Pada peta. morfologi. perbukitan. Gambar 2.1 Peta

Bab II Geologi Reegional

BAB II GEOLOG G GI REGIO ONAL 2.1 GEOM MORFOLO OGI REGIIONAL Pada petaa morfologii lembar Mamuju M (Raatman dan Atmawinatta, 1993) daerah d penelitian terletak dii daerah peegunungan. Daerah peggunungan iini mendom minasi peta lembaar mamuju, hanya sebaagian kecil yang y berupaa perbukitann bergelomb bang

Daerah Penelitian

Gaambar 2.1 Petaa Geomorfologi Lembar Maamuju (Ratmaan & Atmawinnata, 1993)

7 Geologi Daeerah Salutiwoo, Kecamatan Bonehau, Kabupaten Mamuju, Sulaawesi Barat

Bab II Geologi Regional

Daerah Pegunungan Morfologi ini menempati hampir dua pertiga luas daerah yang dipetakan, yaitu bagian tengah, utara, timurlaut, dan selatan. Daerah ini umumnya berlereng terjal dan curam, puncak bukitnya berkisar dari 800 sampai 3.000 m. puncak tertinggi adalah Bulu Potali dan (+3.074 m). Pola aliran berkembang tidak mengikuti pola tertentu, tetapi menyesuaikan keadaan tanah dibawahnya. Di banyak tempat terdapat air terjun, yang menunjukkan ciri kemudaan daerah. Ciri lain berupa lembah yang sempit dan curam. Di sekitar Barupu dan Panggala, terdapat suatu morfologi berpola saliran memencar. Lereng bukit umumnya terjal dan membentuk ngarai. Di daerah pegunungan terdapat sedikit topografi karst dan dataran aluvium sempit, yaitu disekitar Rantepao. Daerah perbukitan bergelombang Morfologi ini terdapat di bagian baratdaya Lembar, yaitu antara Teluk Lebani dan Teluk Mamuju. Tinggi perbukitan berkisar antara 500 sampai 600 m di atas muka laut. Daerah ini berpola saliran meranting. Daerah Dataran Rendah Dataran rendah menempati bagian barat lembar, yaitu sepanjang pantai mulai dari Kaluku sampai Babana (daerah S. Budongbudong). Morfologi ini terbentuk di daerah muara sunggai besar, yaitu S. Budongbudong, S. Lumu, S. Karama, dan S. Kaluku. Umumnya berpola aliran meranting (dendritik) dan beberapa sungai bermeander.

8 Geologi Daerah Salutiwo, Kecamatan Bonehau, Kabupaten Mamuju, Sulawesi Barat


2.2 TEKTONIK REGIONAL 2.2.1 Kerangka Tektonik Salah satu hal yang menjadi permasalahan dalam tatanan tektonik Pulau Sulawesi adalah apakah Asia Tenggara bergerak terpisah atau tidak dari Lempeng Eurasia, mengingat Sulawesi merupakan bagian dari Asia Tenggara dan terbentuk oleh gabungan dari lempeng-lempeng kecil (McCaffrey, 1996; Rangin et al. 1999). Asia Tenggara bergerak dengan kecepatan 1 cm / tahun (atau kurang) relatif terhadap Lempeng Eurasia. Karena pergerakan ini kurang signifikan, Asia Tenggara dianggap merupakan bagian dari Lempeng Eurasia. Lempeng Indo-Australia bergerak dengan arah NNE, sementara Lempeng Pasifik (termasuk Lempeng Carolina dan Philipina) mendekati Lempeng Eurasia dengan arah pergerakan Timur-Barat (McCaffrey 1996). Batas dari Lempeng IndoAustralia dengan Lempeng Pasifik adalah Sesar Sorong yang memotong bagian utara dari Blok Kontinen Australia dan membawanya ke Lempeng Eurasia di arah barat. Sehingga terbentuklah gabungan dari fragmen-fragmen yang kemungkinan merupakan lempeng-mikro yang terletak diantara Kalimantan dan New Guinea, yaitu Pulau Sulawesi. Pemekaran yang terjadi pada Tersier Awal membawa bagian timur dari Kalimantan ke wilayah Pulau Sulawesi sekarang. Setelah periode ekstensional ini, beberapa lempeng mikro-kontinen dan samudera dari Pasifik dan Australia terakresikan keatas Sulawesi bagian barat. Hasil dari pergerakan lempenglempeng kecil ini adalah busur magmatik di utara dan ofiolit di bagian selatan.



Gambar 2.2 Tatanan Tektonik Asia Tenggara (Guritno, 1996)

Sebagai hasil dari kegiatan tektonik selama zaman Tersier, Pulau Sulawesi bisa dibagi menjadi lima unit tektono-stratigrafi, yang dibatasi oleh sesar-sesar utama (Calvert & Hall 2003). Yaitu, Busur Magmatik Sulawesi Utara, Busur PlutonoVulkanik Sulawesi Barat, yang didominasi oleh batuan plutonik dan vulkanik. Jalur Metamorf Sulawesi Tengah, didominasi oleh batuan metamorf derajat tinggi yang dikenal juga sebagai Schist belt. Ofiolit Sulawesi Timur, terdiri atas batuan ofiolit yang berasal dari kerak samudera. Dan Fragmen-fragmen mikrokontinen yang tadinya merupakan bagian dari Australia.



Gambar 2.3 Peta P Tektono--stratigrafi darri Sulawesi (C Calvert & Halll, 2003)

kanik Sulaawesi Bara at dan Bu usur Magm matik Sula awesi Busur Pllutono-vulk Utara Daerah inni dicirikann oleh battuan Tersieer Pluto-vuulkanik berrasosiasi deengan sedimen berumur Tersier T daan Kuarter (Sukamtoo, 1975). Sulawesi Utara ngan batuaan dasar ““kerak-samu udra”, mempunyyai ciri-ciri busur vuulkanik den sedangkann Sulawesi Barat justrru memperliihatkan kessamaan denngan unsur-unsur “kerak-bennua”, yangg terdiri daari batuan sedimen s beerumur Kappur-Tersier yang terlipat kuuat dan diterobos olehh batuan beeku granoddiorit dan ddiorit. (Sukamto, 1978). Batuan pllutonik terddiri dari batuan b gran nitik – diorritik dari M Miosen Ak khir – Pleistosenn, batuan vulkanik v um mumnya ad dalah kalk-alkalin dann sedikit batuan b alkali denngan kisaraan umur daari Paleosen n – Pleistosen, meskippun gunung api masih aktiif di bagiann utara proviinsi. Sedimeen laut dan volkanoklaastik terendaapkan



secara berkala selama Paleosen – Holosen. Pada bagian selatan batuan Tersier diendapkan di atas sikuen tebal dari “flysch” Kapur Akhir. Sedimen ini memiliki ketebalan lebih dari 2000 m, dan terletak di atas kompleks mélange (Sukamto, 1981). Endapan “flysch” terendapkan secara menerus dari Kapur Akhir hingga Eosen pada bagian utara dan kemungkinan hadir sikuen sedimen yang diendapkan pada cekungan depan busur. Jalur Metamorf Sulawesi Tengah dan Ofiolit Sulawesi Timur Daerah ini disusun oleh ofiolit yang berasosiasi dengan sedimen pelagic Mesozoikum dan mélange pada bagian timur, dan batuan metamorf pada bagian barat. Ofiolit secara luas terdiri dari dunit, harzburgit, lerzolit, werhlit, serpentinit dan sedikit gabro, diabas, basaltt, dan diorit (Soeria-Atmaja dkk., 1972). Sikuen ini berkembang dengan baik di utara; bagian tengah dan selatan ofiolit secara umum tidak lengkap atau kacau (Simandjuntak, 1981). Sedimen pelagic terdiri dari karbonat, rijang radiolaria dan lempung merah yang terendapkan pada Jura hingga Kapur Akhir. Batuan mélange tersingkap di bagian tengah tersusun oleh blok ofiolit, sedimen pelagic dan metamorf, dalam matriks dari lempung merah red scaly clay (Simandjuntak, 1980). Batuan metamorf di bagian barat tersusun oleh bermacam jenis sekis, dengan beraneka jenis dalam amfibol-epidot, glaukofan-lawsonit atau fasies greenschist (de Roever, 1974). Fragmen-Fragmen Mikrokontinen Fragmen-fragmen benua, meliputi Banggai-Sula dan Buton, dipercaya berasal dari bagian utara lempeng Benua Australia (Pigram dkk, 1985; Metcalfe,1988, 1990; Audley-Charles dan Harris, 1990; Audley-Charles, 1991; Davidson, 1991; Surono, 1997). Fragmen tersebut kemungkinan terpisah dari lempeng benua Australia saat Jura dan bergeser ke arah baratlaut. Fragmen benua ini dicirikan oleh komplek batuan dasar batuan metamorf Karbon dan batuan plutonik Perm - Trias, yang terletak di bawah kontinen Mesozoik yang berasal dari suksesi sedimen yang mengandung ammonites, belemnites, dan



pelecypods (Sukamto, 1974). Sikuen batuan klastik kasar yang kemungkinan berumur Trias Akhir dan ditindih secara selaras oleh klastik halus dari Jura dan batuan karbonatan Kapur. Detritus granit dari provinsi ini tersebar hingga ke Jalur Ofiolit Sulawesi Timur. 2.2.2 Perkembangan Tektonik Sulawesi Banyak model tektonik yang sudah diajukan untuk menjelaskan evolusi tektonik dari Pulau Sulawesi. Ada dua peristiwa penting yang terjadi di Sulawesi bagian barat pada masa kenozoikum. Yang pertama adalah rifting dan pemekaran lantai samudera di Selat Makassar pada Paleogen yang menciptakan ruang untuk pengendapan material klastik yang berasal dari Kalimantan. Yang kedua adalah peristiwa kompresional yang dimulai sejak Miosen. Kompresi ini dipengaruhi oleh tumbukan kontinen di arah barat, dan ofiolit serta fragmen-fragmen busur kepulauan di arah timur. Fragmen-fragmen ini termasuk mikro-kontinen Buton, Tukang Besi dan Banggai Sula (i.e. Parkinson, 1991; Guntoro, 1999). Kompresi ini menghasilkan Jalur Lipatan Sulawesi Barat (West Sulawesi Fold Belt) yang berkembang pada Pliosen Awal. Meskipun ukuran fragmen-fragmen ini relatif kecil, efek dari kolisinya dipercaya menjadi penyebab terjadinya peristiwaperistiwa tektonik di seluruh bagian Sulawesi (Calvert, 2003).



Gaambar 2.4 Perrkembangan teektonik Asia Tenggara T padaa Kenozoik. (H Hall, 2001)

Terdapat dua modeel tektonikk yang saaling bertenntangan beerkaitan deengan perkembanngan tektonnik Sulawessi, khususny ya tentang pembukaan p Selat Makassar. Menurut Parrkinson (1991), Seelat makasaar mulai teerbuka padda Miosen Awal (Gambar 2.5). 2 Sedanngkan menuurut Guntorro (1999), setelah s mem modifikasi model m sebelumnyya, pembuukaan Selatt Makassarr tejadi paada Eosen (Gambar 2.6). Pemekarann Selat Makassar ini erat kaitaannya dengan perkembbangan tek ktonik Sulawesi Barat B terutaama perkem mbangan Jalu ur Lipatan Sulawesi S Baarat (JLSB).



Gambar 2.5 Model Evvolusi Tekton nik Sulawesi (P Parkinson, 1991)



Gambarr 2.6 Model Evolusi E Tekton nik Sulawesi (Guntoro, ( 19999)

Secara sinngkat, perkkembangan tektonik Su ulawesi Baagian Barat menurut urutan u kejadiannyya adalah seebagai berikkut : Kapur Ak khir Selama Kapur K Akhirr sikuen tebbal sedimen n bertipe fly lysch dienddapkan di daerah d yang luas di sepanjaang daerah Sulawesi bagian baratt. Sedimen ini ditindih h oleh kompleks melange di d bagian selatan s dan kompleks batuan dassar metamo orf di bagian teengah dan utara. Seddimen umu umnya berrasosiasi deengan lavaa dan piroklastikk yang menngindikasikaan bahwa batuan b ini berasal dari busur kepu ulauan vulkanik dan dienddapkan di daerah ceekungan depan d busuur (Sukamtto & Simandjunntak, 1981). Pada saat yang sama,, daerah sulaawesi bagiaan timur berrkembang sebagai ceku ungan laut dalam m, tempat seedimen pelagic diendaapkan sejakk zaman Jurra di atas batuan b



dasar ofiolit. Besar kemungkinan jika cekungan laut dalam Kapur ini dipisahkan oleh sebuah palung dari daerah Sulawesi Bagian Barat. Palung tersebut kemungkinan terbentuk akibat subduksi ke arah barat, tempat Melange Wasuponda berakumulasi (Simandjuntak, 1980 dalam Sukamto & Simandjuntak, 1981). Subduksi ini menyebabkan terjadinya magmatisme di sepanjang daerah Sulawesi Bagian Barat. Batuan metamorf yang ada di Sulawesi Bagian Barat diyakini terjadi selama subduksi Kapur ini. Daerah Banggai-Sula merupakan bagian dari paparan benua sejak Mesozoikum Awal, dimana diendapkan klastik berumur Trias Akhir Akhir hingga Kapur. Batuan dasar benua terdiri dari batuan metamorf zaman karbon dan plutonik Permo-Trias (Sukamto & Simandjuntak, 1981). Paleogen Perkembangan sedimen bertipe flysch di Sulawesi bagian barat berhenti di bagian selatan, sementara di bagian utara masih berlanjut hingga Eosen (Formasi Tinombo, Sukamto, 1975a, 1975c dalam Sukamto & Simandjuntak, 1981). Gunungapi aktif setempat selama Paleosen di bagian selatan dan selama Eosen di bagian tengah dan utara. Pengendapan batuan karbonat (Formasi Tonasa) terjadi di daerah yang luas di selatan selama Eosen hingga Miosen yang mengindikasikan bahwa bagian daerah tersebut adalah paparan yang stabil. Sejak Paleosen, sulawesi bagian timur mengalami shoaling dan diendapkan batuan karbonat air-dangkal (Formasi Lerea, Simandjuntak, 1981). Pengendapan batuan karbonat di daerah ini berlanjut hingga Miosen Awal (Formasi Takaluku). Di bagian barat Banggai-Sula, sikuen tebal karbonat bersisipan klastik diendapkan di daerah yang luas. Karbonat ini diendapkan sampai Miosen Tengah (Sukamto & Simandjuntak, 1981). Zona subduksi dengan kemiringan ke barat yang dimulai sejak zaman Kapur menghasilkan vulkanik Tersier Awal di Daerah Sulawesi Bagian Barat, dan



proses shoaling laut di daerah Sulawesi Bagian Timur, begitu pula di Daerah Banggai-Sula (Sukamto & Simandjuntak, 1981). Di daerah Selat Makassar terjadi peregangan kerak. Daerah Selat Makassar bagian utara adalah bagian awal dari failed rift atau aulacogen, yang terbentuk sebagai bagian selatan dari pusat pemekaran Laut Sulawesi (Gambar 2.7) (Schwan 1985 dalam Fraser dkk., 2003). Kombinasi guyot, kelurusan gravitasi, fasies seismik, bersama dengan distribusi aliran panas yang dihasilkan oleh Kacewicz dkk. (2002 dalam Fraser dkk., 2003), mendukung usulan pola transform/ekstensional untuk peregangan kerak Eosen Tengah di laut dalam Cekungan Makassar Utara (Gambar 2.8). Titik paling utara Selat Makassar yang mengalami transform adalah Cekungan Muara dan Berau. Sumbu pemekaran lantai samudera kemudian menyebar ke arah selatan. Mendekati Paternosfer Platform sumbunya menyimpang ke arah timur dan kembali ke arah baratdaya menuju Selat Makassar selatan. Perluasan

yang

menerus

dan

diikuti

pembebanan

pada

Eosen

Akhir

(menghasilkan peningkatan akomodasi ruang yang signifikan), kelimpahan material benua berbutir halus diendapkan di daerah yang luas pada Cekungan Makassar Utara, berlanjut hingga Oligosen dan Miosen Awal. Suksesi batulempung tebal yang dihasilkan membentuk media yang mobile untuk thinskinned basal detachment di bawah bagian selatan dari Jalur Lipatan Sulawesi Barat, yang mulai ada selama Pliosen Awal (Fraser dkk., 2003). Neogen Distribusi produk vulkanik yang luas menunjukkan terjadinya vulkanisme yang kuat selama Miosen Tengah di Daerah Sulawesi Bagian Barat. Batuan vulkanik yang awalnya diendapkan lingkungan dasar laut dan kemudian setempat menjadi terestrial pada Pliosen. Vulkanisme berhenti pada Kuarter Awal di selatan tetapi menerus sampai sekarang di bagian utara.



Magmatisme yang kuat di Daerah Sulawesi Bagian Barat selama Miosen Tengah berkaitan dengan dengan proses tekanan batuan dalam Daerah Sulawesi Bagian Timur akibat gerakan benua-mikro Banggai-Sula ke arah barat. Peristiwa tektonik ini mengangkat dan menganjak hampir keseluruhan material di dalam Daerah Sulawesi Timur, batuan ofiolit teranjak dan terimbrikasi dengan batuan yang berasosiasi termasuk melange. Pada bagian lain, ofioit di bagian timur menyusup ke arah timur ke dalam sedimen Mesozoikum dan Paleogen dari Daerah BanggaiSula. Selama pengangkatan seluruh daerah Sulawesi yang terjadi sejak Miosen Tengah, sesar turun (block-faulting) terbentuk di berbagai tempat membentuk cekungancekungan berbentuk graben. Saat Pliosen, seluruh area didominasi oleh block faulting dan sesar utama seperti Sesar Palu-Koro (Tjia, 1973) tetap aktif. Pergerakan epirogenic setelahnya membentuk morfologi Pulau Sulawesi yang sekarang. Peristiwa tektonik ini menghasilkan cekungan laut dangkal dan sempit di beberapa tempat dan beberapa cekungan darat terisolasi. Batuan klastik kasar terendapkan di cekungan-cekungan ini dan membentuk Molasse Sulawesi. Peristiwa tektonik Miosen Tengah juga membengkokkan Daerah Sulawesi bagian Barat seperti bentuk lengkungan yang sekarang dan menyingkapkan batuan metamorf di bagian leher pulau. Jalur Lipatan Sulawesi Barat (JLSB, Gambar 2.9) terletak tepat di sebelah barat Sesar Palu-Koro, sebuah transform kerak besar dan sinistral, yang pada awalnya terbentuk saat Eosen oleh pemekaran Laut Sulawesi. Kompresi yang menerus menghasilkan struktur-struktur berarah barat dari JLSB,

sementara material

mikro-kontinen yang awalnya berasal dari Lempeng Australia (“material Australoid”) bergerak ke arah barat selama Miosen bertumbukan dengan JLSB. Pada Pliosen awal, bagian timur dari batas pre-rift dari Cekungan Makassar Utara membentuk komponen dasar laut dari JLSB. Mikro-kontinen Australia ini yang pertama adalah Buton, kemudian diikuti oleh Tukang Besi. Arah vector tumbukan ini pada awalnya adalah utara-barat laut (dengan perhitungan sekarang),



tumbukann selanjutnyya lebih berarah b baratlaut. Varriasi ini cuukup signiffikan, mengingatt arah stresss yang datang (dari tiimur dan seelatan) mem mpengaruhii arah displacem ment kompreesi yang suddah ada di JL LSB.

Gambarr 2.7 Elemen tektonik Selat Makassar (Frraser dkk., 20003)



Gam mbar 2.8 Pola spreading s 42-38 Ma (Fraserr dkk., 2003)

Gambaar 2.9 Jalur Liipatan Sulaweesi Barat (Frasser dkk., 2003)



2.3 STRA ATIGRAFI REGIONA AL Berdasarkkan Wahyonno (2000 dalam d Andii, 2004), littologi daeraah Bonehau u dan sekitarnyaa didominassi oleh batuuan beku daan metamorff, termasukk batuan sed dimen yang sedikkit termetam morfkan (Gaambar 2.14)).

Daerah Pen nelitian

Gambarr 2.10. Peta Geoologi Regional Daerah D Penelitiian (Wahyono, 2000 dalam Maangga dkk, 200 04)

Batuan teertua di daaerah Bonehhau adalah Formasi Latimojong L g, yang berrumur Kapur. Foormasi ini teerdiri dari batusabak, b kuarsit, k filit, batupasir m malih, batu ulanau malih dann pualam, seetempat battulempung malih (Ratm man & Atm mawinata, 1993). 1 Formasi Latimojong L ini terbentuuk di lingku ungan laut dalam d dan ddiendapkan tidak selaras di atas batuann dasar kom mpleks metamorf. Kom mpleks Mettamorf ini terdiri t dari sekis mika, gneisss mika, filiit, dan batussabak.



Menurut Djuri & Sudjatmiko (1975, dalam Sukamto & Simandjuntak, 1981), di Sulawesi bagian barat Formasi Latimojong merupakan sekuen flysch yang berumur Kapur sampai Eosen . Pada Sulawesi barat bagian tengah, formasi diendapkan selama Kapur Akhir, berupa perselingan arenit berketebalan beberapa sentimeter hingga puluhan sentimeter dengan batuserpih. Ciri-ciri turbidit terlihat pada batuan ini. Lava andesit dan konglomerat hadir sebagai sisipan atau lensa. Beberapa batuan pada formasi ini telah terubah menjadi batusabak, filit, dan kuarsit. Formasi ini memiliki ketebalan lebih dari 1000 m dan diintrusi oleh dyke dan stock batuan basaltik hingga granitik (Sukamto & Simandjuntak, 1981). Fosil dari zaman Kapur terdapat dalam bongkah yang diperkirakan berasal dari formasi ini (Brouwer, 1934 dalam Sukamto & Simandjuntak, 1981). Di atas Formasi Latimojong diendapkan Formasi Toraja (Tet) secara tidak selaras. Menurut Ratman & Atmawinata (1993), formasi ini berumur Eosen Tengah sampai Akhir. Komposisinya berupa perselingan batupasir kuarsa, serpih, dan batulanau, bersisipan konglomerat kuarsa, batulempung karbonan, batugamping, napal, batupasir hijau, batupasir hijau, batupasir gampingan dan batubara, setempat dengan lapisan tipis resin dalam batulempung. Formasi Toraja mempunyai Anggota Rantepao (Tetr) yang terdiri dari batugamping numulit yang berumur Eosen Tengah – Akhir. Menurut Djuri & Sudjatmiko (1975 dalam Sukamto & Simandjuntak, 1981) Formasi Toraja merupakan endapan laut dangkal, terdiri dari perselingan batulempung merah dan quartzose arenite dengan sisipan batugamping numulitik dan konglomerat. Pengendapannya menerus hingga Oligosen. Coffield dkk (1993) berpendapat bahwa Formasi Toraja merupakan endapan fluvial dan lacustrine dangkal. Calvert dan Hall (2003) menaikkan status formasi Toraja menjadi grup Toraja, yang berumur Eosen Tengah hingga Oligosen Akhir. Grup ini terdiri dari formasi Budung-budung dan Kalumpang. Formasi Kalumpang merupakan batuan sedimen laut marginal / terrestrial yang terdiri dari sekuen shale, lapisan batubara dan batupasir quartzose, diendapkan selama Eosen Tengah - Akhir. Formasi



Budungbudung diendapkan di lingkungan laut, berumur Eosen tengah hingga Oligosen Akhir. Komposisinya berupa perselingan batulempung, batupasir quartzose, batugamping dan sedikit konglomerat. Di Sungai Karama Formasi Budung-budung memiliki posisi yang sejajar secara lateral sekaligus berada di atas Formasi Kalumpang. Formasi Toraja tertindih tak selaras oleh Formasi Sekala (Tmps) pada Miosen Tengah - Pliosen, yang dibentuk oleh batupasir hijau, grewake, napal, batulempung dan tuf, sisipan lava bersusunan andesit-basalt. Formasi Sekala berhubungan menjemari dengan Batuan Gunungapi Talaya (Batuan Vulkanik Talaya, Tmtv) yang terdiri dari breksi gunungapi, tuf dan lava bersusunan andesitbasal, dengan sisipan batupasir dan napal, setempat batubara. Batuan gunungapi Talaya mempunyai Anggota Tuf Beropa (Tmb) yang terdiri dari perselingan tuf dan batupasir tufaan, dengan sisipan breksi vulkanik dan batupasir wacke (Ratman & Atmawinata, 1993). Batuan Gunungapi Talaya menjemari dengan Batuan Gunungapi Adang (Tma) yang terutama bersusunan leusit-basalt, dan berhubungan menjemari dengan Formasi Mamuju (Tmm) yang berumur Miosen Akhir. Formasi Mamuju terdiri atas napal, batupasir gampingan, napal tufaan, dan batugamping pasiran bersisipan tuf. Formasi ini mempunyai Anggota Tapalang (Tmmt) yang terdiri dari batu gamping koral, batugamping bioklastik, dan napal yang banyak mengandung moluska. Formasi Lariang terdiri dari batupasir gampingan dan mikaan, batulempung, bersisipan kalkarenit, konglomerat dan tuf, umurnya Miosen Akhir – Pliosen Awal. Endapan termuda adalah Aluvium (Qal) yang terdiri dari endapan-endapan sungai, pantai, dan antar gunung.



Gaambar 2.11. Sttratigrafi Regiional Daerah Penelitian. P


Pada peta. morfologi. perbukitan. Gambar 2.1 Peta

Recommend Documents