Jurnal Geologi dan Sumberdaya Mineral Vol. 14 No. 1 November 2013.pdf

8/15/2019 Jurnal Geologi dan Sumberdaya Mineral Vol. 14 No. 1 November 2013.pdf

1/57


2/57

Naskah diterima : 29 Juli 2013Revisi terakhir : 11 November 2013

FASIES KIPAS BAWAH LAUT PADA BATUAN BERUMUR PEREM-TRIAS,DAERAH KEKNENO, CEKUNGAN TIMOR

SUB MARINE FAN FACIES OF THE PERMIAN-TRIASSIC ROCKS,

KEKNENO AREA, TIMOR BASIN

Oleh

A.K. Permana* dan A.H. Prastian**

*Pusat Survei Geologi, Badan Geologi, Jl. Diponegoro No.57 Bandung

**Program Studi Teknik Geologi, Universitas Diponegoro, Semarang

(corresponding authors, email: [email protected])

Abstrak

Cekungan Timor termasuk kedalam kategori semi mature yang memiliki potensi hidrokarbon, namun kompleksitas

kondisi geologi dan banyaknya konsep yang berbeda-beda merupakan salah satu penyebab stratigrafi di cekungan ini sulit

dimengerti. Penelitian stratigrafi rinci untuk mengidentifikasi fasies dan sub fasies lingkungan pada batuan berumurPerem-Trias dilakukan di daerah Kekneno, Nenas, Cekungan Timor untuk memberikan pandangan baru mengenai

stratigrafi, sedimentologi dan fasies lingkungan pengendapan pada batuan berumur Perem-Trias di cekungan ini. Hasil

analisis litofasies menunjukkan bahwa batuan yang berumur Perem di daerah Kekneno diendapkan pada fasies lereng

bagian bawah sampai atas (lower to upper slope facies), sedangkan batuan berumur Trias umumnya diendapkan sebagai

fasies sistem kipas luar (outer fan system facies), fasies paparan luar samping lereng atas (outer shelf to upper slope

facies), fasies sistem kipas tengah (middle fan system facies), dan fasies sistem kipas dalam (inner fan system facies).

Endapan-endapan alur (channel) dan pematang (levee) pada batuan berumur Trias berpotensi menjadi target play

hidrokarbon.

Kata Kunci: fasies, kipas bawah laut, batuan Perem-Trias, Cekungan Timor

Abstract

The Timor Basin is one of the semi-mature basin in the Eastern Indonesia which has a greatest hydrocarbon potential,

however the geological conditions are poorly understood due to the complexity of geological condition and overwhelming

of many different geological concept. Detailed stratigraphic section were performed to define facies and depositional

environment of the Permian-Triassic rocks in the Kekneno area, Nenas, (West) Timor basin. The result of the facies

analysis show that Permian rocks were deposited on the middle fan and lower to upper slope facies. The Triassic rocks

deposited on the outer fan, outer shelf to upper slope, middle fan and inner fan facies. The sub-marine channel and

levee complex in the Triassic rocks would be a good potential as hydrocarbon play target in the (West) Timor Basin.

Keywords: facies, sub marine fan, Permian-Triassic rocks, Timor Basin

lebih menintikberatkan penelitiannya pada stratigrafi

di Timor barat serta proses-proses sedimentologinya,

Sani drr. (1995) dalam penelitiannya lebih

memfokuskan pada struktur geologi yang

berkembang pada Pulau Timor, dan Charlton (2001)

dalam penelitiannya lebih banyak membahas

tentang prospek adanya hidrokarbon pada Cekungan

Timor. Dari beberapa peneliti tersebut di atas masih

banyak terdapat perbedaan pendapat mengenai

urutan stratigrafi secara rinci dari setiap formasi di

Cekungan Timor.

Pendahuluan

Cekungan Timor merupakan salah satu cekungan

semi mature, yaitu cekungan yang dianggap belum

menghasilkan hidrokarbon di kawasan Indonesia

Timur. Kondisi geologi yang sangat kompleks menjadi

salah satu penyebab kurang menariknya kegiatan

eksplorasi migas di Cekungan Timor. Beberapa

peneliti terdahulu telah melakukan penelitian di

Cekungan Timor, seperti Sawyer drr. (1993), Sani drr.

(1995), dan Charlton (2001). Sawyer drr. (1993)

3J.G.S.M. Vol. 14 No. 1 November 2013


3/57

Sawyer drr. (1993) menyebutkan bahwa

litostratigrafi di Pulau Timor dibagi menjadi tiga

sikuen, yaitu Sikuen Kekneno, Sikuen Kolbano, dan

Sikuen Viqueque. Umur dari ketiga sikuen tersebut

berkisar dari Perem hingga Pleistosen. Di dalam

publikasinya, Sawyer drr. (1993) juga telah merincisusunan formasi dari setiap sekuen tersebut, seperti

untuk Sikuen Kekneno yang umurnya Perem Awal

hingga Jura disusun oleh Formasi Maubisse, Formasi

Atahoc, Formasi Cribas, Formasi Niof, Formasi

Aitutu, Formasi Babulu, dan Formasi Wailuli.

Karakteristik litologi setiap formasi telah

digambarkan secara rinci oleh peneliti terdahulu

namun (fasies) lingkungan pengendapan untuk

batuan berumur Perem-Trias tersebut belum

dilakukan pembagian yang lebih rinci, khususnya

untuk batuan Perem-Trias, mereka hanya

menyebutkan lingkungan pengendapan laut dangkal

hingga laut dalam, tetapi belum menyebutkan

lingkungan pengendapan secara rinci.

Masih banyaknya perbedaan pendapat antara

beberapa peneliti terdahulu mengenai urutan

stratigrafi serta fasies dan lingkungan pengendapan

khususnya pada batuan yang berumur Perem-Trias,

maka pene l i t ian s t rat ig ra f i r inc i untuk

mengidentifikasi fasies dan sub fasies lingkungan

pada batuan beurumur Perem-Trias dilakukan di

Daerah Kekneno, Nenas, Cekungan Timor.

Penelitian ini memberikan pandangan baru

mengenai urutan stratigrafi, sedimentologi dan

(fasies) lingkungan pengendapan pada batuan

berumur perem-Trias di Cekungan Timor.

Metodologi

Penelitian difokuskan di daerah Kekneno, yaitu di

daerah Nenas dan sekitarnya, Kabupaten Timor

Tengah Selatan, Nusa Tenggara Timur. Lokasi

penelitian berada sekitar 130 km ke arah timur laut

dari Kota Kupang (Gambar 3). Luas wilayah penelitian2adalah 125 km . Untuk mencapai lokasi penelitian dari

pusat Kota Kupang menuju ke Kota Soe, dilanjutkan

perjalanan dari Kota Soe menuju Desa Nenas

menggunakan mobil 4WD selama 2 hari perjalanan.

Metode yang digunakan dalam penelitian ini ada dua

metode, yaitu metode observasi dan metode analisis.

Metode observasi terbagi menjadi dua, yaitu

observasi pendahuluan dan observasi rinci untuk

memperoleh data geologi lapangan. Sedangkan

metode analisis mencakup analisis stratigrafi,

struktur geologi, dan (fasies) lingkungan

pengendapan.

Penyelidikan lapangan dilakukan dengan

mengumpulkan data stratigrafi pada setiap singkapan

batuan, menyusun stratigrafi rinci pada lintasan

Sungai Lafunup dan Sungai Tunsif, serta membuat

penampang stratigrafi terukur secara lengkap. Dari

penampang stratigrafi lengkap tersebut dapat

dilakukan analisis litofasies dan analisis (fasies)

lingkungan pengendapan pada setiap lintasan.

Geologi Regional Timor Barat

Pulau Timor terletak di sepanjang arah barat hingga

timur membentuk sabuk kolisi linier yang disebut

Busur Banda (Sawyer drr., 1993). Busur Banda

berbentuk tapal kuda, yang membentang sekitar

2000 km melalui kepulauan Tanimbar, Kai, Seramdan menghilang di sekitar pulau Buru (Sani drr.

1995). Pembentukan Pulau Timor dipengaruhi oleh

adanya Busur Banda yang merupakan zona

pertemuan antara 3 lempeng utama (Gambar 1)

yaitu Lempeng Indo-Australia, Lempeng Pasifik, dan

Lempeng Eurasia (Hamilton, 1979).

Stratigrafi Regional

Menurut Sawyer drr. (1993), secara umum

litostratigrafi di Timor dapat dibagi menjadi tiga

sikuen yaitu Sikuen Kekneno, Sikuen Kolbano, danSikuen Viqueque (Gambar 2). Dalam tulisan ini

hanya akan dijabarkan stratigrafi batuan pada Sikuen

Kekneno yang berumur Perem-Trias sebagai berikut:

Formasi Maubisse

Formasi Maubise berumur antara Perem Awal hingga

Perem Akhir, dengan litologi penyusunnya berupa

batugamping dan batuan beku ekstrusif yang

merupakan batuan tertua di Timor Barat.

Batugampingnya berupa biokalkarenit merah-ungu,

packstones, dan boundstones yang kaya akanrombakan cangkang koral, crinoids, byrozoids,

brachipods, cephalopods dan fusilinids. Sedangkan

batuan beku mafik ekstrusif dari Formasi Maubise

digambarkan oleh De Roever (1940; dalam Sawyer

drr., 1993) sebagai kumpulan batuan volcanic-

spilitic dengan sisipan tuf. Pada singkapan yang

ditemukan memperlihatkan dua unit struktur kekar

kolom masif dan struktur bantal ( pillow) pada batuan

diabas yang sudah hancur dan batuan basalt, dan

juga terdapat perselingan batugamping. Tekstur

batuan beku basalnya memperlihatkan tekstur

afanitik hingga porfiritik.

4 J.G.S.M. Vol. 14 No. 1 November 2013


4/57

Gambar 1 Kerangka tektonik Indonesia Timur (Sawyer drr., 1993)

Gambar 2 Kolom stratigrafi Timor dan pembagian sikuen (Sawyer drr., 1993)



5/57

Formasi Atahoc

Formasi ini berumur Perem Awal berdasarkan umur

dari fosil Ammonite. Di Timor Barat, Formasi Atahoc

tidak banyak tersingkap, yang muncul hanya di

sepanjang Sungai Noil Laka dan di wilayah Nenas

pada barisan perbukitan utara. Litologi dominan

yang menyusun Formasi Atahoc adalah batupasir

halus arkose dengan ciri-ciri sortasi sedang,

komposisi mineralnya terdiri atas kuarsa

monokristalin, felspar, plagioklas, serta terdapatfragmen filit dan fragmen batuan dari Kompleks

Mutis atau Lolotoi. Kontak basal Formasi Atahoc

tidak terekam di Timor Barat. Bird & Cook (1991)

menggambarkan kontak bagian atas yang terdiri dari

basal amigdaloidal antara Formasi Atahoc dan di

atasnya Formasi Cribas.

& Cook (1991) menggambarkan kontak bagian atas

yang terdiri dari basal amigdaloidal antara Formasi

Atahoc dan di atasnya (Formasi Cribas).

Formasi Cribas

Klasifikasi umur Formasi Cribas pada umur Perem

Awal telah ditentukan oleh Audley-Charles (1968) di

Timor Timur yang kemudian diperluas di Timor Barat

oleh Bird & Cook (1991) yang membagi Formasi ini

menjadi beberapa fasies batuan yang berurutan

secara lateral, dengan batas antar lapisan yang jelas

yang terdiri dari batupasir aneka warna, batulanau,

serpih hitam, dan batugamping bioklastika.

Ketebalannya diperkirakan lebih dari 300 m. Hasil

analisis petrografi dari batupasir (Sawyer drr., 1993)

mempunyai ciri-ciri ukuran butirnya halus hingga

kasar, feldspathic litharenites, terdiri dari mineral

kuarsa polikristalin, plagioklas, fragmen batuan

vulkanik, dan bioklastika echinodermata. Batuan

sumbernya ( provenance) diperkirakan dari batuan

beku proksimal .

Lingkungan pengendapannya diperkirakan pada

shelf dangkal karena diidentifikasi adanya kelompok

fosil Atomodesma yang menggambarkan lingkungan

air subtropis pada kedalaman 20-50 m. Struktur

sedimen yang dijumpai adalah ripple dan sole marksyang menunjukkan bahwa arus turbidit berperan

dalam proses pengendapan formasi ini.

Formasi Niof

Formasi ini berumur Trias Awal hingga Trias Tengah

yang dicirikan oleh kontak lapisan yang tajam serta

menunjukkan banyak struktur sedimen. Litologi yang

dominan yang menyusun formasi ini adalah

batulempung berlapis tipis, batuserpih warna merah,

abu-abu, hitam dan coklat, batupasir greywacke,

napal, dan batugamping masif. Dari pengamatan

petrografi batupasir dari Formasi Niof, diketahui sortasi

buruk, bentuk butir bersudut tanggung ( subangular )

hingga bersudut ( angular ), ukuran butir sangat halus

hingga medium, feldspathic arcosic hingga lithic

arenites. Proses pengendapan formasi ini melalui

mekanisme arus turbidit. Lingkungan pengendapan

dari formasi ini diperkirakan terdapat pada lingkungan

laut dangkal hingga laut dalam. Ketebalan lapisan ini

diperkirakan mencapai 400 m.

Formasi Aitutu

Formasi ini berumur Trias Awal hingga Trias Akhir.

Gambar 3 Lokasi penelitian yang meliputi lintasan Sungai Tunsif dan Lapunuf, daerah Nenas dan sekitarnya



6/57

Litologi penyusun dari formasi ini adalah

batugamping putih-merah muda dengan perselingan

batulempung karbonatan berwarna abu-abu hitam.

Kadang-kadang dijumpai rijang (chert) yang

terendapkan bersama dengan batugamping. Tebal

lapisan konsisten yaitu 45-60 cm dengan kontaktajam dan planar. Pada bidang perlapisan dapat

ditemukan makrofauna seperti Halobia, Daonella,

Monotis, Ammonite, dan fragmen fosil lainnya.

Lingkungan pengendapan formasi ini didominasi

endapan laut terbuka, yaitu pada sekitar paparan luar

hingga lereng ( slope).

Formasi Babulu

Litologi yang menyusun formasi ini terdiri dari

perselingan batulanau-batulempung dan batupasir

masif. Bidang perlapisan dari batupasir masifmempunyai ketebalan antara 60 cm hingga 3 m.

Struktur sedimen yang ditemukan diantaranya

adalah perlapisan, struktur biogenik, dan mud

cracks. Pada permukaan bidang perlapisan terdiri

dari brakiopoda, fragmen tumbuhan, fosil jejak dan

Ammonite berukuran kecil. Selain itu juga terdapat

perlapisan tipis unit batulempung, batulanau dan

batupasir. Pola sedimentasi yang sering muncul

adalah mengkasar atau menghalus ke atas, rip-up

clast, dan perlapisan, termasuk paralel laminasi,

laminasi silang siur, bioturbasi, dan small scale

current ripple. Lingkungan pengendapan formasi ini

adalah tepi paparan.

Formasi Wailuli

Litologi yang menyusun formasi ini adalah

batulempung gelap dengan perselingan batugamping

organik, kalsilutit, batulanau, dan batupasir. Umur

dari formasi ini adalah Jura Awal-Jura Tengah.

Lingkungan pengendapan formasi ini berkisar dari

paparan dalam-paparan tengah.

Hasil Penelitian dan Diskusi

Stratigrafi Daerah Nenas dan Sekitarnya

Dari hasil pengukuran penampang stratigrafi, pada

daerah penelitian dapat dibagi menjadi beberapa

satuan batuan, diantaranya dari yang tua hingga

muda adalah satuan batulanau sisipan batupasir

halus, satuan perselingan batulanau dengan

batugamping kalkarenit, satuan serpih hitam sisipan

batupasir halus, satuan batugamping wackstone

sisipan batulanau karbonatan, satuan perselingan

batupasir dengan batulanau, dan satuan batupasir

sisipan batulanau (Permana, 2012).

Dari masing-masing satuan batuan tersebut kemudian

dilakukan analisis (fasies) lingkungan pengendapannya.

Secara umum batuan yang ditemukan pada daerah

penelitian diendapkan sebagai endapan kipas bawah

laut ( submarine fan deposit) hingga sebagai endapan

paparan luar (outer shelf deposit). Analisis fasies pada

daerah penelitian ini dibagi menurut umur batuan, yaitu

analisis fasies pada batuan berumur Perem dan analisis

fasies pada batuan Trias.

Fasies Batuan Perem

Analisis fasies pada batuan Perem berkaitan dengan

litologi dari Formasi Atahoc dan Formasi Cribas yang

ditemukan di lapangan. Dari hasil pengamatan

dilapangan dapat diidentifikasi bahwa batuan yang

berumur Perem di daerah Kekneno ini diendapankan

sebagai endapan kipas bawah laut ( submarine fan),

terdiri atas endapan kipas tengah (middle fan) dan

endapan kipas bawah sampai lereng atas (lower to

upper slope deposit).

a. Fasies Middle Fan System

Batuan yang terendapkan pada sistim kipas tengah

(middle fan system) ini merupakan produk dari arus

turbidit dengan tingkat densitas yang tinggi dan

rendah. Karakteristik litofasies yang ditemukan dilapangan adalah satuan batulanau sisipan batupasir,

perselingan batulanau dengan batupasir halus, dan

batupasir masif yang merupakan bagian bawah dari

Formasi Atahoc (Gambar 4A).

Batulanau berwarna abu-abu cerah, relatif kompak,

bersifat non-karbonatan, ketebalan setiap lapisan

batulanau bervariasi mulai dari 5-20 cm, dan

terdapat nodul batupasir halus. Struktur sedimennya

parallel lamination (Gambar 4B), dan semakin ke

lapisan yang muda batulanau semakin dominan

(Gambar 4A). Batupasir berwarna abu-abu cerah,bersifat non karbonatan, ukuran butir pasir halus

sampai sedang, bentuk butir membundar tanggung

( subrounded), sortasi baik, dan ketebalan batupasir

bervariasi antara 6-70 cm. Struktur sedimen yang

dijumpai diantaranya adalah normal gradded

bedding, parallel lamination, small scale cross

lamination, dan pada batupasir bagian bawah

(bottom) semakin ke atas atau ke arah yang muda

batupasirnya semakin menebal (thickening upward),

sedangkan pada bagian atas batupasirnya semakin

ke atas ada yang semakin menipis atau thinningupward (Gambar 4B).



7/57

Pada fasies kipas tengah (middle fan facies) ini

karakteristik litofasiesnya masih dapat dibedakan lagi

menjadi beberapa endapan subfasies, diantaranya

adalah endapan suprafan lobe deposit pada bagian

bawah (bottom), middle fan channel deposit, dan

leveed channel of submarine middle fan.

Subfasies Suprafan Lobe

Endapan pada suprafan lobe merupakan endapan

turbidit klasik (classical turbidite), yaitu satuan

batulanau sisipan batupasir. Karakteristik khusus

sebagai penciri endapan suprafan lobe adalah pada

lapisan batupasir yang semakin ke arah atas semakin

menebal lapisannya atau thickening upward.

Menurut Walker dan James (1992), endapan yang

mempunyai karakteristik thickening upward dapat

dibandingkan dengan progradasi Lobe pada delta,

dan oleh karena itu sama halnya dengan endapan

turbidit klasik (classical turbidite) pada kipas bawah

laut ( submarine fan) dengan karakteristik thickening

upward terbentuk selama progradasi dari submarine

fan lobe seperti yang ditunjukkan pada Gambar 4C

Gambar 4(A) Penampang stratigrafi bagian bawah dari Formasi Atahoc yang menunjukkan thickening upward sequence dan normalgradded bedding, (B) Foto lapangan yang menunjukkan thickening upward sequence dan struktur sedimen, (C) Modellingkungan pengendapan dari Fasies Suprafan Lobe Deposit (Lokasi : STA 12 AHP 104 di Sungai Tunsif, Nenas)



8/57

untuk model menurut Walker dan James (1992).

Proses progradasi pada submarine lobe ini terjadi

ketika influk material sedimen yang berukuran pasir

yang berasal dari paparan (shelf ) lebih banyak

sehingga endapan sedimen pada submarine lobe

akan semakin maju ke arah kipas luar (outer fan) dandistal. Endapan yang ditemukan pada daerah

penelitian ini termasuk dalam fasies kipas luar (outer

fan), tetapi tidak terlalu jauh dari batas luar fasies

kipas tengah (middle fan). Hal ini dilihat dari lapisan

batupasir yang tidak terlalu sedikit dan semakin ke

arah lapisan muda semakin tebal (thickening

upward) seperti pada Gambar 4A.

Subfasies Middle Fan Channel

Endapan subfasies middle fan channel dicirikan oleh

karakteristik litofasies dimana terdapat strukturthinning upward pada lapisan batupasir (Gambar 5).

Singkapan pada daerah penelitian terdapat satuan

perselingan batulanau dengan batupasir halus, dimana

lapisan batupasirnya semakin menipis ke arah muda

(thinning upward) dan juga ukuran butirnya semakin

menghalus ke atas (Gambar 5A). Karakteristik itulah

penciri endapan middle fan channel.

Pada endapan middle fan channel ini terdiri dari

endapan alur (channel) pada kipas tengah (middle

fan) dan endapan leveed channel pada kipas tengah

atau middle fan (Gambar 5C). Endapan channel berupa lapisan batupasir masif dan semakin ke arah

muda, lapisan batupasir tersebut semakin menipis ke

atas (thinning upward) seperti yang ditunjukkan pada

Gambar 5B. Endapan channel pada fasies middle fan

channel ini merupakan endapan alur (channel)

dangkal pada endapan kipas tengah (middle fan

deposit). Sedangkan endapan leveed channel pada

kipas bawah laut dicirikan oleh endapan turbidit

klasik berupa batulanau sisipan batupasir.

b. Fasies Lower to Upper Slope

Dari data lapangan, diperoleh data litologi yang

terdiri dari satuan perselingan batulanau dengan

batugamping kalkarenit dan satuan perselingan

batulanau dengan batupasir di bagian bawah.

Batulanau berwarna abu-abu cerah sampai abu-abu

gelap, secara umum batulanau semakin menebal ke

arah atas perlapisan, sedangkan batugampingnya

berwarna abu-abu cerah, ukuran butir pasir halus,

sortasi baik, bentuk butir membundar (rounded).

Struktur sedimen yang ditemukan pada batupasir

adalah parallel lamination, small scale cross

bedding dan juga terdapat fosil jejak (Gambar 6B).

Batugamping kalkarenit berwarna abu-abu terang,

ukuran butir pasir halus, sortasi baik, dan bentuk

butir membundar tanggung ( subrounded). Struktur

sedimen yang ditemukan adalah laminasi.

Batugamping ini terdapat komposisi makrofosil

berupa fosil Atomodesma, Ammonite, Coral danCrinoid (Gambar 6A). Kemunculan makrofosil

tersebut terutama fosil Atomodesma pada lapisan

batugamping kalkarenit, jika disebandingkan dengan

peneliti sebelumnya, batuan tersebut termasuk

dalam anggota Formasi Cribas.

Hasil analisis karakteristik litofasies dari singkapan

batuan di lapangan dan kolom stratigrafi terukur

(Gambar 6A), lapisan batugampingnya semakin

menipis ke arah muda (thinning upward) dan juga

semakin menghalus (fining upward). Pada lapisan

batugamping kalkarenit terdapat komposisimakrofosil berupa fosil Atomodesma, Ammonite,

coral dan crinoid. Fosil-fosil tersebut hanya dapat

hidup di lingkungan laut dangkal ( shelf ).

Diinterpretasikan bahwa fosil tersebut tertransport

melalui submar ine canyon dan kemudian

terendapkan pada lingkungan yang tidak jauh dari

fasies paparan luar (outer shelf ), yaitu tepatnya

diendapkan sebagai fasies lereng bagian bawah

hingga atas (lower to upper Slope), Gambar 6C.

Fasies Batuan Trias

Batuan yang berumur Trias pada daerah penelitian

terdiri dari Formasi Niof, Formasi Babulu dan

Formasi Aitutu. Berdasarkan hasil analisis fasies

pada batuan Trias dari data lapangan, dapat

diinterpretasikan bahwa batuan tersebut

terendapkan pada beberapa sistem fasies,

diantaranya adalah fasies kipas luar (outer fan

system), paparan luar sampai lereng atas (outer shelf

to upper slope), kipas tengah (middle fan system)

dan kipas dalam (inner fan system).

a. Fasies Outer Fan

Batuan yang terendapkan pada fasies kipas luar (outer

fan) ini merupakan produk dari arus turbidit.

Karakteristik litofasies pada fasies ini adalah

didominasi oleh endapan turbidit klasik yaitu satuan

serpih sisipan batupasir halus dari Formasi Niof. Serpih

berwarna abu-abu kehitaman, pada bagian bawah

shally (menyerpih) dikarenakan adanya struktur dan

semakin ke atas semakin masif, terdapat banyak

konkresi atau nodul batupasir sangat halus, bersifat

non-karbonatan, dan ketebalan setiap lapisan serpih

bervariasi antara 15-110 cm dengan karakteristiklapisannya buruk antara beberapa milimeter sampai



9/57

beberapa desimeter (Gambar 7A dan B).

Semakin ke arah lapisan yang muda, batulanau

semakin menebal. Batupasirnya berwarna abu-abu

kecoklatan, ukuran butir halus, sortasi buruk, bentuk

butir membundar tanggung, bersifat non-karbonatan,

ketebalan lapisan antara 5-10 cm. Struktur sedimen

yang ditemukan adalah paralel laminasi, perlapisan,

slump, dan batas erosional pada beberapa lapisan

sisipan batupasir halus (Gambar 7B).

Pada sistem fasies ini terdiri dari endapan-endapan

fan fringe pada endapan fasies kipas luar dan

endapan pelagic mud. Keduanya saling

berhubungan dan terbentuk pada lingkungan

pengendapan yang tidak jauh.

Fasies fan fringe ini merupakan fasies lingkungan

pengendapan pada pinggir atau batas luar dari fasies

kipas luar, seperti yang ditunjukkan oleh model fasies

lingkungan pengendapan kipas bawah laut oleh

Walker dan James (1992) dan Nichols (2009) yang

ditunjukkan pada Gambar 7C.

Gambar 5 (A) Penampang stratigrafi bagian atas dari Formasi Atahoc yang menunjukkan thinning upward sequence dan finingupward , (B) Foto lapangan yang menunjukkan litologi, pola thinning upward sequence dan struktur sedimen, (C) Modellingkungan pengendapan dari Fasies middle fan channel deposit (Lokasi : STA 12 AHP 104 di Sungai Tunsif, Nenas)



10/57

Gambar 6 (A) Penampang stratigrafi bagian atas dari Formasi Cribas yang menunjukkan thinning dan thickening upward sequence, (B) Foto singkapan dan struktur sedimen, (C) Model lingkungan pengendapan dari fasies lower to upper slope deposit (Lokasi : Sungai Tunsif, Nenas)



11/57

b. Fasies Outer Shelf to Upper Slope

Fasies paparan luar sampang lereng bagian atas (outer

shelf to upper slope) ini diindikasikan dengan dijumpai

litologi batugamping wackstone sisipan batulanau

karbonatan. Ketebalan lapisan batugamping

wackstone sisipan batulanau karbonatan tersebut

hanya 1,5 meter. Berdasarkan deskripsi batuan secara

megaskopis, batugamping wackstone berwarna

merah, kompak atau masif, ketebalan lapisannya

antara 19 cm hingga 25 cm, cenderung menipis ke

atas (thinning upward), terdapat makrofosil Halobia.

Sedangkan sisipan batulanau karbonatan berwarna

merah kecoklatan, ketebalan lapisannya antara 5 cmhingga 10 cm dan menyerpih (Gambar 8A).

Dari karakteristik litologi tersebut, diinterpretasikan

bahwa satuan litologi ini merupakan anggota Formasi

Aitutu yang terendapkan secara menjari dengan

Formasi Niof dan Formasi Babulu.

Penentuan fasies lingkungan pengendapan untuk

satuan batugamping wackstone sisipan batulanau

karbonatan tersebut berdasarkan litologi

batugamping dan keterdapatan fosil Halobia

(Gambar 8B).

Gambar 7 (A) Penampang stratigrafi Formasi Niof yang menunjukkan dominasi litologi serpih dengan sisipan batupasir halus,(B) Foto singkapan dan beberapa struktur sedimen, (C) Model lingkungan pengendapan dari Fasies Outer Fan System

Deposit (Lokasi: STA 12 AHP 102 di Sungai Tunsif, Nenas)



12/57

c. Fasies Middle Fan System

Karakteristik litofasies pada endapan sistem fasies

kipas tengah (middle fan) adalah litologinya

didominasi oleh satuan perselingan batulanau

dengan batupasir halus dan satuan perlapisan

batupasir halus dengan batupasir sedang. Fasies

kipas tengah ini pada batuan berumur Trias terdiri dari

endapan alur (channel) dan alur pematang (leveed

channel) pada kipas tengah bawah laut ( submarine

middle fan), yang penjelasannya seperti berikut ini:

Middle Fan Channel

Karakteristik endapan channel pada kipas tengah

yang terdapat di daerah penelitian adalah dicirikan

oleh adanya lapisan batupasir tebal (7-8 m)pada

bagian bawah (bottom), dengan struktur normal gradded bedding, dan pada batas bagian bawah

Gambar 8 (A) Penampang stratigrafi Formasi Aitutu di daerah Kekneno, menunjukkan litologi batugamping wackstone

yang menipis ke atas (thinning upward ), (B) Foto singkapan yang menunjukkan litologi dan makrofosil, (C)Model lingkungan pengendapan dari Fasies outer shelf to upper slope deposit (Lokasi: 12 AHP 107 diSungai Besi, Nenas)



13/57

berupa batas erosional yang mengerosi litologi

batulanau di bawahnya (Gambar 9A). Karakteristik

tersebut merupakan penciri endapan pengisi

channel.

Selain itu, kenampakan lainnya yang terdapat di

lapangan yang merupakan karakteristik litofasies dari

sistem ini adalah adanya batupasir masif berukuran

pasir sedang dengan bagian bawah dibatasi oleh

batas erosional, di atasnya terdapat lapisan batupasir

dengan struktur normal gradded bedding, dan

bagian atasnya terdapat perlapisan batupasir halus

dengan batupasir sedang dengan karakteristik

lapisannya menebal ke atas atau thickening upward

(Gambar 9B). Thickening upward pada pengisi

channel diinterpretasikan terjadi pergantian

pengisian influks sedimen yang semakin banyak

secara bergantian antara material yang berukuranpasir halus dengan material pasir sedang, dimana

dipengaruhi juga oleh faktor arus dan topografi

channel.

Gambar 9 (A) Foto singkapan dan Penampang stratigrafi bagian bawah dari Formasi Babulu, menunjukkan thickening upward,

(B) Foto lapangan yang menunjukkan litologi dan struktur sedimen, (C) Model lingkungan pengendapan dari Fasies Middle Fan System Deposit (Lokasi: 12 AHP 109 di Sungai Lapunuf, Daerah Nenas)



14/57

Leveed Channel of Submarine Middle Fan

Endapan alur pematang (leveed channel) ini memiliki

karakteristik yang tidak jauh berbeda dengan

endapan leveed channel pada kipas dalam (inner

fan) dan kipas luar (outer fan). Hanya saja pada

endapan alur pematang pada sistem kipas tengah

(middle fan) dicirikan dengan adanya perubahan

ketebalan lapisan batupasir secara cepat semakin ke

arah atas semakin menipis. Endapan ini terdiri dari

endapan turbidit klasik yaitu berupa perselingan

antara batulanau dengan batupasir, dimana secara

umum sikuen tersebut memperlihatkan penipisan ke

arah muda (thinning upward). Penentuan thinning

upward ini dimulai dari lapisan batupasir dengan

batas bawah erosional (Gambar 10A dan B).

Pada satuan perselingan batulanau dengan batupasir

halus yang ditemukan di daerah penelitian, secara

megaskopis, batulanau berwarna abu-abu cerah,

menyerpih, bersifat non-karbonatan, dan

ketebalannya antara 5-20 cm. Batulanau semakin

menebal ke arah lapisan muda.

Gambar 10 (A) Penampang stratigrafi Formasi Babulu yang menunjukkan fining upward dan thinning upward , (B) Foto

lapangan yang menunjukkan litologi dan struktur sedimen, (C) Model lingkungan pengendapan dariFasies Inner Fan System Deposit



15/57

Batupasirnya berwarna abu-abu kecoklatan, ukuran

butir pasir halus, sortasi buruk, bentuk butir

membundar tanggung, bersifat non-karbonatan,

ketebalan lapisan antara 6-17 cm (Gambar 10 B)

Berdasarkan data lapangan, karakteristik litofasies

tersebut diendapkan pada sistem fasies ini.

d. Fasies Inner Fan System

Karakteristik litofasies yang diendapkan pada fasies

kipas dalam (inner fan system) adalah adanya

perlapisan batupasir sisipan batulanau, dimana

lapisan batupasirnya semakin ke arah muda semakin

menipis. Fasies ini terdiri dari endapan-endapan

channel dan pematang channel (leveed channel)

pada sistem kipas dalam (inner fan system) sebagai

berikut:

Inner Fan Channel Deposit

Endapan ini terdiri dari lapisan batupasir sisipan

batulanau, lapisan batupasirnya semakin ke arah

atas atau ke arah lapisan yang lebih muda semakin

menipis secara bertahap. Batupasir berwarna abu-

abu cerah, ukuran butir pasir halus, sortasi baik,

bersifat non-karbonatan. Struktur sedimen yang

berkembang diantaranya adalah paralel laminasi,

perlapisan, dan pada beberapa lapisan batupasir

bagian bawahnya terdapat batas erosional yang

mengerosi litologi batulanau.Pola menipis ke secara gradasional pada lapisan

batupasir, menurut Walker dan James (1992)

terbentuk karena perubahan l ingkungan

pengendapan material sedimen dari channel menuju

ke bagian leveed channel yang lebih dalam. Dari

ka r ak t e r i s t i k l i t o f a s i e s t e r s ebu t dapa t

diinterpretasikan bahwa endapan tersebut

merupakan endapan inner fan channel (Gambar

10C).

Seperti pada endapan levee lainnya, endapan leveed

channel pada Inner Fan juga terdiri dari endapan

turbidit klasik yaitu perselingan batulanau dengan

batupasir. Dari deskripsi litologi secara megaskopis di

lapangan, pada satuan perselingan batulanau dengan

batupasir halus, batulanaunya berwarna abu-abu

cerah, menyerpih, bersifat non-karbonatan, dan

ketebalannya antara 5-20 cm. Batupasirnya

berwarna abu-abu kecoklatan, ukuran butir pasir

halus, sortasi buruk, bentuk butir membundar

tanggung, bersifat non-karbonatan, ketebalannya

Leveed Channel of Submarine Inner Fan

antara 6-17 cm.

Endapan levee yang berupa endapan turbidit klasik

menurut Walker dan James (1992) terbentuk karena

proses perkembangan endapan dari channel yang

kemudian migrasi atau berpindah ke lingkungan

pematang channel (leveed channel).

Dari rincian di atas, dapat dibuat model fasies

lingkungan pengendapan dari semua satuan batuan

yang diendapkan pada masing-masing fasies

lingkungan pengendapan dari semua formasi

(Gambar 11). Fasies lingkungan pengendapan dari

semua unit batuan tersebut secara umum

diendapkan pada fasies outer shelf hingga fasies

submarine fan system. Secara rinci, batuan berumur

Perem hingga Trias ini terendapkan pada beberapa

fasies, diantaranya adalah fasies middle fan system,

fasies lower to upper slope deposit, fasies outer fan

system, fasies outer shelf to upper slope deposit,

dan fasies inner fan system.

King drr., 1992 menggambarkan bahwa di beberapa

daerah endapan laut dalam, khususnya lingkungan

komplek channel dan levee telah terbukuti dapat

menjadi potensi yang sangat besar untuk

terakumulasi hidrokarbon, oleh karena itu endapan-

endapan channel dan leveed channel pada batuan

yang berumur Trias seperti dijelaskan di atas memiliki

potensi sebagai target play hidrokarbon di Cekungan

Timor (Barat).

Kesimpulan

nSatuan batuan pada daerah penelitian dibagi

menjadi 6 satuan, yaitu satuan batulanau

sisipan batupasir halus, satuan perselingan

batulanau dengan batupasir gampingan, satuan

serpih hitam sisipan batupasir halus, satuan

batugamping wackstone sisipan redmarl, satuan

perselingan batupasir dengan batulanau, dan

satuan batupasir sisipan batulanau.

nBatuan berumur Perem diendapkan pada

beberapa sistem fasies submarine fan,

diantaranya adalah fasies middle fan dan fasies

lower to upper slope deposit.

nBatuan berumur Trias terendapkan pada

beberapa sistem fasies submarine fan dan fasies

laut dangkal, diantaranya adalah fasies outer

fan system deposit, fasies outer shelf to upper

slope deposit, fasies middle fan systemd, dan

fasies inner fan system deposit.



16/57


17/57

King, P.R., Browne, G.H. and Slatt, R.M. 1994. Sequence architecture of exposed late Miocene basin floor fan

and channel–levee complexes (Mount Messenger Formation), Taranaki Basin, New Zealand. In:Eds P.

Weimer, A.H. Bouma and B.F. Perkins Submarine Fans and Turbidite Systems; Sequence Stratigraphy,

Reservoir Architecture and Production Characteristics, Gulf of Mexico and International,pp. 177–192.

Nichols, G., 2009. Sedimentology and Stratigraphy Second Edition. Wiley-Blackwell by a John Wiley & Sons,

Ltd, UK.

Permana, A.K., 2012. Laporan Akhir Penelitian Stratigrafi Cekungan Timor Kelompok Kerja Survei Dinamika

Cekungan Tahun Anggaran 2012. Pusat Survei Geologi, Badan Geologi, Kementerian Energi Dan Sumber

Daya Mineral, Bandung.

Sani, K., Jacobson, I., Sigit, R., 1995. The Thin-Skinned Thrust Structures of Timor. Proceedings of the

Indonesian Petroleum Association 24 Annual Convention 24, 277-193, Indonesia.

Sawyer, R.K., Sani, K., Brown, S., 1993. Stratigraphy and Sedimentology of West Timor, Indonesia. Proccedings

of the Indonesian Petroleum Association22:1-20, Indonesia.

Shanmugam, G., 2005. Deep-Water Processes and Facies Models: Implications For Sandstone Petroleum

Reservoirs. Department of Earth and Environmental Sciences The University of Texas, U.S.A.

Walker, R. G., dan James, N. P., 1992. Facies Model, Response to Sea Level Change. Geological Association of

Canada, Kanada.



18/57


19/57


20/57

Pada 50-45 jtl atau Eosen Tengah terjadi tumbukan

antara India dan Eurasia (Katili, 1989). Selanjutnya

pada 40 jtl (Eosen Akhir) terjadi pengekstrusian

Birma dan Thailand (Tapponier drr., 1982). Pada

sekitar 40 jtl tersebut terjadi perubahan arah gerakanlempeng pasifik, dari NNW ke WNW (Ben-Avraham

& Uyeda, 1973). Terjadinya rotasi Kalimantan searah

jarum jam menyebabkan terjadinya bukaan pada

Laut Cina Selatan (Daly drr.,1986). Pada Eosen Akhir

(40 jtl) juga terjadi satu peristiwa penting yaitu

terjadinya zona tunjaman Eosen Akhir yang berarah

barat-timur di selatan Jawa dan Sumatera.

Pada Oligosen Akhir (30 jtl), tunjaman di selatan

Sumatera dan Jawa mengakibatkan terjadinya

vulkanisme yang menghasilkan Formasi Andesit Tua

di Busur Sunda. Zona tunjaman tersebut padaPliosen bergeser ke selatan ke posisi Parit Sumatera-

Jawa masakini. Namun berdasarkan sebaran batuan

gunungapi, dapat disimpulkan bahwa vulkanisme

Kenozoik Akhir sampai Holosen mengalami migrasi

ke arah yang berlawanan, yang diduga dikarenakan

kemiringan zona Benioff jauh lebih landai dibanding

pada waktu pertengahan Tersier (Katili, 1975).

Evolusi zona tunjaman Indonesia bagian barat sejak

Karbon Akhir – Perem Awal hingga masakini

disajikan dalam Gambar 3. Evolusi tektonik yang

tanpa disertai pergeseran lateral material secara

signifikan ini disebut dengan model otokton, dan

disertai pembentukan cekungan yang mengikuti

perkembangan sistem tunjaman tersebut, yaitu

berpola semi-konsentris (Gambar 4). Cekungan-

cekungan sedimen yang terbentuk meerupakancekungan parit (trench), cekungan busur muka,

cekungan antar pegunungan, dan cekungan busur

belakang.

Gambar 2. Peta tataan tektonik Indonesia (Simandjuntak dan Barber, 1996).

Gambar 3. Evolusi sistem tunjaman di Indonesia bagian barat (Katili,1989).



21/57

Wilayah Busur Banda dan Sulawesi

Sekitar 5 Jtl, ketika Australia masih bergerak ke

utara, Papua berotasi ke arah kiri, akibatnya

terjadilah pelengkungan ke baratlaut pada BusurBanda yang semula berarah barat-timur (Gambar 5).

Sebagai akibatnya cekungan sedimen di wilayah

Busur Banda berpola semi konsentris (lihat Gambar

1). Sementara itu gerakan sesar-sesar transform

telah menyebabkan beberapa mikrokontinen, seperti

Buton, Sula dan lain-lainnya, bertumbukan dengan

Busur Sulawesi dan Halmahera yang menghadap ke

timur (Katili, 1989).

Tumbukan antara beberapa mikrokontinen dengan

busur Sulawesi dan Halmahera tersebut

mengakibatkan batuan ultrabasa terobdaksi dilengan timur dan lengan tenggara. Gaya tektonik ke

arah barat melalui Sesar Sorong dan zona Sesar

Matano mengakibatkan Sulawesi semakin terdorong

ke arah Kalimantan, dan menyebabkan tertutupnya

laut Sulawesi purba. Hal ini menyebabkan terjadinya

obdaksi kompleks tunjaman Meratus dan Pulau Laut

yang berumur Kapur – awal Tersier, serta terjadinya

Pegunungan Meratus (Katili, 1978).

Laut Sulawesi selatan, sekarang disebut Selat

Makassar, mengalami fase bukaan sejak Eosen

Tengah ( Situmorang (1982), Hall (1996), Moss drr.

(1997), Guntoro (1999), dan Puspita drr. (2005)

meskipun mekanisme bukaan tersebut masih

kotroversi sampai sekarang. Fase ekstensi atau

pemekaran tersebut te lah menyebabkan

terbentuknya Cekungan Makassar Utara dan

Cekungan Makassar Selatan (Gambar 6). Sementara

sejak Miosen selat ini telah mengalami fase kompresi

(Chamber dan Dalley, 1995; Bergman drr., 1996),

yaitu saat mulai terjadinya benturan antara tepi

Kranton Sunda (Kalimantan) di sebelah barat,

dengan Paparan Sula di sebelah timur. Meskipun fase

kompresi ini masih berlangsung sampai sekarang

(Bachri, 2012) namun belum menyebabkan

tertutupnya kembali Selat Makassar.

Di wilayah Busur Banda dan Sulawesi, hanyacekungan sedimen di sekitar Busur Banda saja yang

berpola semi-konsentris, sementara di daerah

sebelah utara lengan utara Sulawesi keberadaan

cekungan sedimen dikontrol oleh sistem tunjaman

Sulawesi Utara, di sebelah barat Sulawesi dikontrol

oleh sistem pemekaran, sementara di bagian lain dari

Sulawesi cekungan sedimen lainnya sebarannya

tidak teratur, dikontrol oleh keberadaan sesar-sesar

mendatar transform. Sesar-sesar mendatar

transform di Sulawesi dan sekitarnya disajikan dalam

Gambar 7A.

Gambar 4. Sebaran cekungan sedimen di Indonesia bagian barat membentuk pola semi konsentris.



22/57

Gambar 5. Peta tataan tektonik Busur Banda diikuti sebaran cekungan sedimen berpola semi-konsentris (lihat Gambar 1).

Gambar 6. Sebaran cekungan sedimen di Selat Makassar yang dikontrol oleh tektonik bukaan sebagaimana ditunjukkan kemiripan batas baratSulawesi Barat dengan batas timur Paparan Paternoster. Citra DEM diambil dari Becker dan Sandwell (2004).



23/57

Wilayah Papua dan sekitarnya

Pecahnya Gondwana telah menghasilkan sumbu

pemekaran utama di Samudera Hindia yang

kemudian diikuti oleh penyesuaian pola tunjaman di

Indonesia. Ketika Australia bergerak ke utara, Papua

mendekat dan menumbuk busur kepulauan Sepikpada sekitar 30 jtl (Downey, 1986, dalam Katili,

1989).

Pada sekitar 20 jtl, suatu sistem parit – busur berarah

barat-timur terbentuk dan membentang dari ujung

barat Sumatera sampai ke Buru, dan bahkan lebih ke

timur ke busur Melanesia, melalui Jawa, Bali,

Sumba, Timor, Tanimbar, Kai dan Seram (Katili,

1989).

Sebelum benua Australia yang bergerak ke utara

sampai di tepian benua Asia Tenggara busur vulkanikSulawesi – Mindanao yang berarah utara-selatan

dijumpai sekitar 800 km di sebelah timur

Kalimantan (Katili, 1978). Ke arah tenggara, busur

Kepulauan Sepik yang berarah barat-timur menyatu

dengan Papua dan memisahkan antara Australia

dengan Pasifik (Katili, 1989).

Sekitar 20 Jtl, Papua dan Sepik yang kini menyatu

menjadi mikrokontinen yang lebih besar, sampai di

tepi lempeng Asia Tenggara dan bertumbukan

dengan busur-dalam Melanesia yang menghadap ke

selatan (Daly drr., 1986). Hal ini menyebabkanadanya interaksi antara lempeng Australia yang

bergerak ke utara dan lempeng Pasifik yang bergerak

ke arah barat-baratdaya, yang akibatnya

menghasilkan beragam bentukan struktur. Beberapa

sesar mendatar utama berarah barat timur terbentuk,

seperti Sesar Sorong dan Sesar Tarera-Aiduna

(Gambar 7A-B). Sebagai akibat dari pergerakan

sesar-sesar tersebut terbentuklah cekungan pull

apart, misalnya Cekungan Salawati dan Cekungan

Taliabu.

Sekitar 10 jtl, terbentuk suatu tunjaman ke arahselatan melalui sebelah utara Papua, dan masih aktif

sampai sekarang (Daly drr., 1986). Tunjaman ini

tidak disertai dengan kegiatan kegunungapian di

Papua. Keberadaan sistem tunjaman ini disertai

pembentukan cekungan sedimen, antara lain

Cekungan Biak Utara, Cekungan Biak -Yapen,

Cekungan Mamberamo, dan lain-lainnya. Bila

disebelah utara Papua cekungan sedimennya lebih

banyak dikontrol oleh zone tumbukan antara

Lempeng Pasifik dengan Benua Australia, maka di

bagian selatan lebih banyak dipengaruhi oleh sistem

pemekaran pada Paparan Baratlaut Australia.

A

B

Gambar 7. Peta struktut wilayah Sulawesi dan Papua menggambarkansebaran sesar mendatar utama yang diikuti sebarn

cekungansedimen berpola acak (lihat Gambar 1).



24/57

Diskusi

Cekungan sumperimposed di Busur Sunda

Dari pola sebaran cekungan sedimen di Sumatera

bagian tengah – barat, menyambung sampai Jawa

bagian utara, Laut Jawa hingga Kalimantan baratdaya, tampak adanya sistem tunjaman yang

berkembang sejak Kapur Akhir – Perem Awal hingga

Kapur Akhir – Tersier Awal. Namun, cekungan

sedimen Pra-Tersier yang dijumpai di wilayah ini

hanya sekitar 6 buah dan berukuran relatif kecil

dibandingkan yang berumur Tersier. Sementara

cekungan sedimen Tersier mendominasi dan

bersama-sama cekungan Pra-Tersier membentuk

pola semi konsentris dengan arah panjang cekungan

mengikuti arah sistem tunjaman.

Walaupun di wilayah ini didominasi cekungan

Tersier, bahkan di Laut Jawa bagian barat tidak

dijumpai cekungan Pra-Tesier, namun diperkirakan

jumlah cekungan Pra-Tersier sebenarnya lebih

kurang sama dengan cekungan Tersier. Di lajur-lajur

yang dilewati sistem tunjaman Pra-Tersier diduga

terbentuk cekungan sejak Jaman Pra-Tersier dan

berkembang terus hingga Tersier. Namun, cekungan

Pra-Tersier di sini tertutupi ( superimposed) oleh

cekungan Tersier hingga yang terpetakan hanya

cekungan Tersier.

Pada bagain lain dari wilayah Busur Sunda, yaitu di

selatan Sumatera sampai selatan Jawa dijumpai

sistem tunjaman linier, yang merupakan sistem

tunjaman Tersier dan Risen. Pada saat itu, 40 jtl

(Eosen Akhir) terjadi perubahan arah tunjaman, dari

yang bersifat semi konsentris menjadi linier berarah

hampir barat – timur (Katili, 1989). Cekungan-

cekungan yang terbentuk terkait dengan sistem

tunjaman Tersier ini diyakini murni merupakan

ceungan Tersier, tidak ada cekungan Pra-Tersier yang

tertutupi.

Lain halnya di Kalimantan Utara, terdapat satu

cekungan sedimen Pra-Tersier dan satu cekungan

Tersier yang relatif besar (Gambar 1), yang berproros

panjang utara – selatan. Melihat bentuk dan arah

panjang cekungan, ada kemungkinan cekungan ini

terbentuk berhubungan dengan sistem tunjaman di

sebelah timur Kalimantan, namun hal ini belum

diketahui dengan pasti.

Pemekaran, tunjaman dan sesar transform di

Indonesia bagian timur

Di Indonesia bagian timur, terdapat tiga struktur

utama yang mengontrol kemunculan cekungan

sedimen, yaitu: (1) struktur pemekaran (rifting), (2)

sistem tunjaman, dan (3) sesar-sesar mendatar besar

(transform).

(1). Pemekaran (rifting)

Cekungan Makassar Utara dan Makassar Selatan

(Gambar 6) merupakan cekungan Tersier karena

proses pemekaran Selat Makassar pada Eosen

Tengah (Situmorang ,1982); Hall, 1996; Moss

drr.,1997; Guntoro, 1999); dan Puspita drr.,2005).

Karena pemekaran terjadi pada Eosen Tengah, maka

cekungan-cekungan ini diyakini tidak menindih

cekungan Pra-Tersier.

(2). Sistem tunjaman

Cekungan sedimen yang terbentuk berkaitan dengan

adanya sistem tunjaman di Indonesia bagian timur,

semuanya merupakan cekungan Tersier. Cekungan –

cekungan tersebut yaitu yang berada di sebelah utara

dan selatan lengan utara Sulawesi, berkaitan dengan

Tunjaman Sulawesi Utara, cekungan – cekungan di

Busur Banda yang membentuk pola semi-konsentris

(Gambar 5), terkait dengan tunjaman di Laut Timor

sampai Laut Banda ke utara, serta cekungan –cekungan di sebelah utara Papua yang terkait dengan

penunjaman Samudera Pasifik ke lempeng Australia.

(3). Sesar mendatar (transform)

Cekungan-cekungan ini merupakan cekungan Pra-

Tersier dan cekungan Pra-Tersier – Tersier, yang

bentuk dan arah poros panjangnya sangat beragam

karena diduga pengaruh rotasi yang berbeda-beda

selama transportasi melalui media sesar mendatar

tersebut. Cekungan – cekungan tersebut pada

awalnya terbentuk di Australia, sehingga bentuk

aslinya tidak diketahui.

Pada sekitar 30 jt yang lalu (Miosen) Gondwana

pecah yang ditandai oleh pembentukan sumbu

pemekaran di Samudera Hindia yang diikuti oleh

bergeraknya lempeng Australia ke utara (Katili,

1989). Selanjutnya diiukti oleh terjadinya beberapa

sesar transform yang menyebabkan beberapa

pecahan dari lempeng Australia bergerak ke arah

Sulawesi. Oleh karenanya, cekungan – cekungan

tersebut mulai berada di Indonesia pada Tersier,

meskipun sebagian berumur Pra-Tersier.



25/57

Cekungan sedimen alokton dan paraotokton

Di Indonesia bagian timur dijumpai cekungan pra-

Tersier dan cekungan pra-Tersier – Tersier. Cekungan-

cekungan pra-Tersier berasal dari Australia yang

terbawa ke wilayah Indonesia, sehingga dapat

disebut sebagai cekungan alokton. Namun,

disamping itu juga dijumpai cekungan yang

berkembang sejak pra-Tersier sampai Tersier.

Sewaktu pra-Tersier sampai Tersier Awal, cekungan

tersebut masih berada di Australia, kemudian setelah

30 jtl (Miosen) memasuki wilayah Indonesia, dan

sedimentasi berlangsung terus. Oleh karenanya,

cekungan ini dapat dikatagorikan sebagai cekungan

paraotokton, atau kombinasi antara alokton dan

otokton.

Kesimpulan

Keberadaan sistem tunjaman, sesar transform

maupun peristiwa pemekaran telah mempengaruhi

pola sebaran cekungan sedimen di Indonesia.

Cekungan – cekungan Tersier yang berpola semi-

konsentris di bagian barat Busur Sunda sampai

meliputi Kalimantan baratdaya diyakini merupakan

cekungan yang tertindihkan di atas cekungan pra-

Tersier, dan keduanya merupakan cekungan otokton.

Sementara cekungan – cekungan Tersier di selatan

Sumatera – Jawa, Selat Makassar, sekitar lengan

utara Sulawesi dan beberapa di wilayah Papua

diyakini terbentuk pada Tersier, tidak didahului

pembentukan cekungan pra-Tersier. Cekungan pra-

Tersier di Indonesia bagian timur merupakan

cekungan alokton yang berasal dari lempeng

Australia, sementara cekungan pra-Tersier – Tersiermulanya terbentuk di Australia, dan berlanjut

pengendapannya selama Tersier setelah memasuki

wilayah Indonesia.

Acuan

Bachri, S., 2012. Fase kompresi di Selat Makassar berdasarkan data geologi daratan, seismic laut dan citra

satelit. Jurnal Sumber Daya Geologi, vol.22, No. 3, 137-144.

Badan Geologi, 2009. Peta Cekungan Sedimen Indonesia. Pusat Survei Geologi, Badan Geologi, Bandung.

Becker, J. J., and Sandwell, D.T. 2004. Global topography. Scripps Institution of Oceanography,

http://topex.ucsd.edu/www_html/srtm30_plus.html.

Ben-Avraham, Z. & Uyeda, S., 1973. The evolution of the China Basin and the Mesozoic Paleogeography of

Borneo. Earth Planet Sci. Lett., 18, 365-376.

Bergman, S.C., Coffield , D.Q., Talbot, J.P. & Garrad, R.A., 1996. The Late Tertiary tectonic and magmatic

evolution of S.W. Sulawesi and the Makassar Strait: Evidence for Miocene continental collision. From:

Hall,R. & Blundel (eds), Tectonic Evolution of S.E. Asia. Geological Society.

Chambers, J.L.C. and Dalley, T., 1995. A tectonic model for the onshore Kutai Basin, East Kalimantan, based on

integrated Geological and geophysical interpretation. Proceedings Indonesian Petroleum Association,

24th Annual Convention, Jakarta, I, 111-130.

Daly, M., Hopper, B.G. & Smith, D.G., 1986. Reconstruction of movements of major plates in SE Asia, Proc. B.P.

Workshop on Eastern Indonesia (unpub.)

Hall, R., 1996. Reconstructing Cenozoic SE Asia. In: Hall, R., Blundell, D. J.(eds) Tectonic Evolution of

Southeast Asia. Geological Society of London Special Publication, 106,153-184.

Guntoro, A., 1999. The formation of the Makassar Strait and the separation between SE Kalimantan and SW

Sulawesi. Journal of Asian Earth Sciences, 17, p. 79-98.

Katili, JA., 1975, Volcanism and plate tectonics in the Indonesian island arcs, Tectonophysics, 26, 165-188.

Katili, J, 1978. Past and present geotectonic position of Sulawesi, Indonesia. Tectonophysics, 45, 289-

322.

Katili, J, 1989. Evolution of the southeast Asian Arc complex. Geologi Indonesia 12, 113-143.



26/57

Moss, S. J., Chambers, J., Cloke, I., Carter, A., Satria, D., Ali, J. R., & Baker, S.,1997. New observation on the

sedimentary and tectonic evolution of theTertiary Kutai Basin. In: Fraser, A. J., Matthews, S. J., and

Murphy, R.W. (eds) Petroleum Geology of Southeast Asia. Geological Society of London Special

Publication, 126, 395-416.

Simandjuntak, T.O. & Barber, A.J., 1996. Contrasting tectonic styles in the Neogen Orogenic Belt of Indonesia. In

R. Hall & D. Bundell (eds). Tectonic evolution of Southeast Asia, Geol. Soc. London, Special Publication ,106, 185-201.

Situmorang, B. 1982. The formation of the Makassar Basin as determined fromsubsidence curves. Proceedings

Indonesian Petroleum Association, 11thAnnual Convention, 83-108.

Puspita, R.D., Hall. R. & Elders, C.F., 2005. Structural styles of the offshore West Sulawesi Fold Belt, North

Makassar Strait, Indonesia. Proceedings Indonesian Petroleum Association, 11th Annual Convention &

Exhibition, 519-542.

Tapponier P., G. Peltzer, A. Y. Le Dain & R. Armijo, 1982, Propagating extrusiontectonics in Asia: New insights

from simple experiments with plasticine. Geology,Vol. IO, 611-616.



27/57


28/57



ANOMALI GAYABERAT KAITANNYA TERHADAPKETERDAPATAN FORMASI PEMBAWA BATUBARA DI DAERAH BANJARMASIN

DAN SEKITARNYA, KALIMANTAN SELATAN

GRAVITY ANOMALY IN RELATION TO THE COAL BEARING FORMATION

IN BANJARMASIN AND SOURONDING AREAS, SOUTH KALIMANTAN

Oleh :

H. P Siagian dan B.S. Widijono

Pusat Survei Geologi

Jalan Diponegoro No. 57 Bandung

Email: [email protected], [email protected]

Abstrak

Anomali gayaberat di daerah Banjarmasin dan sekitarnya dikelompokkan menjadi 3 (tiga) bagian yaitu: anomali

gayaberat tinggi dengan kisaran anomali 45 mGal hingga 75 mGal ditafsirkan sebagai Tinggian Meratus, anomaligayaberat sedang dengan kisaran anomali dari 20 mGal hingga 45 mGal merupakan daerah transisi yang didominasi

oleh batuan Pratersier dan Tersier, anomali gayaberat rendah dengan kisaran anomali dari -15 mGal hingga 20 mGal

merefleksikan keberadaan cekungan sedimen Tersier. Anomali sisa menggambarkan dengan jelas sebaran subcekungan,

di sebelah timur tinggian Meratus terdapat Subcekungan Pasir dan Subcekungan Asem-asem, dan di sebelah barat

terdapat Cekungan Barito dan Subcekungan Barito Selatan, Cekungan Pambuang dan Paparan Banjarmasin. Formasi

Tanjung dengan rapat massa 2.6 gr/cm³ yang terdapat pada anomali sisa dengan nilai -5 mGal hingga -20 mGal,

sedangkan Formasi Warukin (Subcekungan Asem-asem) mempunyai rapat massa 2.55 gr/cm³, dan pada anomali sisa

ditunjukkan dengan nilai anomali -5 mGal hingga -35 mGal.

Kata Kunci: gayaberat, batubara, Formasi Tanjung, Formasi Warukin.

Abstract

Gravity anomaly in Banjarmasin area can be grouped into 3 (three) regions are: high gravity anomalies with anomalous

range 45 mGal to 75 mGal interpreted as the Meratus High, medium gravity anomalies which range from 20 mGal to 45

mGal is of the transition dominated by distribution of pre-Tertiary and Tertiary rocks, and the low gravity anomalies with

anomalies range from -15 mGal to 20 mGal is a respon of the Tertiary sedimentary basin.The presence of the Tertiary

sedimentary basins is clearly shown from residual anomalies. In the east of the Meratus High, there are Asem Asem

and Pasir subbasins, while in the west of Meratus high seen the Barito Basin and Sub-Basin of the South Barito,

Pembuang Basin and Banjarmasin Platform. The Tanjung Formation having 2.6 gr/cm³ density is represented -5 mGal

to -20 mGal on residual anomalies, while the Warukin Formation having 2.55 gr/cm³ density on residual anomaly shows

-5 mGal to -35 mGal.

Keywords : gravity, coal, Tanjung and Warukin Formations.

sedangkan pada peta anomali gayaberat

menunjukan nilai anomali berkisar -15 mGal sampai

75 mGal.

Lapisan ini secara fisik dicirikan oleh warna hitam,

dan ringan. Berdasarkan sifat ringan ini, batubara

mempunyai rapat massa kecil. Data gayaberat

menggambarkan nilai rapat massa batuan, oleh

karena itu batubara pada peta gay berat seharusnya

dapat dikenali dengan mudah.

Pendahuluan

Daerah Banjarmasin dan sekitarnya merupakan

salah satu daerah penghasil batubara di Indonesia.

Daerah ini dalam peta geologi dan peta anomali

gayaberat sistimatis berskala 1:250.000 termasuk

Lembar Banjarmasin. Berdasarkan peta geologi

daerah ini terdiri atas berbagai batuan, yang meliputi

batuan malihan, batuan beku dan batuan sedimen;


29/57

30

Di daerah Banjarmasin dan sekitarnya, lapisanbatubara dijumpai di dalam batuan sedimen Tersier,

yaitu di dalam Formasi Tanjung dan Formasi

Warukin. Keterdapatan batubara pada umumnya

merupakan sisipan dalam batulempung dan

batupasir kuarsa (Formasi Tanjung) dan sisipan

dalam perselingan batupasir kuarsa dan

batulempung (Formasi Warukin). Oleh karena itu

kenampakan lapisan batubara ini tidak dapat

dikenali secara langsung pada data gaya berat.

Penelitian gayaberat di daerah ini dimaksudkan

untuk menganalisis data gayaberat dengan tujuandapat menafsirkan keberadaan lapisan batubara.

Daerah penelitian adalah seluruh lembar peta

Banjarmasin, yang secara geografi terletak 114°00 –

115°30' BT, dan 3°00' – 4°15' LS, dan secara

administrasi termasuk Provinsi Kalimantan Selatan.

Metodologi

Penelitian dilakukan dalam beberapa tahapan, yaitu :

tahap inventarisasi data, tahap pengolahan data,

tahap analisis data, dan tahap sintesa hasil

interpretasi. Tahap inventarisasi data adalahmengumpulkan data yang meliputi peta geofisika,

peta geologi dan hasil pengukuran lapangan; tahap

pengolahan data meliputi pembuatan kontur anomali

Bouguer, penapisan anomali Bouguer (yang

menghasilkan anomali sisa) untuk analisis

kuantitatif; tahap analisis terdiri atas interpretasi

kualitatif dan kuantitatif. Interpretasi kualitatif adalah

interpretasi peta anomali Bouguer dan anomali sisa

dengan memperhatikan pola, kerapatan kontur dan

menghitung landaian horisontal (horizontal

gradient), sedangkan analisis kuantitatif melakukan

pemodelan penampang geologi pada peta anomali

sisa, sehingga dapat mengidentifikasi kenampakan

geologi, dan memperoleh gambaran geometri gejala

geologi. Dalam analisis kuantitatif dilakukan dengan

analisis pemodelan metode ke depan bermatra dua

(2D forward modelling). Untuk mengurangi

ambiguitas maka dalam analisis ini di gunakan data

geologi permukaan sebagai kendali (geologic

constrained); tahap sintesa hasil analisis dilakukan

kajian hasil interpretasi yang dihubungkan singkapan

batubara di lapangan.

Gambar 1. Sebaran batuan daerah penelitian (Sikumbang. drr, 1994)

J.G.S.M. Vol. 14 No. 1 November 2013


30/57

Geologi Regional

Daerah penelitian disusun oleh batuan berumur Pra-

tersier hingga Kuarter. Batuan Pratersier terdiri atas

batuan malihan, batuan ultramafik, batuan

terobosan, batuan sedimen dan batuan gunungapi,

yang berumur Jura hingga Kapur. Batuan malihan

tersusun oleh sekis dan filit; sedangkan batuan

ultramafik terdiri atas hazburgit, wehrlit, websterit,

piroksenit dan serpentinit. Berdasarkan fosil

radiolaria batuan Pratersier tersebut berumur Jura

sampai Kapur ( Sikumbang dan Heryanto,1994 ).

Batuan ultramafik dan malihan diterobos oleh

batuan beku gabro, diorit dan granit yang berumur

Kapur Awal. Batuan-batuan tersebut di atas ditindih

secara tak selaras oleh batuan sedimen Kelompok

Pitap yang berumur Kapur Akhir dan terdiri atas

Formasi Pudak, Formasi Keramayan, dan FormasiManunggal. Kelompok Pitap berhubungan

menjemari dengan batuan vulkanik Kelompok

Haruyan yang terdiri atas Formasi Pitanak dan

Formasi Paau.

Menurut Sikumbang dan Heryanto, (1994), batuan

Tersier terdiri atas Formasi Tanjung, Formasi Berai,

Formasi Warukin, dan Formasi Dahor. Formasi

Tanjung merupakan batuan sedimen Tersier tertua,

singkapan batuan ini terdapat di tepi barat dan timur

Tinggian Meratus yang membentang hampir utara-

selatan. Formasi ini terdiri dari konglomerat,batupasir kuarsa, batulempung dan batubara,

setempat ditemukan lensa batugamping berumur

Eosen. Selaras di atas formasi ini adalah Formasi

Berai yang terdiri atas batugamping dengan sisipan

napal dan batulempung, dengan tebal ±1000 m

(Maryanto dan Sihombing, 2001). Formasi yang

menindih formasi ini secara selaras adalah Formasi

Warukin yang disusun oleh perselingan batupasir

kuarsa dan batulempung, setempat mengandung

sisipan batubara. Berdasarkan kumpulan fosil

foraminifera menunjukkan umur Miosen Awal

sampai Miosen Tengah dengan ketebalan lebih

kurang 1250 m. Formasi Dahor menindih takselaras

Formasi Warukin, dan terdiri atas batupasir kasar

berselingan dengan konglomerat dan batupasir

kuarsa, dan batulempung.

Kegiatan tektonik di daerah ini diduga telah

berlangsung sejak Jaman Jura yang menyebabkan

bercampurnya batuan ultramafik dan batuan

malihan. Pada Zaman Kapur Awal terjadi

penerobosan granit dan diorit yang mengintrusi

batuan ultramafik dan batuan malihan. Pada Akhir

Kapur Awal diendapkan Kelompok Alino yang

sebagian merupakan olistrostrom dan diselingi

batuan gunungapi Kelompok Pitanak. Kegiatan

tektonik pada awal Kapur Akhir menyebabkan

tersesarkannya batuan ultramafik dan malihan ke

atas Kelompok Alino. Kegiatan tektonik berikutnyapada Kala Paleosen menyebabkan terangkatnya

batuan Mesozoikum disertai penerobosan andesit

porfir. Pada awal Eosen terendapkan Formasi

Tanjung dalam lingkungan paralas, selanjutnya

sejak Kala Oligosen terjadi genang laut yang

membentuk Formasi Berai. Kemudian pada Kala

Miosen terjadi susut laut yang membentuk Formasi

Warukin. Gerakan tektonik terakhir terjadi pada

Miosen menyebabkan batuan yang tua terangkat

membentuk Tinggian Meratus, dan melipat kuat

batuan Tersier dan Pra-Tersier. Sejalan dengan itu

terjadi penyesaran naik dan penyesaran geser yang

diikuti sesar turun dan pembentukan Formasi Dahor

pada Kala Pliosen.

Interpretasi Anomali Bouguer dan Anomali Sisa

Anomali Bouguer

Berdasarkan Peta Anomali Bouguer, di daerah

penelitian dapat dikelompokkan ke dalam 3 (tiga)

kelompok anomali (Gambar 2) yaitu :

a. Anomali gayaberat tinggi dengan kisaran anomalidari 45 mGal hingga 75 mGal yang ditafsirkan

sebagai Tinggian Meratus. Batuan penyusunnya

adalah batuan malihan, batuan ultrabasa, batuan

terobosan dan batuan gunungapi.

b. Anomali gayaberat sedang dengan kisaran nilai

anomali dari 20 mGal hingga 45 mGal

merupakan daerah transisi antara Tinggian

Meratus dan Cekungan Sedimen Tertier.

c. Anomali gayaberat rendah dengan kisaran nilai

anomali dari - 15 mGal hingga 20 mGal, yang

diduga cekungan Tersier yang batuan pengisinya

terdiri atas Formasi Tanjung, Formasi Berai,

Formasi Warukin dan Formasi Dohor.

Anomali sisa

Anomali Bouguer merefleksikan struktur geologi

regional. Untuk mendeliniasi struktur lokal dilakukan

pengurangan antara anomali Bouguer dengan

anomali regional yang menghasilkan anomali sisa.

Berdasarkan anomali sisa ini akan dilakukan

interpretasi umum, pembuatan pemodelan geologidan interpretasi struktur geologi.



31/57

Interpretasi umum

Pola anomali sisa (Gambar 3) menggambarkan

kondisi geologi lokal. Anomali sisa di daerah

penelitian dikelompokkan menjadi tiga, yaitu

anomali tinggi, anomali sedang dan anomali rendah.

Anomali tinggi dengan kisaran anomali 7 mGal

hingga 30 mGal membentuk kontur berpola ellips

tersebar di sekitar Martapura dan Pelaihari, yang

mencerminkan keterdapatan batuan ultrabasa dan

batuan terobosan. Sebaran anomali tinggi

membentuk jurus umum timurlaut - baratdaya dan di

Pelaihari berarah relatif utara - selatan yangmencerminkan sebaran zona tinggian Meratus.

Anomali sedang dengan nilai 7 mGal hingga -3 mGal

mencerminkan daerah transisi dan ditempati oleh

batuan malihan, batuan gunungapi Pratersier dan

batuan sedimen Tersier. Zona ini dijumpai adanya

patahan yang di cerminkan oleh kontur berpola

sejajar dengan spasi antar kontur relatif rapat. Di

sebelah barat Tinggian Meratus anomali membentuk

pola bulatan-bulatan anomali yang mencerminkan

sumbu perlipatan (antiklin dan sinklin).

Anomali rendah dengan kisaran dari -3 mGal hingga

-31 mGal terdapat di sebelah barat dan sebelah

timur Tinggian Meratus, yang membentuk cekungansedimen memanjang berarah umum timurlaut -

baratdaya. Anomali rendah di sebelah barat

Pegunungan Meratus mencerminkan Cekungan

Barito, dan di sebelah timur mencerminkan

Cekungan Asem-asem.

Pemodelan penampang geologi

Pemodelan geologi dilakukan dengan membuat

penampang geologi, yaitu penampang A-B, dan

penampang C-D.

Penampang A-B

Panjang lintasan penampang ini berkisar 110 km

(Gambar 4) dari Satui sampai Silau, berarah hampir

utara-selatan.

Dari km 0 hingga km 37 diawali anomali menurun

dengan landaian -0,533 mGal/km dan di bagian

akhir anomali naik dengan landaian 1,36 mGal/km.

Segmen ini mencerminkan suatu cekungan yang

dialasi oleh batuan dengan rapat massa 2,9 gram/cc

yang di duga terdiri atas batuan ultrabasa dan batuan

malihan.

Gambar 2. Anomali Bouguer daerah penelitian (Padmawidjaya dan Pribadi, 1997)



32/57

Gambar 3. Anomali sisa daerah penelitian

Gambar 4. Model geologi bawah permukaan berdasarkan analisis pemodelan lintasan AB



33/57

Cekungan sedimen terdiri atas batuan sedimen

dengan rapat massa 2,6 gram/cc dan ketebalan

mencapai 1750 meter yang diduga Formasi Tanjung,

batuan dengan rapat massa 2,59 gr/cc dan ketebalan

mencapai 1000 meter yang diduga Formasi Berai,

Formasi Warukin dengan rapat massa 2,54 gr/cc

dengan ketebalan 750 meter menumpang secara

selaras di atas Formasi Berai, dan batuan sedimen

paling muda adalah Formasi Dahor dengan rapat

massa 2,49 gr/cc dengan ketebalan mencapai 500

meter. Naiknya anomali pada km 37 secara dominan

dikontrol oleh adanya patahan naik di km 35, yang

diduga sesar naik dengan blok timur relatif naik. Dari

km 37 hingga km 55 anomali kembali turun dengan

landaian -0,44 mGal/km, yang disebabkan oleh

terdapatnya batuan sedimen dan batuan gunungapi

Kapur dengan rapat massa 2,65 ketebalan mencapai

1000 meter menumpang di atas batuan malihan.Dari km 47 hingga km 76 anomali meninggi dengan

landaian 0,35 mGal/km, diduga dikontrol oleh

adanya sesar naik di km 76 dimana blok barat relatif

naik. Dari km 76 hingga km 80 landaian anomali

relatif datar yang diduga batuan relatif homogen,

terdiri atas batuan malihan dan ultramafik dengan

rapat massa 2,85 gram/cc. Dari km 80 hingga km

100 anomali menurun dengan landaian -0,6

mGal/km dan anomali naik di km 110 di akhir

lintasan dengan landaian +0,8 6 mGal/km. Di ujung

penampang ini ditunjukkan suatu cekungan, yang

diisi oleh Formasi Tanjung dengan rapat massa 2,6

gr/cc dengan ketebalan 1000 meter ditumpangi oleh

batuan dengan rapat massa 2,59 gr/cc (Formasi

Berai) dengan ketebalan 500 meter, FormasiWarukin dengan rapat massa 2,54 gram/cc dengan

ketebalan mencapai 1000 meter, dan Formasi Dahor

dengan rapat massa 2,49 gram/cc dengan ketebalan

mencapai 500 meter.

Penampang C-D

Penampang ini memotong Cekungan Sedimen Asem-

asem. Penampang berarah utara baratlaut - selatan

tenggara yang berakhir di daerah Asem-asem (di

selatan) dengan panjang lintasan sekitar 26 Km

(Gambar 5). Dari km 0 hingga km 18 anomali

menurun dari 2 mGal sampai -30 mGal dengan

landaian – 1,4 mGal/km, sedangkan dari km 22

hingga km 26 anomali meninggi dari -30 mGal

menjadi -6 mGal dengan landaian + 4 mGal/ km.

Analisis pemodelan menghasilkan penampang yang

menunjukkan suatu cekungan, yang dialasi oleh

batuan dengan rapat massa 2,9 mGal/km, dan

ditindih oleh seri lapisan batuan sedimen dengan

ketebalan mencapai 1350 meter yang terdiri atas

Formasi Tanjung rapat massa 2,6 gr/cc dengan tebal

Gambar 5 Model geologi bawah permukaan lintasan CD



34/57

250 meter, Formasi Berai dengan rapat massa 2,59

gram/cc dengan ketebalan 400 meter, Formasi Berai

ditumpangi oleh Formasi Warukin dengan rapat

massa 2,54 gr/cc dengan ketebalan 600 meter.

Lapisan teratas adalah batuan sedimen Formasi

Dahor ( rapat massa 2,49 gr/cc ) tebal 100 meter.

Struktur geologi

Kelurusan struktur geologi daerah penelitian terlihat

dari peta anomali sisa (Gambar 3). Kelurusan

menyolok terdapat di daerah Cempaka dan di

sebelah timur Pleihari. Struktur Geologi di daerah

Cempaka ditunjukkan oleh kelurusan kontur anomali

berarah timurlaut- baratdaya dengan kontur berspasi

rapat dengan landaian mencapai 8 mGal/Km.

Kelurusan ini diduga cerminan sesar naik yang

membatasi batuan Pra-Tersier zona PegununganMeratus dengan batuan sedimen di dalam Cekungan

Barito yang terletak di sebelah barat. Sesar ini

disebut sebagai Sesar Naik Cempaka. Kelurusan

struktur geologi di sebelah timur Pelaihari

ditunjukkan oleh kelurusan kontur anomali berspasi

agak rapat dengan arah kelurusan timur timurlaut -

barat baratdaya, dengan landaian 1 mGal/km.

Kelurusan ini merupakan kelurusan sesar naik yang

membatasi batuan Pra-Tersier zona Pegunungan

Meratus dan batuan sedimen Cekungan Asem-asem.

Kelurusan ini disebut sebagai Sesar Naik Pelaihari.

Kelurusan struktur geologi dari daerah Ambawang,

Martapura yang menerus ke arah utara hingga

daerah Silau ditunjukkan oleh kontur sejajar dengan

arah utara selatan. Kelurusan ini diduga merupakan

sesar geser sinistral dan memotong Cekungan Barito,

dan menyebabkan terbentuk Subcekungan Barito

Selatan dan Subcekungan Barito Utara. Sesar ini

disebut Sesar Geser Ambawang-Martapura.

Kelurusan struktur geologi juga dijumpai di daerah

Cempaka ditunjukkan oleh kontur anomali berpola

sejajar berarah barat laut- tenggara melewati daerahCempaka. Kelurusan ini diduga merupakan cerminan

dari sesar geser menganan dan memotong batuan

ofiolit di daerah tersebut. Sesar ini disebut Sesar

Geser Cempaka. Kelurusan yang diduga cerminan

sesar geser juga dijumpai di daerah Tatakan, yang

ditunjukkan oleh kelurusan kontur anomali sejajar

berarah utara - selatan. Kelurusan ini diduga

cerminan dari sesar geser mengiri dan memotong

Sesar Naik Cempaka. Sesar ini disebut Sesar geser

Tatakan.

Berdasarkan analisis anomali sisa, di daerahpenelitian terdapat beberapa kenampakan geologi

(Gambar 8), yaitu Tinggian Meratus, Paparan

Banjarmasin, Cekungan Pembuang, Sub Cekungan

Barito Selatan, Subcekungan Asem-asem Selatan

dan Subcekungan Asem-asem Utara. Paparan

Banjarmasin terletak di barat Cekungan Barito, yang

ditunjukkan oleh kontur anomali dengan kisaran

anomali dari -1 mgal hingga 3 mGal.

Jika diasumsikan batuan alas tersingkap pada

anomali 3 mGal dan kontras rapat massa antara

batuan alas dengan sedimen adalah 0,17 gram/cc,maka dengan prinsip Bouguer slab dapat diduga

ketebalan sedimen di paparan tersebut dapat

mencapai 600 meter.

Gambar 6. Lapisan batubara Formasi Tanjung di daerah Jorong.



35/57

Gambar 7. Lapisan batuan Formasi Warukin di Sungai Darau.

Gambar 8. Mendala tektonik daerah penelitian.



36/57

Keterdapatan Batubara

Cekungan Barito yang digambarkan dengan nilai

anomali sisa -5 mGal hingga -35 mGal terletak di

sebelah barat Tinggian Meratus, dan melampar ke

arah selatan. Batubara di lokasi tambang

Rantaunangka yang terdapat di dalam Cekungan

Barito mempunyai kisaran anomali -4 mGal hingga -

10 mGal (Gambar 3). Batubara terdapat dalam

Formasi Tanjung, berupa sisipan dalam batulempung

dengan ketebalan 30 cm hingga 200 cm (Gambar 6)

dengan rapat massa 2.6 gr/cm³, pada anomali sisa

dicirikan nilai -5 mGal hingga -20 mGal. Batubara di

daerah ini telah ditambang oleh perusahaan dan

koperasi pertambangan rakyat.

Di Cekungan Asem-asem yang terletak di sebelah

tenggara Tinggian Meratus, batubara terdapat didalam Formasi Warukin, yang tersebar luas ke

arah timur sampai daerah Satui. Batubara berupa

sisipan, dengan tebal 30 cm hingga 80 cm

(Gambar 7) dengan rapat masa Formasi Warukin

2.55 gr/cm³, dan pada anomali sisa dicirikan

dengan nilai anomali -5 mGal hingga -35 mGal. Di

daerah ini, batubara diduga lebih prospek di

sebelah baratnya, yang mempunyai anomali -15

mGal, yaitu di daerah Asem-asem di dalam Sub

Cekungan Asem-asem dan Sub Cekungan Pasir.

Batubara di dalam Formasi Tanjung kualitasnyalebih baik daripada batubara Formasi Warukin.

Namun demikian, adanya patahan yang

memotong Formasi Warukin dan Formasi Tanjung

dapat menaikkan nilai kalori masing masing

batubara.

Kesimpulan

Tinggian Meratus ditunjukkan oleh gayaberat tinggi

dengan kisaran nilai anomali dari 45 mGal hingga

75 mGal, yang dikontrol batuan dengan rapat massa

tinggi, yaitu batuan ultrabasa (3 gram/cc), batuan

malihan, batuan terobosan dan batuan gunungapi

(rapat massa 2,8 gram/cc ).

Cekungan sedimentasi ditunjukkan oleh nilai

gayaberat rendah dengan kisaran dari - 15 mGal

hingga 20 mGal, yang merupakan respons

gayaberat dari batuan sedimen dengan rapat massa

rendah.

Keberadaan sesar dicirikan oleh kontur anomali rapat

dan membentuk kelurusan yang pada umumnya

berarah timurlaut - baratdaya, utara - selatan, dan

barat laut - tenggara.

Peta anomali sisa menunjukkan adanya beberapa

subcekungan, yaitu di sebelah timur Tinggian Meratus

terdiri atas Subcekungan Pasir dan Subcekungan

Asem-asem, sedangkan di sebelah barat terdapat

Cekungan Barito dan Subcekungan Barito Selatan,

Cekungan Pambuang dan Paparan Banjarmasin.

Lapisan pembawa batubara Formasi Tanjung (di

Cekungan Barito) mempunyai rapat massa 2.6 gr/cm³

yang terdapat pada anomali sisa dengan nilai -5 mGal

hingga -20 mGal, sedangkan dalam Formasi Warukin(Subcekungan Asem-asem) mempunyai rapat massa

2.55 gr/cm³, dan pada anomali sisa ditunjukkan

dengan nilai anomali -5 mGal hingga -35 mGal.

Saran

Untuk pengembangan eksplorasi batubara

disarankan dilakukan penelitian dengan metode

resistivity detil di wilayah pinggiran sub cekungan.

Acuan

Maryanto, S. dan Sihombing, T., 2001. Stratigrafi Paleogen daerah Kalimantan selatan: Kaitannya denganketerdapatan batubara. Publikasi Khusus No 26, hal 29 – 51,

Geologi, Bandung.

Padmawidjaya, T., dan Pribadi, D., 1997. Peta Anomali Bouguer Lembar Banjarmasin, Kalimantan, Skala 1:

250.000. Pusat Penelitian dan Pengembangan Geologi, Bandung.

Sanyoto, P., 1994. Laporan penelitian struktur dan tektonik di daerah G.Kukusan, Kalimantan Selatan. Laporan

PKIGT , Pusat Penelitian dan Pengembangan Geologi Bandung, tidak terbit.

Sikumbang, N., dan Heryanto, R.,1994. Peta Geologi Lembar Banjarmasin, Sekala 1 : 250.000. Pusat

Penelitian dan Pengembangan Geologi Bandung.

Sumarsono, P., 1984. Evolusi tektonik daerah Meratus dan sekitarnya, Kalimantan Tenggara. Laporan tidak

terbit PPTMGB “LEMIGAS”.

Pusat Penelitian dan Pengembangan



37/57


38/57


GEOLOGI GUNUNG SADAHURIP, KABUPATEN GARUT

GEOLOGY OF MOUNT SADAHURIP, GARUT DISTRICT

Pudjo Asmoro

Pusat Survei Geologi, Badan Geologi

Email : [email protected]

Abstrak

Isu-isu adanya piramida Sadahurip telah merebak di media massa, elektronik dan dunia maya sejak awal tahun 2012.

Kalangan masyarakat tertentu masih percaya, walaupun telah disanggah oleh beberapa ahli geologi dan arkeologi.

Berdasarkan pandangan ilmu kegunungapian, G. Sadahurip merupakan gunung api tua yang merupakan parasit G.

Talagabodas, dan muncul di dalam bukaan kawah berarah tenggara-baratlaut. G. Sadahurip berbentuk kerucut, dan

disusun oleh aliran-aliran lava dan sebagian besar ditutupi oleh endapan jatuhan piroklastika berumur 13320 BP.

Lembah Baturahong adalah lembah dalam yang terbentuk oleh proses erosi. Bercak-bercak warna putih pada permukaan

bongkahan lava yang dianggap batu bertulis di Kp.Cicaparlebak merupakan endapan silika. Semua kenampakan tersebut

menunjukkan bahwa G. Sadahurip bukan piramida hasil budaya manusia pra sejarah, tetapi sebuah gunung api tua,

parasit G. Talagabodas yang terbentuk sebagai hasil erupsi efusif.

Kata kunci : piramida, lembah baturahong, batu bertulis, gunung api tua, Sadahurip, Garut

Abstract

The issues of existing a Sadahurip pyramid has been established in newspapers and electronic medias since early 2012.

The certain communities are still believing of it, although the geologists and archeologists contradicted. Based on the

volcanology view's, Mt. Sadahurip is an old parasitic volcano that growth in the southeast – notrhwest opening crater of

Mt. Talagabodas. The Mt. Sadahurip is a cone, constructed by lava flows and almost covered by 13320 BP pyroclastic

fall deposits. The Baturahong is a deep valley located in the southeast of Mt. Sadahurip, formed by erosion processes.

The white spots on the block lava surface in Cicaparlebak village that assumed as epygraft is silicic deposits. Those all

features show that the Mt. Sadahurip is not a pyramid that had been built by pre hystoric human, but an old parasitic

volcano of Mt. Talagabodas, formed by effusive eruption.

Key words : pyramid, baturahong valley, old volcano, Sadahurip, Garut

Oleh :

Giza di Mesir, yang dibangun pada jaman Firaun

Khufu 2560 SM. Bentuk G. Sadahurip telah

dibuktikan dengan survei geofisika (antara lain

geolistrik dan georadar). Hasil survei tersebut

menunjukkan adanya anomali bawah permukaan,

yang ditafsirkan sebagai bangunan piramida budaya

(Hilman, D, dalam rapat koordinasi program tindak

lanjut Situs Megalitik Gunung Padang, Mei 2013).

Bukti lainnya adalah adanya lembah dalam yang diisi

oleh material andesit diduga merupakan tempat

pengambilan bahan bangunan dalam pembuatan

piramida tersebut. Adanya bercak putih pada

permukaan bongkah andesit di Dusun Cicaparlebak,

Desa Sukahurip, yang terletak di kaki baratlaut G.

Sadahurip ditafsirkan sebagai tulisan Sunda Kuno

atau epigraf.

Pendahuluan

Latar belakang

Dugaan adanya jejak kegiatan manusia prasejarah di

G. Sadahurip telah merebak di media massa, media

elektronik dan media maya sejak awal tahun 2012.Jejak kegiatan tersebut adalah keberadaan bangunan

piramida yang terpendam di dalam G. Sadahurip.

Piramida tersebut diduga dibangun pada periode 6 -

10 ribuan tahun yang lalu, dan bangunan tersebut

s enga j a d i t imbun un tuk me l e s t a r i k an

keberadaannya. Fenomena bangunan piramida

tersebut pada awalnya didasarkan atas

pertimbangan supranatural dan bentuk morfologis G.

Sadahurip yang mirip dengan bangunan piramida



39/57

Berdasarkan Peta Geologi Lembar Garut skala1:100.000 (Alzwar drr.,1992), dan hasil pemetaan

geologi gunungapi (Mulyana drr.,2000) daerah ini

didominasi oleh batuan hasil kegiatan gunung api

Kuarter, yang pada umumnya masih memperlihatkan

kenampakan kerucut (Gambar 1); sementara itu

bangunan piramida tidak dikenal di budaya

Indonesia (Yondri,2011, komunikasi pribadi). Oleh

karena itu, secara geologi dugaan G. Sadahurip

merupakan bangunan piraminda menjadi janggal.

Tulisan ini akan membahas asal usul/ mulajadi

terbentuknya G. Sadahurip; dan hubungannyadengan keberadaan piramida tersebut di atas.

Lokasi dan kesampaian daerah

G. Sadahurip terletak di Desa Sukahurip, Kecamatan

Pangatikan, Kabupaten Garut, Provinsi Jawa Barat,

secara geografi terletak diantara koordinat

108°01'30” - 108°04'00” BT dan 07°10'00” -

07°12'00” LU (Gambar 2).

Metodologi

Untuk mengetahui kondisi geologi G. Sadahurip,

pada awalnya melakukan kajian geologi regional,

dilanjutkan interpretasi geologi data inderaan jauh,

dan diikuti penelitian lapangan dan analisa

laboratorium. Hasilnya dituangkan dalam peta

geomorfologi dan peta geologi. Berdasarkan kedua

peta tersebut dilakukan analisis pembentukannya,

dan berdasarkan bentuk gunungapi, batuan

penyusunnya dan proses geologi (erosi dan

pelapukan) dihubungkan dengan keberadaan

piramida.

Geologi Regional

Menurut Alzwar drr. (1992) bahwa G. Sadahurip

merupakan hasil erupsi gunung api muda

(G.Galunggung-Talagabodas) yang tersusun oleh

breksi gunung api, tuf dan lava andesit-basal;

sedangkan Mulyana drr. (2000) menerangkan

bahwa gunung ini menempati daerah sebelah

baratlaut G. Talagabodas, berbentuk kerucut, dengan

ketinggian puncak +1449 m; tersusun oleh

endapan piroklastika dan leleran lava. Di bagian

Date post:	05-Jul-2018
Category:	Documents
Upload:	aufal-riswan
View:	263 times
Download:	10 times

Jurnal Geologi dan Sumberdaya Mineral Vol. 14 No. 1 November 2013.pdf

Documents