BAB V
KALIMANTAN
Pulau Kalimantan saat ini terletak
pada margin tenggara lempeng Eurasia yang lebih besar. Hal ini dibatasi di
utara oleh Laut Cina Selatan marjinal kelautan baskom, di sebelah timur oleh
Belt Handphone Filipina dan Lempeng Laut Filipina dan ke selatan oleh Banda dan
busur Sunda sistem (Gambar 1). Hal ini dibatasi di sebelah barat oleh Paparan
Sunda dan akhirnya oleh kerak benua Paleozoikum dan Mesozoikum dari Semenanjung
Melayu. The Block Kalimantan Greater dikelilingi di utara, timur, dan selatan
oleh batas lempeng dan sistem busur yang saat ini aktif atau yang telah aktif
selama Tersier dan dibatasi ke barat oleh daerah rak underexplored yang mungkin
menyembunyikan batas terrane (Fuller & Richter,?).
Kalimantan dapat dibagi menjadi
beberapa provinsi sekitar berarah tektonik (Gambar 5.1). Bagian utara pulau ini
didominasi oleh kompleks Crocker-Rajang-Embaluh Kapur dan Eosen hingga Miosen
akresi. Hal ini terutama terdiri dari turbidites yang ditumpahkan ke timur laut
(koordinat hari ini) off dari busur vulkanik Schwaner dan muda menjadi paralik
ke cekungan parit laut. Sedimen ini yang terimbrikasi, cacat, dan lemah
bermetamorfosis selama subduksi Creraceous dan Tersier dan akhirnya yang
diterobos oleh tahap akhir dan intrusi subduksi pasca Kelompok Sintang Oligo-Miosen.
The Melawi-Ketungau cekungan dan
cekungan Kutai (Gambar 5.1) terbentuk di sepanjang sisi selatan kompleks ini
selama Eosen Akhir dan dipisahkan dari itu oleh Lupar-Lubok Antu dan
melange-ophiolitic Boyan zona. Eksposur tersebar sedimen laut Kapur berdekatan
dengan cekungan kemungkinan merekam cekungan fore arc-Kapur busur Schwaner.
Cekungan Kutai dikembangkan terutama di sepanjang lengan dari sistem keretakan
Makassar sedangkan Melawi-Ketungau cekungan dan Kutai Atas cekungan menempati
lebih dari busur muka-ke intra-arc posisi untuk vulkanisme Tersier. Tarakan dan
Sandakan cekungan adalah cekungan Tersier dikembangkan di bagian timur laut
dari Kalimantan. Mirip dengan Kutai basin, cekungan adalah bersumber oleh
sistem delta dari daratan Kalimantan. Cekungan Barito terbentuk pada saat yang
sama, tetapi tampaknya telah dibentuk sebagai keretakan back-arc atau benua.
Pieters et al (1987) telah berkorelasi dengan basal volkanik Eosen batupasir /
konglomerat dan Eosen seluruh semua cekungan dan tampaknya bahwa sistem terus
menerus perpecahan Eosen Dibentuk di sepanjang pinggiran Batholith Schwaner
menggembirakan dan mengikis. Ini berkembang menjadi cekungan yang terpisah
selama Oligosen dan Miosen dan sedimentasi terus berlanjut selama sebagian besar
dari Neogen tersebut. The Barholith Schwaner sendiri adalah paparan segitiga
batuan granit Kapur yang mengganggu volkanik Paleozoikum dan Mesozoikum,
volkaniklastik, dan sedimen laut. Satu-satunya wilayah di Kalimantan di mana
bagian ini Paleozoikum dan Mesozoikum terpelihara dengan baik adalah di
Northwest Kalimantan Barat dan Sarawak (Northwest Kalimantan domain Williams et
al (1988)) meskipun mungkin terbentuk kerak benua tuan rumah untuk plutonism
Schwaner. Margin timur Cekungan Barito dibentuk oleh ofiolit Meratus. Hal ini
emplaced selama Cretaceous Tengah (Sikumbang, 1986), mungkin selama subduksi
barat laut diarahkan (koordinat hari ini). Arc vulkanisme di Kalimantan SE
kemudian melompat tempel ke sistem busur Sulawesi. The ofiolit Meratus memisahkan
cekungan Barito dari Asem-asem basin di bagian tenggara Kalimantan. Asem-asem
basin merupakan cekungan Tersier yang dikonversi ke timur secara bertahap untuk
Paternoster Platform karbonat.
Untuk kenyamanan praktis dan
presentasi, fitur tektonik Kalimantan dibagi menjadi dua bagian: cekungan
Tersier dan Pre Highs Tersier Awal.
5.1.
PERGURUAN TINGGI cekungan
5.1.1. BARITO CEKUNGAN
Cekungan Barito terletak di
sepanjang margin tenggara Shield Schwaner di Kalimantan Selatan (Gbr. 8).
Cekungan didefinisikan oleh Pegunungan Meratus ke timur dan dipisahkan dari
Cekungan Kutai ke utara dengan lentur yang terkait dengan kesalahan Adang.
Basin memiliki bukaan sempit ke selatan menuju Laut Jawa. Cekungan Barito
merupakan cekungan asym-metrik, membentuk foredeep di bagian timur dan platform
mendekati Shield Schwaner ke arah barat (Gambar 9 dan Gambar. 14). The Basin
Barito memulai perkembangannya di Kapur Akhir, menyusul tabrakan mikro-benua
antara Paternoster dan SW Borneo microcontinents (Metcalfe, 1996; Satyana, 1996).
Deformasi ekstensional Awal Tersier terjadi sebagai konsekuensi tektonik bahwa
konvergensi miring. Ini menghasilkan serangkaian NW - SE tren perpecahan. Ini
perpecahan menjadi akomodasi ruang untuk penggemar aluvial dan endapan danau
sedimen dari Formasi Tanjung Bawah, berasal dari daerah horst. Pada awal Eosen
Tengah, sebagai hasil dari pelanggaran laut, sedimen celah menjadi lebih
fluviodeltaic dan akhirnya kelautan, sebagai pelanggaran berjalan selama
pengendapan dari Formasi Tanjung Tengah. Pelanggaran laut kemudian tenggelam
perpecahan pada akhir Eosen - Oligosen awal waktu, sehingga pengendapan serpih
laut luas dari Formasi Tanjung Hulu. Setelah regresi singkat laut di Oligosen
Tengah pengembangan baskom sag menyebabkan pelanggaran laut baru. Oligosen
Akhir dicirikan oleh pengendapan karbonat platform Formasi berai (Gambar 6 dan
7). Deposisi Karbonat berlanjut sampai Miosen Awal, ketika dihentikan dengan
meningkatkan masukan klastik dari barat. Selama Miosen laut mundur, karena
pengangkatan dari Core Schwaner dan Pegunungan Meratus. Masukan klastik
menghasilkan pengendapan arah timur-prograding sedimen delta dari Formasi
Warukin. Pada akhir Miosen Meratus Mountains kembali muncul, diikuti oleh
penurunan isostatic dari cekungan yang terletak di posisi tanjung dalam
kaitannya dengan pegunungan meningkat. Sedimen gudang dari uplift ini yang
disimpan di cekungan mereda, sehingga. dalam pengendapan ribuan meter dari
Formasi Warukin. Pengangkatan Pegunungan Meratus berlanjut sampai Pleistosen
dan menghasilkan pengendapan molassic-delta sedimen dari Formasi Dahor Pliosen.
Ini rezim struktural dan pengendapan masih ada hingga sekarang. Perkembangan
struktural dari Cekungan Barito merupakan konsekuensi dari dua jelas terpisah,
rezim (Gbr. 6). Pertama, rezim transtensional awal, di mana geser sinistral
mengakibatkan pembentukan serangkaian NW - SE tren kunci yang berhubungan
dengan perpecahan, dan kedua, rezim transpressional melibatkan pengangkatan
konvergen, yang diaktifkan kembali dan terbalik struktur tarik tua dan
mengakibatkan memilukan, patahan dan lipat. Kinematika dan jenis inversi Barito
tektonik telah dibahas oleh Satyana dan Silitonga (1994). Saat ini, biji-bijian
struktur cekungan adalah karakteristik-terized oleh konsentrasi struktur di
bagian Timurlaut cekungan, ditandai dengan ketat, Baratdaya paralel - lipatan
NNE tren, dibatasi menuju Pegunungan Meratus oleh tinggi-sudut
timur-mencelupkan imbricate terbalik kesalahan, yang melibatkan ruang bawah
tanah (Gambar 5 dan 9). Kehadiran kesalahan kunci utama ditandai dengan lipatan
tarik atau kesalahan-tikungan dan jejak sesar naik. Konsentrasi unik dari
struktur di bagian TL dari cekungan itu ditafsirkan oleh Satyana (1994) sebagai
akibat tec-tonik setengah-pengepungan daerah oleh dua pra-Tersier massifs:
Range Meratus utara dan Utara Meratus massifs ( Gambar 8).. Bagian barat dan
selatan dari Cekungan Barito itu agak tectonized dan menunjukkan struktur
deformasi hampir tidak ada. Berkulit tipis manifestasi tektonik, rep-dibenci
oleh anticlines decollement dan jalan yang hanya samar-samar diidentifikasi
dalam bagian dari cekungan (Satyana dan Silitonga, 1993). Sepanjang utara
Tengah Warukin dan Tapian Timur Fields (Gambar 3). Semua bidang terjadi pada
anticlines menyalahkan mencelupkan ke timur. The Fields Tanjung dan Kambitin
berhubungan dengan ruang bawah tanah-struktur yang terlibat. The Warukin dan
Tapian Timur Fields terjadi pada struktur dikembangkan oleh berkulit tipis
tektonik dalam Formasi Warukin (Gbr. 9). Hidrokarbon reservoired di Sands Tanjung
Lower dan Middle (Tengah Eosen) dan di Bawah dan Tengah Warukin pasir (Miosen
Tengah) (Gambar 7, 14 dan 15). Batuan dasar pra-Tersier dan karbonat berai
(akhir Oligosen - Miosen awal), di mana mereka retak, juga telah terbukti
menjadi reservoir yang baik, dan dapat menjebak hidrokarbon jika mereka posisi
yang baik. Hidrokarbon yang dihasilkan dalam, dan bermigrasi dari, bara Tanjung
Bawah dan Tengah dan serpih karbon, dan Lower Warukin karbon aceous serpih.
Dapur utama terletak di cekungan depocentre pra-dikirim. Batuan penyegelan
terutama disediakan oleh intra-formational serpih. Generasi, migrasi dan
jebakan hidrokarbon telah terjadi sejak Miosen Awal menengah (20 Ma). The Basin
Barito memberikan contoh terbaik dari efek interaksi tektonik pada habitat hidrokarbon
(Gbr. 9). Dalam cekungan ini, tektonik dikendalikan masing-com ponent dari
habitat hidrokarbon (petroleum system). Ekstensional tektonik di Tersier Awal
membentuk cekungan dibelah dalam mana serpih endapan danau Tanjung dan batu
bara yang disimpan di daerah graben. Lingkungan Lacus-trimurti bertanggung
jawab untuk pengendapan batuan sumber Tanjung. Seperti penurunan terus
berlanjut dan struktur dibelah yang terendam, serpih luas diendapkan, yang
menjadi segel penting bagi batuan reservoir yang mendasarinya. Kondisi ini juga
bertanggung jawab untuk pengendapan secara luas-terdistribusi batuan Tengah
Tanjung reservoir. Kesalahan ekstensional menjadi saluran untuk migrasi
hidrokarbon-bons dihasilkan di daerah graben lebih dalam. Peran tektonik di akumulasi
hidrokarbon di cekungan selama waktu Neogen dan Pleistosen tidak bisa dibantah.
Implikasi pembalikan cekungan dalam pengembangan sistem petroleum di Cekungan
Barito dibahas di Satyana dan Silitonga (1994). Selama Miosen Akhir baskom itu
terbalik, sebagai-Association dengan Uplift Meratus, untuk menghasilkan
cekungan asimetris, Cekungan Barito, mencelupkan lembut di NW, menuju Platform
Barito, dan tajam dalam SE terhadap Uplift Meratus. Akibatnya bagian tengah
cekungan mereda dengan cepat, karena iso-stasy, menyebabkan batuan sumber
Tanjung akan terkubur, sehingga mereka mencapai kedalaman di mana hidro-karbon
yang dihasilkan. Pemodelan Dipulihkan untuk tektonik Barito dan hewan-roleum
generasi (Satyana dan Silitonga, 1994; Satyana, 1995; Satyana dan Idris, 1996)
telah menunjukkan bahwa inversi cekungan akibat tectonism kompresional (Gbr.
9). Graben-mengisi urutan secara aktif terbalik dan anticlines asimetris yang
dihasilkan sepanjang kesalahan sebaliknya. Hidrokarbon yang dihasilkan dari
depocentre basin diusir untuk mengisi struktural perangkap. Struktur seperti
Lapangan Tanjung dengan demikian menguntungkan diposisikan untuk jebakan
hidrokarbon bermigrasi awal. Mengangkat dari Pegunungan Meratus adalah terus
menerus selama Miosen Akhir, melalui Pliosen, dan memuncak di Plio -
Pleistosen. Tanjung batuan sumber di depocentre sudah matang oleh Miosen Akhir.
Proto-terbalik perangkap struktural terbentuk pada Miosen awal yang terus
terbalik sebagai lembah kompresi dikembangkan, sehingga fitur sangat positif.
Hidrokarbon mengisi perangkap melalui kesalahan dan sepanjang pasir permeabel.
Hal ini dianggap bahwa dalam Pliosen awal batuan sumber Tanjung di daerah ini
telah habis hidrokarbon cair mereka kemampuan menghasilkan. Pada tahap ini gas
yang dihasilkan dan bermigrasi untuk mengisi perangkap yang ada. Plio -
Pleistosen tectonism menyebabkan Barito Basin keseluruhan akan sangat terbalik
(Gbr. 9). Peristiwa tektonik disebabkan baik pembentukan perangkap baru dan
penghancuran perangkap yang ada. Hidrokarbon terperangkap mungkin remigrated ke
baru terbentuk struktur sebagai perangkap tua yang miring atau melanggar oleh
Plio - Pleistosen inversi. Pada tahap ini batuan sumber Tanjung telah berhenti
untuk menghasilkan minyak dan gas di depo-pusat, karena bagian itu tegas dalam
jendela gas kering. Para Shales Warukin rendah di cekungan depo-pusat mencapai
kedalaman jendela minyak di episode puncak tectonism selama Plio - Pleistosen
kali. Minyak yang dihasilkan dan bermigrasi ke terakumulasi dalam struktural
dalam perangkap pasir Warukin. The Warukin dan Tapian Timur Fields didakwa
dalam periode ini. Pembahasan sebelumnya menggambarkan betapa pentingnya
tec-tonik adalah untuk pengendapan batuan reservoir dan sumber, pematangan
batuan sumber, pembentukan perangkap struktural dan distribusi lapangan minyak.
Namun, tektonik juga dapat merusak yang sudah ada perangkap.
5.1.2. Kutai CEKUNGAN
The Basin Kutai adalah yang terbesar
(165.000 km) dan (12.000 - 14.000 meter) terdalam cekungan sedimen Tersier di
Indonesia. Cekungan ini dibatasi di utara oleh Tinggi Mangkalihat, ke selatan
engsel cekungan pada Adang yang - lentur (Adang-Paternoster kesalahan), ke
barat itu dihentikan oleh Kuching Tinggi - bagian dari Ranges Kalimantan
Tengah, dan untuk timur terbuka ke Selat Makassar (Gbr. 10). Suksesi
stratigrafi Tersier di dalam cekungan dimulai dengan pengendapan sedimen
aluvial Paleosen dari Formasi Haloq Kiham di cekungan bagian dalam, dekat
perbatasan barat (Gambar 6, 7 dan 14). Basin mereda selama Paleosen akhir -
Eosen Tengah sampai Oligosen, karena fase rifting basement, dan menjadi tempat
pengendapan Shale Mangkupa dalam marjinal untuk membuka lingkungan laut.
Beberapa silisiklastika kasar, pasir Beriun, secara lokal terkait dengan urutan
shale, menunjukkan
gangguan dari penurunan cekungan
oleh lapisan yang terangkat. Basin mereda dengan cepat setelah pengendapan
pasir Beriun, sebagian besar melalui mekanisme cekungan kendur, sehingga
pengendapan serpih laut dari Formasi Atan dan karbonat dari Formasi Kedango
(Satyana dan Biantoro, 1996). Peristiwa tektonik berikutnya terangkat bagian
dari margin basin oleh Oligosen akhir (Gambar 6 dan 7). Uplift ini dikaitkan
dengan pengendapan volkanik Sembulu di bagian timur cekungan. Tahap kedua
adalah stratigrafi sejaman dengan cekungan pengangkatan dan inversi, yang
dimulai pada Miosen Awal. Selama waktu itu, serangkaian luas allu-botol dan
endapan delta yang disimpan di baskom. Mereka terdiri dari sedimen delta dari
Pamaluan, Pulubalang, Balikpapan dan Kampung Baru untuk-kut, prograding arah
timur, yang berkisar di usia dari Miosen Awal kali Pleistosen. Deposisi delta
terus hari ini, dan meluas ke arah timur ke lepas pantai Kutai Basin. Saat ini,
gaya struktural dari Cekungan Kutai didominasi oleh serangkaian NNE ketat - SSW
lipatan berarah (dan kesalahan anak perusahaan) yang paralel dengan garis
pantai arkuata, dan dikenal sebagai anticlinorium Samarinda - Mahakam Foldbelt
(Gambar 5, 10 dan 11). Ini sabuk lipat ditandai dengan ketat, anticlines
asimetris, separ-diciptakan oleh synclines yang luas, mengandung Miosen
siliciclas-tics. Fitur-fitur ini mendominasi bagian timur cekungan dan juga
lepas pantai diidentifikasi. The penggundulan mation semakin lebih kompleks
dalam arah darat. Daerah cekungan Barat telah terangkat, Minimal 1500 m ke
lebih dari 3500 m dari sedimen telah dihapus oleh mekanisme inversi (Wain dan
Berod, 1989, Courteney dan Wiman, 1991). Tidak banyak yang diketahui tentang
struktur daerah cekungan barat dan, meskipun struktur besar yang jelas,
kesamaan dalam tren struktural dan gaya tidak jelas dari data yang tersedia
(Ott, 1987). Di wilayah ini, tektonik mungkin melibatkan basement (tebal
berkulit tektonik). Pembalikan tektonik, dalam hal asal dan ketegangan
re-tanggapan, tidak sejelas di Cekungan Barito. Prograding sedimen delta
mungkin telah memberi kontribusi pada mekanisme inversi struktural, dengan
mekanisme diapirism atau pertumbuhan-faulting, mekanisme ini sangat berbeda
dari orang-orang yang mempengaruhi Basin Barito. Asal-usul lipatan dan
kesalahan di Cekungan Kutai tetap tak terpecahkan dan konsep-konsep yang
beragam seperti diapirism vertikal, gravitasi meluncur (Rose dan Hartono, 1978;
Ott, 1987), inversi melalui daerah memilukan (Biantoro et al, 1992.),
Mikro-benua tabrakan, detasemen lipat di atas sedimen overpressured (Chambers
dan Daley, 1995), beban yang berbeda pada sedimen delta dan pertumbuhan delta
sistem sesar terbalik (Ferguson dan McClay, 1997) telah dipanggil.
5.1.3. TARAKAN CEKUNGAN
Cekungan Tarakan meliputi wilayah
basinal di NE Kalimantan (Gbr. 12). Pekerja di daerah ini biasanya membagi NE
wilayah Kalimantan basinal menjadi empat sub-DAS: yang Subcekungan Tidung,
Berau Sub-basin, Tarakan Sub-basin, dan Muara Sub-basin. Cekungan Tarakan dari
makalah ini mencakup semua empat sub-DAS. Batas-batas antara sub-DAS tidak
selalu perbatasan eA'ective, beberapa engsel saja atau zona sesar. Cekungan
Tarakan dipisahkan dari Cekungan Kutai oleh Tinggi Mangkalihat atau Arch (Gbr.
12). Di sebelah barat cekungan dihentikan oleh Sekatak - Berau Tinggi dari
Ranges Tengah, engsel cekungan di Semporna Tinggi ke utara, dan membuka ke arah
timur dan southeastwards ke Selat Makassar.
Deposisi di Cekungan Tarakan dimulai
pada Eosen Tengah, bersamaan dengan fase rifting Selat Makassar yang memisahkan
Sulawesi dari Kalimantan (Lentini dan Darman, 1996) (Gambar 6 dan 7). Basin
mereda dan membuka ke timur. Laut melanggar barat dan serpih laut dangkal dari
Formasi Sembakung diendapkan, melapisi Dannu tua batuan dasar. The. pelanggaran
disela oleh pengangkatan Eosen terbaru yang mengakibatkan pengendapan klastik
hasil kasar Formasi Sujau. Selama masa Oligosen karbonat plat-form (Seilor
Formasi) dikembangkan dan berlanjut sampai Miosen Awal sebagai Shales Mangkabua
dan. reefal Tabalar Limestone. Di Miosen tengah, margin basin Barat yang
terangkat dan menyebabkan kondisi laut terbuka untuk memberi jalan kepada luas
dan cepat deposisi delta klastik, yang berturut-turut ke arah timur prograded
dengan waktu. Regresi periodik dan siklik - pelanggaran selama Miosen tengah ke
waktu Pleistosen menyebabkan perpindahan sedimen, meninggalkan serpih laut dan
batugamping diselingi dengan kasar sedimen klastik delta (The serpih Naintupo,
Meliat - Tabul - Santul - Tarakan - Sajau - deltaics Bunyu dan Domaring - Waru
karbonat). Biji-bijian struktural hadir cekungan adalah karakteristik-terized
oleh lipatan berarah NW - SE dan oleh kesalahan berarah NE - SW (Gambar 5 dan
13). Struktural penggundulan mation menjadi utara semakin kompleks. NE biasa -
kesalahan SW tren, yang normal terhadap arah penebalan sedimen, menunjukkan
bahwa mereka dikembangkan contemporaneously dengan depo-sition, dan mungkin
merupakan hasil langsung dari beban sedimen sedimen delta berturut-turut. Semua
struktur di lembah yang lebih rendah terbentuk sebagai hasil dari berkulit
tipis-tec tonik (Gbr. 14). Keterlibatan ruang bawah tanah karakteristik-terizes
struktur cekungan atas, mendekati Sekatak - Berau Tinggi. Inversi tektonik
hampir tidak ada di basin ini. Sejarah tektonik dari Cekungan Tarakan
com-menced dengan ekstensional tektonik di Eosen Tengah, memulai baskom dengan
patahan blok, simi-lar ke acara di cekungan tetangga. Dalam Miosen Tengah, Laut
Sulu, terletak di utara cekungan, yang subduksi di bawah kerak con-tinental
bertambah Utara Kalimantan, dan ini mengakibatkan ekstrusi volkanik Neogen di
Semenanjung Semporna dan bertanggung jawab untuk pembentukan NW - SE tren, SE
terjun lipatan di Cekungan Tarakan. Ini sumbu lipat sekarang rep-dibenci oleh
pulau Sebatik, Bunyu dan Tarakan. Lipatan menjadi semakin lebih kompleks menuju
utara ketika mereka mendekati batas con-konvergen. Beberapa pekerja (Lentini
dan Darman, 1996;. Biantoro et al, 1996) berhubungan untuk-mation dari lipatan
ke kunci tektonik di cekungan itu sendiri. The progradation tebal dari
penyerahan SUC-delta selama Miosen Tengah ke waktu Pleistosen menghasilkan
pertumbuhan-faulting dengan struktur rollover, selaras tegak lurus terhadap
aliran sedimen dan mereda ke arah timur.
5.1.4. SANDAKAN CEKUNGAN
The Sandakan Basin, terletak di
bagian selatan Laut Sulu, dengan kompleks delta Tersier di selatan cekungan.
Hal ini sejalan dengan berbagai cara dengan hidrokarbon yang menghasilkan delta
Baram dan Mahakam, yang seperti Sandakan, yang berdekatan dengan Kalimantan
(Gambar 1). Ini kesamaan dengan Kalimantan membedakan Cekungan Sandakan dari
semua cekungan sedimen lain di Filipina.
Cekungan Sandakan diisi terutama
dengan Mio-Pliosen fluvio-delta batuan sedimen usia, sampai 15 km tebal (Gambar
2). Bagian stratigrafi cekungan telah dijelaskan oleh Tamesis (1990). Cekungan
ini dibatasi pada barat laut oleh Ridge Cagayan dan meluas barat daya ke tengah
dan tenggara Sabah. Palung Sulu aktif dan Kepulauan Sulu membentuk batas timur
cekungan. Ke timur laut, sedimen yang cacat oleh toe-of-lereng lipatan
kompresional. Sebelah timur laut dari lipatan, menipis suksesi sedimen menjadi
2,5 km dan downlaps ke kerak samudera Laut Sulu Tenggara, menandai batas timur
laut cekungan (Graves & Swauger, 1997).
Sejarah tektonik cekungan ini tidak
disepakati. Klasifikasi Back-arc dan intra-arc telah ditugaskan ke Laut Sulu
Tenggara. Dalam kedua kasus, pemekaran dasar laut mungkin telah dikaitkan
dengan tenggara-diarahkan subduksi kerak proto-Selatan yang diusulkan Laut China
laut, di bawah perluasan timur laut dari mikrokontinen Borneo (Ridge Cagayan),
selama Miosen Tengah waktu (Hinz, et al, 1991.). Pembahasan lebih lanjut dari
perkembangan cekungan dibuat oleh Hutchison (1992) dan Rangin et al. (1990).
5.1.5. Sarawak CEKUNGAN
The continental shelf lepas pantai
Malaysia Timur milik daerah air dangkal yang luas yang menghubungkan Kalimantan
dengan daratan Asia (Gambar 2). Hanya bagian utara Kalimantan yang terpisah
dari benua Asia oleh wilayah perairan dalam di Laut Cina Selatan. Seiring pusat
Sarawak rak sangat luas, umumnya melebihi 300 km dari tepi rak ke pantai. Hal
ini menjadi sempit menuju utara Sabah, di mana secara lokal kurang dari 100 km
lebar.
Sebagian besar dari rak ini
underlain oleh urutan Tersier tebal atas. Data magnetik, secara lokal didukung
oleh data seismik, menyarankan sedimen terbesar ketebalan berada di tengah dan
utara Sarawak, dekat dengan pantai ini (Gambar 3, 4). Dalam Sa-bah, zona
maksimum ketebalan tampaknya terjadi 60 km lepas pantai. Sumber utama dari
sedimen adalah sabuk orogenic yang membentang di sepanjang perbatasan selatan
Sarawak utara ke Sabah. Gunung-gunung ini, yang terangkat terutama dalam Eosen,
sekarang membentuk batas darat dari cekungan Tersier tebal atas.
Di Sarawak, tebal sedimen Tersier
atas mencapai tar melewati tepi rak, meliputi wilayah laut yang besar (Sarawak
basin Gambar.. 2). Lebih jauh ke utara, di barat Sabah, palung yang relatif
sempit dalam (Sabah melalui) dengan sebagian besar terganggu, sedimen
horizontal usia mungkin Pliosen, memisahkan urutan Tersier tebal atas bawah rak
dari urutan Tersier lebih tipis yang mendasari air yang dalam jauh lepas pantai
( Gambar 3, 4:. bagian 1, 2). Sebuah graben sama dalam, tapi lebih pendek
ditemukan 250 km lebih jauh ke barat-barat laut (Gambar 2). Dataran abyssal
dari cekungan Cina terletak 350 km ke arah barat laut dari palung Sabah, pada
kedalaman air 4.000 m, dan underlain oleh basement laut dengan hanya lapisan
tipis sedimen. Di daerah ini, ekstensi kerak menyebabkan pembentukan basement
samudera, mungkin dalam waktu Tersier tengah, sedangkan di fase rifting selatan
tidak pernah melampaui pembentukan graben awal. Tebal sedimen tersier atas juga
mendasari bagian dari rak di bagian timur Sabah, memperluas darat di Semenanjung
Dent. Namun, di perairan dalam ke timur laut, basement samudera tampaknya
berada di kedalaman dangkal di bawah Laut Sulu (Gambar 2).
Di sebagian besar wilayah lepas
pantai basement seismik sesuai dengan sedimen Paleogen indurated. Berdasarkan
proyeksi dari Sarawak Barat onshore dan data sumur lepas pantai dari
Semenanjung Malaysia dan Indonesia, basement diperkirakan terdiri dari batuan
metamorf dan granit Mesozoikum, dan mungkin setidaknya sebagian dari batuan
Paleozoikum atas serupa dengan yang terkena di Vietnam, Semenanjung Malaysia,
dan barat Sarawak. Batuan metamorf Mesozoikum telah dijelaskan dari singkapan
permukaan di timur Sabah (Leong, 1974).
Sementara kondisi rak berlanjut ke
bagian barat Sarawak, sebuah palung yang mendalam dikembangkan di pusat Sarawak
selama Cretaceous-Paleogen waktu, memperluas atas bagian utara Kalimantan Barat
dan Sabah. Beberapa ribu meter dari serpih laut dan turbidites terakumulasi
dalam palung ini, sumbu yang tampaknya telah terletak 100 hingga 200 km
pedalaman dari pantai hari ini. Paleosen perairan dangkal batugamping ditemukan
di bawah permukaan barat daya Luconia menunjukkan adanya kawanan karbonat
sepanjang sisi barat dari palung laut Paleogen. Sabuk orogenic utama dari
Northwest Kalimantan cekungan itu sangat dilipat dan terangkat selama waktu
Eosen, sehingga menjadi sumber penting bagi sedimen Tersier muda.
Mid-Tersier fase rifting di basin
China diperkirakan telah diberikan tekanan ekstensional yang menyebabkan
pembentukan separo graben dan sistem graben di mana sebagian besar benua
sedimen diendapkan (Gambar 2-5). Pada saat yang sama palung yang mendalam
dikembangkan di depan sabuk lipat Eosen di Sabah dan Sarawak bagian utara. Ini
cepat diisi dengan shale tebal dan urutan turbidit (West Crocker dan Temburong
formasi, Liechti et al, 1960), tetapi karbonat beting karang dan buildups
dikembangkan di sepanjang sisi barat daya palung (Melinau Lime-batu, Liechti et
al, 1960) . Di pusat Sarawak lingkungan yang dangkal menang dengan fasies
terutama berlempung disimpan (pembentukan Kelabit, Setap shale, Penian marl,
Liechti et al, 1960; sebagian Miri Zone, Hale, 1973). Deep-laut, urutan
didominasi Shaly juga yang de-mengemukakan di bagian timur Sabah, di mana
mereka mengandung radiolarites dan spilites. Ini telah ditafsirkan sebagai
parit melanges indikasi dari Oligosen-Miosen awal akhir barat laut ke tenggara
berorientasi zona subduksi (Hamilton, 1976; Beddoes, 1976). Meskipun tidak ada
metamorfosis blueschist telah diamati, zona ini dengan serpih yang sangat
berkerut dan radiolarites sering dan ophiolithes menunjukkan indikasi lebih
dari subduksi dari barat daya ke barat laut dari tren berorientasi Utara-barat
utama Kalimantan geosyncline, yang tidak memiliki melanges parit yang khas.
Struktural. Sabah merupakan daerah yang paling kompleks di barat laut
Kalimantan, karena posisi megatectonic nya antara sistem busur-tanah Pasifik
Barat dan daratan Asia.
Selama Miosen awal laut barat
dilanggar. Deeper deposito laut mencapai rak utara hadir Sarawak dan irisan
laut dangkal diperpanjang jauh ke perairan Indonesia (Gambar 5). Lokal karbonat
beting dan buildups dibatasi cekungan (misalnya Subis Limestone, Melinau
Limestone, Liechti et al 1960). Luas pantai polos benua deposito terbentuk
sepanjang margin basin, dengan perkembangan yang sangat tebal di daerah ini
dari pusat / barat Sarawak. Barat laut ke tenggara berorientasi horst graben
dan tektonik mempengaruhi daerah, tetapi sebagian besar daerah barat dari
Sarawak telah kemudian menjadi cukup stabil, tinggi, dan luas terkikis. Selama
penurunan Miosen tengah yang kuat mulai dari pusat Sarawak sepanjang sistem
sesar dari orientasi umum utara-barat laut ke selatan-barat daya. Miosen tengah
laut menyebar ke depresi yang terbentuk di kedua sisi daerah, relatif stabil
pusat ditinggikan, di mana buildups karbonat yang luas mulai terbentuk (Central
Luconia). Pada saat yang sama secara bertahap delta outbuilding muncul di
bagian barat dan utara Sarawak dan Sabah di utara (Gambar 5). Selama Miosen
akhir, banyak daerah yang hadir dari tengah dan selatan Sabah menjalani lipat
yang kuat, dimulai melalui uplifts basement dan patahan kunci. Sebagian besar
dari bagian utara Sarawak, baik ke dan luar negeri, juga dipengaruhi oleh fase
tektonik, meskipun deformasi umumnya telah lemah. Deformasi Synsedimentary
terjadi dalam urutan sedimen tebal yang memenuhi depresi mendalam di kedua sisi
dari platform karbonat Luconia Tengah. Outbuilding delta berlanjut di bagian
barat dan tengah Sarawak dan delta baru yang dikembangkan di selatan dan timur
Sabah (Gbr. 5). Selama Pliosen, laut cepat berkembang atas landas utara miring,
penyetoran terbuka kelautan lempung dan pasir (Gambar 5). Di lereng rak, lipatan
dorong dikembangkan jauh di lepas pantai. Deformasi Synsedimentary berlanjut di
daerah delta, sementara yang lain fase lipat, mungkin lagi dipicu oleh uplifts
basement melalui patahan dan kunci pas, sebagian besar terkena dampak dari
dekat pantai utara Sarawak dan Sabah terutama bagian utara (Gambar 3, 4).
5.1.6. Melawi DAN Ketungau CEKUNGAN
The melange dan batuan akresi timur
dari domain Kalimantan Northwest secara tidak selaras ditindih oleh tiga urutan
sedimen, urutan Silat, Melawi Basin urutan dan Ketungau / Mandai Basin urutan.
Yang paling awal dari ini adalah urutan Silat, yang terdiri dari batu pasir
fluviatile hingga 600 ditindih tebal hingga 2000m dari endapan danau hitam
shale. Urutan menipis dengan cepat ke barat dan tidak hadir di sebelah barat
Sungai Kapuas (Gambar 2). Hal ini dilipat menjadi sinklin, ketat terjun timur,
dan anggota badan berada di tempat terbalik. Urutan Silat ignimbrit deposito
akresi selatan dan selaras ditindih oleh batuan dari Cekungan Melawi. Daerah
singkapan dari urutan disebut oleh Zeybnans van Emmichoven (1939) dan Williams
et al., (1984) sebagai Sabuk Lipat Silat. Urutan Silat dilipat sebelum
pengendapan urutan Basin Melawi. Sifat melipat menunjukkan adanya kesalahan
dorong pada kedalaman (Williams et al., 1984). The Basin Melawi berisi sampai 5
km dari sedimen laut fluviatile, lagoonal dan marjinal. Detritus vulkanik tidak
berlimpah namun van Es (1918) dan Williams dan Heryanto (1986) diakui cakrawala
banyak mengandung udara jatuh dan fragmen pecahan kaca silisifikasi menunjukkan
vulkanik kontemporer jauh.
Geen opmerkings nie:
Plaas 'n opmerking