bab ii geologi regional - · pdf filecekungan lambele (gambar 2.2) ... 2.4 tektonik regional...

6

BAB II GEOLOGI REGIONAL

2.1 Geografis

Pulau Buton yang terdapat di kawasan timur Indonesia terletak di batas

bagian barat Laut Banda, Provinsi Sulawesi Tenggara. Secara geografis, Pulau

Buton terletak diantara garis lintang 04° 20’ - 05° 45’ S, dan garis bujur 122° 00’ -

123° 30’ E (Gambar 2.1). Pulau Buton terkenal dengan kekayaan aspalnya yang

melimpah serta ditemukan juga banyak rembesan minyak, sehingga

mengindikasikan adanya hidrokarbon yang sudah matang di daerah ini. Panjang

pulau ini sekitar 155 km dan lebarnya berkisar antara 15 - 60 km. Secara

administratif, Buton dibagi menjadi tiga provinsi yaitu Buton Selatan, Buton

Tengah dan Buton Utara. Buton Selatan merupakan lembah dan bukit berarah

timur-laut dan memilki topografi karst. Buton Tengah didominasi oleh deretan

pegunungan berarah utara, dan sepanjang pantai barat berelief rendah dengan arah

timur-laut dan tanjung-tanjung yang dikontrol struktur. Provinsi Utara didominasi

oleh pegunungan pantai berbentuk tapal kuda miring ke arah selatan kedalam

rawa bakau Cekungan Lambale. Arah umum pegunungan tersebut adalah

baratlaut – tenggara. Lokasi penelitian terletak di daerah Buton Selatan tepatnya

di cekungan Bulu / Lasalimu.

Generated by Foxit PDF Creator © Foxit Softwarehttp://www.foxitsoftware.com For evaluation only.

7

Gambar 2.1. Lokasi penelitian.

2.2 Fisiografi Regional

Fisiografi Pulau Buton menjadi tiga zona (Davidson, 1991), yaitu :

1. Zona Selatan

2. Zona Tengah, dan


8

3. Zona Utara

Zona Selatan terdiri dari lembah dan punggungan berarah timur laut,

kemudian ditandai dengan berkembangnya hamparan daerah koral dan

memperlihatkan topografi karst.

Zona Tengah didominasi oleh wilayah yang luas, barisan pegunungan

yang berarah utara, dan di daerah sepanjang pesisir pantai barat memperlihatkan

daerah dengan relief rendah dan dikontrol oleh struktur berupa semenanjung.

Zona Utara didominasi oleh lingkaran pegunungan berbentuk tapal kuda

yang drainasenya mengalir ke arah selatan yaitu menuju rawa bakau pada

Cekungan Lambele (Gambar 2.2).

Gambar 2.2. Pembagian zona fisiografi P. Buton (Davidson, 1991).


9

Daerah penelitian masuk kedalam Zona Buton Selatan dan berada

pada cekungan Bulu/Lasalimu. Topografi yang berbukit-bukit dan

munculnya Pegunungan Kapantoreh dengan litologi ofiolit pada Zona

Buton Selatan mengindikasikan adanya proses kolisi yang terjadi serta

adanya kemungkinan pembentukan pola struktur sesar anjak di daerah ini.

2.3 Stratigrafi Regional

Stratigrafi regional pulau Buton menurut Davidson (1991) dibagi menjadi

empat fase peristiwa tektonik/sedimentologi yaitu sedimentasi ”Pre-Rift”,

sedimentasi ”Rift-Drift”, sedimentasi ”Syn- and Post-Orogenic”, dan sedimentasi

”Recent Orogenic” (Gambar 2.3).

Gambar 2.3. Kolom stratigrafi regional (modifikasi dari Davidson (1991)).


10

2.3.1 Sedimentasi ”Pre-Rift”

Buton. Sedimentasi ”Pre-Rift” (Davidson, 1991) mencakup batuan

metamorfik Doole berumur awal Trias, Formasi Winto berumur Trias Tengah,

dan Formasi Ogena berumur Jura Akhir (?).

2.3.1.1 Formasi Doole

Stratigrafi Buton dimulai dari batuan paling tua dari Formasi Doole yang

terdiri dari batupasir, batulanau, batusabak dan filit yang berasal dari erosi batuan

granit dan metamorf (Tanjung dkk., 2007). Formasi Winto berumur Trias berada

diatas Formasi Doole yang terdiri dari sedimen klastik, terutama serpih. Diatas

Formasi Winto diendapkan Formasi Ogena berumur Jura Akhir yang terdiri dari

endapan serpih dan karbonat laut dalam. Serpih dari Formasi Winto dan Ogena

mengandung banyak material organik, yang dapat dijadikan sebagai sumber

hidrokarbon.

2.3.1.2 Formasi Winto

Formasi Winto terdiri dari batulempung, serpih, batupasir litik,

konglomerat, dan batugamping mikrit kristalin berukuran halus. Umur dari

Formasi ini diperkirakan mulai dari Trias Tengah–Trias Akhir (Tanjung dkk.,

2007).

2.3.1.3 Formasi Ogena

Secara stratigrafi batuan Formasi Winto ditutupi oleh Formasi Ogena.

Kontaknya diperkirakan selaras pada sumur Sampolakosa-1S (Davidson, 1991).

Litologinya terdiri dari batugamping kalsilutit berlapis baik dan interkalasi serpih

tipis. Formasi Ogena berumur Jura Awal dan merupakan endapan laut dalam.


11

2.3.2 Sedimentasi ”Rift-Drift”

Sedimentasi ”Rift-Drift” (Davidson, 1991) mencakup Formasi Rumu

berumur Jura Akhir, Formasi Tobelo berumur Kapur hingga Oligosen, dan

batugamping alas Formasi Tondo berumur Miosen. Karbonat laut dalam

mendominasi sikuen ini. Formasi Tobelo yang berumur Kapur atas terdiri dari

batugamping kalsilutit laut dalam dan rijang merah yang kadang hadir sebagai

sisipan maupun nodul..

2.3.2.1 Formasi Rumu

Di Buton Selatan, Formasi Rumu diinterpretasikan mengendap tidak

selaras diatas Formasi Ogena (Tanjung dkk., 2007). Formasi ini terdiri dari tiga

litologi yang berbeda, yaitu kalsilutit berwarna merah muda yang mengandung

rijang, batulempung abu-abu pucat yang mengandung belemnites dan skeletal

wackestones. Hal ini menunjukkan bahwa Formasi Rumu diendapkan pada

lingkungan laut dangkal. Di Buton Utara, Formasi Rumu tidak dijumpai,

kemungkinannya penyebaran Formasi ini terbatas atau merupakan fasies yang

ekivalen dengan suksesi dari Formasi Ogena.

2.3.2.2 Formasi Tobelo

Formasi termuda pada sekuen sedimen Pra-Neogen ialah Formasi Tobelo.

Umur batuannya diperkirakan dari Kapur Bawah sampai Oligosen (Davidson,

1991). Litologinya berupa batugamping masif atau berlapis dengan lensa-lensa

atau nodul rijang. Batugampingnya mikritik, terekristalisasi, sangat banyak urat-

urat kalsit dan stilolit. Conto batuan yang diambil untuk analisis paleontologi

tidak mengandung fauna, kemungkinan akibat telah terjadinya rekristalisasi.

Kemungkinan Formasi Tobelo diendapkan pada lingkungan Neritik–Batial

(Davidson, 1991).


12

2.3.2.3 Anggota Batugamping Formasi Tondo

Anggota batugamping dari Formasi Tondo terdiri dari batugamping masif

dan batugamping mikrit yang diendapkan pada lingkungan neritik luar (Tanjung

dkk., 2007). Anggota batugamping dari Formasi Tondo ini sangat jarang

ditemukan pada daerah Buton Selatan.

2.3.3 Sedimentasi “Syn” dan “Post Orogenik”

Sedimen Syn-Orogenic dan Post-Orogenic terjadi pada Formasi Miosen

Tondo dan Formasi Pliosen Sampolakosa. Klastik Tondo berasal dari erosi lapisan

Pra-Miosen selama tumbukan Buton dan Muna/Sulawesi Tenggara yang terjadi

pada Miosen Awal-Tengah. Fasies klastik kasar diinterpretasikan sebagai turbidit

distal, dan diatasnya diendapkan fasies klastik halus secara selaras. Litologi yang

dominan adalah konglomerat, batupasir, batulanau, batulempung, dan napal.

2.3.3.1 Formasi Tondo

Kelompok Tondo dapat dibagi menjadi dua fasies dominan (Tanjung dkk.,

2007), yaitu fasies klastik kasar dan fasies klastik halus. Fasies klastik kasar

Formasi Tondo diendapkan tidak selaras di atas Anggota Batugamping Formasi

Tondo (Tanjung dkk., 2007). Fasies klastik kasar ini terdiri dari konglomerat dan

batupasir litik. Batugamping dan rijang banyak ditemukan sebagai fragmen pada

konglomerat maupun batupasir litik.

Fasies klastik kasar Formasi Tondo terdiri dari konglomerat dan batupasir

litik berbutir medium sampai kasar. Fasies ini di interpretasi sebagai himpunan

kipas turbidit laut dalam yang fragmennya berasal dari erosi batuan yang lebih tua

yaitu sedimen Pra-Neogen dan batuan ofiolit. Di Buton Selatan, sekuen tersebut

diperkirakan memiliki kisaran umur dari Miosen Awal (N3/N4) sampai awal

Miosen Akhir (N15/N16) (Davidson, 1991). Fasies klastik halus Formasi Tondo

di interpretasi sebagai endapan turbidit distal. Litologi dominannya berupa

batulempung, batulanau dan batupasir. Semua sedimen ini berlaminasi tipis dan

mengandung lapisan tipis karbonan serta hancuran tumbuhan. Batupasirnya

berbutir halus dan tersemen baik dengan kalsit ataupun dolomit. Foraminifera


13

planktonik sangat banyak ditemukan dan menunjukkan suatu pendalaman gradual

selama pengendapan di neritik luar sampai batial atas pada Miosen Akhir

(Davidson, 1991).

2.3.3.2 Formasi Sampolakosa

Formasi Sampolakosa terdiri dari napal dan batugamping kalkarenit.

Formasi ini memiliki kisaran umur dari Miosen Akhir sampai Pliosen Akhir

(Tanjung dkk., 2007). Litologi dari formasi ini terdiri dari napal, batugamping

kalkarenit, dan batugamping terumbu. Kontak dengan Formasi Tondo berupa

ketidakselarasan (Tanjung dkk., 2007). Napal dari formasi ini diinterpretasikan

terendapkan pada lingkungan laut dalam, namun lapisan kalkarenit

memperlihatkan lingkungan pengendapan laut dangkal (Tanjung dkk., 2007).

2.3.4 Sedimentasi “Recent Orogenic”

2.3.4.1 Formasi Wapulaka

Formasi Wapulaka berumur Pliosen Akhir-Pleistosen (Tanjung dkk.,

2007) dan terdiri dari batugamping bioklastik yang terkarstifikasi intensif,

tersementasi buruk, dan sering membentuk teras-teras. Formasi ini diendapkan

pada lingkungan neritik dalam (Tanjung dkk., 2007).

2.3.5 Ofiolit

Singkapan terbesar batuan ofiolit ini terdapat di perbukitan Kapantoreh

Buton Selatan. Batuannya terutama berupa serpentinit, gabro dan dolerit. Dan

keberadaannya diatas sekuen Pra-Neogen diinterpretasi akibat proses tektonik

yang terjadi pada saat terjadi kolisi. Batuan ofiolit yang dianalisa menggunakan

Radiometri diperkirakan memiliki rentang umur 7.88 jtl. sampai 2.27 jtl.

(Davidson, 1991).

2.4 Tektonik Regional

Buton dianggap sebagai suatu pecahan dari benua Australia-New Guinea

sama halnya dengan busur kepulauan Banda lainnya (Gambar 2.4). Anggapan ini

diperoleh dari adanya kesamaan pada kandungan fosil yang berumur Mesozoik,


14

stratigrafi sebelum terjadi pemisahan, dan waktu pemisahan dengan busur

kepulauan Banda lainnya.

Gambar 2.4 Busur Kepulauan Banda yang merupakan fragmen dari Australia (Daly dkk., 1987).

Sejarah tektonik dan stratigrafi dari kebanyakan pulau di busur Banda

dicirikan oleh beberapa kejadian yang sama. Ini termasuk peristiwa pre-rift

dengan pengendapan sedimen kontinen pada half graben, peristiwa rifting yang

dicirikan oleh uplift, erosi, dan vulkanisme yang terlokalisir, peristiwa drifting

yang dicirikan oleh penurunan dan pengendapan sedimen laut, dan peristiwa

tumbukan Neogen.

Pada awalnya Buton dipercaya terdiri dari 2 buah lempeng mikro-kontinen

yang terpisah. Lempeng pertama mencakup bagian timur Pulau Buton dan Pulau


15

Tukang Besi dan lempeng kedua mencakup bagian barat Pulau Buton dan Pulau

Muna (Hamilton, 1979 op.cit Davidson, 1991). Namun dengan data geologi dan

geofisika terbaru, dipercaya daerah Buton terdiri dari 3 buah lempeng mikro-

kontinen yang terdiri dari Pulau Buton, Muna/SE Sulawesi, dan Tukang Besi,

yang terlibat dalam suatu tumbukan ganda.

Sejarah tektonik dan stratigrafi di Pulau Buton kurang lebih sama dengan

busur kepulauan Banda lainnya. Menurut Davidson (1991), Pulau Buton

dipengaruhi oleh 4 peristiwa tektonik (Gambar 2.3), yaitu:

1. Masa pre-rift pada Permian sampai Akhir Trias ketika Pulau Buton masih

menjadi bagian dari Australia

2. Masa rift-drift ketika Pulau Buton mulai memisahkan diri dari Australia

dan menuju timurlaut pada Trias Akhir sampai Oligosen .

3. Masa deformasi. pembentukan cekungan dan pengisian cekungan (syn-

post orogenic) pada Miosen Awal sampai Pliosen yang diawali dengan

tumbukan Pulau Buton dengan Pulau Muna (Sulawesi Tenggara)

4. Masa deformasi yang lebih muda (recent orogenic) pada Pliosen sampai

sekarang yang dimulai dengan Tumbukan Pulau Buton dengan Pulau

Tukangbesi.

Efek tumbukan Pulau Buton – Muna/Sulawesi Tenggara terekam pertama

kali di selatan Buton pada Miosen Awal (N3) dimana sikuen sesar anjakan dan

lipatan terbentuk. Klastik Syn-Orogenic diendapkan pada cekungan Neogen

sebagai akibat dari sesar anjakan berarah timur dan erosi dari pengangkatan

lapisan yang berumur Trias hingga Oligosen. Subduksi, kompresi, dan deformasi

berlanjut hingga Miosen Tengah (N11) di bagian selatan. Hal ini mengakibatkan

pengangkatan, erosi klastik Syn-Orogenic Miosen Awal, dan pembentukan

ketidakselarasan regional. Tumbukan Buton-Muna/Sulawesi Tenggara tidak

mempengaruhi Buton utara hingga Miosen Tengah (Davidson, 1991).


16

Gambar 2.3. Model rekonstruksi Tektonik Lempeng di Pulau Buton (Nolan, 1989 op.cit.

Davidson, 1991).

Kompresi regional maksimum, sesar anjakan, dan pengangkatan di Buton

terjadi pada Miosen Tengah. Kompresi dari tumbukan Buton-Muna/Sulawesi

Tenggara berlanjut hingga Miosen Akhir tetapi sudah tidak intensif. Kompresi

tersebut mengakibatkan pengaktifan kembali sesar minor pada sesar anjakan yang

curam dan pengendapan klastik berbutir sedang di cekungan Neogen. Perubahan

arah struktur dan deformasi yang signifikan terjadi sekitar 5 jtl. Perubahan ini

menghubungkan penghambatan zona subduksi awal, akresi Buton ke

Muna/Sulawesi Tenggara, dan pergeseran zona subduksi ke arah timur antara

Pulau Buton dan Tukangbesi. Efek awal dari tumbukan mikrokontinen Buton-

Tukangbesi terekam pada umur Pliosen Akhir. Tumbukan oblique dari dua

mikrokontinen mengakibatkan pergerakan strike-slip dan dip-slip pada sesar yang

curam ditandai dengan adanya pengangkatan dan penunjaman yang terlokalisir


17

(Davidson, 1991). Kompresi oblique dan asosiasinya dengan strike-slip tetap

berlanjut hingga sekarang.

2.4.1 Buton Selatan (Cekungan Bulu/Lasalimu)

Model cekungan berupa satu seri linier, cekungan-cekungan sedimen yang

berkembang antara puncak sesar batuan Pra-Neogen selama tumbukan pulau-

pulau Buton dan Muna Miosen Awal - Akhir (Gambar 2.4). Erosi pada puncak

sesar naik mengakibatkan pengisian cekungan-cekungan terutama oleh detritus

klastik. Umur batuan yang mengisi cekungan-cekungan tersebut dimulai dari

Miosen Awal–Pliosen Akhir (Davidson, 1991).

Di Buton Selatan, cekungan-cekungan Neogen linier memiliki arah

timurlaut – baratdaya dan dibatasi sisi-sisi baratlaut dan tenggaranya oleh batuan

yang lebih tua. Dua buah cekungan Neogen yang besar terdapat di Buton Selatan,

yaitu Cekungan Selat Buton yang terletak jauh di pantai barat Buton memanjang

di bawah selat sempit yang memisahkan pulau-pulau Buton dan Muna (Gambar

2.4). Dan yang kedua ialah Cekungan Bulu/Lasalimu di Buton Tenggara.


18

Gambar 2.4. Penyebaran Cekungan di Pulau Buton (modifikasi dari Davidson, 1991).

2.4.2 Buton Utara (Cekungan Lambale)

Sepanjang sisi barat Pulau Buton merupakan jalur linier perbukitan

memanjang dari bagian tengah sampai utara pulau. Perbukitan ini terdiri dari

batuan karbonat dan ofiolit Pra-Neogen serta sekuen Neogen yang tipis diatasnya.

Ke arah ujung utara pulau perbukitan ini membelok ke arah timur dan membentuk

Pegunungan Tobelo. Pada pegunungan Tobelo terdapat beberapa puncak tertinggi

di pulau (1.140 m) dan tempat tersingkapnya batuan Pra-Neogen yang terdiri dari

Formasi Winto, Ogena dan Tobelo. Sedangkan di arah timur, pegunungan Tobelo

membelok ke arah selatan ke arah Tanjung Ereke. Disini, pegunungan tersebut

disusun terutama oleh batugamping Tondo. Akan tetapi di pantai timur, ada


19

sebuah bukit berketinggian lebih dari 815 m terdiri dari Kelompok Metamorfik

Doole. Pegunungan yang dibahas diatas membentuk rantai menerus dengan

cekungan tertutup berbentuk tapal kuda (Cekungan Lambale) di bagian tengah

daerah tersebut. Pola aliran sungai saat ini mengalir kedalam cekungan ini.


bab ii geologi regional - · pdf filecekungan lambele (gambar 2.2) ... 2.4 tektonik regional...

Documents