GEOLOGI INDONESIA

1.  Batas Daratan Sunda

a. Menurut Hamilton (1979), batas Sundaland pada zaman Kapur mengikuti arah Meratus. Namun, hipotesa ini semakin diragukan dan beberapa peneliti memiliki hipotesa bahwa batas tersebut terletak lebih mengarah ke tenggara.

Satyana (2003) merekonstruksi tektonik wilayah bagian tenggara Sundaland (Kalimantan Tenggara, Jawa Tengah, Jawa Timur, Sulawesi Selatan). Hasilnya adalah ofiolit yang terdapat pada Pegunungan Meratus tidak dapat dihubungkan dengan ofiolit Ciletuh dan ofiolit Luk Ulo, seperti yang digambarkan oleh Katili (1974) dan Hamilton (1979) yang menyebutnya sebagai jalur penunjaman Kapur Akhir. Proses emplacement ofiolit Meratus berbeda dengan proses emplacement ofiolit di Ciletuh dan Luk Ulo.

Satyana (2003) mengusulkan Ciletuh dan Luk Ulo seharusnya disambungkan dengan singkapan kompleks ofiolit di Bantimala, Sulawesi Selatan. Hal ini dibuktikan dengan hasil perhitungan umur metamorfisme dan umur radiolaria yaitu sekitar Maastrichtian (Kapur Akhir à 72.1 – 66.0 Ma), sedangkan emplacement ofiolit Meratus terjadi pada Albian – Aptian (Kapur Awal à 126.3 – 100.5 Ma).

b. Sketsa penampang tektonik pada Zaman Kapur berarah SE – NW Pulau Kalimantan hingga Selat Makasar :

Gambar 7a. Skema penampang geologi NW – SE Pulau Kalimantan pada zaman Kapur Akhir

Elemen – elemen tektonik Pulau Kalimantan (NW – SE): South China Sea Basin, Back Arc Basin, Magmatic Arc, Fore Arc Basin, Meratus Wedge, Subduction dan Collision, Rifting.

Gambar 7b. Skema penampang W – E pada bagian selatan Sulawesi

Elemen – elemen tektonik bagian selatan Sulawesi (E – W): Zona ofiolit, Pegunungan Latimojong, Kalosi foldbelt, Magmatic Arc, Majene foldbelt.

2. Pulau Sulawesi

Perbedaan utama Busur Barat dan Busur Timur Pulau Sulawesi:

Busur Barat

Busur Timur

Busur barat sulawesi merupakan busur vulkanik  yang memanjang dari lengan selatan sampai ke lengan utara. Busur timur sulawesi merupakan kompleks ofiolit yang berada di lengan timur dan tenggara  Sulawesi.
Busur barat terdiri dari batuan vokanik-plutonik  kuarter, batuan sedimen mesozoik-tersier dan batuan metamorf. Sabuk ofiolit terdiri dari batuan mafik dan ultramafik bersamaan dengan batuan sedimen pelagik dan melange.
Busur barat kaya akan logam-logam yang berasiosiasi dengan aktivitas volkanik seperti besi, tembaga, dan emas Busur timur kaya akan mineral logamnya seperti nikel, krom dan kobalt.
Sulawesi Barat selempeng dengan pulau-pulau Kalimantan, Jawa dan Sumatra yaitu merupakan bagian dari lempeng eurasia Busur barat merupakan bagian dari lempeng Australia

Dataran Luas ofiolit dapat ditemukan di Sulawesi bagian Tenggara dan tengah (Busur Timur), sedangkan vulkanik aktif saat ini merupakan busur barat yang membentang dari selatan ke utara, dengan arah penujaman ke timur.

  1. 3.      Perbedaan dan kesamaan antara stratigrafi Neogen dan Paleogen KBI dan KTI

Kesamaan

Perbandinganstratigrafipada Indonesia Timurdan Barat dapat dilihat dari kedua contoh cekungan ini, yaitu Cekungan Barito dan Cekungan Sengkang Timur. Pada kedua cekungan ini memiliki kesamaan dari asosiasi batuan dalam formasi penyusunnya. Perbandingan pertama adalah pada sekuen pre-rift Volkanik Langi dengan Formasi Manunggul di Cekungan Barito. Kemudian perbadingan selanjutnya adalah padasekuen syn rift antara Formasi Malawa di Cekungan Sengkang Timur dan Formasi Tanjung di Cekungan Barito. Sikuen pada kedua cekungan ini dinilai sama karena mengandung banyak kuarsa dan tidak ditemukan tuf. Sekuen ini terkenal sebagai source rocks yang baik karena mengandung lapisan batubara dan serpih karbonan. Sekuen post-rift Oligo-Miosen di Sulawesi disusun oleh batugamping Tonasa/Makale yang sebanding dengan batugamping dari Formasi Berai di Cekungan Barito.Stratigrafi Sulawesi Selatan kemudian ditutup oleh endapan molas Walanae yang konglomeratik dan punya fragmen dari batuan2 pre-rift sampai pre-orogen yang dapat disebandingkan dengan Formasi Dahor (Pliosen) di Cekungan Barito yang konglomeratik dan punya fragmen dari batuan dasar Meratus sampai Warukin yang deltaik.

Perbedaan

Perbedaan dari kedua cekungan ini adalah pada Cekungan di Indonesia timur seperti Cekungan Sengkang Timur adalah adanya asosiasi batuan yang menunjukan adanya proses tektonik yang tidakada di Indonesia Barat. Proses tektonik tersebut dapat berupa asosiasi kompleks batuan ultramafik ofiolit sebagai hasil dari proses tektonik obduksi maupun uplift yang hanya dapat ditemukan di Indonesia Timur. Tentunya hal ini menggambarkan adanya perbedaan proses tektonik yang signifikan tetapi dibagi dalam sikuen rifting yang sama.

  1. 4.      Tektonik Papua

Ada 3 model struktur dan tektonisme yang diajukan untuk menjelaskan tentang Papua:

–          Model pembalikan polaritas subduksi (pembalikan busur) (Dewey and Bird, 1970; Hamilton, 1979; Milsom, 1985; Dow et al. 1988; Katili, 1991) yang menyatakan bahwa lempeng benua Australia menunjam ke arah utara, diikuti tumbukan (collision) dan penunjaman Lempeng Pasifik ke arah selatan pada Palung New Guinea.

–          Model Zippering (Ripper and McCue, 1983; Cooper and Taylor, 1987) yang menyatakan bahwa di bagian timur pulau Papua, terdapat dua subduksi lempeng samudera yang merupakan kemenerusan ke arah barat dari subduksi lempeng Solomon.

–          Model perubahan sudut penunjaman yang menyatakan bahwa subduksi Lempeng Australia berubah sudut penunjaman menjadi vertikal tanpa pembalikan arah subduksi.

Persamaan ketiga model tersebut di atas adalah bahwa semua menyatakan bahwa bagian selatan dari Pulau Irian disusupi oleh batas lempeng pasif utara dari benua Australia yang mengandung sedimen tebal dari sedimen silisiklastik Mesozoikum berubah secara berangsur menjadi lapisan karbonat Kenozoikum.

Sedangkan perbedaan utama yang terjadi adalah peristiwa tumbukan dengan busur kepulauan.

–          Berdasarkan perubahan dari sedimentasi karbonat menjadi sedimentasi klastik yang luas akibat pengangkatan orogenesis, tumbukan berawal sejak Miosen Akhir. (Visser and Hermes, 1966; Dow and Sukamto, 1984; Dow et al., 1988).

–          Berdasarkan umur batuan metamorf pada Papua Nugini, tumbukan berawal sejak Oligosen Awal (Pigram et al., 1989; Davies, 1990).

–          Untuk menjelaskan hal ini, Dow et al., 1988; mengajukan kemungkinan bahwa Papua merupakan hasil dari dua tumbukan yang berbeda antara kontinen dan busur kepulauan, yaitu selama Oligosen dan selama Miosen (Orogenesis Melanesia).

–          Quarles van Ufford, 1996 mengajukan kemungkinan bahwa pada Pulau Papua terjadi dua peristiwa orogenesis yang berbeda secara ruang dan waktu.

–          Orogenesis Kepulauan pada Eosen-Oligosen terjadi pada daerah Ekor Burung pada bagian paling Timur dari Pulau Papua (Nugini). Pembentukan dan erosi yang tercatat selama Oligosen dan sedimen klastik yang lebih muda pada Aure Trough.

–          Orogenesis Central Range dimulai pada Miosen Tengah dan menyebabkan penyebaran sedimen klastik yang luas. Orogenesis ini dibagi menjadi tahap sebelum tumbukan dan tahap tumbukan. Tahap sebelum tumbukan berkaitan dengan metamorfisme pada sedimen batas pasif, sedangkan tahap tumbukan terjadi ketika pengapungan (buoyancy) litosfer Australia menghentikan subduksi, deformasi melibatkan basement kristalin dari lempeng benua Australia. Dilaminasi tumbukan terjadi antara 7-3 juta tahun yang lalu, menyebabkan aktivitas magma tahap akhir dan pengangkatan pegunungan sebanyak 1-2 km. Proses ini memicu pergerakan sesar mendatar mengiri dengan arah Barat-Timur yang mendominasi tektonik resen pada Pulau Papua bagian Barat.

  1. 5.      Thin Skinned Thrusting

Thin-skinned thrusting merupakan bentuk deformasi lempeng tektonik pada batas konvergen yang berinteraksi dengan sesar naik dangkal yang melibatkan batuan sedimen, tanpa batuan di basement. Bentuk deformasi yang umum pada sabuk lipatan dan sesar naik pada foreland zona kolisi atau back arc busur vulkanik kontinen.

Tahap pra-kolisi diawali oleh penunjaman Lempeng Benua Australia ke bawah Lempeng Samudera pasihik sehingga terjadi pengangkatan endapan passive margin Lempeng benua Australia dan terjadi proses malihan regional akibat aktivitas penunjaman ini. Setelah itu, terjadi tahap kolisi yang diawali dengan berhentinya proses penunjaman lempeng ketika menumbuk batuan alas. Perbedaan daya apung lempeng menyebabkan pengangkatan secara vertikal batuan sedimen Lempeng Australia dan juga penipisan lempeng. Penipisan lempeng mengakibatkan magma astenosfer dapat menerobos hingga puncak Kompleks Pegunungan Tengah Papua (Central Range). Menurut Cloos dkk. (1994; dalam Sapiie, 1998), proses inilah yang menyebabkan adanya proses magmatisme dan aktifitas volkanisme yang menunjukkan adanya produk berupa batuan beku dengan ciri khasi afinitas magmatik yang berbeda.

  1. 6.      Pulau Sumba pada Cekungan Muka Busur Banda

Permasalahan mengenai model geodinamik untuk Sumba telah dikemukakan oleh Chamalaun et al. (1982) dan Wensink (1994) yaitu sebagai berikut:

–          Semula Sumba merupakan bagian dari Kontinen Australia yang telah terpisah ketika cekungan Wharton telah terbentuk, terapung dan bergerak ke arah utara kemudian terperangkap di belakang Palung Jawa bagian timur (Audley-Charles, 1975; Otofuji et al., 1981).

–          Sumba pernah menjadi bagian dari Paparan Sunda yang kemudian terapung dan bergerak ke arah selatan selama pembukaan Cekungan Flores (Hamilton, 1979; Von der Borch et al., 1983; Rangin et al., 1990).

–          Sumba merupakan salah satu mikrokontinen atau bagian dari kontinen yang lebih besar di dalam Tethys, yang kemudian terfragmentasi (Chamalaun dan Sunata, 1982).

Gambar. Peta sketsa tektonik tepi bagian selatan Lempeng Eurasia (Keep,2003)

  1. 7.      Perdebatan Pulau Sumba

Data yang mendukung bahwa Pulau Sumba berasal dari paparan Sunda adalah:

–          urutan stratigrafi Sumba pada Paleogen sama dengan urutan stratigrafi Sulawesi Selatan  (Burollet & Salle, 1981; Simandjuntak, 1993).

–          extruded magma Sumba yang berumur Late Cretaceous-Paleogen mirip secara petrokimia dan geokronologi dengan arc volcanism di tepi Sundaland (Abdullah, 1994, 2010).

–          data paleomagnetik Sumba dari Late Cretaceous sampai Paleogen menunjukkan posisi Sumba pada Late Cretaceous ada di 18.3 N, pada Paleosen ada di 7.4 N dan pada Miosen Awal di posisinya sekarang di 9.9 S (Wensink, 1994).

–          data isotop Pb-Nd batuan Sumba menunjukkan karakteristik yang sama dengan data isotop batuan di Sulawesi (Vroon et al, 1996).

–          Sumba mengandung foram besar yang khas foram besar Eosen yang hidup di wilayah tropis, yaitu Assilina, Pellatispira, dan Biplanispira; dan tak pernah ditemukan foram besar wilayah subtropis yang khas Australia yaitu Lacazinella (Lunt, 2003).

–          Dari data di atas maka diambil kesimpulan bahwa Pulau Sumba berasal dari Sulawesi Selatan yang merupakan bagian dari paparan Sunda.

  1. 8.      Evolusi jalur magmatisme Jawa

Pra-Tersier

Terdapat jalur subduksi purba mulai dari Jawa Barat Selatan (Ciletuh),  Pegunungan Serayu (Jawa Tengah), dan Laut Jawa bagian timur ke Kalimantan Tenggara. Lalu hadir jalur magmatik Kapur yang menempati lepas pantai utara Jawa (berwarna ungu pada gambar 8a). Jalur subduksi purba disebabkan penunjaman lempeng India-Australia dibawah lempeng Eurasia yang berarah NE – SW dan pola tektonik ini dinamakan Pola Meratus.

Tersier

Terdapat jalur subduksi purba membentuk punggungan bawah permukaan laut yang terletak di selatan Pulau Jawa. Jalur ini merupakan kelanjutan deretan pulau – pulau di sebelah barat Sumatera yang terdiri dari singkapan melange (Pulau Nias) berumur Miosen. Punggungan berimpit dengan anomali gaya berat negatif. Jalur ini merupakan satuan tektonik yang penting karena dikaitkan dengan terangkatnya masa ringan dibandingkan sekitarnya sebagai akibat penyusupan Lempeng Indo-Australia di bawah Lempeng Mikro – Sunda. Jalur magmatik Tersier menempati sepanjang pantai selatan Pulau Jawa (berwarna merah pada gambar 8a).

Secara garis besar, jalur magma Tersier dibagi menjadi dua periode :

  • Eosen Akhir – Miosen Awal

Pola subduksi mengalami perubahan jalur semakin ke arah W – E. Pergerakan arah tegasan NW – SE  ke arah relatif N – S, sehingga terdapat pola struktur yang lebih muda, yaitu Pola Sunda.

  • Miosen Akhir – Pliosen – Resen

Pola subduksi yang sudah berarah W – E menghasilkan jalur magmatisme berarah W – E juga yang menghasilkan pola – pola struktur berarah W – E dan berlangsung hingga saat ini. Pola struktur ini dinamakan Pola Jawa.

Perubahan jalur magmatisme Sumatera dan Jawa

  1. 9.      Pulau Timor

(a). Geologi Timor yang kompleks adalah akibat dari tumbukan Lempeng Australia bagian barat laut dengan Busur Kepulauan Banda sehingga kerak Benua Australia menunjam di bawah busur kepulauan dengan arah kecondongan ke utara (Gambar 9.1). Peristiwa tumbukan tersebut diperkirakan terjadi pada umur Miosen Akhir. Tumbukan awalnya terjadi di bagian tengah Timor dan kemudian berpindah ke arah baratdaya dengan kecepatan sekitar 110 km/Ma (Harris, 1991). Setelah proses tumbukan tersebut, terjadi obduksi dari lempeng Busur Banda ke atas batas pasif lempeng benua Australia. Ini menyebabkan endapan Banda Allochthon muncul di kerak muka busur sehingga menutupi endapan benua Australia yang berumur Perm-Trias (Gambar 9.2). Peristiwa tumbukan tersebut berlangsung hingga sekarang sehingga batuan yang berumur pra Pleistosen terlipat dan tersesarkan. Kegiatan tektonik yang berlangsung hingga sekarang tercirikan oleh adanya kegempaan aktif, terobosan diapir lempung (mud diapir), serta pengangkatan dan penurunan tegak.

Gambar 9.1. Tektonik Tumbukan di Timor (Jacobson, 1992 op cit Sawyer dkk., 1993)

Gambar 9.2 Penampang Skematik Utara Baratlaut – Selatan Tenggara dari Busur Banda

(Audley-Charles, 1988 op cit Hall & Wilson, 2000)

(b). Secara umum litostratigrafi di Timor dapat dibagi menjadi tiga sekuen yaitu berkisar dari Sekuen Kekneno, Sekuen Kolbano, dan Sekuen Viqueque. Umur dari ketiga sekuen ini adalah Perm hingga Pleistosen.

  • Sekuen Kekneno

Umur dari sekuen ini berkisar dari Perm Awal hingga Jura Tengah dengan adanya hiatus pada Jura Akhir. Sekuen ini terdiri dari beberapa formasi yaitu : Formasi Maubisse, Formasi Atahoc, Formasi Cribas, Formasi Niof, Formasi Aitutu, Formasi Babulu, Formasi Wailuli,

  • Sekuen Kolbano

Kisaran umur litologi pada sekuen ini berkisar dari Jura Akhir-Pliosen Awal dimana terdapat empat periode hiatus pada Kapur Tengah, Paleosen Awal, Oligosen-Miosen Awal, dan Miosen Akhir-Pliosen Awal. Sekuen ini disusun oleh : Formasi Oebaat, Formasi Nakfunu, Formasi Menu, Formasi Ofu.

  • Sekuen Viqueque

Sekuen ini terdiri dari endapan sedimen synorogenik Plio-Pleistosen tipe molasse yang mencakup Formasi Viqueque dan beberapa unit melange meskipun hubungan genetiknya sulit untuk dijelaskan. Berikut adalah formasi penyusun dari sekuen ini : Formasi Viqueque, Melange,

c)

  • Model Imbrikasi

Model ini dikemukakan oleh Hamilton (1979) dimana Timor diinterpretasikan sebagai akumulasi dari material yang terimbrikasi pada hanging wall suatu zona subduksi, yang kini terwakili di permukaan oleh Terusan Timor (Gambar 9.3). Model ini menjelaskan bahwa Timor terbentuk sebagai chaotic melange, dimana penyesuaian isostasi menyebabkan terjadinya pengangkatan zona melange dan kemudian membentuk suatu prisma akrasi yaitu Pulau Timor itu sendiri.

Gambar 9.3. Model Tektonik Imbrikasi (Hamilton 1979, op cit Barber, 1981)

  • Model Overthrust

Sdf Model ini dikemukakan oleh Barber (1981) dimana Timor terbentuk oleh batas kontinen Australia yang ditutupi oleh beberapa seri dari unit overthrust yang terdiri atas endapan dasar samudera, batuan metamorf, dan batuan sedimen (Gambar 9.4). Unit overthrust ini sudah melewati zona subduksi sebagai akibat dari tumbukan dengan batas kontinen Australia. Unit overthrust ini merupakan endapan allochthone yang teranjakkan di atas endapan paraautochtone. Endapan allochthone merupakan endapan origin Busur Banda, sedangkan endapan paraautochtone merupakan endapan kontinen Australia.

Gambar 9.4 Model Tektonik Overthrust (Barber, 1981)

  • Model Upthrust

Model ini menjelaskan bahwa batas kontinen Australia masuk ke dalam zona subduksi di sekitar Selat Wetar dan kemudian proses subduksi terhenti. Lempeng benua terpisah dari lempeng samudera sehingga menyebabkan terjadinya pengangkatan Timor sebagai akibat dari pelentingan isostatik (Gambar 9.5). Pada model ini, semua unit struktur yang terbentuk hanya berasal dari batas kontinen Australia dan tidak ada unit tektonik dari Asia yang terbentuk.

Gambar 9.5 Model Tektonik Upthrust (Chamalaun & Grady, 1978 op cit Barber, 1981)

  1. 10.  Struktur Inversi
    1. a.      Struktur inversi adalah struktur yang terjadi akibat tegangan kompresi  sehingga terjadi shortening pada cekungan menyebabkan pembalikan arah sesar, dari sesar turun menjadi sesar naik. Sesar ini merupakan pengaktifan kembali dari sesar yang sudah terbentuk sebelumnya.
    2. Struktur Inversi.

Formasi E

Formasi D

Formasi C

Formasi B

Batubara

Formasi A

Pada struktur inversi terjadi dua arah sesar yang berlawanan. Pada formasi bawah terjadi sesar turun sedangkan pada formasi di atasnya terjadi sesar naik.

Pada gambar diatas, terlihat bahwa Formasi A merupakan lapisan pre-rift, Formasi B, C, dan D merupakan syn-rift, dan Formasi E merupan post-rift pada sistem pembentukan cekungan halfgraben. Pada saat terjadi extensional, terjadi sesar normal dan syn-rift berkembang, Formasi B, C, dan D mengisi cekungan. Post-rift terendapakan secara horizontal diatas lapisan syn-rift. Selanjutnya terjadi pembalikan berupa shortening akibat perubahan rezim tektonik (menjadi komresi) yang menyebabkan hadirnya struktur inversi.

  1. Pada Cekungan Sumatera Tengah, Cekungan Jambi, dan Cekungan Sumatera Selatan terjadi struktur inversi.

Cekungan Sumatera Tengah. Dapat dilihat struktur inversi ditandai dengan adanya antiklin pada formasi (merah).

Cekungan Sumatera Selatan. Dapat dilihat terjadi inversi pada Formasi Lahat (hitam).

Struktur inversi terjadi akibat adanya oblique compression dari subduksi yang terjadi pada umur Pliosen. Kompresi tersebut mengakibatkan adanya reaktivasi dari sesar normal menjadi sesar naik.

 

  1. 11.  Ofiolit Meratus

Pegunungan Meratus Kalimantan Selatan adalah sebuah pegunungan ofiolit yang sejak Paleogen telah terletak di sebuah wilayah yang jauh dari tepi – tepi konvergensi lempeng. Pegunungan Meratus mulai terangkat pada Miosen Akhir dan efektif membatasi sebelah barat Cekungan Barito pada Plio-Pleistosen (Penrose, 1972; Coleman, 1977 dalam Clague dan Straley, 1977). Van de Weerd dan Armin (1992) kemudian berpendapat bahwa pegunungan ini terangkat oleh kompresi lateral benturan mikrokontinen Buton – Tukang Besi atas Sulawesi Tenggara pada Miosen Awal.

Penelitian lebih lanjut oleh Satyana, dkk (2007) serta Satyana dan Armandita (2008) berdasarkan interpretasi gayaberat menunjukkan bahwa ofiolit Pegunungan Meratus merupakan detached oceanic crust / slab yang lepas dari akarnya berupa slab induk di depan mikrokontinen Paternoster (tipe passive margin) pada saat terjadi proses akrasi karena benturan antara mikrokontinen Paternoster dan mikrokontinen Schwanner (SW Borneo) pada Kapur Awal. Detached slab Meratus terobduksi di atas dua mikrokontinen yang berbenturan ini, sementara sebagian kerak benua mikrokontinen Paternoster menunjam di bawah detached slab Meratus karena dibawa masuk ke dalam astenosfer oleh kerak samudera induk di depan mikrokontinen Paternoster.

Pada Miosen Awal, karena perbedaan densitas, kerak benua Paternoster yang densitasnya paling ringan pun mengalami break-off  dengan kerak samudera di depannya yang melaju terus memasuki astenosfer yang semakin dalam ke sebelah barat. Kemudian, kerak benua Paternoster yang sempat menunjam menjadi terangkat (ekshumasi) oleh tektonik gayaberat akibat perbedaan densitas segmen – segmen kerak yang pernah mengalami benturan dan astenosfer sekelilingnya. Tektonik gayaberat ekshumasi berupa pengangkatan kembali kerak benua ini turut mengangkat detached oceanic slab ofiolit Meratus yang hanya menumpang secara pasif (obducted) di atas keraj benua Paternoster. Demikian, terangkatlah Pegunungan Meratus, seluruhnya melalui tektonik gayaberat ekshumasi akibat perbedaan densitas.

  1. 12.  Cekungan Ombilin

Menurut Hastuti, dkk (2001) terdapat lima fase tektonik yang bekerja pada cekungan Ombilin dan mempengaruhi pola struktur serta sedimentasi pada cekungan Ombilin.

–          Fase tektonik pertama berlangsung awal Tersier, berupa fase tektonik ekstensif bersamaan dengan terbentuknya sistem tarik pisah berarah baratlaut-tenggara yang merupakan awal terbentuknya cekungan Ombilin. Pada saat membukanya cekungan, terbentuk endapan kipas aluvial Formasi Brani pada lereng-lereng tinggian dan formasi Sangkarewang pada bagian tengahnya.

–          Fase tektonik kedua berlangsung sejak Eosen, berupa fase kompresif dengan terbentuknya sesar-sesar berarah utara-selatan. Dibeberapa tempat terjadi ekstensif yang menyebabkan penurunan cekungan yang cepat dan diimbangi oleh pengendapan sedimen, menyebabkan pelongsoran endapan aluvium Formasi Brani dan masuk ke dalam endapan rawa Formasi Sangkarewang.

–          Fase tektonik ketiga, berupa fase kompresif. Fase ini mengakibatkan proses pengangkatan dengan terbentuknya endapan sungai berkelok Formasi Sawahlunto. Dibeberapa tempat fase kompresif diikuti oleh fase ekstensif dengan terbentuknya endapan batubara di daerah limpahan banjir. Pada fase ini terjadi pengaktifan kembali sesar-sesar yang telah terbentuk dan sesar minor naik yang terjadi bersamaan dengan pengendapan formasi Sawahlunto.

–          Fase tektonik keempat, berupa fase kompresif yang relatif berarah utara-selatan. Akibat fase ini terjadi reaktifasi sesar-sesar berarah utara-selatan dan baratlaut-tenggara menjadi sesar naik dan sesar mendatar. Terjadi pula fase ekstensif berarah relatif baratlaut-tenggara yang mengakibatkan dibeberapa tempat terjadi genangan rawa dan penumpukan sedimen.

–          Fase tektonik kelima berlangsung sejak Miosen awal, berupa fase ekstensif yang berarah relatif utara-selatan. Fase ini mengakibatkan terbentuknya sesar-sesar berarah barat-timur. Fase ini mengakibatkan terbentuknya sesar-sesar berarah barat-timur. Selain itu, fase ekstensif ini mengakibatkan terjadinya Sesar Tanjung Ampalu berarah utara-selatan yang kemudian diikuti dengan fase genang laut. Pada Miosen Akhir terjadi fase kompresif berarah relatif timur yang menghasilkan sesar-sesar berarah timurlaut-barat daya dan sesar-sesar yang terbentuk awal aktif kembali.

  1. 13.  Fase-fase tektonik di kawasan Sumatera Tengah

Heidrick dan Aulia (1993), membahas secara terperinci tentang perkembangan tektonik di Cekungan Sumatra Tengah dengan membaginya menjadi 3 (tiga) episode tektonik, F1 (fase 1) yang berlangsung pada Eosen-Oligosen, F2 (fase 2) berlangsung pada Miosen Awal-Miosen Tengah, dan F3 (fase 3) berlangsung pada Miosen Tengah-Resen. Fase sebelum F1 disebut sebagai fase 0 (F0) yang berlangsung pada Pra Tersier.

  1. Episode F1 (Eosen-Oligosen)

Episode F1 berlangsung pada kala Eosen-Oligosen disebut juga Rift Phase. Pada F1 terjadi deformasi akibat Rifting dengan arah Strike timur laut, diikuti oleh reaktifisasi struktur-struktur tua. Akibat tumbukan Lempeng Samudera Hindia terhadap Lempeng Benua Asia pada 45 Ma terbentuklah suatu sistem rekahan Transtensional yang memanjang ke arah selatan dari Cina bagian selatan ke Thailand dan ke Malaysia hingga Sumatra dan Kalimantan Selatan (Heidrick & Aulia,1993). Perekahan ini membentuk serangkaian Horst dan Graben di Cekungan Sumatra Tengah. Horst-Graben ini kemudian menjadi danau tempat diendapkannya sedimen-sedimen Kelompok Pematang. Pada akhir F1 terjadi peralihan dari perekahan menjadi penurunan cekungan ditandai oleh pembalikan struktur yang lemah, denudasi dan pembentukan daratan Peneplain. Hasil dari erosi tersebut berupa paleosol yang diendapkan di atas Formasi Upper Red Bed.

  1. Episode F3 (Miosen Tengah-Recent)

Episode F3 berlangsung pada kala Miosen Tengah-Resen disebut juga Barisan Compressional Phase. Pada episode F3 terjadi pembalikan struktur akibat gaya kompresi menghasilkan reverse dan Thrust Fault di sepanjang jalur Wrench Fault yang terbentuk sebelumnya. Proses kompresi ini terjadi bersamaan dengan pembentukan Dextral Wrench Fault di sepanjang Bukit Barisan. Struktur yang terbentuk umumnya berarah barat laut-tenggara. Pada episode F3 Cekungan Sumatra Tengah mengalami regresi dan sedimen-sedimen Formasi Petani diendapkan, diikuti pengendapan sedimen-sedimen Formasi Minas secara tidak selaras.

  1. 14.  Pola Struktur Jawa Timur

Menurut Sribudiyani, dkk (2003), Jawa Timur mempunyai pola struktur utama, yaitu arah barat – timur atau arah Sakala dan arah timur laut – barat daya atau arah Meratus

Gambar. Pola Struktur Jawa Timur (Sribudiyani, dkk., 2003)

15. Penampang Selatan Jawa Barat-Selat Karimata-Selat Makassar

Gambar 15.1. Penampang SW – NE Pulau Jawa

Elemen struktur utama pada Pulau Jawa (SW – NE): Zona subduksi (dibawah Melange), Fore Arc Basin, Magmatic Arc, Sesar naik Bogor Trough, Back Arc Basin.

Gambar 15.2. Penampang bagian selatan Kalimantan hingga Selat Makasar

Elemen struktur utama: Collision Palawan/Reed Bank, subduksi yang sudah berhenti, Kuching uplift, Meratus uplift, Sesar – sesar normal Selat Makasar.

Referensi:

Asikin, S. Diktat Geologi Struktur (Tektonik) Indonesia.

http://id.wikipedia.org/wiki/Paparan_Sunda diakses 31 Oktober 2013 pkl 11.05 WIB.

http://smiatmiundip.wordpress.com/2012/05/17/perkembangan-tektonik-pulau-sumatra/

diakses 31 Oktober 2013 pkl. 11.05 WIB.

Nawipa, D., 2013, Pembentukan Pulau Papua,  http://demimaki.wordpress.com/geohistory/pembentukan-pulau-papua/ diakses tanggal 20 Desember pkl 11.15 WIB.

Slide dan kumpulan pdf mata kuliah Geologi Indonesia.