3 main cycles of sedimentation (Fig. 4.5). The oldest part of the first system is dominated by Paleocene? volcanic and igneous rocks equivalent to the Jatibarang Formation. These are overlain unconformably by sha11ow marine to terrestrial deposits belonging to the mostly Eocene Bayah Formation. The lower portion consists of mostly black shales with some larger foram-rich limestone lenses which have been interpreted as prodelta deposits (at least 300m thick). The upper portion of the Bayah Formation consists of quartzose sandstones and pebbly sandstones with thin coal lenses (maximum 110 cm thick). The tota1 thickness of this unit is approximately 800m. The second cycle unconformably overlies the Bayah Formation, and is comprised of volcanic breccias and sandstones with some claystone belonging to the Cicarucup Formation. These are interpreted as breccias deposited as the basal portion of an alluvial fan sequence. These are followed by the mostly Oligocene to Early Miocene limestones of the Cijengkol Formation which are often rich in larger benthonic forams. Sudden massive influx of volcanics from the south consisting of tuffs and breccias deposited by sediment gravity flows belong to the Miocene Cimapag Formation (about 1500m thick). The third cycle is entirely composed of shallow to transitional marine sediments which correspond with the Saraweh and Badui Formations (about 1000m thick). The youngest marine-influenced sediments are from the Middle Miocene Bojongmanik Formation which consists of claystones and sandstones with some lignite lenses. These are unconformably overlain by Pliocene sediments (Schiller, 1993).

4.2. EAST JAVA
4.2.1. TECTONIC SETTING
The structural history of the East Java can not be separated from the structural history of the western part of the island and the tectonics of the SE Asia region. This area is located on the southeastern edge of the Sundaland craton where basement is Cretaceous to basal Tertiary melange. This old continental margin has a northeast to southwest structural trend that is clearly seen on offshore north Java seismic data.
In general, the East Java region can be grouped into five tectonic provinces (Fig. 4.7; modified after Yulihanto et al, 1995), from north to south are: • Northern slope includes the stable Rembang continental shelf and Randublatung transitional zone • Kendeng Trough, the eastern extension of Bogor Trough, a labile deep sea basin. • Modern Volcanic Arc • Southern slope regional uplift

4.2.2. NORTHERN SLOPE
4.2.2.1 GEOLOGICAL FRAMEWORK
The Northern Slope covered the Northeast Java Basin which lies between the Sunda Craton to the north and a volcanic arc to the south (the Java Axial Range). The basin can be classified as a classic back-arc basin. It consists largely of a foreland shelf dipping gently southward, which is covered by a relatively thin stratigraphic section (averaging less than 1850 meters). In contrast, the deep basin area contains more than 9000 meters of sediments. The structural configuration of the western part of the onshore NE Java Basin incluse subbasins with two different orientation. The Pati Trough trends NE-SW, whereas the Cepu and Bojonegoro subbasins are aligned E-W. The NE-SW orientation of the Pati Trough typifies the development of assymmetrical half graben structures (Yulihanto et al, 1995).

4.2.2.2 STRATIGRAPHY
The Northern Slope stratigraphy, represented by the Rembang and Randublatung zones are dominated by stable continental shelf to basinal slope sediments. Stratigraphic and structural analyses by Yulihanto et al. (1995) show four depositional cycles within the Tertiary sediments of this area: a Late Oligocene-Early Miocene extensional phase, followed by Early Miocene basin subsidence, a Middle Miocene extentional phase, and Upper Miocene-Pliocene basin subsidence (Fig. 4.8).


4.2.2.2.1. Late Oligocene - Early Miocene extensional phase
The initial extensional phase is characterized by the formation of NE-SW oriented asymmetrical half grabens. These occur in association with left lateral motion along a NE-SW fault system that can be traced from the NE Java Basin across to south Kalimantan (Barito and Asem-Asem basins). Three depositional sequences can be recognized in this phase (Figs. 4.8):
1. Ngimbang Formation - lowstand systems tract: the early phase of deposition started with the Late Oligocene-Early Miocene sea level drop and includes a basin - floor and progradational slope complex. Basin floor deposits formed mainly by carbonate debris - flows resulting from the collapse of the eastern margin fault scarp. The progradational complex developed during the final phase of eustatic drop and consists of wacke - packstone lenses.
2. Kujung Formation - transgressive systems tract: the Late Oligocene-Early Miocene sea level drop was followed by a rise in relative sea level. The associated transgressive systems tract consists of fine grained sediments in the lower part of the Kujung Formation. The dominant lithology is marl interbedded with thin bedded green fossiliferous sandstone and limestone, and it contains larger forminifera, algae, and coral debris. In the upper part of the Kujung, the monotonous marl is intercalated with bioclastic limestone. At the type locality, the Kujung is 500 m thick. It was deposited in a deep, open marine environment during the Late Oligocene.
3. Prupuh Formation - highstand systems tract: The final extensional phase is topped by bioclastic limestone of the Prupuh Formation. It consists of interbedded reefal bio-clacarenite, bio-calcilutite, and blueish gray marl. These accumulated in outer neritic environments during the Late Oligocene.

4.2.2.2.2. Early Miocene basin subsidence phase
Early Miocene subsidence developed a ramp-type depositional platform (Figs. 4.8). Sedimentation began in the Early Miocene with progradation of a fine grained complex of lower shoreface or offshore deposits in a lowstand systems tract (Tuban Formation). These may be associated in some places with development of incised valley fill. A transgressive phase accompanied the subsequent sealevel rise, with accumulation of fine grained shale and marl in the Tawun Formation. Basinal subsidence closed in the Early Miocene with accumulation of bioclastic limestone in a highstand systems tract (upper part of Tawun Formation). The type locality of this formation is in Tawun Village and its thickness is about 730 m. The lower part of the formation is dominated by black-gray claystone and marl, changing gradually upward to gray siltstone. The siltstone intercalates with bioclastic limestone, consisting of orbitoid wackstone-grainstone with large forams, coral fragments, algae and molluscs. An upward increase in the bioclastic content of the limestone indicates an isolated shallow marine environment.

4.2.2.2.3. Middle Miocene extensional phase
The Middle Miocene extensional phase is characterized by formation of a NE-SW asymmetric half graben, which appears to have migrated eastward from the Late Oligocene-Early Miocene graben (Fig. 4.8). This second extensional phase is interpreted to result from rejuvenation of NE-SW left-lateral fault movement due to Middle Miocene oblique subduction of the oceanic Wharton plate under the continental Sunda plate. Four depositional sequences developed during this phase: (Tim Studi Cekungan Tersier, 1994; Figs. 4.8). The first sequence consists dominantly of slope-front fill seismic facies, which are interpreted as slope-fan deposits of a lowstand system tract. It can be correlated with the lower part of the Ngrayong Member. Subsequent sea-level rise resulted in development of a transgressive system tract, including beach to shallow open marine deposits in the middle part of the Ngrayong Member(Figs. 5-9). Sea-level rise ended with development of a highstand systems tract of coastal plain and deltaic deposits. These are included in the upper part of the Ngrayong Formation. The second sequence is less well developed. This sequence consists mainly of transgressive and highstand systems tracts. These correlate with the Bulu Formation, which mainly consists of bedded grainstone and wackstone, and the lower part of the Wonocolo Formation, composed of interbedded fossiliferous sandy marl and thin bedded gray fossilliferous calcarenites. Similar to the second sequence, the third sequence consists mainly of transgressive and highstand systems tracts (Fig. 4.8). The upper part of the Wonocolo Formation is interpreted as the transgressive system tract of the third sequence, consisting of shale with intercalations of calcarenite. The third sequence highstand systems tract is characterized by progradational sediments in the lower part of the Ledok Formation. The type locality is in Ledok Village, Cepu, where the thickness of this formation ranges from 100 to 250 m. The Lekok consists of thickening upward units of glauconitic, fossliferous, greenish-gray calcareous sandstone, interbedded with thinning upward beds of fossiliferous, greenish-gray sandy marl. The upper part of the Ledok Formation is characterized by bioturbation and large cross bedding, indicating outer to inner neritic environments. Seismic stratigraphic analysis of the fourth sequence indicates that the middle part of the Ledok Formation corresponds to progradational reflector patterns of a highstand systems tract (Figs. 4.8).

4.2.2.2.4. Upper Miocene - Pliocene basin subsidcnce phase
An erosional or unconformity surface separates Middle Miocene from the overlying Upper Miocene-Pliocene section, associated with the formation of incised valley fill in many places (e.g., Cepu and Bojonegoro areas, Yulihanto, 1993). The depositional history of the study area ended with sedimentation of the Mundu Formation, which consists of marl and shale that accumulated in association with the Pliocene sea level rise. Fossiliferous, greenish-gray marl dominates the lower part of the Mundu, while the upper part includes interbedded fossiliferous, greenish-gray sandy marl of the so-called Selorejo Member. The formation was deposited in outer neritic environments during the Late Miocene to Pliocene.

4.2.3. KENDENG TROUGH
4.2.3.1 GEOLOGICAL SETTING
The Kendeng Trough is a strongly folded and sometimes heavily faulted region, located to the south of the northern slope. Structuring is very recent and is probably still active. Fold axes are oriented in an east to west direction; an indicator that the adjacent and parallel volcanic chain is, at least in part, responsible for the compression. The Kendeng Zone can be subdivided into eastern and western areas, roughly split at the location of the Solo River outcrop sections at Ngawi. East of here folds are tight but not usually faulted, at least not on surface. Note that going east from Ngawi the age of sediments outcropping in this zone gets steadily younger. In the east, south of Surabaya, the folds are nearly lost under recent alluvium and even Pleistocene rarely crops out. West of Ngawi, towards Semarang, the folds expose rocks as old as Early Miocene and much faulting has been mapped. This east - west variation in structuring reflects a gravity anomaly trend, with the lowest gravity values in the west of the zone. The complexity and thickness of the Tertiary sediments in the western part of the Kendeng Zone, as well as surface undulation, are recognized from seismic.

4.2.3.2 STRATIGRAPHY
The Kendeng Zone represents the central deep of the East Java Basin. Most lithological features show deep marine influence. The stratigraphy of the Kendeng zone is shown in figure 4 and includes the following units:

4.2.3.2.1. Pelang Formation
The type locality for this formation is in Pelang Village, south of Juwangi. The Pelang Formation there consists of 125 m. of alternating massive to bedded fossiliferous gray marls and gray claystones with intercalations of bioclastic limestones. These strata accumulated in neritic environments during the Early Miocene.

4.2.3.2.2. Kerek Formation
The name of Kerek comes from Kerek Village, in the vicinity of the Solo River (Bengawan Solo). The formation consists of about 800 m. of turbidites, made up mostly by fining and thinning upwards beds with sedimentary structures typical of density flows. Lithologies include gray tuffaceous sandstones and gray claystones or marls.

4.2.3.2.3. Kalibeng Formation
This formation has a type locality along the Kalibeng River, north of Jombang. It consists of massive fossiliferous greenish gray marl intercalated with thin bedded tuffs. These sediments accumulated in a bathyal environment during Pliocene time. The upper part of the Kalibeng (Atasangin Member) is composed of interbedded white tuffaceous fine to coarse sandstones, white tuffs, and brown volcanic breccias. These were deposited as turbidites. Other facies of the Kalibeng are the Cipluk Member, with marl and claystone (200-500 m.); The Kapung Member, which is composed of bioclastic wackstone and grainstone; and the Kalibiuk Member, characterized by claystone and balanus marl.

4.2.3.2.4. Sonde Formation
The type locality is in Sonde Village, west of Ngawi, where the thickness is 260 m. The lower part of this formation (Klitik Member) is dominated by sandy marl interbedded with calcareous sandstones and white tuffs, while the upper part consists of balamnus packstone and grainstone. The formation was deposited in shallow marine environments during Pliocene time.

4.2.3.2.5. Pucangan Formation
Type locality for the Pucangan Formation is at Gunung Pucangan, north of Jombang. It includes 323 m. of conglomeratic-coarse sandstones, tuffaceous sandstones, volcanic breccias, and black clay containing fresh water molluscs. This formation was deposited in a limnic environment during Late Pliocene to Pleistocene time.

4.2.3.2.6. Kabuh Formation
Kabuh Village, north of Jombang, has the type locality for this formation. The formation is 150 m. thick, more or less, and it consists of interbedded coarse sandstones with cross bedding, vertebrate fossils, lenses of conglomerates, and yellow tuffs. These accumulated in continental, fluvial and limnic environment during the last 0.75 MY.

4.2.4. VOLCANIC ARC
In the Central and East Java region the Tertiary volcanic arc has been recorded as having three distinct phases of activity. Based on groupings of radiometric ages (Bellon et al., 1990) and the stratigraphic occurrence of volcanic beds, the following phases can be recognized: 1. An early active volcanic phase from about 50 to 19 Ma (mid Eocene to mid Early Miocene). 2. A period of relative quiescence from about 19 Ma to about 11 Ma (late Middle Miocene). 3. A considerable increase in volcanic activity at about 11 Ma, with the volcanic chain moving about 50 kilometers north to its present position. 4. At about 3 Ma the volcanism changed with a new series of active volcanoes along the main arc, but also more K-rich volcanoes lying off the arc trend (e.g. Gunung Muria [1.1-0.4 Ma], offshore to the north on Bawean Island [0.8-0.3 MYBP], and Gunung Lasem [1.6-1.1 Ma, but not especially K-rich]). DSDP holes in the Indian Ocean west and south of Java yield data supporting the end of the second, the third and the last phase listed above. These wells contain tuffs dated as 11 MYBP and younger, with a notable increase in pyroclastic content in Late Pliocene or basa1 Quaternary times (about 2-3 Ma). The location of these sites on a northwards drifting oceanic plate precludes them recording Javanese volcanic activity much before 11 MYBP. For instance at 19 MYBP, when the ”Old Andesite” phase came to an end, ’ the DSDP sites would have been some 400 kilometers further south of the volcanic arc. Note that between,’ these main volcanic events there was still some continuing background volcanism, as seen by the tuffs present in Middle Miocene beds in the south of Java (Lunt et al, 1996). See chapter 4.4 for further details on magmatic arc.

4.2.5. SOUTHERN SLOPE REGIONAL UPLIFT
The southern slope regional uplift is also known as the southern mountains, consist of the ”old andesite” volcanic and volcaniclastic suite, initially interbedded with and then more completely overlain by Miocene limestones. These limestones often develop as reefal facies such as in the area south of Malang, the island of Nusa Barung, the Puger area and the Blambangan Peninsula. The southern mountains today are the site of dramatic karstified topography that is relatively young, i.e. it is probably the result of Quaternary uplift on the southern flanks of the modern volcanic chain. The most extensive Miocene reefal facies are in the south and east of Java. Also in the eastern area, in addition to the andesitic extrusives, there is reported to be a granite batholith near Merawan. This granite and associated dikes intrude and reported alter some older Miocene limestones and andesites but are then covered by the reefal limestones. Detailed data on the granite and the reefal limestones in this area is scarce but Van Bemmelen deduced that the limestones that follow the intrusion are equivalent to the reefal Wonosari Limestones further west in the Southern Mountains. The western Wonosari Limestones are probably latest Early to Middle Miocene in age. It would therefore appear that the Merawan granite is related to the older, 19 to 50 MYBP, volcanic phase, although there is still a question of how a ”granite” occurs so far from a continental margin, and intrudes at such shallow depths (Lunt et al., 1996). There are many signs pointing to a southerly quartz provenance that is separate from the Ngrayong sands of the north. These include the petrographic data in Muin (1985) that consistently records nearly 30% of sand grains as quartz in the Early to mid-Middle Miocene volcaniclastics Kerek Beds. In addition papers such as those by Kadar and Storrs Cole (1975) from the later Early Miocene of the Southern Mountains note biostratigraphy samples containing abundant quartz grains along with the transported larger forams they were studying (Lunt et al, 1996).

4.3 SOUTH CENTRAL JAVA BASINS
4.3.1. TECTONIC SETTING
The South Central Java basinal area lies south of Central Java on the northern flank of a major present day elongate bathymetric basin lying between the volcanic arc of Java itself (and its extensions NW and E) and the non-volcanic outer ridge bounding the Java Trench on its north flank. In broad tectonic setting this area is classified as outer arc basin, and it is a megatectonic feature associated with all island arc systems and may vary considerably in its complexity. The area contains two Neogene sedimentary basins whose structural outlines were determined during a Late Oligocene phase of folding, faulting and volcanism. The basins were filled with clastics of deep marine facies. The high areas surrounding the depocenters were covered mainly by an incomplete section of Neogene shallow marine limestones (including reefs). Three Neogene tectonic events of possibly regional importance are deduced from stratigraphic and seismic records: a minor Early Miocene event, a Mid Miocene event, and a Late Pliocene event. None of these events however, has considerably deformed the offshore Neogene. South of Central Java the deeper part of the outer arc basin proper shallows steadily northwards and seismic records show that a “basement” ridge and sediment filled basin are traversed before reaching the Java coast. A simplified mega-structural sense be considered part of the “southern mountains” of west and east Java which in the broad embayment south of Central Java runs beneath the sea (Bolliger & De Ruiter, 1974).
(south of Purwokerto) by the Nusa Kambangan ridge. South of this ridge an east-west trending depression - the ”western basin” - contains over 10,000 feet of undeformed sediment. Still further south an extensive high platform lies between the ”western basin” and the slope to the present day outer arc basin. The central province is the extension of the Kebumen Basin on land. It is characterized by a greater thickness of Neogene (over 15,000’) and the absence of a distinct unconformity at the base of the Miocene. Deeper seismic horizons, conformable with the base Miocene, could be mapped over most of the area down to a depth of over 25.000’. This basin is again separated from the outer arc basin by a broad but deeper ”basement” ridge. The eastern province is the offshore continuation of the Gunung Sewu plateau (south of Yogyakarta) which consists of flat lying Miocene limestones in outcrop. This limestone plateau covers most of the coastal iegions of eastern south Java and can be traced east at least as far as Lombok Island. In the offshore area, large carbonate build-ups, are found and one was drilled (ALV-1). As in the western province an angular Base-Miocene unconformity occurs. The Neogene sedimentary sequence dips gently to the south. Seismic lines (figs. 6 – 8) and structural cross sections (fig. 9) give an impression of the structural style of the various provinces.

4.3.2 STRATIGRAPHY
A stratigraphically oriented field survey on South Central Java, the results of two wells, drilled offshore in deep water, and good quality seismic data allowed a tentative reconstruction of the sedimentary history of the area. The main tool for the stratigraphic correlations was the well-established zonation of planktonic foraminifera. The ages of the shallow marine sections, which in general do not contain planktonics, was based on the less accurate larger foram zonation.

4.3.2.1. PALEOGENE
Few Paleogene sections are known from southern Central Java. In the Jiwo Hills and at Nanggulan the oldest Paleogene sediments are of Middle Eocene age. They were initially deposited in a shallow marine environment (limestones and clastics), and grade into a deep marine facies over a relatively thin vertical interval. Upper Eocene was found in bathyal development in both areas. In the geographic center of Java (Lok Ulo, Banjarnegara area) an interesting melange of shallow and deep deposits is present, ranging in age from Upper Cretaceous (Cenomanian/ Turonian), over Paleocene to Upper Eocene. Most probably we are dealing here with an olistostromal mixture, which was emplaced into a trough during the Late Eocene. These few observations of Eocene sediments indicate a tectonically active period, involving not only fast subsidence and transgression but also pronounced topographic gradients. The Paleogene history was terminated by a regional tectonic event of Late Oligocene age. It is expressed as a phase of strong faulting and subsequent subsidence on the Sunda Shield and as a major folding phase in East Kalimantan. In the area under discussion it involved block tectonics, probable transcurrent movements and widespread volcanic activity. The ”Old Andesites” of South Java may be attributed to this phase. During that time the structural setting was created which was to control the Neogene sedimentary pattern.

4.3.2.2. NEOGENE
The facies distribution of the Neogene appears to be controlled by the position of pre-existing high areas and the intervening depressions. Such highs originated during the Late Oligocene phase either by simple volcanic activity, or were the result of uplift and tilting of extensive tectonic blocks. The Karangbolong high, the West Progo Mountains and some smaller offshore highs, we would categorize as relicts of simple volcanic build-ups. On the other hand Nusa Kambangan and the western offshore province, the Gunung Sewu high and the eastern offshore province have to be considered as uplifted high areas. Here Oligocene, originally deep marine, sediments emerged and were truncated by erosion in Late Oligocene and Early Miocene time. Among the depressions the central offshore basin with its extension onshore (the Kebumen basin) and the depression of Yogyakarta appear to have been persistently deep. The Late Oligocene tectonic event is not expressed as an angular unconformity in the central basin. In contrast to this, the western offshore basin and possibly the Banyumas basin onshore started to subside only in the Early Miocene. The Neogene sedimentary sequence on the highs is incomplete and consists mainly of Early: to Mid Miocene shallow marine limestone ’ which overlies unconformably the so called ”Old Andesite”. The basinal areas are filled with generally deep marine clastics of variable composition. Clastic material of volcanic origin, ranging from fine-grained tuffs to boulder beds is found as well as deep marine day, sometimes interbedded with calci-turbidites. The presence of so much volcanic material suggests different phases of active volcanism during the Neogene. The calciturbidites are presumably derived from the areas where shallow marine limestone was deposited on highs that were volcanically less active. Thc relation between a high and a low area can be best illustrated from the well data of Alveolina (ALV-1) and Borelis (BOR-1) drilled offshore, in the Eastern Province and Central Province respectively (fig.10). ALV-I encountered a section consisting of deep marine Pliocene clay, overlying some 1000’ of shallow marine Middle Miocene limestone. ’The latter rests unconformably on strongly dipping, Upper Oligocene tuff and clay. The well bottomed in undatable volcanic agglomerates. The BOR-1 section consists of deep marine, Pliocene and Miocene clay. The well bottomed in undated basalt. The Miocene section is not complete owing to local faulting. It is of interest that the Lower Miocene deep marine clay of BOR-1 correlates seismically with the down flank extension of the Mid Miocene carbonates of ALV-1. This suggests that limestones started to be deposited on the flank of the Alveolina high already during the Early Miocene and transgraded the high fully only during the Mid Miocene, when they covered the former non-depositional/erosional area. Limestone deposition stopped later during the Middle Miocene, following a period of increased subsidence resulting in water depths too great for limestone production. As the carbonate build-up still stood out as a pronounced high on the sea bottom, during Late Miocene time it became non depositional. Fine Upper Miocene clastics were deposited around it until the bathymetric lows were filled and the crest of the high became covered by sediment at about beginning of the Pliocene. The sedimentary development of south Central Java, derived from surface sections and wells, is summarized in a time/ facies diagram (fig. 1 l). The essence of all our stratigraphic knowledge is given in fig. 12. By applying the sedimentary model described above, and with the help of seismic data, it was possible to make tentative facies maps over the South Central Java area (fig. 13 – 15). Two major and one minor regional tectonic events are reflected in various ways in the Neogene sedimentary sequence (fig. I l, 12). Early Miocene tectonism is reflected by the rapid subsidence of the western offshore basin and possibly the onshore Banyumas basin. It involved faulting and volcanism. The only clearly dated (by paleontology) volcanics of this time occur in the Baturng Mountains, SE of Yogyakarta. However, areas of older volcanic activity were probably reactivated: West Progo Mountains (van Bemmelen, 1949), Gabon volcanics (Mulhadiyono, 1973). A mid Miocene tectonic phase appears to have had a major regional effect. It is reflected by gaps in sedimentation not only on all the highs, but also in some depressions (Yogyakarta area). It was following this event that the limestones on the offshore ”Alveolina”–high were drowned and sedimentation ceased. On Java a new phase of strong volcanicity was triggered. A major tectonic event of Late Pliocene age caused the first phase of regional up- lift at Java It was accompanied by folding and widespread volcanicity.

4.4. MAGMATIC ARC
Java has often been referred to as a classical example of the relationship of calc-alkaline magmatism to subduction. Subduction of the Indian Ocean beneath the Sunda arc is considered to have been active since at least Eocene ~ time, according to geodynamic reconstructions (Hamil- ton 1979, Katili 1975, Rangin et al. 1990). The geology and petrology of the Quaternary Sunda arc volcanoes have been the subject of many investigations (Hutchison 1982, Wheller et al. 1987) but much less is known about Tertiary magmatism. Exposures of the oldest known volcanic rocks in Java occur as fragments of calc- alkaline lavas of late Cretaceous - Eocene age in the melange-type rock formations, e.g. Karangsambung (Suparka et al., 1990, Suparka and Soeria-Atmadja, 1991). Exposures of the younger calc-alkaline volcanic rocks, considered as Oligo-Miocene age (van Bemmelen 1949), are more widely distributed. They are exposed mostly along the southern coast of Java, and are referred to as the ”Old Andesites”. The more recent and active volcanoes of Java often overlie volcanic- and/or intrusive-rock units. Volcanic rock units are intercalated with Neogene sediments, and intrusive rocks cut these sediments. However, available radiometric or fission track ages on these Tertiary magmatic rocks are relatively scarce (Hehuwat 1976, Nishimura et al. 1978). It seems that the location of the axes of the successive magmatic arcs in Java has shifted not more than 60 km northwards to the present position of the Quaternary Sunda arc since Eocene/Oligocene time. Investigations by Bellon et al. (1989) and Soeria-Atmadja et al. (1990) have shown that Tertiary magmatic activity in Java took place in two distinct periods: Late Eocene – Early Miocene and Late Miocene - Late Pliocene. The products of the earlier event have built up the ”Old Andesites”, whereas those of the latter may be related to the early stages of magmatic activity of the modern Sunda arc (Bellon et al. 1989). K-Ar datings of the magmatic rocks in Java by Soeria-Atmadja et al (1994) indicate that two stages of volcanic activity may be distinguished throughout the Tertiary period. The earlier one took place from 40Ma (Karangsambung and Pacitan) to 19 – 18 Ma (Pacitan and Pangandaran). The following volcanic activity occurred between 12 Ma (Pertamina 1988) or 11 Ma (Bobotsari) to 2 Ma (Jatiluhur) and were succeeded by the Quaternary volcanism of the Sunda arc. The possible existence of a real break in volcanism between 18 and 12 Ma is questionable as new data on K-Ar ages point to volcanic activity at 13.7 Ma (JM-61, Bayah) and 15.3 Ma (PC-3, Pacitan). Perhaps we are only dealing with a relative paucity within the 18 - 12 Ma range.

4.5. QUATERNARY OF JAVA
Quaternary rocks in Java could be divided into non-volcanic and volcanic products. The non-volcanic products represented by Lower-Middle Pleistocene sediments of mostly non marine, and only little amount of marine sediments. The volcanic products are mainly as the results of Middle Pleistocene to Recent volcanic activities. However, little amount of Plio-Pleistocene to Lower Pleistocene volcanic materials have also been found in certain areas as the result of old quaternary volcanic activities. The quaternary sediments are exposed almost in all regions in Java, particularly at the middle and northern part of this island. In West Java, the quaternary sediments belong to Citalang, Tambakan and Ciherang Formations were deposited in non-marine environment. Tambakan and Citalang Formations are distributed in central west Java, and Ciherang Formation in northeast Java. Fresh water molluscs and vertebrate fossils are found within these formations, but no homminid fossils. Based on vertebrate fossils, the age of these formations are Lower to Middle Pleistocene. Upper Pleistocene to Recent volcanic products covered the sediments of those formations. Towards the east of the West Java region, the quaternary rocks are well exposed in Bumiayu Area, known as Bumiayu Basin. The oldest rocks are non marine sediments of Cisaat Formation (regrouped from formerly of Kaliglagah and Mengger Formations) of Lower Pleistocene, followed by Gintung Formation of Middle Pleistocene. These formations then covered by Upper Pleistocene to Recent volcanic products of Linggopodo Formation and from the activities of Slamet Volcano. The fresh water molluscs and vertebrate fossils were found in this area, but no homminid found from these formations. The most important quaternary in Java is found in Sangiran, Central Java and in Kendeng Zone of East Java. Sangiran area is situated at about 20 Km north of Solo, is a dome in elongated form, and the axis of this dome is of north-south ward, with mud volcano and several block faults in the center of the dome. The Sangiran dome is dissected by some rivers, with the biggest is Kali (river) Cemoro in the middle part of the dome, flowing from west to east direction. The rivers were denudated the area form the low undulated hills and valleys where the sediments are cropped out in this dome. In Sangiran area and in Kendeng Zone of East Java, the oldest sediments are belong to Kalibeng Formation of Late Pliocene in age. This formation consists of calcareous grey clays and marls were deposited in shallow marine environment. Above the Kalibeng Formation were deposited Pucangan Formation, consists of Iaharic breccias at the lower part and black and bluish grey of clays with intercalation of thin layers of tuff, diatomae and molluscs beds, were deposited in the swamps, lake and shallow marine environments during Early Pleistocene. Many vertebrate and Homo erectus fossils have been found in the black clays of Pucangan Formation in Sangiran area. The Pucangan Formation is overlain by Kabuh Formation, consisting of fine to very coarse tuffaceous sandstones with lenses of pumiceous conglomerate intercalated by silt and black clay. Cross bedding, parallel bedding and scouring structures are often found within sandstones and conglomerates. In Sangiran, the calcareous conglomerate is compacted, dense and rich with vertebrate and homminid fossils, was found at lower part of the Kabuh Formation, is well known as “Grenzbank Layer”. The Kabuh Formation is rich with vertebrate and Homo erectus fossils of Middle Pleistocene in age then covered by Upper Lahar of Notopuro Formation. The Notopuro Formation overlain by a sequence of alternating of tuffaceous sandstones, conglomerate and clays, and lahar layer at the uppermost part of this sequence which are belong to River Terraces Unit. Many vertebrate fossils were found in Java, e.g. Stegodont trigonocephalus VK., Hippopotamus namadicus, Rhinoceros palaeosondaicus, Bubalus (Buffaloes) c.f paleokarabau etc.. Hominid fossils, are found mainly from Sangiran area, and little amount from Sambungmacan (Sragen) and Patiayam (Central Java), from Kedungbrubus, Trinil, Ngawi, Ngandong and Perning (Mojokerto), East Java. The hominid fossils consist of Meganthropus paleojavanicus, Homo (Pithecanthropus) erectus, Homo erectus mojokertensis, and Homo erectus ngandongensis.

PENAMPANG BAWAH PERMUKAAN

PENDAHULUAN
Penampang bawah permukaan merupakan gambaran dari suatu kenampakan dibawah permukaan baik litologi, struktur atau segala sesuatu yang ada di bawah permukaan bumi.
Penampang geologi merupakan gambaran dari suatu sayatan vertical pada bumi yang berguna untuk menginterpretasikan suatu hubungan keadaan geologi baik dengan menggunakan peta ataupun tidak. Dapat juga digunakan untuk pengembangan minyak bumi, penampang bawah permukaan dapat berguna untuk menggambarkan keadaan geologi dalam bentuk visual, dengan itu suatu reservoir dapat dengan mudah di interpretasikan. Sebagai contoh, suatu pengertian mengenai hubungan antara struktur dengan stratigrafi regional mungkin dihasilkan dari karateristik suatu reservoir.
Terdapat dua jenis penampang bawah permukaan yang digunakan dalam interpretasi reservoir minyak bumi.
1. Structural cross sections, menunjukan keadaan geometri struktur geologi pada suatu area.
2. Stratigraphie cross sections, menunjukkan hubungan suatu geometri dengan menyesuaikan kedalaman dari suatu unit geologi dengan horizon geologi.
Tipe ketiga dari penampang bawah permukaan disebut balanced cross section, merupakan suatu kombinasi dari kedua jenis penampang bawah permukaan diatas. Jenis ini menggambarkan bentuk dari suatu unit geologi menjadi beberapa bagian yang mengalami perubahan. Hal tersebut dapat dijadikan suatu kesimpulan tentang hubungan struktur geologi sekarang dengan stratigrafi masa lampau.
Kegunaan dari penampang bawah permukaan adalah :
• Dapat menggambarkan suatu formasi bawah permukaan yang ditunjukkan secara vertikal
• Berguna dalam bidang hidrokarbon
• Dapat membantu menganalisis bawah permukaan dalam penentuan suatu reservoir hidrokarbon
• Dapat mengetahui keadaan struktur dan stratigrafi

PENAMPANG STRATIGRAFI
Penampang stratigrafi menunjukan karateristik dari hasil penghubungan unit stratigrafi, seperti reservoir batupasir atau caprock dari serpih. Penampang juga sangat penting dalam mengetahui waktu dari suatu deformasi dengan menunjukan sedimen yang penutup setelah pembentukan lipatan atau penyempitan suatu lapisan setelah terbentuk patahan. Bagian dari penampang sayatan berikut akan terbentuk jika berada pada suatu sequence.

PENAMPANG STRUKTUR
Penampang struktur bawah permukaan dapat menunjukan bentuk dari suatu struktur geologi juga dapat dijadikan dasar analisis tentang hubungan antara kontak fluida dan ruangan pada struktur geologi. Bentuk dari struktur geologi juga dapat dijadikan suatu informasi yang penting mengenai sejarah pembentukan reservoir formasi dan migrasi minyak.
Fungsi dari enampang struktur adalah :
• Penampang struktur dapat menggambarkan kenampakan struktur, seperti dips, faults dan folds
• Dapat digunakan sebagai studi analisis reservoir minyak dan gas bumi.
• Penampang struktur dapat menggambarkan keadaan sekarang/real condition

PENAMPANG GEOMETRI
Dalam geometri, penampang merupakan suatu suatu titik perpotongan dari suatu bagian dalam 2 dimensi dalam garis atau bagian 3 dimensi pada suatu bidang dan lain-lain. Suatu bidang lain, apabila memotong suatu objek sehingga menghasilkan suatu bagian dapat membentuk suatu penampang parallel.
Suatu penampang juga dapat memproyeksikan sudut siku dari objek yang bersifat 3 dimensi dari bidang objek tersebut. Bagian dasar bidang dalam penampang terlihat pada bagian atas. Pada kenampakan tersebut, bagian depan dari bidang objek tidak terlihat untuk menampakkan bagian luar. Pada bagian dasar bidang, bagian atas dari suatu objek tidak terlihat atau hilang.
Suatu penampang merupakan metode yang melukiskan sususan 3 dimensi suatu objek kedalam 2 dimensi. Hal ini biasa digunakan pada gambar teknik. Model dari suatu sayatan mengindikasikan jenis dari material yang ada dibawah permukaan

PENAMPANG BAWAH PERMUKAAN DALAM 3 DIMENSI
Apabila aspek 3 dimensi dari suatu daerah harus terlihat, satu penampang bawah permukaan tidak akan cukup untuk membentuk suatu gambaran 3 dimensi. Yang dapat ditunjukan beberapa sumur dalam suatu kesatuan 3 dimensi dapat terpenuhi dengan diagram fence, dimana datum horizon menunjukan suatu bidang dari peta. Posisi sumur terlihat secara vertikal, dengan datum pada lokasi sumur terdapat pada bidang peta. Sumur merupakan fence posts, dan garis penghubungkan bagian atas formasi adalah rails. Hubungan geologi dapat juga digambarkan dalam block diagram, dimana sisi dan bagian atas dari bagian block yang memotong sampai kedalam bumi ditunjukan dalam bentuk 3 dimensi.

FUNGSI PENAMPANG RESISTIVITAS BAWAH PERMUKAAN

Penampang 2D Resistivitas Bawah Permukaan
Penampang 2D (2 dimensi) resistivitas bawah permukaan yang dapat memberikan gambaran bawah permukaan. Ini merupakan hasil inversi dengan menggunakan perangkat lunak res2dinv, berdasarkan hasil inversi tersebut maka dapat diprediksi mineral yang terkandung di bawah permukaan sehingga memungkinkan untuk melakukan rekomendasi titik bor yang lebih potensial sehingga biaya yang dikeluarkan dalam tahapan eksplorasi dapat diminimalisir dan juga memberikan hasil yang lebih optimum.

Penampang 3D Resistivitas Bawah Permukaan
Seiring dengan perkembangan teknologi dan semakin meningkatnya kebutuhan akan energi maka para peneliti tidak henti-hentinya untuk selalu berkarya/mengembangkan metode-metode yang telah ada guna memenuhi kebutuhan akan energi tersebut, salah satu metode yang telah dikembangkan saat ini adalah dengan metode 3D (3 dimensi), dengan metode tersebut maka akan lebih memberikan pengambaran geologi bawah permukaan yang lebih jelas, di samping itu dengan menggunakan metode ini maka kedalaman tiap lapisan dapat diketahui sehingga memudahkan untuk melakukan perhitungan ketebalan tiap mineral dan juga melakukan perhitungan volume.

Cross Section Resistivitas Bawah Permukaan
Dengan menggunakan metode ini maka akan memberikan suatu penggambaran hubungan resistivitas dari tiap lintasan pengukuran yang nantinya dapat memberikan kemenerusan mineral dari tiap lintasan sehingga mineral dari tiap lintasan akan lebih mudah diprediksi dan ditelusuri keberadaanya

EKOSISTEM TEMPAT PEMUSNAHAN AKHIR ( TPA ) BANTAR GEBANG, BEKASI

Pengertian Ekosistem
Ekosfer atau biosfer merupakan bulatan planet bumi di mana terdapat kehidupan. Makna yang sebenarnya dari ekosfer adalah bulatan bumi dimana kehidupan dapat berlangsung.
Tingkatan organisme kehidupan dalam ekologi yang terkecil adalah individu dari makhluk hidup. Kumpulan individu yang terdiri atas jenis atau spesies yang sama disebut populasi. Guid adalah kelompok populasi yang mengeksploitasi sumber daya sejenis dengan cara yang sama. Misalnya sekelompok prosator yang sama-sama memangsa kijang di hutan. Tetapi predator dan parasit yang mempunyai tuan rumah yang sama bukan guild karena cara konsumsinya berbeda. Sekelompok individu tumbuhan dan hewan yang berinteraksi dengan menghuni suatu habitat disebut komunitas yang dalam literatur Rusia serta Eropa Timur disebut biocoenisis.
Suatu komunitas dalam interaksinya dengan sesama maupun dengan lingkungan fisik di sekitarnya membentuk sistem ekologi atau ekosistem. Ekosistem dianggap sabagai satuan pokok dalam ekologi. Pada dasarnya, ekosistem dapat meliputi seluruh ekosfer atau hanya bagian-bagiannya, bahkan dapat juga sebagian kecil saja, seperti sebuah danau atau sebuah kolam. Ini tergantung kepada permasalahan yang dihadapi atau pendekatan yang diperlukan.

Latar Belakang, Dampak Yang Ditimbulkan, serta Solusi Terhadap Ekosistem Sekitar TPA Bantar Gebang
Peningkatan jumlah penduduk di DKI Jakarta memberikan dampak terhadap peningkatan volume sampah. Upaya mengurangi volume sampah yang pernah dilakukan oleh Pemerintah DKI Jakarta dengan cara membakar di lahan terbuka seperti di Cilincing dan Kapuk telah menimbulkan polusi asap dan debu. Karena itu Pemerintah DKI Jakarta menganggap perlu memiliki lokasi tempat pembuangan yang memadai dan memenuhi persyaratan ambang batas lingkungan hidup. Dalam pembahasan dengan Bappeda dan Dinas Kebersihan DKI Jakarta dimunculkan tiga gagasan yaitu dikubur, dibakar, dan Sanitary Landfill. Sistem dikubur diawali dengan membuat galian dengan kedalaman tertentu lalu diberi penadah plastik kemudian diisi tanah setinggi 5 meter . Resiko dari perlakuan ini adalah hancurnya plastik oleh pelarut kimia. Sistem pembakaran dengan incenerator pada suhu 1100 0C. Lama pembakaran, suhu, dan pencampuran oksigen yang tepat dapat menghancurkan 99% sampah. Asap yang terbentuk diolah terlebih dahulu sebelum dibuang ke udara. Resiko dari sistem pembakaran yang tidak mencapai tingkat suhu tersebut adalah dioksin yang sangat beracun dan menimbulkan berbagai jenis kanker (Sirait, 2003). Sistem Sanitary Landfill adalah metode pembuangan akhir limbah dengan teknik tertentu sehingga tidak menimbulkan pencemaran dan membahayakan kesehatan. Berdasarkan tiga pilihan tersebut, pengolahan sampah dengan metode Sanitary Landfill dianggap paling efektif.
Pemerintah DKI Jakarta akhirnya menetapkan salah satu daerah di wilayah kecamatan Bantar Gebang sebagai Tempat Pemusnahan Akhir sampah. Areal ini semula merupakan bekas lahan galian tanah untuk kepentingan pembangunan beberapa perumahan di Jakarta, seperti Sunter, Podomoro, dan Kelapa Gading serta perbaikan jalan di Narogong pada tahun 1986.
Mencuatnya masalah dampak TPA Bantar Gebang diawali dengan adanya perubahan status Kota Administratif menjadi Kota Bekasi pada tahun 1996. Akar permasalahannya kemungkinan disebabkan tidak jelasnya kewenangan instansi pengelola sampah Selama kurun waktu tersebut pemerintah DKI Jakarta kurang memperhatikan pengelolaan TPA Bantar Gebang. Keadaan ini diperparah dengan adanya krisis ekonomi yang melanda Indonesia tahun 1997. Krisis ekonomi tersebut juga menyebabkan banyak terjadinya pemutusan hubungan kerja, pengangguran, dan tingginya harga kebutuhan bahan pokok. Sampah dijadikan tumpuan sumber penghasilan bagi para pemulung yang memiliki rumah liar di sekitar penampungan. Dampak sosial yang timbul diantaranya adalah terjadinya pencurian ratusan pipa paralon pada Sanitary Landfill yang berfungsi untuk membuang gas metan sehingga menyebabkan saluran mengalami kebuntuan. Akibatnya timbul kebakaran di beberapa zona TPA sehingga menimbulkan asap. Di samping itu timbul pula bau yang menebar hingga mencapai kawasan Kemang Pratama, Kranji, Pekayon, dan wilayah-wilayah lain di Kota Bekasi yang jaraknya mencapai lebih dari 10 km dari Bantar Gebang.
Bantar Gebang merupakan salah satu dari sekian banyak tempat pembuangan akhir (TPA) di Jawa Barat. Daerah tersebut banyak dihuni oleh masyarakat dari kalangan bawah yang menjadikan tempat pembuangan tersebut sebagai sumber mata pencaharian utama. Mereka mengumpulkan sampah-sampah yang masih bisa dijual ataupun di daur ulang.
Berdasarkan beberapa hasil penelitian menunjukkan bahwa TPA Bantar Gebang memberikan efek negatif terhadap kualitas air, tanah, dan kesehatan masyarakat. Jadi ekosistem yang ada pada daerah tersebut terganggu, contohnya :
1. keadaan tanah yang tercemar akibat sampah-sampah anorganik yang mengandung zat-zat kimia beracun
2. timbul berbagai macam penyakit yang berasal dari udara yang tercemar atau dari kualitas air yang buruk.
3. terhambatnya mobilitas masyarakat setempat akibat terganggu aroma sampah yang menyengat.

Kondisi Tempat Pembuangan Akhir (TPA) Sampah Bantar Gebang sudah sedemikian parah karena asal mula penanganan sampah sangat gegabah. Selama belasan tahun sampah langsung dibuang bertumpuk tanpa ditimbun tanah sebagai syarat sanitary landfill. Sejak dibukanya 16 tahun lalu, berat tumpukan sampah Bantar Gebang sudah diperkirakan mencapai 36 juta ton. Bau menyengat akibat gunung sampah itu mencapai radius 15 kilometer.
Proses pengurukan sampah dengan tanah yang seharusnya dilakukan secara berkala untuk meredam bau sampah juga tidak dilakukan dengan benar. Warga di tiga desa sekitar TPA berkali-kali mendesak Pemerintah Provinsi (Pemprov) DKI agar segera memperbaiki sistem pengolahan sampahnya di Bantar Gebang. Surat protes telah dilayangkan ke meja gubernur. Unjuk rasa besar-besaran yang berpotensi kekerasan juga berulang kali digelar.
Oleh karena itu, Pemerintah Kota (Pemkot) Bekasi berupaya mengambil alih pengelolaan TPA Bantar Gebang dari tangan Pemprov DKI. Tetapi ujung-ujungnya, setelah dilakukan negosiasi sana-sini, dengan berbagai uang kompensasi, TPA Bantar Gebang akhirnya dioperasikan kembali. Wali Kota Bekasi Akhmad Zurfaih dan Gubernur DKI Jakarta Sutiyoso sepakat menggunakan kembali TPA Bantar Gebang untuk menampung sampah warga Jakarta terhitung 1 Januari 2004.
Bekasi juga menuntut Pemprov DKI segera membayar dana kompensasi Rp 8 miliar bagi warga di sekitar TPA Bantar Gebang. Belakangan DKI memberikan kompensasi sebesar Rp 14 miliar untuk TPA Bantar Gebang. Selain dana kompensasi, Pemkot Bekasi masih meminta lagi uang retribusi sampah sebesar Rp 85.000 per ton kepada DKI.

PRINSIP INTERPRETASI LINGKUNGAN PENGENDAPAN DAN KLASIFIKASI

I. Konsep Tentang Lingkungan Pengendapan
Lingkungan pengendapan adalah tempat mengendapnya material sedimen beserta kondisi fisik, kimia, dan biologi yang mencirikan terjadinya mekanisme pengendapan tertentu (Gould, 1972).
Interpretasi lingkungan pengendapan dapat ditentukan dari struktur sedimen yang terbentuk. Struktur sedimen tersebut digunakan secara meluas dalam memecahkan beberapa macam masalah geologi, karena struktur ini terbentuk pada tempat dan waktu pengendapan, sehingga struktur ini merupakan kriteria yang sangat berguna untuk interpretasi lingkungan pengendapan. Terjadinya struktur-struktur sedimen tersebut disebabkan oleh mekanisme pengendapan dan kondisi serta lingkungan pengendapan tertentu.
Beberapa aspek lingkungan sedimentasi purba yang dapat dievaluasi dari data struktur sedimen di antaranya adalah mekanisme transportasi sedimen, arah aliran arus purba, kedalaman air relatif, dan kecepatan arus relatif. Selain itu beberapa struktur sedimen dapat juga digunakan untuk menentukan atas dan bawah suatu lapisan.
Didalam sedimen umumnya turut terendapkan sisa-sisa organisme atau tumbuhan, yang karena tertimbun,terawetkan. Dan selama proses Diagenesis tidak rusak dan turut menjadi bagian dari batuan sedimen atau membentuk lapisan batuan sedimen. Sisa-sia organisme atau tumbuhan yang terawetkan ini dinamakan fossil. Jadi fosill adalah bukti atau sisa-sisa kehidupan zaman lampau. Dapat berupa sisa organisme atau tumbuhan, seperti cangkang kerang, tulang atau gigi maupun jejak ataupun cetakan.
Dari studi lingkungan pengendapan dapat digambarkan atau direkontruksi geografi purba dimana pengendapan terjadi.
Lingkungan pengendapan merupakan keseluruhan dari kondisi fisik, kimia dan biologi pada tempat dimana material sedimen terakumulasi. (Krumbein dan Sloss, 1963)
Jadi, lingkungan pengendapan merupakan suatu lingkungan tempat terkumpulnya material sedimen yang dipengaruhi oleh aspek fisik, kimia dan biologi yang dapat mempengaruhi karakteristik sedimen yang dihasilkannya.
Secara umum dikenal 3 lingkungan pengendapan, lingkungan darat transisi, dan laut. Beberapa contoh lingkungan darat misalnya endapan sungai dan endapan danau, ditransport oleh air, juga dikenal dengan endapan gurun dan glestsyer yang diendapkan oleh angin yang dinamakan eolian. Endapan transisi merupakan endapan yang terdapat di daerah antara darat dan laut seperti delta,lagoon, dan litorial. Sedangkan yang termasuk endapan laut adalah endapan-endapan neritik, batial, dan abisal.
Contoh
Lingkungan Pengendapan Pantai
Proses Fisik : ombak dan akifitas gelombang laut
Proses Kimia : pelarutan dan pengendapan
Proses Biologi : Burrowing
Ketiga proses tersebut berasosiasi dan membentuk karakteristik pasir pantai, sebagai material sedimen yang meliputi geometri, tekstur sedimen, struktur dan mineralogy.

II. Parameter Lingkungan Pengendapan
Parameter fisik meliputi elemen static dan dinamik dari lingkungan pengendapan.
1. Elemen fisik
1.1 Elemen fisik statis meliputi geometri cekungan(Basin); material yang diendapkan seperti kerakal silisiklastik, pasir, dan lumpur; kedalaman air; suhu; dan kelembapan.
1.2 Elemen fisik dinamik adalah faktor seperti energy dan arah aliran dari angin, air dan es; air hujan; dan hujan salju.
2. Parameter kimia termasuk salinitas, pH, Eh, dan karbondioksida dan oksigen yang merupakan bagian dari air yang terdapat pada lingkungan pengendapan.
3. Parameter biologi dari lingkungan pengendapan dapat dipertimbangkan untuk meliputi kedua-duanya dari aktifitas organism, seperti pertumbuhan tanaman, penggalian, pengeboran, sedimen hasil pencernaan, dan pengambilan dari silica dan kalsium karbonat yang berbentuk material rangka. Dan kehadiran dari sisa organism disebut sebagai material pengendapan.

III. Proses Sedimentasi dan Produknya
Tiap lingkungan sedimen memiliki karakteristik akibat parameter fisika, kimia, dan biologi dalam fungsinya untuk menghasilkan suatu badan karakteristik sedimen oleh tekstur khusus, struktur, dan sifat komposisi. Hal tersebut biasa disebut sebagai fasies. Istilah fasies sendiri akan mengarah kepada perbedaan unit stratigrafi akibat pengaruh litologi, struktur, dan karakteristik organik yang terdeteksi di lapangan. Fasies sedimen merupakan suatu unit batuan yang memperlihatkan suatu pengendapan pada lingkungan.
Proses Pengendapan Di Air Dan Darat
Proses pengendapan di air, terbentuknya berupa timbunan di laut dan akan berakhir di air hangat. Namun pada kenyataan yang sering dijumpai, beberapa dikarenakan oleh aliran sungai. Ini juga termasuk timbunan di danau dan delta. Keseluruhan proses pengendapan hingga saat ini dapat diamati dalam berbagai bentuk walaupun ada beberapa aspek pengendapan yang tidak sempurna. Kemungkinan ini digunakan untuk mengklasifikasikan cara utama dimana material mengendap karena perpindahan air.
Proses pengendapan di daratan, sebagai tempat awal, tertransportasikan oleh arus sungai yang deras. Batuan yang terpisah / tanah yang tererosi akan dibawa oleh aliran sungai, mulai dari dasar hingga menuju puncaknya. Selama arus bergerak membelok dan memasuki area, kecepatannya akan menurun dan semakin banyaknya muatan yang dibawa akan terendap pada kerucut aluvial atau kipas aluvial. Endapan akan dapat dibedakan disekitar pegunungan dan sering dijumpai pada derah yang luas dan dalam. Banyak material sedimen ditemukan di daratan pesisir di Amerika dan kemungkinan terbentuk di daerah tersebut. Timbunan menunjukkan stratigrafi yang berasal dari formasi alaminya, dan karena perubahan volume aliran sungai yang deras, lapisan yang ada di dekatnya akan menjadi sangat berubah. Timbunan kerucut aluvial selalu menunjukkan perbedaan utama dari endapan kasar [termasuk bongkahan] di puncak dengan lempung di luarnya. Jika proses erosi terus berlanjut tanpa adanya pergerakan bumi, material yang ada di kerucut alivisl akan tererosi sendirinya.
Tingkat akhir dalam proses pertumbuhan sungai juga menjadi faktor proses pengendapan. Setelah sungai mencapai tingkat dewasa, akan bertambah volume pengangkatan material sedimennya. Natural leeves akan terbentuk pada saluran sungai dan pada saat itu juga air meluap, mengisi area lain disetiap sampingnya dimana proses pengendapannya lambat. Area ini lebih dikenal sebagai alluvial / plain. Timbunan material di area tersebut juga akan terstratigrafikan.
Didaerah padang pasir, sungai mengalir menuju ke cekungan dalam yang kering / terisi air yang dangkal. Pengendapannya terjadi di bebrapa daerah dimana ketika air meluap membawa banyak material. Jika pergerakan bumi mendukung proses pengendapan, dalamnya timbunan akan menjadi seimbang dan kejadian ini ternyata sudah berlangsung dari waktu yang cukup lama. Material akan terstratigrafikan, namun banyak juga yang hilang. Material tersebut bervariasi, biasanya mencakup lapisan garam dan gypsum. Sungai mengalir menuju danau dan membawa timbunan kemudian menuju delta dan laut.
Pengendapan di laut biasanya terbentuk dalam 3 daerah, yaitu :
1. Zona pantai
2. Zona dangkalan
3. Zona laut dalam
Material pada zona pantai memiliki keadaan alami secara sementara, sejak timbul di garis pantai dan akan berubah secara tetap. Material ini didominasi oleh materioal kasar [pasir dan kerikil].
Transportasi
Proses transprtasi adalah proses perpindahan / pengangkutan material yang diakibatkan oleh tenaga kinetis yang ada pada sungai sebagai efek dari gaya gravitasi. Sungai mengangkut material hasil erosinya dengan berbagai cara, yaitu
a. Traksi, yaitu material yang diangkut akan terseret pada dasar sungai.
b. Rolling, yaitu material akan terangkut dengan cara menggelinding pada dasar sungai.
c. Saltasi, yaitu material akan terangkut dengan cara meloncat pada dasar sungai.
d. Suspensi, yaitu proses pengangkutan material secara mengambang dan bercampur dengan air sehingga menyebabkan air sungai menjadi keruh.
e. Solution, yaitu pengangkutan material larut dalam air dan membentuk larutan kimia.

Sedimentasi
Proses sedimentasi adalah proses pengendapan material karena aliran sungai tidak mampu lagi mengangkut material yang dibawanya. Apabila tenaga angkut semakin berkurang, maka material yang berukuran besar dan lebih berat akan terendapkan terlebih dahulu, baru kemudian material yang lebih halus dan ringan. Bagian sungai yang paling efektif untuk proses pengendapan ini adalah bagian hilir atau pada bagian slip of slope pada kelokan sungai, karena biasanya pada bagian kelokan ini terjadi pengurangan energi yang cukup besar. Ukuran material yang diendapkan berbanding lurus dengan besarnya energi pengangkut, sehingga semakin ke arah hilir, energi semakin kecil, material yang diendapkanpun semakin halus.
Sedimentasi adalah terbawanya material hasil dari pengikisan dan pelapukan oleh air, angin atau gletser ke suatu wilayah yang kemudian diendapkan. Semua batuan hasil pelapukan dan pengikisan yang diendapkan lama kelamaan akan menjadi batuan sedimen. Hasil proses sedimentasi di suatu tempat dengan tempat lain akan berbeda.

Pengendapan oleh air laut
Batuan hasil pengendapan oleh air laut disebut sedimen marine. Pengendapan oleh air laut dikarenakan adanya gelombang. Bentang alam hasil pengendapan oleh air laut, antara lain pesisir, spit, tombolo, dan penghalang pantai. Pesisir merupakan wilayah pengendapan di sepanjang pantai. Biasanya terdiri dari material pasir. Ukuran dan komposisi material di pantai sangat bervariasi tergantung pada perubahan kondisi cuaca, arah angin, dan arus laut. Arus pantai mengangkut material yang ada di sepanjang pantai. Jika terjadi perubahan arah, maka arus pantai akan tetap mengangkut material material ke laut yang dalam. Ketika material masuk ke laut yang dalam, terjadi pengendapan material. Setelah sekian lama, terdapat akumulasi material yang ada di atas permukaan laut. Akumulasi material itu disebut spit. Jika arus pantai terus berlanjut, spit akan semakin panjang. Kadang kadang spit terbentuk melewati teluk dan membetuk penghalang pantai (barrier beach).

Pengendapan oleh angin
Sedimen hasil pengendapan oleh angin disebut sedimen aeolis. Bentang alam hasil pengendapan oleh angin dapat berupa gumuk pasir (sand dune). Gumuk pantai dapat terjadi di daerah pantai maupun gurun. Gumuk pasir terjadi bila terjadi akumulasi pasir yang cukup banyak dan tiupan angin yang kuat. Angin mengangkut dan mengedapkan pasir di suatu tempat secara bertahap sehingga terbentuk timbunan pasir yang disebut gumuk pasir.
Pengendapan oleh gletser
Sedimen hasil pengendapan oleh gletser disebut sedimen glacial. Bentang alam hasil pengendapan oleh gletser adalah bentuk lembah yang semula berbentuk V menjadi U. Pada saat musim semi tiba, terjadi pengikisan oleh gletser yang meluncur menuruni lembah. Batuan atau tanah hasil pengikisan juga menuruni lereng dan mengendap di lembah. Akibatnya, lembah yang semula berbentuk V menjadi berbentuk U.

1. Deposisi
Pengendapan – Terjadi saat pengangkutan partikel yang membutuhkan energi dan terjadi pada waktu yang relatif singkat. Endapan tersusun atas butiran – butiran mineral. Dapat juga menghasilkan endapan kimia pada kondisi yang berbeda.
2.Litifikasi
Terjadi dalam beberapa tahap, All taken together are termed Diagenesis.
a. Kompaksi - Squeezing out of water.
b. Sementasi - Precipitation of chemical cement from trapped water and circulating water.
c. Rekristalisasi-Growth of grains in response to new equilibrium conditions

IV. Hubungan Lingkungan Sedimentasi dan Fasies Sedimentasi
Walaupun para ahli geologi setuju pada hasil pengertian dari lingkungan pengendapan, mereka ternyata menemukan kesulitan dalam penyusunan pengertian yang tepat dari lingkungan pengendapan ini. Sebagai ilustrasinya, lingkungan sedimen telah digambarkan dalam beberapa variasi yaitu :
1. Tempat pengendapan dan kondisi fisika, kimia, dan biologi yang menunjukkan sifat khas dari setting pengendapan [Gould, 1972].
2. Kompleks dari kondisi fisika, kimia, dan biologi yang tertimbun [Krumbein dan Sloss, 1963].
3. Bagian dari permukaan bumi dimana menerangkan kondisi fisika, kimia, dan biologi dari daerah yang berdekatan [Selley, 1978].
4. Unit spasial pada kondisi fisika, kimia, dan biologi scara eksternal dan mempengaruhi pertumbuhan sedimen secara konstan untuk membentuk pengendapan yang khas [Shepard dan Moore, 1955].
Definisi tersebut memang berbeda, tetapi pada umumnya memberikan tekanan pada kondisi fisika, kimia, dan biologi. Pada konteks ini, lingkungan pengendapan mengarah pada unit geomorfik dimana terjadi pengendapan. Lingkungan ini dibentuk dari parameter khusus fisika, kimia, dan biologi yang sesuai terhadap unit geomorfik dari geometri dan ukuran partikular. Proses ini akan mengoperasikan tingkat dan ntensitas yang menghasilkan tekstur khas, struktur, dan sifat lainnya, sehingga pengendapan yang khusus akhirnya terbentuk. Sebagai contohnya, pantai akan mempertimbangkan unit geomorfik dari ukuran dan bentuk tertentu, proses fisika tertentu [gelombang dan aktivitas arus], proses kimia [solusi dan presipitasi], dan proses biologi [penggalian, sedimen ingestion, dan aktivitas serupa] yang terjadi untuk menghasilkan badan pasir pantai yang khas oleh partikular geometri, tekstur dan struktur sedimen, dan mineralogi.
Fasies menunjukkan unit stratigrafi yang mengacu pada aspek litologi, struktural, dan karakter organisme yang dapat dikenali di lapangan.
Tiap lingkungan sedimen memiliki karakteristik akibat parameter fisika, kimia, dan biologi dalam fungsinya untuk menghasilkan suatu badan karakteristik sedimen oleh tekstur khusus, struktur, dan sifat komposisi. Hal tersebut biasa disebut sebagai fasies. Istilah fasies sendiri akan mengarah kepada perbedaan unit stratigrafi akibat pengaruh litologi, struktur, dan karakteristik organik yang terdeteksi di lapangan. Fasies sedimen merupakan suatu unit batuan yang memperlihatkan suatu pengendapan pada lingkungan
Interpretasi lingkungan umumnya menghambat karena adanya suatu kenyataan mengenai kecenderungan fasies yang sama yang dihasilkan pada setting lingkungan yang berbeda. Hal tersebut sering terjadi sehingga akan membuat suatu penyajian lingkungan yang khas pada suatu dasar fasies pengendapan tunggal. Sebagai contohnya, perlapisan silang siur dari batupasir dapat dibentuk karena transportasi angin dan air. Jika terendap pada air, mereka akan terbentuk pada suatu pantai, sungai, pada saluran pasang surut, pada dangkalan samudera, atau pada lingkungan yang lain dimana proses traksi dapat berlangsung. Interpretasi lingkungan akan dapat kita kuasai jika kita mampu mempelajari hubungan fasies dengan urutan yang benar dibandingkan dengan fasies tunggal. Hubungan suatu fasies dapat digagaskan dalam pembagian grup fasies yang terjadi secara bersama – sama yang selanjutnya akan berkaitan dengan lingkungan. Sebagai contohnya, jika pada perlapisan silang siur batupasir asosiasi terdekatnya adalah dengan terkandungnya tanah, batubara, atau serpih lanauan yang mengandung akar, daun, dan batang, kita bisa membuat interpretasi pengendapannya pada sistem sungai. Dalam mempelajari hubungan fasies dan urutannya, kita harus benar – benar memperhatikan keadaan alami dari kontak hubungan antara fasies dan derajat urutan baik acak maupun tidak. Dengan adanya aplikasi dari prinsip stratigrafi, kita dapat menduga hubungan dari dua fasies karena kontak derajat atau penggambaran batas dari pendekatan lateral. Sementara itu, hubungan fasies karena kenaikan atau akibat erosi perbatasan yang mungkin dapat menggambarkan lingkungannya ataupun tidak, pada pendekatan lateral. Pada kenyataannya, fasies karena kontak erosi umumnya menandakan perubahan dari kondisi pengendapan dan menjadi permulaan siklus sedimentasi yang baru. Fasies di dalam hubungan partikular akan tersebar vertikal pada suatu cara pengacakan yang nyata atau mungkin menunjukkan pola tertentu dari perubahan vertikal. Dua tipe umum dari perubahan fasies vertikal yaitu Coarsening Upward Sequence dan Fining Upward Sequence.
• Coarsening-upward sequences menunjukkan adanya penambahan kenaikan ukuran butir dari dasar erosi atau kenaikannya. Hal ini menunjukkan peningkatan energi arus pengendapan.
• fining-upward sequences sendiri merupakan kebalikannya, yaitu ukuran butir akan semakin halus dari puncak erosinya. Menunjukkan penurunan energi arus pengendapan

V. Dasar-dasar Analisis Lingkungan
Pengenalan lingkungan sedimen didasarkan pada dua kriteria pokok:
1. Kriteria berdasarkan komponen pengendapan primer
a. Kriteria fisik
- Geometri unit fasies, menunjukkan bentuk 3 dimensi dari tubuh sedimen, antara lain:
• bentuk equidimensional, seperti lembaran atau selimut, prisma
• bentuk elongate, seperti pods, rebbon atau shoestring, dendroids (Potter, 1962).
- litologi, unit sedimen gross litologi merupakan indicator lingkungan pengendapan yang sangat umum. Contohnya, tend batugamping menjadi deposit karena suhu hangat. shelves laut dangkal.
- asosiasi fasies menyamping dan vertikal, hubungannya dengan pengamatan outcrop atau penentuan data bagian permukaan, sangat penting untuk membedakan lingkungan
- struktur sedimen, penting untuk indikator lingkungan karena dibentuk oleh proses pengendapan, terutama yang terbentuk di lingkungan pengendapan.
b. Kriteria geokimia
Komposisi unsur utama batuan sedimen silisiklastik berfungsi sebagai komposisi kimia partikel silisiklastik yang membentuk batuan.
c. Kriteria biologi
Digunakan untuk rekonstruksi paleoenvironmental, fosil adalah salah satu yang sangat berguna.
2. Kriteria berdasarkan kenampakan sedimen
a. Kenampakan ukuran dari log sumur mekanik, meliputi resistivity, sonic velocity, dan radioaktivity.
b. Kenampakan interpretasi dari pengukuran sumur log meliputi density/porosity, ukuran butir, litologi, dip perlapisan.
3. Karakteristik dari interpretasi darai reakaman refleksi seismic, antara lain hubungan kontak utama (uniformity, comformity), strata kontinuitas, dip strata, identifikasi unit fasies seismik.

VI. Klasifikasi Lingkungan Pengendapan
Klasifikasi lingkungan pengendapan dapat dibedakan menjadi:
a. kontinetal, antara lain gurun atau eolian, fluvial termasuk braided river dan point bar river, dan limnic
b. peralihan, termasuk delta. lobate, esturine, litoral (pantai, laguna, dan barrier islands, offshore bar, tidal flat.
c. marine, meliputi neritis atau laut dangkal, deep neiritis, batial, abisal.

VII. Fasies Model
Model fasies adalah miniatur umum dari sedimen yang spesifik. Model fasies dapat diiterpretasikan sebagai urutan ideal dari fasies dengan diagram blok atau grafik dan kesamaan. Ringkasan model ini menunjukkan sebagaio ukuran yang bertujuan untuk membandingkan framework dan sebagai penunjuk observasi masa depan. model fasies memberikan prediksi dari situasi geologi yang baru dan bentuk dasar dari interpretasi lingkungan. pada kondisi akhir hidrodinamik. Model fasies merupakan suatu cara untuk menyederhanakan, menyajikan, mengelompokkan, dan menginterpretasikan data yang diperoleh secara acak.
Ada bermacam-macam tipe fasies model, diantaranya adalah :
a) Model Geometrik berupa peta topografi, cross section, diagram blok tiga dimensi, dan bentuk lain ilustrasi grafik dasar pengendapan framework
b) Model Geometrik empat dimensi adalah perubahan portray dalam erosi dan deposisi oleh waktu .
c) Model statistik digunakan oleh pekerja teknik, seperti regresi linear multiple, analisis trend permukaaan dan analisis faktor. Statistika model berfungsi untuk mengetahui beberapa parameter lingkungan pengendapan atau memprediksi respon dari suatu elemen dengan elemen lain dalam sebuah proses-respon model.