6

BAB II

GEOLOGI REGIONAL

2.1 Kerangka Tektonik dan Struktur Regional Kalimantan

Cekungan Ketungau berada di Kalimantan Barat. Kerangka tektonik

regional Pulau Kalimantan dapat dilihat pada (Gambar 2.1).

Gambar 2.1 Kerangka Tektonik Regional (Heryanto et al., 1993). Daerahpenelitian yang berada dalam Cekungan Ketungau ditunjukkan kotak berwarna

merah.

2.1.1 Alas Benua pra-Kapur

Batuan alas menempati bagian tengah dan barat laut Pulau Kalimantan.

Satuan batuan yang membentuk kompleks alas tersebut adalah Batuan Metamorf

Pinoh berumur pra-Karbon, Formasi Seminis berumur Perm, Kelompok

Balaisebut berumur Karbon – Trias, Formasi Benkanyang, Volkanik Sekudau dan

Semitau, dan Kompleks Busang (Banda, 1998).

U

7

2.1.2 Busur Magmatik Kapur

Pada gambar 2.1 terlihat daerah busur magmatik Kapur yang cukup luas,

yaitu Pegunungan Schwarner. Sebagian besar daerah Pegunungan Schwarner

terdiri atas batolit berkomposisi tonalit dan granodiorit dengan sedikit batuan

mafik dan granit, yang mengintrusi batuan metamorfik regional derajat rendah

(Williams et al., 1989). Batuan vulkanik basa, baik yang lebih tua maupun yang

lebih muda dari granitoid juga hadir di daerah ini. Granitoid tersebut membentuk

sabuk selebar 200 km dan panjang lebih dari 500 km. Berdasarkan penentuan

umur yang dilakukan oleh Haile et al. (1977, dalam Williams et al. 1989), didapati

bahwa kemungkinan besar kegiatan magmatik utama terjadi antara waktu 100 –

120 juta tahun yang lalu (Kapur Tengah – Akhir). Selain itu, penentuan umur dari

batuan vulkanik basa-intermedier yang ada mengindikasikan terjadinya aktivitas

magmatisme di Pegunungan Schwarner pada Tersier Awal (Williams et al. 1989).

2.1.3 Cekungan Turbidit Kapur Akhir – Eosen Tengah

Cekungan turbidit berumur Kapur Akhir – Eosen Tengah (Gambar 2.1),

lebih dikenal sebagai Kelompok Rajang. Di Sarawak, Kelompok Rajang terdiri

atas Formasi Lupar dan Formasi Belaga. Formasi Lupar mengandung endapan

batupasir turbidit, serpih, batusabak, basalt, dan gabro. Formasi Belaga

mengandung batupasir halus, batulanau, batusabak, filit, dan terbagi menjadi

Anggota Layar, Kapit, Pelagus, Metah dan Bawang (Honza et.al., 2000).

Cekungan turbidit ini mengalami deformasi akibat subduksi yang berubah

menjadi kolisi pada Eosen Akhir, sehingga cekungan tertekan dan terlipat diantara

Pegunungan Schwarner dan Blok Luconia (Hutchison, 1995 dalam Banda, 1998).

2.1.4 Cekungan Periferal Neogen

Cekungan berumur Neogen menempati sisi utara dan timur Pulau

Kalimantan (Gambar 2.1). Cekungan ini terbentuk setelah Kelompok Rajang

terangkat. Cekungan ini berkembang dalam dua fase sedimentasi utama, yaitu

pada Oligosen-Miosen Awal (fase pertama) dan Miosen Tengah-Pliosen (fase

8

kedua). Pada fase pertama, terjadi pengendapan Formasi Suai dan Sibuti,

sedangkan pada fase kedua terendapkan Formasi Lambir dan Miri (Banda, 1998).

2.1.5 Kerangka struktural Sintang dan sekitarnya

Menurut Heryanto et al. (1993) di Sintang dan sekitarnya, secara struktur

dikenal lima kawasan utama (Gambar 2.2) : kompleks alas, jalur lipatan

Selangkai, Bancuh Lubok Antu, Bancuh Boyan dan cekungan tanah muka

(foreland basin) yang mencakup Cekungan Melawi, Mandai dan Ketungau.

Gambar 2.2 Wilayah Struktur Sintang dan sekitarnya (Heryanto et al., 1993)

2.1.5.1 Kompleks Alas Busang dan Semitau

Di Sintang, kompleks batuan alas ini terbentuk oleh batuan-batuan di

Kompleks Busang dan Semitau, membentuk Tinggian Semitau yang merupakan

9

tinggian dari alas (basement) yang memanjang ke arah Timur. Jauh ke arah timur,

Tinggian Semitau ditutupi oleh sedimen Cekungan Kutai bagian barat yang

berumur Tersier (Heryanto et al., 1993).

Kompleks Busang terdiri dari batuan mafik dan ultramafik yang sebagian

termalihkan (sebagian besar menjadi amfibolit). Orientasi yang dihasilkan

bervariasi, umumnya mengarah ke timur dan kemungkinan berasosiasi dengan

kelurusan-kelurusan utama sejenis dari kompleks sesar yang membatasi dan

memotong satuan tersebut (Heryanto et al., 1993).

Sekis hijau, amfibolit, dan sedikit sekis mika-kuarsa, filit dan kuarsit dari

Kompleks Semitau telah mengalami deformasi tekanan dan metamorfosa

dinamotermal fasies sekis hijau (Heryanto et al., 1993). Granit Kompleks Semitau

umumnya tergeruskan, terretakkan, dan terubah. Granit ditafsirkan oleh Williams

dan Heryanto (1986, dalam Heryanto et al., 1993), membentuk bongkah-bongkah

dalam Bancuh Boyan.

Dua sesar utama yang mengontrol perkembangan struktur daerah Sintang

membatasi Tinggian Semitau dari Cekungan Ketungau – Mandai di utara dan

Cekungan Melawi di selatan. Kegiatan sesar – sesar tersebut kemungkinan

menghasilkan pengangkatan Kompleks Semitau, Busang, dan Kelompok

Selangkai yang terjadi antara Oligosen dan Miosen (Heryanto et al., 1993).

2.1.5.2 Jalur Lipatan Selangkai

Jalur lipatan ini memiliki lebar hingga 17 km, dan umumnya disusun oleh

sedimen Kelompok Selangkai berumur Kapur. Arah umum kemiringan barat-barat

laut dan ke barat, tetapi jenis deformasi sangat beragam dari satu tempat ke tempat

lain. Banyaknya deformasi, pengembangan belahan, dan sesar anjak kecil dapat

diamati di hilir dan hulu S. Seberuang dan hulu S. Silat (Heryanto et al., 1993).

2.1.5.3 Bancuh Lubok Antu

Bancuh Lubok Antu didefinisikan oleh Tan (1979). Bancuh ini mengandung

campuran blok-blok batuan sedimen, batuan beku mafik, rijang, dan batugamping

10

beserta batuan metamorf ekivalen yang tertanam dalam matriks yang tergeruskan

(Wiliams et al., 1989). Di Kalimantan, Bancuh Lubok Antu dikenal sebagai

Kompleks Kapuas (Heryanto et al., 1993). Batas selatan Bancuh Lubok Antu

adalah sesar normal (Tan, 1979 dalam Williams et al., 1989) yang menjadi kontak

bancuh dengan endapan Cekungan Ketungau.

2.1.5.4 Bancuh Boyan

Bancuh Boyan memanjang barat-timur sepanjang 200 km dan lebar antara

5 hingga 20 km. Bancuh Boyan terdeformasi beberapa kali, merupakan breksi

polimik tektonik yang mengandung fragmen-fragmen dan blok-blok batuan

sedimen dan beku yang sangat bervariasi, yang tertanam dalam matriks yang

tergeruskan. Fragmen dan bloknya kebanyakan berbentuk menyudut, meskipun

beberapa berbentuk menyudut tanggung, membundar, dan iregular. Blok terbesar

selebar 6 km dan panjang 40 km tersusun atas batuan beku mafik dan intermedier

yang termetamorfkan. Matriks memiliki permukaan lempung bersisik (Hsu, 1974

dalam Williams et al., 1989). Matriks tersusun atas klorit, muskovit, kuarsa, dan

mineral lempung dengan fragmen ukuran pasir berupa rijang, kuarsa, dan mineral

opak yang memperlihatkan orientasi yang baik (Williams et al., 1989).

Berbagai macam fragmen hadir di Bancuh Boyan, seperti batupasir,

batulumpur, dan serpih. Blok-blok batugamping tersebar secara luas (Williams

dan Heryanto, 1986 dalam Wiliams et al., 1989). Rijang ditemukan pada beberapa

daerah di zona bancuh ini, sepanjang 0,1 hingga 4 m, yang umumnya sudah

terekristalisasi dan terekahkan, dan mengandung radiolaria. Fragmen sekis

termasuk sekis garnet-biotit-muskovit, sekis garnet-kuarsa-albit, dan sekis

piemontit-kuarsa (Williams et al., 1989). Kumpulan fragmen metamorf Bancuh

Boyan konsisten dengan fasies metamorfik sekis hijau, namun kehadiran sekis

glaukofan mungkin mengindikasikan kondisi fasies metamorfik sekis biru

(Williams et al., 1989).

11

Bancuh Boyan diintrusi oleh Terobosan Sintang. Bancuh Boyan dibentuk

paling tidak oleh tiga kali deformasi antara Kapur Akhir dan Oligosen (Heryanto

et al., 1993).

2.1.5.5 Cekungan Tanah Muka (Foreland Basin)

Cekungan tanah muka terdiri dari Sekuen Silat, Sekuen Cekungan Melawi,

dan Sekuen Cekungan Ketungau / Mandai. Yang paling tua adalah sekuen Silat,

yaitu batupasir fluviatil setebal 600 m yang di atasnya terendapkan serpih hitam

lakustrin setebal 2000 m. Sekuen ini menipis ke arah barat dan tidak hadir di

sebelah barat Sungai Kapuas. Sekuen ini terlipat menjadi sinklin dengan sayap

lipatan pada beberapa tempat terbalik. Sekuen Silat terendapkan di atas endapan

akresi bagian selatan. Batuan Cekungan Melawi terendapkan secara tidak selaras

di atas Sekuen Sliat. Sekuen Silat terlipatkan sebelum endapan sekuen Cekungan

Melawi terendapkan. Lipatan tersebut megindikasikan kehadiran sesar anjak yang

dalam sebagai penyebabnya (Williams et al, 1984 dalam Williams et al., 1989).

Cekungan Melawi mengandung 5 km lapisan sedimen laut dangkal,

fluviatil, dan laguna. Kehadiran detritus volkanik tidak banyak, namun Williams

dan Heryanto (1986, dalam Williams et al. 1989) mengidentifikasi banyak horizon

yang mengandung fragmen jatuhan piroklastik dan gelas yang tersilisifikasi,

mengindikasikan aktivitas vulkanisme di tempat yang agak jauh. Diperkirakan

sumber detritus tersebut hasil aktivitas vulkanik Pegunungan Schwarner pada

Tersier Awal. Cekungan Melawi berbentuk asimetris, dengan akumulasi sedimen

maksimum terdapat di dekat batas utara cekungan. Batuan-batuannya terlipatkan

menjadi sinklin yang landai, dengan kemiringan sayap maksimum 300.

Lipatannya juga berbentuk asimetris, dengan sayap utara memiliki kemiringan

lebih curam dibanding sayap selatan (Williams et al., 1989).

Sekuen Cekungan Ketungau dipisahkan dari Cekungan Melawi oleh batuan-

batuan akresi dan Bancuh Boyan. Sama seperti Cekungan Mandai di sebelah

timur, Cekungan Ketungau juga merupakan cekungan yang memiliki arah barat-

timur. Sedimen Tersier di Cekungan Mandai kemungkinan berkorelasi dengan

12

sekuen Cekungan Ketungau. Bagian bawah formasi yang ada di cekungan

Ketungau sangat mirip dengan Grup Melawi, yang menyebabkan van

Emmichoven (1939, dalam Williams et al. 1989) mengorelasikan keduanya. Fosil

yang terdapat di lapisan batuan tertua yang tersingkap di Cekungan Ketungau

berumur Eosen (Tan, 1979), dan diperkirakan tidak ada lagi lapisan tebal di

bawah lapisan tersebut (Williams dan Heryanto, 1986, dalam Williams et al.,

1989).

Cekungan Ketungau memiliki kontak sesar dengan Bancuh Lubok Antu di

sebelah utara cekungan, dan di beberapa tempat di bagian selatan cekungan, batas

Cekungan Ketungau berupa sesar. Cekungan Ketungau terlipatkan menjadi

sebuah sinklin asimetris dengan orientasi sumbu lipatan berarah barat – timur

(Williams et al., 1989).

Beberapa sesar utama dengan dua arah dominan ada di daerah Sintang.

Sesar-sesar berarah barat-barat laut ke barat umumnya relatif sejajar dengan batas

formasi, sedangkan kelompok yang berarah timur-timur laut dan timurlaut

memotong batas formasi tersebut. Sesar – sesar tersebut umumnya adalah sesar

normal (Heryanto et al., 1993).

2.2 Stratigrafi Cekungan Ketungau dan Kompleks Kapuas

Pengisian sedimen di cekungan – cekungan Kalimantan diduga berasal dari

kanibalisasi orogenesa yang lebih tua di Kalimantan itu sendiri. Sebagian sumber

sedimen juga kemungkinan berasal dari daratan Indochina (Halls dan Nichols,

2002).

Cekungan Ketungau adalah sebuah struktur sinklin dengan lebar lebih dari

60 km, yang terisi oleh sedimen setebal 7000 m di bagian utara, dan terendapkan

di atas batas antara Kalimantan dan Sarawak. Runtunan stratigrafi dibentuk oleh

Formasi Kantu (Teka) di dasar, Formasi Tutoop (Tetu), dan Formasi Ketungau

(Teke) pada bagian atas. Ketiga satuan ini diperkirakan diendapkan pada Eosen

Akhir (Gambar 2.3) (Heryanto et al., 1993).

13

2.2.1 Formasi Kantu (Teka)

Bagian bawah Formasi Kantu tersusun atas batupasir sedang - kasar dengan

sedikit konglomerat, batulumpur; bagian atas tersusun oleh perselingan batupasir

halus - sedang, batulanau dan batulumpur di bagian atas; batulumpur merah;

setempat terdapat lapisan batubara (Heryanto et al., 1993). Ketebalan formasi ini

kurang lebih 4000 m. Formasi Kantu diendapkan secara tidak selaras di atas

kontak sesar dengan Komplek Semitau dan memiliki kontak sesar dengan

Komplek Kapuas. Formasi ini ditutupi selaras di atasnya oleh Formasi Tutoop dan

diterobos oleh Terobosan Sintang. Dari fosil yang ditemukan, umur formasi ini

tidak lebih tua dari Eosen Akhir. Bagian bawah Formasi Kantu diendapkan pada

lingkungan fluvial dan / atau garis pantai energi menengah sampai laut dangkal,

sedangkan pada bagian atasnya diendapkan pada dataran limpah banjir dan

channel (Heryanto et al., 1993). Formasi Kantu berkembang hingga ke Sarawak

sebagai Formasi Silantek (Tan, 1979). Bagian bawah Formasi Kantu disetarakan

dengan Batupasir Haloq dan bagian atasnya dengan Formasi Ingar di Cekungan

Melawi (Heryanto et al., 1993).

14

Gambar 2.3 Stratigrafi Regional (Heryanto et al., 1993)

Toms

Tetu

Teke

Teka

JKlk

Toms

Toms

TekeTetuTeka

15

2.2.2 Formasi Tutoop (Tetu)

Formasi Tutoop terdiri dari batupasir kuarsa dengan sedikit perselingan

konglomerat dan batulumpur yang menghalus ke arah atas. Ketebalan formasi ini

kurang lebih 1500 m. Formasi Tutoop diendapkan secara selaras di atas Formasi

Kantu, diterobos oleh Terobosan Sintang, dan kontak sesar dengan Kompleks

Semitau. Formasi Tutoop berumur Eosen Akhir, diendapkan di lingkungan

fluvial. Formasi ini dikorelasikan dengan Batupasir Dangkan di Cekungan Melawi

dengan sumber sedimen berasal dari kompleks orogen di utara (Heryanto et al.,

1993).

2.2.3 Formasi Ketungau (Teke)

Formasi Ketungau terdiri dari batulumpur, batulanau, batupasir berbutir

halus, dan pada bagian atas terdapat lapisan batubara tipis. Ketebalan formasi ini

kurang lebih 1500 m. Formasi Ketungau diendapkan secara selaras di atas

Formasi Tutoop dan diterobos oleh Terobosan Sintang. Kesetaraan formasi ini di

Cekungan Melawi adalah Serpih Silat. Formasi ini berumur Eosen Akhir dan

diendapkan pada lingkungan fluvial dan dataran limpah banjir dengan selingan

laut dangkal secara periodik (Heryanto et al., 1993). Heryanto et al. (1993)

menyatakan bahwa arah arus purba dari timur laut dan sumber sedimen berasal

dari kompleks orogen di utara.

2.2.4 Kompleks Kapuas (JKlk)

Kompleks Kapuas berumur Jura – Kapur Awal. Formasi ini kontak sesar

dengan Formasi Kantu. Kelanjutan Formasi ini di Sarawak dikenal sebagai

Bancuh Lubok Antu. Litologi formasi ini terdiri dari basalt terubah, spilit, dolerit,

breksi volkanik, rijang, batusabak, dan batulempung merah. (Heryanto et al.,

1993)

2.2.5 Batuan Terobosan Sintang (Toms)

Batuan Terobosan Sintang berumur Oligosen Akhir – Miosen Tengah, dan

menerobos Formasi Kantu, Formasi Tutoop, dan Formasi Ketungau. Litologi

16

batuan intrusi ini terdiri atas mikrodiorit, mikrogranodiorit, dasit, porfiri dasit,

andesit piroksen, granit / mikrogranit, dan diorit kuarsa (Heryanto et al., 1993).

2.3 Sejarah Geologi Regional

Urutan peristiwa tektonik penting yang terjadi sejak Pra-Kapur terjabarkan

dalam sebuah kolom tektonostratigrafi Sarawak dan Kalimantan bagian barat laut

(Gambar 2.4) dan ilustrasi model perkembangan geologi (Gambar 2.5 dan

Gambar 2.6).

2.3.1 Pra-Kapur

Kompleks batuan alas yang terdiri dari batuan meta beku, meta sedimen,

granit, dan mafik / ultramafik Kompleks Semitau dan Busang merupakan batuan

tertua daerah Sintang. Kelompok batuan tersebut telah mengalami deformasi

kompresif dan metamorfosa dinamotermal dalam sebuah peristiwa orogenesa

pada Zaman Trias. Peristiwa tersebut selaras dengan orogenesa Indonisian Trias

Akhir yang tersebar di Asia Tenggara (Hutchison, 1989 dalam Heryanto et al.,

1993). Sejalan dengan orogenesa, kelompok batuan alas ini diterobos dan

diselimuti oleh batuan volkanik intermedier – mafik dan subvolkanik Batuan

Gunungapi Betung dan Jambu (Heryanto et al., 1993).

2.3.2 Awal Kapur

Pada Kapur Awal, terbentuk bancuh akibat migrasi Southwest Sarawak

Block ke arah kompleks batuan alas Kalimantan (Pra-Kapur). Kejadian kolisi

antara Southwest Sarawak Block dengan batuan alas tersebut selanjutnya berubah

menjadi kompleks subduksi yang menyertakan kerak samudera. Kerak Samudera

tersebut kini direpresentasikan oleh sebagian besar bagian barat daya Kalimantan

dan Paparan Sunda (Banda, 1998). Subduksi tersebut juga menghasilkan

pembentukan sebuah busur magmatik pada kerak kontinen, yaitu batolit

Schwarner dan batolit lainnya (Amiruddin, 1989 dalam Heryanto et al., 1993) di

17

Singkawang, Pontianak, Nangataman, Ketapang. Pada daerah tepi utara kerak

kontinen diendapkan sedimen cekungan muka busur (Kelompok Selangkai) yang

diduga hadir sepanjang zona palung subduksi (Heryanto et al., 1993).

Gambar 2.4 Kolom tektonostratigrafi Sarawak dan Kalimantan bagian barat

laut (Banda, 1998)

18

Gambar 2.5 Sejarah tektonik Sarawak dan Kalimantan bagian barat laut Sejak

Zaman Jura hingga Kala Miosen Awal (gambar tanpa skala) (Banda, 1998)

Oligocene – Early Miocene: Development of Neogene Basin

Late Eocene: Sarawak Orogeny: Rajang group was compressed as Luconia Block coming

from north

Late Cretaceous-Eocene: Deposition of Rajang Group

Early Cretaceous: Collision with West Sarawak Block and Subduction of oceanic crust

beneath West Borneo Pre-Cretaceous Basement. Intrusion of granites

Jurassic-Pre-Early Cretaceous: Pre-Cretaceous West Borneo Basement area and West Sarawak

Block became closer

Gambar 2.6 Sejarah tektonik Sarawak dan Kalimantan bagian barat laut sejak

Miosen Tengah hingga Pliosen Akhir (gambar tanpa skala)

2.3.3 Kapur Akhir

Pada akhir Kapur Awal, Blok

Sarawak, kerak kontinen Laut Cina Selatan, dan Indochina) hadir ke zona

subduksi akibat pemekaran Laut Cina Selatan

Heryanto et al., 1993). Hal ini menyebabkan busur magmatik dan

di bagian barat daya

tonalit dan granodiorit menjadi granit, dan tepi

menurun (Cant dan Stocknal, 1989 dalam Heryanto et al., 1993). Penurunan

tersebut membentuk cekungan turbidit besar (Kelompok

Kapur Akhir (Heryanto et al., 1993).

Pada Eosen Akhir, k

Luconia dari arah utara

mempertemukan Blok Luconia

selatan. Kejadian tersebut menyebabkan

turbidit Kelompok Rajang

Kompleks Orogen Sarawak (Banda, 1998).

Late Pliocene: Erosion & Folding

Mid Miocene – Pliocene : Transgression

19

Sejarah tektonik Sarawak dan Kalimantan bagian barat laut sejak

Miosen Tengah hingga Pliosen Akhir (gambar tanpa skala)

Kapur Akhir – Eosen Akhir

Pada akhir Kapur Awal, Blok Luconia (sebuah kontinen yang terdiri dari

Sarawak, kerak kontinen Laut Cina Selatan, dan Indochina) hadir ke zona

akibat pemekaran Laut Cina Selatan (Pieters dan Supriatna, 1990 dalam

Heryanto et al., 1993). Hal ini menyebabkan busur magmatik dan

di bagian barat daya – selatan Kalimantan terangkat, magmatisme berubah dari

tonalit dan granodiorit menjadi granit, dan tepi kerak kontinen sebelah utara

(Cant dan Stocknal, 1989 dalam Heryanto et al., 1993). Penurunan

mbentuk cekungan turbidit besar (Kelompok Rajang -

Kapur Akhir (Heryanto et al., 1993).

Pada Eosen Akhir, kompresi yang terus berlanjut akibat kedatangan Blok

Luconia dari arah utara ke zona subduksi menghasilkan kolisi yang

k Luconia di sebelah utara dengan kerak kontinen di sebelah

Kejadian tersebut menyebabkan deformasi dan perlipatan pada cekungan

turbidit Kelompok Rajang. Zona kolisi ini tersebut selanjutnya dikenal sebagai

Kompleks Orogen Sarawak (Banda, 1998). Bancuh Lubok Antu

Continental Block

Micro-continental Block of West Sarawak

Oceanic Crust

Subduction Complex

Foreland Basin

Neogene peripheral basin

Magmatic arc (Early Cretaceous)

Magmatic arc (Late Cretaceous)

Granite

Turbidite (Rajang and Embaluh Group)

Lupar Fault Zone

n & Folding

Pliocene : Transgression

LF: Lupar Fault

SF: Sebangkor Fault

MF: Mersing Fault

Sejarah tektonik Sarawak dan Kalimantan bagian barat laut sejak

(Banda, 1998)

Luconia (sebuah kontinen yang terdiri dari

Sarawak, kerak kontinen Laut Cina Selatan, dan Indochina) hadir ke zona

(Pieters dan Supriatna, 1990 dalam

Heryanto et al., 1993). Hal ini menyebabkan busur magmatik dan kerak kontinen

terangkat, magmatisme berubah dari

kontinen sebelah utara

(Cant dan Stocknal, 1989 dalam Heryanto et al., 1993). Penurunan

- Embaluh) pada

akibat kedatangan Blok

menghasilkan kolisi yang

kerak kontinen di sebelah

deformasi dan perlipatan pada cekungan

Zona kolisi ini tersebut selanjutnya dikenal sebagai

Lubok Antu terbentuk

Continental Block

continental Block of West Sarawak

Oceanic Crust

Subduction Complex

Foreland Basin

Neogene peripheral basin

Magmatic arc (Early Cretaceous)

Magmatic arc (Late Cretaceous)

Turbidite (Rajang and Embaluh Group)

Lupar Fault Zone

20

mengakomodasi sebagian besar penunjaman ke arah selatan. (Heryanto et al.,

1993).

Pada Kompleks Orogen Sarawak, sebuah cekungan yang terletak antar

pegunungan terbentuk pada alas kontinen mengikuti deformasi, pengangkatan,

dan penunjaman ke arah selatan Kelompok Embaluh dan Rajang, batuan sedimen

lain, dan ofiolit; dalam skala regional, wilayahnya sejajar dengan sabuk orogenik.

Cekungan besar ini terbagi menjadi empat cekungan struktural, yaitu Melawi,

Mandai, Ketungau, dan Kutei Barat (Pieters et al., 1987 dalam Heryanto et al.,

1993). Terdapat peningkatan penurunan di bagian utara cekungan yang

diperkirakan diduga akibat pembebanan yang berasosiasi dengan orogenesa, dan

cekungan – cekungan tersebut terendapkan sebagai cekungan tanah muka

(foreland basin). Pergeseran ke arah selatan dari Kelompok Embaluh dan Rajang

menghasilkan deformasi kompresif di daerah Kelompok Selangkai, seperti

Bancuh Boyan (Heryanto et al., 1993).

2.3.4 Oligosen – Pliosen

Pada Oligosen – Miosen Awal, terjadi fase pengendapan pertama endapan

marin pada cekungan periferal bagian utara Kalimantan. Fase pengendapan kedua

terjadi pada Miosen tengah – Pliosen, yang dipengaruhi oleh transgresi yang pada

saat itu menutupi seluruh bagian tengah dan utara Sarawak.

Pengangkatatan cekungan tanah muka terjadi selama Oligosen dan Miosen

disertai oleh magmatisme (Batuan Terobosan Sintang) dan pengangkatan batuan

alas. Sebagian besar pengangkatan dan erosi subsekuen telah berakhir pada

Oligosen Akhir (Heryanto et al., 1993). Batuan Terobosan Sintang adalah produk

dari pasca-subduksi Oligosen Akhir hingga Miosen Awal, yang merupakan

sebuah intrusi magmatik kalk-alkali granodiorit di Kalimantan Timur dan Barat,

dan Sarawak Barat (Heryanto et al., 1993).

21

2.3.5 Kuarter

Selama Kuarter, cekungan antar pegunungan dangkal (dataran alluvial

Lakes District) terbentuk di atas daerah yang sebagian besar litologinya berupa

ofiolit (Heryanto et al., 1993).