5

BAB II

GEOLOGI REGIONAL

2.1 Fisiografi Regional

Jawa bagian timur dan Madura terbagi menjadi tujuh zona fisiografi, dari selatan hingga

utara berturut-turut yaitu Zona Pegunungan Selatan Bagian Timur, Zona Solo, Zona

Kendeng, Zona Randublatung, Zona Rembang, Dataran Aluvial Jawa Utara, dan

Gunungapi Kuarter. Pembagian tujuh zona ini dikemukakan oleh van Bemmelen (1949)

(Gambar 2.1).

1. Zona Pegunungan Selatan Bagian Timur

Zona ini merupakan busur volkanik Eosen-Miosen yang terdiri atas endapan

silisiklastik, volkaniklastik, batuan karbonat dan volkanik dengan kemiringan lapisan

yang seragam ke arah selatan (Smyth dkk., 2005). Zona ini bersifat tidak menerus

dan terdiri dari paling tidak tiga bagian yang terisolasi (Bemmelen, 1949). Zona ini

memanjang sepanjang pantai selatan Jawa Timur dan Wonosari dekat Yogyakarta

hingga ujung paling timur Pulau Jawa. Daerah ini umumnya memiliki topografi yang

terbentuk oleh batugamping dan volkanik, serta sering dijumpai segala karst.

2. Zona Solo

Zona ini memiliki formasi yang berumur Tersier ditutupi oleh beberapa gunungapi

Kuarter. Zona ini terbagi menjadi tiga subzona, yaitu:

Subzona Blitar pada bagian selatan. Subzona ini merupakan jalur depresi yang

sempit di antara pegunungan selatan dan gunungapi muda, serta ditutupi oleh

endapan aluvial.

Subzona Solo pada bagian tengah. Subzona ini terbentuk oleh deretan gunungapi

vulkanik muda dan dataran-dataran antar pegunungan. Gunungapi tersebut adalah

Gunung Lawu, Gunung Wilis, Gunung Kelud, Pegunungan Tengger, dan Gunung

Ijen di ujung timur Pulau Jawa. Sedangkan dataran-dataran antar gunungapinya

yaitu Dataran Madiun, Dataran Ponorogo, dan Dataran Kediri. Dataran antar

gunungapi ini umumnya terbentuk akibat endapan lahar.

Subzona Ngawi pada bagian utara. Subzona ini merupakan depresi yang

berbatasan dengan Subzona Solo di bagian selatan dan Pegunungan Kendeng di

6

bagian utara. Subzona ini pada umumnya dibentuk oleh endapan aluvial dan

endapan gunungapi yang kecil.

3. Zona Kendeng

Zona Kendeng merupakan antiklinorium yang memanjang mulai dari Semarang yang

kemudian menyempit ke arah timur sampai ujung Jawa Timur di bagian utara.

Antiklinorium ini merupakan perpanjangan ke arah timur dari Pegunungan Serayu

Utara, Jawa Tengah. Zona Kendeng merupakan jalur anjakan berarah barat-timur

(Smyth, dkk., 2005). Zona ini umumnya terbentuk oleh endapan volkanik, batupasir,

batulempung, dan napal.

4. Zona Randublatung

Zona ini merupakan sinklinorium yang memanjang mulai dari Semarang di sebelah

barat hingga Wonokromo di sebelah timur. Zona ini berbatasan dengan Zona

Kendeng di bagian selatan dan Zona Rembang di bagian utara.

5. Zona Rembang

Zona ini merupakan antiklinorium yang memanjang dengan arah barat-timur, mulai

dari sebelah timur Semarang hingga Pulau Madura dan Kangean. Zona ini memiliki

lebar rata-rata 50 km. Zona ini merupakan hasil akhir dari gejala tektonik Tersier

Akhir (Pringgoprawiro, 1983). Zona ini terdiri atas sikuen mulai dari Eosen hingga

Pliosen yang berupa sedimen klastik laut dangkal dan karbonat yang luas. Pada zona

ini terdapat suatu tinggian (Tinggian Rembang) yang dibatasi oleh sesar mayor

berarah ENE-WSW (Smyth, dkk., 2005)

6. Dataran Aluvial Jawa Utara

Bagian barat dari Dataran Aluvial Jawa Utara meliputi Semarang ke timur sampai ke

Laut Jawa dan berbatasan dengan Zona Rembang di bagian timur. Pada bagian timur

mulai dari Surabaya hingga ke arah barat laut, di sebelah barat berbatasan dengan

Zona Randublatung, dan di sebelah utara serta selatan berbatasan dengan Zona

Rembang.

7. Gunungapi Kuarter

Gunungapi Kuarter berada di bagian tengah sepanjang Zona Solo, selain Gunung

Muria. Smyth, dkk., (2005) menamakan zona ini sebagai Busur Volkanik

Kenozoikum Akhir yang aktif sejak Miosen Akhir.

Berdasarkan pembagian zona fisiografi tersebut, maka daerah penelitian termasuk ke

dalam Zona Rembang, yang terdiri atas pegunungan lipatan berbentuk antiklinorium

7

yang memanjang pada arah barat-timur. Pegunungan lipatan ini memanjang mulai

dari utara Purwodadi yang melewati Blora, Jatirogo, Tuban, dan berakhir di Pulau

Madura.

Gambar 2.1 Peta fisiografi Jawa Timur (Bemmelen, 1949)

2.2 Stratigrafi Regional

Mandala pengendapan Rembang termasuk ke dalam Zona Fisiografi Rembang (van

Bemmelen, 1949). Tidak seperti sedimen-sedimen pada Zona Kendeng, Mandala

Rembang tidak mengandung unsur volkanik serta merupakan endapan khas paparan

(Pringgoprawiro, 1983). Paparan ini memiliki kemiringan landai ke arah selatan dan diisi

oleh endapan relatif tipis. Mandala Rembang mengandung urut-urutan endapan-endapan

Kenozoikum yang tebal dan tak terputus hingga Pleistosen.

Gambar 2.2 Stratigrafi Lembar Rembang beberapa penulis (Kadar dan Sudijono, 1994)

9

Berikut adalah beberapa formasi yang diendapkan pada Mandala Rembang menurut

Kadar dan Sudijono (1994) (Gambar 2.2):

1. Formasi Tawun

Penamaan formasi ini pertama kali digunakan oleh Brouwer (1957; dalam Kadar dan

Sudijono, 1994) yang menempatkannya dalam status anggota. Pringgoprawiro (1983)

meningkatkan statusnya menjadi formasi dan menetapkan penampang antara desa

Sumberan dan Brangkal di Tuban sebagai hypostratotype. Satuan ini disebut pula

sebagai Formasi Batugamping Orbitoid (Orbitoid Limestone Formation) oleh

Trooster (1937; dalam Kadar dan Sudijono, 1994) dan Anggota Batugamping

Orbitoid (Orbitoid Limestone Member) Formasi Rembang oleh Marks (1957; dalam

Kadar dan Sudijono, 1994) dan Hartono (1973; dalam Kadar dan Sudijono). Formasi

ini memiliki stratotipe berupa sumur pengeboran BPM Tawun-5.

Formasi ini terdiri atas batulempung bersisipan batugamping, batupasir, batulanau,

dan kalkarenit. Bagian bawah formasi ini didominasi oleh batulempung hitam-kelabu

yang bergradasi hingga batulanau pasiran berwarna kelabu. Bagian atas dari formasi

ini ditandai oleh akumulasi batugamping bioklastik yang ketebalannya mencapai 100

meter di beberapa tempat. Hubungan stratigrafi dengan Formasi Tuban di bawahnya

dan Formasi Ngrayong di atasnya adalah selaras. Penyebaran formasi ini cukup luas

di Mandala Rembang Barat dan di Pulau Madura. Dijumpai pula pada sumur

pengeboran lepas pantai Jawa Timur Utara dan Madura. Tebal Formasi ini di sumur

Tawun-5 adalah 1500 meter. Di permukaan tebalnya adalah sekitar 730 meter seperti

pada penampang Sumberan-Brangkal. Analisa mikropaleontologi yang dilakukan

menunjukkan umur Miosen Awal, Zona N7-N8 ditentukan dengan menggunakan

foraminifera plankton, sedangkan dengan menggunakan foraminifera besar

didapatkan pengendapannya berada di laut agak dangkal, neritik hingga neritik

tengah.

2. Formasi Ngrayong

Satuan batuan ini semula disebut Batugamping Orbitoid (Orbitoid Kalk) Atas oleh

Trooster (1937; dalam Kadar dan Sudijono, 1994) dan Marks (1957; dalam Kadar dan

Sudijono, 1994). Kemudian Koesoemadinata (1978; dalam Kadar dan Sudijono,

1994) menyebutnya Anggota Ngrayong (Ngrayong Member) Formasi Tuban.

10

Pranggoprawiro (1983; dalam Kadar dan Sudijono, 1994) menyebut satuan ini

Anggota Ngrayong Formasi Tawun berumur Miosen Tengah (N9 hingga N12).

Formasi ini terdiri atas batupasir, serpih, batulempung, batulanau, dan sisipan

batugamping. Terkadang dapat ditemukan pula sisipan batubara dan lignit. Batupasir

pada umumnya terdiri atas batupasir kuarsa dengan butiran menyudut sampai

menyudut tanggung. Serpih sering sekali mengandung sisa tumbuhan berwarna hitam

(carbonaceous), sedangkan batulempung kadang-kadang mengandung banyak

foraminifera plankton yang menunjukkan umur Miosen Awal hingga Miosen Tengah,

Zona N8-N12. Sisipan batugamping sering dicirikan oleh fosil foraminifera besar

genus Lepidocyclina dan Cyclocypeus annulatus secara berlimpah. Lingkungan

pengendapan Formasi Ngrayong diendapkan dalam lingkungan laut agak dangkal,

mulai dekat pantai sampai neritik tengah.

3. Formasi Bulu

Penamaan formasi ini diusulkan oleh Pringgoprawiro (1983) sebagai pengganti nama

"Platen Komplex" oleh Trooster (1937; dalam Pringgoprawiro, 1983). Tipe lokasinya

berada di Desa Bulu, Rembang yaitu sepanjang Gunung Gendruwo. Ciri litologi pada

stratotipenya terdiri atas batugamping pasiran yang berlapis, berbentuk plat (tebal 10

cm-33 cm) dan sisipan napal di bagian tengahnya. Hubungan stratigrafi Formasi Bulu

dengan Formasi Tawun di bawahnya adalah selaras (Pringgoprawiro, 1983), seperti

yang dapat diamati sepanjang Sungai Kemadu dan Sungai Besek, Bulu. Formasi

Wonocolo diendapakan selaras di atas formasi ini. Penyebarannya cukup luas di

Mandala Rembang mulai daerah Todanan di bagian barat hingga Madura di bagian

timur. Endapan Formasi Bulu juga ditemukan pada sumur-sumur pengeboran lepas

pantai. Pada lokasi ini tipe tebalnya mencapai 248 meter, sedangkan di daerah lain

ketebalannya berkisar antara 55 meter hingga 200 meter. Umur formasi ini adalah

berupa Miosen Tengah, zona N14-N15 atau Tf bawah berdasarkan atas kandungan

foraminifera, sedangkan lingkungan pengendapannya adalah berupa zona litoral

hingga zona sublitoral pinggir berdasarkan kandungan biotanya.

4. Formasi Wonocolo

Penamaannya pertama kali diusulkan oleh Trooster (1937; dalam Pringgoprawiro,

1983), dengan lokasi tipe di sekitar Desa Wonocolo, 20 kilometer ke arah timur laut

dari Cepu. Ciri litologinya terdiri dari perulangan antara napal, napal lempungan,

11

hingga napal pasiran dengan perselingan kalkarenit. Napalnya kaya akan foraminifera

plankton. Formasi ini terendapkan secara selaras di bawah Formasi Ledok pada

stratotipenya. Formasi Wonocolo memiliki penyebaran yang luas di Mandala

Rembang dengan arah barat-timur, mulai dari Todanan hingga tinggian Tuban. Di

daerah Rembang tebalnya mencapai 100 meter. Umur dari formasi ini adalah bagian

bawah Miosen Akhir dan diendapkan pada lingkungan laut terbuka pada zona bathial

atas.

5. Formasi Ledok

Penamaannya pertama kali diusulkan oleh Trooster (1937; dalam Kadar dan Sudijono,

1994) dengan lokasi tipenya berada di Antiklin Ledok, yaitu berjarak 10 km sebelah

utara dari Cepu. Pada lokasi tipenya, ciri litologinya adalah perulangan antara napal

pasiran, kalkarenit dengan napal dan batupasir. Glaukonit berlimpah ditemukan di

bagian atas formasi. Kalkarenit dan napal pasiran memperlihatkan struktur silang siur.

Hubungan stratigrafi dengan Formasi Wonocolo di bawahnya dan Formasi Mundu di

atasnya adalah selaras pada lokasi tipenya. Formasi Ledok memiliki persebaran yang

terbatas di Mandala Rembang. Di bagian barat endapannya ditemukan di daerah

Todanan, akan tetapi ke arah timur tidak ditemukan di daerah Tinggian Tuban.

Ketebalan terukur pada lokasi tipe sekitar 190 meter, sedangkan di daerah lain

ketebalannya berkisar antara 82 hingga 220 meter. Berdasarkan kehadiran

Globorotalia plesiotumida, umur Formasi Ledok adalah Miosen Akhir atau Zona

N17. Lingkungan pengendapannya adalah sublitoral pinggir berdasarkan rasio

plankton/benthon yang berkisar 27% hingga 30%.

6. Formasi Mundu

Formasi Mundu terletak selaras di atas Formasi Ledok dan pada awalnya diberi nama

Jenjang Mundu oleh Trooster (1937; dalam Kadar dan Sudijono, 1994). Satuan batuan

ini kemudian diberi status anggota oleh Marks (1957; dalam Kadar dan Sudijono,

1994) dan Brouwer (1957; dalam Kadar dan Sudijono, 1994), meskipun kedua penulis

memasukkannya ke dalam formasi yang berbeda. Lokasi tipe Formasi Mundu berada

di Sungai Kalen, Desa Mundu, 10 km arah barat dari Cepu, sedangkan stratotipenya

yaitu lintasan sepanjang 1,5 km pada sayap Utara Antiklin Kedinding, 3 km ke arah

barat Desa Mundu. Ciri litologinya yaitu napal kehijauan yang masif. Bagian atasnya

ditempati oleh batugamping pasiran. Formasi Mundu diendapkan selaras di atas

12

Formasi Ledok dan dengan Formasi Lidah di atasnya. Penyebarannya sempit di

kawasan Mandala Rembang, yaitu di sekitar Todanan dan Tinggian Tuban. Ketebalan

rata-rata Formasi Mundu adalah 255 meter hingga 342 meter. Umumnya adalah

Miosen Akhir hingga Pliosen atau zona N18-N12 dari analisa foraminifera

planktonnya. Lingkungan pengendapannya adalah lingkungan laut terbuka dengan

kedalaman antara 700 meter hingga 1000 meter. Semakin ke atas kedalamannya

berkurang hingga laut dangkal pada zona sublitoral pinggir.

7. Anggota Solorejo Formasi Lidah

Terdiri dari perselingan lapisan tipis batugamping dengan kalkarenit yang kaya akan

foraminifera plankton. Kalkarenit terkadang mengandung glaukonit. Cangkang

foraminifera yang menjadi unsur utama penyusun batuan, umumnya telah terabrasi

dan buram. Dapat dipastikan bahwa fosil tersebut telah mengalami proses

pengendapan ulang (reworked fossils). Pada lembar Rembang, Anggota Solorejo

terkadang berkembang sebagai napal yang kaya akan foraminifera plankton dan

terkadang lebih didominasi oleh batugamping. Pada bagian utara, satuan ini menipis

ke arah barat daya dan ke arah timur laut. Pada Sungai Klateng ketebalannya

mencapai 75 meter. Satuan ini awalnya dinamakan Jenjang Solorejo (Solorejo Bed)

oleh Trooster (1937; dalam Kadar dan Sudijono, 1994) dan memasukkannya ke dalam

Formasi Tambakromo berumur Pliosen. Koesoemadinata (1978; dalam Kadar dan

Sudijono, 1994) menempatkan satuan ini sebagai anggota dalam Formasi Lidah.

Pringgoprawiro (1983; dalam Kadar dan Sudijono, 1994) menyebutnya sebagai

Anggota Solorejo Formasi Mundu. Satuan batuan ini terletak tidak selaras di atas

Formasi Mundu, maka oleh Kadar dan Sudijono (1994), Anggota Solorejo

digabungkan dengan Formasi Lidah.

8. Formasi Lidah

Litologinya terdiri dari batulempung abu-abu dan batulempung hitam, dan

mengandung sisipan batupasir moluska. Terkadang mengandung sisipan batulempung

yang kaya akan moluska (Ostrea). Pada beberapa tempat, batulempung mengandung

banyak foraminifera benthon dan terkadang batulempung mengandung banyak

foraminifera plankton yang merupakan rombakan dari formasi yang lebih tua. Pada

bagian utara Zona Rembang, ketebalan formasi ini umumnya sekitar 70 meter,

sedangkan pada Sungai Kedunglo mencapai kurang lebih 230 meter. Pada daerah

13

selatan Pati-Juwangi satuan batuan terdiri dari batulempung hitam. Pada level

tertentu, batulempung akan memiliki sangat banyak fosil moluska genus Ostrea yang

diameternya dapat mencapai 10 cm. Pada daerah Godo, satuan ini terletak selaras di

atas batugamping Anggota Solorejo dengan ketebalan kurang lebih 120 meter.

Formasi Lidah pada awalnya dinamakan Mergelton oleh Trooster (1937; dalam Kadar

dan Sudijono, 1994). Beberapa penulis lain menyebutnya Lempung Biru (Blue Clays)

Bemmelen (1949; dalam Kadar dan Sudijono, 1994), Formasi Turi-Domas (Turi-

Domas Formation) oleh Marks (1957; dalam Kadar dan Sudijono, 1994), dan MT

series oleh Koesoemadinata (1969; dalam Kadar dan Sudijono, 1994). Pringgoprawiro

(1983; dalam Kadar dan Sudijono, 1994) meresmikan satuan batuan ini sebagai

Formasi Lidah dan menetapkan penampang antara Banyuurip-Blangbali, Cepu,

sebagai hypostratotype. Umur formasi adalah Pliosen hingga Plistosen.

9. Formasi Paciran

Penamaannya diambil dari Kota Paciran (Pringgoprawiro, 1983), Tuban.

Stratotipenya adalah berupa batugamping terumbu di sekitar Bukit Piramid. Formasi

ini terdiri dari batugamping terumbu yang masif, seringkali memperlihatkan gejala

karst. Formasi Paciran diendapkan tidak selaras di atas Formasi Mundu dan

mempunyai hubungan yang menjemari dengan Formasi Lidah. Endapan formasi ini

banyak ditemukan di Tinggian Tuban dan di Pulau Madura dengan ketebalan berkisar

antara 105 meter hingga 150 meter. Umurnya diketahui berkisar antara Pliosen dan

Pleistosen. Lingkungan pengendapannya adalah di laut dangkal, jernih, hangat, dekat

pantai, zona litoral-sublitoral pinggir.

Sejak Oligosen Akhir terjadi fasa transgresif. Fasa transgresif ini berlangsung sejak N4

sampai N10 yang kemudian mencapai puncak selama interval N8-N10 (Djuhaeni dan

Nugroho, 2002). Pada kala akhir Miosen Awal, Formasi Tawun mulai diendapkan. Pada

kala Miosen Tengah, terjadi fasa transgresif disebabkan karena adanya suatu

pengangkatan yang meliputi daerah yang luas di Indonesia (Umbgrove, 1949; dalam

Pringgoprawiro, 1983). Pengangkatan ini menyebabkan terjadinya pembentukan sedimen

batupasir kuarsa dengan sisipan-sisipan lapisan batubara dan gipsum, yaitu Formasi

Ngrayong. Formasi Ngrayong diendapkan secara selaras dan kadang-kadang menjari

dengan Formasi Tawun. Formasi ini diendapkan pada lingkungan fluvial (non-marine),

14

daerah pasang-surut sampai dengan neritik tengah. Batupasir mendominasi formasi ini

dengan sisipan batulempung karbonan (Kadar dan Sudijono, 1994). Hampir 50% kuarsa

pada batupasir Formasi Ngrayong berasal dari batuan metamorf, kemungkinan besar

berasal dari Busur Karimunjawa dan Busur Bawean (Smyth dkk., 2003).

Fasa transgresif terjadi pada akhir Miosen Tengah sehingga daerah Rembang tenggelam

lagi di bawah permukaan (Pringgoprawiro, 1983). Proses pengendapan berlangsung pada

lingkungan laut dangkal neritik tepi sampai neritik tengah yang ditandai dengan

diendapkannya Formasi Bulu dan Formasi Wonocolo. Formasi Bulu diendapkan secara

selaras di atas Formasi Ngrayong, terdiri dari batugamping, kadang-kadang berlapis dan

pasiran, terkadang membentuk pelat-pelat (platy) atau berlapis tipis, dengan sisipan napal

dan batupasir. Formasi Bulu ditindih secara selaras atau menjari dengan Formasi

Wonocolo. Formasi Wonocolo dicirikan oleh batulempung gampingan dengan sisipan

batugamping dan lapisan-lapisan tipis batupasir glaukonit di lapisan bagian bawah

(Kadar dan Sudijono, 1994). Fasa transgresif mencapai maksimumnya pada N15-N16

dan kemudian diikuti fasa regresif pada interval N16-N17 (Djuhaeni dan Nugroho,

2002).

Pada kala Miosen Akhir, diendapkan Formasi Ledok secara tidak selaras di atas Formasi

Wonocolo pada lingkungan laut terbuka, tepatnya pada zona neritik tengah sampai batial

atas. Formasi ini memiliki ciri litologi batuan sedimen klastik seperti batulempung napal,

dan batulanau dengan sisipan batugamping yang berumur Miosen Akhir.

Ketidakselarasan disini ditandai dengan hilangnya Zona N15 dan bagian bawah Zona

N16 karena proses erosi atau ketiadaan pengendapan (hiatus) (Kadar dan Sudijono,

1994). Formasi Mundu kemudian diendapkan secara selaras di atas Formasi Ledok pada

kala Miosen Akhir sampai Pliosen pada fasa transgresif. Formasi ini diendapkan pada

lingkungan laut dalam, batial sampai abisal. Maksimum transgresif berlangsung pada

interval N19-N20, yang juga sebagai interval genang-laut terbesar selama Tersier di

Cekungan Jawa Timur Utara (Djuhaeni dan Nugroho, 2002).

Setelah Formasi Mundu, tepatnya pada Kala Pliosen sampai Pleistosen diendapkan

Formasi Lidah secara tidak selaras pada lingkungan laut dangkal, neritik tepi. Pada

bagian bawah formasi ini dijumpai Anggota Solorejo yang memiliki ciri litologi

kalkarenit dan batupasir glaukonit gampingan. Pada kalkarenitnya banyak dijumpai fosil-

fosil foraminifera plankton hasil rombakan (reworked fossils) dari formasi yang lebih

tua. Hal tersebut mengindikasikan turunnya permukaan laut atau merupakan hasil erosi

daerah-daerah yang terangkat akibat pengangkatan dan perlipatan Cekungan Jawa Timur

15

Utara (Kadar dan Sudijono, 1994). Fasa regresif berlangsung pada interval N21-N23

(Djuhaeni dan Nugroho, 2002).

Formasi Paciran diperkirakan terendapkan pada kala yang sama dengan Formasi Lidah

karena sama-sama menindih Anggota Solorejo Formasi Lidah. Formasi ini diendapkan

pada lingkungan laut dangkal, kemungkinan berupa neritik tengah.

Kadar dan Sudijono (1994) memperkirakan Gunungapi Lasem dan Gunungapi Muria

mulai aktif sejak Pliosen Akhir. Kegiatan vulkanik ini menghasilkan endapan Gunungapi

Kuarter di daerah ini. Endapan Gunungapi Lasem tersebar di sekitar lereng barat Gunung

Lasem (806 m di atas permukaan laut), terdiri atas andesit berupa aliran lava, aglomerat,

breksi volkanik, tuf lapili, tuf halus, dan lahar,sedangkan Gunung Muria menghasilkan

Endapan Gunungapi Muria yang didominasi oleh tuf, lahar, dan tuf pasiran. Endapan

Gunungapi Lasem dan Endapan Gunungapi Muria terletak secara tak selaras di atas

satuan-satuan yang lebih tua. Endapan termuda adalah Aluvium yang terdiri dari endapan

sungai dan endapan pantai.

2.3 Struktur Regional

Tatanan tektonik dan struktur geologi pada Pulau Jawa tidak terlepas dari adanya teori

tektonik lempeng. Kepulauan Indonesia merupakan titik pertemuan antara tiga lempeng

besar, yaitu Lempeng Eurasia yang relatif stabil, Lempeng Samudera Pasifik yang

bergerak relatif ke arah baratlaut, dan Lempeng Indo-Australia yang relatif bergerak ke

arah utara (Hamilton, 1979).

Van Bemmelen (1949) membagi Pulau Jawa menjadi dua elemen struktur, yaitu

Geosinklin Jawa Utara dan Geantiklin Jawa Selatan. Kedua elemen tersebut memanjang

dengan arah barat-timur. Geosinklin Jawa Utara dikenal dengan nama Cekungan Jawa

Timur Utara. Struktur-struktur yang berkembang di Pulau Jawa diakibatkan oleh adanya

suatu pengangkatan yang terjadi selama Kala Intra Miosen dan pada Kala Plio-Pleistosen

(Bemmelen, 1949).

Pulunggono dan Martodjojo (1994) menyatakan bahwa pola struktur dominan yang

berkembang pada Pulau Jawa (Gambar 2.3) yaitu:

Pola Meratus, berarah timurlaut-baratdaya (NE-SW) terbentuk pada 80 hingga 53

juta tahun yang lalu (Kapur Akhir hingga Eosen Awal). Pola ini ditunjukkan

dengan Tinggian Karimunjawa pada kawasan Laut Jawa yang diperkirakan

menerus ke arah baratdaya ke daerah antara Luk Ulo (Jawa Tengah) sampai Sesar

Cimandiri (Jawa Barat).

16

Pola Sunda, berarah Utara-Selatan (N-S) terbentuk 53 hingga 32 juta tahun yang

lalu (Eosen Awal hingga Oligosen Awal). Pola kelurusan struktur ini adalah yang

paling dominan di daerah Jawa Barat. Pola Sunda ini merupakan sesar-sesar yang

dalam dan menerus sampai Sumatera. Pola ini merupakan pola yang berumur

lebih muda sehingga keberadaannya mengaktifkan kembali Pola Meratus.

Pola Jawa, berarah timur-barat (E-W) terbentuk sejak 32 juta tahun yang lalu

hingga sekarang (Oligosen Akhir-Resen). Pola ini merupakan pola termuda yang

mengaktifkan kembali seluruh pola yang ada sebelumnya.

Gambar 2.3 Pola kelurusan di Pulau Jawa (Pulunggono dan Martodjojo, 1994)

Proses tektonik yang cukup dinamis ikut memberikan peran dalam pembentukan dan

pengangkatan cekungan-cekungan yang ada pada daerah Jawa. Pada cekungan Jawa

Timur terjadi suatu perubahan rezim struktur yang cukup kontras di antara Zaman

Paleogen dan Neogen. Pada Zaman Paleogen, terjadi suatu roll-back jalur subduksi yang

menghasilkan fase ekstensi dan membentuk cekungan Jawa Timur hingga menjadi suatu

cekungan busur belakang (Satyana, 2004). Pada Neogen, terjadi suatu rezim kompresi

yang banyak mempengaruhi bagian Selatan yang dahulunya pada Zaman Paleogen

adalah merupakan suatu laut dalam. Fasa ini menghasilkan inversi pada struktur-struktur

yang lebih tua dan perlipatan dengan sumbu relatif Barat-Timur (Satyana dkk., 2004).

Perlipatan yang terjadi pada Zona Rembang cenderung berarah ke selatan. Hal ini dapat

terlihat dengan adanya antiklin-antiklin asimetris dengan kemiringan sayap selatan yang

cenderung lebih besar.

17

Berdasarkan pada penelitian yang telah dilakukan oleh Sribudiyani dkk. (2003) pola

struktur permukaan yang berkembang pada daerah penelitian adalah pola struktur yang

memiliki kelurusan berarah timurlaut-baratdaya dan barat-timur.

BP?c0(4ZCJoBmYV:qW