GEOLOGI REGIONAL II.1. Fisiografi Regional Pulau Kalimantan berada dibagian tenggara dari lempeng Eurasia. Pada bagian utara dibatasi oleh cekungan marginal Laut China Selatan, di bagian timur oleh selat Makassar dan TR O UG H
di bagian selatan oleh Laut Jawa.
T ES
LI
Sangatta
+ + + ADA NG FLE + + + + + + + XUR E BARITO + + + + + + + PLAT FORM SCHWANNER BLOCK
+
+ + + +
+ + +
PALANGKARAYA
+ + + +
+ +
BANJARMASIN
Semberah Badak/Nilam SAMARINDA Tunu
LOWER
BA M ER RI T A B AS TU AS O BA EM S H IN SI AS IGH N EM
+
Mutiara
Handil
BALIKPAPAN
PATERNOSTER
SU LAW ESI
UPPER
KETUNGAU BASIN
TR OU GH
KUTAI BASIN
SA R
+ +KUCHING + + + + + MELAWI BASIN + + + +
MA KA S
NE
AM
NE
LI
R BA
+
KINABALU
+ + + + +S E Brunei + + MP+OR + + + NA HI NW.BORNEO + GH + BASIN TARAKAN + + + BASIN + + + + Malaysia + + + + + + KUCHING + + OROGENIC + + + + + Celebes Sea M + + + + + COMPLEX + + + + + ANG+KAL IHA TH + + + + + Indonesia + + + + IGH + + + + W
LU PA R
PA LA W AN
South China Sea
N KOTA
PLATFORM
Java Sea
Gambar 2.1. Kerangka Tektonik Pulau Kalimantan (Bachtiar, 2006)
Bagian utara Kalimantan didominasi oleh komplek akresi Crocker-Rajang-Embaluh berumur Kapur dan Eosen-Miosen. Di bagian selatan komplek ini terbentuk Cekungan Melawi-Ketungai dan Cekungan Kutai selama Eosen Akhir, dan dipisahkan oleh zona ofiolitmelange Lupar-Lubok Antu dan Boyan. Di bagian selatan pulau Kalimantan terdapat Schwanner Mountain berumur Kapur Awal-Akhir berupa batolit granit dan granodiorit yang menerobos batuan metamorf regional derajat rendah. Tinggian Meratus di bagian tenggara Kalimantan yang membatasi Cekungan Barito dengan Cekungan Asem-asem. Tinggian Meratus merupakan sekuens ofiolit dan busur volkanik Kapur Awal. Cekungan Barito dan Cekungan Kutai dibatasi oleh Adang flexure. II.2. Tatanan Stratigrafi
Dalam pembahasan stratigrafi, akan dibahas hubungan tektonik dan pengendapan cekungan dari 3 (dua) cekungan yaitu Cekungan Barito, Cekungan Kutai dan Cekungan Tarakan.
Cekungan Barito
Tektonik Secara tektonik Cekungan Barito terletak pada batas bagian tenggara dari Schwanner Shield, Kalimantan Selatan. Cekungan ini dibatasi oleh Tinggian Meratus pada bagian Timur dan pada bagian Utara terpisah dengan Cekungan Kutaioleh pelenturan berupa Sesar Adang, ke Selatan masih membuka ke Laut Jawa, dan ke Barat dibatasi oleh Paparan Sunda. Cekungan Barito merupakan cekungan asimetrik, memiliki cekungan depan (foredeep) pada bagian paling Timur dan berupa platform pada bagian Barat. Cekungan Barito mulai terbentuk pada Kapur Akhir, setelah tumbukan (collision) antara microcontinent Paternoster dan Baratdaya Kalimantan (Metcalfe, 1996; Satyana, 1996). Pada Tersier Awal terjadi deformasi ekstensional sebagai dampak dari tektonik konvergen, dan menghasilkan pola rifting Baratlaut – Tenggara. Rifting ini kemudian menjadi tempat pengendapan sedimen lacustrine dan kipas aluvial (alluvial fan) dari Formasi Tanjung bagian bawah yang berasal dari wilayah horst dan mengisi bagian graben, kemudian diikuti oleh pengendapan Formasi Tanjung bagian atas dalam hubungan transgresi. Pada Awal Oligosen terjadi proses pengangkatan yang diikuti oleh pengendapan Formasi Berai bagian Bawah yang menutupi Formasi Tanjung bagian atas secara selaras dalam hubungan regresi. Pada Miosen Awal dikuti oleh pengendapan satuan batugamping masif Formasi Berai. Selama Miosen tengah terjadi proses pengangkatan kompleks Meratus yang mengakibatkan terjadinya siklus regresi bersamaan dengan diendapkannya Formasi Warukin bagian bawah, dan pada beberapa tempat menunjukkan adanya gejala ketidakselarasan lokal (hiatus) antara Formasi Warukin bagian atas dan Formasi Warukin bagian bawah. Pengangkatan ini berlanjut hingga Akhir Miosen Tengah yang pada akhirnya mengakibatkan terjadinya ketidakselarasan regional antara Formasi Warukin atas dengan Formasi Dahor yang berumur Miosen Atas – pliosen. Tektonik terakhir terjadi pada kala Plio-Pliestosen, seluruh wilayah terangkat, terlipat, dan terpatahkan. Sumbu struktur sejajar dengan Tinggian Meratus. Sesar-sesar naik terbentuk dengan kemiringan ke arah Timur, mematahkan batuan-batuan tersier, terutama daerahdaerah Tinggian Meratus. Stratigrafi
Urutan stratigrafi Cekungan Barito dari tua ke muda adalah : Formasi Tanjung (Eosen – Oligosen Awal) Formasi ini disusun oleh batupasir, konglomerat, batulempung, batubara, dan basalt. Formasi ini diendapkan pada lingkungan litoral neritik. Formasi Berai (Oligosen Akhir – Miosen Awal) Formasi Berai disusun oleh batugamping berselingan dengan batulempung / serpih di bagian bawah, di bagian tengah terdiri dari batugamping masif dan pada bagian atas kembali berulang menjadi perselingan batugamping, serpih, dan batupasir. Formasi ini diendapkan dalam lingkungan lagoon-neritik tengah dan menutupi secara selaras Formasi Tanjung yang terletak di bagian bawahnya. Kedua Formasi Berai, dan Tanjung memiliki ketebalan 1100 m pada dekat Tanjung. Formasi Warukin (Miosen Bawah – Miosen Tengah) Formasi Warukin diendapkan di atas Formasi Berai dan ditutupi secara tidak selaras oleh Formasi Dahor. Sebagian besar sudah tersingkap, terutama sepanjang bagian barat Tinggian Meratus, malahan di daerah Tanjung dan Kambitin telah tererosi. Hanya di sebelah selatan Tanjung yang masih dibawah permukaan. Formasi ini terbagi atas dua anggota, yaitu Warukin bagian bawah (anggota klastik), dan Warukin bagian atas (anggota batubara). Kedua anggota tersebut dibedakan berdasarkan susunan litologinya. Warukin bagian bawah (anggota klastik) berupa perselingan antara napal atau lempung gampingan dengan sisipan tipis batupasir, dan batugamping tipis di bagian bawah, sedangkan dibagian atas merupakan selang-seling batupasir, lempung, dan batubara. Batubaranya mempunyai ketebalan tidak lebih dari 5 m., sedangkan batupasir bias mencapai ketebalan lebih dari 30 m. Warukin bagian atas (anggota batubara) dengan ketebalan maksimum ± 500 meter, berupa perselingan batupasir, dan batulempung dengan sisipan batubara. Tebal lapisan batubara mencapai lebih dari 40 m., sedangkan batupasir tidak begitu tebal, biasanya mengandung air tawar. Formasi Warukin diendapkan pada lingkungan neritik dalam (innerneritik) – deltaik dan menunjukkan fasa regresi. Formasi Dahor (Miosen Atas – Pliosen) Formasi ini terdiri atas perselingan antara batupasir, batubara, konglomerat, dan serpih yang diendapkan dalam lingkungan litoral – supra litoral. Tektonik
Cekungan Kutai
Cekungan Kutai di sebelah utara berbatasan dengan Bengalon dan Zona Sesar Sangkulirang, di selatan berbatasan dengan Zona Sesar Adang, di barat dengan sedimensedimen Paleogen dan metasedimen Kapur yang terdeformasi kuat dan terangkat dan membentuk daerah Kalimantan Tengah, sedangkan di bagian timur terbuka dan terhubung denganlaut dalam dari Cekungan Makassar bagian Utara. Cekungan Kutai dapat dibagi menjadi fase pengendapan transgresif Paleogen dan pengendapan regresif Neogen. Fase Paleogen dimulai dengan ekstensi pada tektonik dan pengisian cekungan selama Eosen dan memuncak pada fase longsoran tarikan post-rift dengan diendapkannya serpih laut dangkal dan karbonat selama Oligosen akhir. Fase Neogen dimulai sejak Miosen Bawah sampai sekarang, menghasilkan progradasi delta dari Cekungan Kutai sampai lapisan Paleogen. Pada Miosen Tengah dan lapisan yang lebih muda di bagian pantai dan sekitarnya berupa sedimen klastik regresif yang mengalami progradasi ke bagian timur dari Delta Mahakam secara progresif lebih muda menjauhi timur. Sedimen-sedimen yang mengisi Cekungan Kutai banyak terdeformasi oleh lipatan-lipatan yang subparalel dengan pantai. Intensitas perlipatan semakin berkurang ke arah timur, sedangkan lipatan di daerah dataran pantai dan lepas pantai terjal, antiklin yang sempit dipisahkan oleh sinklin yang datar. Kemiringan cenderung meningkat sesuai umur lapisan pada antiklin. Lipatanlipatan terbentuk bersamaan dengan sedimentasi berumur Neogen. Banyak lipatan-lipatan yang asimetris terpotong oleh sesar-sesar naik yang kecil, secara umum berarah timur, tetapi secara lokal berarah barat. Stratigrafi Pada Kala Oligosen (Tersier awal) Cekungan Kutai mulai turun dan terakumulasi sediment-sediment laut dangkal khususnya mudstone, batupasir sedang dari Formasi serpih Bogan dan Formasi Pamaluan. Pada awal Miosen, pengangkatan benua ( Dataran Tinggi Kucing) ke arah barat dari tunjaman menghasilkan banyak sedimen yang mengisi Cekungan Kutai pada formasi delta-delta sungai, salah satunya di kawasan Sangatta. Ciri khas sedimensedimen delta terakumulasi pada Formasi Pulau Balang, khususnya sedimen dataran delta bagian bawah dan sedimen batas laut, diikuti lapisan-lapisan dari Formasi Balikpapan yang terdiri atas mudstone, bataulanau, dan batupasir dari lingkungan pengendapan sungai yang banyak didominasi substansi gambut delta plain bagian atas yang kemudian membentuk lapisan-lapisan batubara pada endapan di bagian barat kawasan Pinang. Subsidence yang berlangsung terus pada waktu itu kemungkinan tidak seragam dan meyebabkan terbentuknya sesar-sesar pada sedimen-sedimen. Pengendapan pada Formasi Balikpapan dilanjutkan dengan akumulasi lapisan-lapisan Kampung Baru pada kala Pliosen. Selama Kala Pliosen,
serpih dari serpih Bogan dan Formasi Pamaluan yang sekarang terendapkan sampai kedalaman 2000 meter, menjadi
kelebihan tekanan dan tidak stabil, menghasilkan
pergerakan diapir dari serpih ini melewati sedimen-sedimen diatasnya menghasilkan struktur antiklin-antiklin rapat yang dipisahkan oleh sinklin lebih datar melewati Cekugan Kutai dan pada kawasan Pinang terbentuk struktur Kerucut Pinang dan Sinklin Lembak.
Cekungan Tarakan
Tektonik Cekungan Tarakan merupakan salah satu cekungan penghasil hidrokarbon di Kalimantan Timur bagian utara. Cekungan Tarakan dapat dibagi menjadi 4 sub-cekungan yaitu: Sub-cekungan Tidung, Sub-cekungan Berau, Sub-cekungan Tarakan, dan Subcekungan Muara (Biantoro dkk., 1996; IBS, 2006). Batas-batas dari empat sub-cekungan tersebut adalah zona-zona sesar dan tinggian. Bagian utara dari Cekungan Kalimantan Timur Utara dibatasi oleh Tinggian Samporna yang terletak sedikit ke utara dari perbatasan wilayah Indonesia dan Malaysia. Bagian barat ke arah Kalimantan dibatasi oleh Punggungan Sekatak-Berau. Sedangkan di bagian selatan, terdapat Punggungan Mangkalihat yang memisahkan Cekungan Tarakan dengan Cekungan Kutai. Batas timur dan tenggara dari cekungan ini berupa laut lepas Selat Makasar. Perkembangan struktur-struktur di Sub-cekungan Tarakan, Cekungan Tarakan berlangsung dalam beberapa tahapan yang mempengaruhi pengendapan sedimen pada area tersebut. Konfigurasi secara struktural sudah dimulai oleh rifting sejak Eosen Awal. Pemekaran (rifting) pada sub-cekungan ini disebabkan oleh pembentukan sesar-sesar normal. Pergerakan dari sesar-sesar tersebut menghasilkan daerah-daerah rendahan yang kemudian terisi oleh sedimen-sedimen tertua pada sub-cekungan ini, seperti Formasi Sembakung (akhir Miosen Awal-Miosen Tengah). Sedimen-sedimen pra-Tersier tidak terpenetrasi pada banyak sumur yang dibor pada sub-cekungan ini, namun keberadaannya terdeteksi pada data seismik (Biantoro dkk., 1996). Proses Rifting berjalan dengan terus menerus disertai dengan adanya pengangkatan secara lokal di bagian barat dari sub-cekungan mengontrol siklus-siklus pengendapan sedimen pada sub-cekungan ini. Pengendapan pada sub-cekungan ini dapat dibagi menjadi 4 siklus berhubungan dengan beberapa kejadian tektonik pada regional. Stratigrafi Batuan dasar pada cekungan Kalimantan Timur Utara terdiri dari sedimen-sedimen berumur tua, meliputi Formasi Danau (Heriyanto dkk., 1991) atau disebut juga Formasi Damiu (IBS, 2006), Formasi Sembakung, dan Batulempung Malio. Sedimen-sedimen tersebut telah terkompaksi, terlipatkan, dan tersesarkan.
Formasi Danau Formasi Danau terdeformasi kuat dan sebagian termetamorfosa, mengandung breksi terserpentinitisasi, rijang radiolaria, spilit, serpih,slate, dan kuarsa. Formasi Sembakung dan Batulempung Malio Formasi Sembakung diendapkan di atas Formasi Danau secara tidak selaras. Formasi ini terdiri dari sedimen volkanik dan klastik yang berumur Eosen Awal-Eosen Tengah. Di atas Formasi Sembakung diendapkan batulempung berfosil, karbonatan, dan mikaan yang dikenal dengan Batulempung Malio yang berumur Eosen Tengah. Siklus 1: Formasi Sujau, Mangkabua, dan Selor (Eosen Akhir – Oligosen) Sedimen-sedimen pada Siklus 1 diendapkan secara tidak selaras terhadap Formasi Sembakung dan memiliki lingkungan pengendapan dari laut littoral sampai dangkal. Formasi Sujau terdiri dari sedimen klastik (konglomerat dan batupasir), serpih, dan volkanik. Klastika Formasi Sujau merepresentasikan tahap pertama pengisian cekungan “graben-like” yang mungkin terbentuk sebagai akibat dari pemakaran Makassar pada Eosen Awal. Produk erosional dari Paparan Sunda di sebelah barat terakumulasi bersamaan dengan endapan gunungapi dan pirokasltik pada bagian bawah siklus ini. Keberadaan lapisan-lapisan batubara dan interkalasi napal pada bagian bawah mengindikasikan fasies pengendapan danau yang bergradasi ke atas menjadi lingkungan laut. Batugamping mikritik dari Formasi Seilor diendapkan secara tidak selaras di atas Formasi Sujau dan Formasi Mangkabua yang terdiri dari serpih laut dan napal yang berumur Oligosen menjadi penciri perubahan suksesi ke basinward. Batuan sedimen siklus 1 terangkat, sebagian tersingkap dan tererosi sebagian di tepi barat dari cekungan berkaitan dengan aktivitas volkanisme yang terjadi sepanjang tepian deposenter pada akhir Oligosen. Siklus 2: Formasi Tempilan, Formasi Taballar, Napal Mesalai, Formasi Naintupo (Oligosen Akhir – Miosen Tengah). Sedimen-sedimen yang diendapkan di atas sedimen sebelumnya secara tidak selaras. Sedimen-sedimen
tersebut
merupakan
sikuen-sikuen
transgersif
dan
tidak
terlalu
terdeformasi. Fasies klastik basal dari Formasi Tempilan diendapkan pertama kali pada siklus ini dan diikuti oleh batugamping mikritik dari Formasi Taballar. Formasi Taballar merupakan sikuen paparan karbonat dengan perkembangan reef lokal Oligosen Akhir sampai Miosen Awal. Formasi ini secara gradual menipis ke arah cekungan terhadap napal Mesalai yang kemudian berubah menjadi Formasi Naintupo di atasnya. Formasi Naintupo terdiri dari lempung dan serpih yang bergradasi ke atas menjadi napal dan batugamping yang menandakan meluasnya genang laut di cekungan Tarakan.
Siklus 3: Formasi Meliat, Formasi Tabul, dan Formasi Santul (Miosen Tengah – Miosen Akhir). Sedimen-sedimen dari siklus 3 ini terdiri dari sikuen-sikuen deltaik regresif yang terbentuk setelah tektonisma Miosen Awal (Orogenesa Intra-Miosen). Siklus sedimentasi ini terbagi menjadi 3 formasi, yaitu: Formasi Meliat, Tabul, dan Santul. Perbedaan sikuen deltaik antara formasi-formasi tersebut sulit untuk diuji dan dibedakan mengingat sedikitnya fosilfosil yang dapat ditemukan dan kesamaan litologi antar formasi-formasi tersebut. Pengangkatan yang terjadi menyebabkan berhentinya fasa genang laut dan perubahan lingkungan pengendapan yang semula bersifat laut terbuka menjadi lebih paralik. Perubahan ini mengawali pola pengendapan baru di Cekungan Tarakan yang membentuk delta-delta konstruktif dengan progradasi dari barat ke timur. Formasi Meliat merupakan nama formasi tertua dari siklus 3 dan diendapkan secara tidak selaras dengan Serpih Naintupo. Formasi ini terdiri dari batupasir kasar, serpih karbonatan, dan batugamping tipis. Di beberapa bagian, Formasi Meliat terdiri dari batulanau dan serpih dengan sedikit lensa-lensa batupasir. Formasi Tabul terdiri dari batupasir, batulanau, dan serpih yang kadang disertai dengan kemunculan lapisan batubara dan batugamping. Bagian paling atas dari siklus ini adalah Formasi Santul. Pada formasi ini sering dijumpai lapisan batubara tipis yang berinterkalasi dengan batupasir, batulanau, dan batulempung, yang diendapkan di lingkungan delta plain sampaidelta front pada Miosen Akhir. Siklus 4: Formasi Tarakan (Pliosen) Pada siklus sedimentasi Pliosen, diendapkan Formasi Tarakan. Formasi ini terdiri dari interbeding batulempung, serpih, batupasir, dan lapisan-lapisan batubata lignit, yang menunjukan fasies pengendapan delta plain. Dasar dari Formasi Tarakan pada beberapa ditepresentasikan oleh ketidakselarasan, sedangkan di Pulau Bunyu, kontak antara Formasi Santul dengan Tarakan bersifat transisional.
Siklus 5: Formasi Bunyu (Pleistosen) Sejak Pliosen, sedimen fluviomarine yang sangat tebal terbentuk, terutama terdiri dari perlapisan batupasir delta, serpih, dan batubara. Sedimen Kuarter dari siklus 5 dinamakan Formasi Bunyu, diendapkan di lingkungan delta plain sampai fluviatil. Batupasir tebal, berukuran butir medium sampai kasar, kadangkala konglomeratan daninterbeding batubara lignit dengan serpih merupakan litologi penyusun dari formasi Bunyu. Batupasir formasi ini lebih tebal, kasar, dan kurang terkonsilidasi jika dibandingkan dengan batupasir Formasi Tarakan. Batas bawah dari Formasi ini dapat bersifat tidak selaras maupun transisional.
Meningginya muka laut pada kala Pleistosen Akhir menyebabkan garis pantai mundur ke
Lithostratigraphy
Chrono-Stratigraphy
Barito
W
Kutai
E W
EW
Handil Dua
Quarternary Pleistocene
Tarakan
Attaka
E
TB 3
E L
TB 2 20.00
21.0
TB 1
Pliocene
Late
Balikpapan Group
Middle
25.5
N7
15.5 16.5
N6
Tubalor
Klinjau
Late
13.8
N8
Naintupo
N5
22.0
P 22
Pamaluan
26.5 28.4
Mesaloi
Marah
P 21
Early
Oligocene
10.2 12.5
N 11 N 10 N9
Bebulu
Berai
10.20
4.2 5.5
N 13 N 12
Latih
Early
Miocene
N 15 N 14
Meliat Meliat Ss
Pulau Balang
30.00
30.0
33.0
39.40
39.4
P 20 P 19
Seilor
Atan Beds
P 18 P 17
36.0 37.0
P 16
38.0
Sulau
P 15 P 14
?
P 13
Sembakung
P 12
Boh Beds
? ?
?
? P 11
Tanjung
42.5
44.0
P 10 48.5
?
Early
49.00
Tabul Meruat
TA 3
39.40
N 16
49.00
P9
Keham Halo
P8
TA 2
36.00
Warukin
Late
30.00
N 17
Domaring
Middle
25.20
Tarakan
Kampung Baru
N4
Eocene
20.00
T E R T I A R Y PALEOGENE NEOGENE
16.20
0.8
N 20 N 19 N 18
Dahor
Basinward
1.65 3.0
N 21
Sepinggan Lst
5.20
10.20
Landward
N 23 N 22
Bunyu
1.65 3.50
Global Relative Change of Coastal Onlap (Vail et al., 1977)
TA 4
M.Yrs System Series
PLANKTONIK FORAM-ZONE
arah barat seperti garis pantai saat ini.
P7 P6
?
Late
Paleocene
54.00
P5 P4 P3
109.50
PRE-TERTIARY
++++ +++++
+++++ +++++
109.5
+++++ +++++
Gambar 2.2. Stratigrafi Cekungan Barito, Cekungan Kutai, dan Cekungan Tarakan. (Courtney, et al., 1991, op cit., Bachtiar, 2006).
II.3. Struktur Geologi Regional
Basement pre-Eosen Bagian baratdaya Kalimantan tersusun atas kerak yang stabil (Kapur Awal) sebagai
bagian dari Lempeng Asia Tenggara meliputi baratdaya Kalimantan, Laut Jawa bagian barat, Sumatra, dan semenanjung Malaysia. Wilayah ini dikenal sebagai Sundaland. Ofiolit dan sediment dari busur kepulauan dan fasies laut dalam ditemukan di Pegunungan Meratus, yang diperkirakan berasal dari subduksi Mesozoikum. Di wilayah antara Sarawak dan Kalimantan terdapat sediment laut dalam berumur Kapur-Oligosen (Kelompok Rajang), ofiolit di (Lupar line, Gambar 4; Tatau-Mersing line, Gambar 5 dan 6; Boyan mélange antara Cekungan Ketungai dan Melawi), dan unit lainnya yang menunjukkan adanya kompleks subduksi. Peter dan Supriatna (1989) menyatakan bahwa terdapat intrusive besar bersifat granitik berumur Trias diantara Cekungan Mandai dan Cekungan Kutai atas, memiliki kontak tektonik dengan formasi berumur Jura-Kapur.
Gambar 2.3. NW – SE Cross section Schematic reconstruction (A) Late Cretaceous, and (B) Eocene (Pertamina BPPKA, 1997, op cit., Bachtiar, 2006).
Permulaan Cekungan Eosen Banyak penulis memperkirakan bahwa keberadaan zona subduksi ke arah tenggara di
bawah baratlaut Kalimantan (Gambar 2 dan 3) pada periode Kapur dan Tersier awal dapat menjelaskan kehadiran ofiolit, mélanges, broken formations, dan struktur tektonik Kelompok Rajang di Serawak (Gambar 4), Formasi Crocker di bagian barat Sabah, dan Kelompok Embaluh. Batas sebelah timur Sundaland selama Eosen yaitu wilayah Sulawesi, yang merupakan batas konvergensi pada Tersier dan kebanyakan sistem akresi terbentuk sejak Eosen.
S
N
EARLY - MIDDLE EOCENE
Volcanic arc
Fore-arc basin
Rajang Accretionary Prism
Luconia Platform
X
Y
Plate motion SIBU ZONE
KUCHING ZONE X
SW Sarawak Province
Lupar Line Rajang Accretionary Prism
PRESENT DAY
MIRI ZONE Balingian and T injar Provinces ( Collisional Fold Belts )
Continental Crust Oceanic Crust
Lupar Platform
Coarse Clastic Carbonate Igneous Rocks
Y
Gambar 2.4. Cross section reconstruction of North Kalimantan that show Lupar subduction in Eocene (Hutchison, 1989, op cit., Bachtiar 2006)
Mulainya collision antara India dan Asia pada Eosen tengah (50 Ma) dan mempengaruhi perkembangan dan penyesuaian lempeng Asia. Adanya subsidence pada Eosen dan sedimentasi di Kalimantan dan wilayah sekitarnya merupakan fenomena regional dan kemungkinan dihasilkan dari penyesuaian lempeng, sebagai akibat pembukaan bagian back-arc Laut Celebes.
Tektonisme Oligosen Tektonisme pada pertengahan Oligosen di sebagian Asia tenggara, termasuk
Kalimantan dan bagian utara lempeng benua Australia, diperkirakan sebagai readjusement dari lempeng pada Oligosen. Di pulau New Guinea, pertengahan Oligosen ditandai oleh ketidakselarasan (Piagram et al., 1990 op cit., Van de Weerd dan Armin, 1992) yang dihubungkan dengan collision bagian utara lempeng Australia (New Guinea) dengan sejumlah komplek busur. New Guinea di ubah dari batas konvergen pasif menjadi oblique. Sistem sesar strike-slip berarah barat-timur yang menyebabkan perpindahan fragmen benua Australia (Banggai Sula) ke bagian timur Indonesia berpegaruh pada kondisi lempeng pada pertengahan Oligosen. L. OLIGOC. - E. MIOC. ( 32 - 16.2 ) 0
90 E
100 0 E
110 0 E
130 0 E
120 0 E
H SCS
PHIL. PL
IND NP
10 0 N
RB MS KUTEI B
E. SUL
00 SU
NG
I - AU
6 cm / yr
DA BAN
10 0 S
AU
Gambar 2.5.. Late Oligocene – Early Miocene SE Asia tectonic reconstruction. SCS = South China Sea, LS = Lupar Subduction, MS = Mersing Subduction, WSUL = West Sulawesi, E SUL = East Sulawesi I-AU = India Australia plate, PA = Pacific plate, INC = Indocina, RRF = Red River Fault, IND = India; AU = Australia, NG = New Guinea, NP = North Palawan, RB = Reed Bank, H = Hainan, SU = Sumba (Pertamina BPKKA, 1997, op cit., Bachtiar 2006)
Ketidakselarasan pada pertengahan Oligosen hadir di Laut China selatan (SCS) dan wilayah sekitarnya (Adams dan Haak, 1961; Holloway, 1982; Hinz dan Schluter, 1985; Ru dan Pigott, 1986; Letouzey dan Sage, 1988; op cit., Van de Weerd dan Armin, 1992). Ketidak selarasan ini dihubungkan dengan pemekaran lantai samudera di SCS. Subduksi pada baratlaut Kalimantan terhenti secara progresif dari baratdaya sampai timurlaut. Di bagian baratdaya, berhenti pada pertengahan Oligosen; di bagian timurlaut, berhenti pada akhir Miosen awal (Holloway, 1982, op cit., Van de Weerd dan Armin, 1992).
SE
NW SE - DIPPING SUBDUCTION SECOND EPISODE SCS SPREADING MERSING SUBDUCTION
OUTER KUTEI B
INNER KUTEI B
MA IAB
BA
W. SULAWESI
MS
BA
MA
FA
KUCHING UPLIFT 32 - 16.2 Ma OLIGOCENE - M. MIOCENE - COLLISION BA - SU - W. SULA - TERMINATION SUBDUCTION - TERMINATION SUBDUCTION TRANSPRESSION / TRANSTENSION DEFORMATION
PA - RB 16.2 - 0 Ma ( M. MIOCENE - PRESENT ) PA - RB
PALAWAN / REED BANK COLLISION
MERATU'S UPLIFT
BA - SU W. SUL
BANGGAI / SULA MICROCONTINENT
E. SUL
BA - SU
Gambar 2.6. NW – SE cross section schematic reconstruction (A) Oligocene – Middle Miocene, and (B) Middle Miocene - Recent (Pertamina BPPKA, 1997, op cit., Bachtiar, 2006).
M. MIOCENE - PRESENT ( 0 - 16 ) 100 0 E
110 0 E
130 0 E
120 0 E
L
PHIL. PL
10 0 N NP
KUTEI B
00 BA - SU NG
10 0 S
I - AU AU
Gambar 2.7. Middle Miocene – Recent SE Asia tectonic reconstruction (Pertamina BPKKA, 1997, op cit., Bachtiar, 2006)
Tektonisme Miosen Di wilayah sekitar SCS pada Miosen awal-tengah terjadi perubahan yang Sangat
penting. Pemekaran lantai samudera di SCS berhenti, sebagai subduksi di Sabah dan Palawan; mulai terjadinya pembukaan Laut Sulu (silver et al., 1989; Nichols, 1990; op cit., Van de Weerd dan Armin, 1992); dan obduksi ofiolit di Sabah (Clennell, 1990, op cit., Van de Weerd dan Armin, 1992). Membukanya cekungan marginal Laut Andaman terjadi pada sebagian awal Miosen tengah (Harland et al., 1989. op cit., Van de Weerd dan Armin, 1992).
Gambar 2.8.. Elemen Tektonik Pulau Kalimantan pada Miosen tengah. (Nuay, 1985, op cit., Oh, 1987.)
